■■ ---t % ^? quot; • \'^v». \' .\'i ■ t. ^ lt;amp;. i. a\'

• _a. -t-,». ; /amp;■ _% * ;• gt;.quot;s- ■þ S\'

, «., \'^X.C V^-^\' A -, i * { .

r\'-Wisc \' y-/\'^v Vv v c*\' . ^v V\'- ■ A _fclt;i•« r«\' ^v*

/: quot;/. v \'öa\'^v- ..i/,\\- \' gt;\'^v\' ■• ^/ygt; /,..:

■ - ■ gt; § ,- :■ \'■ •gt; quot;■» ^;i\'v • v a V... ■

Ji ■■ ■■ ■ „ ■quot;\'■ ^ if _r.,. ^ f-V •.*gt; f 1

ⁿTSV ■quot;::^r^ vv ■»■\'..•gt;./ \'n/-v • f,

quot; «■ / % , v •« i . .„■ V , * \' i -.» Xv ■

-t gt; - fV^ •gt; f,» ^ ,-•• •

• ,. a % / ■ ;. - \'. ^j i «•;r,quot;\'.^,gt; \'■•.*■\' • ■■. ■ .... \' * , « *lt;_ ■■ \'^s* /\'gt;,lt;» «j*- \'■ \' 4 ■. quot;, .5 ■?• ■■..■■- ■. quot;k -%r: ■ .% % jf³ •, gt;■ . ■ ;• .••, -lt;». ■-, \'\'S. •«■- !

r\' \\Sv\' »«•quot; •■-\' ■ I.quot;. gt; \'■V\'¥\'K.,1_. t

1 ^ # •••• -» ■ ■■ V» v i -(t ^\', t

i • j, -. ,4quot; ;• „ quot; quot; S #■ \' J-i I -quot;

■# \' ^4,4 « ¹ • quot;% l \' y... ? 3 • j

•i-V -• -■ i ■ . ~^7f 5. lt;

■ v \' ⁱ

_:vv\'; \' -. lt;, i

- ■ ⁴ i

, fv ; «-

i ■•, v».... \'/. ƒ« ,■ lt;gt;\'- \'.?, i ■■■■quot;-gt;\'

i

•^•vfxrq yV %

■■. - . \'X ~j

l

HANDBOEK

DEK

HtiuimKiiiiDiGE ummiissmiiiBt,

VOORNAMEL1.1K TEN DIENSTE VAN ONIIEIUVIJZERS,

KOOI!

13. C. \\\' A X NECK,

Hoofd eeuer school ie Arnhem.

Mvt s:{ Figuren en een atlas van IS ark leurde Kaarten.

— •gt; :Vgt;Oⁱ:V quot;

RIJKSUNIVERSITEIT UTRECHT

0284 7832

KIA\'WKi; amp; Clt;

BIBLIOTHEEK DER RIJKSUNIVERSITEIT

UTRECHT

mM

\'jfi! M

V O O R li E li IC H T.

WmÊ

Ern tmkel woord t-er inleiding van hei werk, dat hiermede vooral studeerenden mdenoijzent wordt aanyehode.n. lij het kiezen der honwstof heeft de schrijver voornamelijk het ontj (/elutd op de ontwikkrliny, die de mpirant-hoofdondenrijzer moet bezitten. Let wel de ontwikkeling. Hij heeft zich niet de rraarj gesteld: „kan men dit of dat op het eramen vragen ?quot; maar deze: „wat moet een ontwikkeld hoofd-ondenoijzer uit het rijke gebied der Xatiinrkiindige Arirdrijkskunde hehhen overdacht en verwerkt f \\

Ditusschen is hiermede niet gezegd, dat aan Hoogere Burgerscholen en Oi/tmiasin het werk misplaatst zal zijn. Leeraren aan dergelijke inrichlingen zullen er waarschijnlijk hunne (puling wel in vinden.

En nu iets, V zal iceivifj zijn, om* het irerl\'jc zelf. hi de eerste plaats herff lt;le schrijver hier en daar naar een hel,-end handhoek over andere deden der Natuurkennis verwezen. Dit cjesehiedde om onfslatjen te zijn run het inlasschen ran sommige feiten, daar vermeld, of ran rerklarnu/en van woorden, daar (leyeren. De aange-huulde werken zijn :

Dr. 11. v. i). Stadt, Leerboek der Natuurkunde 1 en II.

