Zichtbaarheid van zonsverduisteringen
Figuur A toont het zichtbaarheidsgebied van de verduistering van woensdag 11 augustus
1999, een totale verduistering boven het uiterste zuiden van België.
Op deze kaart zijn de meridianen en de breedtecirkels om de tien graden getekend; de
equator, alsook de meridianen met lengte 0° (Greenwich) en 180 ° zijn dikker weergegeven.
De maanschaduw verplaatst zich van west naar oost - van links naar rechts in de tekening. De
strook, waarin de verduistering totaal is, is aangeduid door de twee evenwijdige, dicht bij
elkaar liggende, voluit getrokken lijnen. Deze strook loopt over het noorden van de Atlantische
Oceaan, Europa, het zuidwesten van Azië, tot even voorbij India. Aan weerszijden ervan, ten
noorden en ten zuiden, is er een véél groter gebied waarin de verduistering als een
gedeeltelijke te zien is. Dit gebied strekt zich uit van de Noordelijke IJszee tot een deel van
Afrika. In het gebied begrensd door de curve die het uitzicht heeft van een vervormde S, is de
eclips niet van begin tot einde te zien omdat gedurende een deel van het verschijnsel de Zon
zich onder de horizon bevindt. In het linkerdeel van dit S-vormig gebied ziet men het einde
van de eclips, doch niet het begin: de Zon komt er in de loop van het verschijnsel op. Dit is het
geval voor een deel van Labrador, voor Nova Scotia en de streek rond New York.
In het rechterdeel van de "S" is wel het begin van de verduistering te zien doch niet het einde,
omdat de Zon er tijdens de verduistering ondergaat. De ongeveer noord-zuid gerichte lijn, die
het linkerdeel van de "S" in twee vrijwel gelijke helften verdeelt, is de curve "maximum bij
zonsopkomst": op die lijn gebeurt het maximum van de verduistering precies op het moment
van zonsopkomst, en is dus de tweede helft van de verduistering zichtbaar. De linkergrens
van de "S", die onder andere over Lake Erie in de Verenigde Staten loopt, is de curve "einde
van de eclips bij zonsopkomst"; daar eindigt de verduistering precies op het moment waarop
de Zon opkomt, zodat de waarnemers op die lijn nét niets van het verschijnsel kunnen zien.
De vrijwel noord-zuid gerichte lijn die het rechterdeel van de "s" in twee vrijwel gelijke helften
verdeelt, is de curve "maximum bij zonsondergang".
1 AA VS 1 101 © 2015 Arteveldehogeschool
In het grote gebied in het midden is de verduistering van begin tot einde zichtbaar. Links,
bijvoorbeeld in de Atlantische Oceaan, gebeurt de verduistering in de voormiddag; rechts,
bijvoorbeeld in Arabië of nabij het Aralmeer, heeft de eclips in de namiddag plaats. Het gebied
is begrensd door een zuidelijke grenslijn, de voluit getrokken lijn die over Afrika loopt. Voor
een waarnemer op deze lijn raakt de maanschijf nog nét de zonneschijf en is er dus niets te
zien: de grootte van de partiële verduistering is daar precies nul, zoals voorgesteld in figuur B.
Ongeveer evenwijdig, ten noorden en ten zuiden van de totaliteitszone, zijn streepjeslijnen
getekend. Deze lijnen verbinden de punten voor dewelke de grootte van de eclips
respectievelijk (vertrekkend van de totaliteitszone) 80, 60, 40 en 20 procent bedraagt.
Bijvoorbeeld, op de streepjeslijn die over het noorden van IJsland loopt, bedraagt de grootte
0.60, of 60 %. Op de "isomagnitude" die over het noorden van Spanje gaat, bedraagt de
grootte O.8O. Waarnemers ten noorden of ten zuiden van de totaliteitszone zullen zich dus
moeten tevreden stellen met een gedeeltelijke zonsverduistering. Deze zal des te kleiner zijn
naarmate men verder van de totaliteitsgordel is verwijderd. Voor waarnemers ten noorden
van de gordel wordt de zuidelijke zonnerand door de Maan bedekt. Ten zuiden van de gordel
ziet men de Maan over de noordelijke rand van de Zon schuiven. Dit is de zien in figuur C.
2.6 Voorbeeldexamenvragen
Hieronder zijn een aantal voorbeeldexamenvragen geformuleerd over dit hoofdstuk. Voor
de figuren wordt verwezen naar de PowerPoint-presentatie van dit subhoofdstuk.
1. Bron 1 (zie PPT) toont de sterrenhemel boven het observatorium van Aniane, nabij
Montpellier.
- Gebeurt de schijnbare ronddraaiende beweging van de sterrenhemel in wijzerzin of
tegenwijzerzin?
- Op welke hoogte staat de Poolster t.o.v. het observatorium van Aniane?
a. 90° b. 58° c. 43° d. Veranderlijk
2. In bron 2 (zie PPT) wordt een coördinatenstelsel weergegeven.
- Benoem de aangegeven nummers op het coördinatenstelsel. Kies uit: hemelsfeer,
zenit, nadir, hemelmeridiaan, rechte klimming, horizon, hoogte, hemelevenaar,
declinatie, verticaalcirkel en azimut.
- Wat zijn de coördinaten van de aangegeven ster?
a. α: 7u en δ: 45° b. A: 95° en h: 45° c. A: 265° en h: 45° d. α: 7u en h: -45°
1 AA VS 1 102 © 2015 Arteveldehogeschool
3. In de tabel hieronder worden de verschillende hemelstanden aangegeven, de lengte
van dag- en nachtboog en de soorten sterren die kunnen voorkomen. Omcirkel in blauw
wat geldt voor de poolgebieden, in groen wat geldt voor de evenaar en in het zwart wat
voor onze breedteligging geldt.
Hemelstand Lengte dag en nacht Zichtbare sterren
Loodrecht Dag = Nacht Nooit zichtbaar
Opkomend en ondergaand
Schuin Halfjaar dag / nacht
Evenwijdig Dag ≠ Nacht Circumpolair
4. Op 6 augustus om 15u20 neemt Jan in Brisbane het vliegtuig richting Kopenhagen
(zomertijd). De vlucht duurt 20u. Als Jan aankomt, belt hij onmiddellijk naar zijn
grootmoeder Marie, die in Los Angeles (zomertijd!) verblijft. Om hoe laat in Los Angeles
neemt Marie de telefoon op?
a. 17u20 op 6/8 b. 18u20 op 6/8 c. 2u op 7/8 d. 3u op 7/8
5. Welk schijngehalte van de maan zijn we als de zon juist is opgekomen in het oosten en
de maan precies in het zuiden staat?
6. De kans om een volledige zonne- eclips te zien is kleiner dan de kans om een volledige
maansverduistering te zien. Hoe verklaar je dit? Omcirkel het meest correcte antwoord.
a. De aarde beschrijft een ellipsvormige baan om de zon.
b. De maan beschrijft een ellipsvormige baan om de aarde.
c. Voor een volledige zonne-eclips moeten de drie hemellichamen op één rechte lijn
liggen.
d. De schaduw van de aarde heeft een veel grotere diameter dan de schaduw van de
maan.
1 AA VS 1 103 © 2015 Arteveldehogeschool
1 AA VS 1 104 © 2015 Arteveldehogeschool
3 WEER- EN KLIMAATKUNDE
De te verwerven competenties en leerdoelen voor dit hoofdstuk zijn:
De opbouw van de atmosfeer schematisch voorstellen
Inzicht verwerven in de warmtehuishouding van de aarde
Factoren die de temperatuur op aarde beïnvloeden verwoorden
De algemene luchtcirculatie op aarde beschrijven en verklaren
Voorbeelden van lokale luchtcirculatiesystemen beschrijven en verklaren
De neerslagverdeling op aarde begrijpen en verklaren
Het weer beschrijven en verklaren vanuit de analyse van weerkaarten
Uitgaande van een weerkaart een elementaire diagnose maken van het weer voor de
komende uren
De diverse klimaten op aarde weten te situeren en hun ruimtelijk voorkomen kunnen
verklaren
Uit klimaatgegevens en de studie van klimatogrammen de bijhorende klimaten
determineren
De relatie tussen klimaat en natuurlijke vegetatie kunnen uitleggen
Herkennen van de natuurlijke vegetatiezones
Plaatselijke benamingen voor de vegetaties benoemen
3.1 De atmosfeer
3.1.1 Begripsomschrijving
De atmosfeer is het gasvormig omhulsel dat zich om een hemellichaam bevindt, althans
wanneer dit hemellichaam een voldoende massa heeft en/of de ontsnappingssnelheid
van de gasmoleculen klein is. Wanneer de massa van een hemellichaam klein is, oefent
dit hemellichaam niet voldoende aantrekkingskracht uit op de gasmoleculen, waardoor
ze in de ruimte verdwijnen en het hemellichaam dus geen atmosfeer heeft. Zo heeft de
maan geen atmosfeer. Ook Mercurius heeft geen atmosfeer; deze planeet staat immers
zo dicht bij de zon dat door de hoge temperatuur de snelheid van de gasmoleculen hoog
genoeg is om aan de aantrekkingskracht van Mercurius te ontsnappen.
De atmosfeer van de aarde, ook dampkring genoemd, is ontstaan door het vrijkomen van
gassen tijdens het stollingsproces en vulkaanuitbarstingen. Deze gassen werden door de
zwaartekracht van de aarde vastgehouden. Oorspronkelijk bestond de atmosfeer enkel
uit koolstofdioxide; de concentratie van dit gas is door de fotosynthetische werking sterk
verminderd (6 CO2 + 6H2O C6H12O6 + 6O2). Vooral stikstof en zuurstof zijn nu aanwezig
in de atmosfeer.
1 AA VS 1 105 © 2015 Arteveldehogeschool
De aanwezigheid van een atmosfeer rondom een hemellichaam wordt voornamelijk
aangetoond door de aanwezigheid van absorptiebanden in het spectrum en door de
waarneming van wolken en schemering. Het onderzoek naar de aardatmosfeer gebeurde
tot 1940 via directe waarnemingen met onbemande ballons een hoogte van 30 à 40 km.
Sinds de Tweede Wereldoorlog worden ballons en raketten met radioposten alsook
kunstsatellieten gebruikt om de atmosfeer te peilen. Op grond van deze waarnemingen
wordt de atmosfeer om de Aarde ingedeeld in verschillende lagen.
3.1.2 Lagen van de atmosfeer
3.1.2.1 De troposfeer (0 km tot 10 à 15 km)
De onderste laag van de dampkring heet de troposfeer. Deze laag neemt 75% in van de
totale massa van de dampkring. Aan de evenaar reikt deze troposfeer tot 18 km hoogte,
aan de polen tot slechts 8 km. De reden voor dit verschil is de afplatting van de aarde aan
de polen en de grotere verwarming aan de evenaar. De troposfeer wordt immers
verwarmd door het aardoppervlak, waarbij de temperatuur naar boven toe afneemt met
1 °C per 180 m. In de troposfeer doen zich de weersverschijnselen voor, vooral in de
onderste 3 km. Het is dus de zone van de meteorologie, of ook de storingszone waar de
waterdamp in zeer variërende hoeveelheid aanwezig is. De troposfeer eindigt bij de
tropopauze. Dit is een laag van enkele 100 m dik, waar de lucht in rust is en de
temperatuur constant op -55 °C blijft.
3.1.2.2 De stratosfeer (10 à 15 km tot 50 km)
De stratosfeer is de laag in de dampkring vanaf de tropopauze tot zo’n 50 km hoogte. In
de stratosfeer zijn de verticale luchtbewegingen zeer zwak, maar zijn er wel sterke
horizontale bewegingen. De gassen liggen in de stratosfeer immers in lagen op elkaar en
deze schuiven over elkaar waarbij er snelheden van 600 km/h bereikt kunnen worden.
Wat deze gassen betreft, vermindert de hoeveelheid zuurstof sterk vanaf 22 km hoogte,
terwijl de hoeveelheid helium dan toeneemt. De stratosfeer kan verdeeld worden in een
onderste stratosfeer, tot 25 km, en een bovenste stratosfeer. In de onderste stratosfeer
blijft de temperatuur er steeds zo’n -55 °C, terwijl de temperatuur in de bovenste
stratosfeer stijgt tot 0 °C op 50 km hoogte. Daar bevindt zich de stratopauze. In de
grenszone tussen de onderste en de bovenste stratosfeer veroorzaken de sterke
ultraviolette stralen van de zon de omzetting van zuurstof tot ozon, zodat er ontstaan
gegeven wordt aan een ozonlaag. Deze ozonlaag absorbeert de Uv-straling en beschermt
zo het leven op aarde tegen deze schadelijke straling. Daar ozon rechtstreeks warmte van
de zon opneemt, stijgt de temperatuur dus van -55 °C tot 0 °C. In de stratosfeer zijn
windwervelingen afwezig en omdat de lucht er fel verdund is, kunnen de vliegtuigen er
zich tweemaal sneller en veiliger bewegen in de stratosfeer dan in de troposfeer.
3.1.2.3 De mesosfeer (50 km tot 80 km)
Vanaf de stratopauze tot 80 km hoogte strekt zich de mesofeer uit. In deze laag neemt de
temperatuur wegens de afwezigheid van een ozonlaag terug af tot ongeveer -80 °C. In
deze zone verbranden de meeste meteoroïden. In de mesopauze, op 80 km hoogte, blijft
de temperatuur vrij constant gedurende 10 km.
1 AA VS 1 106 © 2015 Arteveldehogeschool
3.1.2.4 De ionosfeer (80 km tot 1000 km)
In de ionosfeer ioniseert het ultraviolet licht van korte golflengte de lagen; vandaar de
naam ionosfeer. De gassen worden ontbonden in elektrisch geladen atomen. De oorzaak
van deze ontbinding ligt in de grote drukverminderingen. Vanaf 80 km hoogte liggen
enkele sterk geïoniseerde lagen, met op 80 km de D-laag en op 110 km de E-laag. Beide
lagen zijn belangrijk voor de reflectie van lange radiogolven. Op 180 km is er de F 1-laag
en op 200 km de F 2-laag beide lagen reflecteren de korte radiogolven. Als gevolg van
ionisatie van de atomen en de daarmee samengaande opname van ultraviolette straling,
stijgt de temperatuur na de mesopauze sterk tot meer dan 1.000°C. Op 400 km is de
temperatuur al opgelopen tot 2.500 K of 2.227°C. Deze zone van de ionosfeer wordt
omwille van de hogere temperaturen ook de thermosfeer genoemd. Op 500 km hoogte
eindigt deze thermosfeer en bevindt zich de thermopauze. Hoger ligt de exosfeer; in deze
zone ontsnappen ionen en bewegen zich naar de interplanetaire ruimte. In de ionosfeer
doen zich magnetische en elektrische verschijnselen voor, bekend onder de naam
poollicht of noorderlicht. Het zijn stromen van gekleurd licht die nu en dan aan de hemel
verschijnen. Het poollicht wordt in verband gebracht met het optreden van zonnevlekken
en protuberansen, waarbij grote hoeveelheden protonen en elektronen met grote
snelheden in de ruimte worden gestoten. Ze bewegen naar de aarde toe met een snelheid
die 5.000 km/s kan bedragen. Wanneer deze deeltjes in het magnetisch veld van de aarde
komen, worden ze uit hun banen afgeleid in de richting van de veldlijnen; deze
krachtlijnen hebben hun centrum in de magnetische polen van de aarde. Daardoor
kunnen deze deeltjes slechts bepaalde banen om de aarde afleggen en zal het poollicht
vooral op hogere breedten voorkomen. Op een hoogte van 100-1000 km beginnen de
botsingen tussen de zonnedeeltjes en de atomen. Deze komen daardoor in gloeiende
toestand. De kleuren van het poollicht worden bepaald doordat de gloeiende atomen licht
van verschillende golflengte uitzenden. Zuurstofatomen geven groen, zuurstofmoleculen
rood en stikstof blauw licht.
