ALGEMENE CIRCULATIE

Posted on

INLEIDING

Bij STRALING is naar voren gekomen dat het systeem aarde-atmosfeer voor wat straling betreft volledig in balans is maar dat aarde en atmosfeer afzonderlijk dat niet zijn. Tevens ontvangen niet alle plaatsen op aarde (en atmosfeer) evenveel energie. Deze energie wordt vervolgens nog op verschillende wijzen behandeld, denk aan warmte capaciteit of het verschil in latente en voelbare warmte. Dit alles leidt er toe dat er nog al wat verschillen in temperatuur bestaan van zowel het aardoppervlak als de atmosfeer. De natuur zal deze gradiënten proberen te vereffenen door transport van energie. De luchtstromingen die dit transport moeten verzorgen zijn niet altijd het zelfde maar er zijn wel duidelijke patronen in te herkennen. Deze patronen worden zichtbaar als we het gemiddelde van de stroming bekijken. Deze over een lange periode gemiddelde luchtstroming in de onderste lagen van de atmosfeer wordt de algemene circulatie genoemd.

Eerst wordt de algemene circulatie beschreven en verklaard. Daarna zullen de diverse transporten van energie door de algemene circulatie worden beschouwd.

ALGEMENE CIRCULATIE

MERIDIONALE CEL

Als de aarde wordt beschouwd als een stilstaande bol met een homogeen oppervlak die bij de evenaar veel en aan de polen weinig energie van de zon ontvangt kan een heel eenvoudig circulatiemodel opgesteld worden. Tussen 35ºNB en 35ºZB is de instraling groter dan de uitstraling terwijl op hogere breedten de uitstraling de instraling overtreft. Dit heeft tot gevolg dat de tropen steeds warmer zouden worden en de polen steeds kouder als er geen vereffenende stroming op gang zou komen. Doordat de atmosfeer op lage breedte steeds warmer en dikker wordt en op hoge breedte juist steeds dunner, ontstaan meridionale horizontale drukverschillen (zie figuur 01).

Figuur 01: De hoogte van de dampkring is een functie van de gemiddelde temperatuur.

Figuur 01:
De hoogte van de dampkring is een functie van de gemiddelde temperatuur.

Figuur 02: Één meridionale circulatiecel per halfrond.

Figuur 02:
Één meridionale circulatiecel per halfrond.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Door de drukverschillen in de bovenlucht, onstaat een stroming van lage breedte naar hogere breedte. Hiermee verdwijnt luchtmassa uit de kolom boven de evenaar wat resulteert in drukdalingen aan de grond en de vorming van een laag. Op hogere breedte zorgt de toestroom van luchtmassa in de kolom voor drukstijgingen aan de grond en de vorming van een hoog. Hierdoor ontstaat weer een drukgradiënt aan de grond met als resultaat een luchtstroming van hoge naar lage breedte. Het eindresultaat is een gesloten meridionale circulatiecel (figuur 02).

HADLEY-CEL

In 1735 had de Engelse natuurkundige G. Hadley reeds een theorie opgesteld waarmee de toen bekende karakteristieken van de algemene circulatie konden worden verklaard. Bovenstaande theorie over een zuiver meridionale cel werd door Hadley gecorrigeerd. Hij wees erop dat onder invloed van de draaiing van de aarde (Corioliskracht) de luchtstroming in de richting van de equator (op het noordelijk halfrond) een zonale component krijgt en naar het westen wordt afgebogen. In plaats van pal uit het noorden zou de passaat op het noordelijk halfrond dus uit het noordoosten moeten waaien, hetgeen in werkelijkheid ook het geval is, op dezelfde wijze zou de zgn. anti-passaat (tegengesteld gerichte stroming in de bovenlucht) in de hogere luchtlagen tot een zuidwestelijke stroming moeten voeren, hetgeen uit wolkenbewegingen ook reeds was vastgesteld. Hadley concludeerde vervolgens, dat een directe circulatiecel, waarbij warme lucht boven de equator opstijgt en in de bovenlucht poolwaarts stroomt, zich niet tot de polen zou kunnen uitstrekken. Dit zou namelijk tot gevolg hebben dat aan het aardoppervlak overal winden met een oost-component zouden waaien. Door de wrijving die deze winden op het aardoppervlak uitoefenen, zou de aardrotatie bij voortduring worden afgeremd. Aangezien dit laatste niet het geval is kwam Hadley tot de conclusie dat “zijn” directe cel zich tot het tropische deel van het halfrond zou moeten beperken (figuur 03).

