De achtergrong van tropo DX 2. Het weer en tropo DX
In het vorige artikel is de voortplanting van radiogolven in de troposfeer behandeld. Terugbuiging naar het aardoppervlak treedt op wanneer in de troposfeer een laag aanwezig is waarin de brekingsindex sterk met de hoogte afneemt. Dit is het geval bij een inversielaag. In dit artikel wordt nagegaan onder welke omstandigheden een inversielaag gevormd wordt en hoe de brekingsindex in een dergelijke laag verloopt. Tenslotte wordt een analyse gegeven van de weerssituatie gedurende een periode met extreem goede tropo-dx condities n.l. die van 27 november tot 1 december 1979.
Fig. 1.
Het verband tussen samenstelling van de lucht en de brekingsindex
Het verband tussen de brekingsindex n en de luchtdruk p, de waterdampdruk e (beide in millibars), de temperatuur T (in kelvins, is het aantal graden celcius plus 273) wordt gegeven door:
Omdat n zeer dicht bij 1 ligt werkt men in de praktijk graag met de grootheid N = (n-1) . 106. Het verloop van p, e en T met de hoogte boven het aardoppervlak wordt bepaald m.b.v. ballonopstijgingen.
Het dagelijks weerbericht van het KNMI geeft het verloop boven De Bilt; in fig. 1 wordt een dergelijke grafiek weergegeven. In verticale richting is de druk lineair weergegeven (links); de hoogte in kilometers staat rechts verticaal. Hoogte 0 correspondeert met ca 1000 millibars, 900 mbars correspondeert met een hoogte van 1 km, 800 mbar met ca 2 km, etc. We zien dat de luchttemperatuur afneemt met toenemende hoogte. Het normale verloop is een afname met ongeveer 6° celcius per km.
In de figuur wordt ook de relatieve vochtigheid gegeven. De waterdampdruk e kan berekend worden uit de gegeven relatieve vochtigheid en de temperatuur.
We lichten dit toe: Bij een bepaalde temperatuur T ligt de maximale waterdampspanning vast; b.v. bij 20° C is deze druk 24 mbar, bij 0° C 5,9 mbar, bij -10° C 2,8 mbar, etc. Is de waterdampdruk in de lucht lager dan de verzadigingsdruk, b.v. 80% van deze waarde, dan spreekt men van een relatieve vochtigheid van 80%. De relatieve vochtigheid van de lucht wordt bepaald m.b.v. een dauwpuntsmeting. Dit gaat als volgt. De lucht wordt afgekoeld totdat juist condensatie van waterdamp tot water optreedt. Men zoekt dan in een tabel de verzadigingsdruk op behorend bij de temperatuur waar juist condensatie optreedt; dit is ook de druk van de waterdamp bij de begintemperatuur van de lucht.
De relatieve vochtigheid is nu de druk bij het dauwpunt gedeeld door de verzadigingsdruk bij de begintemperatuur. Omgekeerd kan men uit relatieve vochtigheid en temperatuur de waterdampdruk berekenen. Met de radiosonde wordt dauwpunt, druk en temperatuur gemeten; deze gegevens worden weergegeven in een z.g. tephigram waaruit weer de grafiek met temperatuur en de relatieve vochtigheid worden berekend. Met deze gegevens kunnen we de brekingsindex berekenen. We zien aan de formule voor n dat de waterdamp in de lucht een grote invloed heeft; een verandering van 1 mbar in de waterdampdruk veroorzaakt een evengrote verandering in de brekingsindex als ca 60 mbar luchtdruk.
Onder normale omstandigheden is de gradient van n (dit is de verandering van n per meter hoogteverschil) ca 40 × 10-9 per meter. Een veel groter gradient kan bestaan wanneer a) de temperatuur van de lucht met de hoogte toeneemt in plaats van afneemt; b) wanneer de waterdampdruk sterk afneemt met toenemende hoogte.
Beide factoren werken samen wanneer een droge warme lucht ligt boven een koude vochtige lucht. Omdat bij geval a) het temperatuurverloop met de hoogte tegengesteld is aan het normale temperatuurverloop in de troposfeer spreekt men van een inversie. De omstandigheden waaronder dergelijke inversielagen ontstaan worden nu behandeld.
Stralings-inversie
Een stralings-inversie is een dicht bij het aardoppervlak gelegen inversielaag. Een dergelijke laag ontstaat als volgt: Op een zonnige dag is er netto instraling op het aardoppervlak waardoor de temperatuur van het oppervlak toeneemt. Na zonsondergang is er netto uitstraling waardoor het oppervlak sterk afkoelt. Vanaf de grond bouwt zich een inversie op. Er ontstaat dus een warmtestroom naar beneden zodat steeds hoger luchtlagen afkoelen en dit proces gaat door tot vlak voor zonsopgang waardoor op dat moment de inversie het sterkst is. De inversies kunnen hoogten bereiken van enkele honderden meters boven het aardoppervlak.