Lees de onderstaande uitspraken en noteer voor de verschillende lagen van de atmosfeer
van de aarde de cijfers uit de tabel die van toepassing zijn.
Troposfeer: ………………………………………………………………………
Stratosfeer: ………………………………………………………………………
Mesosfeer: ………………………………………………………………………
Ionosfeer: ………………………………………………………………………
1 Droge lucht in deze zone bestaat uit 21% zuurstof, 78% stikstof en 1% andere gas.
2 Ondanks het feit dat de temperatuur in deze zone tot -80°C daalt, verbranden hier
de meteoren. Indien dit niet gebeurt vallen ze in op aarde.
3 In deze zone stijgt de temperatuur tot 10° C.
4 Dit is de onderste zone. Ze is 16 tot 18 km dik aan de evenaar en slechts 6 tot 8 km
aan de polen.
5 Onder invloed van de zonnewind ontbinden in deze zone moleculen tot ionen.
1 AA VS 1 107 © 2015 Arteveldehogeschool
De samenstelling van de lucht in deze zone is vergelijkbaar met de zone eronder. Op
6 een hoogte van 18-25 km komt er wel meer ozon voor, in de ozonlaag. De lucht is er
ook ijler.
7 Naarmate men zich van de aarde verwijdert, daalt de temperatuur in deze zone met
6,5°C/km.
8 Hier nemen de temperaturen toe tot heel hoge waarden.
3.1.3 Figuur 50: Lagen van de atmosfeer
Samenstelling van de atmosfeer
De atmosfeer is een mengsel van vele gassen. Vijf ervan zijn naar hoeveelheid en
betekenis toe de belangrijkste.
Benoem deze vijf gassen door hun namen aan te vullen in de volgende tekst.
1 AA VS 1 108 © 2015 Arteveldehogeschool
……………………………………………: Dit komt voor 78% voor in droge lucht. Het is
scheikundig weinig actief.
……………………………………………: Tot op ongeveer 80 km hoogte blijft de procentuele
hoeveelheid zuurstof gelijk, daarna vermindert dit gehalte. De hoogteziekte in
berggebieden is dus niet te wijten aan een vermindering in de procentuele
hoeveelheid zuurstof, maar aan het feit dat de lucht ijler wordt met de hoogte en dat
dus de hoeveelheid zuurstof kleiner is. Bij een luchtdruk van 1013 hPa is de druk van
de zuurstof slechts 200 hPa. Op 5 500 m is de totale druk op de helft gedaald; deze van
zuurstof dus ook en bedraagt nog slechts 100 hPa. Dit is echter te weinig om de longen
van de mens van de nodige zuurstof te voorzien.
……………………………………………: Dit is voor 0,93 % aanwezig.
……………………………………………: Waterdamp komt voor in variërende hoeveelheden van
0,01 % tot 2 %.
……………………………………………: Dit gas komt voor ongeveer 0,03% voor in onze
atmosfeer. Koolstofdioxide is nuttig voor de planten die het opnemen om er hun
celstof uit op te bouwen. Een te groot gehalte is echter schadelijk voor mensen en
dieren. Koolstofdioxide belet ook een te vlugge afkoeling van de atmosfeer door
uitstraling.
Verder zijn ook nog Xenon, Krypton, Helium en Neon aanwezig, voor samen 0,0025%.
Daarbij is er ook nog een zekere hoeveelheid stof in de lucht aanwezig, in de vorm van fijn
verbrijzelde materie, bloesempollen, dierlijke haartjes, e.d.
3.2 Elementen van weer en klimaat
3.2.1 Inleiding
Het klimaat is zeer belangrijk in de aardrijkskunde. Het heeft immers ook een zeer
belangrijke invloed op de natuurlijke vegetatie, het regime van de stromen, de
ondergrondse waterreserves, de vorming van de bodem, de verwering en de erosie en als
gevolg van dit alles op het gebruik van de bodem, de economische mogelijkheden van een
streek met de daaraan verbonden spreiding van de mensen.
Het klimaat is de gemiddelde toestand van de atmosferische omstandigheden op een
bepaalde streek van de aarde. Het gaat over de toestand van temperatuur, druk en
waterdamp in de onderste lagen van de lucht. De gemiddelden worden over verschillende
jaren berekend. Voor België steunt men nu op de gegevens door Poncelet en Martin
verzameld voor de periode van 1901-1930. Köppen gaf als bepaling van het klimaat "het
geheel van de atmosferische omstandigheden" die een plaats op aarde meer of minder
voor mensen, dieren, planten bewoonbaar maken. Terwijl de meteorologie ieder van
deze verschijnselen meet en de wetten die ze beheersen bestudeert, stelt de klimatologie
het verband op tussen de verschillende elementen.
1 AA VS 1 109 © 2015 Arteveldehogeschool
Het weer is de toestand van de atmosfeer op een bepaalde plaats en voor een korte duur.
Het weer is dus veranderlijk. De weerkunde onderzoekt de momentele toestand en stelt
aan de hand van de gegevens van talrijke waarnemingsposten op zee en op land
weerkaarten op, geldend voor één ogenblik. Uit deze weerkaarten leidt men ook de
weersverwachtingen af voor de eerstvolgende uren en dagen.
Geef kernachtig een omschrijving van de begrippen weer en klimaat.
Weer = ………………………………………………………………………………………………………………………
…………………………………………………………………………………………………………………………………….
Klimaat = ……………………………………………………………………………………………………………………
…………………………………………………………………………………………………………………………………….
Vul de onderstaande tabel omtrent de verschillende elementen van het weer aan.
Weerelement Meetinstrument Eenheid Kaartbenaming
Zonneschijnduur …………………………..... …………………………..... ………………………….....
Temperatuur …………………………..... …………… of ………..... ………………………….....
…………………………..... …………………………..... ………………………….....
Relatieve
luchtvochtigheid
Neerslag …………………………..... …………… of ………..... ………………………….....
Luchtdruk …………………………..... …………… of ………..... ………………………….....
Windsnelheid …………………………..... …………… of ………..... ………………………….....
Windrichting …………………………..... …………………………..... ………………………….....
3.2.2 Temperatuur
3.2.2.1 Energiebudget van de aarde
Zowel in de historische als in de geologische tijden heeft de temperatuur op aarde slechts
weinig veranderingen ondergaan. De ijstijden zijn een opvallende, maar beperkte
uitzondering. Hieruit blijkt dat de energiebalans van de aarde een evenwicht vertoont
tussen in- en uitgaande energie. De inkomende energie is afkomstig van de zon. Deze
straalt een enorme energie uit, waarvan de aarde, op 150 miljoen km afstand, ½ miljardste
opvangt. Voor een loodrecht invallende straling aan de buitenkant van de atmosfeer
bedraagt dit 8,27 joule per cm² en per minuut. Van deze zogenaamde zonneconstante
bestaat 9% uit vooral ultraviolette stralen (7%), x-stralen en andere (2%), verder 44% van
1 AA VS 1 110 © 2015 Arteveldehogeschool
de straling behoort tot het zichtbaar spectrum en 47% zijn infrarode stralen. Van de
inkomende straling wordt gemiddeld 19% rechtstreeks opgeslorpt door de atmosfeer
(16%) en de wolken (3%). Vooral door de waterdamp en koolstofdioxide gebeurt de
absorptie. 13% wordt door de atmosfeer verstrooid (diffusie14). Van deze verstrooide
straling wordt 7% naar de aardoppervlakte gestuurd. De andere 6% worden door de
atmosfeer teruggestuurd in de ruimte. De wolken zijn gemiddeld oorzaak van 36%
terugkaatsing van de inkomende straling. Van deze 36% gaat 20% verloren in de ruimte
en 16% wordt naar de aarde gereflecteerd. De overblijvende straling, namelijk 32%,
bereikt rechtstreeks het aardoppervlak. Hiervan wordt 4% gereflecteerd naar de ruimte
zodat er slechts 28% van de zonnestraling rechtstreeks in het aardoppervlak terecht.
Samengevat betekent dit dat 28% van de straling in het aardoppervlak terechtkomt, 16%
door reflectie van wolken en 7% door diffuse straling. Deze 51% in de aarde opgenomen
straling noemt men insolatie. De ontvangen stralingsenergie wordt door de aarde
omgezet in straling met grotere golflengte en weer uitgestraald. Het percentage van de
zonnestralen dat door de aarde en de atmosfeer als ongebruikte energie wordt
teruggekaatst (30%) noemt men de albedo.
De 51% in de aarde ingekomen energie via zonnestraling wordt omgezet in uitgaande
energie. 30% wordt via warmtetransport aan de atmosfeer teruggegeven. Hiervan wordt
7% afgegeven door convectie en geleiding in de onderste luchtlagen en 23% wordt
overgedragen als verdampingswarmte. Dit is water dat verdampt op het aardoppervlak
en als damp in de atmosfeer terechtkomt. Vervolgens straalt de aarde 117% langgolvige
stralen uit. Dit getal is zo hoog omdat de aarde enkel tijdens de dag zonnelicht ontvangt,
maar zowel tijdens de dag als de nacht langgolvig infrarood uitzendt. Het is vooral de
atmosfeer die de langgolvige stralen opvangt (111%), daar slechts 6% rechtstreeks de
ruimte ingaat. Hiervan wordt 96% teruggestuurd naar de aarde, waardoor de aarde
globaal slechts 15% uitstraalt. Verder geschiedt er 64% langgolvige uitstraling vanuit de
atmosfeer naar de ruimte. De totaalbalans kan opgedeeld worden in 51% kortgolvige en
96% langgolvige inkomende straling in de aarde. 30% is uitgaand via warmtetransport en
117% via langgolvige straling. De totale deelbalans voor de aarde is dus 0. Voor de
atmosfeer is er 19% inkomende kortgolvige straling, 30 % komt via warmtetransport en
er is 49% verlies aan langgolvige warmtestraling. Dus de totale deelbalans voor de
atmosfeer is ook 0. Van de 100% inkomende zonnestralen worden tenslotte 30%
ongebruikt teruggezonden en 70% langgolvige warmtestralen komen uiteindelijk ook in
de ruimte terecht. De totale deelbalans juist buiten de atmosfeer is ook 0.
Is het energiebudget in evenwicht voor de aarde als geheel, dan geldt dit niet meer
regionaal. Het evenaarsgebied heeft een energiesurplus, de poolgebieden een tekort. Het
energietransport op aarde gebeurt door zeestromingen, maar vooral door verplaatsing
van luchtmassa's. Deze luchtmassa's vervoeren waterdamp en dus ook
condensatiewarmte.
14 De diffusie van het licht door de luchtmoleculen gebeurt volgens de wet van Rayleigh. Deze wet zegt dat de diffusie
sterker is naarmate de golflengte van het licht korter is. De kortgolvige blauwe en violette zonnestralen worden dus het
sterkst verstrooid, en deze diffuse stralen geven de hemel zijn blauwe kleur. De langgolvige rode stralen worden minst
verstrooid en blijven best doorkomen, vooral wanneer de zon laag aan de hemel staat. Vandaar de rode kleur van de zon
bij het opkomen en ondergaan.
1 AA VS 1 111 © 2015 Arteveldehogeschool
Figuur 51: Warmtebudget van de aarde
3.2.2.2 Meting en weergave van de temperatuur
De temperatuur van de lucht wordt gemeten onder een geventileerde thermometerhut,
op 1,50 m boven grasoppervlak. De hut dient om de thermometer aan rechtstreekse
zonnestraling te onttrekken. Er worden twee verschillende hutten gebruikt. De kleinste
hut, voor hulpstations, bevat een maximum kwikthermometer en een minimum
alcoholthermometer. Vele hulpstations beschikken ook nog over een gewone en over een
vochtige thermometer om de luchtvochtigheid te meten. De grote hut kan ook nog een
thermograaf bevatten. De thermometer moet goed geventileerd worden om vlug alle
temperatuurfluctuaties te volgen en anderzijds moet hij onttrokken worden aan de
rechtstreekse en teruggekaatste straling. De eerste voorwaarde onderstelt een zeer goed
aan de wind opengestelde hut; de tweede, zonneblinden die de hut verduisteren. De
hoogte van de thermometer boven de grond speelt een rol, omdat de verwarming en
afkoeling veranderen naargelang de grond al dan niet met planten bedekt is. Gras is de
ideale grondbedekking omdat het gemakkelijk en egaal te verwezenlijken is.
De gemeten temperatuur kan op verschillende manieren worden weergegeven:
Dagtemperatuur: Met de temperatuur die op gelijke intervallen, bijvoorbeeld om het
uur, wordt opgenomen, wordt een temperatuurcurve opgemaakt. De gemiddelde
dagtemperatuur bekomt men door de som van de waargenomen temperaturen te
delen door het aantal waarnemingen. Men kan daartoe ook het gemiddelde nemen
van de maximum- en de minimumtemperatuur doch dat is veel minder juist, omdat de
extremen niet steeds een goede weergave zijn voor het geheel van de dag.
1 AA VS 1 112 © 2015 Arteveldehogeschool
Maand- en jaartemperatuur: Met de gemiddelde dagtemperaturen kan men de
gemiddelde maandtemperatuur berekenen, bijvoorbeeld de gemiddelde januari- en
juli-temperatuur. De gemiddelde juli- en januari-temperatuur zijn de belangrijkste
gegevens in de klimatologie wat temperaturen betreft, voornamer dan bijvoorbeeld
het jaargemiddelde.
Amplitudo: Het verschil tussen de gemiddelde temperatuur van de warmste maand
en van de koudste maand geeft de jaaramplitudo.
Aantal vorstdagen: Om de invloed van de temperatuur op de economie van een land
na te gaan zijn de gegevens over het aantal vorstdagen van groot belang, bijvoorbeeld
voor de landbouw en het verkeer. Men spreekt van vorst wanneer de temperatuur 0°C
of lager bedraagt.
Ware en gereduceerde temperatuurisothermen: Op de temperatuurkaarten worden
alle plaatsen met gelijke temperatuur (dag, maand, jaar) verbonden. De lijnen die deze
plaatsen verbinden worden isothermen genoemd. Iso-amplituden verbinden de
plaatsen met gelijk gemiddeld amplitudo. Wanneer het gaat over de temperatuur zoals
ze wordt waargenomen, spreekt men van ware temperatuur. Worden de
temperaturen herleid tot het zeeniveau, dan spreekt men van gereduceerde
temperaturen. De temperatuur daalt immers in verzadigde lucht met ongeveer 1°C per
180 m. De meest gebruikte isothermen die op kaart worden gebracht, zijn:
Jaarisothermen: De temperatuur vermindert van de evenaar naar de polen. De
isotherm die de plaatsen met de hoogst gemiddelde jaartemperatuur verbindt valt niet
samen met de geografische evenaar. Ze loopt over grote afstanden in de nabijheid van
4 à 5° tot 10° N. Het verloop van isothermen wijst op een ongelijkheid in de
temperatuurverdeling van de oost- en westkust van de continenten. Deze ongelijkheid
varieert naargelang de breedte.
Januari-isothermen15: De hoogste temperatuur komt voor in het evenaargebied met
uitbreiding over de zuidelijke continenten. Op het noordelijk halfrond verlopen de
isothermen onregelmatig. In de winter zijn de continenten veel kouder dan de
oceanen. Op de hogere breedten zijn de westranden van de continenten veel warmer
dan de oostranden. Op het zuidelijk halfrond hebben de isothermen een uitgesproken
regelmatig verloop vooral op hogere breedte waar weinig vasteland is. In januari
worden de continenten er sterk verwarmd en ontstaan er warmtekernen boven Zuid-
Amerika, Zuid-Afrika en Australië. De westkusten hebben een matiger temperatuur.
Juli-isothermen16: De hoogste temperaturen liggen nu ten noorden van de evenaar
met uitbreiding over de continenten. Op het noordelijk halfrond worden de
uitgestrekte continenten hevig verwarmd. De isothermen zijn regelmatiger dan in
januari. Boven de oceaan buigen ze naar de evenaar toe. De westkusten zijn frisser.
