K1 Geofysica. Diagnostische toets. Weer en klimaat vwo. Paragraaf 1.2 Atmosfeer

Transcriptie

1 K1 Geofysica Weer en klimaat vwo Diagnostische toets Paragraaf 1.2 Atmosfeer Figuur 1 weerkaart met isobaren 1 a Een isobaar is een lijn van gelijke luchtdruk op een weerkaart, de getallen geven de luchtdruk weer in hpa. b De gemiddelde atmosferische luchtdruk op zeeniveau is 1, hpa. c Bij een kwikbarometer geeft het hoogteverschil tussen de kwikkolom in de gesloten buis boven het kwik in het open kwikbad de luchtdruk aan, bijvoorbeeld 760 mm kwik. Met behulp van de formule p = ρ g h is vervolgens de druk p in Pa uit te rekenen. d In de glazen buis heerst boven de kwikkolom vacuüm. De luchtdruk duwt het kwik in deze buis omhoog via het kwikbad eronder. 2 a Doordat de luchtdruk afneemt met de hoogte, neemt ook de luchtdichtheid af met de hoogte en dus neemt ook de daling van de druk per km stijging af met de hoogte. Dat betekent dat de druk exponentieel afneemt. b Aan de grond weet je zeker dat alle lucht die de luchtdruk veroorzaakt zich boven je bevindt. Maar op 5 km hoogte hangt het af van de uitzetting van de lucht onder je hoeveel lucht zich nog boven je bevindt. Die uitzetting hangt weer af van de luchttemperatuur. 3 a Als lucht wordt opgetild, komt deze in een omgeving met een lagere druk en zal daardoor uitzetten. b Bij expansie verrichten de gasmoleculen arbeid als ze zich door onderlinge botsingen gemiddeld ietsje verder van elkaar verwijderen. De gemiddelde bewegingsenergie van de gasmoleculen neemt daardoor af, ofwel de temperatuur van het gas daalt. c De atmosfeer als geheel verliest meer energiedoor straling dan dat het energie absorbeert uit de instraling van de zon en de uitstraling van de aarde. De atmosfeer wordt ook verwarmd door contact met het aardoppervlak en door condensatie van waterdamp onderin de atmosfeer. De atmosfeer wordt (gemiddeld) meer van onderop verwarmd, waardoor convectieve circulatie ontstaat. 4 De tropopauze is het overgangsgebied tussen de troposfeer en de hoger gelegen stratosfeer. 5 a In de stratosfeer absorberen zuurstof en ozon de uv-straling van de zon. Deze absorptie van de zonnestraling zorgt voor een toename van de temperatuur van de lucht. b Een stijging van warme lucht door convectie zal niet door de tropopauze heen kunnen, want zodra de luchtbel in de warmere lucht van de stratosfeer komt en verder afkoelt door expansie, is de omgeving juist warmer en zakt de luchtbel. In de stratosfeer zullen dus geen (onweers)wolken worden gevormd. ThiemeMeulenhoff bv CONCEPT Pagina 1 van 10

2 c Boven de tropopauze is de luchtdichtheid zo laag dat een vliegtuig alleen bij zeer hoge snelheid in de lucht kan blijven. Verkeersvliegtuigen hebben niet zo n hoge snelheid. 6 a De atmosferische lucht wordt niet alleen verwarmd door de infrarode uitstraling van het aardoppervlak, maar ook door geleiding en stroming van warmte van het aardoppervlak en door condensatie van waterdamp in de atmosfeer. Zie ook figuur 11 in het katern. b Warme lucht heeft een lagere dichtheid en wordt daardoor opgetild door de omringende lucht. De lucht komt dan in een omgeving met een lagere druk en zal daardoor uitzetten. Bij deze expansie verrichten de gasmoleculen arbeid als ze zich door onderlinge botsingen gemiddeld ietsje verder van elkaar verwijderen. De gemiddelde bewegingsenergie van de gasmoleculen neemt daardoor af, ofwel de temperatuur van het gas daalt. c Als convectie de enige manier is waarop warmte van het aardoppervlak naar de atmosfeer getransporteerd