Natuurkunde van de dampkring. G. de Bont en B. Zwart

Transcriptie

1 Natuurkunde van de dampkring G. de Bont en B. Zwart

2 Natuurkunde van de dampkring De dampkring Wolken ontstaan in de dampkring, in hoofdzaak in het onderste gedeelte, een ongeveer 10 km dikke luchtlaag. De atmosfeer strekt zich tot veel grotere hoogte uit, ijler en ijler wordend. Men neemt wel een dikte aan van 1000 km, maar in werkelijkheid gaat de dampkring zonder duidelijk aan te geven grens over in de wereldruimte. Behalve in de troposfeer wordt de dampkring in nog drie andere lagen verdeeld: de stratosfeer, de mesosfeer en de thermosfeer (zie fig. 1). Tussen de sferen liggen grenslagen of pauzen. De troposfeer is niet overal even dik. Boven de poolgebieden ligt de tropopauze op een hoogte van ongeveer 6 km, boven de tropen ligt hij ongeveer 10 km hoger. Aangezien de temperatuur in de troposfeer met de hoogte afneemt, is het in de tropopauze boven de tropen veel kouder dan in de tropopauze boven de polen. Het scheelt ongeveer veertig graden C. De tropopauze-temperatuur is boven de polen gemiddeld -40 C, boven Nederland gemiddeld -55 C en boven de tropen gemiddeld -80 C. Dit heeft belangrijke gevolgen voor de wolkenvorming. Niet alleen kunnen de wolken in de tropen op een veel grotere hoogte drijven dan in de polaire streken, wolken die zich verticaal ontwikkelen kunnen in de tropen veel verder uitgroeien en in samenhang met de veel hogere temperatuur aan het aardoppervlak, ook meer neerslag geven. De troposfeer grenst aan het aardoppervlak, dat door de zon wordt verwarmd. Hierdoor ontstaan zowel op grote als op kleine schaal luchtcirculaties zoals in verwarmde ruimten (zie fig. 2), Op grote schaal is het de algemene circulatie, die de warmte over het aardoppervlak verdeelt. De tropen ontvangen meer warmte dan de polen, er bestaat een permanente warmtestroom in noordelijke en zuidelijke richting. Vanaf de evenaar tot de subtropen vinden we die in de hogere luchtlagen, vanaf de subtropen tot de poolgebieden ook in luchtlagen die grenzen aan de grond. Fig. 1 De lagen in de atmosfeer en het temperatuurverloop met de hoogte Fig. 2 Vereenvoudigd schema v/d algemene luchtcirculatie op de aarde 9

3 Wolkenvorming Wolken kunnen we ruwweg in twee groepen verdelen: 1. verticaal ontwikkelde wolken 2. laagvormige wolken Tot de eerste groep behoren de stapelwolken (Cumulus, Cumulonimbus), de tweede groep kent geen specifieke Nederlandse naam. Het meest kenmerkende van de laagvormige wolken is een egaal grauwgrijs uiterlijk van de hemel. Tot de laagvormige wolken behoort ook mist, een uitgestrekt wolkendek dat rust op het aardoppervlak. Mist heeft doorgaans een andere ontstaanswijze dan de rest van de wolken. Ontwikkelen die zich bijna zonder uitzondering door verticale bewegingen in de atmosfeer, mist ontstaat dikwijls in een luchtlaag, die is afgekoeld door contact met een koud aardoppervlak. Stapelwolken Ook over betrekkelijk klein gebied wordt het aardoppervlak ongelijkmatig verwarmd. Droog zand bijvoorbeeld wordt veel warmer dan een wateroppervlak. De aan het aardoppervlak grenzende lucht neemt de temperatuur van dit oppervlak aan. Boven het aardoppervlak komen dus luchthoeveelheden (lucht'bellen') te liggen met verschillende temperaturen. Een warme 'bel' is lichter dan zijn koude omgeving en zal dus opstijgen (zie fig. 3). Tot hoever? Dat hangt van verschillende zaken af, van de temperatuur die de omringende lucht heeft tijdens de reis van de 'bel' omhoog en van de hoeveelheid waterdamp die deze bel bij het begin van het opstijgen, bevatte. Tijdens het opstijgen gebeuren er twee dingen: de luchtbel zet uit èn wordt kouder. Het laatste is een gevolg van het eerste omdat de energie nodig voor het uitzetten wordt onttrokken aan de warmtebeweging van de gasmoleculen. Dit noemt men een adiabatisch proces. De luchtbel wordt dus kouder en als de temperatuur van de omgevingslucht dezelfde zou blijven als die aan het stapelwolk Fig. 3 Het opstijgen van een warme lucht'bel' en de vorming van een stapelwolk bos hei bos bouwland bos hei bos bouwland bos hei bos 10