Figuur 03: Voorstelling van de meridionale circulatie in meerdere cellen.

Figuur 03:
Voorstelling van de meridionale circulatie in meerdere cellen.

 

LUCHTSTROMING NABIJ DE TROPEN

De opvattingen van Hadley over de circulatie worden door waarnemingen bevestigd. Een zogenaamde “Hadley-cel” is altijd aanwezig in het tropische deel van de atmosfeer. Aangezien meridionale temperatuurgradiënten in de winter groter zijn dan in de zomer is de Hadley-cel het sterkst ontwikkeld in het winterseizoen (figuur 05).

Figuur 05: Zonaal gemiddelde stroming.

Figuur 05:
Zonaal gemiddelde stroming.

 

Lucht stijgt op nabij de evenaar, vooral op het zomerhalfrond. Deze lucht verplaatst zich poolwaarts maar wordt door behoudt van westelijke impuls (corioliskracht) afgebogen naar het oosten, waardoor steeds sterkere westenwinden ontstaan. Op ongeveer 30° stroomt de lucht nagenoeg westelijk en bereikt vlak onder de tropopauze zijn maximale sterkte. Dit windmaximum wordt de subtropische jet (STJ) genoemd en is het sterkst ontwikkeld op het winterhalfrond (zie ook figuur 06). In de as van deze straalstroom komen dan windsnelheden van 200 knopen ( en soms nog meer) voor. Door uitstraling naar de ruimte is de lucht inmiddels zo sterk afgekoeld dat er een dalende beweging is ontstaan. Door deze dalende luchtbeweging ontstaat in de subtropen een gordel van “warme” hogedrukgebieden. Door thermische effecten en verschillen in land en zee is er geen sprake van een gesloten gordel van hogedrukgebieden maar van meerdere hogedrukcellen. De hogedrukcel die voor het weer in Nederland van belang is bevindt zich boven de Azoren (Azorenhoog). De lucht die nabij het aardoppervlak vanuit de subtropische hogedrukgebieden terug stroomt naar de evenaar wordt door de corioliskracht afgebogen naar het westen en worden passaat winden genoemd. Op het noordelijk halfrond waait een Noordoost-passaat en op het zuidelijk halfrond een Zuidoost-passaat.

Figuur 06: Zonaal gemiddelde zonale wind in zomer en winter.

Figuur 06:
Zonaal gemiddelde zonale wind in zomer en winter.

 

INTER TROPISCHE CONVERGENTIE ZONE

De beide passaatwinden convergeren nabij de evenaar, in de zone waar op grond van de Hadley-cel circulatie de lage druk heerst. De zone waar de noordoost- en de zuidoost passaat convergeren wordt de Inter Tropische Convergentie Zone (ITCZ) genoemd. Andere namen voor deze zone zijn: Inter Tropisch Front of Thermische Equator. In dit gebied vindt de sterkste optilling plaats en de ITCZ wordt dan ook gekenmerkt door veel bewolking. Deze bewolking is gezien het onstabiele karakter van de lucht nabij de evenaar veelal cumuliform van aard en de ITCZ is op satellietfoto´s dan ook te zien als een band van buien(complexen) met daartussen behalve stratiforme bewolking ook opklaringen (figuur 07).

Figuur 07: De Inter Tropische Convergentie Zone.

Figuur 07:
De Inter Tropische Convergentie Zone.

 

De ITCZ ligt niet strak op de evenaar maar volgt de hoogste zonnestand met enige vertraging. Verschillen tussen land- en zeeoppervlak en de aanwezigheid van gebergten geven de ITCZ bovendien een nogal grillig karakter (figuur 08 & 09).

Figuur 08: De ligging van de ITCZ in januari.

Figuur 08:
De ligging van de ITCZ in januari.

