Polaire cel
Atmosferische circulatiecellen rond de Aarde
Een polaire cel is één van de drie typen atmosferische circulatiecellen die de stroming van lucht in de lagere delen van de aardatmosfeer (de troposfeer) beschrijven (de andere twee zijn Hadleycellen en Ferrelcellen). Zoals de naam al zegt bevinden de polaire cellen normaal gesproken rond de polen, tot aan de 60e breedtegraad.
De stroming in een polaire cel wordt aangedreven door de koude lucht boven de poolgebieden, die over het aardoppervlak naar warmere gebieden van de polen af stroomt. Hoewel de lucht rond de poolgebieden droog en koud is ten opzichte van de evenaar, is de luchtmassa rond de 60e breedtegraad warm genoeg om daar op te stijgen en de luchtstroming van de polaire cel aan te drijven. De lucht stijgt op tot de tropopauze rond de 8 km hoogte, om daarna richting de polen te stromen. Als de lucht de polen bereikt is ze genoeg afgekoeld om weer te dalen, waardoor er boven de polen bijna permanent een hogedrukgebied ligt. Vanaf de pool stroomt de lucht weer richting de evenaar, daarbij wordt de windrichting westwaarts afgebogen als gevolg van het Corioliseffect. Dit veroorzaakt de polaire oostenwinden.
Door verstoringen in de polaire cellen ontstaan harmonische golven in de atmosfeer, die Rossby-golven genoemd worden. Deze golven spelen een belangrijke rol in het bepalen van de straalstroom.
Als het winter is op het noordelijk halfrond kan de polaire cel soms zo ver naar het zuiden verschuiven dat gebieden in bijvoorbeeld Midden-Europa in het polaire hogedrukgebied komen te liggen, dit wordt een Siberisch hoog genoemd. Er heerst dan een koude noordenwind terwijl het zonnig weer is.
Een polaire cel is één van de drie typen atmosferische circulatiecellen die de stroming van lucht in de lagere delen van de aardatmosfeer (de troposfeer) beschrijven (de andere twee zijn Hadleycellen en Ferrelcellen). Zoals de naam al zegt bevinden de polaire cellen normaal gesproken rond de polen, tot aan de 60e breedtegraad.
De stroming in een polaire cel wordt aangedreven door de koude lucht boven de poolgebieden, die over het aardoppervlak naar warmere gebieden van de polen af stroomt. Hoewel de lucht rond de poolgebieden droog en koud is ten opzichte van de evenaar, is de luchtmassa rond de 60e breedtegraad warm genoeg om daar op te stijgen en de luchtstroming van de polaire cel aan te drijven. De lucht stijgt op tot de tropopauze rond de 8 km hoogte, om daarna richting de polen te stromen. Als de lucht de polen bereikt is ze genoeg afgekoeld om weer te dalen, waardoor er boven de polen bijna permanent een hogedrukgebied ligt. Vanaf de pool stroomt de lucht weer richting de evenaar, daarbij wordt de windrichting westwaarts afgebogen als gevolg van het Corioliseffect. Dit veroorzaakt de polaire oostenwinden.
Door verstoringen in de polaire cellen ontstaan harmonische golven in de atmosfeer, die Rossby-golven genoemd worden. Deze golven spelen een belangrijke rol in het bepalen van de straalstroom.
Als het winter is op het noordelijk halfrond kan de polaire cel soms zo ver naar het zuiden verschuiven dat gebieden in bijvoorbeeld Midden-Europa in het polaire hogedrukgebied komen te liggen, dit wordt een Siberisch hoog genoemd. Er heerst dan een koude noordenwind terwijl het zonnig weer is.
Polar Low
Een polar low (actieve sneeuwstoring) is een term in de meteorologie die gebruikt wordt voor klein lagedrukgebied, dat meestal gepaard gaat met zware windstoten en een dik pak sneeuw. Een polar low bereikt Nederland als er in de winter een noordelijke stroming is.
Zeelui maakten al melding van stormen die gepaard gingen met zware sneeuwval, die even plotseling opkwamen als verdwenen. Pas in de jaren '60 van de vorige eeuw kwam het onderzoek naar deze stormen echt op gang. De satellietbeelden lieten zien dat polar lows veel talrijker zijn dan gedacht. Nu konden ook polar lows boven zee bestudeerd worden. Het was een omschakeling in het denken van meteorologen, die uitgingen van het dogma dat polaire depressies slechts aan het polaire front ontstonden, en niet in de koude lucht aan de achterzijde daarvan.
Polar lows zijn kleine depressies met een diameter van 400-800 km, maar meestal zelfs nog kleiner. In de verticale opbouw zijn ze veel kleiner dan tropische cyclonen; ze bevinden zich hooguit op een hoogte van 5 à 10 km boven de zeespiegel. Ze bestaan hooguit twee dagen, en verdwijnen wanneer ze land of drijfijs bereiken. Ze brengen storm of stormachtige wind met sneeuw, het zijn dus sneeuwjachten of sneeuwstormen. Vanuit de ruimte zijn ze te herkennen aan een spiraal-, krul- of kommavormige wolk. Ze lijken erg op tropische cyclonen, en bezitten soms ook een oog. Dit is geen toeval: het principe waarop ze zijn gebaseerd is hetzelfde: het om elkaar heen gaan draaien van talrijke buien. Het noordelijk deel van de Atlantische Oceaan, en dan met name de Barentszzee, de Noorse Zee en het zeegebied ten zuiden van IJsland, zijn de belangrijkste locaties waar polar lows zich vormen. Sporadisch vormen ze zich boven het warme water van de Noordzee, zoals begin januari 1979. Ze vormen zich ook boven de Zuidelijke IJszee.
Een polar low ontstaat wanneer een koude wind over een relatief warme zee strijkt. Vaak is dit arctische lucht met een temperatuur van misschien wel -20 of -30 graden Celsius, die boven water van 5 à 10 graden komt. Dit vergemakkelijkt het ontstaan van de storingen, op een vergelijkbare manier als bij cyclonen. De warme lucht van zee stijgt op en dit zuigt weer nieuwe warme lucht aan. Het corioliseffect zorgt dat de lucht spiraalvormig naar het centrum stijgt. De warme vochtige lucht koelt op grote hoogte af doordat de uitstraling van aardwarmte afneemt en het vocht condenseert en zich daardoor onweers- en sneeuwbuien vormen, voordat deze warme vochtige zijdelings wegstroomt.
In het beginstadium ligt de bewolking van het polar low als een krul in de koude lucht. Bij een "volwassen" polar low spelen sneeuwbuien een rol bij het in stand houden van het weersysteem. De wind kan stormkracht bereiken, maar is veel minder krachtig dan de gemiddelde hurricane. Ook is de levensduur veel korter: na twee dagen is het polar low opgevuld en van de weerkaart verdwenen. Dit maakt een polar low voor zeelui niet minder gevaarlijk dan een tropische cycloon: de storm ontstaat plotseling en brengt hevige sneeuwval die het zicht sterk bemoeilijkt. Het brengt bovendien vaak een sterke plotselinge temperatuursdaling met zich mee, wat een risico op bevriezing meebrengt.
Op 30 januari 2003 bereikte een polar low Nederland en veroorzaakte daar sneeuwval. Het oog lag boven de Noordzee bij Oost-Engeland, waar windkracht 10 werd bereikt. Vrij snel daarna verminderde de storm en verdween het oog door de wisselwerking met het land.
In de film "The Day After Tomorrow" bevriest het noordelijk halfrond door middel van enorme op cyclonen lijkende sneeuwstormen. Waarschijnlijk hebben de scriptschrijvers zich door polar lows laten inspireren.
Zeelui maakten al melding van stormen die gepaard gingen met zware sneeuwval, die even plotseling opkwamen als verdwenen. Pas in de jaren '60 van de vorige eeuw kwam het onderzoek naar deze stormen echt op gang. De satellietbeelden lieten zien dat polar lows veel talrijker zijn dan gedacht. Nu konden ook polar lows boven zee bestudeerd worden. Het was een omschakeling in het denken van meteorologen, die uitgingen van het dogma dat polaire depressies slechts aan het polaire front ontstonden, en niet in de koude lucht aan de achterzijde daarvan.
Polar lows zijn kleine depressies met een diameter van 400-800 km, maar meestal zelfs nog kleiner. In de verticale opbouw zijn ze veel kleiner dan tropische cyclonen; ze bevinden zich hooguit op een hoogte van 5 à 10 km boven de zeespiegel. Ze bestaan hooguit twee dagen, en verdwijnen wanneer ze land of drijfijs bereiken. Ze brengen storm of stormachtige wind met sneeuw, het zijn dus sneeuwjachten of sneeuwstormen. Vanuit de ruimte zijn ze te herkennen aan een spiraal-, krul- of kommavormige wolk. Ze lijken erg op tropische cyclonen, en bezitten soms ook een oog. Dit is geen toeval: het principe waarop ze zijn gebaseerd is hetzelfde: het om elkaar heen gaan draaien van talrijke buien. Het noordelijk deel van de Atlantische Oceaan, en dan met name de Barentszzee, de Noorse Zee en het zeegebied ten zuiden van IJsland, zijn de belangrijkste locaties waar polar lows zich vormen. Sporadisch vormen ze zich boven het warme water van de Noordzee, zoals begin januari 1979. Ze vormen zich ook boven de Zuidelijke IJszee.
Een polar low ontstaat wanneer een koude wind over een relatief warme zee strijkt. Vaak is dit arctische lucht met een temperatuur van misschien wel -20 of -30 graden Celsius, die boven water van 5 à 10 graden komt. Dit vergemakkelijkt het ontstaan van de storingen, op een vergelijkbare manier als bij cyclonen. De warme lucht van zee stijgt op en dit zuigt weer nieuwe warme lucht aan. Het corioliseffect zorgt dat de lucht spiraalvormig naar het centrum stijgt. De warme vochtige lucht koelt op grote hoogte af doordat de uitstraling van aardwarmte afneemt en het vocht condenseert en zich daardoor onweers- en sneeuwbuien vormen, voordat deze warme vochtige zijdelings wegstroomt.
In het beginstadium ligt de bewolking van het polar low als een krul in de koude lucht. Bij een "volwassen" polar low spelen sneeuwbuien een rol bij het in stand houden van het weersysteem. De wind kan stormkracht bereiken, maar is veel minder krachtig dan de gemiddelde hurricane. Ook is de levensduur veel korter: na twee dagen is het polar low opgevuld en van de weerkaart verdwenen. Dit maakt een polar low voor zeelui niet minder gevaarlijk dan een tropische cycloon: de storm ontstaat plotseling en brengt hevige sneeuwval die het zicht sterk bemoeilijkt. Het brengt bovendien vaak een sterke plotselinge temperatuursdaling met zich mee, wat een risico op bevriezing meebrengt.
Op 30 januari 2003 bereikte een polar low Nederland en veroorzaakte daar sneeuwval. Het oog lag boven de Noordzee bij Oost-Engeland, waar windkracht 10 werd bereikt. Vrij snel daarna verminderde de storm en verdween het oog door de wisselwerking met het land.
In de film "The Day After Tomorrow" bevriest het noordelijk halfrond door middel van enorme op cyclonen lijkende sneeuwstormen. Waarschijnlijk hebben de scriptschrijvers zich door polar lows laten inspireren.
Polar Vortex
Polar vortex
De beleving van het weerbeeld vindt altijd plaats aan de grond, want daar houden wij mensen ons meestal op. Maar het zijn juist de patronen hoog in de atmosfeer die sturend zijn voor de ontwikkelingen aan de grond. De zogenaamde ‘polar vortex’ vormt een belangrijk onderdeel van het omvangrijke complexe systeem in onze atmosfeer dat resulteert in ons weerbeeld aan de grond. De ‘Polar Vortex’ wordt gevormd door koude lucht rondom de polen, vanaf 5 kilometer boven het aardoppervlak. Deze aanwezigheid van kou levert lagedrukwerking op in de bovenlucht.