Het temperatuurprofiel tot 100 meter hoogte, voor verschillende tijdstippen, is weergegeven in fig. 2. Door de afkoeling kan mist optreden (is condensatie van waterdamp); het temperatuurprofiel is dan anders en de afkoeling verloopt langzamer omdat bij het condensatieproces warmte vrijkomt. Bij nachten met weinig wind en weinig bewolking is een stralings-inversie een normaal verschijnsel.
Fig. 2.
Gedurende de zomermaanden is de inversie overdag verdwenen maar gedurende de andere jaargetijden kan een eenmaal ontstane inversie zich op geringe hoogte de gehele dag handhaven.
Een belangrijke eigenschap van een inversielaag is de grote stabiliteit; bij een verstoring, b.v. koude lucht van het oppervlak komt op wat groter hoogte door turbulentie, herstelt zich de oude situatie na enige tijd doordat de koude lucht een groter dichtheid heeft dan de warmere bovenlucht. N.B. Dit is ook de reden dat bij grondinversies ernstige hinder wordt ondervonden van luchtverontreiniging; er is dan geen afvoer naar hogere luchtlagen mogelijk.
Subsidentie-inversies
Een subsidentie-inversie treedt op in een hogedruk gebied. In een hogedruk gebied stroomt de lucht zijdelings weg (fig. 3). Wanneer de druk niet verandert moet deze lucht worden aangevuld; dit gebeurt door een neerwaardse luchtstroom. Men noemt dit subsidentie. (N.B. in lagedruk gebieden gebeurt het omgekeerde.)
Fig. 3.
Wanneer een hoeveelheid lucht van grote hoogte (lage druk) wordt verplaatst naar Beringer hoogte (groter druk) treedt een temperatuurstijging op van ca 1° celcius per 100 meter hoogteverschil. Bovendien wordt de lucht gecomprimeerd, b.v. een laag van 1 km dikte op 4 km hoogte is na verplaatsing op 2 km hoogte gereduceerd tot ca 800 meter. Daardoor is de temperatuurstijging boven in de laag iets groter, ca 2° celcius, dan onderin de laag; er is dus een inversie ontstaan. Bij verder daling wordt de inversie versterkt. Bovendien kan door zijdelings wegstromen van lucht de dikte van de laag waarin de inversie aanwezig is afnemen en de temperatuur gradient wordt daardoor groter. Men noemt een dergelijke inversie een subsidentie-inversie. Bij nog verder dalen kan tenslotte een verbinding tot stand komen met een stralings-inversie aan de grond; we kunnen dan zeer sterke effecten verwachten.
Inversies als gevolg van frontpassages
Inversielagen ontstaan ook wanneer warme droge lucht schuift over een koude vochtige lucht. Dit is het geval bij de passage van een warmtefront. Dit is schematisch aangegeven in fig. 4; het bijbehorende verloop van de temperatuur en de waterdampdruk is gegeven in fig. 5. In de grenslaag treedt een bijzonder grote gradient op in de brekingsindex omdat het effect van het temperatuurverschil en het verschil in vochtigheid elkaar versterken. De inversielaag kan op twee manieren aan hoogte verliezen n.l. door subsidentie of door verder opschuiving van het front. We zullen dit tegenkomen bij de bespreking van de weerssituatie eind november 1979.
Fig. 4.
Fig. 5.
De troposfeer boven Europa eind november 1979
Extreem goede condities voor tropo dx waren aanwezig van 28 november tot 1 december '79. Verbindingen met Engeland, de kanaaleilanden, midden en zuid Frankrijk werden gemaakt met signaalsterkten die ondenkbaar leken.
Twee luchtsoorten speelden een belangrijke rol bij het ontstaan van de inversielagen, nl. een droge warme lucht aangevoerd vanuit noord Afrika en een vochtige wat koudere lucht afkomstig van de Atlantische Oceaan.
Er beyond zich een stabiel hogedruk gebied waarvan het centrum op maandag 26 november boven Spanje lag. Dit hogedruk gebied was gevuld met warme zeer droge lucht. Een diepe depressie beyond zich boven de kust van Noorwegen.
Het front dat de scheiding vormde tussen de oceaanlucht en de droge warme lucht liep van Scandinavia via de Noordzee in zuidelijke richting over de Atlantische Oceaan. Op dinsdag 27 november lag Nederland aan de noordzijde van doze grens.