15 Winter voor het noordelijk halfrond en zomer voor het zuidelijk halfrond.
16 Zomer voor het noordelijk halfrond en winter voor het zuidelijk halfrond.
1 AA VS 1 113 © 2015 Arteveldehogeschool
Het contrast tussen oost- en westkust is bijzonder groot in Noord-Amerika, waar het
westelijk gebergte de matigende invloed beperkt tot een smalle kuststrook. Op het
zuidelijk halfrond hebben de isothermen weer een zeer regelmatig verloop. Op hogere
breedten zijn de continenten kouder, vooral de westkusten van Australië en Afrika.
3.2.2.3 Factoren die de temperatuur beïnvloeden
3.2.2.3.1 Breedteligging
Beschrijf aan de hand van de onderstaande twee figuren de spreiding van zonne-energie
over het aardoppervlak en de gemiddelde jaartemperatuur op aarde.
Figuur 52: Jaarlijkse gemiddelde zonne-energie
De spreiding van de zonne-energie over het aardoppervlak: ………………………………………
……………………………………………………………………………………………………………………………………
Figuur 53: Gemiddelde jaartemperatuur
De spreiding van de gemiddelde jaartemperatuur over het aardoppervlak: ………………
……………………………………………………………………………………………………………………………………
Verklaar de bovenstaande waarneming aan de hand van de figuur. Noteer deze verklaring
en maak ook een tekening ter verduidelijking.
1 AA VS 1 114 © 2015 Arteveldehogeschool
Figuur 54: Invloed breedteligging temperatuur
……………………………………………………………………………………………………………………………………
……………………………………………………………………………………………………………………………………
…………………………………………………………………………………………………………………………………….
……………………………………………………………………………………………………………………………………
Evenaar 51° N
Figuur 55: invloed invalshoek lichtintensiteit
Conclusie: De geografische breedteligging bepaalt, samen met het seizoen en het uur van
de dag, de invalshoek van de zonnestralen. Dit is de hoek tussen de loodlijn op het
aardoppervlak en de zonnestraal die dit aardoppervlak bereikt; deze hoek bepaalt de
aardoppervlakte waarover de zonnestraal zich verspreidt, en zo de lichtintensiteit en dus
ook de mate van warmte(omzetting) in de onderste luchtlagen. De lichtintensiteit varieert
hierbij met de invalshoek volgens de formule S0 = S *cos.Z, waarin So de instraling op een
platvlak aangeeft en Z de invalshoek van de zonnestralen. De geografische breedteligging
bepaalt daarnaast ook de afstand die de zonnestralen doorheen de atmosfeer dient af te
leggen, en zo dus ook de mate van reflectie en verstrooiing van de zonnestralen. De
thermische evenaar is gelegen op het noordelijk halfrond; de periode van opwarming voor
het noordelijke halfrond duurt immers 186 dagen, voor het zuidelijke halfrond 178 dagen.
1 AA VS 1 115 © 2015 Arteveldehogeschool
3.2.2.3.2 Uur van de dag en tijdstip in het jaar
Bestudeer de onderstaande grafieken en het klimatogram, en vul de teksten aan. Wat
concludeer je omtrent de relatie tussen temperatuur en tijdstip van de dag/ in het jaar?
Figuur 56: Temperatuursverloop voor een bewolkte en wolkenloze dag
Figuur 57: Instraling voor een bewolkte en wolkenloze dag
Het warmste moment van een wolkeloze dag is om ………………………… De zonne-instraling
is nochtans maximaal om ………………………… Het koudste moment van een wolkeloze dag
is om ………………………… De zonne-instraling is nochtans minimaal om …………………………
UKKEL BELGIE 51 N 4 O 100 m 797
9,9 100
25
20 80
temperatuur (°C)
neerslag (mm)
15 60
10 40
5 20
00
-5 -20
J F MAM J J A SOND
mm. 67,5 56,1 58 55,9 61 66,5 80,4 74,1 66 71,9 70,6 69
°C 2,2 3,1 5,6 9 13 16,1 17,7 17,4 14,8 10,6 5,9 3,1
Figuur 58: Klimatogram Ukkel
1 AA VS 1 116 © 2015 Arteveldehogeschool
De warmste maand van het jaar is …………………………………………………… Het meeste licht
(grootste zonshoogte) valt echter in de maand …………………………………………………… De
koudste maand van het jaar is …………………………………………………… Het minste licht
(laagste zonshoogte) valt echter in de maand ……………………………………………………
Conclusie: De temperatuur bereikt niet haar grootste waarde bij de hoogste zonnestand,
maar enige tijd nadien. De temperatuur daalt zolang de uitstraling groter is dan de
instraling; dit duurt tot korte tijd na zonsopgang. Echter, de temperatuur stijgt zolang de
instraling groter is dan de uitstraling, en dit is het geval tot 2 à 3 uur na de hoogste
zonnestand. Het seizoenritme vertoont een gelijkaardige achterstand van
temperatuurgang op zonnestraling. De hoogste temperatuur komt boven het land 30 à
40 dagen na de hoogste zonnestand, boven de oceaan zelfs twee maanden.
3.2.2.3.3 Oriëntatie van een helling en hellingsgraad
Vergelijk de uitbreiding van de druiventeelt langs de flanken van het Rijndal in Duitsland
met de verspreiding van de druiventeelt elders in Europa aan de hand van de kaart.
Verklaar je waarneming aan de hand van de tekening op volgende pagina.
Figuur 59: Druiventeelt in Europa
Waarneming: ………………………………………………………………………………………………………………
Figuur 60: Invloed van oriëntatie en hellingsgraad op temperatuur
1 AA VS 1 117 © 2015 Arteveldehogeschool
Verklaring: …………………………………………………………………………………………………………………
……………………………………………………………………………………………………………………………………
Conclusie: De invalshoek van de zonnestralen is ook afhankelijk van de hellingsgraad van
het reliëf en oriëntatie van de helling. Op de zonnehelling, de zuiderhelling op het
noordelijke halfrond, is de invalshoek groter dan op de vlakke grond, waardoor het
warmer is. Op de schaduwhelling, de noorderhelling op het noordelijk halfrond, is de
invalshoek kleiner, waardoor het minder warm is.
3.2.2.3.4 Hoogte
Bekijk Figuur 50 en beschrijf het verband tussen de temperatuur en de hoogte in de
troposfeer. Verklaar je waarneming.
Waarneming: ………………………………………………………………………………………………………………
…………………………………………………………………………………………………………………………………….
Verklaring: ………………………………………………………………………………………………………………….
…………………………………………………………………………………………………………………………………….
Conclusie: De temperatuur neemt af met de hoogte, gemiddeld met 1°C per 180m in
verzadigde lucht, omdat de zonnestralen door het aardoppervlak opgeslorpt worden en
als warmtestralen weer uitgezonden. Vandaar wordt het kouder naarmate men zich van
het aardoppervlak verwijdert. De atmosfeer zal ook haar milderende rol verliezen met de
hoogte. Zo zal een geïsoleerde bergtop vlugger opwarmen, maar ook vlugger afkoelen.
Dit verklaart de grote temperatuurschommelingen tussen dag en nacht in de bergen. Een
uitzondering hierop is de inversie waarbij de temperatuur toeneemt naarmate men stijgt.
Inversie ontstaat door warmte-uitwisseling, waarbij een stabiele, koele luchtlaag onder
een dek van warme lucht besloten ligt. Inversie treedt vaak op bij hoge druk en in de
winter of bij open hemel. Er zijn twee soorten inversies. Statische inversie ontstaat
bijvoorbeeld door sterke warmte-uitstraling 's nachts bij afwezigheid van een wolkendek.
De onderste luchtlagen koelen dan meer af dan de bovenliggende. Dynamische inversie
komt voor in gebieden met uitgesproken reliëf, wanneer de koude lucht daalt van de
toppen en zich in de depressies en valleien samenpakt.
3.2.2.3.5 Tegenstelling tussen land en water / Nabijheid van een zee
Bestudeer de twee kaarten van Noord-Amerika en vul de onderstaande tekst omtrent de
temperaturen in juli en januari aan.
De richting in dewelke de januari- en de juli-isothermen in het noordelijk halfrond
uitstulpen wanneer men van zee naar land gaat, zijn respectievelijk ………………………………
en ……………………………………… Bij een vergelijking van de wintertemperatuur op land met
1 AA VS 1 118 © 2015 Arteveldehogeschool
deze op zee, valt op dat ……………………………………………………………………………………………….
…………………………………………………… Bij een vergelijking van de zomertemperatuur
valt op dat ……………………………………….…………………………………………………………………………….
Figuur 61: Gemiddelde januari-temperaturen Figuur 62: Gemiddelde julitemperaturen
Analyseer de onderstaande tabel en schrap wat niet past. Wat is je verklaring voor de
gedane waarneming?
Analyseer de onderstaande tabel en schrap wat niet past:
Tw op zee is groter dan / kleiner dan / gelijk aan Tw op land.
Tk op zee is groter dan / kleiner dan / gelijk aan Tk op land.
Bij de zee gelegen plaatsen kennen een grotere / een kleinere jaartemperatuur-
schommeling dan meer landinwaarts gelegen plaatsen
Plaats Ligging Tw (°C) Tk (°C) Jaarschommeling
Valentia 10° W 15,1 7,0 8,1
Warschau 21° E 18,9 -3,6 22,5
Irkoetsk 104° E 18,4 -20,8 39,2
De verklaring voor de gedane waarneming is: …………………………………………………………………
…………………………………………………………………………………………………………………………………………
1 AA VS 1 119 © 2015 Arteveldehogeschool
Conclusie: De warmtecapaciteit van water – dit is de hoeveelheid energie die nodig is om
één kilogram massa van een stof met 1°C te doen stijgen – is gemiddeld drie maal zo groot
is als die van land, doordat zonnestralen dieper doordringen in water dan in grond. Water
kan dus meer warmte opslaan, maar dit vraagt ook meer tijd. De soortelijke warmte van
droge grond is immers 2/10 van deze van het water, wat ervoor zorgt dat bij eenzelfde
hoeveelheid warmte de temperatuur van droge grond ongeveer vijfmaal vlugger zal
stijgen dan van water. De aarde zal ook vijfmaal vlugger de opgeslorpte warmte weer
afstaan. De oceanen warmen in de zomer dus trager op dan land, maar ‘s winters staan
ze de opgeslagen warmte ook trager af. Oceanen zijn dus warmtereservoirs die maken
dat in kustgebieden de winters warmer zijn dan in het binnenland, maar de zomers iets
koeler. Het klimaat in kustgebieden is dus door de aanwezigheid van de zee meer
gematigd. Het noordelijk halfrond met 40% vasteland heeft dan ook extremere
temperaturen dan het zuidelijk halfrond met slechts 20% vasteland.
3.2.2.3.6 Zeestromingen
Bepaal met behulp van de volgende klimatogrammen de januaritemperaturen van
Lissabon en New York en ga met behulp van de atlaskaart omtrent de zeestromingen de
verklaring na! Noteer deze hieronder.
New York 40°N 74 16 m 1123 Lissabon 38° 9° 110 m 708
12,6 °W 16,6 NW
70 140 60 120
temperatuur (°C)
neerslag (mm)
temperatuur (°C)
neerslag (mm)
60 120 50 100
50 100 40 80
40 80 30 60
30 60 20 40
20 40
10 20 10 20
00 00
J FMAMJ J ASOND J FMAMJ J ASOND
mm. 84 78 107 91 91 86 94 129 100 86 91 86 mm. 111 76 109 54 44 16 3 4 33 62 93 103
°C 0,9 0,9 4,9 11 17 22 25 24 20 15 8,6 2,4 °C 11 12 14 16 17 20 22 23 21 18 14 12
Figuur 63: Klimatogram New York Figuur 64: Klimatogram Lissabon
Lissabon: ………………………………………………………………………………………………………….…………
New York: ……………………………………………………………………………………………………..……………
Conclusie:
Zeestromingen, ook wel drift genoemd, zijn regelmatige stromingen die zeer grote
watermassa’s verplaatsen over grote afstanden in de oceanen, in tegenstelling tot golven
en getijdenstromingen, die slechts kleine watermassa’s verplaatsen over kleine
afstanden. Verschillen in temperatuur en dichtheid van het water, zoals het verschil van
zoutgehalte doen zeestromen ontstaan. Water met kleinere dichtheid stijgt boven water
met grotere densiteit. Hierbij vloeit het water in een vaste richting met een bepaalde
snelheid en kunnen 50 tot 130 km breed zijn. Een voorbeeld van zo’n vaste zeestroom is
de oppervlaktestroom die vanuit de Atlantische Oceaan naar de Middellandse Zee
stroomt, ter compensatie van een watermassa die in de diepte vanuit de Middellandse
1 AA VS 1 120 © 2015 Arteveldehogeschool
Zee over de drempel van Gibraltar doordringt naar de Atlantische Oceaan. Het water in
de Middellandse Zee is immers zouter en dus dichter dan dit van de Atlantische Oceaan
omdat er in dit warme en regenarm gebied meer verdamping is dan wateraanvoer.
Ook de constante winden spelen een heel belangrijke rol bij het doen ontstaan van
zeestromingen. In de Atlantische en de Stille Oceaan ontstaat bijvoorbeeld door de
passaten een noord-equatoriale en een zuid-equatoriale stroom. Ze botsen tegen de
kusten aan en buigen om naar noord en zuid. Een vertakking komt uit elke arm en vormt
een tegenstroom. In de Indische Oceaan verandert de stroomrichting met de richting van
de moesson. Uit deze equatoriale stromen ontstaat in de Noord-Atlantische Oceaan de
Golfstroom en in de Zuid-Atlantische Oceaan de Braziliaanse stroom.
Op de kaart van de zeestromingen komen de zeestromen in de regel als gesloten
systemen voor, waarbij de stroomrichting in het noordelijk halfrond in wijzerzin en in het
zuidelijk halfrond in tegenwijzerzin verloopt. De stromingen ondergaan dus ook zoals de
wind de invloed van de aardrotatie. De stroomsnelheid bedraagt 0,3-3 m/s in open zee,
doch bij nauwe doorgangen is de snelheid groter. De stromingen kunnen naargelang de
snelheid tot 400 m diep onder het wateroppervlak bestaan.
Zeestromingen hebben een belangrijke invloed op het klimaat: naargelang het gaat om
koude of warme stromingen verkoelen of verwarmen ze de kusten waar ze langs komen.
Een warme zeestroom heeft meest effect in de winter, een koude zeestroom in de zomer.
Zo zorgt de Golfstroom, vertrekkend uit tropische gebieden, ’s winters voor milde
temperaturen aan de kusten van West-Europa. De Canarische stroom tegen de westkust
van Afrika, de West-Australische stroom in de Indische Oceaan, de Benguelastroom aan
de westkust van Zuid-Afrika en de Perustroom aan de westkust van Zuid-Amerika
daarentegen, die allen water uit de diepte van de poolstreken meevoeren, zijn mede de
oorzaak van de woestijnen die aan de westkusten liggen, zoals de Atacama-, Californische,
Nagib-, Sahara- en West-Australische woestijn.
Zeestromingen hebben ook een invloed op de keuze van zeeroutes en de richting van het
afdrijven van ijsbergen en nevels aan kusten, bijvoorbeeld aan de Atacamawoestijn.
3.2.2.3.7 Aanwezigheid van wolken en luchtvochtigheid
Analyseer figuur 56 en 57 opnieuw en schrap hieronder wat niet past.
Een bewolkte nacht is relatief koud / warm.
Een onbewolkte nacht is relatief koud / warm.
Een bewolkte dag is relatief fris / warm.
Een onbewolkte dag is relatief fris / warm.
Er zijn dus grotere / kleinere temperatuurschommelingen o.i.v. wolken.