Er dient onderscheid gemaakt te worden tussen enerzijds de troposferische polar-vortex (TPV) en anderzijds de stratosferische polar-vortex (SPV). Zowel op langere als ook op kortere tijdschalen blijken de stratosfeer en de troposfeer gekoppeld te zijn. Zo leiden bv variaties in de stratosferische westenwinden enkele weken later tot soortgelijke variaties in de troposferische westenwinden.
Anderzijds kunnen de Rossby-golven zich tot in de stratosfeer voortbewegen (bergen, hogedrukgebieden) met als het gevolg dat ook de stratosferische jetstream gaat ``zwingen``. De windsnelheden nemen gedurende de daaropvolgende 2 tot 3 maanden gestadig af met als gevolg dat de polar-vortex zo instabiel wordt dat warmelucht tot in de hogere atmosfeer boven de Noordpool doordringen kan. Deze opwarming van de stratosfeer (major warming) leidt tot het uiteenvallen (2 helften) van de polar-vortex (een zgn. polar-vortex split). Boven het noordelijk halfrond zien we een overgang naar meer meridionale atmosferische stromingen (blokkades) met transport van koude arctische luchtmassa’s tot zuidelijke breedtegraden. Dit vindt plaats boven zowel de USA als boven Europa.
De precieze koppelingmechanismen en factoren die hierop aangrijpen zijn nog onbegrepen en vooral de laatste jaren wordt veel onderzoek gedaan.
Algemeen kan men stellen;
-een sterke TPV leidt tot sterke westenwinden (zonaal) / positieve fase AO-NAO
-een zwakke TPV leidt tot verhoogde blokkades (meridionaa) / neg fase AO-NAO
De beleving van het weerbeeld vindt altijd plaats aan de grond, want daar houden wij mensen ons meestal op. Maar het zijn juist de patronen hoog in de atmosfeer die sturend zijn voor de ontwikkelingen aan de grond. De zogenaamde ‘polar vortex’ vormt een belangrijk onderdeel van het omvangrijke complexe systeem in onze atmosfeer dat resulteert in ons weerbeeld aan de grond. De ‘Polar Vortex’ wordt gevormd door koude lucht rondom de polen, vanaf 5 kilometer boven het aardoppervlak. Deze aanwezigheid van kou levert lagedrukwerking op in de bovenlucht.
Er dient onderscheid gemaakt te worden tussen enerzijds de troposferische polar-vortex (TPV) en anderzijds de stratosferische polar-vortex (SPV). Zowel op langere als ook op kortere tijdschalen blijken de stratosfeer en de troposfeer gekoppeld te zijn. Zo leiden bv variaties in de stratosferische westenwinden enkele weken later tot soortgelijke variaties in de troposferische westenwinden.
Anderzijds kunnen de Rossby-golven zich tot in de stratosfeer voortbewegen (bergen, hogedrukgebieden) met als het gevolg dat ook de stratosferische jetstream gaat ``zwingen``. De windsnelheden nemen gedurende de daaropvolgende 2 tot 3 maanden gestadig af met als gevolg dat de polar-vortex zo instabiel wordt dat warmelucht tot in de hogere atmosfeer boven de Noordpool doordringen kan. Deze opwarming van de stratosfeer (major warming) leidt tot het uiteenvallen (2 helften) van de polar-vortex (een zgn. polar-vortex split). Boven het noordelijk halfrond zien we een overgang naar meer meridionale atmosferische stromingen (blokkades) met transport van koude arctische luchtmassa’s tot zuidelijke breedtegraden. Dit vindt plaats boven zowel de USA als boven Europa.
De precieze koppelingmechanismen en factoren die hierop aangrijpen zijn nog onbegrepen en vooral de laatste jaren wordt veel onderzoek gedaan.
Algemeen kan men stellen;
-een sterke TPV leidt tot sterke westenwinden (zonaal) / positieve fase AO-NAO
-een zwakke TPV leidt tot verhoogde blokkades (meridionaa) / neg fase AO-NAO
Zowel het Zuidelijk als het Noordelijk Halfrond een polar vortex
Er bestaan in feite twee ‘polar vortex-en’. Eén bij de Zuidpool en één bij de Noordpool. Rondom de Zuidpool kent deze lagedrukwerking in de bovenlucht een relatief regelmatige cirkelvorm. Dat komt omdat, afgezien van Antarctica zelf, er nauwelijks landoppervlak rond de Zuidpool aanwezig is. Het circulatiepatroon rond die pool wordt daardoor nauwelijks verstoord.
Ronddraaiende uitstulpingen
Rond de Noordpool wordt de stroming echter wél door allerlei landoppervlak verstoord. De rond de Noordpool draaiende koude luchtmassa’s kennen daardoor een veel grilliger vorm, met diverse, steeds van vorm veranderende, uitstulpingen. Deze lobben koude lucht in de bovenlucht zijn in feite bovenluchttroggen, uitlopers van lagedrukwerking hoog in de atmosfeer.
Deze uitstulpingen draaien mee met de globale stromingsrichting op aarde, van west naar oost, die wordt veroorzaakt door de draaiing van de aarde om haar as. Binnen deze steeds veranderende situatie kent de vortex rond de Noordpool gemiddeld gezien twee kerngebieden. Eén dichtbij Baffin Island in het noordoosten van Canada (ook wel eens de ‘Canadese koudekolk’ genoemd), en een andere boven het noordoosten van Siberië.
Het hiernaast getoonde afbeeldingen met de bovenluchttemperaturen voor de komende periode illustreren dit alles. De koude lucht ‘kolkt’ rond de Noordpool van west naar oost, met uitlopers die als tentakels af en toe ver zuidelijk uitzakken, en zich vervolgens weer terugtrekken. Daarbij bevindt zich boven het noordoosten van Siberië aanvankelijk de belangrijkste kern van kou, later voegt het noordoosten van Canada zich daarbij. Opvallend is dat ook Europa zo nu en dan een veeg van de bovenluchtkou meekrijgt.
Slingerende straalstroom: afwisseling
Op de grens tussen deze zeer koude bovenlucht en de warmere lucht bevindt zich een relatief smalle zone waarin over een relatief kleine afstand grote temperatuursverschillen bestaan. Op (en als gevolg van) die scherpe overgang vinden we de straalstroom terug, de zone waarin zich de meest actieve depressies aan de grond ontwikkelen.
Stratosferische polar-vortex
Hiermee wordt de eigenlijke polar-vortex bedoeld, een traag systeem welke zich manifesteert in de stratosfeer op 12 tot 30 km hoogte ( 100 hPa tot 10 hPa).
Er bestaan in feite twee ‘polar vortex-en’. Eén bij de Zuidpool en één bij de Noordpool. Rondom de Zuidpool kent deze lagedrukwerking in de bovenlucht een relatief regelmatige cirkelvorm. Dat komt omdat, afgezien van Antarctica zelf, er nauwelijks landoppervlak rond de Zuidpool aanwezig is. Het circulatiepatroon rond die pool wordt daardoor nauwelijks verstoord.
Ronddraaiende uitstulpingen
Rond de Noordpool wordt de stroming echter wél door allerlei landoppervlak verstoord. De rond de Noordpool draaiende koude luchtmassa’s kennen daardoor een veel grilliger vorm, met diverse, steeds van vorm veranderende, uitstulpingen. Deze lobben koude lucht in de bovenlucht zijn in feite bovenluchttroggen, uitlopers van lagedrukwerking hoog in de atmosfeer.
Deze uitstulpingen draaien mee met de globale stromingsrichting op aarde, van west naar oost, die wordt veroorzaakt door de draaiing van de aarde om haar as. Binnen deze steeds veranderende situatie kent de vortex rond de Noordpool gemiddeld gezien twee kerngebieden. Eén dichtbij Baffin Island in het noordoosten van Canada (ook wel eens de ‘Canadese koudekolk’ genoemd), en een andere boven het noordoosten van Siberië.
Het hiernaast getoonde afbeeldingen met de bovenluchttemperaturen voor de komende periode illustreren dit alles. De koude lucht ‘kolkt’ rond de Noordpool van west naar oost, met uitlopers die als tentakels af en toe ver zuidelijk uitzakken, en zich vervolgens weer terugtrekken. Daarbij bevindt zich boven het noordoosten van Siberië aanvankelijk de belangrijkste kern van kou, later voegt het noordoosten van Canada zich daarbij. Opvallend is dat ook Europa zo nu en dan een veeg van de bovenluchtkou meekrijgt.
Slingerende straalstroom: afwisseling
Op de grens tussen deze zeer koude bovenlucht en de warmere lucht bevindt zich een relatief smalle zone waarin over een relatief kleine afstand grote temperatuursverschillen bestaan. Op (en als gevolg van) die scherpe overgang vinden we de straalstroom terug, de zone waarin zich de meest actieve depressies aan de grond ontwikkelen.
Stratosferische polar-vortex
Hiermee wordt de eigenlijke polar-vortex bedoeld, een traag systeem welke zich manifesteert in de stratosfeer op 12 tot 30 km hoogte ( 100 hPa tot 10 hPa).
Potentiele vorticiteit
Potentiële vorticiteit is nauw verbonden met het begrip potentiële temperatuur. De potentiële temperatuur (θ) is de temperatuur die een luchtpakketje zal aannemen als het adiabatisch - zonder warmteverlies - naar een standaard drukniveau (van meestal 1000 hPa) verplaatst wordt. In tegenstelling tot de gewone temperatuur, neemt θ voor een stabiel gelaagde atmosfeer toe met de
hoogte. De potentiële vorticiteit (PV) geeft aan hoeveel de vorticiteit - een maat voor de draaiing - van een luchtpakketje verandert
wanneer het adiabatisch verplaatst wordt naar een andere breedtegraad of een omgeving met een andere verticale verdeling van θ. Omdat PV evenredig is met de toename van θ met de hoogte leidt dit tot een verdeling van PV in de basistoestand met hoge PV-waarden in de stratosfeer (als gevolg van de sterke stratificatie), en lage PV-waarden in de troposfeer. Het is daarom niet verwonderlijk dat interessante verschijnselen geassocieerd met de dynamica vaak te maken hebben met
verstoringen van de tropopauze (Ambaum, 1997).
hoogte. De potentiële vorticiteit (PV) geeft aan hoeveel de vorticiteit - een maat voor de draaiing - van een luchtpakketje verandert
wanneer het adiabatisch verplaatst wordt naar een andere breedtegraad of een omgeving met een andere verticale verdeling van θ. Omdat PV evenredig is met de toename van θ met de hoogte leidt dit tot een verdeling van PV in de basistoestand met hoge PV-waarden in de stratosfeer (als gevolg van de sterke stratificatie), en lage PV-waarden in de troposfeer. Het is daarom niet verwonderlijk dat interessante verschijnselen geassocieerd met de dynamica vaak te maken hebben met
verstoringen van de tropopauze (Ambaum, 1997).
QBO (Quasi-Biennial Oscillation)
QBO is een quasi periodieke atmosferische golf in de equatoriale stratosfeer op een hoogte van 16 tot 40 kilometer met een maximum op circa 20 tot 25 kilometer hoogte. Deze zonale Wind kan afwisselend (gemiddeld elke 27 maanden) oost dan wel west gericht zijn. Momenteel zien we in de stratosfeer een verschuiving naar west. De QBO speelt een belangrijke rol met betrekking tot de variabiliteit van de zonneactiviteit op de aard atmosfeer en daarmee ook op het globale klimaat. Westelijke stratosferische stromingen zijn ook weer gunstig voor koude winters
Radar
6 mei 2010 - Een neerslagradar is een rondzoekradar voor het waarnemen van neerslag. De antenne zendt een pulsvormig radiosignaal uit dat voor een deel door neerslag wordt weerkaatst. Uit de richting van de antenne en uit de tijd die verloopt tussen het uitzenden van de puls en de ontvangst van de echo's volgt de positie van neerslaggebieden. Op een beeldscherm worden die gebieden getoond met een landkaart als achtergrond. Lichte en zwaardere neerslag worden onderscheiden door verschilende kleuren te gebruiken.
