METEO BELGIAN AIR CADETS 1 METEOROLOGIE. I. DE ATMOSFEER... 2 II. DE TEMPERATUUR... 4 III. DE ATMOSFERISCHE DRUK... 8 IV. DE VOCHTIGHEID...

Transcriptie

1 METEO BELGIAN AIR CADETS 1 METEOROLOGIE. I. DE ATMOSFEER... 2 II. DE TEMPERATUUR... 4 III. DE ATMOSFERISCHE DRUK IV. DE VOCHTIGHEID V. DE WIND VI. STABILITEIT EN ONSTABILITEIT (LANILITEIT) VII. DE ZICHTBAARHEID VIII. DE WOLKEN IX. LUCHTMASSA S - DE FRONTEN X. METEOROLOGIE EN ZWEEFVLIEGEN

2 METEO BELGIAN AIR CADETS 2 I. De Atmosfeer. 1. Definitie. De atmosfeer is de gasachtige laag (lucht) die de aardbol omringt, en er ter plaatse gehouden wordt door de zwaartekracht. De dikte van de atmosfeer is in relatieve termen vrij bescheiden: het volstaat om zijn dikte (gemiddeld 50 Km voor de troposfeer en stratosfeer samen) te vergelijken met de straal van de aarde (6350 Km) om te kunnen afleiden dat de verhouding slechts 7 op 1000 is. De helft van het gewicht van de lucht bevindt zich in het laagste deel van de atmosfeer, beneden ft. 2. Samenstelling van droge lucht. De atmosferische lucht is een gasmengsel dat een welbepaalde homogene samenstelling heeft tot op een hoogte van +/- 85 Km. In volume (%) bestaat droge lucht uit: 78% Stikstof (N 2 ) 21% Zuurstof (O 2 ) 0.9% Argon 0.1% andere gassen Bovendien bevat de atmosfeer waterdamp in veranderlijke hoeveelheden; in functie van de breedteligging, de hoogte en de meteorologische omstandigheden. 3. De atmosferische lagen. a. Afbakening. In de brede zin van het woord is de atmosfeer onderverdeeld in verschillende lagen, gaande van grondniveau tot de grens van de interplanetaire ruimte (ongeveer 1500 Km hoogte). In deze context evolueren de Amerikaanse shuttles met gemiddelde orbit op 350 Km nog steeds in de atmosfeer. Deze cursus gaat zich enkel beperken tot de onderste laag, gelegen tussen de bodem en een gemiddelde hoogte van 11 Km. Deze laag wordt de troposfeer genoemd. b. De troposfeer. De troposfeer is de eerste luchtlaag vanaf de grond gezien en is de plaats waar "het weer" zich afspeelt. Ze wordt gekenmerkt door een afname van de temperatuur met de hoogte. (We verstaan onder "het weer" alles wat vermeldt wordt in de dagelijkse weerberichten: wind, wolken, neerslag, temperatuur, mist enz.). De bovengrens van de troposfeer wordt de tropopauze genoemd (ingebeeld vlak tussen de troposfeer en de hoger gelegen laag, de stratosfeer). Het niveau waarop we de tropopauze vinden is verre van constant: het varieert met de seizoenen en met de breedteligging. Dit vlak verheft zich veel hoger boven de evenaar ( + /-18 Km hoogte) dan boven de polen ( +/-8 Km hoogte). Op onze breedtegraad (+/- 50 N) varieert deze hoogte tussen 10 Km en 12 Km ( verschil winter- en zomerniveau). In feite wordt het niveau van de tropopauze enkel bepaald door een stabilisatie van de temperatuur op een gemiddelde waarde van -56,5 C (op onze breedtegraad).

3 METEO BELGIAN AIR CADETS 3

4 METEO BELGIAN AIR CADETS 4 II. De Temperatuur. 4. Algemeenheden. De energie die de meteorologische processen in beweging houdt in de troposfeer wordt uitsluitend geleverd door de zon. Deze energie wordt aan de aarde overgemaakt onder de vorm van elektromagnetische golven. OMWENTELING VAN DE AARDE ROND DE ZON. 1 Lentenachtevening 21 MAR 2 Zomersolstitium 21 JUN 3 Herfstnachtevening 23 SEP 4 Wintersolstitium 22 DEC 5 Afelium 01 JUL 6 Perihelium 01 JAN 5. De zon en de aarde. a. De aarde maakt twee verschillende bewegingen die elk op zichzelf de meteorologie sterk beïnvloeden: (1) De aswenteling (rotatie): de aarde maakt één omwenteling per etmaal (24Hr) om haar Noord/Zuid-as. Die beweging ligt aan de basis van onze uurzones en regelt de opeenvolging van dagen en nachten. (2) De omwenteling rond de zon (revolutie): de aarde maakt één volledige revolutie rond de zon in één jaar. Deze beweging verklaart de opeenvolging van de seizoenen, het fenomeen van de middernachtszon aan de polen, poolnachten enz. b. De baan die de aarde om de zon beschrijft, is een ellips met geringe excentriciteit, zeg bijna cirkelvormig. Het verst verwijderde punt van de zon is op een afstand van 152 miljoen Km gelegen, terwijl het dichtste punt 147 Miljoen Km verwijderd is. c. De intensiteit van de aan het aardoppervlak ontvangen zonnestraling is afhankelijk van: (1) De afstand zon-aarde (miniem).. (2) De inclinatie van de zonnestralen: deze inclinatie op het horizontaal vlak wordt bepaald door de hoogte van de zon boven de horizon. Deze hoogte varieert met de breedteligging, de seizoenen en het uur van de dag. d. De warmtebalans van de aarde op jaarbasis is in evenwicht: d.w.z. dat op wereldschaal, de ontvangen energie totaal omgezet wordt in weerkaatste energie. Indien dit niet zo was zou de aarde constant opwarmen of afkoelen. e. De invloed van de atmosfeer op de zonnestraling is zeker niet te verwaarlozen: (1) De wolken weerkaatsen een gedeelte van de invallende energie (tot 55%). (2) Bovendien weerkaatst de aarde zelf een veranderlijke hoeveelheid energie, afhankelijk van

5 METEO BELGIAN AIR CADETS 5 de aard van het oppervlak: verse sneeuw weerkaatst 80 à 90%, terwijl zand slechts 15% weerkaatst. (3) Op hun weg door de atmosfeer worden de stralingen eveneens gedeeltelijk opgeslorpt door waterdamp, koolzuuranhydride, ozon,... (4) En tot slot is er het verschijnsel van de diffusie (Eng. scattering), te wijten aan de interactie tussen de luchtmoleculen en de magnetische golven. Ruimte Atmosfeer Aarde Thermische huishouding van de atmosfeer (a) zonnestraling (b) teruggekaatste straling door de aarde (c) temperatuur