4 aardoppervlak, zou de luchtbel weldra kouder worden dan zijn omgeving en weer gaan dalen. Als de temperatuur van de luchtbel minder snel afneemt dan die van de omgevingslucht, zal de luchtbel blijven stijgen. Een dergelijke toestand noemt men onstabiel (zie fig. 4). De stijging gaat door totdat de luchtbel in een omgeving komt die even koud of minder koud is. Ook dichtbij het aardoppervlak kan het temperatuurverloop reeds zodanig zijn, dat een luchtbel bij stijging of kouder wordt dan de omringende lucht, of even warm blijft. De eerste toestand noemt men stabiel, de tweede indifferent. De toestand waarin de atmosfeer zich bevindt is dikwijls goed waar te nemen aan de rookpluimen van de schoorsteen (fig. 5). Bij een stabiele en indifferente atmosfeer blijft de pluim goeddeels horizontaal, bij een onstabiele atmosfeer zijn verticale bewegingen waar te nemen (de rook gaat 'kronkelen'). De onstabiliteit van de atmosfeer hangt niet alleen af van het temperatuurverloop maar ook van het waterdampgehalte van de lucht. Doordat lucht bij een bepaalde temperatuur slechts een bepaalde hoeveelheid waterdamp kan bevatten zal bij afkoeling ervan deze lucht op een bepaald ogenblik met waterdamp verzadigd zijn. Bij verdere afkoeling treedt er condensatie op (vorming van microscopische kleine waterdruppeltjes = wolken). Het niveau waarop dit gebeurt heet het convectieve condensatieniveau (fig. 6), Bij het condenseren van waterdamp komt er warmte vrij, zogeheten latente warmte. De stijgende luchtbel koelt dan minder snel af en kan daardoor langer warmer blijven dan zijn omgeving en dus hoger komen dan een stijgende luchtbel waarbij de waterdamp nooit tot condensatie komt. Het waterdampgehalte van de lucht aan het aardoppervlak is dus heel belangrijk bij de vorming van wolken. Het opstijgen van 'luchtbellen' onder invloed van de zonnewarmte noemt men convectie en de bewolking die hiervan het gevolg is convectieve bewolking of stapelwolken. Naar de meest voorkomende vorm (Cumulus) wordt deze bewolking ook wel cumuliforme bewolking genoemd. De hoogte van het convectieve condensatieniveau ligt voor een bepaald tijdstip vast. Deze hoogte hangt namelijk af van de hoeveelheid waterdamp die de opstijgende lucht vanaf het aardoppervlak heeft meegenomen, dus van de relatieve vochtigheid van de lucht aan het aardoppervlak. Kennen we temperaturen en relatieve vochtigheid dan is de hoogte van de wolkenbasis te berekenen. Niet alleen de basishoogte maar ook de hoogte van de wolkentoppen is voor een bepaalde luchtmassa een min of meer vast gegeven. Hij hangt nauw samen met het verloop van de temperatuur met de hoogte. Is de luchtopbouw in de gehele troposfeer onstabiel, dan zullen de stapelwolken zich uitstrekken tot de tropopauze. Fig. 4 Stabiliteit en onstabiliteit. De dikke lijn geeft aan de temperatuurdaling van een stijgende lucht 'bel' die niet met waterdamp is verzadigd; de dunne lijnen stellen de temperatuurafname in de atmosfeer voor. Links van de dikke lijn is de atmosfeer onstabiel, rechts stabiel. Eerst op dit niveau houdt de temperatuurdaling bij toenemende hoogte op om over te gaan in een temperatuurstijging. Zo'n omkering van temperatuurverandering heet een inversie. Bij de aanwezigheid van inversies 11

5 Fig. 5 De vorm van een schoorsteenpluim in afhankelijkheid van het temperatuurverloop met de hoogte.inversies op lagere hoogte zullen de toppen van de stapelwolken zich tot dat niveau ontwikkelen. Bij een schoorsteenpluim zien we dat de rook onder de inversie blijft (fig. 5D) of boven de grondinversie (fig. 5E). Fig. 6 De vorming van een stapelwolk. De dikke lijn stelt voor de afname van de temperatuur, de dunne lijn de verandering van de dauwpuntstemperatuur van een opstijgende luchtbel. Waar ze elkaar kruisen is de lucht met waterdamp verzadigd en ontstaat een wolk. (In een zgn. thermodynamisch diagram hellen de isothermen naar rechts.) Laagvormige bewolking 2. door afkoeling ten gevolge van contact met een koud oppervlak 3. door verdamping uit een onderliggend wateroppervlak 4. door menging met andere lucht Het verzadigd raken van de lucht met waterdamp kan, behalve door het opstijgen van warme luchtbellen, ook op andere manieren gebeuren: 1. door afkoeling ten gevolge van uiterst langzame opstijging van zeer grote oppervlakken Het eerste proces vindt plaats bij het ontstaan van frontale bewolking (zie fig. 7). De stijgsnelheid bedraagt hier slechts enkele centimeters per seconde maar kan dagenlang doorgaan. Door het afkoelingsproces zal de luchtlaag op een zeker ogenblik verzadigd raken 12

