Tornado’s zijn één verschijningsvorm van lagedruksystemen in de atmosfeer. Deze systemen komen op verschillende schalen voor, en hebben hun specifieke eigenschappen (zie kader 1). In dit artikel over rotatie in de atmosfeer gaan we in op de fysica van draaiende atmosferische systemen. In een kader bespreken we de mechanica van deze systemen en beschrijven hoe je kunt weten of een systeem links- of rechtsom draait.

Cyclonaal en anti-cyclonaal

Eigenlijk is de vraag ‘linksom of rechtsom?’ niet de juiste vraag als het gaat om rotatie op de aarde. De vraag zou moeten luiden: draaiend in dezelfde richting als de aarde, of tegenovergesteld. De draairichting van de aarde bepalen we daarbij door de aarde te bekijken vanaf een punt boven de pool van het halfrond waar we ons bevinden (dus een punt boven de noordpool voor systemen op het noordelijk halfrond). Wanneer een systeem in dezelfde richting als de aarde draait noemen we dat ‘cyclonaal’. Vanaf een punt boven de noordpool gezien draait de aarde linksom (tegen de wijzers van de klok) dus noemen we linksom op het noordelijk halfrond ‘cyclonaal’. Op het zuidelijk halfrond is cyclonaal echter rechtsom. Wanneer een systeem tegengesteld aan de aarde draait noemen we dat ‘anti-cyclonaal’.

We bekijken hier roterende systemen op verschillende schalen en bespreken bijbehorende karakteristieke natuurkundige processen: over het belang van de straalstroom voor de burgerluchtvaart, de energiebalans van een tropische cycloon en bliksem in Martiaanse stofhozen. Naast de hoofdtekst staan er een aantal rode kaders die fysische verdieping bieden.

Schalen in tijd en ruimte In de atmosfeer is er een duidelijk verband tussen de grootte van een systeem (lengteschaal) en de tijd dat zo’n systeem bestaat (tijdschaal). Een depressie heeft bijvoorbeeld een typische doorsnede van 1000 km en is als systeem gedurende pakweg 5 dagen te volgen op de weerkaart. Een dustdevil daarentegen heeft een typische doorsnede van een paar meter en bestaat hooguit een minuut. Een overzicht van deze schalen is te zien in figuur 1 (let op: logaritmische assen: elke stap betekent een factor tien groter).

De blauwe systemen (links van ‘turbulentie tot ’synoptische systemen’) liggen redelijk op een lijn. Bij deze systemen speelt vooral de dynamica van de atmosfeer een rol (alhoewel bijvoorbeeld dustdevils, links onder in de grafiek, te maken hebben met de eigenschappen van het oppervlak). In de rode systemen (rechts boven) wordt de tijdschaal voornamelijk buiten de atmosfeer bepaald: door de oceaan (El Niño), de zon, astronomische variaties en de mens. Ten slotte zijn er de land-atmosfeer interacties (groen) die qua lengteschaal lokaal (kunnen) zijn, maar wel een relatief lange tijdschaal hebben. Die lange tijdschaal wordt bepaald door de trage variaties van landgebruik, de seizoensvariatie in vegetatie-eigenschappen, en de variaties in bodemvocht.

Lagedrukgebieden op gematigde breedte

Aan lagedrukgebieden zijn wij wel gewend. Met name in lente en herfst zorgen ze voor afwisselend weer (‘wisselvallig’, heet dat dan). Lagedrukgebieden ontstaan als (horizontale) golven in het polaire front, het grensvlak tussen koude poollucht en warme subtropische lucht. Als gevolg van de grote temperatuurverschillen tussen beide zijden van het polaire front zijn er op grote hoogte in de atmosfeer ook grote horizontale drukverschillen evenwijdig aan de isothermen (immers warmte lucht heeft een lagere dichtheid). Die drukgradiënt heeft vervolgens weer grote windsnelheden tot gevolg, evenwijdig aan de isobaren en dus aan het polaire front. Deze relatief smalle band van hoge windsnelheden langs het front wordt de straalstroom genoemd, en wordt door het transatlantische vliegverkeer gebruikt (richting Europa) of gemeden (richting de VS).