6 METEO BELGIAN AIR CADETS 6 6. De temperatuur op een bepaalde plaats. De verschillende factoren die de temperatuur op een bepaalde plaats beïnvloeden zijn: a. De breedteligging. De meest bevoorrechte streken voor zonne-instraling bevinden zich tussen de twee keerkringen ( Steenbok- en Kreeftskeerkring ). In deze streken, langs weerszijden van de evenaar, bevindt de zon zich op de middag hoog boven de horizon. Anderzijds zijn de polen de meest benadeelde gebieden vermits de zonnestralen er steeds onder een kleine hoek (en in de winter helemaal niet) invallen. b. De seizoenen. Hier ook is de temperatuur rechtstreeks evenredig met de hoogte van de zonnestand. In het winterseizoen blijft de zon laag boven de horizon, zelfs op de middag. c. Uur van de dag. Het is logisch dat de temperatuur dan slechts gaat toenemen wanneer de zon boven de horizon verschijnt en dat deze toename belangrijker wordt naarmate de stralen onder een grotere hoek invallen.. d. Duur van de instraling. In de winter is de instraling zwak en van korte duur. Dit heeft lagere temperaturen tot gevolg. e. Bewolkingsgraad. De wolken weerkaatsen tot meer dan 50% van de invallende energie. Als compensatie gaan de wolken 's nachts de uitstraling van de aarde terugkaatsen en aldus de afkoeling milderen. Men gaat steeds de grootste temperatuurvariaties tussen dag en nacht optekenen bij klare hemel. f. Aard van de bodem. Werd al behandeld. g. Het land- watercontrast. Heel wat belangrijke meteorologische verschijnselen krijgen hun beslag in de kuststreek, omdat de grond totaal verschillend reageert op de instraling in vergelijking met het water. - De grond absorbeert de straling goed, doch is een slechte warmtegeleider (dus geen opwarming in de diepte). Dit resulteert in een snel opwarmen van een dunne laag en een snelle afkoeling ervan. - Het water echter heeft een grotere specifieke warmtecoëfficiënt dan de grond: het warmt minder snel op, en zal ook trager uitstralen (afkoelen). 7. De temperatuursinversie. Hoewel de algemene regel luidt dat de temperatuur afneemt met de hoogte, kunnen omstandigheden ertoe leiden dat in sommige lagen van de atmosfeer (meestal de laagste) er een temperatuurstoename met de hoogte wordt vastgesteld. Over het algemeen treedt dit verschijnsel op na een felle nachtelijke afkoeling van de luchtlaag in contact met de grond; de luchtlaag erboven wordt er niet door beïnvloed en behoudt haar "dagtemperatuur" (lucht is een goede isolator). Dit verschijnsel noemt men een "inversie". 8. Verticale standaardgradiënt van de temperatuur. De evolutie van de temperatuur met de hoogte verschilt van plaats tot plaats en van moment tot moment. Ten einde bepaalde drukinstrumenten (altimeter, airspeed indicator, VVI...) te ijken moest er over de ganse wereld een standaardnorm vastgelegd worden m.b.t. de temperatuur in de hoogte. In de standaardatmosfeer neemt de temperatuur of met 2 C/1000 ft of 6,5 C/1000 m. Deze waarde berust op een gemiddelde over de ganse wereld. Indien de ware temperatuur afwijkt van de standaardtemperatuur (wat meestal het geval is), dan zullen alle instrumenten ter wereld dezelfde fout aanduiden, en de standaardisatie blijft gerespecteerd. N.B. Standaardtemperatuur op (gemiddeld) zeeniveau: 15 C.

7 METEO BELGIAN AIR CADETS 7 9. De toestandskromme. De toestandskromme is de grafische voorstelling van de evolutie van de temperatuur in de atmosfeer boven het waarnemingsstation. Deze grafiek wordt bekomen door het verbinden van de temperaturen op verschillende niveaus (= hoogten). Deze gegevens worden opgemeten en doorgeseind door een radiosonde. Elke morgen, op de meteobriefing maakt de toestandskromme deel uit van de basisgegevens. ("Temp", TΦ -gram of Emmagram.) Inversie van de Tropause Grondinversie Toestandskromme

8 METEO BELGIAN AIR CADETS 8 III. De Atmosferische druk. 10. Definitie. De atmosferische druk op een bepaalde plaats is gelijk aan het gewicht van de luchtkolom per oppervlakte-eenheid; deze luchtkolom strekt zich vertikaal uit tot de bovengrens van de atmosfeer. 11. Gebruikte eenheden.. De druk is per definitie een kracht per oppervlakte-eenheid. Om de luchtdruk te meten onderscheiden we twee verschillende methodes. a. Uitdrukking in equivalentie. Is gebaseerd op de resultaten van de proef van Torricelli. Deze proef bestaat erin het evenwicht te meten tussen de luchtdruk enerzijds en de druk van een kolom kwik in een glazen buis met een oppervlakte van 1 cm 2. Op zeeniveau houdt de luchtdruk gemiddeld een kolom van 760 mm kwik in evenwicht. In de Angelsaksische landen wordt meestal deze lengte in "inch" uitgedrukt. (29,92 inch) b. Uitdrukking in drukeenheden. Deze kolom van 760 mm kwik met een basis van 1 cm 2 heeft uiteraard een zeker gewicht (kracht) dat uitgeoefend wordt op die oppervlakte-eenheid. Rekening houdend met soortelijk gewicht van kwik, is de druk gelijk aan Pascal (Pa) of 1.013,25 hecto-pascal (hpa) c. Equivalentie van de drukwaarden. Samengevat kunnen we stellen dat de gemiddelde luchtdrukwaarde op gemiddeld zeeniveau gelijk is aan: 760 mm Hg (kwik) = 29,92 inches Hg = 1013,25 hpa (of millibar) 12. Veranderingen van de druk. a. Verandering met de hoogte. Naarmate men hoger in de atmosfeer opklimt, vermindert de hoogte van de kolom lucht, dus vermindert het gewicht en de druk. Op nevenstaande grafiek kun je het verval vaststellen van de druk met de hoogte (van 0 tot 4000m is dat nagenoeg een rechte). Voor de laag die ons interesseert stellen we vast dat het hoogteverschil dat overeenstemt met een drukverschil van 1 hpa gelijk is aan 10m of 30 feet. Drukverandering versus hoogte.

9 METEO BELGIAN AIR CADETS 9 b. Veranderingen aan de grond. (1) Van één plaats tot een andere. Vermits de aarde een bepaald reliëf vertoont, is het vrij logisch dat de druk op hoger gelegen gebieden lager is dan de druk op zeeniveau. (2) Dagelijkse schommelingen. Dagelijks schommelt de druk in functie van het uur, zie onderstaande figuur. 04 h 10h 16h 22h De waarde van deze variaties [a] is functie van de breedteligging: Ze zijn te verwaarlozen aan de polen, ongeveer 1 hpa op onze breedteligging en ongeveer 4 hpa aan de evenaar. (3)Onregelmatige veranderingen. De onregelmatige drukveranderingen hangen af van de atmosferische storingen; ze zijn veel belangrijker dan de dagelijkse schommelingen en kunnen verscheidene_tientallen hpa per dag bedragen. 13. Instrumenten om de luchtdruk te meten. Een instrument om de luchtdruk te meten noemt men een barometer. Er bestaan twee soorten: a. De kwikbarometer. Gebaseerd op de hierboven beschreven proef van Torricelli. De druk bedraagt 1 atmosfeer of 1013,25 hpa als de kwikkolom 760mm hoog is. Dit type wordt niet in de eigenlijke "vliegerij" gebruikt. b. De aneroïde barometer. Bestaat in hoofdzaak uit één of meerdere veerkrachtige metalen doosjes die volledig luchtdicht (en praktisch luchtledig) zijn. Door hun eigenaardige vorm worden ze gewoonlijk barometer "capsules" of "aneroïden" genoemd. Zodra de druk varieert, gaat de capsule zich vervormen; deze vervorming wordt d.m.v. een hefboomsysteem overgebracht naar een beweeglijke naald op een wijzerplaat, waarop de druk staat aangegeven.. Voordelen van dit type: grote stevigheid en geringe afmetingen. Het principe van deze barometer wordt aangewend voor de constructie van de hoogtemeters (altimeters). OPMERKING: In de zweefvliegerij worden eveneens barografen gebruikt, die de hoogte registreren op een rol diagrampapier. Ook deze instrumenten worden gebouwd volgens het aneroïde-barometer systeem. 14. Drukveld. Het drukveld wordt op weerkaarten voorgesteld door isobaren (lijnen van gelijke luchtdruk). Deze isobaren worden getekend aan de hand van de luchtdruk (herleid tot MSL) die opgemeten wordt in de verschillende weerstations. Deze herleiding tot MSL is noodzakelijk omdat elk waarnemingsstation een verschillende hoogte heeft t.o.v. het MSL. Over het algemeen is het interval tussen de isobaren 5 hpa. De afstand tussen de isobaren noemt men de horizontale drukgradiënt (loodrecht gemeten op de isobaren...) De horizontale drukgradiënt wordt uitgedrukt in hpa/km en is des te zwakker naarmate de isobaren verder uit elkaar liggen. Het tracé van de isobaren vertoont een aantal typische curven, waarvan hierna een opsomming en definitie:

10 METEO BELGIAN AIR CADETS 10 a. Low. (L) Depressie of lagedrukgebied. Gebied met gesloten isobaren waarin de druk afneemt naar het centrum toe. De isobaren zijn min of meer cirkelvormig en concentrisch. Een depressie kan een diameter hebben van enkele honderden meter tot enkele honderden kilometer. b. Trough. (Vore of trog). Tongvormige uitloper van een depressie. De isobaren vertonen een min of meer scherpe "V"- vorm. c. High (H) Anticycloon of hogedrukgebied. Gebied met gesloten isobaren waarin de druk toeneemt naar het centrum toe. d. Ridge (Wig van hoge druk). Tongvormige uitloper van een anticycloon, zich uitstrekkend in een gebied van minder hoge druk. e. Col (Zadelgebied). Overgangsgebied tussen twee Highs en twee Lows.

11 METEO BELGIAN AIR CADETS 11 IV. DE VOCHTIGHEID. 15. Inleiding. a. De studie van de atmosfeer leert ons dat de lucht een mengsel is van droge lucht en waterdamp. We gaan er van uit dat deze twee elementen zich gedragen ais ideale gassen en zich niet verbinden. We besluiten dus dat de atmosferische druk de som is van twee partiele drukken: deze van de droge lucht plus deze van de waterdamp. Laat ons duidelijk stellen dat absoluut droge lucht niet bestaat in de natuur. Er is steeds een min of meer grote hoeveelheid vochtigheid aanwezig. b. Het water, aanwezig in de atmosfeer, is uitsluitend verantwoordelijk voor de vorming van wolken, neerslag, mist etc..., kortom dat wat wij "weer" noemen! Om die reden is het zeer belangrijk om de hoeveelheid waterdamp in de atmosfeer te bepalen en te kennen. 16. Definities. a. Dampspanning. De dampspanning is de partiele druk uitgeoefend door de waterdamp in de atmosfeer. Deze spanning (druk) kan niet mateloos toenemen: er bestaat een grens waarna de waterdamp in water (ijs) overgaat. Als er bij een volume lucht (met constante temperatuur en druk) geen waterdamp meer kan toegevoegd worden heeft ze haar verzadiging bereikt. De partiële druk van de waterdamp bij verzadiging wordt de "verzadigde dampspanning" genoemd. Deze spanning is alleen afhankelijk van de temperatuur en verandert in dezelfde zin. Om deze begrippen te illustreren volstaat het zich een kom voor te stellen met een zekere hoeveelheid water. Na enige tijd, (afhankelijk van de omringende temperatuur en vochtigheid) zal al het water verdwenen zijn. Het is verdampt. Laten we dezelfde kom hermetisch afsluiten dan stellen we vast dat het waterniveau zich na een bepaalde tijd gaat stabiliseren; de hoeveelheid lucht, ingesloten in de kom is nu verzadigd, m.a.w. kan niet méér waterdamp bevatten. b. De mengverhouding (Mixing ratio). Vochtige lucht is een mengsel van waterdamp en droge lucht. Om dit mengsel te bepalen, maakt men de verhouding van de massa water tot de massa droge lucht. Indien een massa lucht Mv gram vochtige lucht (waterdamp) en M a gram droge lucht bevat, wordt zijn samenstelling berekend door de verhouding: Mv W = Ma waar W de mengverhouding voorstelt. De mengverhouding, een verhouding tussen twee massa's is dus een onbenoemd getal. In de praktijk blijft W steeds kleiner dan 0,05 en kan in waarde dalen tot 0,001. Om berekeningen te vergemakkelijken bepalen we W als de verhouding van het aantal gram water per kilogram droge lucht. c. De verzadigde mengverhouding. De mengverhouding bij verzadiging noemt men de "verzadigde mengverhouding" en wordt aangeduid door Ws. De verzadigde mengverhouding neemt toe met de temperatuur en is ook afhankelijk (maar in veel mindere mate) van de druk Het verloop van de verzadigde mengverhouding in functie van de temperatuur (bij constante druk van 1000 hpa) ziet u hiernaast afgebeeld.

12 METEO BELGIAN AIR CADETS 12 d. De relatieve vochtigheid. De relatieve vochtigheid is de verhouding van de bestaande mengverhouding (W) tot de verzadigde mengverhouding (Ws) uitgedrukt in %. W U = *100(%) Ws Als de lucht verzadigd is, dan is W = Ws en U = 100%. Vermits Ws recht evenredig is met de temperatuur, kunnen we besluiten dat bij constante mengverhouding (w), de relatieve vochtigheid (U) afneemt bij toenemende temperatuur en viceversa. e. De dauwpuntstemperatuur (Td). De dauwpuntstemperatuur (Td) is die temperatuur waarop de lucht (bij constante hoeveelheid waterdamp) verzadigd is wanneer zij afgekoeld wordt bij constante druk. 17. Schommelingen van de betrekkelijke vochtigheid. Voor een welbepaalde luchtmassa blijft de mengverhouding (w) nagenoeg constant. Daaruit volgt dat, vermits de betrekkelijke vochtigheid (U) omgekeerd evenredig is aan de temperatuur, deze zal dalen bij toenemende temperatuur en vice-versa. De hieruit volgende dagelijkse schommelingen ziet u in onderstaande figuur. Relatieve vochtigheid Temperatuur

13 METEO BELGIAN AIR CADETS Grafische voorstelling van de toestand van de lucht. Om de toestand van de lucht die zich boven ons bevindt te bepalen, moeten we drie parameters in aanmerking nemen. Deze zijn: de temperatuur, de druk en de vochtigheidsgraad. De toestandskromme geeft ons de temperaturen op de verschillende drukvlakken. De derde parameter, de vochtigheidsgraad geeft ons een aanduiding i.v.m. de samenstelling van het mengsel waterdamp/droge lucht. Hoogteschaal Mengverhouding (g/kg) Std Atmosfeer Vochtige adiabaat Droge adiabaat Isobaren Temperatuurschaal (F ) Isotherm Om een volledig beeld te krijgen van zowel de toestand als de samenstelling op de grond en in de hoogte, volstaat het ons te refereren naar twee grafieken, de eerste zijnde de toestandskromme en de tweede de dauwpuntskromme. Raken deze twee krommen elkaar dan is de lucht verzadigd, liggen ze ver uit elkaar dan is de relatieve vochtigheid gering. Deze parameters bekomt men d.m.v. radiopeilingen. Deze peilingen geven ons op elk drukniveau de heersende temperatuur (toestandskromme) en vochtigheid (die ons toelaat het dauwpunt te berekenen). Een combinatie van de druk en de temperatuur laat ons toe de hoogte van elk drukniveau te berekenen. De hierbijgevoegde figuur (Emmagram) is een voorbeeld van een peiling.