Radarbeeld van 28 mei 2000 om 13.05 UTC
Een serie radarbeelden met tussenpozen van bijvoorbeeld een kwartier laat zien of de buien zwaarder worden en hoe ze zich verplaatsen. De informatie wordt gebruikt voor neerslagverwachtingen tot enkele uren vooruit. Zo kan men soms tot op enkele minuten nauwkeurig aangeven wanneer het ergens gaat regenen of wanneer de regen ophoudt.
Een halve eeuw neerslagradar
Het gebruik van weerradar kwam in de tweede helft van de vorige eeuw tot ontwikkeling. Het KNMI kreeg in 1959 zijn eerste weerradar op de luchthaven Schiphol, in 1962 gevolgd door De Bilt. In de jaren tachtig werden dat digitale radars en sinds 1989 verloopt de waarneming automatisch. Radarbeelden op worden gebruikt door diverse instanties op het gebied van luchtvaart, scheepvaart, recreatie, landbouw, verkeerspolitie en waterstaat. De Nederlandse radargegevens worden sinds 1990 ook opgenomen in een Europees radarbeeld.
In 1996 en 1997 zijn nieuwe radars geïnstalleerd bij de Koninklijke Marine in Den Helder en op de toren van het KNMI in De Bilt. Dankzij dit radarsysteem zijn de beelden een stuk scherper en gedetailleerder geworden.
Dopplerradar
Dit moderne radarsysteem maakt bovendien gebruik van het Dopplereffect. Doppler beschreef in 1842 dat een door een bron uitgezonden trilling anders wordt waargenomen als de bron beweegt. Denk maar aan de verandering van de toon van een sirene van een passerende ambulance. De frequentie neemt toe als de waarnemer beweegt in de richting van de bron en neemt af als hij zich van de bron af beweegt. De beroemde meteoroloog Buys Ballot, de oprichter van het KNMI, heeft het Dopplereffect aangetoond door een proef met een rijdende trein en hoornisten. De trein reed op 3 juni 1845 tussen Utrecht en Maarssen, waarbij de musici en waarnemers met een goed gehoor in de trein en op de perrons stonden. De Dopplerradar heeft het voordeel dat ook windsnelheden en de windrichting in buien kunnen worden gemeten. De windprofielen van de radar maken het mogelijk om beter te waarschuwen voor zware buien met windstoten.
Het vernieuwde radarnetwerk met antennes in Den Helder en in De Bilt biedt een optimale dekking van ons land: de radars brengen heel Nederland en het zuiden van de Noordzee in beeld. Het KNMI werkt in internationaal verband aan de ontwikkeling van radarproducten, radarinstrumenten en de technologie.
Radarbeeld van 28 mei 2000 om 13.05 UTC
Een serie radarbeelden met tussenpozen van bijvoorbeeld een kwartier laat zien of de buien zwaarder worden en hoe ze zich verplaatsen. De informatie wordt gebruikt voor neerslagverwachtingen tot enkele uren vooruit. Zo kan men soms tot op enkele minuten nauwkeurig aangeven wanneer het ergens gaat regenen of wanneer de regen ophoudt.
Een halve eeuw neerslagradar
Het gebruik van weerradar kwam in de tweede helft van de vorige eeuw tot ontwikkeling. Het KNMI kreeg in 1959 zijn eerste weerradar op de luchthaven Schiphol, in 1962 gevolgd door De Bilt. In de jaren tachtig werden dat digitale radars en sinds 1989 verloopt de waarneming automatisch. Radarbeelden op worden gebruikt door diverse instanties op het gebied van luchtvaart, scheepvaart, recreatie, landbouw, verkeerspolitie en waterstaat. De Nederlandse radargegevens worden sinds 1990 ook opgenomen in een Europees radarbeeld.
In 1996 en 1997 zijn nieuwe radars geïnstalleerd bij de Koninklijke Marine in Den Helder en op de toren van het KNMI in De Bilt. Dankzij dit radarsysteem zijn de beelden een stuk scherper en gedetailleerder geworden.
Dopplerradar
Dit moderne radarsysteem maakt bovendien gebruik van het Dopplereffect. Doppler beschreef in 1842 dat een door een bron uitgezonden trilling anders wordt waargenomen als de bron beweegt. Denk maar aan de verandering van de toon van een sirene van een passerende ambulance. De frequentie neemt toe als de waarnemer beweegt in de richting van de bron en neemt af als hij zich van de bron af beweegt. De beroemde meteoroloog Buys Ballot, de oprichter van het KNMI, heeft het Dopplereffect aangetoond door een proef met een rijdende trein en hoornisten. De trein reed op 3 juni 1845 tussen Utrecht en Maarssen, waarbij de musici en waarnemers met een goed gehoor in de trein en op de perrons stonden. De Dopplerradar heeft het voordeel dat ook windsnelheden en de windrichting in buien kunnen worden gemeten. De windprofielen van de radar maken het mogelijk om beter te waarschuwen voor zware buien met windstoten.
Het vernieuwde radarnetwerk met antennes in Den Helder en in De Bilt biedt een optimale dekking van ons land: de radars brengen heel Nederland en het zuiden van de Noordzee in beeld. Het KNMI werkt in internationaal verband aan de ontwikkeling van radarproducten, radarinstrumenten en de technologie.
Relatieve vochtigheid
De relatieve vochtigheidsgraad houdt niets anders in dan de verhouding van hoeveel waterdamp er in de lucht zit en hoeveel er maximaal in kan. Dit is een percentage die aangeeft hoeveel er van de maximale hoeveelheid waterdamp in de lucht zit. Een vochtigheid van 75 % zegt dus dat er driekwartdeel van de maximaal mogelijke hoeveelheid waterdamp in een kg lucht zit. Boven de 80 % kun je zeggen dat de lucht vrij vochtig is. Beneden de 50 a 60 % is de lucht droog, beneden de 30 % zelfs extreem droog. In woestijnen is 30 % of minder overigens niets bijzonders. Hetzelfde geldt voor meer dan 70 % vochtigheid in Indonesie. De maximale hoeveelheid waterdamp in een kilogram lucht is afhankelijk van de temperatuur. In warmere lucht kan meer waterdamp (meer vocht) dan in koude lucht.
Retour d'est
Depressies boven de centrale Middelandse Zee (Genua) laten met een oostelijke aanstroming vochtige lucht tegen de westelijke Alpenboog (welke noord zuid is gericht is) stromen. Door Stau effekten kan dit in de Italiaanse en aangrenzende Franse alsmede ook de zuidelijke Zwitserse Alpen veel sneeuw opleveren. Hoeveelheden van 100 topt 200 cm binnen 24 tot 48 uur zijn dan geen zeldzaamheid.
Rossby golven
Rossby- (of planetaire) golven zijn grootschalige bewegingen in hetzij oceanen, hetzij in de atmosfeer die ontstaan ten gevolge van het natuurlijk herstel van het Corioliseffect, een effect waarvan de sterkte afhankelijk is van de breedtegraad. De golven zijn in 1939 ontdekt door en sindsdien genoemd naar Carl-Gustaf Rossby.
In de atmosfeer zijn Rossby-golven makkelijk te herkennen als grootschalige meanders van de straalstroom. Als de cirkelingen erg duidelijk worden, zorgen ze voor het scheiden van koude en warme luchtmassa's, waaruit cyclonen en anticyclonen ontstaan.
De snelheid van de golf is gegeven door:
Met c de golfsnelheid, u de gemiddelde westwaarts gerichte stroming, β de Rossby-parameter en k het aantal golven.
In de atmosfeer zijn Rossby-golven makkelijk te herkennen als grootschalige meanders van de straalstroom. Als de cirkelingen erg duidelijk worden, zorgen ze voor het scheiden van koude en warme luchtmassa's, waaruit cyclonen en anticyclonen ontstaan.
De snelheid van de golf is gegeven door:
Met c de golfsnelheid, u de gemiddelde westwaarts gerichte stroming, β de Rossby-parameter en k het aantal golven.
Russische beer
Naam die aan een hogedrukgebied gegeven wordt die in Rusland ligt, en nu en dan de oorzaak is van droge winterse aanvallen, want als het hogedrukgebied een aanval doet op het Europese vasteland brengt dat winters weer met zich mee (dat hoeft daarvoor niet altijd Nederland of Belgie te zijn). Soms veroorzaakt dat zelfs oostenwinden vanuit Siberie, en kan die hardnekkig zijn. Bijna alle strenge winters hebben met een Russische Beer te maken. Soms wordt de Russische beer nogal verward met een Scandihoog, wat een hogedrukgebied is dat ook winters weer met zich meebrengt, maar dan boven Scandinavie ligt.
Satelliet
Satellieten zijn vandaag de dag één van de belangrijkste hulpmiddelen in de meteorologie en het klimaatonderzoek. Satellieten leveren niet alleen de bekende wolkenbeelden maar ook gegevens over infraroodstraling waaruit temperatuur en vochtigheid wordt afgeleid. Daarnaast zorgen ze voor informatie over straling, wind, golfhoogtes, golfpatronen, zeestromingen, ijskappen en nog veel meer. Onderscheid wordt gemaakt tussen satellieten die op een vast punt ten opzichte van de aarde staan (geostationair) en satellieten die een cirkelvormige baan over de polen beschrijven (polair).
In dit dossier vindt u onder ´begrippen´ de verschillende satellieten, zoals de OSO, NOAA en MetOp-satellieten. Onder ´nieuwsarchief´ vindt u de gepubliceerde artikelen hierover, zoals over de ingebruikname van satellieten, de eerste beelden, de metingen en waarnemingen etc. Onder ´achtergronden´ vindt u meer en gedetailleerde informatie en statistieken over de verschillende satellieten.
In dit dossier vindt u onder ´begrippen´ de verschillende satellieten, zoals de OSO, NOAA en MetOp-satellieten. Onder ´nieuwsarchief´ vindt u de gepubliceerde artikelen hierover, zoals over de ingebruikname van satellieten, de eerste beelden, de metingen en waarnemingen etc. Onder ´achtergronden´ vindt u meer en gedetailleerde informatie en statistieken over de verschillende satellieten.
Seppiehoog
Een Russische beer dat geen kou naar ons land brengt, maar in tegenstelling een zuiderse wind met zich meebrengt. Dit hogedrukgebied is genoemd naar Seppie - een lid vanop Weerwoord.be - die altijd euforisch werd met dit soort hogedrukgebieden. Het is eigenlijk een misleidende weerkaart.
Smelten
Smelten is in de natuurkunde de faseovergang van een vaste stof naar een vloeistof.
Voor een zuivere stof geldt dat het smelten plaats vindt bij een vaste temperatuur. Deze temperatuur heet het smeltpunt. Een mengsel vertoont vaak geen vaste temperatuur tijdens het smelten, maar een langzaam toenemende temperatuur. Dit is het smelttraject.
Voorbeelden:
Voor een zuivere stof geldt dat het smelten plaats vindt bij een vaste temperatuur. Deze temperatuur heet het smeltpunt. Een mengsel vertoont vaak geen vaste temperatuur tijdens het smelten, maar een langzaam toenemende temperatuur. Dit is het smelttraject.
