DE ZONAAL GEMIDDELDE TROPISCHE CIRCULATIE

Posted on

INLEIDING

De tropen liggen in de nabijheid van de evenaar, maar waar zijn hun grenzen met de gematigde breedten? Een viertal mogelijkheden doet zich voor. Ten eerste is er een astronomische definitie mogelijk: tussen de Kreeft en Steenbok keerkring (respectievelijk 23.5ºN en 23.5ºZ). Tussen deze twee breedtegraden komt de zon in de loop van het jaar twee maal door het zenit. Ten tweede is er een geometrische definitie: tussen 30ºN en 30ºZ. Dan is het aardoppervlak in twee even grote delen verdeeld: de tropen en de gebieden die daar buiten liggen. Ten derde is er de klassiek klimatologische definitie op basis van een laagste maandgemiddelde temperatuur (gemeten aan het aardoppervlak op standaard hoogte) van ³ 20ºC voor de tropen (Supam en Köppen). De keuze van deze grens is enigszins willekeurig, en de ligging ervan is gekoppeld aan een veelvoud van, soms uiterst plaatselijke, oorzaken. Ten vierde is er een definitie op basis van de atmosferische circulatie: de scheidingslijn tussen de jaargemiddelde westenwinden en oostenwinden, bijvoorbeeld op 700 hPa. Deze laatste definitie geeft het beste inzicht in causale relaties en voldoet daarom voor ons gebruik.

ALGEMEEN BEELD VAN DE CIRCULATIE IN DE TROPEN

Rond de aarde, op circa 30ºN en 30ºZ bevinden zich twee gordels van zeer droge gebieden. (Boven land zijn dit woestijngordels). Tussen 30ºO en 50ºO op het NH liggen deze gordels zo’n 15º noordelijker: de woestijnen in Azië ten N van de Himalaya. Nabij de equator, gemiddeld iets meer ten N van de equator dan ten Z, liggen de natste gebieden op aarde. Hier vindt men de equatoriale regenwouden van Indonesië, Centraal Afrika en Zuid Amerika. Boven de oceanen (vooral aan de oostzijde) waait er 80 tot 90% van de tijd een tamelijk constante wind tussen deze “droge gebieden” en deze “natte gebieden”: de NO passaat op het NH, de ZO passaat op het ZH. (Een uitzondering hierop vormt de noordelijke Indische Oceaan, waar in de N winter NO winden overheersen, maar in de N zomer ZW winden). De vochtige laag waarin deze winden waaien is 500 m dik, ze wordt afgedekt door een sterke temperatuurinversie. Dit beeld kan grofweg verklaard worden door aan te nemen dat de circulatie in de atmosfeer er uitziet als in figuur 01 (zie ook Het Klimaat – Algemene Circulatie).

Door convergentie van de passaten onderin de atmosfeer nabij de evenaar: de Inter Tropical Convergence Zone (ITCZ) moet de lucht wel opstijgen, waardoor er neerslag wordt gevormd. Boven de woestijngebieden vindt in de hogedrukgebieden door dalende bewegingen (subsidentie) uitdroging plaats van de lucht: eventuele bewolking zal oplossen waardoor er weinig of geen regen valt. Bovenin de troposfeer op een hoogte van zo’n (200 hPa) stroomt de lucht weer van de evenaar vandaan. Er bevindt zich dus aan beide zijden van de evenaar een circulatie als een torus rondom de aarde: de Hadley cel. De weerverschijnselen die met de Hadley cel circulatie samenhangen bepalen voor een belangrijk deel het weer in de tropen.

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

Figuur 01:
Voorstelling van de meridionale circulatie in meerdere cellen.