14 METEO BELGIAN AIR CADETS 14 Voorbeeld. Op de grond is de druk 1000 hpa (horizontale lijnen), de temperatuur 16,7 C en het dauwpunt 12,3 C (Td). De vochtigheid (gr- waterdamp / Kg droge lucht) wordt aangeduid door de schuin oplopende streepjeslijnen (mengverhouding). - Zo is op 1000 hpa en een Td van 12,3 C de mengverhouding 9 gr. De verzadigingsmengvochtigheid bij 16,7 C is 12 gr en U is bijgevolg (9/12) x 100 = 75%. - Op 790 hpa vloeien T en Td samen bij 3 C. De relatieve vochtigheid bedraagt er dus 100% wat aangetoond wordt door de formule; (6/6) *100 = 100% [ U = W/Ws x 100] Op dat niveau is er dus verzadiging, en wel tot 700 hpa. Op dezelfde manier berekenen we dat U op 620 hpa gelijk is aan (2,5/3,2) x 100=78% (Geen verzadiging en dus geen wolken op dit niveau) Td T

15 METEO BELGIAN AIR CADETS 15 V. DE WIND. 19. Definitie. Wind is de horizontale beweging van de lucht t.o.v. het aardoppervlak. Hij wordt bepaald door een richting (van waaruit hij waait), uitgedrukt in graden (t.o.v. het ware Noorden) en door zijn snelheid in knopen (Kts). Soms ook in m/s of Km/Hr. 20. Inwerkende krachten. Eenvoudig gesteld kan men zich voorstellen dat de wind rechtstreeks waait van een zone van hoge druk naar een zone van lage druk (vgl. communicerende vaten...) In werkelijkheid is het echter niet zo eenvoudig. De wind is de resultante van vier krachten afgebeeld in de onderstaande figuren. Gradientkracht Fd = N-Halfrond Fd = Z-Halfrond V = Corioliskracht Middelpuntvliedende kracht Wrijvingskracht a. Gradiëntkracht. Vanuit de zone van hoge druk naar de zone van lage druk ten einde een evenwicht te bereiken. b. Corioliskracht. Te wijten aan de omwenteling van de aarde rond haar as. Elk voorwerp (dus ook een luchtmolecule) dat beweegt ondervindt een afwijking door deze draaibeweging. Als men op een vlakke plaat een voorwerp laat rollen van het middelpunt naar de zijkant, dan zal dit voorwerp een rechtlijnige beweging uitvoeren. Indien men echter een draaibeweging aan de plaat geeft, zal het voorwerp een baan beschrijven gekromd tegen de draaibeweging in. Deze baan is de resultante van twee krachten die loodrecht op elkaar staan: er is dus een afwijking. Als we ons inbeelden dat die plaat het evenaarsvlak is, dan kunnen we ons time symmetrische halve sferen voorstellen: het Noordelijk en het Zuidelijk halfrond. Vermits de aarde in een richting om haar as draait, zullen we in de twee halfronden een spiegelbeeld verkrijgen: in het N-halfrond werkt de kracht loodrecht in naar rechts op de bewegingsrichting en in het Z-halfrond loodrecht naar links. c. De middelpuntvliedende kracht. De MVK treedt in werking als de wind gaat waaien tussen kromlijnige isobaren. Ze werkt loodrecht in op de kromming naar buiten toe. d. De wrijvingskracht. De wrijvingskracht heeft een remeffect op de beweging, maar tegelijk een afwijking in de richting, omdat het evenwicht tussen de gradiëntkracht (ongewijzigd) en de Corioliskracht (verzwakt) verbroken is. Het gevolg is een verzwakking van de wind in de onderste laag (wrijvingslaag) en een convergentie naar het centrum van de lage druk. 21. Gradiëntwind. De gradiëntwind resulteert uit het evenwicht van de gradiëntkracht, de Corioliskracht en de middelpuntvliedende kracht. Deze wind waait evenwijdig aan de isobaren en kan dus beschouwd

16 METEO BELGIAN AIR CADETS 16 worden als de reële wind boven de wrijvingslaag. Hij zal des te sterker waaien naargelang de isobaren dichter bij elkaar liggen. 22. De wind in de wrijvingslaag. Is de wind die resulteert uit het dynamische evenwicht van de vier krachten. Over het algemeen is hij werkzaam in de onderste 2000Ft van de atmosfeer (de wrijvingslaag). Hij wordt aangeduid op de oppervlaktekaart. Hij is zwakker dan de gradiëntwind (= hoogtewind) en zal een afwijking vertonen (naar het lagedrukgebied toe) van ongeveer 20 boven zee en ongeveer 30 boven land. (Zie onderstaande figuur). 23. Wet van BUYS-BALLOT. Deze wet geeft de windrichting aan in functie van het drukveld. a. Een waarnemer met wind in de rug heeft de LOW aan zijn linkerzijde en dus de HIGH aan de rechterzijde in het Noordelijk halfrond. b.in het Noordelijk halfrond waait de wind rond een HIGH in de wijzerszin (clockwise) en rond een LOW in tegenwijzerszin (counter clockwise). NB: In het Zuidelijk halfrond gebeurt het tegengestelde. 24. Lokale effecten. Dikwijls vindt men in de realiteit niets meer terug van de algemene "regels". Dit is te wijten aan de lokale effecten die fel verschillen van plaats tot plaats. Enkele factoren zijn: a. Het reliëf. Speelt een grote rol. Waar enigszins mogelijk gaat de wind omheen het reliëf waaien in plaats van eroverheen. Dus: richtingsveranderingen met snelheidsverhogingen. (venturi-effect). Typisch boorbeeld: De Mistral in de Rhônevallei. b. De begroeiing: Als de begroeiing een zekere hoogte bereikt (bos...) dan geeft ze dikwijls aanleiding tot "windkolken", (verandering van windrichting en snelheid) aan de "downwind