Voorbeelden:
- ijs smelt bij 0°C tot water
- chocola smelt bij ca. 35°C tot vloeibare chocola
Spanish Plume
Droge en hete luchtmassa's worden vanaf het Spaanse Plateau (700-800 hPa) met een stevige zuidelijke hoogtestroming op transport gezet naar onze omgeving. Dit is dus een goed gemengde laag en wordt daardoor ook wel EML, Elevated Mixed Layer, genoemd. Deze lucht glijdt in feite over een vochtig warme luchtmassa in de onderste luchtlagen heen, waardoor zich onderin grote hoeveelheden CAPE kunnen ontwikkelen (het verticale profiel van temperatuur en vocht wordt ook wel 'loaded-gun' genoemd). De EML wordt nl. van de vochtig warme grenslaag gescheiden door een inversie/stabiele laag. Dit is ook een situatie met potentiële instabiliteit: optilling over een diepe atmosferische kolom zorgt voor droogadiabatische afkoeling bovenin en onderin al snel voor natadiabatische afkoeling, met destabilisering tot gevolg.
Door land-zee contrasten kunnen boven bv. Frankrijk dan zones met convergentie ontstaan, waardoor de vochtige lucht uit de grenslaag regionaal in staat is om z'n CAPE om te zetten in convectieve bewegingsenergie tijdens de vorming van zware onweersbuien op uitgebreide schaal (zie ook MCS).
De positie van het sturende lagedrukgebied is belangrijk, indien het via Engeland doorschuift naar de Golf van Biskaje krijg je een "authentieke spanish-plume" .
De "spanish plume" is verantwoordelijk voor de hoogst mogelijke temperaturen in Nederland ( > 35 °C)
Door land-zee contrasten kunnen boven bv. Frankrijk dan zones met convergentie ontstaan, waardoor de vochtige lucht uit de grenslaag regionaal in staat is om z'n CAPE om te zetten in convectieve bewegingsenergie tijdens de vorming van zware onweersbuien op uitgebreide schaal (zie ook MCS).
De positie van het sturende lagedrukgebied is belangrijk, indien het via Engeland doorschuift naar de Golf van Biskaje krijg je een "authentieke spanish-plume" .
De "spanish plume" is verantwoordelijk voor de hoogst mogelijke temperaturen in Nederland ( > 35 °C)
Storingen
Frontale zones
Fronten vormen de scheiding tussen warme en koude lucht. De koude lucht is afkomstig van noordelijke breedten, de warme van subtropische breedten. Doordat warme lucht veel meer volume heeft dan koude lucht (lichter is) heeft bij een front de koude lucht de neiging om onder de warme lucht te schuiven, omgekeerd schuift warme lucht over koude lucht. Wanneer dit plaatselijk gebeurt wordt de warme lucht opgetild en ontstaat op grote hoogte, rond 10 km, een berg van lucht.
Deze lucht stroomt vervolgens weg en hierdoor neemt het gewicht van de luchtkolom af. De luchtdruk aan de grond daalt en een kleine depressie ontstaat. Dit noemen we een randstoring. De benaming geeft aan dat de storing aan de rand van een grotere depressie voorkomt.
Randstoring
Wanneer de voorwaarden in de atmosfeer gunstig zijn kan de randstoring zich sterk ontwikkelen. Belangrijk is dat boven in de atmosfeer, tussen 5 en 10 km hoogte, een groot temperatuurverschil heerst tussen de koude en warme lucht.
Dit gaat gepaard met een zeer sterke luchtstroming die min of meer evenwijdig loopt aan het front. Deze stroming op 5-10 km hoogte noemen we de straalstroom. De randstoring trekt, gezien vanuit de verplaatsingsrichting, rechts van de moederdepressie langs. Soms verdwijnt de randstoring weer, maar meestal wordt deze uiteindelijk opgenomen in de moederdepressie.
Krachtige stormdepressies die weken blijven liggen bij IJsland of Schotland sturen op deze manier de een na de andere randstoring over onze regio heen. Randstoringen zijn uitermate serieus te nemen. Vaak zijn ze krachtiger met wind en regen dan de sturende moederdepressie.
Bovendien komen meerdere tegelijk achterelkaar, waardoor het veelvuldig kan stormen en regenen.
Een dergelijke opeenvolging van depressies noemen we wel een depressiefamilie. Omdat randstoringen beginnen als kleinschalige verschijnselen is het moeilijk om te voorspellen waar en wanneer ze precies zullen ontstaan.
Kanaalrat
Wanneer een randstoring via Het Kanaal onze regio bereikt kon deze vroeger voor meteorologen nogal onverwacht komen. Boven zee zijn namelijk veel minder meetposten dan boven land. Dit soort randstoringen hebben in Nederland de bijnaam kanaalrat gekregen. Tegenwoordig zijn er technieken om met behulp van satellietfoto’s dit soort depressies toch op tijd te detecteren.
Trog
Elke luchtmassa heeft zijn eigenschappen. Afhankelijk hiervan ontstaan gemakkelijk of minder gemakkelijk buien. In de luchtmassa achter een koufront ontstaan gemakkelijk buien en soms hele buienclusters of storingen.
Het ontstaan van deze buien is afhankelijk van diverse factoren. Hoe groter het temperatuurverschil tussen de grond en grote hoogte, hoe makkelijker buien kunnen groeien.
Een storing in de hogere luchtlagen (Dit noemen we vaak een hoogtetrog) zorgt voor extra opstijgende luchtbewegingen. Hierdoor wordt de buiigheid nog verder versterkt. Een dergelijke storing in de koude lucht manifesteert zich vaak als een buienlijn of buiencluster. Dit noemen we een trog.
Een trog gaat soms gepaard met veel wind. Bij de trog treden vaak extra luchtdrukdalingen op. Daardoor neemt het luchtdrukverschil verder toe en gaat het harder waaien Op de weerkaart hierboven een de trog zichtbaar boven Ierland.
Het stationaire front
In sommige situaties waarbij koude en warme luchtsoorten elkaar ontmoeten stromen deze luchtsoorten vrijwel evenwijdig langs het front. In zo'n geval verandert een front nauwelijks van zijn plaats.
Dit noemen we een stationair front. In de buurt van een stationair front kan vaak langdurig neerslag vallen. Onder gunstige voorwaarden kunnen op een stationair front randstoringen gevormd worden.
Fronten vormen de scheiding tussen warme en koude lucht. De koude lucht is afkomstig van noordelijke breedten, de warme van subtropische breedten. Doordat warme lucht veel meer volume heeft dan koude lucht (lichter is) heeft bij een front de koude lucht de neiging om onder de warme lucht te schuiven, omgekeerd schuift warme lucht over koude lucht. Wanneer dit plaatselijk gebeurt wordt de warme lucht opgetild en ontstaat op grote hoogte, rond 10 km, een berg van lucht.
Deze lucht stroomt vervolgens weg en hierdoor neemt het gewicht van de luchtkolom af. De luchtdruk aan de grond daalt en een kleine depressie ontstaat. Dit noemen we een randstoring. De benaming geeft aan dat de storing aan de rand van een grotere depressie voorkomt.
Randstoring
Wanneer de voorwaarden in de atmosfeer gunstig zijn kan de randstoring zich sterk ontwikkelen. Belangrijk is dat boven in de atmosfeer, tussen 5 en 10 km hoogte, een groot temperatuurverschil heerst tussen de koude en warme lucht.
Dit gaat gepaard met een zeer sterke luchtstroming die min of meer evenwijdig loopt aan het front. Deze stroming op 5-10 km hoogte noemen we de straalstroom. De randstoring trekt, gezien vanuit de verplaatsingsrichting, rechts van de moederdepressie langs. Soms verdwijnt de randstoring weer, maar meestal wordt deze uiteindelijk opgenomen in de moederdepressie.
Krachtige stormdepressies die weken blijven liggen bij IJsland of Schotland sturen op deze manier de een na de andere randstoring over onze regio heen. Randstoringen zijn uitermate serieus te nemen. Vaak zijn ze krachtiger met wind en regen dan de sturende moederdepressie.
Bovendien komen meerdere tegelijk achterelkaar, waardoor het veelvuldig kan stormen en regenen.
Een dergelijke opeenvolging van depressies noemen we wel een depressiefamilie. Omdat randstoringen beginnen als kleinschalige verschijnselen is het moeilijk om te voorspellen waar en wanneer ze precies zullen ontstaan.
Kanaalrat
Wanneer een randstoring via Het Kanaal onze regio bereikt kon deze vroeger voor meteorologen nogal onverwacht komen. Boven zee zijn namelijk veel minder meetposten dan boven land. Dit soort randstoringen hebben in Nederland de bijnaam kanaalrat gekregen. Tegenwoordig zijn er technieken om met behulp van satellietfoto’s dit soort depressies toch op tijd te detecteren.
Trog
Elke luchtmassa heeft zijn eigenschappen. Afhankelijk hiervan ontstaan gemakkelijk of minder gemakkelijk buien. In de luchtmassa achter een koufront ontstaan gemakkelijk buien en soms hele buienclusters of storingen.
Het ontstaan van deze buien is afhankelijk van diverse factoren. Hoe groter het temperatuurverschil tussen de grond en grote hoogte, hoe makkelijker buien kunnen groeien.
Een storing in de hogere luchtlagen (Dit noemen we vaak een hoogtetrog) zorgt voor extra opstijgende luchtbewegingen. Hierdoor wordt de buiigheid nog verder versterkt. Een dergelijke storing in de koude lucht manifesteert zich vaak als een buienlijn of buiencluster. Dit noemen we een trog.
Een trog gaat soms gepaard met veel wind. Bij de trog treden vaak extra luchtdrukdalingen op. Daardoor neemt het luchtdrukverschil verder toe en gaat het harder waaien Op de weerkaart hierboven een de trog zichtbaar boven Ierland.
Het stationaire front
In sommige situaties waarbij koude en warme luchtsoorten elkaar ontmoeten stromen deze luchtsoorten vrijwel evenwijdig langs het front. In zo'n geval verandert een front nauwelijks van zijn plaats.
Dit noemen we een stationair front. In de buurt van een stationair front kan vaak langdurig neerslag vallen. Onder gunstige voorwaarden kunnen op een stationair front randstoringen gevormd worden.
Stromingspatronen
In de atmosferische stromingen maken we onderscheid tussen 3 verschillende fasen. Te weten zonaal, meridionaal en een blokkade. Het eerste type stroming is de zonale variant die dus netjes van west naar oost loopt. Zodra de straalstroom gaan meanderen, spreken we van een meridionale stroming waarbij lucht of van noord naar zuid of van zuid naar noord stroomt.
Een blokkade is feitelijk een totale omkering van de zonale stroming. In de winter levert dit bij ons een koude periode met vorst en sneeuw op. De wind komt dan uit het oosten en voert koude lucht aan vanaf het continent. In de zomer levert een blokkade een warm en meest droog weertype op.
Een blokkade is feitelijk een totale omkering van de zonale stroming. In de winter levert dit bij ons een koude periode met vorst en sneeuw op. De wind komt dan uit het oosten en voert koude lucht aan vanaf het continent. In de zomer levert een blokkade een warm en meest droog weertype op.
Sublimatie
`Sublimatie` is de directe overgang van een stof uit de vaste fase naar een gasvormige fase. Zo kan bijvoorbeeld ijs in strenge winters, bij erg droog weer ( laag dauwpunt) , direct sublimeren naar de gasvormige fase. Daarbij wordt de vloeibare fase dus overgeslagen. Dit verschijnsel wordt ook wel `vervluchtigen` genoemd.
Sublimatie sneeuw
Bij lage dauwpunten gaat sneeuw direkt over in waterdamp welke aan de atmosfeer wordt afgegeven zonder eerst te smelten. Aangezien bij dit proces , net als verdamping, warmteenergie verbruikt wordt ( er komt koude vrij ) smelt de sneeuw niet.