6 Fig. 7 Het ontstaan van laagvormige bewolking. met waterdamp. Bij verdere afkoeling treedt oververzadiging op, dat wil zeggen: er zit meer waterdamp in de atmosfeer dan er bij die temperatuur eigenlijk in kan. In zuivere lucht, dus lucht zonder verontreinigende bestanddelen, zal deze toestand van oververzadiging zich lang kunnen handhaven, maar de lucht om ons heen is niet zuiver, integendeel. Zij bevat talrijke microscopisch kleine deeltjes (vast en vloeibaar), de zogeheten condensatiekernen. Condensatiekernen kunnen hygroscopisch (wateraantrekkend) zijn, waardoor het condenseren van de waterdamp op deze kernen gemakkelijker gaat. Zeezoutdeeltjes zijn zulke hygroscopische condensatiekernen. Bij stormen komen er veel druppeltjes zeewater in de atmosfeer. Het water verdampt en het overblijvende zoutdeeltje kan elders als condensatiekern dienst doen. De atmosfeer bevat voldoende condensatiekernen om overal op aarde wolkenvorming mogelijk te maken. Condensatiekernen kunnen ook van industriële oorsprong zijn. Vaak bestaan ze uit druppeltjes van één of ander zuur. In industriegebieden bezit de atmosfeer soms meer kunstmatige dan natuurlijke condensatiekernen. In de langzaam stijgende, met waterdamp verzadigde lucht zal zich bewolking gaan vormen, eerst een dunne, ijle laag. Bij voortgaande stijging wordt deze laag dikker en dikker. Daarbij zal de met wolkendruppeltjes beladen lucht dikwijls een temperatuur aannemen, die ver beneden het vriespunt ligt. Meestal treedt er niet onmiddellijk bevriezing op. De wolkendruppeltjes raken eerst onderkoeld (= vloeibaar bij temperaturen beneden nul). Bevriezing van wolkendruppeltjes vindt meestal pas plaats bij temperaturen lager dan -10 C, en dan nog alleen met behulp van zogeheten vrieskernen (microscopisch kleine deeltjes met een zodanige structuur dat zij een gemakkelijk startpunt zijn voor vorming van ijskristallen). Vrieskernen zijn vaste deeltjes die van het land afkomstig zijn. Zij geraken in de atmosfeer bij stof- en zandstormen. De atmosfeer bevat veel minder vrieskernen dan condensatiekernen. Zodra er echter een aantal druppeltjes bevriezen, zijn die zelf weer een bron van nieuwe vrieskernen doordat er tijdens het bevriezingsproces minuscule ijskristalletjes afsplinteren. Het niveau waarop bevriezing plaats vindt, ligt gemiddeld daar, waar de temperatuur ongeveer 12 C is. Dit niveau wordt het ijskiemniveau genoemd. Bij het hier beschreven proces van wolkenvorming ontstaan over 13

7 uitgestrekte gebieden aaneengesloten wolkenlagen, die dus deels uit ijskristalletjes bestaan (Cirrus of ijle sluierwolken) en deels uit waterdruppeltjes (Altostratus of grijze wolkenlaag). Het verschijnen van deze bewolking wijst op het naderen van een frontale zone (bewolkingszone gekoppeld aan een depressie). Het passeren van een frontale zone gaat meestal gepaard met regen. Stratus en mist Lucht kan ook afkoelen door contact met een koude ondergrond. Gaat die afkoeling zó ver door dat de lucht met waterdamp verzadigd raakt - de temperatuur waarbij dit gebeurt heet het dauwpunt - dan vormen zich druppeltjes. Vlak boven het aardoppervlak ontstaat dan mist. Een mistlaag kan zo dun zijn dat de warmtestraling van de zon er doorheen kan dringen en dan de bodem kan verwarmen. De mist lost dan dichtbij de grond op, maar blijft op grotere hoogte hangen. De mist gaat over in een laaghangend wolkendek, stratus. De meeste stratusbewolking ontstaat echter onder invloed van wind, waardoor de onderste vochtige luchtlaag van plaats verwisselt met een hoger gelegen drogere luchtlaag. In de vochtige laag condenseert de waterdamp en een uitgestrekt wolkendek ontstaat. De aldus gevormde wolkenlaag heet turbulentiestratus. De meeste mist ontstaat door uitstraling van warmte tijdens heldere, stille nachten. Deze vorm heet stralingsmist. Sommige gebieden zijn zeer gevoelig voor het ontstaan van deze mistvorm zoals open plekken in bossen en laaggelegen weilanden. Zijn er grote verkeerswegen in de buurt dan zijn die plekken berucht door de plotseling optredende mistbanken in de nacht en vroege ochtend. Soms zien we alleen mist boven sloten en andere smalle watergangen. Deze mistvorm, slootmist, ontstaat door menging van twee luchtmassa's. Door uitstraling van warmte ontstaat er boven weilanden een koude luchtlaag. Deze koude lucht stroomt door zijn grotere gewicht naar de lager gelegen sloten en vermengt zich daar met de reeds met waterdamp verzadigde warmere lucht boven de sloot. Het luchtmengsel raakt met waterdamp oververzadigd, zodat zich boven de sloot mist vormt. De mistproductie boven de sloot kan zó lang door gaan, dat ook het aangrenzende weiland er grotendeels mee wordt bedekt. Arctische zeerook ontstaat op dezelfde manier. Zeer koude lucht uit de poolstreken kan zich mengen met reeds met waterdamp verzadigde lucht boven warmere zeeën. De mist, die dan ontstaat doet zich voor als een soort 'rook' die uit zee opstijgt. Regenmist ontstaat bij langdurige neerslag en weinig wind. De lucht raakt met waterdamp verzadigd doordat een deel van de regendruppels verdampt. Daarbij wordt de lucht ook kouder, immers voor verdamping is warmte nodig. Die wordt onttrokken aan de regendruppels en de omringende lucht. Smog is verontreinigde mist of nevel. Het zicht in smog kan gereduceerd zijn tot enkele meters (de beruchte Londense smog uit de negentiende en het begin van de twintigste eeuw) of nog vele kilometers bedragen (de zogeheten Los Angeles-smog). Bij beide mistsoorten spelen chemische verontreinigingen een belangrijke rol, terwijl voor Los Angeles-smog tevens stralend zonnig weer is vereist. Smog is een samentrekking van 'smoke' (rook) en 'fog' (mist). Het ontstaan van dit woord herinnert aan de tijd dat in Londen volop vette, zwavelrijke steenkool als huisbrandstof werd gebruikt. De atmosfeer raakte in de winter bij stil weer beladen met roetdeeltjes en zwaveldioxyde (SO 2 ). De Londense smog was een prikkelende, zure mist, die veel slachtoffers eiste onder lijders aan longziekten of ziekten van de ademhalingswegen. Deze mist is met het verdwijnen van steenkool als huisbrandstof zeldzaam geworden, de tegenwoordige smog komt vooral in de zomer voor. In de zogeheten Los-Angeles-smog spelen verontreinigingen als stikstofoxyden (NO X ) een hoofdrol. Die zijn voor een zeer groot deel afkomstig van het autoverkeer. Bij felle zonnestraling geven de stikstofoxyden en andere stoffen, in hoofdzaak afkomstig van uitlaatgassen, aanleiding tot de vorming van ozon (O 3 ), een gas dat in hoge concentraties slijmvliezen van ogen en luchtwegen sterk prikkelt. Het gas splitst gemakkelijk een atoom zuurstof af, waardoor het sterk oxyderende eigenschappen heeft. Deze vorm van smog heet wel foto-chemische smog (naar de invloed van het zonlicht) of ook wel oxyderende smog (naar de oxyderende werking van het ozon). Overigens blijft het niet bij deze twee smogvormen. Naast stikstofoxyden kan de lucht ook vele andere verontreinigende stoffen bevatten, die niet alleen gevaarlijk zijn (bijvoorbeeld kankerverwekkend) maar ook overlast kunnen veroorzaken door stank. Niet alleen de industrie maar ook het autoverkeer brengt veel van deze stoffen in de atmosfeer. Overschrijdt het gehalte aan deze stoffen een bepaalde grens, dan wordt er 'smogalarm' gegeven. Overigens zijn deze grenzen van land tot land verschillend. Frontale bewolking De meeste bewolking is gekoppeld aan de wolkenzones van depressies, aan de fronten. Fronten zijn de scheidingsvlakken tussen 14