17 METEO BELGIAN AIR CADETS 17 zijde" van die hindernis. (Dit verschijnsel is goed merkbaar op de sites bij "crosswind".) c. Aan de kust. De aanwezigheid van de watermassa veroorzaakt temperatuursverschillen tussen land en zee. Deze verschillen veroorzaken lokale "mini-highs" en "mini-lows" Die doen lokale windcirculaties ontstaan die men naargelang het geval "land- of zeebries" noemt. 25. Schatten van de wind bij de grond. Op de site (en in vlucht) is het van belang de richting en de snelheid van de wind die de lokalisatie van de werksector bepaalt, die de finesse beïnvloedt (aantaal afgelegde Km per 1000m daling) en die ons verplicht de snelheid in het circuit aan te passen. Een goede help is de "windsock". Er is een reglementaire windsock op elke site, maar hij is dikwijls ver van de "operatiezone" verwijderd. Dat is de reden waarom men steeds een draagbare windsock meeneemt naar de startplaats. Bekijk het goed voor elke start. Een tweede onontbeerlijk instrument op de site is de anemometer (windsnelheid). Deze in gebruik zijn gekalibreerd in m/s. Om deze snelheid in Kts om te zetten volstaat het de aflezing te verdubbelen. Indien er windstoten (QNT) waargenomen worden dienen deze piekwaarden als referentie. NB: Vergeet niet dat er windsnelheidslimieten vastgelegd zijn! Boven deze limieten is het vliegen VERBODEN. In vlucht zal men zich moeten behelpen met de vele op de grond merkbare fenomenen die ons een idee van de windrichting en snelheid kunnen geven. Onderstaande figuur toont er enkele van. De windrichting kan op onderstaande figuur op acht verschillende manieren geschat worden. 26. Windvariaties. In de wrijvingslaag, werkdomein van de zweefvliegerij, verschilt de wind praktisch altijd in functie van de vlieghoogte. Dit geldt zowel voor de richting als de snelheid. Een toename van 30 Km/Hr op 500 m hoogte t.o.v. de grond is niet zeldzaam! Met een zweeftoestel dat gemiddeld aan 90 Km/Hr vliegt is dat geen verwaarloosbaar verschijnsel. Uw instructeur zal u er zeker op wijzen.

18 METEO BELGIAN AIR CADETS 18 VI. STABILITEIT EN ONSTABILITEIT (LABILITEIT). 27. Criteria van stabiliteit en onstabiliteit. Beschouwen we een luchtdeeltje in evenwicht op niveau Po. Om een bepaalde reden (reliëf, front, ) wordt dit luchtdeeltje in een opwaartse beweging gedwongen tot het niveau P1 bereikt. Door de afkoeling heeft dit deeltje een temperatuur T bereikt. Op niveau P1 heerst er echter een temperatuur T1. T T P1 Po 50. Als T> T1 (warmer dan zijn omgeving) blijft het deeltje stijgen en verwijdert zich bijgevolg steeds verder van zijn oorspronkelijke positie Po: er is onstabiliteit. 51. Als T = T1 dan wordt het deeltje door geen enkele kracht beïnvloedt, het zal ter plaatse blijven hangen op niveau P1: er heerst een onverschillig evenwicht. 52. Als T<T1 zal het deeltje een resulterende kracht naar beneden ondervinden (het is kouder dan zijn omgeving) en zal eventueel terugkeren naar uitgangspositie Po: er is stabiliteit. 28. Praktisch gebruik van de stabiliteit- en onstabiliteitcriteria. a. Een luchtlaag is stabiel, als ze naar haar oorspronkelijke hoogte terugkeert na een verplichte stijging. Deze stijging kan te wijten zijn aan het reliëf, opwarming van de onderliggende bodem of door het voorbijtrekken over een warmer oppervlak (water of land). b. Een luchtlaag is onstabiel, als deze spontaan blijft stijgen na een gedwongen optilling. c. Betekenis voor de zweefvliegerij. Om prestatievluchten te kunnen uitvoeren is het belangrijk dat de lucht in de omgeving onstabiel is. Tijdens de zomer bezorgt de nachtelijke afkoeling ons frisse ochtenden en bijgevolg een stabiele luchtmassa (aan de grond). Na enkele uren zonne-instraling wordt de aardbodem opgewarmd en met deze de luchtlaag in de onmiddellijke nabijheid. Na enkele uren zijn deze luchtdeeltjes voldoende opgewarmd om spontaan te stijgen. De temperatuur waarop dit proces een aanvangt neemt noemen we de kritische temperatuur ; m.a.w. de onstabiliteit breekt los.

19 METEO BELGIAN AIR CADETS 19 VII. DE ZICHTBAARHEID. 29. Definitie. De zichtbaarheid (in een bepaalde richting) is de grootste afstand waarop een voorwerp nog als dusdanig kan herkend worden bij dag, of een lichtbron waarneembaar is 's nachts. 30. Beperking van de zichtbaarheid. Is te wijten aan de aanwezigheid van vaste of vloeibare deeltjes die in de lucht zweven (stof, zand, waterdruppeltjes, ijskristalletjes etc.) of naar beneden vallen (neerslag...) 31. Mist & nevel (Eng. Fog & Mist). De mist is een opeenhoping van microscopische waterdruppeltjes in de atmosfeer. (Deze vormen zich rond hygroscopische kernen.) - Bij overeenkomst wordt de term mist (fog) gebruikt als de horizontale zichtbaarheid aan de grond minder dan 1 Km bedraagt in minstens één richting. De term nevel (mist) duidt op een zichtbaarheid tussen 1 en 2 Km. NB: Weerkundige stations geven altijd de kleinste zichtbaarheid aan in hun waarnemingen. 32. Soorten mist. Er bestaan verschillende mistsoorten naargelang hun ontstaanscriteria: In onze streken komen twee soorten veelvuldig voor: a. Stralingsmist. De afkoeling van de onderste lagen van de atmosfeer door nachtelijke uitstraling kan verzadiging en mistvorming veroorzaken. Drie voorwaarden zijn noodzakelijk voor deze mistvorming. o Klare hemel vóór de vorming: voorwaarde om maximale afkoeling van de grondlaag te bekomen. o Zwakke wind (tussen 2 en 6 KTS) op het ogenblik van de vorming. De wind zorgt (door turbulentie) voor een verspreiding van de afkoeling in een min of meer dikke laag. Windstilte zou het verschijnsel beperken tot een laagje dauw (of rijp bij negatieve temperaturen). Wind sterker dan 6 Kts zal resulteren in lage stratus. o Bij aanvang een zeer vochtige luchtmassa. De afkoeling nodig tot mistvorming zal des te geringer zijn naarmate de vochtigheid hoog is. Dit soort mist zal zich in de zomer vooral 's nachts en bij dageraad vormen. Hij zal verdwijnen als de windsnelheid toeneemt of ten gevolge van de opwarming van het aardoppervlak door de zon. b. Advectiemist. Men noemt advectie de horizontale beweging van een luchtmassa. Advectiemist zal zich vormen wanneer een luchtmassa zich boven een oppervlak (grond of water) verplaatst waarvan de temperatuur lager is dan de dauwpuntstemperatuur van de luchtmassa. Advectiemist wordt voornamelijk gevormd door: (1) Een hoge relatieve vochtigheid van de luchtmassa. (2) Een uitgesproken temperatuursverschil tussen de luchtmassa (hogere temp.) en de onderliggende bodem (lage temp.) (3) Een matige wind voor de turbulentie. Een te sterke wind zal hier ook lage bewolking tot gevolg hebben. Op te merken valt dat advectiemist zich kan vormen ongeacht de bewolkingsgraad en (of) het ogenblik van de dag of nacht. Advectiemist over zee zal slechts verdwijnen met een andere luchtmassa. Overland kan een verplaatsing over een warmere bodem de mist doen oplossen.