Het zijn met name deze hoge windsnelheden evenwijdig aan het front die zorgen voor de eerste golven in het front. Vervolgens begint een gecompliceerde wisselwerking tussen de stroming in de verschillende lagen van de atmosfeer en de thermodynamica van wolken en neerslag. Uiteindelijk leidt dit tot een gesloten circulatie rond een lagedrukgebied, en de bekende krullen die we op satellietfoto’s kunnen zien: bewolking op verschillende niveaus in de atmosfeer, gepaard gaande met wind en neerslag. De typische grootte van een lagedrukgebied is 1000 kilometer en de onderlinge afstand tussen lagedrukgebieden een paar duizend kilometer. Met een voortbeweging van ongeveer 25 kilometer per uur komt er dan iedere 4 tot 5 dagen een gebied met slecht weer over. Dat noemen meteorologen ‘wisselvallig’.

Tropische cyclonen (hurricanes en tyfonen)

Een tropische cycloon bestaat uit snel draaiende ringen van extreem zware buien, met in het midden een wolkenloze, windstille kern. Tropische cyclonen ontstaan in een beperkt gebied van breedtegraden omdat aan twee voorwaarden voldaan moet zijn: warm zeewater voor het ontstaan van buien (dichtbij de evenaar) én voldoende planetaire rotatie loodrecht op het aardoppervlak om het systeem voldoende draaiing te geven (dus niet té dicht bij de evenaar).

Het warme zeewater (minimaal 26 oC) is nodig om voldoende water te laten verdampen. Dat water ‘voedt’ vervolgens de buien die rond het oog van de cycloon draaien. Die waterdamp is in feite de brandstof van de motor waarop de cycloon loopt (zie kader 2). De waterdamp stijgt op, koelt af en condenseert tot wolken. Zodra de lucht verzadigd is neemt bij verdere stijging de dichtheid sneller af dan voor niet-verzadigde lucht: de lucht in de wolken wordt veel lichter dan de lucht eromheen en de stijging in de buien gaat steeds sneller. In het centrum (het oog) daalt de lucht juist. Bij de daling verdampt eventueel aanwezig vloeibaar water, en warmt de lucht op: de kern van een cycloon is warm en wolkenloos.

De rotatie van de tropische cycloon hangt indirect samen het met ontstaan boven warm zeewater. Dit bevindt zich immers in de buurt van de evenaar, waar de Corioliskracht onvoldoende is om kracht door drukverschillen (de drukgradiëntkracht) te compenseren. Andere krachten, zoals wrijving, kunnen hierdoor relatief grote invloed hebben. Als gevolg daarvan stroomt de lucht niet alleen rond het systeem, maar ook naar de kern. Wanneer de lucht buiten de cycloon start met de reis naar het centrum heeft het een rotatie die het gevolg is van de aardrotatie (afhankelijk van de breedtegraad). Bij het naar het centrum stromen blijft het impulsmoment behouden, hetgeen betekent dat de rotatiesnelheid moet toenemen terwijl de straal afneemt. Dit proces van de concentratie van planetaire rotatie (zie kader) is echter alleen efficiënt wanneer er voldoende planetaire rotatie aanwezig is: dus voldoende ver van de evenaar.

Behoud van impulsmoment Voor een roterende massa (lucht) in een roterend systeem (de draaiende aarde) geldt dat het totale impulsmoment (L) behouden is. Het impulsmoment geeft aan hoe snel een massa om zijn as tolt. Het impulsmoment van een puntmassa is evenredig met de afstand tot de draaias en de impuls van de massa. Net als bij het krachtmoment is de bijdrage van een massa op grote afstand van de as groter dan op kleinere afstand.

Het impulsmoment van een draaiend systeem kan alleen door invloed van buitenaf veranderen, anders blijft het behouden. Een schaatser die zijn pirouette met gestrekte armen begint, slaat een deel van zijn impulsmoment op in zijn armen en handen. Als hij zijn armen daarna intrekt, daalt de afstand van zijn onderarmen tot zijn draaias; om het impulsmoment gelijk te houden moet de omwentelingssnelheid daarom omhoog – de schaatser gaat daarom sneller draaien.