8 verschillende luchtsoorten, luchtmassa's met verschillende waarden voor de temperatuur en de vochtigheid. Daardoor zullen luchtsoorten dikwijls ook verschillen in de hoeveelheid meegevoerde bewolking en in de doorzichtigheid (helderheid) van de atmosfeer. Luchtsoorten worden verdeeld in maritieme (van zee afkomstige) en continentale (van het land afkomstige). Bovendien maakt men onderscheid tussen lucht afkomstig uit de subtropen (tropische lucht), lucht afkomstig uit de gematigde streken (polaire lucht) en lucht afkomstig uit de poolstreken (arctische lucht). Fronten scheiden bijvoorbeeld tropische lucht van polaire lucht of polaire lucht van arctische lucht, maar ook maritieme van continentale lucht. Vele combinaties zijn mogelijk. Zo zal een warmtefront in onze omgeving meestal de voorste begrenzing zijn van maritiem tropische lucht, een koufront van maritiem polaire of maritiem arctische lucht. Fronten, die continentale lucht begrenzen, zijn in de minderheid. Hel warmtefront De warmere lucht schuift nabij het frontvlak langzaam over de koudere luchtmassa (zie fig. 8), stijgt daarbij en koelt daardoor af. We hebben gezien dat er dan op grote schaal wolkenvorming plaats vindt. Er worden dikke wolkenlagen gevormd (Cirrostratus, Altostratus) over een breed gebied en een groot temperatuurtraject, dat wil zeggen dat onder in de wolken de temperatuur in de buurt van het vriespunt kan liggen of zelfs daarboven terwijl hij bovenin zo laag kan zijn dat zich daar ijsdeeltjes vormen. In de hogere delen van de wolk, waar temperaturen heersen van - 20 tot -30 C, zullen vrijwel uitsluitend ijskristalletjes voorkomen. We hebben al gezien dat in wolken, die zowel waterdruppeltjes als ijskristallen bevatten, het neerslagvormend proces op gang kan komen. Aangezien dit neerslagvormend proces in warmtefrontbewolking over een uitgestrekt gebied plaats vindt, zal de neerslag gelijkmatig en langdurig zijn. Toch kunnen er bij het voorbijtrekken van een warmtefront ook veranderingen in de neerslagintensiteit plaatsvinden, die aan buien doen denken; in de warmtefrontbewolking zit dan cumuliforme bewolking verborgen. Het ontstaan van buien binnen de warmtefrontbewolking vindt meestal zijn oorzaak in een lager gelegen 0 C-niveau in de atmosfeer waardoor, bij gelijke temperaturen aan het aardoppervlak, de luchtmassa plaatselijk onstabiel wordt. Als geheel is de lucht achter een warmtefront meestal stabiel van opbouw. In fig. 8A is de structuur van de bewolking bij een 'normaal' warmtefront en in fig. 8B bij een warmtefront met verborgen buienwolken (Cumulonimbi) weergegeven. Fig. 8A en 8B Bewolking en luchtstromen bij een warmtefront. Als een warmtefront nadert, kunnen we bij de bewolking twee dingen opmerken: 1. er verschijnt hoge bewolking (Cirrus en Cirrostratus) 2. de stapelwolken worden geleidelijk minder hoog en verdwijnen ten slotte geheel. Het laatste is een gevolg van het warmer worden van de bovenlucht. Na het verschijnen van de hoge bewolking waarin meestal karakteristieke haloverschijnselen zijn waar te nemen (zie fig. 9) volgt een dichtere wolkenlaag op middelbaar niveau (Altostratus), waardoorheen de zon eerst nog vaag is te zien. Nog later verdwijnt 15