20 METEO BELGIAN AIR CADETS Zichtbeperkingen door vaste, zwevende bestanddelen. a. De aanwezigheid van vaste bestanddelen in de atmosfeer komen voort van industriële verbranding of van het grondoppervlak. Stofdeeltjes, opgejaagd door de wind, kunnen de zichtbaarheid fel verminderen. Dit fenomeen, "droge nevel" (Eng: haze) genoemd, is bij ons voornamelijk waar te nemen tijdens de zomer in een gebied van hoge druk, met een kalme oostenwind en een temperatuursinversie. De bovengrens van de "haze" situeert zich op het inversieniveau. 34. Interessant om weten. a. De zichtbaarheid, gemeten door een waarnemer op de grond is meestal groter dan de zichtbaarheid in vlucht. Voornamelijk tijdens de eindnadering kan het zicht middelmatig zijn zoals onderstaande figuur illustreert: het vliegveld kan goed zichtbaar zijn vanuit positie 1; en "totaal in de mist verdwijnen" vanuit positie 2. Het verschil tussen deze twee posities ligt in de lengte van de "zichtstraal" doorheen de mist- of nevellaag! b. De zichtbaarheid "up-sun" (in de richting van de zon) is steeds slechter dan deze met de zon in de rug. c. Bij neerslag kan de zichtbaarheid schommelen naargelang. de aard en intensiteit van de neerslag. Enkele voorbeelden: - Matige regen: 3000m. - Motregen: 1500m. - Hevige bui: 50m. - Sneeuwval: 50m. d. In een wolk is de zichtbaarheid veranderlijk naargelang het wolkentype. Het is echter verboden in een wolk te zweven wegens het gemis aan een visuele referentie (horizon) en het ontbreken van de noodzakelijke instrumenten aan boord.

21 METEO BELGIAN AIR CADETS 21 VIII. DE WOLKEN. 35. Definitie. Een wolk is een in de lucht zwevende verzameling van minuscule waterdruppeltjes en/of ijskristallen. Hierbij kunnen echter ook water- en ijsdeeltjes van grotere omvang aanwezig zijn. 36. Classificatie. Wolken zijn voortdurend in evolutie en vertonen zich bijgevolg in een oneindig aantal verschillende vormen. Door veelvuldige waarnemingen is het nochtans mogelijk geworden een aantal vormen te bepalen en een indeling te maken in groepen of geslachten. Behalve twee " ontwikkelingsstructuren" (verticale of cumuliforme en horizontale of strati-forme) noteren we 10 geslachten: - CIRRUS / CIRROSTRATUS / CIRROCUMULUS - ALTOSTRATUS / ALTOCUMULUS / NIMBOSTRATUS - STRATUS / STRATOCUMULUS / CUMULUS / CUMULONIMBUS. - Deze geslachten worden nog onderverdeeld in een zeker aantal soorten en variëteiten, aangeduid door een speciale naam die men bij deze van het geslacht voegt (vb: altocumulus castelanus). Deze vallen buiten het bestek van deze cursus. - Voor de vliegerij is het belangrijk de hoogte te bepalen waarop men de basis en de top van de wolk aantreft. Het deel van de atmosfeer waarin wolken voorkomen werd onderverdeeld in drie verdiepingen (hoog, midden en laag) De grenzen van deze lagen zijn afhankelijk van de breedteligging. Gezien de grote dikteverschillen van de troposfeer (6 à 8 Km aan de polen en 16 à 18 Km aan de evenaar) is het logisch dat de verdiepingen groter worden naar de evenaar toe. - In de gematigde streken geldt: lage verdieping: van MSL tot 6500 ft. middelhoge verdieping: tussen 6500 en ft. hoge verdieping: boven de ft. In de hoge "verdieping". vinden we de cirrus, cirrostratus en cirrocumulus. Hoge wolken, meestal ijskristallen. In de middelhoge verdieping de altostratus, altocumulus: Middelhoge wolken. In de lage verdieping de stratus, stratocumulus: Lage wolken. De nimbostratus is eigenlijk een middelhoge wolk doch zijn basis bevindt zich meestal in de lage verdieping. De cumulus en de Cumulonimbus hebben hun basis in de lage verdieping, maar zijn zo vertikaal ontwikkeld dat de toppen zeer dikwijls de hoge verdieping bereiken. 37. Beschrijving van de wolken. Opmerking: we gaan ons beperken tot de beschrijving van de lage wolken. We onthouden echter dat de aanwezigheid van hoge en middelhoge bewolking de rechtstreekse instraling van de zonneenergie beletten en aldus het losbreken van de onstabiliteit kunnen verhinderen. a. Stratus (St). - Over het algemeen grijze wolkenlaag met vrij eenvormige basis, die aanleiding kan geven tot motregen of andere vaste neerslag met kleine diameter. - Dikwijls, vooral na het optrekken van de ochtendmist, komt Stratus voor als uiteengerafelde "banken". (Fractostratus). - Na een fikse regenbui op warme bodem, kunnen er banken Stratus ontstaan beneden de neerslagwolk. (Fractostratus). - De Stratus is een stabiele wolk zonder turbulentie. b. Stratocumulus (SCu). - Bank, (vlok) of laag wolken van grijze kleur of witachtig met donkere delen. Ze is samengesteld uit waterdruppeltjes, vaak vergezeld van regendruppels of "rolsneeuw" (bij negatieve

22 METEO BELGIAN AIR CADETS 22 temperaturen) Scu is stabiel en dikker dan de St. c. Nimbostratus (Ns). Dikke, sombere wolkenlaag waarvan de omtrek vervaagd is door continue regen- of sneeuwval. De dikte van deze laag is overal voldoende om de zon volledig onzichtbaar te maken. Deze wolk bevat zeer veel vochtigheid dus continue neerslag in grote hoeveelheden. De Ns wordt terecht de "hoofdschotel" van een actief warm front genoemd. d. Cumulus (Cu). Duidelijk afgelijnde wolk, over het algemeen met grote dichtheid, die zich vertikaal ontwikkelt onder de vom van heuveltjes, koepels of torens en waarvan de bovengrens het aspect heeft van een bloemkool. De delen van de wolk die door de zon belicht worden zijn verblindend wit; hun basis is echter meestal somber en opmerkelijk vlak. De Cu zijn voornamelijk samengesteld uit waterdruppels. Wanneer ze een sterke verticale ontwikkeling gaan vertonen kunnen ze aanleiding geven tot buien. Boven de isotherm van 0 C kunnen er zich ijskristallen vormen. De wolk is van het onstabiele type (verticale ontwikkeling). Dus grote turbulentie in en rond de wolk. e. Cumulonimbus (Cb). - Dichte en dreigende wolk met aanzienlijke verticale ontwikkeling in de vorm van grote bergen of enorme torens. Een gedeelte van zijn bovenstructuur is over het algemeen afgevlakt en vezelachtig en strekt zich uit in de vom van een` aambeeld. - De Cb's bevatten enorm veel waterdruppels in alle grootte, die in hun hogere regionen veranderen in ijskristallen. Deze kunnen zich door de voortdurende op- en neergaande bewegingen, in de wolk samenklitten en zich omvormen tot grote hagelstenen (tot 5 cm en meer!). Ook kunnen de waterdruppels boven de isotherm van 0 C fel onderkoeld zijn (vloeibaar bij negatieve temperatuur) en zo een zeer groot gevaar worden voor ijsaanzetting (icing). - Deze Cb kunnen geïsoleerd voorkomen of in de vorm van een buienlijn (squall line) die zich uitstrekt over tientallen kilometers. Men spreekt van een "muur Cb's". - Ze kunnen zich ook ontwikkelen binnenin andere wolkentypes. Voornamelijk in de Nimbostratus (Ns) (Zie bij Fronten en Occlusies). Cumulonimbussen gaan zeer dikwijls gepaard met onweders. (Elektrische ontladingen ). - De Cb is het "zwarte schaap" van de troposfeer. Zowel binnen als in de omgeving van de wolk is vliegen gevaarlijk voor elk type vliegtuig!!! Op de grond wordt het voorbijtrekken van een Cb gekenmerkt door: donker worden, hevige windstoten met plotse veranderingen van windrichting, die in staat zijn om veel zwaardere vliegtuigen dan zwevers op te tillen en neer te kwakken... Zonder verder commentaar! 38. Wolkenvorming. Elke wolk wordt gevormd door afkoeling, veroorzaakt door het optillen van een luchtmassa in koudere luchtlagen. Dit heeft voor gevolg dat de luchtmassa op een bepaalde hoogte verzadigd geraakt (bereiken van Td, zie "temp's"). De verzadiging doet zich voor rond microscopisch kleine vaste deeltjes in de lucht, condensatie- of hygroscopische kiemen genoemd, [stof, zand, zout, roet, as...] en vormt een zichtbare wolk. Al naargelang de aard van deze luchtmassa (stabiel of onstabiel) gaan er zich stabiele (stratiforme) of onstabiele (cumuliforme) wolken vormen. Naargelang de oorzaak van "optilling" onderscheiden we vier " vormingstypen": a. Wolken gevormd door "orografische " optilling. Het optillen van een luchtmassa tot een niveau gelegen boven het condensatieniveau veroorzaakt wolkenvorming. In dit geval is de optilling veroorzaakt door het reliëf.