Het centrum van het hogedruk gebied verplaatste zich in noordelijke richting, waardoor het warmtefront over Nederland trok.
De weerssituatie op woensdag 28 november is weergegeven in fig. 6 (reproduktie van de oorspronkelijke weerkaart van het KNMI). Het warmtefront, aangegeven met Ak lag vrijwel boven Nederland. Dat de warmere lucht inderdaad over de koudere lucht is heengeschoven is to zien in fig. 1, die de opbouw van de lucht geeft boven De Bilt op dinsdag 27 november 12.00 uur gmt (gestippeld) en op woensdag 28 november 00.00 gmt (getrokken curve).
Fig. 6.
Op dinsdag lag Nederland nog in de vochtige lucht met relatieve vochtigheid bijna 100%, terwijl op woensdag op ca 1500 meter hoogte droge lucht aanwezig was. De verandering van ca 90% relatieve vochtigheid tot ca 20% en het temperatuurverschil van 6° celcius heeft plaats over een drukverschil van ca 20 mbar, hetgeen correspondeert met een hoogteverschil van 200 meter.
De meting van 28 november 12.00 gmt (gestippeld) en 29 november 00.00 gmt (getrokken curve), fig. 7, laat zien dat de inversielaag dichter bij het aardoppervlak is gekomen. Dit is het gevolg van de opschuiving van het warmtefront in noordelijke richting. De inversielaag beyond zich toen op een hoogte van ca 100 meter met een temperatuur inversie van 10° celcius. Een tweede inversielaag beyond zich op een hoogte van ca 3 km. Op vrijdag 30 november lag de inversielaag nog lager. Het hogedruk gebied had zich, vergeleken met de vorige dagen, nog verder naar het noorden uitgebreid; de kern lag boven Frankrijk terwijl een tweede kern zich boven de Alpen beyond. Het valt op dat de isobaren (lijnen van gelijke druk) in het hogedruk gebied op grote afstand van elkaar liggen; dit betekent zwakke wind waardoor de aanwezige inversielagen weinig verstoord worden.
Fig. 7.
De grens met de oceaanlucht was daarentegen verder naar het oosten getrokken en lag op vrijdag iets ten westen van Frankrijk en Engeland. De weerkaart van vrijdag 00.00 uur gmt is weergegeven in fig. 8.
Fig. 8.
Het front met de oceaanlucht verplaatste zich snel in oostelijke richting waardoor op zaterdag 1 december Nederland al aan de oostkant van de grens, in de zone met koude oceaanlucht terecht kwam. Dit betekende het einde van de inversielagen, en daarmee, althans voor Nederland, het einde van een week van buitengewone dx mogelijkheden.
Uit de weergegevens (ballonopstijgingen) van Essen, Parijs, Brest, Bordeaux, Liverpool en Londen blijkt dat de inversielaag zich in de periode van 28 november tot 1 december over geheel West-Europa uitstrekte. De inversielaag beyond zich op geringe hoogte, varierend van 100 tot 300 meter boven het aardoppervlak. De temperatuur-inversies waren hoog, temperatuurverschillen tot max. 15° celcius kwamen voor. Ook het verschil in relatieve vochtigheid onder en boven was zeer groot. Dit betekent dat de gradient in de brekingsindex zeer groot is; in fig. 9 is het verloop van de brekingsindex voor de luchtverdeling op donderdag 29 november 00.00 uur gmt boven De Bilt (fig. 7) weergegeven. De gradient in de brekingsindex voor de inversielaag is 227×10-9 per meter, beduidend groter dus dan de grens 156×10-9 per meter voor de propagatie evenwijdig aan het aardoppervlak.
Dit betekent dat de voortplanting van de radiogolven verliep via 'ducting': terugbuiging naar het aardoppervlak, daarna reflectie tegen het aardoppervlak waarna opnieuw terugbuiging etc.
Tenslotte moet nog vermeld worden dat de fraaiste inversies voorkwamen boven het vaste land van Europa. De inversies boven Engeland waren minder sterk en liepen eerder ten einde als gevolg van het opschuiven van het koufront in oostelijke richting.
Uitgebreide weerkundige gegevens over de periode werden ter beschikking gesteld door het KNMI to De Bilt, waarvoor op deze plaats hartelijke dank. De heren L.J. van der Hoist (PA0TUM) en Dr. T.J. Buma dank ik voor het kritisch doorlezen van het manuscript; de laatste ook voor een verhelderend gesprek over weerkunde.
Deel 1 - Deel 2.
G.A. Wiegers, PE1BGU.