Verklaar nu met behulp van de onderstaande figuur deze waarnemingen.
1 AA VS 1 121 © 2015 Arteveldehogeschool
Figuur 65: Invloed van wolken op temperatuur
Bewolkte nacht: …………………………………………………………………………………………………….
……………………………………………………………………………………………………………………………….
Onbewolkte nacht: ………………………………………………………………………………………………..
……………………………………………………………………………………………………………………………….
Bewolkte dag: ………………………………………………………………………………………………………..
……………………………………………………………………………………………………………………………….
Onbewolkte dag: ……………………………………………………………………………………………………
……………………………………………………………………………………………………………………………….
Conclusie: Wolken werken remmend op de bestraling doordat ze veel zonnestralen
absorberen. Doch ook de aarduitstraling wordt door wolken en vochtigheid geremd. Om
deze reden zal het bij klare hemel fel koud zijn in de winter en zeer warm in de zomer.
Voor de mens is droge warmte echter dragelijker dan vochtige. Ook de hoeveelheid
koolstofdioxide heeft invloed op de warmte van de dampkring. Het verminderen van het
koolstofdioxidegehalte is een hypothese voor de verklaring van de ijstijden. Ook de
hoeveelheid stof heeft invloed op de uitstraling van de warmte. In de industriesteden
waar het procent koolstofdioxide groot is en veel stof in de lucht hangt, zijn daardoor de
nachten minder koud dan in de omgeving.
3.2.2.3.8 Aard van de bodem en vegetatie
Ook de bodem en de vegetatie hebben een invloed op de luchttemperatuur. Klei houdt
vochtigheid goed op en verwarmt bijgevolg trager dan doordringbaar zand. Een donkere
bodem slorpt meer warmte op dan een lichtgekleurde. Een bodem verwarmt dus sneller
naarmate hij droger en meer doordringbaar is. Begroeiing mildert de temperatuurs-
extremen. Een niet-begroeide grond zal vlugger de warmte opnemen, maar ze ook
vlugger verliezen.
1 AA VS 1 122 © 2015 Arteveldehogeschool
3.2.2.3.9 Luchtcirculatie
Ook de winden bepalen sterk de luchttemperatuur van een gebied. Winden nemen de
warmtetoestand over van het gebied waar ze vandaan komen en transporteren deze
naar gebieden waarheen ze zich bewegen.
Staaf bovenstaande stelling met enkele voorbeelden.
…………………………………………………………………………………………………………………………………….
…………………………………………………………………………………………………………………………………….
…………………………………………………………………………………………………………………………………….
Waarom bereiken de wintertemperaturen hun dieptepunt pas
nadat de zon over haar laagste stand heen is?17
Het moment waarop de zon haar laagste stand bereikt, is het begin van de astronomische
winter. Dit jaar is dat op zaterdag 22 december om 7.08 uur. Wanneer de zon haar hoogste
stand bereikt, begint de astronomische zomer, dit jaar op 21 juni om 20.06 uur. Hoe hoger de
zon aan de hemel staat, hoe meer van haar stralen er op ons vallen en hoe meer warmte ze
ons geeft. Op die manier bepaalt de zon de temperatuur op aarde. Toch zijn januari en februari
vaak de koudste maanden, hoewel de zon dan alweer hoger staat en meer warmte geeft.
Omgekeerd is het in augustus vaak warmer dan in juli, terwijl de zon dan al aan haar retour
bezig is. 'De belangrijkste verklaring voor dat naijlen van de temperatuur op de zonnestand is
de aanwezigheid van de zee', zegt de klimatoloog Rob Sluijter van het Koninklijk Nederlands
Meteorologisch Instituut (KNMI). 'Er is heel veel zonnestraling nodig om het zeewater op te
warmen. Omdat de zee op het moment van de hoogste zonnestand nog relatief koud is,
compenseert dat de hoge instraling. Het is pas als de zonnestraling minder intens wordt, naar
de herfst toe, dat het water helemaal is opgewarmd. En dan pas worden gemiddeld gezien de
hoogste temperaturen gemeten.'We genieten dus nog van de warmte van het zeewater
terwijl de zon steeds minder warmte geeft. Het wordt daarom pas echt koud als de zee op zijn
koudst is, wanneer de zon al over haar laagste punt heen is. 'Er zijn natuurlijk variaties', zegt
Sluijter. 'Maar als je klimatologische gemiddelden bekijkt, zie je dat het verloop van de
temperatuur naijlt op de zonnestand.' De aanwezigheid van de zee is de belangrijkste, maar
niet de enige reden. Ook land neemt langzaam warmte op en geeft ze langzaam weer af, maar
het effect is minder sterk. 'Het fenomeen doet zich dus overal ter wereld voor, maar is
bijvoorbeeld meer uitgesproken in West-Europa dan in Oost-Europa. Je merkt het ook op
kleinere schaal: in het voorjaar, als de zee nog koud is, is het aan de kust dikwijls een paar
graden kouder dan in het binnenland. Daar staat tegenover dat het aan zee minder vaak
bewolkt is. Daardoor is het zonniger en voelt het soms toch warmer aan.' Het naijleffect doet
zich niet alleen gedurende het jaar voor, maar ook gewoon elke dag. Vooral in de zomer is dat
duidelijk. Het warmste moment van de dag valt dan niet rond de middag, als de zon pal boven
ons hoofd staat, maar ergens na de middag. 'Tijdens de nacht straalt de aarde warmte uit en
daalt de temperatuur. Het koudste moment van de dag valt daardoor vlak voor zonsopgang.
De energie van de zon warmt de lucht op, maar wordt ook gebruikt om de afgekoelde bodem
weer op te warmen. Dat gaat traag en daarom worden de hoogste temperaturen pas later op
de dag gemeten, als de zon al over haar hoogste punt heen is. Op een bepaald moment wordt
de straling van de zon te zwak en vanaf dan beginnen het land en de lucht opnieuw af te
koelen.'
17 Bron: (De Cleene, 2007) 123 © 2015 Arteveldehogeschool
1 AA VS 1
3.2.3 Luchtdruk en winden
3.2.3.1 Begripsvorming
3.2.3.1.1 Begrip luchtdruk
De luchtdruk is het gewicht van de kolom lucht die rust op de eenheid van oppervlakte
(1cm²). De waarde van deze druk wordt weergegeven door de hoogte van de kwikkolom
die met deze luchtkolom in evenwicht staat, zoals aangegeven wordt door de proef van
Torricelli. Dit is een wetenschappelijk experiment uitgevoerd door Evangelista Torricelli,
een leerling van Galileo Galilei. Galileo toonde al aan dat de lucht in staat was een druk
uit te oefenen. Torricelli ging hier op in. Torricelli begon met een reservoir te laten
vollopen met kwik. Hierna nam hij een glazen buis met een lengte van ongeveer 1m die
langs één kant gesloten was en vulde ook deze volledig met kwik. Nadien draaide hij de
buis om en zette ze in het kwikreservoir. Iets opmerkelijks gebeurde: het kwikniveau in
de buis daalde, maar bleef dan op een hoogte van ongeveer 76 cm boven het niveau in
het kwikreservoir staan. Blijkbaar oefent de lucht een druk uit die in staat is een verticale
kolom kwik van zo'n 76 cm in evenwicht te houden. De ruimte in de buis boven de
kwikkolom is luchtledig, en oefent dus geen druk uit. Torricelli hernam de proef, en hij
ondervond dat de hoogte van de kwikkolom in de tijd kon variëren. Hij besloot dat de
luchtdruk kon wijzigen. Dit gaf aanleiding tot het ontwerp van de barometer.
Op zeeniveau is de normale luchtdruk 1.013 hPa. De normale druk van een luchtkolom
bedraagt 1.035 g/cm² op een geografische breedte van 50°. Een druk groter dan 1.013
hPa noemt men een hoge luchtdruk, een kleinere druk noemt men een lage luchtdruk. De
luchtdruk neemt af met de hoogte.
De atmosferische druk wordt gemeten met behulp van een barometer en geregistreerd
door een barograaf. De curve die de plaatsen met gelijke gemiddelde druk verbinden
noemt men isobaar. Deze lijnen boorden hoge en lage drukgebieden af.
Neem de bovenstaande tekst door en vul nadien de onderstaande tekst aan.
Luchtdruk kan omschreven worden als ………………………………………………………………………….
…………………………………………………………………………………………………………………………………………
De normale luchtdruk bedraagt ……………………………………………………………… Als gevolg van
……………………………………………………………………………… ontstaan er echter drukverschillen.
Waar warme lucht verticaal opstijgt, ontstaat er aan het aardoppervlak een …………………
…………………………… of ………………………………... Waar koude lucht verticaal daalt, ontstaat
er aan het aardoppervlak een ………………….…………………………… of ……………………………………
1 AA VS 1 124 © 2015 Arteveldehogeschool
3.2.3.1.2 Ontstaan van drukverschillen
Het verschil in temperatuur is de hoofdoorzaak van drukverschillen. Bij verwarming zet
de lucht zich uit, warme lucht is dus dunner, heeft een kleinere dichtheid en stijgt van her
aardoppervlak toe. Door deze stijgende en convergerende luchtstroom ontstaat er aan
het aardoppervlak een kern van lage druk of een minimum. Bij afkoeling krijgt de lucht
een grotere dichtheid en daalt naar het aardoppervlak toe. Door deze dalende
divergerende luchtstroom ontstaat er aan het aardoppervlak een kern van hoge druk of
een maximum. De stijgende of dalende verticale luchtbewegingen noemt men
convectiestromen; dit zijn geen winden. Minima en maxima worden echter wel de
actiecentra van de atmosfeer genoemd, omdat ze de winden doen ontstaan en zo de
luchtcirculatie om de aarde bepalen.
3.2.3.1.3 Begrip wind
De luchtbeweging blijft niet beperkt tot de hierboven vermelde stijgende en dalende
verticale luchtbewegingen. Door het stijgen en het dalen van de lucht wordt het
evenwicht verbroken. Op grote hoogten ontstaat een verschil in luchtdruk, want de
stijging van de lucht doet de luchtkolom naar boven toe uitzetten, waardoor de luchtdruk
op grote hoogten toeneemt. Voor het gebied met dalende lucht geschiedt juist het
tegenovergestelde. Van daar zien wij in de hogere luchtlagen de lucht horizontaal
afvloeien van boven het gebied met stijgende lucht naar het gebied met dalende lucht.
Deze beweging in de hogere luchtlagen heeft geen onmiddellijke invloed op het klimaat.
Op de grond ziet men hierdoor echter de druk toenemen in het gebied van dalende lucht;
er is immers aanvoer van lucht. In het gebied van stijgende lucht ziet men de druk
afnemen; er vloeit immers lucht weg. Als gevolg hiervan ontstaat op de grond een
horizontale luchtbeweging langs het aardoppervlak, die wind genoemd wordt en die een
tegengestelde richting heeft van deze in de hogere luchtlagen.
De wind wordt gemeten volgens zijn richting en snelheid. De windrichting wordt
aangegeven met de richting waar de wind vandaan komt. Hiervoor kan men de
windstreken gebruiken t.e.m. tussentussenwindstreken, wat 16 mogelijkheden oplevert,
of een gradenindeling, waarbij het noorden overeenstemt met 0° en het zuiden met 90°.
Een indeling om de 10° geeft dan 36 mogelijkheden. De windrichting wordt gemeten met
een windwijzer of windvaan, die tegelijk meet en registreert. De windsnelheid wordt
meestal gemeten in km/u, door draaiende windmolentjes of anemometer. De Britse
admiraal Beaufort heeft in 1808 een schaal uitgedacht, die toelaat de windsnelheid te
klasseren tussen 0 en 12. De Beaufortschaal wordt nu algemeen gebruikt voor
weerberichten. Met enige oefening komt men ertoe deze schaal betrekkelijk vlot te
gebruiken.
Neem de bovenstaande tekst door en vul nadien de onderstaande tekst aan.
Wind is …………………………………………………………………………………………………………………………….
……………………………………………, als gevolg van …………………………………………………………………..
…………………………………………………… Wind waait steeds van ………… naar ………… Hoe groter
1 AA VS 1 125 © 2015 Arteveldehogeschool
dit drukverschil of hoe groter de gradiëntkracht, hoe ……………………………………… de wind.
Ook de corioliskracht speelt een rol in windwerking (………………………………………………………
…………………), evenals de wrijvingskracht (……………………………………………………………………).
Schaal van Beaufort
Gebruikte term Bft Snelheid km/h Zichtbaar in het landschap
Kalm 0 Minder dan 1 Rook stijgt (bijna) recht omhoog
Zwakke wind 1-2 1 tot 11 Windrichting af te leiden uit
12 tot 28 rookpluimen
Matige wind 3-4 29 tot 38
39 tot 49 Wind voelbaar in gezicht, weerhanen
Vrij krachtige wind 5 50 tot 61 tonen juiste richting, bladeren ritselen
62 tot 74
Krachtige wind 6 Opwaaiend stof, vlaggen wapperen,
spinnen lopen niet meer
Zeer krachtige wind 7
Papier waait op, haar raakt verward,
Stormachtig 8 geen last van muggen meer
Bladeren ruisen, gekuifde golven op
zee, vuilnisbakken waaien om
Problemen met paraplu's, hoeden
waaien af
Storm 9 75 tot 88 Lastig tegen de wind in lopen of fietsen
Zware storm 10 89 tot 102 Twijgen breken af, voortbewegen
Zeer zware storm wordt zeer moeilijk
Orkaan 11 103 tot 117 Takken breken af, dakpannen waaien
weg, kinderen blijven moeilijk staan
12 Meer dan 117 Bomen ontwortelen, schade gebouwen,
volwassenen blijven moeilijk staan
3.2.3.1.4 Ontstaan van wind
Er zijn verschillende krachten die winden doen ontstaan of er invloed op hebben:
Gradiëntkracht: Luchtverplaatsing is het gevolg van verschil in luchtdruk. Om de
drukverschillen met elkaar te kunnen vergelijken, moeten de luchtdruk herleid worden
op eenzelfde afstand. Deze afstandseenheid is de afstand tussen twee breedtegraden,
en dit is 111 km. Het luchtdrukverschil gemeten in hPa per 111 km heet (lucht-)
drukgradiënt. Is er bijvoorbeeld een drukverschil van 10 hPa voor een afstand van 315
km, dan is de drukgradiënt 10/315x111 of 3,5 hPa. De drukgradiënt wordt gemeten op
een isobarenkaart. Meestal liggen de isobaren rond een maximum breed uit elkaar; er
is dan een kleine drukgradiënt. Rond een minimum liggen ze dicht bijeen; er is dan een
groter drukgradiënt. Druk is kracht per oppervlakte-eenheid; een drukgradiënt heeft
dus een gradiëntkracht. Deze is steeds gericht van maximum naar minimum en staat
loodrecht op de isobaren. Volgens de wet van Newton zou de lucht onder invloed van
de gradiëntkracht een eenparig versnelde beweging moeten ondergaan. In realiteit
blijkt met een constante drukgradiënt een constante snelheid overeen te komen.
1 AA VS 1 126 © 2015 Arteveldehogeschool
Corioliskracht: Zodra een luchtdeeltje in beweging komt, merkt men de invloed van
de aardrotatie. Als een waarnemer, die op de draaiende aarde staat, een luchtdeeltje
aanschouwt dat een beweging uitvoert die rechtlijnig is in een absolute ruimte, dan
ziet hij de beweging van het luchtdeeltje als een wegdraaien naar rechts. Schijnbaar
werkt hier een kracht, die op het noordelijk halfrond een afwijking naar rechts
veroorzaakt. Deze schijnkracht heet de Corioliskracht, genoemd naar de Franse
wiskundige Coriolis. De Corioliskracht staat loodrecht op de bewegingsrichting en is
evenredig met de snelheid. De gradiëntkracht staat loodrecht op de isobaren en heeft
een constante grootte. Wanneer de gradiëntkracht inwerkt, neemt de snelheid toe en
dus ook de Corioliskracht. Er komt een ogenblik waarop beide krachten precies even
groot zijn; intussen hebben beide krachten een tegenovergestelde richting gekregen.