Figuur 09: De ligging van de ITCZ in juli.

Figuur 09:
De ligging van de ITCZ in juli.

 

Op de circulatie in de tropen wordt ingegaan bij het onderwerp TROPISCHE METEOROLOGIE.

POLAIRE-CEL

Een soortgelijke maar veel zwakker ontwikkelde directe meridionale circulatiecel bevindt zich bij de pool (figuur 03 & 04) waar sterk afgekoelde lucht na een dalende beweging in het thermisch hoog, wegvloeit in de richting van de equator. Op gematigde breedte stijgt de lucht dan weer op in de gordel van lagedrukgebieden die zich daar bevindt. Voor Nederland is het zogenaamde IJsland-laag van belang.

LUCHTSTROMING NABIJ DE POLEN

In de middelste en hogere lagen van de troposfeer vinden we boven de poolgebieden van het noordelijk- en zuidelijk halfrond gemiddeld een westelijke luchtstroming. Op het noordelijk halfrond wordt dit circumpolaire karakter van de luchtstroming in de winter echter ernstig verstoord en valt de circulatie uiteen in twee cyclonale wervels rond de koude centra gelegen boven Noord-Canada en boven Noord-Azië.

Aan het aardoppervlak en in een laag van enkele kilometers daarboven is de luchtstroming, zowel in Arctica als in Antarctica, overwegend oostelijk als gevolg van de aanwezigheid van een vlak hogedrukgebied boven de polen. Dit hogedrukgebied en daarmee ook de oostelijk wind, is in Antarctica veel persistenter dan in de arctische gebieden, waar de depressieactiviteit groot is, terwijl deze in Antarctica in hoge mate beperkt blijft tot de periferie van het continent. Deze verschillen tussen de arctische en de antarctische luchtstroming zijn terug te voeren op het verschil in hoogte – het antarctische continent ligt gemiddeld ± 2000 m boven zeeniveau – en het feit dat in de Noordelijke IJszee warmtetransport plaats vindt van het zeewater door het ijs naar de lucht, een transport dat in Antarctica ontbreekt omdat dit gebied grotendeels uit land bestaat. Door de voortdurende afkoeling (door uitstraling) van het antarctische oppervlak ontstaan koude luchtmassa’s die onder invloed van de zwaartekracht langs de helling uitstromen. Deze zogenaamde katabatische winden – hoewel lokaal van karakter – versterken het oostenwind regime van het Zuidpoolgebied.

FERREL CEL

Tussen beide directe cellen (Hadley-cel en Polaire-cel) zou zich volgens William Ferrel (1865) een door de Hadley-cel aangedreven indirecte cel bevinden (de Ferrel-cel). In de Ferrel-cel zou de lucht aan het aardoppervlak naar het noorden stromen – onder invloed van de corioliskracht naar het NO, hetgeen het geval is – en in de bovenlucht naar het zuiden daarbij aanleiding gevend tot oostelijke winden. Dit laatste blijkt echter op grond van aerologische waarnemingen niet in overeenstemming met de werkelijkheid (westelijke zonale stroming met bijbehorende jet op gematigde breedte). De Ferrel-cel is dus geen strikt meridionale cel en heeft dan ook een andere structuur. De Ferrelcel moet dan ook meer gezien worden als een mechanisme dat voor uitwisseling zorgt tussen de Hadley-cel en de Polaire-cel.

Opmerking: Overigens had ook Hadley geen bevredigende verklaring voor de westelijke bovenwinden op gematigde breedte.