De Hadley cel is vooral sterk ontwikkeld aan de winterzijde van de ITCZ en is boven de oostelijke gedeelten van de Oceanen het duidelijkst zichtbaar. Boven land is ze vaak tijdelijk afwezig ten gevolge van optredende tropische verstoringen. De circulatie zoals in figuur 01 geschetst is sterk geïdealiseerd. Verderop in dit hoofdstuk zal blijken hoe dit beeld verandert als we op kleinere tijd- en lengteschalen gaan kijken. De tropen kennen geen zomer en winter: we kunnen slechts praten over de NH winter (DJF = Dec, Jan, Feb) en de NH zomer (JJA = Jun, Jul, Aug). De temperatuur varieert er in de loop van het jaar slechts enkele graden. In plaats daarvan kunnen veel klimaatgebieden in de tropen worden gekarakteriseerd door het optreden van één (of twee) natte tijd(en). Generaliserend gesteld (uitzonderingen op deze regel komen zeer veel voor) schuift er een tamelijk smal regengebied, gekoppeld aan de ITCZ (enkele honderden kilometers breed) plus de daarbij optredende “storingen”, in de loop van het jaar van 15ºN (JJA) naar 5ºZ (DJF) en terug. Tussen deze breedten kent men vaak twee natte en twee droge tijden. Tussen deze regenrijke gebieden en de droge gebieden op 30ºN (en 30ºZ) liggen de zogenaamde semi-aride gebieden (bv. de Sahelzone) die over het algemeen slechts één (kortdurende) regentijd kennen. Een uitzondering hierop vormt het gebied boven de Indische Oceaan. Hier trekt de ITCZ heen en weer tussen circa 20° – 25°N en 10ºZ, gekoppeld aan het moesson systeem tussen India en Indonesië. “Frontale verstoringen” die leiden tot het optillen van luchtlagen en de vorming van grootschalige neerslaggebieden waaruit langdurig regen valt, komen in de tropen nauwelijks voor. Storingen in de tropen, African Easterly Waves, Hurricanes, Squall lines e.d. leiden tot cumuliforme bewolking, waaruit in het algemeen in korte tijd zeer veel neerslag valt. Ook in de regentijd is het meestal het overgrote gedeelte van de dag droog. Storingen in de tropen trekken, in tegenstelling tot storingen op gematigde breedten, meestal van oost naar west. Een ander type storingen komt voort uit de in de tropen vaak sterke dagelijkse gang in de temperatuur: landzee winden, bergdal winden. De meeste storingen in de tropen zijn echter van gemengde oorsprong: synoptische verstoringen (plaats van de ITCZ en de bijbehorende African Easterly Waves, Hurricanes e.d.) gecombineerd met de dagelijkse gang, en de lokale omstandigheden (verschillende verhitting van land en zee, berg of dal, woestijn of naastgelegen begroeide vlakte). De sterkte en plaats van de ITCZ en dus van het hieraan gekoppelde moesson systeem en de synoptische storingen e.d. kan van jaar tot jaar sterk verschillen. Dit betekent, dat de variatie in neerslag in de aride en semi-aride gebieden vaak zeer groot is (> 40%), terwijl de jaarlijkse variatie in de natte equatoriale gebieden slechts 10 ‑ 15% bedraagt. Naast de NZ (meridionale) Hadley cel circulatie bestaan er ook enkele langs een breedtecirkel gerichte OW (zonale) circulaties. Een van de bekendste is de Walker-circulatie tussen Indonesië (opstijgende tak) en de Stille Oceaan (180 – 150ºO, dalende tak). Deze OW-circulatie verandert eens in de paar jaar van sterkte (Zuidelijke Oscillatie) en is onderdeel van een gekoppeld atmosfeer-oceaan systeem, dat o.a. regelmatig de koude golfstroom voor de kust van Peru (El Niño) van plaats laat veranderen.