Tevens ontstaat door bovengenoemde proces boven de sneeuwlaag een soort koudelaag wat ook weer evt verder smelten tegengaat. Zelfs bij 5 °C tot 10 °C smelt de sneeuw niet.
Sublimatie sneeuw
Bij lage dauwpunten gaat sneeuw direkt over in waterdamp welke aan de atmosfeer wordt afgegeven zonder eerst te smelten. Aangezien bij dit proces , net als verdamping, warmteenergie verbruikt wordt ( er komt koude vrij ) smelt de sneeuw niet.
Tevens ontstaat door bovengenoemde proces boven de sneeuwlaag een soort koudelaag wat ook weer evt verder smelten tegengaat. Zelfs bij 5 °C tot 10 °C smelt de sneeuw niet.
Subsidentie
Subsidentie is het proces van grootschalig dalende luchtbewegingen in een hogedrukgebied.
De subsidentie heeft in het algemeen een gunstige invloed op het weer. De dalende lucht wordt namelijk geleidelijk opgewarmd (met 1°C per 100 meter), waardoor eventueel in de lucht aanwezige wolkendruppeltjes verdampen, de bewolking dunner wordt of zelfs verdwijnt.
Door de aanwarming kan de lucht op hogere niveaus warmer worden dan de lucht direct daaronder, zodat een inversie ontstaat. Wanneer het hogedrukgebied waarin dit proces plaatsvindt langdurig op zijn plaats blijft, zal de subsidentie doorgaan en zal dus ook de subsidentie-inversie steeds dichter bij het aardoppervlak komen.
Omdat er bij een inversie geen uitwisseling meer is tussen de luchtlagen aan de onder- en bovenkant ervan, zullen vocht en stof in de onderste luchtlagen als het ware gevangen zitten.
Inversie ten gevolge van subsidentie
Inversie die ontstaat ten gevolge van subsidentie. Door de adiabatische aanwarming kan de lucht op hogere niveaus warmer worden dan de lucht direct daaronder, zodat een inversie ontstaat. Wanneer het hogedrukgebied waarin dit proces plaatsvindt langdurig op zijn plaats blijft, zal de subsidentie doorgaan en zal dus ook de subsidentie-inversie steeds dichter bij het aardoppervlak komen. Omdat er bij een inversie geen uitwisseling meer is tussen de luchtlagen aan de onder- en bovenkant ervan, zullen vocht en stof in de onderste luchtlagen als het ware gevangen zitten. Subsidentie-inversies kunnen dan ook aanleiding geven tot ernstigeluchtvervuiling en smog. Dat is vooral het geval in de winter, wanneer lucht dicht bij het aardoppervlak koud is. In sommige gevallen kan de subsidentie-inversie zelfs het aardoppervlak bereiken. De temperaturen stijgen dan plotseling, soms wel met 5 à 10°C, zonder dat daartoe een aanleiding aanwezig lijkt te zijn.
De subsidentie heeft in het algemeen een gunstige invloed op het weer. De dalende lucht wordt namelijk geleidelijk opgewarmd (met 1°C per 100 meter), waardoor eventueel in de lucht aanwezige wolkendruppeltjes verdampen, de bewolking dunner wordt of zelfs verdwijnt.
Door de aanwarming kan de lucht op hogere niveaus warmer worden dan de lucht direct daaronder, zodat een inversie ontstaat. Wanneer het hogedrukgebied waarin dit proces plaatsvindt langdurig op zijn plaats blijft, zal de subsidentie doorgaan en zal dus ook de subsidentie-inversie steeds dichter bij het aardoppervlak komen.
Omdat er bij een inversie geen uitwisseling meer is tussen de luchtlagen aan de onder- en bovenkant ervan, zullen vocht en stof in de onderste luchtlagen als het ware gevangen zitten.
Inversie ten gevolge van subsidentie
Inversie die ontstaat ten gevolge van subsidentie. Door de adiabatische aanwarming kan de lucht op hogere niveaus warmer worden dan de lucht direct daaronder, zodat een inversie ontstaat. Wanneer het hogedrukgebied waarin dit proces plaatsvindt langdurig op zijn plaats blijft, zal de subsidentie doorgaan en zal dus ook de subsidentie-inversie steeds dichter bij het aardoppervlak komen. Omdat er bij een inversie geen uitwisseling meer is tussen de luchtlagen aan de onder- en bovenkant ervan, zullen vocht en stof in de onderste luchtlagen als het ware gevangen zitten. Subsidentie-inversies kunnen dan ook aanleiding geven tot ernstigeluchtvervuiling en smog. Dat is vooral het geval in de winter, wanneer lucht dicht bij het aardoppervlak koud is. In sommige gevallen kan de subsidentie-inversie zelfs het aardoppervlak bereiken. De temperaturen stijgen dan plotseling, soms wel met 5 à 10°C, zonder dat daartoe een aanleiding aanwezig lijkt te zijn.
Thermiek
Thermiek zijn opstijgende warme luchtbellen.
De zon verwarmt de aarde, die niet homogeen van samenstelling is, denk aan zand of kleigrond. Hoe minder vocht de bodem bevat, hoe sneller de bodem en de lucht erboven opwarmt. De warmere lucht boven de grond stijgt op (convectie). Er ontstaat dan thermiek, of ook wel thermiekbellen genoemd. Hierin kunnen zweefvliegtuigen (en vogels) al cirkelend hoogte winnen om met de gewonnen hoogte grote afstanden af te kunnen leggen. De waterdamp in de thermiekbel kan condenseren op een hoogte waar, door de dalende temperatuur, de relatieve luchtvochtigheid tot ca. 100% is gestegen. Er ontstaat dan een wolk. Door thermiek ontstaat in voldoende afgekoelde en vochtige omgevingslucht stapelwolken (Latijnse naam cumulus). We spreken dan van natte thermiek. Wanneer na opstijging van warme luchtbellen de lucht te droog blijft en er geen wolken ontstaan, dan is er sprake van droge thermiek. De stijgsnelheid van luchtbellen wordt bepaald door het temperatuursverschil tussen de lucht in de bel en de omgevingslucht. Hoe groter dit verschil, hoe groter de stijgsnelheid zal zijn. De waarden kunnen uiteenlopen van enkele meters per seconde tot meer dan 10 m/s. Zeer grote stijgsnelheden komen vooral voor in de buurt van buien en kunnen gevaarlijk zijn mede door de ook aanwezige daalstromen.
De zon verwarmt de aarde, die niet homogeen van samenstelling is, denk aan zand of kleigrond. Hoe minder vocht de bodem bevat, hoe sneller de bodem en de lucht erboven opwarmt. De warmere lucht boven de grond stijgt op (convectie). Er ontstaat dan thermiek, of ook wel thermiekbellen genoemd. Hierin kunnen zweefvliegtuigen (en vogels) al cirkelend hoogte winnen om met de gewonnen hoogte grote afstanden af te kunnen leggen. De waterdamp in de thermiekbel kan condenseren op een hoogte waar, door de dalende temperatuur, de relatieve luchtvochtigheid tot ca. 100% is gestegen. Er ontstaat dan een wolk. Door thermiek ontstaat in voldoende afgekoelde en vochtige omgevingslucht stapelwolken (Latijnse naam cumulus). We spreken dan van natte thermiek. Wanneer na opstijging van warme luchtbellen de lucht te droog blijft en er geen wolken ontstaan, dan is er sprake van droge thermiek. De stijgsnelheid van luchtbellen wordt bepaald door het temperatuursverschil tussen de lucht in de bel en de omgevingslucht. Hoe groter dit verschil, hoe groter de stijgsnelheid zal zijn. De waarden kunnen uiteenlopen van enkele meters per seconde tot meer dan 10 m/s. Zeer grote stijgsnelheden komen vooral voor in de buurt van buien en kunnen gevaarlijk zijn mede door de ook aanwezige daalstromen.
Theta-e
De equivalent potentiële temperatuur ('theta-e') is een mooie indicator voor verschillende luchtmassa's. Theta-e is de temperatuur die een 'luchtpakketje' (in het geval van bovenstaande kaart afkomstig van 850 hPa) heeft als het eerst zover naar boven is gebracht dat door condensatie alle latente warmte (condensatiewarmte) vrij is gekomen en daarna (droog)adiabatisch (zonder energieuitwisseling met de atmosfeer) weer naar beneden (naar het 1000 mb niveau) gebracht is. Theta-e wordt dus door de temperatuur én door het vochtgehalte van de lucht bepaald. Hoe warmer en hoe vochtiger de lucht hoe hoger de theta-e.
Met behulp van theta-e kun je onder andere dus goed verschillende luchtmassa's onderscheiden. Bijvoorbeeld een warme sector tussen warmte- en koufront in. De warme sector is over het algemeen warmer en vochtiger dan de omringende lucht en heeft daardoor ook een hogere theta-e waarde. En een scherpe gradient in de theta-e waarden wijst dan op een front tussen 2 luchtsoorten.
Theta-e kan ook gebruikt worden bij het verwachten van sneeuw en bij convectief weer. Met name 'tongen' van hoge theta-e waarden kunnen (in het zomerhalfjaar) plekken zijn waar zware (onweers)buien ontstaan en optreden.
En wat betreft sneeuw, daarvoor heb je natuurlijk niet van die hoge theta-e waarden voor nodig, maar juist lage waarden (ik heb nog niet echt een duidelijke 'drempel' gevonden (in de mij beschikbare informatie), maar het lijkt erop dat de theta-e op 850 hPa in ieder geval rond of liever onder 15°C moet zijn).
Met behulp van theta-e kun je onder andere dus goed verschillende luchtmassa's onderscheiden. Bijvoorbeeld een warme sector tussen warmte- en koufront in. De warme sector is over het algemeen warmer en vochtiger dan de omringende lucht en heeft daardoor ook een hogere theta-e waarde. En een scherpe gradient in de theta-e waarden wijst dan op een front tussen 2 luchtsoorten.
Theta-e kan ook gebruikt worden bij het verwachten van sneeuw en bij convectief weer. Met name 'tongen' van hoge theta-e waarden kunnen (in het zomerhalfjaar) plekken zijn waar zware (onweers)buien ontstaan en optreden.
En wat betreft sneeuw, daarvoor heb je natuurlijk niet van die hoge theta-e waarden voor nodig, maar juist lage waarden (ik heb nog niet echt een duidelijke 'drempel' gevonden (in de mij beschikbare informatie), maar het lijkt erop dat de theta-e op 850 hPa in ieder geval rond of liever onder 15°C moet zijn).
Theta-w
De potentiële natte-bol temperatuur krijg je als je een 'luchtpakketje' (in het geval van de theta-w op 850 hPa afkomstig van 850 hPa) droog-adiabatisch optilt totdat het verzadigd is. Vervolgens laat je het verzadigde luchtpakketje nat-adiabatisch dalen naar 1000 hPa. De temperatuur die het luchtpakketje dan heeft is de potentiële natte-bol temperatuur (theta-w). Zie het volgende plaatje voor constructie op een thermodynamisch diagram (in dit geval een uitvergroot skew-t diagram):
Voor het bepalen van de theta-w 850 heb je de temperatuur (T) en het dauwpunt (Td) op 850 hPa nodig. Vervolgens construeer je in een thermodynamisch diagram het LCL. Dan ga je vanuit het LCL via de nat-adiabaat terug naar 850 hPa en dan heb je de natte-bol temperatuur (Tw) op 850 hPa. Als je dan nog verder naar beneden gaat (nog steeds via de natadiabaat), naar 1000 hPa, dan is de temperatuur die je dan heb de potentiële natte-bol temperatuur (theta-w).