DE LUCHTSTROMING OP GEMATIGDE BREEDTE

De bestendig westelijke luchtstroming, die we wegens het temperatuurverschil tussen Hadley-cel en Polaire-cel op gematigde breedten zouden moeten aantreffen, vinden we slechts bij tijd en wijle daadwerkelijk gerealiseerd en dan nog slechts in enkele gebieden. Het karakteristieke beeld van de luchtstroming op de gematigde breedten is dat van de stationaire en lopende golven. Stationaire golven (ook wel planetaire golven of Rossby golven) ontstaan onder invloed van de meridionale temperatuurgradiënt, de land-zee-verdeling en de bergketens. De ruggen en troggen in een bepaald drukvlak (b.v. 500 hPa) die het golfpatroon bepalen, hebben een permanent of semi-permanent karakter. Gemiddeld zijn er op het noordelijk halfrond in de zomer vier à vijf van deze Rossby golven aanwezig en in de winter drie ( zie figuur 09). De overgang tussen beide golfgetallen vindt plaats in voorjaar en najaar. De voorkeursposities van de grote planetaire troggen wordt in hoge mate bepaald door grote bergketens als de Rocky-Mountains. Aan de voorkant van deze troggen (stroomafwaarts) is de luchtstroming op het noordelijk halfrond zuidwestelijk en aan de achterzijde noordwestelijk.

Figuur 09: Ligging van de voornaamste troggen en ruggen in januari (a) en juli (b).

Figuur 09:
Ligging van de voornaamste troggen en ruggen in januari (a) en juli (b).

 

Op dit in zekere zin nog vrij regelmatige stromingspatroon zijn golven, meestal van een kortere golflengte gesuperponeerd. Deze “kortgolvige” storingen geven de luchtcirculatie van de gematigde breedten zijn karakteristiek veranderlijke karakter. Het ontstaan van deze storingen – die zich aan het aardoppervlak voordoen als depressies – is een ingewikkeld proces waarbij essentieel is dat in de troggebieden van de staande golven over korte afstanden grote temperatuurtegenstellingen ontstaan (frontale zones). De storingen zijn, vooral in het begin van hun ontstaan, zeer mobiel en worden a.h.w. door de hoofdstromingen gestuurd. Anderzijds is het zo, dat de storingen ook op de hoofdstromingen inwerken, vooral in een wat later stadium. Door deze wisselwerking tussen de storingen en de hoofdstroming kunnen zeer uiteenlopende circulatiepatronen ontstaan. Als hoofdtypen onderscheidt men hierbij zonale, halfmeridionale en meridionale of geblokkeerde circulaties. Vaak komen deze typen naast elkaar voor, d.w.z. op het ene deel van het halfrond kan zich een zonale situatie voordoen, terwijl op een ander deel een meridionale circulatie heerst. De “meridionaliteit” van de circulatie is op het noordelijk halfrond duidelijk groter dan op het zuidelijk halfrond. Als verklaring hiervoor kan men twee oorzaken aanvoeren. In de eerste plaats bestaan de gematigde breedten van het zuidelijk halfrond vrijwel uitsluitend uit water en missen derhalve de inhomogeniteit van het noordelijk halfrond. In de tweede plaats geldt het feit, dat de temperatuurgradiënt tussen de equator en de pool op het zuidelijk halfrond gemiddeld bijna 1½ keer zo groot is als op het noordelijk halfrond. Op het noordelijk halfrond is de zonaliteit het grootst in de winter- en in de zomermaanden. In de beide overgangsseizoenen – maar speciaal in het voorjaar – overheerst de meridionaliteit van de luchtstroming. In extreme gevallen ontwikkelt de meridionale stroming zich tot een volledig geblokkeerde situatie. De normale west-stroming is dan geblokkeerd doordat in één of meerdere sectoren van het halfrond een hogedrukgebied een zeer noordelijke positie heeft ingenomen. Wanneer in deze zelfde sector de luchtdruk op lagere breedte ver onder normaal is, kan er zelfs over uitgestrekte gebieden een oostelijke luchtstroming ontstaan. Ofschoon deze blokkeringen zich in alle jaargetijden kunnen voordoen, worden zij toch het meest waargenomen in de nawinter en het voorjaar.

Sterk meridionale stromingen reiken vaak tot in de subtropen en brengen aldus een contact tot stand tussen de circulatie van de gematigde breedten en de Hadley-circulatie van de tropen. Dit contact is essentieel in de hierna te bespreken atmosferische transporten.