Dr M. 8ai.vkkda, Handleiding bij dc beoefening van de kennis der Natuur, ten dienste van onderwijzers en aankomende onderwijzers. 1. Beschrijvende natnurwetenscliappen.

IF. lliirKKi.s, SchoolHora van Nederland.

Verrolf/ens restifjt S. de aandacht op de kaartjes, u-(uiru(tn zoo vei l mogelijk zorg Is hrsfeed. Gedurende \'lm tijd. dat hij les aan sttuleerende. onderwijzers lt;)af. is S.

duidelijk f/ehleken. dat dr kaartjes uit cru atlas der Xatnurkundige Aardrijkskunde veel te weinig worden gebruikt. Voor een goed dcc/ ligt hiervan zijns inziens de schuld in de koortjes zelf: door hunne ontluidel ijkhcid is het gehruik ervan te rer-uioi nnd. hoor dr nette uitvoering ran dm at/os is de prijs ran het werk aanmrr- \\

kei ijk gestegen, maar dr uitgever was terrcht vttn oordeel, dat eenr nette en hruikharr.

kaart zich zelf aanhevcell en de waarde van lo t werk verhoogt, terwijl eene onduidelijke steeds met tegenzin wordt ter hand genomen. v.\' {•,

Voorts heeft dr schrijver er naar getracht de voorheelden te nonen uit feiten,

dir hij den onderwijzer hekend zijn. of dienen tr zijn: alIrrn waar het zijns inziens noodzakelijk was, werdrn minder hrkrudr voorheeldin fjrkozrn.

A

jd

Hij heeft zich niet overal angstig afgevraagd, of h\\j de grenzen mn M gebied der Natuurkundige Aardrijkskunde ook overschreed, zooals reeds dadelijk blijkt, wanneer men den inhoud aandachtig nagaat. Daar toch vindt men hij de Organische. Wezens een hoofdstuk over de wijze ran verbreiding. Dergelijke mtircidingen (hier en daar komen kleinere voor) zijn een gevolg van de ondervinding bij het onder-

ivijs ciuu (tspivout-hoofdoudavicijzers opgadudn.

Tusschen den tekst zal men hier en daar een enkele vraag opmerlrn. Gaarne had S die nog met vele vermeerderd, maar zijn doel is bereikt, zoo de. lezer zich telkens, minneer daartoe aanleiding is. de vraag stelt: _rwaf is daarvan vroeger

gemeld ?quot; .

Een uitvoerig register is tot gemak van den gebruiker aan het werk toegevoegd. Dient er nog meer tot inleiding gezegd te worden f Naar het oordeel van den schrijver niet ; verder spreke het werk voor zich zelf.

\' Dit heeft het met alle andere gemeen, dat er fouten in de drukproeven aan het oog van den corrector zijn ontsnapt. Enkele zinstorende zijn in een errata opgenomen, voor de overige wordt de welwillendheid van den lezer verzocht.

Op- en aanmerkingen zullen ten zeerste gewaardeerd worden.

I). C. VAN NKCK.

I N L E I D I N G.

§ 1. Beperking der aardrijkskunde. Ofschoon er maar dene aarde is en men recht had te verwachten, dat er maar ééne aardrijkskunde zou zijn, leert de ondervinding ons, al is het slechts uit de titels van de leerboeken, dat die ééne wetenschap van de aarde in verschillende deelen gesplitst wordt. En zeker heeft dit alle reden van bestaan. In verloop van tijd heeft de wetenschap der aarde in zijn geheel zulk een omvang gekregen, dat de kennis van verschillende planetendeelen tot op zich zelfstaande wetenschap is verheven. Te meer was dit gerechtvaardigd, omdat dan tegelijkertijd de beoefening van zulk een deel en het doel, waarmede dat geschiedde, eenigszins anders werd; zoo hebben zich van de aardrijkskunde afgescheiden: plantkunde, dierkunde, anthropologie (natuurleer van den mensch), ethnologie (volkenkunde), mineralogie, petrographie (leer der gesteenten), geologie, metereologie, enz. Deze zijn echter hulpwetenschappen gebleven en vaak treedt dan ook de aardrijkskunde op haar gebied: echter slechts om de resultaten, welke op dat gebied gevonden zijn. \'t Is nog niet lang geleden, dat men zelfs een geheele Natuurlijke Historie in een aardrijkskundig werk kon vinden.