Ook in kleinere systemen, als tornado’s en dust-devils speelt behoud van impulsmoment een rol. De verkleining van de diameter wordt dan gedeeltelijk veroorzaakt door convergentie, maar ook door vortex-strekking (er wordt aan de bovenkant van het systeem ‘getrokken’). In verband met massabehoud kan een vortex alleen langer worden wanneer hij ook kleiner in diameter wordt. Op grond van het behoud van impulsmoment zal zo’n systeem onder invloed van vortexstrekking dus sneller gaan draaien.

Tropische cyclonen

Tropische cyclonen ontstaan op de oceaan, trekken naar het westen en buigen vervolgens af naar het noorden (op het noordelijk halfrond) wanneer ze in de buurt van een continent komen (soms gaan ze ook ‘aan land’). Uiteindelijk worden de ex-tropische cyclonen opgenomen in de westelijke stroming op de gematigde breedten en komen ze ook in Europa terecht. Van de hoge windsnelheden is dan niets meer over, maar ze brengen doorgaans wel grote hoeveelheden regen (zoals de tropische cycloon Isabel in september 2003).

Tornado’s en windhozen

Over het ontstaan van tornado’s is nog lang niet alles bekend. Dit komt doordat het meten in zo’n vijandige omgeving bijna onmogelijk is. Maar ook door de onvoorspelbaarheid van hun ontstaan en hun korte levensduur (zie figuur 1). Wat we weten over tornado’s is gebaseerd op beperkte waarnemingen en modelstudies.

Tornado’s ontstaan onder hevige buien waarin sterke stijgende bewegingen optreden (als gevolg van de energie die vrijkomt bij de condensatie van waterdamp). Een belangrijk aspect bij het ontstaan is verticale windschering: de verandering van de horizontale windsnelheid met de hoogte. Die schering heeft een horizontale vortex tot gevolg (lucht die draait om een horizontale as). Vervolgens zorgen de stijgende bewegingen onder en in de bui ervoor dat die liggende vortex gekanteld wordt tot een verticale vortex. Die verticale vortex kan vervolgens intensiveren als gevolg van vortex-strekking (zie kader 3).

Om tornado’s te kunnen vergelijken ontwierp Professor Fujita in 1970 een schaal, die gebaseerd was op de schade die een tornado aanrichtte. Deze classificatie is weliswaar subjectief, maar de enige mogelijkheid als betrouwbare metingen over de windsnelheid afwezig zijn. De schaal loopt in de praktijk van F0 (snelheden tot pakweg 100 km/h) tot F5 (tot krap 500 km/h). Ongeveer 1% van de tornado’s (F0 tot en met F5) in de VS en Europa behoren tot categorie F4 of F5 (Dotzek et al., 2003).

Op grond van hun Rossby getal (orde 10000, zie het kader hieronder) zouden tornado’s zowel linksom als rechtsom kunnen draaien. Toch blijken de meeste tornado’s cyclonaal te draaien. Dit komt doordat de buien waaruit tornado’s ontstaan onderdeel zijn van grootschalige lagedrukgebieden (met een klein Rossby-getal). Er is dus cyclonale ‘achtergrond-rotatie’. Bij het ontstaan van de tornado krijgt een cyclonaal draaiende vortex een zetje mee, en een anti-cyclonaal draaiende wordt tegengewerkt. Het resultaat is dat tornado’s zich meestal ontwikkelen uit de cyclonale vortex en dus zelf ook met de klok mee draaien (op het noordelijk halfrond).

Rossby-getal Lucht die rond een lagedrukgebied draait, voelt verschillende krachten. Om in een nette cirkelbaan te blijven is natuurlijk middelpuntzoekende kracht nodig. De kracht door drukverschil wijst altijd naar het centrum, maar de coriolis-kracht, een schijnkracht die meespeelt doordat de aarde om haar as draait, kan naar binnen of naar buiten wijzen. In figuur 3 staat een krachtenbalans, maar is dat fysisch gezien de enige mogelijkheid voor de beweging van lucht rond een lagedrukgebied? Oftwel: moeten de drukgradiëntkracht en de Corioliskracht altijd een tegenovergestelde richting hebben?