wordt, zorgt dit voor een afname van de temperatuur met de hoogte van 1,0 K per 100 m. d Nee, de temperatuur blijft niet afnemen met de hoogte. De temperatuur neemt vanaf een bepaalde hoogte niet meer af met de hoogte door de absorptie van het ultraviolette zonlicht door zuurstof en ozon. Dat gedeelte van de atmosfeer wordt de stratosfeer genoemd. e Een stijging van warme lucht door convectie zal niet door de tropopauze heen kunnen, want zodra de luchtbel in de warmere lucht van de stratosfeer komt en verder afkoelt door expansie, is de omgeving juist warmer en zakt de luchtbel. Figuur 2 dauwpunt bij verzadiging 7 De hoeveelheid waterdamp in de lucht wordt weergegeven met het dauwpunt of met de combinatie van luchttemperatuur en relatieve vochtigheid. a Het dauwpunt van een hoeveelheid lucht met een bepaalde dichtheid aan waterdamp is de temperatuur waarbij de waterdamp kan gaan condenseren. Je bepaalt deze temperatuur door een glimmend voorwerp in die lucht te zetten en af te laten koelen. De temperatuur van dat voorwerp op het moment dat het beslaat is het dauwpunt. b Een hygrometer geeft de relatieve luchtvochtigheid weer, dat is de verhouding tussen de hoeveelheid waterdamp die er in een volume lucht bij een bepaalde temperatuur is en de hoeveelheid waterdamp die er zou zijn bij verzadiging bij die temperatuur. De temperatuur waarbij de hygrometer een relatieve luchtvochtigheid van 100% aangeeft is het dauwpunt dat geldt voor de waterdampdichtheid die er dan is. Je neemt dus een punt in het diagram van de waterdampdichtheid tegen de temperatuur bij de heersende temperatuur en relatieve vochtigheid en trekt dan een horizontale lijn tot aan de grafiek waar je het bijbehorende dauw dauwpunt(stemperatuur afleest. c Aflezen in figuur 2 geeft dat als het dauwpunt 8 C is, de dampdichtheid 9 g/m 3 is. Bij een temperatuur 18 C is de maximale waterdampdichtheid 16 g/m 3. De relatieve luchtvochtigheid bij 18 C is dus 9 100% = 56%. 16 ThiemeMeulenhoff bv CONCEPT Pagina 2 van 10

3 8 a Een sporengas is een gas dat in uiterst minieme hoeveelheden aanwezig is in de atmosfeer van de aarde. b Door de hoge verdampingswarmte van water draagt het warmtetransport van het aardoppervlak naar de atmosfeer door verdamping en condensatie voor een heel groot deel bij aan de verwarming van de atmosfeer (gemiddeld 40 PW volgens figuur 11 in het katern). 9 Invullen van alle gegevens: p = p M lucht g h = ,029 9,81 97 = 1,2 R T 8,31 (273+17) 103 Pa. De luchtdruk op 97 m is dus p = = 996 hpa. 10 Invullen van alle gegevens in p(h) = p h=0 e ( g M lucht ) h R T geeft: = ,81 0,029 ( e 8,31 (273 10) ) h ( 9,81 0,029 ) h = ln (620 ) 8, h = ln ( ) ( 8, ,81 0,029 ) = 3595 m = 3,6 km. Figuur 3 Weerballon wordt opgelaten Paragraaf 1.3 Wind 11 Isobaren zijn lijnen van gelijke luchtdruk op een weerkaart, de getallen geven de luchtdruk weer in hpa. 12 Wind ontstaat als de luchtdruk op een bepaald punt hoger is dan de luchtdruk op een punt dat op dezelfde hoogte een paar kilometer verderop ligt. De lucht wordt dan van het punt met hoge luchtdruk naar het punt met lage luchtdruk geduwd. 13 a De convectieve circulatie waarvan de zeebries onderdeel is ontstaat door de temperatuurverschillen tussen land en water. b Een zeebries ontstaat meestal pas in de middag als de zon hoog aan de hemel staat en de temperatuur boven land flink is opgelopen. c B) is de oorzaak en A) het gevolg. De zon warmt de lucht boven het strand sneller op dan boven zee waardoor de lucht boven het strand meer uitzet en hoog boven het strand de luchtdruk hoger is dan op dezelfde hoogte boven de zee. Dit verschil in luchtdruk laat de lucht op grote hoogte naar de zee stromen. Hierdoor daalt de luchtdruk vlak boven het strand terwijl de luchtdruk vlak boven zee stijgt en dit veroorzaakt de zeebries. 