De resultante is dus nul, het luchtdeeltje ondervindt geen kracht meer en beweegt zich
met een constante snelheid in de richting van de laatste resultante. Het resultaat van
de Corioliskracht voor de windrichting werd in de experimentele meteorologie
geformuleerd in de wet van Buys-Ballot. Deze luidt als volgt: op het noordelijk
halfrond beweegt de wind in wijzerzin rond een hogedrukgebied, in tegenwijzerzin
rond een lagedrukgebied. Op het zuidelijk halfrond is het net andersom. Lucht die,
onder invloed van gradiëntkracht en Corioliskracht, evenwijdig stroomt met de
isobaren, noemen we geostrofische wind. Zijn de isobaren gebogen lijnen, dan zal de
lucht ook gebogen banen afleggen. Bij de gekromde cyclonale beweging moet ook
rekening gehouden worden met de middelpuntvliedende kracht. Dan ontstaat een
geostrofische wind, wanneer de drukgradiënt gelijk is aan de som van de
Corioliskracht en de middelpuntvliedende kracht.
Wrijvingskracht: Vooral voor de wind in de lagere luchtlagen en op de grond moet
rekening gehouden worden met de wrijving, in de zin van de omringende lucht en het
grondoppervlak. De wrijving werkt immers tegengesteld aan de voortbewegende
kracht. Door de wrijving wordt de snelheid van de stationaire wind verminderd, wat
de Corioliskracht en de middelpuntvliedende kracht vermindert. De drukgradiënt blijft
ongewijzigd. Het gevolg is dat de wind niet meer evenwijdig aan de isobaren zal
verlopen, maar deze snijden onder een zekere hoek. Zo stroomt de wind bij een
lagedrukgebied spiraalsgewijze naar het centrum. Bij een hogedrukgebied vloeit de
wind spiraalsgewijze vanuit het centrum weg.
3.2.3.2 Algemene luchtcirculatie
3.2.3.2.1 De grote drukgebieden op aarde
Men maakt een onderscheid tussen thermische en dynamische drukgebieden:
Thermische maxima en minima: De evenaarszone wordt altijd sterk verwarmd, zodat
de lucht er stijgt naar de tropopauze om dan poolwaarts af te glijden. De polen echter
zijn het koudst, zodat de lucht er daalt en wegvloeit in de richting van de evenaar. Zo
doet de temperatuur aan de polen een arctisch maximum en rond de evenaar een
equatoriaal minimum ontstaan. De convectiestromen op deze plaatsen veroorzaken
geen wind, het zijn kalmtezones.
1 AA VS 1 127 © 2015 Arteveldehogeschool
Dynamische maxima en minima: De lucht die zich in de hogere luchtlagen van de
evenaar naar de polen beweegt, koelt gaandeweg af en verliest dus hoogte. Anderzijds
ondergaat ze ook een afwijking door de aardrotatie en buigt meer en meer af naar
rechts in het noordelijk halfrond, naar links in het zuidelijk halfrond. De bewegende
lucht komt tenslotte evenwijdig met de evenaar te liggen in de nabijheid van de
tropen. Zwaarder geworden door de afkoeling en in de beweging naar de polen
geremd door de aardrotatie hoopt de lucht zich daar op en vormt er de tropische
maxima. Het zijn eveneens kalmtezones. De dalende lucht van het tropisch maximum
vloeit over het aardoppervlak naar het equatoriaal minimum en geeft het ontstaan aan
de noordooster- en de zuidoosterpassaten. De lucht die in de hogere luchtlagen van
de evenaar naar de polen stroomt, vormt dan de antipassaten. Een ander deel van de
dalende lucht vloeit naar de polen en vormt de zuidwestenwinden voor het noordelijk
halfrond. De noordwesten- en westenwinden voor het zuidelijk halfrond. De dalende
lucht die vanuit het Arctisch maximum op het noordelijk halfrond als noordoosterwind
waait, botst op 60° op de zuidwestenwinden zodat ook hier de lucht tot stijgen wordt
gedwongen. Dit geeft het ontstaan aan het polair minimum. Datzelfde doet zich voor
op het zuidelijk halfrond. In het noordelijke en zuidelijk halfrond zullen op de
contactzone tussen de koude polaire en de warme tropische lucht veranderlijke
winden ontstaan. Dit is de frontzone.
In de werkelijkheid echter komen de drukgebieden niet voor als evenwijdige banden aan
de evenaar. Alleen het zuidelijk halfrond met 80% water benadert deze theoretische
verdeling. Het noordelijk halfrond is veel complexer. De hoge en lage drukgebieden
tekenen zich af als drukkernen. De minima beantwoorden aan de sterke verhitting van
het land tijdens de zomer of aan de warmer gebleven zee in de winter. De maxima
tekenen zich af boven het sterk afgekoeld land in de winter of boven de koelere zee in de
zomer. Ook de verplaatsing van de zon tussen de keerkringen in de loop van het jaar
brengt wijzigingen de plaats van de drukkernen. Deze verplaatsen zich naar het noorden
in juli, naar het zuiden in januari. Kenschetsend is hiervoor de verplaatsing van het
tropisch maximum tussen 30° en 40° waardoor de passaten in de zomer op hogere
breedten vertrekken.
De voornaamste hoge- en lagedrukgebieden op het noordelijk halfrond zijn bijgevolg:
Het Arctische hogedrukgebied van thermische oorsprong boven de Noordpool.
Een polair lagedrukgebied van dynamische oorsprong boven IJsland en boven de
Aleoeten, dat het sterkst is in januari.
Een tropisch hogedrukgebied van dynamische oorsprong boven Canada ten
noordwesten van de VS, verder boven de Canarische Eilanden, boven Noordoost-
Siberië en boven de Stille Oceaan in januari. In juli blijven deze tropische
hogedrukgebieden boven de Azoren en Hawaï.
Een equatoriaal lagedrukgebied van thermische oorsprong boven Noordwest-India en
geheel Azië in juli.
Het equatoriaal lagedrukgebied van thermische oorsprong, boven de evenaar.
1 AA VS 1 128 © 2015 Arteveldehogeschool
De voornaamste hoge- en lagedrukgebieden op het zuidelijk halfrond zijn bijgevolg:
Het Antarctisch hogedrukgebied van thermische oorsprong boven de Zuidpool.
Een zeer duidelijk afgetekende polaire lagedrukgordel van dynamische oorsprong,
zowel in januari als in juli rond 60° Z.
Een tropisch hogedrukgebied van dynamische oorsprong, boven Sint-Helena, Sint-
Mauritius en de zuidelijke Stille Oceaan nabij Paaseiland. Deze kernen breiden zich in
juli gedeeltelijk boven de continenten uit.
Teken de hierboven vermelde permanente hoge en lage drukgebieden op aarde met een
H en een L in op de onderstaande kaart. Omcirkel de drukgebieden van thermische
oorsprong in het blauw, en deze van dynamische oorsprong in het groen.
Figuur 66: Wereldwijde permanente hoge- en lagedrukgebieden in juli
3.2.3.2.2 De permanente winden op aarde
Uit de permanente grote drukgebieden resulteren een aantal permanente winden.
Benoem deze permanente winden op aarde, van evenaar naar polen.
- ………………………………………………………………………………………………………, van het tropisch
maximum naar de equatoriaal minimum
- ………………………………………………………………………………………………………, van het tropisch
maximum naar het polair minimum
- …………………………………………………………………………………………………, van het (ant)arctisch
maximum naar het polair minimum
1 AA VS 1 129 © 2015 Arteveldehogeschool
- …………………………………………………………………………: Waar grote land- en watermassa's
elkaar begrenzen, ontstaat er boven het land in de zomer een diep minimum, als
gevolg van de sterke opwarming van het land. In de winter, door de sterke afkoeling
van het land, komt er een groot maximum boven het land. Dit winden die ontstaan
als gevolg van dit minimum en maximum zijn de halfjaarlijkse wisselende winden, de
moessons, die zeer typisch zijn voor Azië. In de zomer waaien ze naar het
lagedrukgebied boven Noordwest-Indië en Siberië en brengen ze vochtige lucht
vanuit de Stille en de Indische Oceaan. In de winter stroomt de koude en droge lucht
van het Aziatisch hogedrukgebied naar het lagedrukgebied boven de zee en Australië.
3.2.3.2.3 Luchtcirculatiecellen op aarde
De verdeling van de grote drukkernen op aarde en de daaruit voortkomende winden
kunnen worden samengebracht in drie zogenaamde circulatiecellen: de Hadleycellen of
de subtropische cellen tussen de evenaar en de 30ste breedtegraad, de Ferrercellen of
gematigde cellen tussen de 30ste en 60ste breedtegraad, en de polaire cellen, tussen de
60ste breedtegraad en de polen.
Teken deze drie luchtcirculatiecellen in onderstaand kader als verklaring van de
luchtcirculatie op aarde.
Figuur 67: Luchtcirculatiecellen op aarde
In de grenszone tussen de cellen ontstaan er door grote temperatuur- en drukverschillen
in de hogere luchtlagen hevige winden met snelheden van gemiddeld 230 km per uur. Ze
zijn geconcentreerd in relatief smalle banden op 9 tot 15 km hoogte. Ze bewegen van
west naar oost. Het zijn de zogenaamde straalstromen of jetstreams. Op 60° zijn dit de
polaire straalstroom, op 30° de subtropische straalstroom. De straalstroom is steeds een
smalle zone, op 8 à 13 km hoogte, waar de windsnelheid 100 tot zelfs 300 km/h kan
bereiken. De positie van de straalstromen wordt beïnvloed door de minimum- en
maximumkernen aan de grond, alsook door het verloop van hoge bergketens.
1 AA VS 1 130 © 2015 Arteveldehogeschool
3.2.3.3 Plaatselijke winden
3.2.3.3.1 Dagelijks wisselende winden
Zeebries en landwind
Verklaar met behulp van een tekening de zeebries en bijhorende landwind, zoals
beschreven in de volgende weerberichten voor de kust: “Aan de kust mengt de zeebries
zich tegen de middag wel in het scenario en duwt het kwik van 23°C terug naar ongeveer
20°C.” “Aan zee, waar de wind lucht van overzee aanvoert, blijft het kwik op 22° hangen.”
Figuur 68: Landwind en zeebries
Conclusie: In de voormiddag wordt het land vlugger verwarmd dan de zee en ontstaat er
aldus een frisse zeebries, die naar het land waait. 's Avonds koelt het land vlugger af en er
ontstaat er zo een landwind die naar de zee toewaait. Land- en zeewind waaien vooral in
de tropen en subtropen. Ze kunnen ook voorkomen op hogere breedte, maar dan meest
in de zomer, bijvoorbeeld bij de Grote Meren in de VS. Aan onze kust is de zeewind
voelbaar tot 15 km diep het land in.
Berg- en dalwinden
Verklaar in een volgende tekening het ontstaan van dal- en bergwinden.
1 AA VS 1 131 © 2015 Arteveldehogeschool
Figuur 69: Dal- en bergwind
Conclusie: In de voormiddag worden de bergtoppen en de bovenste hellingen van bergen
meer verwarmd dan het dal. Hierdoor ontstaat een dalwind die waait vanaf de voet van
de berg of vanuit de dalbodem naar de top toe. Het is deze wind die in de ochtenduren
de mist opruimt. 's Avonds echter en 's nachts koelen de toppen en flanken vlugger af; er
ontstaat een bergwind die tamelijk bruusk koelte brengt in de dalen. Daardoor ontstaat
in de dalen temperatuurinversie. Een praktische gevolgtrekking: fruit wordt geteeld op de
hellingen, niet in het dal.
3.2.3.3.2 De valwinden
Wanneer de lucht snel van een sterke berghelling daalt, spreekt men van valwind. Deze
kan warm of koud zijn, naargelang hij warmer of kouder is dan de plaats waar hij toekomt.
Warme valwind
Uittreksel uit een interview met de piloot van een vlucht van Rome naar Kopenhagen:
“There was an interesting weather phenomenon when we took off from Rome today.
There was a very distinct weather change over the Alps. We see from our instruments
that we have a strong headwind. As long as we have this wind against us we have this
Foehn effect because the air comes down from the Alps and is warmed, and therefore the
air dries up. We saw that very clearly in Northern Italy. That is something we often see.
As long as we fly across the mountains it is a relatively common phenomenon, but we
seldom really think about what causes it. We often see it in Norway when flying across
the mountains. In Norway there is often a big difference between the weather in the west
and north-west and then in the east. In the east the weather is often fair and dry and the
complete opposite in Vestlandet. And it is exactly the same weather phenomenon as
here”.
De door de piloot beschreven wind is de Föhnwind. De Föhn is een warme valwind, die
vooral in de lente aan de noordrand van de Alpen waait. De Föhn doet zich telkens voor
wanneer ten noorden van de Alpen een groot minimum heerst, dat de vochtige
Middellandse Zeelucht over de Alpen heen zuigt. Hierdoor ontstaat een zuidoostenwind
die door stijging afkoelt. Opstijgende lucht (vochtig) koelt af met ongeveer 1°C per 100
meter. Door die afkoeling treedt condensatie op (zie verder) waardoor warmte vrijkomt
die aan de lucht toegevoegd wordt. Wanneer de lucht verzadigd is en verder blijft stijgen
is de afkoeling ervan slechts 0,6°C per 100 m (1°C per 180 m). Door de verdergaande
afkoeling zal neerslag ontstaan. Eens op de Alpenkam heeft de lucht de meeste
vochtigheid verloren. Tijdens de daling (aan de noordkant) zal de temperatuur van de - nu
droge lucht - stijgen met 1°C per 100 meter (in tegenstelling met de afkoeling van 0,6°C
per 100 m tijdens het stijgen boven het condensatieniveau) zodat de temperatuur van de
lucht hoger zal zijn dan op eenzelfde hoogte aan de loefzijde. Een gelijkaardige wind komt
voor op de oosthelling van het Rotsgebergte op de grens van de VS en Canada. Daar wordt
hij Chinook genoemd. Deze warme valwind laat toe in dit noordwestelijk gebied van
Canada, tarwe te telen, veel verder naar het noorden dan op andere plaatsen in het land.
1 AA VS 1 132 © 2015 Arteveldehogeschool
Figuur 70: Föhnwind
Koude valwind
De Mistral is een koude valwind die vanuit de Cevennes waait naar de vlakte van de
Beneden-Rhône en soms ook de kusten van de Rivera bereikt. Boven de warmere vlakten
en de Golf van Genua heerst een lagedrukgebied, dat de koude lucht vanuit de hoge
plateaus van de Cevennes aantrekt. Hoewel de lucht bij het dalen verwarmt, wordt hier
toch het grote temperatuurverschil tussen de Cevennes en de vlakte van de Rhône niet
overwonnen, zodat de wind koud blijft tegenover de plaats waar hij toekomt. Vroege
groenten, delicate culturen en huizen worden door riethagen en cipressen beschermd
tegen deze droge, koude wind. De Bora is ook een koude valwind die van de Dinarische
Alpen waait naar de oostkust van de Adriatische Zee. De Crivetz is een koude wind die van
de Russische steppen waait naar de Zwarte Zee.
3.2.3.3.3 Woestijnwinden
Boven de oververhitte woestijnen waaien soms zeer hete en zeer stofferige winden. Zo
waait de Sirocco vanuit de Sahara tot aan de rond van de Alpen en kan tot in Spanje
voorkomen. De Chamsin waait in Egypte; de Samoen in de Arabische woestijnen: de
Harmattan van de Sahara naar de kust van Guinea.