9 de zon, de bewolking wordt donkerder en het begint te regenen. We hebben dan te maken met Nimbostratus. Daaronder kunnen nog meer lagere wolken ontstaan, meestal met een rafelige structuur. Tijdens de gestaag vallende regen kunnen die zich zo uitbreiden dat de Nimbostratus niet meer is te zien. Na het passeren van het warmtefront klaart het vaak niet op. De nu binnenstromende maritiem tropische lucht wordt dikwijls gekenmerkt door somber weer, een laag wolkendek, slecht zicht en af en toe lichte regen of motregen. Fig. 10 Bewolking en luchtstromen bij een koufront. Fig 9 De meest voorkomende haloverschijnselen rond de zon bij cirrostratusbewolking. Te zien zijn: kleine kring (= kring met straal van 22 graden), de bijzonnen op de kleine kring en de bovenraakboog aan de kleine kring. Het koufront Het voorbijtrekken van een koufront gaat in de meeste gevallen met een andere vorm van bewolking gepaard dan die van een warmtefront. Het scheidingsvlak, dat het koufront voorstelt, staat veel steiler dan het warmtefront (zie fig. 10). Bovendien beweegt het in vele gevallen sneller dan de voorliggende warmere lucht, zodat vlak vóór het koufront in een betrekkelijk smalle zone krachtige opwaartse luchtstromen ontstaan. Die leiden tot de vorming van buienwolken (Cumulonimbi), die in gesloten formatie het koufront markeren. Dat wil niet zeggen dat men een koufront in de meeste gevallen ook zo ziet naderen, de buienwolken worden meestal aan het oog onttrokken door begeleidende middelbare en hoge bewolking. Kenmerkend voor een koufront is buiige neerslag die spoedig na het dichttrekken van de hemel begint. Bij het warmte front kan het daarentegen dan nog uren duren voor het begint te regenen. Vlak achter het koufront komen dalende luchtbewegingen voor, die de daar aanwezige bewolking doen oplossen en de achterrand van de koufrontbewolking een scherp afgesneden uiterlijk geven. Deze felle opklaringen duren meestal maar kort. In de meeste gevallen is de koude lucht achter het koufront onstabiel van opbouw. Daardoor vormt zich bij verwarming van het aardoppervlak (boven relatief warm zeewater kan het ook!) na enige tijd convectieve bewolking (Cumulus), die zelfs tot buienwolken (Cumulonimbus) kan uitgroeien. Stapelwolken Doordat stapelwolken een belangrijke indicatie zijn voor de mate van stabiliteit van de atmosfeer en dit in verband met het al of niet optreden van thermiek een belangrijk gegeven is voor de zweefvliegerij, zullen we aan het ontstaan van deze wolkensoort en aan de indeling ervan wat meer aandacht besteden dan aan andere wolken-typen. Afhankelijk van de verticale ontwikkeling worden bij Cumulus-wolken onderscheiden Cu humilis, Cu mediocris en Cu congestus. Valt er neerslag, dan heet de wolk Cumulonimbus, die weer onderverdeeld wordt in Cb calvus en Cb capillatus 16

10 De latijnse benamingen zijn karakteristiek voor het uiterlijk van de wolken: humilis = laag, nederig mediocris = middelmatig congestus = opeengestapeld (slaat op de vertikale ontwikkeling) calvus = kaal capillatus = met een harige kap (slaat op de top van de wolk) Cumulus die nauwelijks vertikaal is ontwikkeld en rafelige randen bezit, heet Cu fractus (fractus = gebroken). Een eerste voorwaarde voor de ontwikkeling van stapelwolken is een zodanig temperatuurverloop met de hoogte, dat opstijgende lucht'bellen' gedurende kortere of langere tijd warmer blijven dan de omringende lucht en daardoor blijven stijgen. Op zichzelf hoeft dit nog niet tot de vorming van stapelwolken te leiden, dat hangt af van de hoeveelheid waterdamp, die de opstijgende luchtbel meevoert. Heeft het dauwpunt van de lucht een lagere temperatuur dan die, welke de lucht'bel' tijdens zijn opstijging aanneemt, dan raakt de opstijgende lucht'bel' niet verzadigd en zullen er geen wolken ontstaan. Een dergelijke toestand heet droge thermiek. Wordt tijdens het opstijgen het dauwpunt bereikt, dan zullen er zich vanaf dat niveau wolken vormen. De vorming van wolkendruppeltjes blijft tijdens het stijgproces doorgaan. Dit heet natte thermiek. Zowel de droge als de natte thermiek komt tot staan zodra de omringende lucht even warm of warmer wordt dan die in de opstijgende lucht'bel', dus bijvoorbeeld bij inversies. De meeste inversies brengen het stijgproces tot staan. Is de atmosfeer onstabiel en komen er geen inversies of isotherme gedeelten in voor dan kan het opstijgen van de lucht'bellen' doorgaan tot aan de tropopauze. De verschillende soorten Cumulus-wolken geven duidelijk aan tot hoever de opstijgende lucht'bellen' in de atmosfeer doordringen. Ze kunnen ons ook iets zeggen of er veranderingen in de (on)stabiliteit van de atmosfeer plaats vinden. Worden in de loop van de dag de Cumuluswolken geleidelijk hoger, dan neemt de onstabiliteit toe. Dit kan zijn oorzaak hebben in een geleidelijk warmer worden van de grond (warme zomerdag) of, indien er geen sprake is van verwarming, van het geleidelijk kouder worden van de bovenlucht (in herfst en winter). De processen kunnen ook gecombineerd plaats vinden wat doorgaans de meest intensieve buien oplevert. De vorming van neerslag In buien wolken vormt neerslag zich in principe op dezelfde manier als in laagvormige bewolking van warmtefronten. De top van de wolk bestaat uit ijskristallen, het middengedeelte uit een mengsel van ijskristallen en onderkoelde waterdruppeltjes terwijl het onderste gedeelte uit (onderkoelde) wolkendruppeltjes bestaat (zie fig. 11). Fig.11 De verdeling van de verschillende wolkenelementen in stapelwolken 17