MERIDIONALE TRANSPORTEN

Naast de bovenstaande beschrijving van de algemene circulatie wordt de laatste jaren veel aandacht besteed aan de bijdrage van de verschillende componenten van de algemene luchtstroming in het totale energietransport. Hierbij is o.a. komen vast te staan dat in de tropen een belangrijk deel van het energietransport plaats vindt door de Hadley-cel, terwijl op gematigde breedte het transport vrijwel uitsluitend wordt verricht door de planetaire golven en de frontale depressies. De belangrijkste grootheden die door de algemene circulatie worden getransporteerd zijn: voelbare warmte (temperatuur), latente warmte (waterdamp) en impulsmoment. Om deze transporten goed in kaart te kunnen brengen moet men van de stroming overal de temperatuur, de luchtvochtigheid en natuurlijk de windsnelheid en richting kennen.

Voelbare warmte

Aangezien het gebied tussen 35ºNB en 35ºZB meer energie van de zon ontvangt dan afstaat is het vanzelfsprekend dat dit gebied een “bron” van voelbare warmte is. Toch kan hier een verdere onderverdeling in worden gemaakt. Het gebied vlak bij de evenaar (tussen 10°NB en 10°ZB) is geen bron maar een “put” van voelbare warmte. De oorzaak hiervoor moet gezocht worden in de hoeveelheid bewolking die de ITCZ bij zich heeft. De subtropen daarentegen, waar zich de hogedrukgebieden bevinden, kunnen onbelemmerd de energie van de zon ontvangen. De enige echte bron van voelbare warmte is dan ook gelegen in de subtropen. Het zuidwaarts transport wordt door de Hadley-cel (de passaatwinden) verzorgd, terwijl de frontale depressies het transport op gematigde breedte voornamelijk voor hun rekening nemen.

Latente warmte

In de opgaande tak van de Hadley cel (rond de ITCZ) condenseren enorme hoeveelheden waterdamp. Deze regio is derhalve een put voor waterdamp. Het transport naar deze regio toe wordt verzorgd door de passaatwinden. In de van de subtropische hogedrukgebieden afkomstige warme droge lucht verdampt – op weg naar de evenaar – veel vocht uit het ook al warme oceaanwater. Waterdamp en natuurlijk ook voelbare warmte worden in de opgaande tak van de Hadley-cel – voornamelijk door convectie – naar hoger gelegen luchtlagen getransporteerd. Op deze manier wordt het leeuwendeel van het energieoverschot van het aardoppervlak aan de atmosfeer afgestaan. De subtropische oceanen zijn tevens een bron van waterdamp voor de gematigde breedte en ook hier zijn de frontale depressies het belangrijkste transportmechanisme. Het poolwaarts transport is gezien de lagere temperaturen op gematigde breedte wel aanmerkelijk kleiner.

Impulsmoment

Onder het impulsmoment (per eenheid van massa) verstaat men “het product van de snelheid van de massa en de straal van de draaicirkel”. Voor een bepaalde massa blijkt het impulsmoment constant wanneer op deze massa geen krachten in de bewegingsrichting werken (wet van behoud van impulsmoment). Dit kan duidelijk worden gemaakt m.b.v. het volgende voorbeeld: als een steen, vastgebonden aan een touw, met een bepaalde snelheid wordt rondgeslingerd en men maakt het touw korter dan merkt men dat de snelheid van de steen toeneemt. Halveert men het touw, dan verdubbelt de snelheid: neemt men van het oorspronkelijke touw 1/3 van de lengte, dan wordt de snelheid 3 maal zo groot: het product blijft constant.

De atmosferische luchtstromingen spelen ook een rol bij het behoud van impulsmoment van de vaste aarde. De aarde roteert rond zijn as en de atmosfeer doet hetzelfde. Als de atmosfeer sneller zou roteren dan de aarde (westenwind) zou de wrijving ervoor zorgen dat de aarde steeds sneller gaat draaien. Het tegengestelde is waar voor een atmosfeer die langzamer roteert (oostenwind) dan de aarde. Nabij het aardoppervlak waaien in de tropen oostenwinden. Dit betekent dat het impulsmoment van de aarde daar groter is dan die van de atmosfeer. De wrijving zal een westelijke impuls geven aan de oostenwinden die daardoor dus wat zwakker worden, maar eveneens de rotatie van de aarde wat vertragen. Een andere manier om te zeggen dat de aarde impulsmoment afgeeft aan de atmosfeer.