Zie voor info over hoe het LCL te construeren uit het forummuseum:
Overigens, als je vanaf T op 850 via een droogadiabaat omlaag gaat naar 1000 hPa dan krijg je de potentiële temperatuur, theta.
Theta-w heeft de (voor ons) handige eigenschap om voor adiabatische processen (processen waarbij er geen energie met de omgeving wordt uitgewisseld) constant te zijn. Dit in tegenstelling tot de temperatuur (T) of de dauwpuntstemperatuur (Td), deze veranderen wel bij adiabatische processen (als je lucht droog-adiabatisch optilt zullen T en Td steeds dichter naar elkaar toe kruipen totdat het condensatiepunt bereikt is, als je verzadigde lucht droog-adiabatisch laat dalen zullen T en Td steeds verder uit elkaar gaan lopen – zie ook bovenstaand plaatje).
De theta-w wordt bepaald door de temperatuur en de vochtigheid van de lucht in een bepaald luchtpakketje, maar theta-w verandert dus niet bij stijgende en dalende bewegingen in de atmosfeer als het luchtpakketje daaraan onderhevig is (mits de totale waterhoeveelheid in het luchtpakketje het zelfde blijft). Hoe warmer en hoe vochtiger de lucht, hoe hoger theta-w. Warmere lucht geeft natuurlijk al een hogere waarde om mee te beginnen (voordat je de lucht adiabatisch omhoog gaat brengen) en vochtigere lucht zal eerder verzadigd raken als je deze afkoelt (bij het adiabatisch omhoog brengen van de lucht).
Je kunt theta-w voor verschillende doeleinden gebruiken: onderscheiden van luchtmassa's/fronten (met behulp van de theta-w gradiënt tussen de warmere en vochtigere lucht in de warme sector met hogere theta-w waarden dan de koudere drogere lucht achter het koufront), voor het verwachten van convectie (warme en vochtige lucht bevat veel potentiële energie voor convectie – denk bijvoorbeeld aan 'warme tongen' of de 'Spanish Plume') en ook voor het verwachten van sneeuw.
Theta-w geeft je namelijk een indicatie tot hoe ver de lucht af kan koelen door verdamping (van neerslag), zodoende kun je aan theta-w zien of regen bijvoorbeeld over kan gaan in sneeuw. Hiervoor kun je trouwens ook het niveau gebruiken waarop de nattebol temperatuur 0°C is
En waarom 850 hPa? De hoogte van het 850 hPa-vlak ligt gemiddeld rond de 1,5 km en dat is boven de atmosferische grenslaag. De lucht heeft hierdoor vooral grootschalige kenmerken en wordt niet beïnvloed door de ondergrond/vegetatie waarboven deze zich op dat moment bevindt.
Bepaalde criteria voor waarden van theta-w 850 voor sneeuwval heb ik niet echt op internet kunnen vinden, maar in de vakliteratuur is dat wel te vinden (maar ja tot die literatuur heb je als gewoon burger niet zo gemakkelijk toegang).
Overigens heb je (zoals uit bovenstaande link dus blijkt) ook nog theta-e, dat is de equivalent potentiële temperatuur: de temperatuur die een 'luchtpakketje' heeft als het eerst zover naar boven is gebracht dat door condensatie alle latente warmte (condensatiewarmte) vrij is gekomen en daarna (droog)adiabatisch (zonder energie-uitwisseling met de atmosfeer) weer naar beneden (naar het 1000 hPa niveau) gebracht is. Theta-e wordt dus ook door de temperatuur én door het vochtgehalte van de lucht bepaald.
Het verschil met theta-w is dat het luchtpakketje ook na verzadiging omhoog wordt gebracht waardoor alle condensatiewarmte vrij komt, alvorens weer naar beneden gebracht te worden. Dit zal tot gevolg hebben dat de waarde van theta-e hoger is dan de waarde van 'zusje' theta-w.
-Neerslagvorming en föhn:
Als er neerslag optreedt bij het omhoog brengen van de lucht dan moet je daarmee rekening houden. Het water is eigenlijk een energiedrager (water neemt (zonne-)energie op bij verdamping en staat deze weer af bij condensatie), deze wissel je dan dus uit met de omgeving en indirect wissel je dus ook energie uit met de omgeving. Dat betekent dus dat het geen adiabatisch proces meer is en de theta-w niet meer gelijk blijft.
Uiteindelijk komt het vallen van neerslag uit een stijgend luchtdeeltje uit een netto verwarming als het later weer gaat dalen (mits er geen andere processen ook nog energie uitwisselen met het pakketje), omdat het gecondenseerde water al de energie heeft afgegeven en doordat dit water uit het pakketje verdwijnt is er minder energie nodig als om de overgebleven waterdamp te verdampen als het luchtpakketje weer daalt. Hierdoor is de lucht na daling dan warmer en droger dan voordat het opsteeg. Een bekend voorbeeld hiervan is de föhn, de lucht na de berg is droger en warmer dan voor de berg.
Zie voor info over hoe het LCL te construeren uit het forummuseum:
Overigens, als je vanaf T op 850 via een droogadiabaat omlaag gaat naar 1000 hPa dan krijg je de potentiële temperatuur, theta.
Theta-w heeft de (voor ons) handige eigenschap om voor adiabatische processen (processen waarbij er geen energie met de omgeving wordt uitgewisseld) constant te zijn. Dit in tegenstelling tot de temperatuur (T) of de dauwpuntstemperatuur (Td), deze veranderen wel bij adiabatische processen (als je lucht droog-adiabatisch optilt zullen T en Td steeds dichter naar elkaar toe kruipen totdat het condensatiepunt bereikt is, als je verzadigde lucht droog-adiabatisch laat dalen zullen T en Td steeds verder uit elkaar gaan lopen – zie ook bovenstaand plaatje).
De theta-w wordt bepaald door de temperatuur en de vochtigheid van de lucht in een bepaald luchtpakketje, maar theta-w verandert dus niet bij stijgende en dalende bewegingen in de atmosfeer als het luchtpakketje daaraan onderhevig is (mits de totale waterhoeveelheid in het luchtpakketje het zelfde blijft). Hoe warmer en hoe vochtiger de lucht, hoe hoger theta-w. Warmere lucht geeft natuurlijk al een hogere waarde om mee te beginnen (voordat je de lucht adiabatisch omhoog gaat brengen) en vochtigere lucht zal eerder verzadigd raken als je deze afkoelt (bij het adiabatisch omhoog brengen van de lucht).
Je kunt theta-w voor verschillende doeleinden gebruiken: onderscheiden van luchtmassa's/fronten (met behulp van de theta-w gradiënt tussen de warmere en vochtigere lucht in de warme sector met hogere theta-w waarden dan de koudere drogere lucht achter het koufront), voor het verwachten van convectie (warme en vochtige lucht bevat veel potentiële energie voor convectie – denk bijvoorbeeld aan 'warme tongen' of de 'Spanish Plume') en ook voor het verwachten van sneeuw.
Theta-w geeft je namelijk een indicatie tot hoe ver de lucht af kan koelen door verdamping (van neerslag), zodoende kun je aan theta-w zien of regen bijvoorbeeld over kan gaan in sneeuw. Hiervoor kun je trouwens ook het niveau gebruiken waarop de nattebol temperatuur 0°C is
En waarom 850 hPa? De hoogte van het 850 hPa-vlak ligt gemiddeld rond de 1,5 km en dat is boven de atmosferische grenslaag. De lucht heeft hierdoor vooral grootschalige kenmerken en wordt niet beïnvloed door de ondergrond/vegetatie waarboven deze zich op dat moment bevindt.
Bepaalde criteria voor waarden van theta-w 850 voor sneeuwval heb ik niet echt op internet kunnen vinden, maar in de vakliteratuur is dat wel te vinden (maar ja tot die literatuur heb je als gewoon burger niet zo gemakkelijk toegang).
Overigens heb je (zoals uit bovenstaande link dus blijkt) ook nog theta-e, dat is de equivalent potentiële temperatuur: de temperatuur die een 'luchtpakketje' heeft als het eerst zover naar boven is gebracht dat door condensatie alle latente warmte (condensatiewarmte) vrij is gekomen en daarna (droog)adiabatisch (zonder energie-uitwisseling met de atmosfeer) weer naar beneden (naar het 1000 hPa niveau) gebracht is. Theta-e wordt dus ook door de temperatuur én door het vochtgehalte van de lucht bepaald.
Het verschil met theta-w is dat het luchtpakketje ook na verzadiging omhoog wordt gebracht waardoor alle condensatiewarmte vrij komt, alvorens weer naar beneden gebracht te worden. Dit zal tot gevolg hebben dat de waarde van theta-e hoger is dan de waarde van 'zusje' theta-w.
-Neerslagvorming en föhn:
Als er neerslag optreedt bij het omhoog brengen van de lucht dan moet je daarmee rekening houden. Het water is eigenlijk een energiedrager (water neemt (zonne-)energie op bij verdamping en staat deze weer af bij condensatie), deze wissel je dan dus uit met de omgeving en indirect wissel je dus ook energie uit met de omgeving. Dat betekent dus dat het geen adiabatisch proces meer is en de theta-w niet meer gelijk blijft.
Uiteindelijk komt het vallen van neerslag uit een stijgend luchtdeeltje uit een netto verwarming als het later weer gaat dalen (mits er geen andere processen ook nog energie uitwisselen met het pakketje), omdat het gecondenseerde water al de energie heeft afgegeven en doordat dit water uit het pakketje verdwijnt is er minder energie nodig als om de overgebleven waterdamp te verdampen als het luchtpakketje weer daalt. Hierdoor is de lucht na daling dan warmer en droger dan voordat het opsteeg. Een bekend voorbeeld hiervan is de föhn, de lucht na de berg is droger en warmer dan voor de berg.
Trog
Een trog ontstaat door convergentie van luchtmassas. Convergentie is het naar elkaar toestromen van lucht. Een teveel aan lucht onderin de atmosfeer veroorzaakt een optilling, gevolgd door afkoeling, condensatie en wolkenvorming. Een trog is op de weerkaart kenbaar aan de flauwe knik in de isobaren achter het koufront van een lagedrukgebied. Op weerkaarten van Bracknell worden deze met een vette zwarte lijn aangegeven. Het weer tijdens een trog is verschillend. Meestal hebben we te maken met een buiig weertype. Buien komen achter een koufront in de steeds koudere bovenlucht steeds meer op gang. Tijdens de passage van een trog worden de buien (door de genoemde optilling) extra actief. Vaak trekt er dan een lijn van buien over Nederland waarin soms ook hagel en onweer kan zitten. Achter een trog ruimt de wind vaak naar west tot noordwest en trekt iets aan. De luchtdruk stijgt dan veelal snel. In veel gevallen passeert een dag later een rug van hoge druk met onderdrukking van de buien en wat grotere opklaringen. Soms kenmerkt een trog zich ook door een wat minder instabiel weertype. Het is dan zwaar bewolkt en er valt buiige neerslag. Eén en ander heeft te maken met de aktuele stabiliteitstoestand van de atmosfeer. In de zomermaanden zijn troggen vaak zéér actief, in de wintermaanden dikwijls wat minder.
Verdamping
Verdamping is in de natuurkunde de faseovergang van een vloeistof naar een gas. Verdamping kan optreden als de vloeistof kookt. Ook als een vloeistof aan een drogere lucht is blootgesteld treedt verdamping op. Koken is een bijzondere vorm van verdamping, die alleen bij de kooktemperatuur plaats vindt, met name in het inwendige van de vloeistof (dit in tegenstelling met gewone verdamping bij alle temperaturen, die alleen aan het vrije oppervlak gebeurt).
In de klimatologie wordt verdamping aangeduid met Evaporatie.