(SEMI) ARIDE GEBIEDEN

Droogte heeft te maken met de hoeveelheid beschikbaar vocht voor planten en dieren. Die hoeveelheid wordt bepaald door de leverantie (bv. neerslag) en door het verlies van water (bv. verdamping). De hoeveelheid beschikbaar vocht bepaald ook de begroeiing van de gebieden (Köppen-Geiger klimaatclassificatie). Er worden drie aride gebieden onderscheiden:

Semi-aride (langgrassteppen, savanne):
– duidelijk afwisseling in droge en vochtiger jaargetijden
– verdamping en neerslag houden elkaar in evenwicht
– vegetatie veelal gesloten
– windwerking vrijwel geheel onderdrukt
– 15 % van wereldlandoppervlak

Normaal aride (kortgrassteppen of halfwoestijnen):
– neerslag overwegend periodiek en in geringe hoeveelheden (200 – 400)
– de jaarverdamping overtreft de jaarneerslag
– vegetatie met korte groeiperiode
– 15 % van wereldlandoppervlak

Extreem aride:
– neerslag episodisch (enige keren per jaar, soms met jaren tussenruimte)
– geen of zeer spaarzame vegetatie
– echte of extreme woestijnen
– 4 % van wereld landoppervlak

ZONAAL GEMIDDELDE GROOTHEDEN

WINDSNELHEDEN

Uit figuur 02 blijkt dat er een oostelijke stroming aan de grond is tussen 30ºN en 30ºZ, tot op 200 hPa (JJA: tussen 22,5ºN en 10ºZ, DJF: tussen 2,5ºN en 12,5ºZ). Aan de winterzijde ligt een sterke westelijke straalstroom op 200 hPa op 30º (aan de poolzijde van de dalende tak van de goed ontwikkelde Hadley cel). De zonale oostelijke winden zijn zwak, circa 0.5 ms-1. De maximale zonale westelijke winden in de straalstroom op 30º in het winter halfrond zijn zeer sterk, circa 30 ms-1. Het winter halfrond heeft het grootste verschil in temperatuur tussen evenaar en pool, met als gevolg de sterkste circulatie.

Figuur 02: Zonaal gemiddelde verdeling van de zonale wind in m s-1 gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992).

Figuur 02:
Zonaal gemiddelde verdeling van de zonale wind in m s-1 gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992).

Figuur 03: Zonaal gemiddelde verdeling van de meridionale wind in m s-1 gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992).

Figuur 03:
Zonaal gemiddelde verdeling van de meridionale wind in m s-1 gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992).

 

 

 

 

 

 

 

 

De gemiddelde meridionale wind (figuur 03) is in de tropen het sterkst ontwikkeld onder de 900 hPa, met naar de equator gerichte snelheden van 2 ms-1 in het winter halfrond en 0,5 ms-1 in het zomer halfrond. Verder is de meridionale wind sterk ontwikkeld op het winter halfrond in een laag tussen 300 en 100 hPa (in de teruggaande tak van de Hadley cel) met maximale snelheden van circa 3 ms-1. Uit figuur 03 blijkt inderdaad dat de Hadley cel van het winter halfrond het sterkst is ontwikkeld, maar dat die cel wèl naar het zomer halfrond opgeschoven is.

Om het beeld te completeren geeft figuur 04 de gemiddelde verticale windsnelheid. Deze is het sterkst in de opgaande en neergaande tak van de Hadley cel: 3 x 10-4 hPa s-1 ofwel 0,3 cm s-1. De gemiddelde opgaande en neergaande takken zijn over een tamelijk breed gebied uitgestrekt: circa 20 breedtegraden. (De opgaande bewegingen van de ITCZ zijn tot een veel smaller gebied beperkt. Deze schijnbare tegenstelling wordt verklaard door het verschijnsel, dat de ITCZ bestaat uit cumulonimbi, met opstijgende lucht met een snelheid van 1 tot enkele m s-1, afgewisseld door veel grotere gebieden van dalende bewegingen, zodat er netto slechts “kleine” stijgende bewegingen in de ITCZ overblijven).

Figuur 04: Zonaal gemiddelde verdeling van de verticale windsnelheid T in 10-4 hPa s-1 gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992).

Figuur 04:
Zonaal gemiddelde verdeling van de verticale windsnelheid T in 10-4 hPa s-1 gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992).

Figuur 05: Zonaal gemiddelde verdeling van de stroomfunctie in 1010 kg s-1, gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992).