23 METEO BELGIAN AIR CADETS 23 b. Convectieve wolken. Hier wordt de optilling veroorzaakt door de verwarming van de laag in direct contact met de grond, dat zijn warmte door conductie afstaat. De kleinste impuls volstaat om een opwaartse beweging op gang te brengen met als gevolg wolkenvorming met basis op het condensatieniveau. Hier gaat het om een cumuliforme (= onstabiele) wolk. De opwaartse beweging is gunstig voor de zwevers. (Thermiek!) c. Turbulentie wolken. Gevormd door wervelbewegingen (turbulentie) in de onderste lagen van de troposfeer. De wervels die reiken tot het condensatieniveau vormen wolken. Het ' zijn stabiele, dunne wolken. Een typisch voorbeeld is de loge wolken die ontstaan na zonsopgang, en zich, na voldoende opwarming omzetten in Cumulussen. d. Frontale wolken. Het vormingsproces is identiek aan dit van orografische wolken, waarbij er een wisselwerking bestaat tussen een warme luchtmassa en een koude. Meer hierover in het gedeelte over de fronten. e. Hoeveelheid wolken - bewolkingsgraad. De hoeveelheid wolken, die wordt waargenomen en gemeld, wordt uitgedrukt in aantal achtsten (octas) die de hemel bedekken. De bewolkingsgraad wordt bepaald door waarneming vanop de grond, door de hemel (mentaal) in acht delen te splitsen en te schatten hoeveel delen (achtsten) er door wolken bedekt zijn. In meteoberichten wordt de bewolkingsgraad in engelse termen uitgedrukt als volgt: - Clear sky (SKC) : geen wolken. - Few (FEW) : 1 à 2/8 bedekking. - Scattered (SCT) : 3 à 4/8 bedekking. - Broken (BKN) : 5 à 7/8 bedekking. - Overcast (OVC) : totale (8/8) bedekking. Deze kwalificatieterm wordt steeds gevolgd door een getal, dat de wolkenbasis uitdrukt in voeten (feet).

24 METEO BELGIAN AIR CADETS 24 IX. LUCHTMASSA S - DE FRONTEN. 39. Vorming van de Iuchtmassa's. a. De lucht die stil hangt of zich zeer traag beweegt boven een uitgestrekt geografisch gebied met gelijke kenmerken, gaat de neiging vertonen om dezelfde kenmerken aan te nemen van die streek m.b.t. de temperatuur en vochtigheidsgraad, op voorwaarde dat het contact lang genoeg geduurd heeft. b. Zo zal lucht die stil hangt boven een koud en droog gebied eveneens koud en droog worden; lucht die stil hangt boven een warme oceaan bvb. zal op haar beurt warm en vochtig worden. c. Deze luchthoeveelheden, die op zulke wijze "gehomogeniseerd' zijn, worden "luchtmassa's" genoemd. De gebieden waarboven ze ontstaan worden "brongebieden" genoemd. d. De karakteristieken van een luchtmassa zijn dus: - Constante temperatuur in elk horizontaal vlak. - Constante vochtigheidsgraad in elk horizontaal vlak. - Identieke verticale opbouw op gebied van temperatuur en vochtigheid. e. De horizontale afmetingen van een luchtmassa zijn van de orde van 1000 km, terwijl hun verticale uitbreiding varieert van enkele honderden meters tot enkele Km. 40. De classificatie van de luchtmassa s in functie van hun oorsprong. mp A cp mt ct a. In functie van hun geografische streek van oorsprong hebben we: Arctische luchtmassa's (A) Polaire luchtmassa's (P) Tropische luchtmassa's (T) b. Deze indeling houdt slechts rekening met de "brontemperatuur" van de luchtmassa's. Vermits hun vochtigheidsgraad afhangt van de oppervlakte waarboven ze gevormd worden,