3.2.4 Neerslag
3.2.4.1 Van waterdamp tot neerslag
Water komt van nature voor in verschillende aggregatietoestanden: gasvorming
(waterdamp), vloeibaar (neerslag) en vast (ijs). De overgang van de gasvormige toestand
naar de vloeibare toestand noemt met condenseren; de omgekeerde bewerking heet
verdampen. Smelten gebeurt wanneer water in een vaste toestand overgaat tot een
vloeistof; stollen is de omgekeerde bewerking. Wanneer water in gasvormige toestand
rechtstreeks overgaat tot een vaste toestand, of vice versa, heet dit sublimeren.
Vul in het volgende schema de verschillende aggregatietoestanden van water aan.
1 AA VS 1 133 © 2015 Arteveldehogeschool
……………………………
…………………
…………………………
……………………
………………………………
………………
…………………………
……………………
……………………………
Figuur 71: Aggrega…tie…to…e…sta…n…de…n van water
In de kringloop van het water komen deze verschillende aggregatietoestanden en
bewerkingen voor; wanneer we denken aan neerslag gaat dit dan vooral om verdampen
en condenseren. Uit zeeën, rivieren, meren, vochtige grond en vegetatie verdampt er
immers voortdurend water, dat in de lucht wordt opgenomen. De totale hoeveelheid
aanwezige waterdamp per m³ lucht noemt men de absolute vochtigheid (AV) van de
lucht. De lucht kan geen onbeperkte hoeveelheid waterdamp bevatten. De hoeveelheid
varieert met de druk, maar vooral met de temperatuur. Bij een bepaalde druk en
temperatuur kan slechts een welbepaalde hoeveelheid vochtigheid worden opgenomen;
dit is de maximale vochtigheid (MV). Zo komt men tot het begrip relatieve vochtigheid
(RV). Het is namelijk de verhouding tussen de aanwezige hoeveelheid waterdamp en de
maximale hoeveelheid waterdamp bij een bepaalde druk en temperatuur. Deze
verhouding wordt uitgedrukt in procent. De relatieve vochtigheid zal variëren volgens de
seizoenen. In de equatoriale streken waar de temperatuur en de verdamping hoog zijn,
zijn de relatieve en absolute vochtigheid altijd groot en nagenoeg constant. In de
gematigde streken vermeerdert de relatieve vochtigheid 's winters, wanneer de lucht
kouder wordt boven de continenten. De relatieve vochtigheid vermindert er echter in de
zomer. In principe treedt condensatie op zodra de relatieve vochtigheid 100 % bedraagt;
het dauwpunt is dan bereikt. De lucht is verzadigd met waterdamp. Verhoogt de
temperatuur, dan vergroot de mogelijkheid om waterdamp op te nemen en vermindert
de relatieve vochtigheid. Daalt de temperatuur dan kan de lucht niet meer zoveel
waterdamp bevatten. Eenmaal het dauwpunt bereikt begint de waterdamp te
condenseren tot druppeltjes die mist of wolken geven en die bij toenemende condensatie
neerslag zullen veroorzaken. Bij een relatieve luchtvochtigheid van 100% is de lucht dus
verzadigd en condenseert het teveel aan waterdamp rond de condensatiekernen tot
vloeistof en ijskristallen. Hierdoor ontstaat er neerslag, waarbij verdampingswarmte
vrijkomt.
Herhaal deze algemene regel bij condensatie met behulp van de afkortingen AV, RV en
MV en de volgende figuur.
1 AA VS 1 134 © 2015 Arteveldehogeschool
……………………………………………………………………………………………………………………………………
Figuur 72: Maximale luchtvochtigheid (hoeveelheid water uitgedrukt in g waterdamp/m³)
Men heeft vastgesteld dat de condensatie zich slechts voordoet wanneer er in de lucht
condensatiekernen aanwezig zijn. Condensatiekernen zijn stofdeeltjes of uiterst kleine
kristalletjes van zeezout die door de wind van over de zee meegevoerd worden. Aan
dergelijke condensatiekernen is het te wijten dat de mist zich vooral zal vormen boven de
industriegebieden en grote steden. De verbranding bracht er immers talrijk SO2-deeltjes
in de lucht, die hygroscopisch werkten en de waterdamp aantrokken.
Opmerking: stijgende droge lucht koelt af in de nabijheid van de aarde met 1°C per 100
meter. Bij het ontstaan van nevel en regen komt in de condensatielagen de
condensatiewarmte vrij. Deze vrijkomende warmte wordt aan de lucht afgegeven zodat
deze verder stijgt en trager afkoelt (1°C per 180 m). De condensatiewarmte kan op deze
wijze de hoogte van de isothermische vlakken wijzigen.
3.2.4.2 Wolken
Condensatie leidt niet onmiddellijk tot neerslag, eerst ontstaan er wolken. Dit zijn
ophopingen van zeer kleine waterdruppeltjes met een diameter 5-50 micron, van zeer
fijne ijskristalletjes, ofwel een mengsel van beide. Omdat ze zo klein zijn, blijven ze in de
lucht in suspensie. Ofwel vallen ze zo langzaam dat de laterale verplaatsing van de wolken
door de wind van veel grotere betekenis is dan de verticale verplaatsing ervan. Ofwel
wordt de daling van de druppeltjes gecompenseerd door een opstijgende beweging in de
wolk zelf, als gevolg van de vrijkomende condensatiewarmte.
In de verticale structuur moeten we onderscheid maken tussen het vorstniveau en het
ijskiemniveau. Het vorstniveau is de hoogte waarop de temperatuur nul graden bereikt.
Hierboven bevinden zich nog waterdruppels, in onderkoelde toestand. Het ijskiemniveau
ligt hoger. Vanaf een temperatuur van -5°C beginnen zich ijskristallen te vormen, vooral
indien de wolk ijskiemen bevat, in de aard van condensatiekernen. Deze ijskiemen groeien
aan door snelle opname van waterdamp en vallen dan door eigen gewicht naar beneden.
1 AA VS 1 135 © 2015 Arteveldehogeschool
Men onderscheidt volgende wolkenvormen:
Hoge wolken (6.000 tot 16.000 m): Deze wolken bestaan uit ijskristallen en hebben
een witte kleur. Men onderscheidt binnen de hoge wolken de volgende soorten:
Vederwolken of cirrus: Afzonderlijke wolken, wit of voor het grootste gedeelte wit,
samengesteld uit vlezige weefsels of uit smalle banden of schijven. Ze hebben
dikwijls een zijdelingse glans. Ze bestaan uit fijne ijskristalletjes.
Schaapwolken of cirrocumulus: Een dunne laag of witte bank, zonder enige
schaduw, samengesteld uit zeer kleine elementen onder vorm van vlokken, ribbels
enz., gerangschikt in groepen of niet, meestal regelmatig van uitzicht, de meeste
van de kleine elementen zijn regelmatig opgesteld en hebben een schijnbare
breedte kleiner dan 1°. Algemeen kondigen ze een verslechten van het weer aan.
Sluierwolken of cirrostratus: Een doorschijnende, witachtige sluier, vezelachtig of
glad, die geheel of gedeeltelijk de hemel bedekt. Deze kunnen een regenfront
aankondigen.
Middelbare wolken (2.500 tot 6.000 m): Deze wolken zijn een vermenging van
ijskristallen en onderkoelde waterdruppels. Ze dragen alto in hun naam en worden
opgedeeld in de volgende soorten:
Grove schaapjeswolken of altocumulus: Een laag of grijze band, soms wit en grijs
samen, die eigen schaduw afwerpt. Ze is meestal gegolfd of samengesteld uit
bladen, schijven, rollen, e.d. gegroepeerd of niet en soms gedeeltelijk vezelachtig
of diffuus. De meeste van de regelmatige elementen hebben een schijnbare
breedte van 1 graad of 5 graden. Deze kondigen neerslag aan. Bij hoge verticale
opbouw is er kans op onweer.
Middelhoge sluierwolken of altostratus: Een grijze of blauwachtige sluier of laag,
vezelachtig of eenvormig ‘dradig’ die geheel of gedeeltelijk de hemel bedekt. Ze
vertoont soms dunnere delen zodat de zon kan waargenomen worden zoals door
een mat glas. De altostratus bevindt zich meestal bij de middelbare wolken, maar
kan zich dikwijls uitspreiden tot de hoge wolken.
Lage wolken (0 tot 2.500 m): Deze wolken komen tot 2,5km boven het aardoppervlak
voor en worden opgedeeld in de volgende soorten:
Flardenwolken of stratocumulus: Een laag of een witgrijze bank die bijna altijd
donkere delen bevat, niet vezelachtig, maar gegolfd is of uit platte stroken bestaat,
schijven, rollen, e.d., aaneengeschakeld of niet. De meeste van de kleine
regelmatige elementen hebben een schijnbare breedte van 5 graden.
Laaghangende sluier of stratus: Meestal een grijze laag met egale basis die
aanleiding geeft tot motregen, ijsnaalden of korrelsneeuw. Soms komt de stratus
1 AA VS 1 136 © 2015 Arteveldehogeschool
voor onder vorm van banken waarvan de omtrek flarden vertoont. Wordt de zon
door deze wolken gezien, dan is de omtrek ervan goed waarneembaar.
Lage regenwolken of nimbostratus: Een grijze, meestal donkere laag waarvan het
uitzicht dikwijls onduidelijk wordt door min of meer regelmatige regen- of
sneeuwlagen, die de grond veelal bereiken. Deze laag is overal dik genoeg om de
zon geheel te doen schuilgaan. Onder haar basis hangen meestal zeer lage, in
flarden gescheurde wolken, die al of niet met haar versmolten zijn. De nimbostratus
bevindt zich meestal bij de lage wolken maar spreidt zich dikwijls uit tot de
middelbare en hoge wolken.
Verticaal opgebouwde wolken
- Stapelwolken of cumulus: Afzonderlijke wolken meestal dicht en met wel omlijnde
omtrekken die zich verticaal ontwikkelen onder de vorm van ronde bergtoppen,
koepels of torens en waarvan het bovenste gedeelte (meestal uitbottend) dikwijls
de vorm aanneemt van een bloemkool. De door de zon beschenen delen zijn
meestal schitterend wit; hun vrij donkere basis is bijna horizontaal. Soms vertonen
de cumuluswolken flarden. Het zijn mooi-weer-wolken in het warme seizoen.
- Donderwolken of cumulonimbus: Dicht uitgebreide wolkenmassa met krachtige
verticale ontwikkeling onder vorm van bergen of torens. Een deel van het bovenste
gedeelte is meestal glad, vezelachtig of dradig en veelal afgeplat. Dat deel vertoont
dikwijls de vorm van een aambeeld of van een grote pluim. Onder de zeer donkere
basis van deze wolk komt neerslag voor, evenals flardenwolken die al of niet met
haar verbonden zijn. De cumuluswolken en vooral de cumulonimbus hebben hun
basis bij de lage wolken, maar bij krachtige verticale ontwikkeling verheffen hun
toppen zich tot de middelbare of hoge wolken.
Je herkent voortaan cirruswolken, cirrocumuluswolken, cirrostratuswolken,
altocumuluswolken, altostratuswolken, stratocumuluswolken, stratuswolken,
nimbostratuswolken, cumuluswolken en cumulonimbuswolken.
3.2.4.3 Neerslagvormen en het meten van neerslag
Onder neerslag verstaat men alle vormen waaronder water uit de atmosfeer de grond
bereikt. Dit doet zich voor indien het dauwpunt overschreden wordt, dus de relatieve
vochtigheid boven 100% gaat, en indien er voldoende condensatiekernen aanwezig zijn.
De relatieve vochtigheid kan 100% overschrijden door afkoeling van de lucht. Afkoeling
kan gebeuren door afkoeling ter plaatse bij uitstraling, wat leidt tot nevel. Zij kan ook
veroorzaakt worden door stijging van de lucht. Stijging van de lucht kan haar oorzaak
vinden in convectiestroming, stijging omwille van reliëf, stijging van de lucht in een
cyclonale storing. Deze verschillende manieren van het creëren van regen geven ontstaan
aan verschillende neerslagvormen.
1 AA VS 1 137 © 2015 Arteveldehogeschool
Convectieregens: De lucht die door warmte-uitstraling van de aarde verwarmd wordt,
stijgt. In de namiddag geeft deze stijgende lucht in het evenaarsgebied zware
cumulonimbuswolken, die tegen de avond bij het vrij snel ondergaan van de zon, regen
geven door de vlugge afkoeling van de atmosfeer. Men noemt deze regens
convectieregens.
Stijgingsregens: Wanneer de vochtige lucht tegen het gebergte stoot, wordt zij tot
stijgen gedwongen. Hierbij koelt de lucht af en geeft het ontstaan aan stijgingsregens.
Cyclonale regens: Bij de vorming van een cyclonale depressie is de warme sector met
koude lucht omgeven. In het zuiden bevindt zich de warme luchtsector, in het noorden
de koude lucht. De warme sector is lichter dan de koude lucht, daardoor stijgt de
warme lucht langs het warmtefront in oostelijke richting en schuift boven de koele
lucht. In hogere luchtlagen zal de waterdamp condenseren. De regen wordt
aangekondigd door cirruswolken, daarna volgen de altostratus- en de
nimbostratuswolken. Intussen schuift vanuit het westen het koudefront vooruit. Het
koudefront schuift onder de warme lucht en tilt deze op. Omdat aan het koudefront
zware lucht vooruitschuift, is het drukverval vrij sterk en ligt het frontvlak veel steiler
dan bij het warmtefront. De warme lucht wordt hevig tot stijgen gedwongen en er
ontstaan stapelwolken. Er treden hevige regens op en buien. Bij een dergelijke
cyclonale depressie is er dus een eerste regenperiode (voor het voorbijtrekken van het
warmtefront), daarna lichte temperatuurstijging en een periode van opklaringen,
tenslotte bruuske temperatuurdaling en een tweede kortere maar hevigere
buienperiode (voorbijtrekken van het koudefront). Doch het sneller voorbijschuivend
koudefront snoert de warme sector volledig in en tilt die tenslotte helemaal op.
Warmte- en koudefront vallen nu samen, er blijft een occlusiefront. De gebieden die
de depressies in occlusiestadium krijgen, hebben dan een aaneengesloten
regenperiode, die voor ons land regelmatig voorkomt.
Regen in het binnenland: Wanneer de kust geen uitgesproken reliëf vormt, valt er
meer neerslag dieper in het binnenland. De luchtmassa's die van over zee worden
aangebracht, worden door het aardoppervlak geremd. Andere aankomende
luchtmassa's moeten er boven stijgen en neerslag veroorzaken. De neerslag
vermindert naar het binnenland toe, waar alleen de sterke kustreliëfs meer neerslag
krijgen. Gedurende het koude seizoen regent het meer in de gematigde streken,
omdat de condensatie van de lauwe maritieme luchtmassa's vlugger geschiedt door
de sterke afkoeling van het continent.
Kunstmatige regen: In sommige droge streken, zoals het zuidwesten van de V.S. en
Australië, komen wel cumuluswolken voor, maar zelden regen omdat het
ijskiemniveau er te hoog ligt. De wolken reiken echter wel tot boven het vorstniveau
en bevatten dus onderkoeld water. Om regenbuien te verwekken zaait men vanuit een
vliegtuig korreltjes vast kooldioxide die door hun zeer lage temperatuur de vorming
van ijskristalletjes stimuleren. Op de ijskristalletjes slaat de waterdamp als sneeuw
neer. Bij het neervallen door warme luchtlagen verandert de sneeuw dan in regen.
1 AA VS 1 138 © 2015 Arteveldehogeschool
Gezien de hoge kosten van de experimenten heeft deze kunstmatige regen nog weinig
praktische nut.
Mist: Mist is een vorm van neerslag tussen wolken en regen. Door hun gewicht dalen
de zeer kleine druppeltjes, doch opstijgende lucht werkt dit dalen tegen zodat het
dalen niet precies kan waargenomen worden. De mist is te vergelijken met een
stratuswolk die tegen de grond hangt. Men spreekt van mist wanneer de zichtbaarheid
minder dan 1.000 m bedraagt en nevel bij een zichtbaarheid tussen 1 en 3 km.