Uiteraard ligt de richting van de drukgradiëntkracht vast (van hoge naar lage druk, dus gericht naar het middelpunt). Maar een middelpuntzoekende kracht zou toch ook geleverd kunnen worden door de som van de twee krachten waarbij beiden naar binnen wijzen. In dat geval zou de lucht niet linksom (op het NH), maar rechtsom rond het gebied van lage druk stromen. In pincipe is dat inderdaad mogelijk, maar onder bepaalde voorwaarden. Als de drukgradiëntkracht en Corioliskracht beiden naar binnen gericht zijn, kan het namelijk gebeuren, dat de som van de drukgradiëntkracht en de Corioliskracht (die van die snelheid afhangt) groter is dan de middelpuntzoekende kracht die nodig is om de lucht een cirkelvormige beweging te laten maken. Oftewel: de lucht stroomt naar het centrum van de gebied van lage druk toe, en het lagedrukgebied verdwijnt.

De conclusie is dus dat drukgradiëntkracht en Corioliskracht wel dezelfde kant op mogen wijzen, maar slechts als de Corioliskracht in verhouding tot de benodigde middelpuntzoekende kracht niet te groot is. Dit wordt uitgedrukt in het Rossbygetal (Ro), dat precies de verhouding weergeeft tussen de middelpuntzoekende kracht en de Corioliskracht:

Ro = F_mpz/ F_cor = v / r*f

Anti-cyclonale stroming kan plaatsvinden rond een lagedruk-systeem als het Rossbygetal groot is. Dan is immers de middelpuntzoekende kracht groot ten opzichte van de Corioliskracht. Gezien de definitie van het Rossby-getal betekent dit dat anti-cyclonaal draaiende lagedruksystemen óf een grote draaisnelheid hebben (grote teller) of heel klein zijn (kleine noemer) óf allebei.

In de praktijk blijkt dat voor lagedruk-systemen met een Rossbygetal groter dan 5 de draairichting niet vast ligt, en voor grotere, langzamer draaiende systemen wel. Voor deze laatste systemen geldt dat een lagedrukgebied op het noordelijk halfrond (NH) linksom draait en op het zuidelijk halfrond rechtsom.

Windhozen

In Nederland komen tornado’s ook voor, maar noemen we ze windhozen. Tornado’s van klasse F2 zijn de afgelopen eeuw ongeveer 30 keer voorgkomen, zwaardere tornado’s (tot F4) een enkele keer (KNMI, 2003). Veel frequenter komen waterhozen voor: windhozen boven water. Deze hebben in principe dezelfde ontstaansgeschiedenis als windhozen, maar zijn doorgaans minder sterk.

Dust devils of stofhozen

Stofhozen (of dust devils) zijn roterende systemen met een diameter van 1 tot 10 meter en een hoogte tot een paar honderd meter (zie figuur 4). Als er losliggend stof aan het aardoppervlak beschikbaar is zijn ze zichtbaar als een kolom stof, maar vaak zijn stofhozen ook helemaal niet zichtbaar (en dan dus eigenlijk ook geen stofhoos). In tegenstelling tot tornado’s en hun familie, onstaan stofhozen juist bij mooi, doorgaans onbewolkt, weer.

Stofhozen

Door opwarming van het aardoppervlak ontstaan plaatselijk thermiekbellen (met een dichtheid die lager is dan die van de lucht in de omgeving). Om het ‘gat’ dat de opgestegen thermiekbel heeft achtergelaten op te vullen stroomt over het oppervlak lucht naar de plek van de thermiekbel. Deze samenstromende lucht wordt door het warme aardoppervlak verder opgewarmd, zodat warme lucht (met een lage dichtheid) geconcentreerd wordt op een klein oppervlak. De opstijging van de warme lucht (4-8 K warmer dan de omgeving) vertaalt zich ook in een lokale afname van de luchtdruk (ongeveer 3 hPa). Wanneer in de omgeving zwakke rotatie aanwezig is, bijvoorbeeld door horizontale windschering, zal de rotatiesnelheid bij het samenstromen van de lucht toenemen, als gevolg van het behoud van impulsmoment (zie het kader “Behoud van impulsmoment”).