14 Bekijk bij deze opgave figuur 41 van het katern. a Het corioliseffect wordt veroorzaakt door het draaien van de aarde. b Doordat de aarde als het ware onder de luchtstroming heen draait en wij bij berekeningen met de wetten van Newton net doen alsof de aarde niet draait lijkt het alsof er een extra kracht op de luchtstroming wordt uitgeoefend. Deze schijnkracht wordt corioliskracht genoemd. c Geostrofische wind is de wind die waait bij rechte evenwijdige isobaren. De gradiëntkracht en de corioliskracht maken dan evenwicht. ThiemeMeulenhoff bv CONCEPT Pagina 3 van 10

4 Figuur 4 De slinger van Foucault in het gebouw van de VN in New York was in 1955 een cadeau van Nederland voor het 10-jarig bestaan van de VN. Sindsdien zwaait hij heen en weer doordat hij telkens een klein zetje krijgt van een elektromagneet als hij over het diepste punt gaat. 15 d De grenslaag is de onderste laag van de atmosfeer. Omdat heel dichtbij het aardoppervlak de windsnelheid praktisch nul is, wordt in de grenslaag een m 3 aan de bovenkant versneld en aan de onderkant vertraagd. Zo ontstaan wervelingen in de grenslaag. e Boven de grenslaag is er geen wrijvingskracht. De richting van de corioliskracht is tegenovergesteld aan de gradiëntkracht en even groot. De wind waait dan langs de rechte isobaren. f In de grenslaag werken 3 krachten: de gradiëntkracht die altijd loodrecht op de isobaren staat, de corioliskracht en de wrijvingskracht. Doordat de corioliskracht altijd loodrecht op de windsnelheid staat en de wrijving tegengesteld gericht is aan de wind waait in de grenslaag de wind schuin over de isobaren heen. g Bij het dalen van de luchtballon komt deze steeds meer in de grenslaag. In de grenslaag is de windsnelheid kleiner en daardoor is de corioliskracht ook kleiner. De windrichting draait dan in de richting van de gradiëntkracht. De corioliskracht werkt op het noordelijk halfrond altijd naar rechts dus bij afnemende corioliskracht zal de ballon naar links draaien, dus tegen de wijzers van de klok in. a Foucault wilde aan de Parijzenaren laten zien dat de aarde draait en niet stilstaat. In de 19 e eeuw konden veel mensen nog niet geloven dat de aarde draait. b Volgens figuur 5 ligt New York op 40 NB. De omlooptijd van het 24 uur slingervlak is te berekenen met T omloop = waarbij φ de sin φ 24 uur breedtegraad is. T omloop = = 37,3 uur. Het aantal keren dat het sin 40 slingervlak in 60 jaar draait is = 14, Dat is dus meer 37,3 dan 14 duizend keer. c Die corioliskracht in het gebouw van VN in New York is 4) een schijnkracht. Wat er eigenlijk gebeurt, is dat de aarde onder de slinger door draait, voor iemand die op de aarde staat lijkt het echter alsof er een kracht is die de slinger steeds naar rechts duwt. Figuur 5 New York op de kaart 16 a Geostrofische wind is de wind die waait bij rechte evenwijdige isobaren. Deze wind waait precies evenwijdig aan de isobaren doordat de gradiëntkracht in evenwicht is met de corioliskracht. b De drukgradiënt is het horizontale luchtdrukverschil per meter : p x. De gradiëntkracht is de kracht op elke m 3 lucht, gericht van hoge naar lage druk (en dus loodrecht op de isobaren): F grad = p x. c De coriolisparameter f komt voor in de formule voor de corioliskracht: F cor = ρ f v, waarbij ρ de luchtdichtheid is en v windsnelheid. De coriolisparameter hangt af van de breedtegraad φ en van de draaisnelheid van de aarde Ω (= 7, rad/s) en is als volgt te berekenen: f = 2Ω sin(φ) = 1, sin(φ). d Bij een geostrofische wind maken de gradiëntkracht en de corioliskracht evenwicht: F grad + F cor = 0 p = ρ f v. Hieruit volgt: x v geostrofisch = ( 1 ) p ρ f x. ThiemeMeulenhoff bv CONCEPT Pagina 4 van 10