11 Fig. 12 Ontstaan, ontwikkeling en oplossen van een buienwolk (Cumulonimbus). Wolkenelementen zijn klein, gemiddeld zijn de ijskristalletjes en waterdruppeltjes slechts 0,01 tot 0,1 mm groot. Ze vallen wel, maar zó langzaam dat ze bijna zweven. Ze volgen de luchtstroming, wat goed is waar te nemen bij mist. Zouden ze de kans krijgen om uit de wolk te vallen - dit gebeurt meestal niet wegens de opwaartse lucht stromingen aan de basis van de wolk - dan komen ze in een gebied, dat niet met waterdamp is verzadigd, zodat ze verdampt zijn voordat ze de aarde hebben bereikt. Ook neerslagelementen kunnen onderweg verdampen. We zien dit vooral bij hoge bewolking, bijvoorbeeld Altocumulus, maar ook wel bij Cirrus. Onder deze wolken hangen dan witte sluiers (valstrepen of virga). Het zijn ijskristallen, die uit de hoge bewolking vallen en de grond niet bereiken. Men zegt wel dat de Altocumulus dan 'uitsneeuwt'. Neerslagelementen zijn veel groter dan wolkenelementen. Een motregendruppeltje, het kleinste neerslagelement, meet 0,1 tot 0,5 mm in doorsnee, een regendruppel 0,5 tot 5 mm. Veel groter kan een regendruppel niet worden, de oppervlaktespanning moet het bij de val afleggen tegen de vervormende krachten, opgewekt door de luchtweerstand. Wie een emmer water leegstort van een hoge toren zal merken dat de wandelaars beneden slechts een lichte regen voelen. De vorming van neerslag elementen in een wolk kan op twee manieren gebeuren: 1. door samenvloeiing van wolkendruppeltjes (coalescentieproces) 2. door het aangroeien van ijskristalletjes bij verdamping van de waterdruppeltjes (Wegener-Bergeron-proces). Bij het coalescentieproces groeien grote wolkendruppeltjes aan ten koste van kleinere druppeltjes. In een wolk komt een heel scala van druppeltjesgrootten voor, waarbij de grootste tijdens hun val meer kans hebben tegen een ander wolkendruppeltje te botsen dan de kleinere druppeltjes. Een dergelijk neerslag vormend proces eist een lange valweg en derhalve een wolk van grote verticale uitgestrektheid. 18