Figuur 05:
Zonaal gemiddelde verdeling van de stroomfunctie in 1010 kg s-1, gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992).

 

 

 

 

 

 

 

 

Het gemiddelde stroom functieveld (figuur 05) laat de Hadley cel circulatie tussen 30ºN en 30ºZ duidelijk zien. Hadley postuleerde het bestaan van deze circulatie in 1735. Poolwaarts van de Hadley cellen bevinden zich zwakke Ferrell cellen. Nog verder poolwaarts, ten N respectievelijk ten Z van 60 – 70º breedte liggen nog twee cellen: de arctische respectievelijk antarctische cel. Uit figuur 05 blijkt nogmaals dat de Hadley cel het sterkst is ontwikkeld op het winter halfrond. In de overgangsmaanden zijn er twee ongeveer even sterk ontwikkelde Hadley cellen en lijkt de circulatie op het jaargemiddelde.

Figuur 06: Zonaal gemiddelde verdeling van de temperatuur in °C, gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992)

Figuur 06:
Zonaal gemiddelde verdeling van de temperatuur in °C, gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992)

Figuur 07: Zonaal gemiddelde verdeling van de relatieve vochtigheid U (in %), gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992).

Figuur 07:
Zonaal gemiddelde verdeling van de relatieve vochtigheid U (in %), gemiddeld over een jaar, DJF en JJA (Uit: Peixoto en Oort, 1992).

 

TEMPERATUUR & VOCHTIGHEID

In de tropen is de meridionale temperatuur gradiënt klein (figuur 06), veel kleiner dan op de gematigde breedten. Uit deze figuur blijkt de sterke afname van de temperatuur met de hoogte. Op de gematigde breedten stopt deze afname op ongeveer 300 hPa, maar in de tropen pas op 100 hPa: op deze hoogte ligt de tropopauze die de bovenkant van de troposfeer vormt. Daar onweersbuien zich meestal ontwikkelen tot aan de tropopauze volgt direct dat tropische buien ongeveer 2 keer zo hoog (en dus zo breed) kunnen worden dan buien op de gematigde breedten. Dit, gevoegd bij een veel grotere specifieke vochtigheid in de bui, geeft de oorzaak van de enorm hoge neerslag intensiteit bij tropische buien (tot 10 à 20 keer zo hoog als op de gematigde breedten). Er is een sterke afhankelijkheid van qs(T): als de temperatuur toeneemt, neemt de verzadiging dampdruk van waterdamp (en dus qs) toe. Dit is er de oorzaak van dat de verdeling van de specifieke vochtigheid sterk lijkt op figuur 06. Om droge en vochtige gebieden beter te kunnen onderscheiden kan daarom beter de relatieve vochtigheid gebruikt worden (figuur 07). Duidelijk herkenbaar zijn de relatief vochtige equatoriale gebieden en de droge subtropen. Dit zijn de gevolgen van de gemiddeld stijgende respectievelijk dalende bewegingen in de atmosfeer.

MERIDIONALE TRANSPORTEN

De tropen fungeren als bron van diverse meteorologische grootheden. Vanuit de tropen moet er dus een transport zijn naar de rest van de aarde. Dit soort noordzuid transporten noemen we meridionale transporten. Hier komen de belangrijkste drie te transporteren grootheden aan bod: impulsmoment, voelbare warmte en waterdamp.

IMPULSMOMENT

Het impulsmoment van aarde en atmosfeer samen is een behouden grootheid omdat er geen extern krachtmoment op het systeem aarde-atmosfeer werkt. Tussen de aarde en de atmosfeer onderling zijn wel krachtmomenten werkzaam: wrijving van de wind met het aardoppervlak en drukverschillen over noordzuid verlopende bergketens. Het impulsmoment van de atmosfeer bestaat uit twee delen: MΩ ten gevolge van de aardrotatie en Mr ten gevolge van de heersende oosten of westenwinden. Er geldt dat MΩ : Mr ≈ 103 : 1. MΩ – welke wordt bepaald door de massa van de atmosfeer en de aardrotatie Ω – is ongeveer constant in de tijd. Mr is variabel en is per definitie positief voor westenwinden en negatief voor oostenwinden.