5 e Bij dezelfde isobarenafstand is de drukgradiënt hetzelfde, maar de coriolisparameter verschilt in de drie plaatsen omdat ze op verschillende breedtegraden liggen. In Suriname is de breedtegraad het kleinst en dus is ook de coriolisparameter het kleinst. Dat betekent dat in Suriname de geostrofische windsnelheid groter is dan in Nederland, bij dezelfde isobaren afstand. In Noorwegen is de breedtegraad het grootst en dus is daar de geostrofische windsnelheid kleiner dan in Nederland. 17 De windrichting om een lagedrukgebied is (op het noordelijk halfrond) cyclonaal en om een hogedrukgebied anticyclonaal. a Op het noordelijk halfrond is de richting van de corioliskracht altijd naar rechts. Bij een geostrofische wind zal de gradiëntkracht naar links gericht zijn, en dus is, meegaand met de wind, de lage druk aan de linkerkant en de hoge druk aan de rechterkant. Bij een draaiing linksom is de wind cyclonaal en draait om het lagedrukgebied. Bij een draaiing rechtsom is de wind anticyclonaal en draait om het hogedrukgebied. b Als de isobaren linksom om een lagedrukgebied draaien, dan is de nettokracht naar links gericht (middelpuntzoekend) en loodrecht op de windrichting. De corioliskracht is dan kleiner dan de gradiëntkracht en dus is de windsnelheid kleiner dan de geostrofische windsnelheid bij dezelfde isobarenafstand. c Draaien de isobaren naar rechts om een hogedrukgebied, dan is de corioliskracht groter dan de gradiëntkracht en dus is de windsnelheid groter dan de geostrofische windsnelheid bij dezelfde isobarenafstand. d Bij een sterkere kromming van de isobaren om een lagedrukgebied en bij gelijke isobarenafstand is de nettokracht groter en dus is de corioliskracht kleiner. De windsnelheid moet dan kleiner zijn. Figuur 6 18 De afstand tussen de isobaren van 980 en 985 hpa boven Nederland is in de figuur 2/3 x zo groot als de afstand tussen Londen en Parijs, dat is 258 km. De coriolisparameter is op 52 NB: f = 1, sin(φ) = 1, sin(52) = 1, N s (kg m). De geostrofische windsnelheid is nu met behulp van alle gegevens uit te rekenen: v geostrofisch = ( 1 ) p = ( 1 ρ f x 1,3 1, ) = 13 m s = km/h. Dat ligt tussen 20 en 50 km/h. 19 a De afstand tussen de isobaren van 980 en 990 hpa is vlak onder het lagedrukgebied ongeveer 0,65 cm, dat is ongeveer 7,7 keer zo klein als de afstand tussen Reykjavik en Edinburgh (5,0 cm). Dat komt overeen met 1350 = 175 km. De drukgradiënt is dan 7,7 p = = 5,7 x Pa/m. b Het centrum van de depressie ligt op ongeveer 61 NB. De coriolisparameter is daar: f = 1, sin(φ) = 1, sin(61) = 1, N s (kg m). c De geostrofische windsnelheid is: v geostrofisch = ( 1 ) p = ( 1 ρ f x 1,3 1, ) 5, = 35 m s. ThiemeMeulenhoff bv CONCEPT Pagina 5 van 10 Figuur 7 Depressie bij IJsland