12 Regenvorming via het coalescentieproces komt dan ook in hoofdzaak voor in tropische buienwolken, die vele kilometers hoog kunnen worden zonder dat er ijsvorming plaats vindt. In de gematigde streken komt deze wijze van neerslagvorming ook wel voor maar zij leidt in het algemeen niet tot belangrijke neerslaghoeveelheden. Uit dergelijke wolken valt meestal niet meer dan wat motregen of lichte regen (in buitjes). De vorming van neerslagelementen vindt in hoofdzaak in het middengedeelte van de wolkenmassa plaats via het zogeheten 'Wegener-Bergeron '-proces (zie fig. 12). Dit proces heeft als grondslag het verschil in verzadigingsspanning boven onderkoeld water en ijs van dezelfde temperatuur. Boven ijs is hij namelijk lager. Hierdoor vindt er een transport van waterdamp plaats van de directe omgeving van de waterdruppeltjes naar directe omgeving van de ijskristalletjes. Het netto resultaat is dat de eerste verdampen en de laatste aangroeien. Het waterdamptransport veroorzaakt namelijk rond de druppeltjes een tekort en rond de ijskristalletjes een teveel aan waterdamp. Het verschil in verzadigingsdampspanning is het grootst bij -12 C. Wil het 'Wegener- Bergeron'-proces goed op gang kunnen komen dan moeten er niet alleen ijskristallen in de wolk aanwezig zijn, maar de druppeltjes moeten ook ver onderkoeld zijn. Hoe is dat te rijmen, ijskristallen èn ver onderkoelde druppeltjes? Waarom bevriezen de druppeltjes niet? In de natuur kunnen waterdruppeltjes ver onderkoeld geraken zonder te bevriezen, tot tientallen graden onder nul. In feite bevriezen ze alleen nadat een vrieskern is ingevangen of indien de condensatie op een vrieskern heeft plaats gehad, of wanneer de temperatuur tot (ver) beneden -40 C is gedaald. De meeste ijskristallen, die het neerslaggevende proces aan de gang brengen zijn afkomstig uit hogere delen van de wolk. Door de gestage aangroei van de ijskristalletjes worden ze tenslotte zo groot dat ze langzaam uit de wolk vallen op hun weg omlaag andere ijskristallen of onderkoelde druppeltjes 'invangend'. In welke vorm de neerslag tenslotte de grond bereikt hangt af van de temperatuur en ten dele ook van het waterdampgehalte van de luchtlaag onder de wolk. In de zomer zal de sneeuw, die in eerste instantie uit de wolk valt, spoedig smelten en als regen de grond bereiken. In het vroege voorjaar en de late herfst kan de luchtlaag onder de wolk al zo koud zijn dat sneeuwval mogelijk is. In de winter is sneeuwval niets bijzonders meer, al moet gezegd worden dat ook in de winter de meeste neerslag in de vorm van regen de grond bereikt. In het voorjaar kan bij temperaturen, die betrekkelijk ver boven het vriespunt liggen, toch nog sneeuw vallen, namelijk als de lucht bijzonder droog is. Door sterke verdamping blijven de neerslagelementen koud. Ook kan regen overgaan in sneeuw zonder dat er sprake is van aanvoer van koudere lucht. Door verdamping van de regendruppels waarbij de daarvoor nodige warmte aan de druppels zelf en aan de omringende lucht wordt onttrokken, wordt de luchtlaag waardoorheen de druppels vallen, langzaam kouder. Lucht, die slechts enkele graden boven nul is, kan op die manier tot het vriespunt worden afgekoeld. Hagel ontstaat op een aparte wijze. Alleen wolken waarin zeer sterke verticale bewegingen voorkomen en die een grote hoeveelheid onderkoeld water bevatten, produceren hagelstenen van respectabele afmetingen. De hagelstenen beginnen als een soort rijpkorrels, ijskristallen waarop veel waterdamp in een dichte laag als rijp is neergeslagen. Deze rijpelementen zullen door hun gewicht uit de wolk vallen, maar door de daarin aanwezige sterke opwaartse luchtstromingen, weer omhoog worden gevoerd. Daarbij botsen ze tegen onderkoelde druppels, die op deze Fig. 13 Ontstaan van onderkoelde regen ijsregen (bevroren regen) bij een grondinversie 19

13 rijp'korrels' vastvriezen. Op grote hoogte aangekomen, waar veel minder onderkoelde druppels zijn, zullen ze een rijplaag krijgen. Buiten de sterke opwaartse stromingen gekomen zullen de jonge hagelstenen neer gaan vallen en in het gebied met veel (en grote!) onderkoelde druppels terechtkomen. Dan vriest er weer een ijslaag op vast. Dit proces kan een aantal keren plaats vinden voordat de hagelsteen door zijn gewicht uit de wolk valt. Een dergelijke hagelsteen bestaat uit lagen en lijkt in doorsnee op een toverbal. Dikwijls groeien hagelstenen ongelijkmatig aan en lijken dan op hoekige brokken ijs. Ze kunnen de grootte bereiken van duiveëieren, kippeëieren of tennisballen, maar de laatste zijn in ons land zeldzaam. Soms zijn de brokken ijs nog groter, in de omgeving van Limoges (Frankrijk) vielen in juni 1982 stukken ijs van 600 tot 800 gram! Een zeldzame vorm van neerslag is ijsregen. Dat is regen (gesmolten sneeuw), die onderweg weer bevriest en dan als heldere ijsballetjes het aardoppervlak bereikt. Een dergelijke neerslagvorm eist wel een heel bijzonder temperatuurverval met de hoogte. Onder de wolk is er eerst een dikke luchtlaag met een temperatuur (ver) boven nul, daarna komt er één met een temperatuur van tenminste enkele graden onder nul. Vaak rust de laatste luchtlaag op de grond. Figuur 13 verduidelijkt één en ander. Het oplossen van wolken Stapelwolken hebben maar een korte levensduur, afhankelijk van hun grootte van enkele minuten tot enkele uren, frontale bewolking kan zich daarentegen dagenlang handhaven. Het verdwijnen van bewolking kan drie oorzaken hebben: 1. de wolk komt in drogere lucht 2. de wolk gaat over in neerslagelementen 3. de wolk lost op door dalende luchtbewegingen. Meestal zijn deze processen niet goed te scheiden. Luchtdrukstijgingen veroorzaken dalende luchtbewegingen, waardoor de lucht warmer wordt en meer waterdamp kan bevatten. De lucht bevat dan nog wel evenveel gewichteenheden water, maar is dan relatief droger geworden. Ook het overgaan van een wolk in neerslagelementen kan dikwijls niet gescheiden worden van de invloed van drogere lucht. Een buienwolk die bijvoorbeeld boven zee is ontstaan kan zich daar ondanks het geven van neerslag veel langer handhaven doordat er een continue aanvoer is van waterdamp. Fig. 14 Föhn. Boven land gekomen ontbreekt deze bron van waterdamp en de wolk verdwijnt ('regent uit'). Het oplossen van wolken door een dalende luchtbeweging zien we dikwijls in het bergland. Het verschijnsel begeleidt de föhn, een warme valwind (zie fig. 14), Staat de wind loodrecht op een bergketen dan zal aan de loefzijde (de kant waar de wind tegenaan blaast) de lucht omhoog worden gevoerd. Dit kan zó ver gaan dat wolken en neerslag worden gevormd. Daarbij verliest de lucht dus veel van zijn oorspronkelijk gehalte aan waterdamp. Als de lucht aan de andere kant van de bergkam (de lijzijde) daalt, zal de bewolking op een hoger niveau oplossen dan hij zich oorspronkelijk (aan de loefzijde) had gevormd. Daarbij zal de drogere lucht bij de daling meer aanwarmen dan de vochtige lucht bij de stijging was afgekoeld. De föhn kenmerkt zich door opklaringen en warmte, het is een warme valwind. Een voorbeeld maakt dit duidelijk. Stel dat de lucht een 3000 m hoge bergkam moet passeren en aan de voet geheel met waterdamp verzadigd arriveert met een temperatuur van 10 C. Bij de stijging tot 3000 m zal hij dan 30 x 0,6 C = 18 C kouder worden. De lucht bereikt de top van de bergkam met een temperatuur van -8 C. Stel dat de lucht zijn waterdamp nu grotendeels is kwijtgeraakt en vervolgens wolkenvrij langs de lijzijde omlaag zakt. Hij neemt daarbij 30 x 1,0 C = 30 C in temperatuur toe. De lucht zal de bodem van het dal aan de lijzijde bereiken met een temperatuur van -8 C + 30 C = 22 C, een belangrijk temperatuurverschil met de lucht op de bodem van het dal aan de loefzijde van de bergkam. Ter verduidelijking: voor met waterdamp verzadigde lucht geldt een temperatuurverandering van 0,6 C per 100 m stijging (afkoeling) of daling 20