Feitelijk is een stofhoos – net als een tropische cycloon– een warmtemachine die warmte omzet in mechanische energie. De energiebron van stofhozen is de opwarming van het aardoppervlak door de zon. Dit in tegenstelling tot tropische cyclonen waar latente warmte als energiebron fungeert. Meer energie is beschikbaar voor een stofhoos naarmate er meer instraling is, en minder energie ‘verloren’ gaat door het verdampen van water (door planten, of direct vanaf het oppervlak). Vandaar dat stofhozen vooral optreden in woestijnen, semi-aride gebieden, en in Nederland op het strand en op droge zandgronden (bijv. de Veluwe).

Op Mars

Onderzoekers van de leerstoelgroep Meteorologie en Luchtkwaliteit van Wageningen Universiteit hebben in mei 2002 metingen verricht in de woestijn in Arizona (VS). Het onderzoek werd grotendeels door NASA betaald vanwege de problemen die stofhozen kunnen veroorzaken voor Mars-landers. Het is niet zozeer de wind en het rondwaaiende stof dat vervelend is voor de ruimtevaartuigen, maar veel meer de sterke elektrische velden die door dat opwaaiende stof veroorzaakt worden. Hoewel er nog geen direct bewijs voor is, is het heel goed mogelijk dat het in de Martiaanse stofhozen bliksemt. Overigens zijn de stofhozen op Mars wel een maatje groter dan op aarde: tot een kilometer in diameter en tot 8 kilometer hoog.

Aardse meteorologen zijn vooral in stofhozen geïnteresseerd omdat ze in korte tijd veel warmte en stof naar de atmosfeer kunnen transporteren. In figuur 6 staat het verloop van de fluctuaties van de verticale windsnelheid (w’) en temperatuur (T’) tijdens de passage van een stofhoos geschetst. Gedurende de 10 seconden van de passage van de stofhoos wordt net zoveel warmte getransporteerd (het product van w’ en T’) als in de rest van de minuut. De stofconcentratie is moeilijk meetbaar, maar het belang van de stofhoos voor het verticale transport van stof zal zo mogelijk nog groter zijn (omdat het transport van stof buiten de stofhoos klein is).

Tot slot

Rotatie komt in de atmosfeer op vele schalen voor. De motor achter die roterende systemen is voor ieder systeem verschillend: grootschalige temperatuurverschillen, warmte die vrijkomt bij condensatie van waterdamp of opwarming van het aardoppervlak. Voor de mens zijn de gevolgen van de roterende systemen van lastig (wisselvallig weer) tot desastreus (tornado’s). Wat alle ‘twisters’ echter gemeen hebben is dat ze een fascinerende aspect van de omgevingsnatuurkunde zijn.

Dit artikel is gebaseerd op een tweetal artikelen die verschenen zijn NVOX, tijdschrift voor natuurwetenschap op school: Moene, Arnold, Berenice Michels en Bert Holtslag, 2004. ‘Twisters: rotatie in de atmosfeer- deel 1: linksom of rechtsom?’, NVOX 3, p 133-135. Moene, Arnold, Berenice Michels en Bert Holtslag, 2004. ‘Twisters: rotatie in de atmosfeer- deel 2: twisters in soorten en maten’, NVOX 5, p 251-254.

Arnold Moene maakt deel uit van de Leerstoelgroep Meteorologie en Luchtkwaliteit, Wageningen Universiteit en van de VWO Campus van Wageningen Universiteit. Ook Berenice Michels is medewerker aan de VWO-campus. Bert Holtslag is hoogleraar aan de Leerstoelgroep Meteorologie en Luchtkwaliteit van Wageningen Universiteit.