6 20 d De kromtestraal van de isobaar van 985 hpa is ongeveer 0,75 cm en dat is 6,7 x zo klein als de afstand tussen Reykjavik en Edinburgh, dat is 201 km. e De centripetale kracht per m 3 lucht bij de isobaar van 985 hpa is: F mpz = ρ v2 = 1,3 352 = 7,9 r N. f De gradiëntkracht is: F grad = p = 5,7 x 10 3 N, dus is de nettokracht 7,9 100% = 139% van de gradiëntkracht. 5,7 g De wind is dus niet geostrofisch en de windsnelheid is (veel) kleiner, want de gradientkracht is groter dan de nettokracht (middelpunt-zoekend). Misschien de helft? Vul 17,5 m/s in de krachtenvergelijking in: F mpz =? F grad F cor ρ v2 r =? p ρ f v x 1,3 v2 =? 5, ,3 1, v 2, =? 5, , = 2, Deze snelheid is iets te klein, misschien dan 20 m/s? Dan wordt de vergelijking: 2, =? 5, , = 2,4.10-3, en zijn de waarden bijna gelijk links en rechts van het vergelijkingsteken. Zo kun je nog een tijdje doorgaan, maar deze 20 m/s is prima, gezien de nauwkeurigheid van de aflezingen. Omdat we met bovenstaand antwoord niet veel verder komen stellen we de vergelijking voor de middelpuntzoekende kracht op, die wordt geleverd door de nettokracht van de gradiëntkracht en de corioliskracht: F mpz = F grad F cor ρ v2 = p ρ f v r x ρ v 2 + ρ f v p = 0 r x 1,3 v ,3 1, v 5, = 0 6,47 v v 5700 = 0. De determinant van deze vierkantsvergelijking is: v = , = 1, v = , ,47 = 20 m/s. a Geen van beiden want de vergelijking voor de middelpuntzoekende kracht op, die wordt geleverd door de nettokracht van de gradiëntkracht en de corioliskracht ziet er als volgt uit: F mpz = F grad F cor ρ v2 r = p ρ f v. Hieraan is te zien dat als x afstand Δx tussen de isobaren toeneemt de windsnelheid wel afneemt maar het is geen omgekeerd evenredig verband. b Geen van beiden. Aan bovenstaande vergelijking is te zien dat als de kromtestraal r van de isobaren toeneemt de windsnelheid wel toeneemt maar het is geen evenredig verband. ThiemeMeulenhoff bv CONCEPT Pagina 6 van 10

7 Paragraaf 1.4 Straalstroom en storingen 21 Een even brede invallende lichtbundel van de zon raakt bij Antarctica een grotere aardoppervlakte dan bij de tropen, dus hetzelfde ingestraalde vermogen wordt over een grotere oppervlakte verdeeld en dat betekent dat de stralingsenergie per m 2 lager is in Antarctica (zie figuur). Figuur 8 22 a De aarde straalt zijn warmte naar alle kanten uit, dus is het oppervlak dat uitstraalt het totale aardoppervlak. b Het oppervlak in het diagram onder de groene lijn is het vermogen dat de aarde gemiddeld per m 2 aardoppervlak uitstraalt. Door dit vermogen te vermenigvuldigen met het totale aardoppervlak krijg je het totale uitgestraalde vermogen. c De zonnestraling valt niet overal loodrecht op het aardoppervlak maar de intensiteit is wel gerekend per m 2 loodrecht op de stralingsrichting. De loodrechte doorsnede van de bundel zonlicht die de aarde treft heeft een oppervlakte gelijk aan de grootte van de doorsnede van de aarde op de aarde vallen. d Het oppervlak in het diagram onder de rode lijn is het vermogen van de zonnestraling buiten de atmosfeer per m 2 loodrecht op de richting van de straling. Door dit vermogen te vermenigvuldigen met de oppervlakte van de doorsnede van de aarde krijg je het totale opvallende vermogen van de zonnestraling op de aarde. Het (oppervlak van) de doorsnede van een bol is 4 keer zo klein als de oppervlakte, waardoor het oppervlak onder de rode lijn 4 keer zo groot is als onder de groene lijn. 23 De algemene circulatie in de atmosfeer wordt aangedreven door het temperatuurverschil tussen de tropen en hogere breedtes. Het effect van de algemene circulatie is warmtetransport van de tropen naar hogere breedtes. Figuur 9 24 a Aan de evenaar zet warme lucht uit waardoor het hoog in de troposfeer afstroomt naar de subtropen. Doordat er in de subtropen op grotere hoogte steeds lucht bijkomt neemt de luchtdruk aan het aardoppervlak daar toe. Bij het aardoppervlak gaat daardoor lucht naar het zuiden stromen maar de draaiing