Bodemnevel: Deze nevelsoort wordt veroorzaakt waar de aarde vlugger afkoelt dan
de bovenliggende luchtlaag door bodemuitstraling.
Dauw: Dauw ontstaat door condensatie van waterdamp tot druppels op koude
voorwerpen, als bladeren, e.d. Is de temperatuur beneden 0°C dan vormen er zich
ijskristalletjes. Dan spreekt men van rijm of rijp.
IJzel: IJzel komt voor wanneer regen of motregen op een oppervlak vallen dat onder
het vriespunt is afgekoeld, of wanneer onderkoelde waterdruppels op de grond vallen.
Sneeuw: Sneeuw ontstaat wanneer de condensatie beneden 0°C plaatsgrijpt. Er
vormen zich hexagonale ijskristalletjes die in sterren of vlokken samengroeien. Regen
is veelal sneeuw die bij het neervallen gesmolten is.
Hagel: Hagel ontstaat wanneer in onweerswolken waterdruppels door hevig stijgende
lucht herhaaldelijk in een kringloop mee naar boven worden genomen, waar ze
bevriezen tot ijskorrels: deze blijven aangroeien tot ze zwaar worden en neervallen als
hagel. Hagel kan ook ontstaan doordat sneeuwwolken door een koude luchtlaag vallen
en tot hagel vastvriezen.
De hoeveelheid neerslag wordt steeds uitgedrukt in mm. Daaronder verstaat men de
dikte van de laag neergevallen water boven een horizontaal oppervlak waarvan het niet
kan wegvloeien, verdampen of in de grond dringen. 1 mm neerslag komt overeen met 1
liter per m³ of 10 m² per hectare. 10 mm sneeuw geeft na smelting 1 mm water. De meting
van de neerslag geschiedt door een pluviometrische opstelling. De registratie gebeurt bij
middel van een pluviograaf. De pluviometrische opstelling bevat een pluviometer en een
nivometer. Een pluviometer is een trechter waarvan de cirkelvormige opening een
oppervlak van 100 cm² voorstelt en die aangepast wordt op een fles. Een nivometer of
sneeuwmeter is een toestel met twee buizen van gelijke hoogte zoals deze van een
volledige pluviometer en van gelijke opening die dienen om de neerslag van vaste deeltjes
te ontvangen. Er bestaat ook een toestel om de aard van de neerslag te registreren,
pluvioscoop genoemd.
Men berekent de maand- en jaargemiddelden van de neerslag door het optellen van de
geregistreerde gegevens. Bij middel van de berekende gemiddelden worden de
neerslagkaarten opgemaakt. Deze kaarten bevatten de isohyeten. Dit zijn de lijnen die
alle plaatsen verbinden met gelijke gemiddelde neerslag op een neerslagkaart. De
1 AA VS 1 139 © 2015 Arteveldehogeschool
hoeveelheid neerslag wisselt sterk van streek tot streek. In dit opzicht kan men spreken
van zeer regenrijke gebieden met meer dan 2 000 mm neerslag per jaar en van regenarme
gebieden met minder dan 400 mm per jaar. Zeer regenarme gebieden krijgen minder dan
200 mm neerslag per jaar.
3.2.4.4 Neerslagverdeling op aarde
Bekijk aandachtig de nodige kaarten in je atlas en schrap wat niet past.
De frontenzone (55-60° NB/ZB): neerslagrijk / neerslagarm
De landzijde der gebergten: neerslagrijk / neerslagarm
De winter in de Moessongebieden: neerslagrijk / neerslagarm
Ver van de zee gelegen gebieden: neerslagrijk / neerslagarm
De hoge drukgebieden van het subtropisch maximum: neerslagrijk / neerslagarm
Het evenaarsgebied: neerslagrijk / neerslagarm
De zomer in de Moessongebieden: neerslagrijk / neerslagarm
Kustgebieden waar koude zeestromingen passeren: neerslagrijk / neerslagarm
De zeezijde der gebergten: neerslagrijk / neerslagarm
Een eerste vaststelling op de kaart toont een zekere zonale verdeling volgens de
breedtegraden. In beide halfronden is de verdeling symmetrisch tegenover de thermische
evenaar. De equatoriale zone is de regenrijkste van de aarde. Daarop volgt de tropische
zone met een afnemende neerslag naar de keerkringen toe. Ten noorden en ten zuiden
ervan komen twee droge gebieden voor in de omgeving van de tropengrens. Daarop
volgen de gematigde gebieden met meer neerslag, zo’n 800 mm/jaar. Tenslotte volgen
de poolstreken die weer een geringe hoeveelheid neerslag krijgen. Er valt minder neerslag
in deze koude woestijnen van de gematigde streken dan in de warme woestijnen van het
tropisch gebied.
3.2.4.4.1 Regenarme gebieden
Wat betreft de minst regenrijke gebieden, met minder dan 400 mm en voor de
woestijnen minder dan 200 mm, moet een onderscheid gemaakt worden tussen het
zuidelijke en het noordelijk halfrond. In het zuidelijk halfrond zijn drie uitgestrekte droge
gebieden, die zich uitstrekken over de oceanen en de continenten, namelijk boven de
Zuid-Atlantische Oceaan, de Kalahari- en de Namibwoestijn, de Australische woestijn, de
woestijn van Atacama en de kust van Peru. De woestijnen strekken zich uit aan de
westkant van de continenten. Aan de oostkant wordt immers regen aangebracht door de
zuidoosterpassaat. In Zuid-Amerika strekt het droog gebied zich uit tot in het zuidpunt van
het continent met een woestijnklimaat van de middelbreedten op het plateau van
Patagonië. Hier is de oostkust droog terwijl de westkust van Chili overvloedige regens
krijgt. In het noordelijk halfrond betreft het de woestijngebieden van de tropen en
subtropen van Californië, de Sahara en het Midden-Oosten, alsook Centraal Azië enerzijds
en anderzijds vindt men zowel in Noord-Amerika als in Azië uitgestrekte droge gebieden
van de middelbreedten in de regenschaduw van respectievelijk het Rotsgebergte en de
Himalaya.
1 AA VS 1 140 © 2015 Arteveldehogeschool
Benoem de neerslagarme regio’s op aarde en verklaar de geringe neerslaghoeveelheden
met behulp van tekeningen. Geef ook de nodige woordelijke uitleg.
Gebied 1: …………………………………………………………………………………………………………… :
………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………
………………………………………………………………………………………
Gebied 2: …………………………………………………………………………………………………………… :
………………………………………………………………………………….……………………………………………………..
………………………………………………………………………………….……………………………………………………..
………………………………………………………………………………….……………………………………………………..
Gebied 3: …………………………………………………………………………………………………………… :
………………………………………………………………………………….……………………………………………………..
………………………………………………………………………………….……………………………………………………..
………………………………………………………………………………….……………………………………………………..
1 AA VS 1 141 © 2015 Arteveldehogeschool
Gebied 4: …………………………………………………………………………………………………………… :
………………………………………………………………………………….……………………………………………………..
……………………………………………………………………………………………………………….………………………..
Gebied 5: …………………………………………………………………………………………………………… :
……………………………………………………………………………………..
……………………………………………………………………………………..
……………………………………………………………………………………..
……………………………………………………………………………………..
……………………………………………………………………………………..
……………………………………………………………………………………..
3.2.4.4.2 Regenrijke gebieden
De zeer regenrijke gebieden, met meer dan 2000 mm per jaar, situeren zich in de
equatoriale zone namelijk het Amazonegebied, de Congokom en de Golf van Guinea en
Indonesië en verder in de tropische gordel tot 15°N en Z van Midden-Amerika, het
westelijk deel van Centraal-Afrika, de oostkust van Madagascar, West- en Achter-Indië,
de Filippijnen en Noordoost-Australië. Buiten de tropische zone zijn de Gangesvallei, de
Bramapoetravallei, de westkust van Nieuw-Zeeland, Tasmanië, Zuid-Japan, de westkust
van Noorwegen, Canada en Zuid- Amerika zeer regenrijk.
Benoem de neerslagrijke regio’s op aarde en verklaar met behulp van tekeningen de rijke
neerslaghoeveelheden. Geef ook de nodige woordelijke uitleg.
Gebied 1: …………………………………………………………………………………………………………… :
1. ………………………………………………………………………………………………………………………
2. …………………………………………………………………………………………………………………………
3. …………………………………………………………………………………………………………………………
1 AA VS 1 142 © 2015 Arteveldehogeschool
Gebied 2: …………………………………………………………………………………………………………… :
1. ………………………………………………………………………………………………………………………
2. ……………………………………………………………………………………………………………………….
Gebied 3: …………………………………………………………………………………………………………… :
………………………………………………………………………………….
………………………………………………………………………………….
………………………………………………………………………………….
………………………………………………………………………………….
………………………………………………………………………………….
………………………………………………………………………………….
………………………………………………………………………………….
Gebied 4: …………………………………………………………………………………………………………… :
………………………………………………………………………………….…………………………………………………
……………………………………………………………………………………………………………….……………………
……………………………………………………………………………………………………………………………………
1 AA VS 1 143 © 2015 Arteveldehogeschool
3.2.4.4.3 Seizoensgebonden regen
Twee weerstations kunnen eenzelfde jaarlijkse neerslag gemeten hebben, maar met
ongelijke verdeling volgens de seizoenen. Deze seizoenverdeling van de neerslag is een
basisgegeven voor het klimaat van een bepaald gebied; zij heeft grote betekenis voor de
natuurlijke plantengroei en de economie. Een streek zal een droog of een nat klimaat
hebben, niet zozeer wegens de totale hoeveelheid neerslag per jaar, maar vooral wegens
de verdeling over het jaar. Marseille bijvoorbeeld heeft een neerslag van 550 mm per jaar
en Parijs 530 mm. Nochtans wordt het klimaat in Marseille droger genoemd dan dit van
Parijs. Deze seizoenverdeling wordt van speciale seizoenkaarten of klimatogrammen
afgelezen. De verschillende types van seizoenverdeling komen in de volgende studie van
een reeks klimatogrammen duidelijk te voorschijn:
In de warme gebieden:
Vaststellingen:
1. Kisangani: 0°, 25°O, 415m, Nj = 1761 mm: In de evenaarzone valt de regen het
hele jaar door met maximum in april en oktober-november. We spreken van
een equatoraal type tussen 5° N en 5° Z.
2. Bujumbura: 3° Z, 29°O, Nj = 838 mm: Twee regenseizoenen in de perioden van
de zenitale zonnestand, namelijk een lang en een kort droog seizoen. We
spreken van een subequatoriaal type tussen 5° - 10° N en Z.
3. Dakar: 15° N, 17° W, Nj = 578 mm: Een regenseizoen in het seizoen van de
zenitale zonnestand met een lang droog seizoen We spreken van een tropisch
type tussen 10° - 20° N en Z.
Verklaring:
De neerslag is het gevolg van de doortocht van het intertropisch front. Waar de
passaten van de verschillende halfronden elkaar ontmoeten, doet zich een front
voor: het intertropisch front door de Duitse klimatoloog Flohn de intertropische
convergentiezone, of kortweg ITCZ, genoemd. Er is inderdaad een verschil van
temperatuur bij de luchtmassa's aangebracht door de noordelijke passaat, die
warm is in juli, en de zuidelijke passaat, die koeler is in juli en warmer is in januari.
In deze convergentiezone wordt de lucht tot stijgen gedwongen, in hogere
luchtlagen is er dan afkoeling en condensatie met neerslag tot gevolg. Het
intertropisch front verloopt regelmatig boven de oceanen en buigt af boven de
continenten. Bij de zonnestilstand van juni ligt het intertropisch front volledig op
het noordelijk halfrond. In Afrika ligt het in de nabijheid van de evenaar, in
Noordwest-Indië ligt het op de Kreeftskeerkring, in China ten noorden van de
Kreeftskeerkring. Bij de zonnestilstand van december is het verloop van het
intertropisch front veel meer gevarieerd. Boven de oceanen blijft het in de
nabijheid van de evenaar, het maakt een grote buiging in Zuid-Amerika en Zuid-
Afrika. De ITCZ verplaatst zich dus ook met de zonnebaan in de loop van het jaar.
Deze verplaatsing echter geschiedt slechts tussen 10° en 20° breedte. De verklaring
voor het regenseizoen van Kisangani, Bujumbura en Dakar hangt dus samen met de
ligging en de verschuiving van het intertropisch front.
1 AA VS 1 144 © 2015 Arteveldehogeschool
De intertropische convergentiezone
De klassieke verklaring van de regens in de tropen, is dat de regens in de tropen samengaan
met de doortocht van de zon door het zenit. Een maand à zes weken na de zenitale zonnestand
wordt het grootste warmte-effect bereikt met als gevolg de grootste verdamping en de
meeste neerslag. Waar de zonnestralen het schuinst invallen kent men op die plaatsen binnen
de tropische gordel een droge(re) periode. De zenitale regens worden veroorzaakt door de
opstijging van sterk verwarmde lucht. We spreken van convectieregens. Verder voegt men
eraan toe: vermits de zon aan de evenaar nooit ver van de loodrechte stand verwijderd is zijn
alle maanden er nat. De actuele verklaring legt meer het accent op het ontmoetingsgebied
van de passaten of de intertropische convergentiezone, of kortweg ITCZ. De botsende
luchtmassa's uit het noordelijke en zuidelijk halfrond worden tot stijgen gedwongen, in de
hogere luchtlagen is er dan afkoeling met neerslag tot gevolg.
De ITCZ wordt bepaald door de passaten afkomstig van de hogedrukgebieden van de
subtropen. De ligging van deze drukgebieden wordt indirect bepaald door de stand van de
zon. De ITCZ wordt dus gevormd door horizontale luchtstromingen. De ITCZ is niet parallel
verlopend met de breedtecirkels. Lokale situaties zoals de aanwezigheid van land of zee of van
gebergten beïnvloeden het verloop. Boven de oceanen is de ligging van de ITCZ over het
gehele jaar korter bij de evenaar te situeren. Immers watermassa's zijn homogeen. Op het
continent is er een uitbreiding richting de keerkringen. De ITCZ afgebeeld op de wereldkaart
voor januari en juli is een gemiddelde ligging voor een periode van 30 jaar. Jaarlijks kan de
ligging verschillen en de ITCZ vormt niet noodzakelijk een mooi aaneengesloten zone. De ITCZ
is boven het land gemakkelijk 800 km breed en bestaat uit losse onweerswolken. Binnen de
ITCZ moet het op eenzelfde breedte niet noodzakelijk overal regenen.
In feite zijn de equatoriale convectiestromen (klassieke verklaring) en de ITCZ, het
ontmoetingsgebied der passaten (actuele verklaring) onderdelen van twee Hadleycellen. Op
21 maart en 23 september ligt theoretisch een cel op het noordelijk halfrond en de andere op
het zuidelijk halfrond. Deze op ons halfrond houdt een circulatie in stand die uit vier delen
bestaat: de noordoostpassaat bij de grond, stijgingsstromen in de ITCZ, de zuidwest-
antipassaat in de bovenste luchtlagen van de troposfeer en de daalstromen die het
hogedrukgebied van de Azoren vormen. Heel de cel en dus ook de ITCZ, schuift naar het
noorden in onze zomer en naar het zuiden in onze winter.
Er zijn echter ook wezenlijke verschillen met de klassieke theorie. De klassieke theorie legt te
veel de nadruk op de convectie, het opstijgen van warme lucht als gevolg van de zenitale
zonnestand. De klassieke theorie is ook een statisch model dat jaarlijks en bijna
vanzelfsprekend steeds hetzelfde patroon doorloopt. De ITCZ-theorie is dynamisch. Jaarlijkse
fluctuaties van het verloop zijn mogelijk. Zo kan men Sahelsituaties gemakkelijk verklaren.