Gemiddeld over de aarde moet het krachtmoment van de atmosfeer op de aarde ongeveer nul zijn omdat anders de aarde afgeremd zou worden of sneller zou gaan draaien. Dit is inderdaad het geval want nabij het aardoppervlak waaien in de tropen oostenwinden en op gematigde breedten westenwinden (zie figuur 02). In de tropen wordt door wrijving de oostenwind afgeremd waardoor Mr minder negatief wordt: de tropen vormen een bron van Mr. Op de gematigde breedten worden de westenwinden afgeremd door wrijving waardoor Mr minder positief wordt: de gematigde breedten vormen een put voor Mr. Er moet dus een meridionaal transport van impulsmoment vanuit de tropen naar de gematigde breedten plaatsvinden. Uit figuur 08 blijkt dat dit transport overal op aarde voornamelijk geschiedt door de kortstondige verstoringen. Het hele gebied tussen 35ºZ en 30ºN is het brongebied van atmosferisch impulsmoment.

Figuur 08: Het noordwaarts transport van impulsmoment door alle mechanismen (a), de kortstondige verstoringen (b), stationaire golven (c) en de gemiddelde circulatie (d).

Figuur 08:
Het noordwaarts transport van impulsmoment door alle mechanismen (a), de kortstondige verstoringen (b), stationaire golven (c) en de gemiddelde circulatie (d).

Figuur 09: Het noordwaarts transport van voelbare warmte door alle mechanismen (a), de kortstondige verstoringen (b), stationaire golven (c) en de gemiddelde circulatie (d).

Figuur 09:
Het noordwaarts transport van voelbare warmte door alle mechanismen (a), de kortstondige verstoringen (b), stationaire golven (c) en de gemiddelde circulatie (d).

Figuur 10: Het noordwaarts transport van waterdamp door alle mechanismen (a), de kortstondige verstoringen (b), stationaire golven (c) en de gemiddelde circulatie (d).

Figuur 10:
Het noordwaarts transport van waterdamp door alle mechanismen (a), de kortstondige verstoringen (b), stationaire golven (c) en de gemiddelde circulatie (d).

 

VOELBARE WARMTE

Op dezelfde manier als voor het impulsmoment kan het meridionale transport van voelbare warmte worden gesplitst in de bijdragen van de drie verschillende mechanismen (figuur 09). Uit deze figuur blijkt dat het transport in dit geval voornamelijk wordt verzorgd door de gemiddelde circulatie (de Hadley cel). Depressies verzorgen dit transport op de gematigde breedten, terwijl de staande golven alleen op het NH in DJF een substantiële bijdrage leveren. Gemiddeld over een jaar zijn de tropen, met uitzondering van het equatoriale gebied tussen 10ºN en 10ºZ, het brongebied voor de voelbare warmte.

WATERDAMP

Onderin de Hadley cel wordt vocht naar de tropen getransporteerd (figuur 10). Dit transport wordt vooral verzorgd door de gemiddelde circulatie: de passaatwinden. In de dunne laag onder 800 hPa vindt het grootste deel van dit transport plaats. De van oorsprong droge continentale passaatwinden nemen tijdens hun weg naar de ITCZ boven de warme tropische oceanen veel vocht op. In de ITCZ regent dit vocht voor een groot gedeelte uit. De brongebieden voor het vocht dat in de ITCZ uitregent liggen dus tussen 20ºN en 20ºZ. De tijdelijke verstoringen zijn vooral actief op de gematigde breedten en verzorgen een poolwaarts transport van waterdamp. Dit transport vindt ook hoger in de troposfeer plaats (tot ongeveer 400 hPa). Brongebieden van waterdamp bij dit transportmechanisme zijn voornamelijk de in de subtropen gelegen oceanen. Door de gemiddeld lagere temperaturen op de gematigde breedten is de grootte van het transport kleiner dan in de tropen.