De overwegend westelijke winden op gematigde breedte worden door de langzamere aarde afgeremd en zorgen er voor dat de aarde wil versnellen. Dit betekent dat de atmosfeer impulsmoment afgeeft aan de aarde. Als er geen uitwisseling zou zijn tussen de tropen en gematigde breedte zou de atmosfeer tot stilstand komen. Aangezien dit niet het geval is moet het westelijke impulsmoment dat de atmosfeer in de tropen ontvangt naar gematigde breedte worden getransporteerd en weer aan de aarde worden teruggegeven. Gezien het feit dat de daglengte en dus de rotatiesnelheid van de aarde constant is, zijn opname en afgifte van impulsmoment met elkaar in evenwicht. De frontale depressies zijn de voornaamste transporteurs van impulsmoment.

Hoe verloopt nu het noordwaarts gerichte transport van impulsmoment? In de bovenlucht is de luchtstroming zelden zuiver zonaal, meestal wordt ze verstoord door de vorming van golven. Het is gebleken dat de assen van de in dit golfpatroon voorkomende ruggen en troggen meestal gericht zijn van zuidwest naar noordoost (figuur 10). Deze ZW → NO-richting van de as treedt zeer frequent op bij de lopende weersystemen, wat wil zeggen dat er langs een breedte-cirkel een correlatie in de tijd bestaat tussen de west-oostcomponent en de zuid-noordcomponent van de wind. Een en ander wordt toegelicht in figuur 11 & 12. In deze figuren is u de west-oostcomponent van de wind en v de zuid-noordcomponent.

Het is duidelijk dat in een volkomen ongestoorde zonale stroming geen meridionaal transport van impulsmoment plaats vindt (v-component = 0). Wanneer nu verondersteld wordt dat van een symmetrisch golfvormig verstoorde zonale stroming de trog- en rugassen pal N → Z georiënteerd zijn (figuur 11), dan wordt duidelijk dat behalve een positieve u-component (oostwaarts gericht) er een wisselend positieve en negatieve v-component aanwijsbaar is (noordwaarts en zuidwaarts gericht), waardoor langs een breedtecirkel het netto meridionaal transport (product van u en v) weer nul wordt.

Figuur 10: Golfpatroon met ZW à NO gerichte trog- en rugassen.

Figuur 10:
Golfpatroon met ZW → NO gerichte trog- en rugassen.

Figuur 11: Impulstransport bij Z à N gerichte trog- en rugas.

Figuur 11:
Impulstransport bij Z → N gerichte trog- en rugas.

Figuur 12: Impulstransport bij ZW à NO gerichte trog- en rugas.

Figuur 12:
Impulstransport bij ZW → NO gerichte trog- en rugas.

 

Zoals gezegd, blijkt bovenstaande veronderstelling onjuist: de assen van troggen en ruggen zijn meestal ZW → NO gericht, waardoor de golfbeweging a-symmetrisch is (figuur 12). In de opwaartse tak van een golf is u positief en v positief (dus ook het product uv): er vindt noordwaarts transport van westelijk impulsmoment plaats. In de neerwaartse tak is u positief, doch v negatief (dus uv is negatief): er vindt zuidwaarts transport van westelijk impulsmoment plaats. Over een breedtegraad gemiddeld zijn de opwaartse takken echter groter dan de neerwaartse, zodat een netto noordwaarts transport van westelijk impulsmoment resulteert.

N.B.: Merk op, dat de luchtdrukgradiënt hierbij niet van belang is (er is geen sprake van massatransport!).

VERDERE ONTWIKKELINGEN

Steeds betere numerieke (klimaat) modellen en het beschikbaar komen van steeds snellere computers hebben het inzicht in de algemene circulatie de laatste tientallen jaren sterk verbeterd. Onderzoek hierna gaat op vele plaatsen in de wereld gewoon door. Om antwoorden te kunnen geven op de vraag wat de invloed van de mens (CO2 en O3) op de lange termijn is dient de algemene circulatie zo goed mogelijk begrepen te worden. De World Meteorological Organization (WMO – https://www.wmo.int) houdt zich vanzelfsprekend met dit onderwerp bezig.