14 (verwarming), voor niet met water damp verzadigde lucht een temperatuurverandering van 1,O C per 100 m stijging of daling. Behalve met de föhn krijgt de vakantieganger in berggebieden ook te maken met hem vreemde wolkenvormen. De meeste van deze wolken ontstaan doordat de lucht na het passeren van de bergkam een golfbeweging gaat vertonen (zie fig. 15). Arriveert de lucht bij de bergkam met gesloten bewolking, dan zal die aan de lijzijde door föhnwerking eerst oplossen. Door de golvende beweging ontstaan een eind verder echter opwaartse luchtstromen. Er vindt dan weer afkoeling van de lucht plaats waardoor aan de top van de golf opnieuw bewolking ontstaat. Dit is een heel karakteristiek afgerond wolkentype. Aangezien de relatieve vochtigheid in verticale richting bij de aanstromende lucht meestal niet in elk niveau even groot is - er kan bewolking op verschillende niveaus voorkomen - kan er aan de lijzijde van de bergkam op verschillende niveaus ook een wolk ontstaan met daartussen wolkenvrije lagen. Liggen de wolkenlagen dicht op elkaar dan krijgt het geheel een 'roomsoesachtig' uiterlijk. Typerend voor deze wolken is dat ze op hun plaats blijven, ze drijven niet met de luchtstroming mee. De luchtdeeltjes doorlopen het stationaire golf patroon, aan de linkerzijde van de golf top (fig. 15) worden steeds wolkenelementen gevormd, aan de rechterzijde lossen ze weer op. De hier besproken wolkenvormen noemt men orografische bewolking. Hydrometeoren (een verschijnsel in de atmosfeer, bestaande uit vloeibare en/of vaste waterdeeltjes). Mist bestaat uit zeer kleine water druppeltjes, die in de lucht zweven en het horizontale zicht op ooghoogte belemmeren tot minder dan 1 km. Nevel bestaat eveneens uit fijne water druppeltjes, waarbij het zicht gereduceerd is tot 1 a 2 km. Regen bestaat uit water druppeltjes met een doorsnee van 0,5 tot 5 mm. Motregen heeft druppeltjes met een doorsnede van 0,1 tot 0,5 mm. IJzel ontstaat wanneer regen of motregen onderkoeld is. Bij aanraking met de grond of met voorwerpen bevriezen de druppels en ontstaat er een ij slaag. Sneeuw bestaat uit samengeklitte ijskristallen. Motsneeuw bestaat uit zeer kleine ijsdeeltjes, een soort korreltjes met een doorsnede van 1 mm. Korrelsneeuw bestaat uit witte, ondoorzichtige, meest conisch gevormde ijsbrokjes, die op hagel lijken. Korrelsneeuw is echter zacht van substantie en vooral een winterverschijnsel in tegenstelling tot hagel. IJsnaaldjes (poolsneeuw) treden op bij strenge kou (temperaturen beneden de - 10 C). Overdag zal de zon ze doen 'zilveren'. Heel fijne ijskristallen zweven dan voorbij. Hagel, een beruchte neerslagvorm tijdens zware buien. Treedt vooral op in het voorjaar en bestaat uit onregelmatig gevormde halfdoorzichtige of geheel witte ijsknikkers van ca. 0,5 tot 5 cm. In uitzonderingsgevallen ontstaan samenklonteringen van ijsbrokken tot meer dan 10 cm grootte. IJsregen bestaat uit kogelronde, doorzichtige ijsbolletjes. Het is bevroren regen en daarom zijn deze bolletjes altijd kleiner dan 5 mm. Fig 15 Ontstaan van een golfbeweging in de luchtstroming na het passeren van een bergkam en de vorming van Ac lenticularis 21