van de aarde zorgt voor een afbuiging van deze lucht naar rechts, zodat de stroming naar het zuidwesten toe is. Deze passaat wordt dus aangedreven door het temperatuurverschil tussen de tropen en de subtropen. b Dit heet een noordoost-passaat, omdat de wind benoemd wordt naar de richting waar hij vandaan komt. c De lage bewolking bestaat uit warme en vochtige lucht. Deze wordt bij de bergen omhoog gestuwd en koelt daarbij af. Daarbij treedt (verdere) condensatie op en zo ontstaat de regen. d De lage bewolking komt uit het noordoosten en regent dan leeg tegen de berg waar de lucht omhoog gedwongen wordt. De noordoostkant van de berg zal dus minder droog zijn. ThiemeMeulenhoff bv CONCEPT Pagina 7 van 10

8 25 a Waar een koude luchtmassa grenst aan een warme luchtmassa, kan er een groot temperatuurverschil zijn over relatief korte afstand en daardoor een grote drukgradiënt in de bovenlucht. Bij de tropopauze ontstaan dan zeer grote windsnelheden. Een straalstroom ontstaat bij een heel lang front tussen heel grote luchtmassa s. b Er zijn inderdaad meerdere straalstromen op aarde. Met onze straalstroom wordt de straalstroom bedoeld die voornamelijk ons weer bepaald. Onze straalstroom scheidt de koude luchtmassa van het noordpoolgebied van de warmere lucht van de gematigde breedtes. c Door het temperatuurverschil tussen het poolgebied en de subtropen zal op grote hoogte de lucht naar het noorden willen stromen. De corioliskracht buigt deze lucht echter af naar het oosten, zodat onze straalstroom uiteindelijk van west naar oost waait. d Als onze straalstroom wel als een cirkel om de aarde zou liggen, zou er geen warme lucht in de richting van de pool en koude lucht de andere kant op getransporteerd worden. In de buurt van de noordpool is er een stralingstekort (er wordt meer warmte uitgestraald dan dat er energie van de zon binnenkomt) dus als er geen uitwisseling is met de rest van de aarde zal het in de poolstreken steeds kouder worden. e In het zuidelijke gedeelte van een rossbygolf is de corioliskracht kleiner dan de gradiëntkracht zodat de nettokracht daar een bocht naar links (cyclonaal) veroorzaakt. De windsnelheid is daar kleiner van de geostrofische windsnelheid. In het noordelijke gedeelte, bij de anticyclonale bocht, gebeurt het omgekeerde en is de windsnelheid groter dan de geostrofische windsnelheid. Door deze snelheidsverschillen stroomt er per minuut in het gebied van de cyclonale naar de anticyclonale bocht netto meer lucht uit dan erin stroomt. Deze divergentie in de bovenstroming zorgt ervoor dat de luchtdruk aan de grond afneemt, er ontstaat een depressie (zie ook figuur 62 en 63 van het katern). Figuur a De witte lijnen zijn de isobaren bij de druk op 5 km hoogte. Deze laten de rossbygolf zien, waarbij er een lagedrukgebied ontstaat in het gebied tussen de cyclonale en de anticyclonale bocht. De zwarte lijnen geven de isobaren rondom het lagedrukgebied (en links bovenin het hogedrukgebied) aan de grond weer. b De rode lijn is een warmtefront en de blauwe lijnen een koufront. c 1. Bij het warmtefront dringt warme lucht naar het noorden en bij het koufront beweegt de koude lucht naar het zuiden. 2. De warme lucht die omhoog glijdt tegen de koudere lucht koelt daardoor af, er vindt condensatie plaats waarbij energie vrijkomt. d In het lagedrukgebied (waar de L staat) verdwijnt er hoog in de atmosfeer lucht omdat de windsnelheid in de noordelijke bocht groter is dan in de zuidelijke bocht. Dit wordt divergentie genoemd. De luchtdruk aan de grond neemt hierdoor af, zodat er aan de grond een depressie ontstaat. In het hogedrukgebied (waar de H staat) vindt convergentie plaats omdat er hoog in de lucht juist lucht bij komt. Hierdoor neemt de druk aan de grond toe. ThiemeMeulenhoff bv CONCEPT Pagina 8 van 10