Men kan dus concluderen dat binnen de intertropen (Tk ≥ 18 °C) de lucht overal voldoende
instabiel is, waardoor deze warme lucht opstijgt en regelmatig aanleiding geeft tot neerslag
zonder dit te moeten koppelen aan de doorgang van de loodrechte zonnestand. De
convergentie van de passaten vormt een versterking, een surplus of de motor voor de
bestaande convectie veroorzaakt door de opstijgende warme lucht in de ITCZ.
Toepassingen van de intertropische convergentie zone vindt men in:
Afrika: De ITCZ kan op de satellietfoto en op de kaart van de drukgebieden in Afrika en
winden gesitueerd worden. De passaten worden uitgelegd en de regens in de ITCZ worden
met behulp van klimatogrammen geïllustreerd.
Zuid-Afrika: het verloop van de ITCZ is zeer onregelmatig door de Andes. Leg de relatie
van het verloop van de ITC met de noordelijke uitlopers van de Atacamawoestijn tot aan
de evenaar, alsook met de droogteveelhoek in Noordoost-Brazilië.
Moesson-Azië: Moessons zijn halfjaarlijkse winden die het ene halfjaar aflandig en droog
zijn en in onze zomer aanlandig en nat zijn. Enkel in de halfjaarlijkse omkering verschillen
ze van de passaten. De passaten zijn immers bestendige winden. Het Aziatisch continent
speelt een belangrijke rol in het verloop van de ITCZ. In onze winter is de vertrekhaard
van de winden het hogedrukgebied van Siberië op 40° à 60° N. Deze noordoostenwinden
1 AA VS 1 145 © 2015 Arteveldehogeschool
worden aan de evenaar (oceaan) omgebogen tot noordwestenwinden en leveren in
Indonesië en Noord-Australië aanlandige winden en regen. Boven de Stille Oceaan en
Noord-Australië situeert zich de zuidgrens van de ITCZ, waar de noordwestermoesson de
zuidoostpassaat ontmoet. In onze zomer buigt de zuidoostpassaat afkomstig uit het
zuidelijk halfrond over de evenaar in noordoostelijke richting. Deze zuidwestermoesson
activeert de sterke convectie boven het continent van Zuidoost-Azië. Versterkt door het
reliëf zorgt de zuidwestermoesson voor hevige regen.
In de gematigde gebieden:
Vaststellingen:
1. Ukkel: 51° N, 4° O, 100m, Nj = 836 mm: Regen het hele jaar en geen
uitgesproken verschillen tussen de maanden. We spreken van een maritiem
regenregime.
2. Kazan: 56° N, 49° O, 64 m, Nj = 435 mm: Vooral zomerregens. We spreken van
een halfcontinentaal regime.
3. Athene: 38° N 24° O, 107 m, Nj = 402 mm: Droge zomer, maximum neerslag in
de winter. We spreken van een mediterraan regime
4. Venetië: 45° N, 12° O, 2 m, Nj = 854 mm: Heel het jaar nat met een maximale
neerslag einde herfst en lente. We spreken van een balkanregime.
Verklaring:
In de gematigde streken wordt de neerslag verklaard door de cyclonale depressies
en daaruit volgende regens die zich op het front voordoen. Het polair front ligt in
de winter gemiddeld boven 40° N, in de zomer boven 60° N. Oostende ligt het
gehele jaar op de baan der cylonale depressies. Gedurende de winter heerst boven
het continent, zoals Canada en Siberië, een maximum, zodat het polair front er
weggeduwd wordt. 's Winters is het polair front naar het zuiden verschoven,
boven Athene. In de volle winter ligt het boven Algiers en kent deze plaats een
maximum aan neerslag. In Venetië komt het polair front tweemaal voorbij, namelijk
in de lente en de herfst. De zomerregens zijn het gevolg van onweer.
In de moessongebieden:
Vaststellingen:
1. Nagpur: 21° N, 79° O, 310 m, Nj = 1251 mm: Zeer hevige regens in de
zomermaanden met maximum in juli. Er valt zeer veel neerslag in korte tijd. We
spreken van een tropisch moessonregime.
2. Sjanghai: 31° N, 121° O, 7 m, 1136 mm: De neerslag valt het hele jaar met
maximum in de vroege zomer en herfst. We spreken van een subtropisch
moessonregime.
3. Peking: 37° N, 116° O, 44 m, 631 mm: De neerslag bereikt zijn maximum in de
zomer (juli-augustus).De winter is bijna droog. We spreken van een
moessonregime van de centrale middelbreedten.
Verklaring:
De verklaring ligt in de ligging en de verhuizing van het intertropische en polair
front. Voor Bombay: zoals hoger gezegd, ligt het intertropisch front in juni boven
1 AA VS 1 146 © 2015 Arteveldehogeschool
de Kreeftskeerkring. De regens worden veroorzaakt door de stijgende lucht in deze
convergentiezone. Deze regen wordt voor de noordwestkust van India versterkt
door stijgingsregens. Voor Sjanghai: de winterregens kunnen verklaard worden
door de ligging van het polair front. Immers het continentaal wintermaximum
breidt zich uit naar het zuiden en reikt tot aan Sjanghai. In de herfst ligt Sjanghai in
de zone van de tyfoons. Dit zijn cyclonale storingen die zich boven de Chinese Zee
ontwikkelen. Een tyfoon is kleiner van omvang dan onze storingen, maar vertoont
zeer grote drukverschillen, zodat de wind er een orkaansterkte krijgt. Ze brengen
hevige regens te weeg. De gelijkaardige stormdepressies boven de Antillenzee
worden ‘hurricanes’ genoemd. Voor Peking: doordat in de zomer het continentaal
maximum boven Azië door een minimum vervangen is, is het polair front naar het
noorden verschoven, namelijk ten noorden van Peking. Zo krijgt Peking door de
cyclonale storingen die op het polair front ontstaan zijn maximum neerslag in de
zomer.
In de koude gebieden:
Vaststellingen:
1. Werchojansk: 67° N, 134° O: Er valt slechts een geringe hoeveelheid neerslag
tijdens het jaar. Er heerst een zomermaximum, veroorzaakt door onweer. De
depressies zijn vaak uitgeregend in het verre oosten. We spreken van een
continentaal type.
2. Eismitte: 71° N, 41° W, 3030 m, Nj = 129 mm: Geringe neerslag het hele jaar
wegens het permanente hogedrukgebied dat er heerst. We spreken van een
polair type.
Verklaring:
De poolgebieden hebben een geringe neerslag omdat er weinig verdamping is en
omdat het Arctisch maximum dat over dat gebied ligt dalende luchtstromingen
veroorzaakt. De oorzaak van het zomermaximum is het Arctisch front.
Zoek de nodige altaskaarten op en verklaar de neerslagverdeling in de volgende regio’s.
Het bestaan van de Grote Victoriawoestijn in Australië.
Het bestaan van de Namib woestijn aan de Westkust van Zuidelijk Afrika.
De hoge neerslag ter hoogte van het Braziliaanse tropische regenwoud.
De hoge julineerslag boven Bangladesh.
De geringe neerslag in het Tarimbekken in China.
El Niño-Southern Oscillation
Recente onderzoeksresultaten wijzen op een wereldomvattende beïnvloeding van het klimaat
door de El Niño-Southern Oscillation, vaak afgekort als ENSO. Het verschijnsel valt samen met
een verandering in de gewone luchtdrukverdeling in de tropische en El Niño subtropische
regio’s van de Stille Oceaan. Normaal ligt er een hogedrukgebied boven de Stille Oceaan ten
westen van de Andes. Deze veroorzaakt de zuidoostpassaat, die wordt aangezogen door het
1 AA VS 1 147 © 2015 Arteveldehogeschool
vochtige lagedrukgebied van de ITCZ boven Indonesië. Dat heeft twee gevolgen: het
hogedrukgebied voert langs de westkust van Zuid-Amerika koud water noordwaarts, via de
Peruzeestroom, en de zuidoostpassaat stuwt dit warme water westwaarts via de zuid-
equatoriale stroom waar het zich aan de kusten van Noord-Australië en Indonesië ruim 0,5m
hoger ophoopt. Aan de kust van Ecuador daalt het oceaanwater met 20cm t.o.v. de normale
stand. Voor de kust van Peru bevat het noordwestenstromende koele oppervlaktewater van
de Perustroom, deels ook afgekoeld door het opwellende water vanuit de koudere diepzee,
veel plankton en is dus visrijk. Tevens remt het koude water convectie af en is de kustzone
droog. Deze normale fase noemt men de La Niña, het meisje tegengesteld aan het kerstekind.
Er vormt zich een warmwaterwig of thermokline, op een diepte van 50 m even buiten de
Ecuadoriaanse kust tot aan de Indonesische kust waar ze een diepte van 200m bereikt. Een
thermokline is een lijn die de dichtheidssprong tussen het koude diepzeewater en het
warmere oppervlaktewater voorstelt. Het temperatuurverschil van het water aan beide
kusten bedraagt soms 10°C. Aan de Peruaanse kust de watertemperatuur 20°C en in Indonesië
tussen de 28 en 30°C. Met tussenpozen van 3 tot 8 jaar neemt het drukverschil tussen het
westen en het oosten van de Stille Oceaan echter sterk af, zodat de kracht van de
passaatwinden sterk afneemt. Dit gebeurt bij het zuidwaarts trekken van de ITCZ of Southern
Oscillation genoemd door de wetenschappers. Dit verschijnsel komt in feite jaarlijks in
september voor. Het lage drukverschil brengt mee dat het opstuwende warme water bij
Indonesië onder invloed van de zwaartekracht langs de evenaar terugstroomt. Voor de
Peruaanse kust krijgt men tijdelijk warm oppervlaktewater met weinig plankton en helemaal
geen vis. De warmwaterwig ligt nu op -175m in Indonesië en op -100m in Zuid-Amerika,
waardoor meer evenwicht ontstaat aan beide kusten. Het opwellende koude water wordt
erdoor tegengehouden aan de kust van Equator. Convectie wordt bevorderd: de temperatuur
wordt 22°C i.p.v. 15°C. Dit heeft felle buien met modderstromen tot gevolg. In Indonesië is het
droog, wat in 1997 voor hevige bosbranden zorgde. Dit warme water bereikt de kusten van
Peru steeds rond Kerstmis. Vandaar El Niño, wat kerstekindje betekent.
3.3 Ons weer
3.3.1 Van waarneming van het weer tot weerkaart
3.3.1.1 Weerwaarnemingsplatformen
Benoem de gebruikte waarnemingsplatformen in volgorde van nauwkeurigheid en
ruimtelijke schaal, of dus van laag bij de grond tot hoog in de lucht.
…………………………………………………………… of ……………………………………………………………: Dit
bestaat uit een waaier een meettoestellen die op de grond worden geplaatst, zoals
een pluviograaf, thermometer, pluviometer, hoge anemometer, grondthermometers,
heliograaf, verdampingsmeter, lage anemometer, bliksemteller.
…………………………………………………………………………: Dit is een ballon die uitgerust is met
instrumenten die hoog in de lucht, tot 30 km hoogte, de temperatuur, atmosferische
druk en luchtvochtigheid kunnen meten.
…………………………………………………………………………: Er dient een onderscheid gemaakt te
worden tussen geostationaire en circumpolaire satellieten. Een geostationaire
weersatelliet hangt op 36.000 km hoogte boven evenaar en heeft een omlooptijd
gelijk aan de rotatiesnelheid van de aarde zodat de satelliet onbeweeglijk lijkt
1 AA VS 1 148 © 2015 Arteveldehogeschool
(‘stationair’), zoals de Europese Meteosat. Een circumpolaire weersatelliet hangt op
800 km hoogte boven aardoppervlak en omcirkelt de aarde van pool tot pool (‘circum
polair’), zoals de Amerikaanse NOAA-satelliet. Satellieten kunnen infrarode en visuele
opnamen maken. Een infrarode opname meet de uitgestraalde warmte van wolken,
zowel ‘s nachts als overdag. Hierbij geldt dat hoe witter de wolken zijn, hoe kouder ze
zijn en hoe hoger ze zich dus in de atmosfeer bevinden. Een visuele opname meet de
reflectie van de zonnestralen op de wolken, uitsluitend overdag. Hierbij geldt dat hoe
witter de wolken zijn, hoe meer ze reflecteren en hoe meer verticaal ze zich dus
uitstrekken.
Haal uit de bovenstaande tekst de algemene regels voor het interpreteren van
satellietbeelden, bij IR-opnames en bij visuele opnames.
De algemene regels bij satellietinterpretaties bij IR-opnames zijn:
- ………………………………………………………………………………………………………………………………
- ………………………………………………………………………………………………………………………………
- ………………………………………………………………………………………………………………………………
De algemene regels bij satellietinterpretaties bij visuele opnames zijn:
- ………………………………………………………………………………………………………………………………
- ………………………………………………………………………………………………………………………………
- ………………………………………………………………………………………………………………………………
3.3.1.2 Weerkaarten en weerberichten
Bekijk een weerkaart en haal er de voorgestelde elementen van het weer uit.
……………………………………………………………… ………………………………………………………………
……………………………………………………………… ………………………………………………………………
……………………………………………………………… ………………………………………………………………
……………………………………………………………… ………………………………………………………………
Conclusie: Op weerkaarten en in weerberichten wordt informatie gegeven over de
luchtdruk, door middel van isobaren en drukkernen, de hierdoor ontstane fronten,
windrichting en -snelheid, bewolking, temperatuur en neerslag. Vaak wordt er
mondeling ook informatie gegeven over de luchtsoort die ons weer beïnvloedt (warme
lucht, koude lucht, vochtige lucht, etc.).
1 AA VS 1 149 © 2015 Arteveldehogeschool
3.3.2 Luchtsoorten die ons weer beïnvloeden
De lucht die de aarde omringt, is niet homogeen. Er zijn verschillen in druk, temperatuur
en vochtigheid. Een hoeveelheid lucht met gelijke eigenschappen van temperatuur,
luchtdruk en vochtigheid noemt men een luchtsoort. Een luchtmassa is een hoeveelheid
lucht die zich verplaatst. Bij deze verplaatsing beïnvloeden ze de gebieden waarover ze
trekken. De luchtmassa's kunnen ingedeeld worden volgens hun breedteligging; zo zijn er
arctische (A), polaire (P), tropische (T) en equatoriale luchtmassa’s (E). De arctische en
polaire luchtmassa’s zijn koud; de tropische en equatoriale luchtmassa’s zijn warm. De
breedteligging van het oorsprongsgebied én het seizoen bepalen dus de temperatuur van
de lucht. Men dient immers ook een onderscheid te maken tussen zomer en winter,
omwille van verschillen in warmte-opname en warmte-uitstraling tussen zee en land. Men
kan ook een indeling maken volgens het type oorsprongsgebied: Komen de massa’s van
over zee of oceaan (maritieme luchtmassa’s (m)), dan zijn ze vochtig. Komen ze van over
land (continentale luchtmassa’s (c)), dan zijn ze meestal droog. Het type van het
oorsprongsgebied bepaalt dus de vochtigheid van de lucht.
Noteer de factoren die de temperatuur en de vochtigheid van de lucht bepalen.
De temperatuur van de lucht is afhankelijk van …………………………………….……………………
…….……………………………………………………………………. en ………………………………………………….
De vochtigheid van de lucht is afhankelijk van …………………………………….……………………
…………………………………………………………………………
De luchtmassa’s die voor het Belgische weer van belang zijn, worden hieronder afgebeeld.
De dominante luchtsoort in België is mT, maritieme tropische lucht, onder invloed van
het permanente hogedrukgebied van de Azoren.
Figuur 73: Luchtsoorten die België beïnvloeden
1 AA VS 1 150 © 2015 Arteveldehogeschool
The words you are searching are inside this book. To get more targeted content, please make full-text search by clicking here.
Syllabus_1AAVS1_2015-2016
Discover the best professional documents and content resources in AnyFlip Document Base.
Search