25 METEO BELGIAN AIR CADETS 25 onderscheiden we verder: Maritieme luchtmassa's (m) Continentale luchtmassa's (c) c. In synthese zijn de luchtmassa's die ons in West Europa kunnen beïnvloeden de volgende: Maritiem - polaire lucht: (mp) Arctische lucht: (A) Continentaal - polaire lucht: (cp) Continentaal - tropische lucht: (ct) Maritiem - tropische lucht: (mt) De brongebieden en de afgelegde weg om ons te bereiken worden op bovenstaande schets afgebeeld. 41. Weersgesteldheid verbonden aan de luchtmassa's die onze streken bereiken. a. Maritiem-polaire luchtmassa (mp). Afkomstig uit de Noordelijke Atlantische Oceaan is deze luchtmassa stabiel, koud en tamelijk vochtig. Tijdens haar reis over de Oceaan warmt ze zich op aan de basis en neemt steeds méér vocht op. Boven het Europese continent gekomen, gaat ze onstabiel worden in de zomer (warm continent), met vorming van Cu en Cb. Gedurende de winter gaat het koudere continent haar basis afkoelen en zich stabiliseren, met als gevolg een stabiele (stratiforme) bewolking. b. Arctische luchtmassa (A). Deze luchtmassa heeft haar brongebied in de permanente anticycloon boven de Noordpool en is dus droog, zeer koud en stabiel bij de oorsprong. Gedurende haar reis naar het Zuiden (boven zee), ruimt de initiële stabiliteit plaats voor een uitgesproken onstabiliteit als gevolg van haar snelle opwarming aan de basis. Deze luchtmassa wordt in onze streken in de winter gekenmerkt door de aanwezigheid van Cu en Cb, met de daarbij behorende buien van regen, sneeuw of hagel. Buiten de wolken is de zichtbaarheid uitstekend. Tijdens de zomer bereikt deze luchtmassa onze streken niet. c. Continentaal-Polaire luchtmassa (cp). Heeft haar brongebied in de schoot van de Siberische anticycloon, dus erg koud en droog. Gedurende de winter is deze luchtmassa gekenmerkt door een sterke temperatuursinversie in de onderste lagen en totale afwezigheid van wolken. De zichtbaarheid is vaak goed buiten de gebieden waar stralingsmist optreedt. Tijdens de zomer verplaatst het brongebied zich naar centraal Rusland en brengt de cp-luchtmassa ons mooi en droog weer met hoge temperaturen en een matige zichtbaarheid. d. Continentaal-tropische luchtmassa (ct). Deze luchtmassa ontstaat boven de Sahara en is dus droog en warm bij haar oorsprong. Bij haar verplaatsing naar het Noorden steekt ze de Middellandse zee over, en neemt veel vocht op in haar onderste lagen. Na het overtrekken van het reliëf (Alpen, Pyreneeën) waar ze bijna al haar vocht verliest (Föhn), bereikt ze ons als een warme droge luchtmassa. Ze brengt ons droog en warm weer met weinig bewolking en geringe turbulentie. e. Maritiem-tropische luchtmassa (mt). Warme en vochtige luchtmassa die ontstaat in de anticycloon van de Azoren. Haar verplaatsing naar het Noorden over steeds koelere zee maakt er een stabiele luchtmassa van. Verzadigd door deze lange reis over de oceaan, condenseert ze bij ons onder de vorm van mist en lage stratus. De zichtbaarheid is steeds middelmatig.

26 METEO BELGIAN AIR CADETS 26 Luchtmassa s A: Arctisch Eigenschappen Wolken Neerslag Aan de bron Bij aankomst Stabiel Koud droog Koud Vochtig Onstabiel Opwarming aan de basis Cu Cb Hagelbuien Regen, sneeuw, smeltende sneeuw, onweer mp: Maritiem-Polair stabiel koud droog behalve aan de basis opwarming onstabiel koud zeer vochtig Cu Cb Hagelbuien Regen, sneeuw, smeltende sneeuw Minder onweer cp: Continentaal- Polair stabiel zeer koud zeer droog Winter : zeer droog, zeer koud Zomer : zeer onstabiel, zeer droog, zeer koud Mooi weder Cu Turbulentie Zeer sterk sterk Zomer :zeer sterk Winter : sterk geen mt: Maritiem- Tropisch Stabiel Warm Vochtig aan de basis Droog op hoogte Afkoeling aan de basis Warm Stabiel Zeer vochtig Mist op zee Lage St over land Motregen IJsnaalden Matig afhankelijk van het reliëf ct: Continentaal- Tropisch Stabiel Zeer droog over de Middellandse Zee Vochtig, stabiel Föhn Stabiel, droog In onze streken : stabiel, droog, warm Banken van Sc, Ac geen Licht tot matig Zichtbaarheid Zeer goed behalve in buien: + 50 Km Goed behalve in de buien: +20 Km Goed Slecht Gemiddeld 7 à 8 Km IJsvorming Sterk Sterk geen Vorst in de winter Soms vorst in Sc en Ac Opmerkingen Activiteit = 60% van Arctisch

27 METEO BELGIAN AIR CADETS Het polaire front. - De atmosfeer rondom de aardbol beschrijft typische horizontale bewegingen, die een evenwicht trachten tot stand te brengen in de verdeling van de warmte. Zonder deze bewegingen zouden de equatoriale streken steeds meer opwarmen, terwijl de polen continu zouden afkoelen. Deze horizontale bewegingen van luchtmassa's komen in bepaalde streken met elkaar in botsing, onder andere daar waar de tropicale massa (warm) de polaire massa (koud) ontmoet. Deze confrontatie heeft plaats om en nabij de 60 ste breedtegraad en wordt het Polair front genoemd. - De warme lucht, komende uit het Zuiden (over het algemeen een mt-luchtmassa) zal progressief boven de koude lucht, komende uit het Noorden (mp- of A-massa) schuiven. De overgangszone tussen de koude en warme lucht is zo dun, dat men ze kan voorstellen als een vlak. We noemen het dan ook "frontvlak" (C). - Op deze grote frontvlakken gaan zich labiele golven enten, ontwikkelen zich en sterven af na een autonoom parcours te hebben afgelegd. Ze worden vergezeld door een zone van lage druk "Low" die met de golf meereist. Deze golven noemt men "frontale storingen" of depressies. C Frontaal vlak B Koude luchtmassa Warme luchtmassa 43. Vorming van een frontale depressie. Twee naburige luchtmassa's met uitgesproken verschillende temperaturen gedragen zich zelden kalm. De geringste hindernis of de kleinste opwarming is voldoende om de normale luchtstroom te doen afwijken en aldus een "deuk" te vormen in het polaire front. (fig. 4) De warme lucht gaat zich boven de koude verheffen en vervangt ze progressief in de hoogte. Op de plaats van het "incident" ontstaat er een kern van lage druk, die de noordelijke koude lucht verder terugdringt, zodat de warme zuidelijke lucht verder oprukt, eerst in de hoogte, vervolgens aan de grond (fig. 4 & 5). Deze invasie van warme lucht in de koude polaire lucht wordt "warme sector" genoemd. - De frontale depressie, aldus gevormd, ligt aan de oorsprong van een " cyclonale" beweging (anticlockwise), zodanig dat de polaire lucht komt drukken tegen de westflank van de warme sector (fig. 6). - De druk van de warme lucht (in b) en deze uitgeoefend door de koude lucht (in a) vervormen het polair front, we zien een "warmfront" en een "koudfront" ontstaan.

28 METEO BELGIAN AIR CADETS 28 Fig. 5 Fig Het warmfront. Wanneer een front zich verplaatst onder de druk van warme lucht, noemt men het een "warmfront". Op de weerkaart wordt het voorgesteld door een rode volle lijn of door een zwarte lijn met halve volle cirkels (zie fig.) In verticale doorsnede zal de warme lucht in een schuin vlak boven de koude lucht glijden onder een hoek van 1/200 à 1/400 (dus zeer klein). Bij aankomst van een warmfront zal de warme lucht dus geleidelijk de koudere gaan vervangen. Het warmfront verplaatst zich aan een gemiddelde snelheid van 15 KTS. l Op een kaart Verticale doorsnede 45. Het koudfront. Is een front waarlangs, tijdens de verplaatsing, de koude lucht de warmere lucht vervangen. Dit soort front wordt op de weerkaart aangeduid door een blauwe lijn of een zwarte lijn met volle driehoekjes, georiënteerd in de vorderingszin. Op te merken valt dat de helling van het frontvlak t.o.v. de grond veel steiler is dan bij een warmfront (zie vert. doorsnede). Dit is te wijten aan het feit dat de koude lucht zich tijdens de beweging onder de warmere lucht "ingraaft". Het "koudfront" beweegt zich tevens sneller dan het warmfront (gem. 25 KTS). Op een kaart Verticale doorsnede Na het voorbijtrekken, kennen we een snelle weersverbetering: de hemel trekt open, de basis van