9 Paragraaf 1.5 Regen en zonneschijn 27 a Als stilstaande warme en koude lucht aan elkaar grenzen stroomt de koude lucht onder de warme lucht en tilt die op. De warme lucht duwt tegen de koude lucht en glijdt er (door opwaartse kracht) tegen op. Zo ontstaat een front: een schuin oplopende zone tussen de warme en koude lucht, waarin de temperatuur over relatief korte horizontale afstand relatief veel verandert. b Bij de passage van een koufront dringt koude lucht onder de warme lucht die daardoor opgetild wordt. In de warme lucht kan dan condensatie optreden waar vervolgens neerslag uit kan vallen. Aan de grond is het front dan al gepasseerd. Eerst komt dus de temperatuurstijging en vervolgens de neerslag. c Bij een warmtefront schuift de warme lucht tegen de koude lucht omhoog waardoor er condensatie op kan treden in de warme lucht en er neerslag uit kan vallen. Aan de grond hoeft het front dan nog niet gepasseerd te zijn. De neerslag komt dus eerst en daarna de temperatuurstijging. d Bij een geoccludeerd front heeft een koufront een warmtefront ingehaald, zodat er sprak is van drie sectoren: koude lucht, koele lucht en warme lucht. De warme lucht raakt niet meer aan de grond maar laat nog wel zijn natte lading vallen. Zie figuur 80 uit het katern (in de kantlijn toegevoegd) a Boven een hogedrukgebied aan de grond is er convergentie van lucht. De lucht stroomt dan van boven naar beneden en vervolgens bij de grond naar de zijkanten weg. De dalende lucht warmt op door compressie en kan dus meer waterdamp bevatten, de relatieve luchtvochtigheid neemt af en er zal geen neerslag ontstaan. b Een hogedrukgebied aan de grond betekent dalende lucht waarin mogelijke bewolking oplost. Dan zijn er geen wolken die de (warmte)uitstraling van het ijs kunnen weerkaatsen. En ijs wordt alleen dikker als het oppervlak flink kan uitstralen. a Doordat de waterdamp in de lucht condenseert koelt de opstijgende lucht in een depressie minder snel af. De lucht is meer uitgezet en stijgt daardoor langer en sneller omhoog, zodat op 6 km hoogte de luchtdruk toeneemt (er komt in dat gebied meer lucht boven het 6 km niveau) en de divergentie dus wordt versterkt. De depressie diept uit en er verzamelt zich nog meer waterdamp hoog in de lucht die bij afkoeling naar beneden zal regenen. b Zo n depressie heeft zich eerst gevoed boven zee, het relatief warme zeewater is de brandstof voor de depressie. c De wolken 'botsen' tegen de tropopauze aan. Boven de tropopauze daalt de temperatuur niet meer met de hoogte waardoor een relatief warme wolk niet verder opgetild zal worden door de omringende koude lucht. ThiemeMeulenhoff bv CONCEPT Pagina 9 van 10

10 30 a Bovenin de weerkaart is te zien dat een koufront een warmtefront heeft ingehaald, hier is dus een geoccludeerd front ontstaan dat zich opkrult rondom de depressie. De fronten blijven op deze manier opschuiven. De aanwezigheid van het occlusiefront geeft dus aan dat de warmte- en koufronten al enige tijd bestaan. b Doordat de "ruwheid" van het wateroppervlak minder is dan van bomen en gebouwen, is de grenslaag boven zee minder dik en neemt de windsnelheid sneller toe met de hoogte. Zodoende is er vlak boven zee al een grote windsnelheid. Figuur 11 weerkaart uit Trouw ThiemeMeulenhoff bv CONCEPT Pagina 10 van 10