De deeltjes waaruit een vloeistof bestaat zijn voortdurend in beweging (de zgn. warmtebeweging; de deeltjes botsen steeds met elkaar waardoor richting en grootte van de snelheid van elk deeltje steeds verandert).
De deeltjes in een vloeistof kunnen atomen, ionen of moleculen zijn. Water bestaat uit H2O moleculen, Kwik bestaat uit kwik-atomen. In een vloeistof kunnen stoffen opgelost zijn die uiteenvallen in losse ionen.De deeltjes worden bij elkaar gehouden door onderlinge aantrekkingskrachten, zoals de vanderwaalskracht, of krachten tussen dipolen, of tussen de ionen in een vloeistof. De deeltjes bewegen niet allemaal even hard, en de hardst bewegende deeltjes (dus die met de meeste bewegingsenergie) kunnen aan het oppervlak van de vloeistof ontsnappen, oftewel verdampen (de vanderwaalskracht is dan niet meer sterk genoeg).
Bij deze verdamping daalt de temperatuur van de achterblijvende vloeistof, iets dat goed te voelen is als men blaast op wat aceton die men in de hand houdt, of op een bezweet stukje van de huid.
Wordt er voldoende energie toegevoegd aan een vloeistof, door flink opwarmen of zelfs koken, dan zal de vloeistof uiteindelijk helemaal verdampen, vaak met achterlating van stoffen die in de vloeistof zijn opgelost (zoals het zout in zeewater).
Een vloeistof zal verdampen, maar de temperatuur zal bij opwarmen normaal gesproken niet stijgen tot boven het kookpunt. Bij het kookpunt wordt alle toegevoerde energie (warmte) afgevoerd door verdamping. Het kookpunt is afhankelijk van de druk, al is normaalgesproken "het kookpunt" de temperatuur bij atmosferische druk. Hoe hoger de druk, hoe hoger de temperatuur waarop de vloeistof verdampt of kookt. In de stoomketel verdampt water onder hoge druk bij hoge temperatuur. Alle zuivere stoffen hebben een maximale druk waarbij de vloeistof nog kan bestaan, daarboven bestaat is er geen vloeistof meer mogelijk maar alleen gas. Deze druk heet de kritieke druk en is een absolute stof eigenschap (onafhankelijk van temperatuur of druk).
Bij mengsels van vloeistoffen is er geen kookpunt maar een kooktraject. Dit betekent dat tijdens het koken de temperatuur geleidelijk toeneemt, waarbij eerst vooral de vluchtigste, en naarmate de temperatuur stijgt ook de minder vluchtige componenten van de vloeistof verdampen.
Bij verdamping neemt het volume van totale hoeveelheid stof in het algemeen toe. Een kopje vloeibaar water kan op die manier een hele kamer vullen van waterdamp. Verdampen is altijd vanuit de vloeibare fase; als een vaste stof verandert in een gas dan noemt men dit sublimeren. Het omgekeerde van verdamping is condensatie.
In de klimatologie wordt verdamping aangeduid met Evaporatie.
De deeltjes waaruit een vloeistof bestaat zijn voortdurend in beweging (de zgn. warmtebeweging; de deeltjes botsen steeds met elkaar waardoor richting en grootte van de snelheid van elk deeltje steeds verandert).
De deeltjes in een vloeistof kunnen atomen, ionen of moleculen zijn. Water bestaat uit H2O moleculen, Kwik bestaat uit kwik-atomen. In een vloeistof kunnen stoffen opgelost zijn die uiteenvallen in losse ionen.De deeltjes worden bij elkaar gehouden door onderlinge aantrekkingskrachten, zoals de vanderwaalskracht, of krachten tussen dipolen, of tussen de ionen in een vloeistof. De deeltjes bewegen niet allemaal even hard, en de hardst bewegende deeltjes (dus die met de meeste bewegingsenergie) kunnen aan het oppervlak van de vloeistof ontsnappen, oftewel verdampen (de vanderwaalskracht is dan niet meer sterk genoeg).
Bij deze verdamping daalt de temperatuur van de achterblijvende vloeistof, iets dat goed te voelen is als men blaast op wat aceton die men in de hand houdt, of op een bezweet stukje van de huid.
Wordt er voldoende energie toegevoegd aan een vloeistof, door flink opwarmen of zelfs koken, dan zal de vloeistof uiteindelijk helemaal verdampen, vaak met achterlating van stoffen die in de vloeistof zijn opgelost (zoals het zout in zeewater).
Een vloeistof zal verdampen, maar de temperatuur zal bij opwarmen normaal gesproken niet stijgen tot boven het kookpunt. Bij het kookpunt wordt alle toegevoerde energie (warmte) afgevoerd door verdamping. Het kookpunt is afhankelijk van de druk, al is normaalgesproken "het kookpunt" de temperatuur bij atmosferische druk. Hoe hoger de druk, hoe hoger de temperatuur waarop de vloeistof verdampt of kookt. In de stoomketel verdampt water onder hoge druk bij hoge temperatuur. Alle zuivere stoffen hebben een maximale druk waarbij de vloeistof nog kan bestaan, daarboven bestaat is er geen vloeistof meer mogelijk maar alleen gas. Deze druk heet de kritieke druk en is een absolute stof eigenschap (onafhankelijk van temperatuur of druk).
Bij mengsels van vloeistoffen is er geen kookpunt maar een kooktraject. Dit betekent dat tijdens het koken de temperatuur geleidelijk toeneemt, waarbij eerst vooral de vluchtigste, en naarmate de temperatuur stijgt ook de minder vluchtige componenten van de vloeistof verdampen.
Bij verdamping neemt het volume van totale hoeveelheid stof in het algemeen toe. Een kopje vloeibaar water kan op die manier een hele kamer vullen van waterdamp. Verdampen is altijd vanuit de vloeibare fase; als een vaste stof verandert in een gas dan noemt men dit sublimeren. Het omgekeerde van verdamping is condensatie.
Vortex
Latijnse benaming voor werveling. In de aërodynamica staat het gelijk aan een spiraalvormige luchtstroming. Omdat lucht zich altijd tracht te verplaatsen van een hoge naar een lage druk, kan er een vortex ontstaan. De U-vormige stroming zorgt voor turbulentie en luchtweerstand.
Warmtefront
Bij een warmtefront komt van oorsprong warme lucht op ons af. Omdat warme lucht lichter is dan koude lucht zal de warme lucht in eerste instantie in de hogere luchtlagen merkbaar zijn. Naarmate het warmtefront naderbij komt, wordt de warme lucht lager op lagere nivo's voelbaar. Op het moment dat aan de grond de warme lucht de waarnemer bereikt heeft is sprake van het daadwerkelijke warmtefront.
Een warmtefront trekt naar het noordoosten. De temperaturen stijgen.
Op de weerkaart is een warmtefront getekend als een lijn met bolletjes.
het binnendringen ervan
Een warmtefront is een rustig front wat geleidelijk binnendringt. In eerste instantie is de warme lucht alleen op 10 kilometer hoogte aanwezig. Aan het aardoppervlak is deze zichtbaar aan de windveren (Cirrusbewolking). Deze windveren gaan zich steeds meer rangschikken in lijnen en naarmate de warme lucht daalt, worden de windveren dichter. Op dit moment kunnen in de ijskristallen van de windveren optische verschijnselen ontstaan. We krijgen dan een kring om de zon.
Wanneer de warme lucht verder daalt naar lagere nivo's gaat deze over in Cirrostratusbewolking. Een melkwitte lucht waar de zon doorheen komt. Er is geen tekening in de bewolking meer waarneembaar en Cirrostratusbewolking gaat vrijwel altijd samen met mooie optische verschijnselen. Voor de mensen die hier in geinteresseerd zijn is dit een belangrijk moment.
Als de warme lucht van 10 kilometer hoogte gedaald is tot 5 kilometer hoogte, wordt de Cirrostratus dikker en verandert in Altostratus. De zon schijnt nu heel zwak en de regen is niet ver weg. De eerste regendruppeltjes vallen al. Eventuele kringen om de zon verdwijnen.
Dan gaat het snel en nadert de Nimbostratusbewolking. Deze regenwolk zit nog lager en hangt samen met de passage van het daadwerkelijke warmtefront. Soms jaagt lage stratusbewolking onder de Nimbostratus door.
Passage van het warmtefront
De passage gaat niet ongemerkt. Het gaat gewoon regenen. De wind zal iets draaien en de temperatuur stijgt. Vooral in de winter is dit goed merkbaar. De vochtigheidsgraad wordt hoger en het zicht neemt af. Dichtbij de kern van de depressie zal lichte regen of motregen vallen uit de Nimbostratusbewolking totdat het koufront passeert. Verder van de kern is het droog en kan het vooral in de zomer opklaren en zeer warm worden
Bijzonderheden:
- Onweer op een warmtefront komt wel eens voor in de zomer, en dan vooral in de nacht en vroege ochtend.
- De warme lucht vooraf aan een warmtefront in hogere luchtlagen, werkt als een spiegel voor radio en televisiesignalen. De ontvangst wordt daardoor gestoord.
- In de winter kan een naderend warmtefront ijzel veroorzaken.
Een warmtefront trekt naar het noordoosten. De temperaturen stijgen.
Op de weerkaart is een warmtefront getekend als een lijn met bolletjes.
het binnendringen ervan
Een warmtefront is een rustig front wat geleidelijk binnendringt. In eerste instantie is de warme lucht alleen op 10 kilometer hoogte aanwezig. Aan het aardoppervlak is deze zichtbaar aan de windveren (Cirrusbewolking). Deze windveren gaan zich steeds meer rangschikken in lijnen en naarmate de warme lucht daalt, worden de windveren dichter. Op dit moment kunnen in de ijskristallen van de windveren optische verschijnselen ontstaan. We krijgen dan een kring om de zon.
Wanneer de warme lucht verder daalt naar lagere nivo's gaat deze over in Cirrostratusbewolking. Een melkwitte lucht waar de zon doorheen komt. Er is geen tekening in de bewolking meer waarneembaar en Cirrostratusbewolking gaat vrijwel altijd samen met mooie optische verschijnselen. Voor de mensen die hier in geinteresseerd zijn is dit een belangrijk moment.
Als de warme lucht van 10 kilometer hoogte gedaald is tot 5 kilometer hoogte, wordt de Cirrostratus dikker en verandert in Altostratus. De zon schijnt nu heel zwak en de regen is niet ver weg. De eerste regendruppeltjes vallen al. Eventuele kringen om de zon verdwijnen.
Dan gaat het snel en nadert de Nimbostratusbewolking. Deze regenwolk zit nog lager en hangt samen met de passage van het daadwerkelijke warmtefront. Soms jaagt lage stratusbewolking onder de Nimbostratus door.
Passage van het warmtefront
De passage gaat niet ongemerkt. Het gaat gewoon regenen. De wind zal iets draaien en de temperatuur stijgt. Vooral in de winter is dit goed merkbaar. De vochtigheidsgraad wordt hoger en het zicht neemt af. Dichtbij de kern van de depressie zal lichte regen of motregen vallen uit de Nimbostratusbewolking totdat het koufront passeert. Verder van de kern is het droog en kan het vooral in de zomer opklaren en zeer warm worden
Bijzonderheden:
- Onweer op een warmtefront komt wel eens voor in de zomer, en dan vooral in de nacht en vroege ochtend.
- De warme lucht vooraf aan een warmtefront in hogere luchtlagen, werkt als een spiegel voor radio en televisiesignalen. De ontvangst wordt daardoor gestoord.
- In de winter kan een naderend warmtefront ijzel veroorzaken.
Zeestromingen
Oceanen zijn bepalend voor het klimaat op aarde. Door juiste doorgronding van de werking van een oceaan, proberen wetenschappers greep te krijgen op het huidige en toekomstige klimaat.
Bewegingen.
De hele zee is in beweging. Het overgrote deel van de energie om al dat water in beweging te zetten, komt van de zon en de draaiing van de aarde. Een klein deel van de maan. De zon veroorzaakt wind en oppervlaktestroming. De zon veroorzaakt temperatuurverschillen, waardoor een circulatie op gang komt. Een tweede kracht die aanwezig is heet Corioliskracht. Doordat de aarde draait om de eigen aardas, ontstaat een kracht op alle bewegende voorwerpen. De zeestroom die zich verplaatst met een snelheid van 1800 meter per uur, heeft dan een afwijking van 300 meter van de oorspronkelijke koers.
Grote rivieren in de Oceaan.
Zo bestaan de oceanen op aarde uit gigantische rivieren die in beweging komen door verschillen in temperatuur en zoutconcentratie. Deze rivieren zijn enorm breed. De bekende warme golfstroom in de Atlantische Oceaan vervoert 30 keer zoveel water als alle rivieren in de wereld bij elkaar. De warme golfstroom heeft een doorstroming van 30 miljoen ton water per seconde. Juist deze warme golfstroom zorgt ervoor dat het in Labrador in Canada vriest, terwijl het in Zuid Engeland zelden vriest en palmbomen groeien.
Thermohaline circulatie.
Een zeestroom is te vergelijken met een luchtstroom. Ergens stijgt iets op wordt getransporteerd en daalt elders. Daar vindt dan weer transport plaats naar het gebied waar opstijging plaats vindt. De zeestromen hebben een circulatie die bekend staat als de "thermohaline circulatie".
Koud en zout zeewater zakt naar de bodem en elders komt fris en warmer water omhoog. Koud oppervlaktewater vinden we richting de Noord- en Zuidpool. De poolwinden koelen de zee tot onder het vriespunt. Het water bevriest en laat zout achter. Het water krijgt een grote dichtheid en daalt naar de zeebodem. Nieuw water uit het zuiden stroomt toe. Stijgingen vinden plaats in de tropen en substropen. Uiteraard is alles afhankelijk van de zeebodem. Zo heeft de warme naar het noorden gerichte golfstroom bij ons een koude naar het zuiden gerichte onderstroom. Een deel van het water botst tegen Zuid Amerika aan en stijgt op. Een ander deel steekt de Evenaar over en gaat rondjes draaien om Antarctica, net zolang tot het ergens weer omhoog komt.
Antarctische Convergentie.
Tussen 50° en 60° zuiderbreedte ligt de Antarctische Convergentie. Dit is een gordel water van ongeveer 40 kilometer breed waar de koude, noordwaarts gerichte stromingen onder de warmere, circulerende stromingen zinken. De Antarctische Convergentie vormt de natuurlijke begrenzing van het zuidpoolgebied
Zinkbasin.
De grootste dalingen in de oceanen vinden plaats bij Groenland. Het is een krachtige daalstroom. Deze warme golfstroom zorgt voor 20 procent van de warmte in Noord Europa. De golfstroom op de Atlantische Oceaan wordt voortgedreven door de winden uit het Caribische gebied. Elders op de Indische Oceaan en de Pacific komen ook circulaties voor, maar hier speelt ijs geen rol. Het zijn de verschillen in regenval en temperatuur die hier een kleinere circulatie veroorzaken.
Maar wat omlaag gaat moet omhoog komen. De grote hoeveelheid water die bij Groenland omlaag gaat, komt in kleine deeltjes elders weer omhoog. Niet massaal, maar in stukjes. Elke waterbel heeft een eigen temperatuur en een eigen zoutgehalte.
Het verleden.
Belangrijker is de vraag hoe de zeestromen in het verre verleden waren. Antwoord hierop is alleen te vinden op de bodem van de zee. Lagen van dode zeediertjes ook wel "foraminifera" genoemd, geven een beeld van de zeestromingen vroeger. Wat wel ondertussen bekend is dat 12.000 jaar terug in de laatste ijstijd de zeestromen anders waren. We kennen twee stabiele zeestroompatronen in de wereldoceanen. Een is de IJstijdstroom en de andere is de huidige. De grote uitdaging voor de onderzoekers is uitzoeken waardoor de zeestroom omslaat van de ene stabiele situatie naar de andere.
Bewegingen.
De hele zee is in beweging. Het overgrote deel van de energie om al dat water in beweging te zetten, komt van de zon en de draaiing van de aarde. Een klein deel van de maan. De zon veroorzaakt wind en oppervlaktestroming. De zon veroorzaakt temperatuurverschillen, waardoor een circulatie op gang komt. Een tweede kracht die aanwezig is heet Corioliskracht. Doordat de aarde draait om de eigen aardas, ontstaat een kracht op alle bewegende voorwerpen. De zeestroom die zich verplaatst met een snelheid van 1800 meter per uur, heeft dan een afwijking van 300 meter van de oorspronkelijke koers.
Grote rivieren in de Oceaan.
Zo bestaan de oceanen op aarde uit gigantische rivieren die in beweging komen door verschillen in temperatuur en zoutconcentratie. Deze rivieren zijn enorm breed. De bekende warme golfstroom in de Atlantische Oceaan vervoert 30 keer zoveel water als alle rivieren in de wereld bij elkaar. De warme golfstroom heeft een doorstroming van 30 miljoen ton water per seconde. Juist deze warme golfstroom zorgt ervoor dat het in Labrador in Canada vriest, terwijl het in Zuid Engeland zelden vriest en palmbomen groeien.
Thermohaline circulatie.
Een zeestroom is te vergelijken met een luchtstroom. Ergens stijgt iets op wordt getransporteerd en daalt elders. Daar vindt dan weer transport plaats naar het gebied waar opstijging plaats vindt. De zeestromen hebben een circulatie die bekend staat als de "thermohaline circulatie".
Koud en zout zeewater zakt naar de bodem en elders komt fris en warmer water omhoog. Koud oppervlaktewater vinden we richting de Noord- en Zuidpool. De poolwinden koelen de zee tot onder het vriespunt. Het water bevriest en laat zout achter. Het water krijgt een grote dichtheid en daalt naar de zeebodem. Nieuw water uit het zuiden stroomt toe. Stijgingen vinden plaats in de tropen en substropen. Uiteraard is alles afhankelijk van de zeebodem. Zo heeft de warme naar het noorden gerichte golfstroom bij ons een koude naar het zuiden gerichte onderstroom. Een deel van het water botst tegen Zuid Amerika aan en stijgt op. Een ander deel steekt de Evenaar over en gaat rondjes draaien om Antarctica, net zolang tot het ergens weer omhoog komt.
Antarctische Convergentie.
Tussen 50° en 60° zuiderbreedte ligt de Antarctische Convergentie. Dit is een gordel water van ongeveer 40 kilometer breed waar de koude, noordwaarts gerichte stromingen onder de warmere, circulerende stromingen zinken. De Antarctische Convergentie vormt de natuurlijke begrenzing van het zuidpoolgebied
Zinkbasin.
De grootste dalingen in de oceanen vinden plaats bij Groenland. Het is een krachtige daalstroom. Deze warme golfstroom zorgt voor 20 procent van de warmte in Noord Europa. De golfstroom op de Atlantische Oceaan wordt voortgedreven door de winden uit het Caribische gebied. Elders op de Indische Oceaan en de Pacific komen ook circulaties voor, maar hier speelt ijs geen rol. Het zijn de verschillen in regenval en temperatuur die hier een kleinere circulatie veroorzaken.
Maar wat omlaag gaat moet omhoog komen. De grote hoeveelheid water die bij Groenland omlaag gaat, komt in kleine deeltjes elders weer omhoog. Niet massaal, maar in stukjes. Elke waterbel heeft een eigen temperatuur en een eigen zoutgehalte.
Het verleden.
Belangrijker is de vraag hoe de zeestromen in het verre verleden waren. Antwoord hierop is alleen te vinden op de bodem van de zee. Lagen van dode zeediertjes ook wel "foraminifera" genoemd, geven een beeld van de zeestromingen vroeger. Wat wel ondertussen bekend is dat 12.000 jaar terug in de laatste ijstijd de zeestromen anders waren. We kennen twee stabiele zeestroompatronen in de wereldoceanen. Een is de IJstijdstroom en de andere is de huidige. De grote uitdaging voor de onderzoekers is uitzoeken waardoor de zeestroom omslaat van de ene stabiele situatie naar de andere.
Zuidelijke Oscillatie
Tot de southern oscillations behoren de El Niño en zijn tegenhanger de La Niña. Beiden wisselen elkaar periodiek af en liggen net ten zuiden van de evenaar in de Stille oceaan.
In Europa hebben de El Niño en La Niña niet veel invloed, maar de kans dat een tot stormdepressie omgevormde tropische cycloon West-Europa kan bereiken is tijdens een La Niña iets groter dan tijdens een El Niño. Dergelijke ex-tropische cyclonen kunnen dan voor veel regen, onweer en wind zorgen.
EL NIÑO - SOUTHERN OSCILLATION (ENSO)- Krachtige straalstroom boven de Stille oceaan,
- Lagedrukgebieden boven het noorden van de Stille Oceaan,
- Afzwakken van westenwind, of draaiend naar het oosten boven de evenaar van de Stille oceaan,
- Krachtige hogedrukgebieden boven de Indische oceaan, Australië en Indonesië,
- Warm en nat in de woestijnen van Peru,
- Omkering van de zeestroming in de richting Zuid Amerika,
- Afname van cycloon activiteit boven de Atlantische oceaan,
- Toename van cycloon activiteit boven het oostelijk deel van de Stille Oceaan.
LA NIÑA - SOUTHERN OSCILLATION- Variable straalstroom boven de Stille Oceaan,
- Tendens voor blokkerende hogedrukgebieden boven de noordelijke Stille oceaan,
- Westenwind boven de evenaar van de Stille oceaan,
- Nat aan de westelijk equatoriale kusten van de Stille oceaan,
- Omkering van de zeestroming in de richting van zuidoost Azië,
- Toename van cycloon activiteit boven de Atlantische oceaan,
- Afname van cycloon activiteit boven het oostelijk deel van de Stille oceaan.
In Europa hebben de El Niño en La Niña niet veel invloed, maar de kans dat een tot stormdepressie omgevormde tropische cycloon West-Europa kan bereiken is tijdens een La Niña iets groter dan tijdens een El Niño. Dergelijke ex-tropische cyclonen kunnen dan voor veel regen, onweer en wind zorgen.
EL NIÑO - SOUTHERN OSCILLATION (ENSO)- Krachtige straalstroom boven de Stille oceaan,
- Lagedrukgebieden boven het noorden van de Stille Oceaan,
- Afzwakken van westenwind, of draaiend naar het oosten boven de evenaar van de Stille oceaan,
- Krachtige hogedrukgebieden boven de Indische oceaan, Australië en Indonesië,
- Warm en nat in de woestijnen van Peru,
- Omkering van de zeestroming in de richting Zuid Amerika,
- Afname van cycloon activiteit boven de Atlantische oceaan,
- Toename van cycloon activiteit boven het oostelijk deel van de Stille Oceaan.
LA NIÑA - SOUTHERN OSCILLATION- Variable straalstroom boven de Stille Oceaan,
- Tendens voor blokkerende hogedrukgebieden boven de noordelijke Stille oceaan,
- Westenwind boven de evenaar van de Stille oceaan,
- Nat aan de westelijk equatoriale kusten van de Stille oceaan,
- Omkering van de zeestroming in de richting van zuidoost Azië,
- Toename van cycloon activiteit boven de Atlantische oceaan,
- Afname van cycloon activiteit boven het oostelijk deel van de Stille oceaan.