§ 2. Begrip der aardrijkskunde in engeren zin. De tegenwoordige wetenschap der aardrijkskunde wordt weder verdeeld in de zoogenaamde kosmographie of wiskundige aardrijkskunde en de geographie of aardrijkskunde in engeren zin. De eerste bepaalt zich tot die verschijnselen, welke langs wiskunstigen weg en met behulp van astronomische kennis worden verklaard. De geographie houdt zich bezig met de aarde, zooals ze zich tegenwoordig aan ons voordoet; altijd onder dien verstande, dat de tegenwoordige toestand gerekend wordt te beginnen met de oudste tijden der geschiedenis. Zij behandelt dus lucht, water, gesteente, dier, plant en mensch. Doch deze behandelt zij niet, als op zich zelf staande voorwerpen van wetenschap, maar in hun onderling verband, met de verschillende Invloeden, die zij op elkander uitoefenen. Zij Is dus de wetenschap van de genoemde zes factoren der aarde in hun onderling verband.

Nat. aanlrijksk. I

2

En dat er onderling verband tusschen deze bestaat, dat ze grooten invloed op elkander uitoefenen, zal niemand ontkenuen.

§ 3. Karakter van aardrijkskundige Imlpwetenscliap. Het onderscheid tusschen de verschillende wetenschappen op zich zelf en als hulpwetenschap der aardrijkskunde valt nu eens duidelijker dan eens minder scherp in het oog. Voor den geograaf zijn de rozentuinen van Damascus een geheel ander voorwerp van beschouwing dan voor den botanist. De eerste denkt aan den liefelijken aanblik dei-streek en de nijvere bevolking, die in de rozentuinen haar brood verdient; de tweede aan de soort der rozen , de constructie der bladeren, enz. Bij de metereologie valt het verschil minder in het oog, trouwens dit is een deel der aardrijkskunde, dat zich eerst in den laatsten tijd heeft afgescheiden. De geograaf ziet in de lucht een factor voor de bewoonbaarheid van een land, de metereoloog zoekt den samenhang der verschijnselen om daarna uit de bestaande omstandigheden die van den naasten toekomst af te leiden, en daarmede heeft de geograaf niet te doen. Voor zoo verre de geologie ons den tegenwoordigen toestand geeft als product eener ontwikkelingsgeschiedenis, is zij eene op zich zelf staande wetenschap; voor zoo verre zij de krachten behandelt, die nog tegenwoordig op de aardoppervlakte hunnen invloed doen gevoelen, is zij een deel van de aardrijkskunde.

§ 4. Verdeeling der aardrijkskunde. Daar nu de mensch in theoreti-schen zin wel een onderdeel van het groote geheel der aarde, maar toch in werkelijkheid een wereld op zich zelf vormt, waarin de persoonlijke krachten van elk individu meer op den voorgrond treden, waarin de aardoppervlakte in verschillende niet door de natuur bepaalde deelen wordt verdeeld, zoo splitst men de geographic in eene physische of natuurkundige en eene staatkundige. De eerste houdt zich dus bezig met de lucht, het water, de vaste aardkorst, de dieren en planten en met den mensch; maar heeft geen plaats voor de sporen, die deze laatste overal van zijn bestaan achterlaat, voor het tegenwoordige standpunt van zijn ontwikkeling en zijne groepeering in staten.

ALGEMEENE OPMERKINGEN.

§ 5. De spheren. Wanneer we in een werk over wiskundige aardrijkskunde de afmeting der aarde nagaan, dan valt ons dadelijk in liet oog, dat bij dit deel der aardrijkskunde een zeer belangrijk bestanddeel van den wereldbol, dien wij bewonen, buiten rekening gelaten wordt, n.1. de dampkring of atmospheer, die de geheele vaste en vloeibare massa omgeeft. Deze vaste en vloeibare massa vormt, wat in de kosmographie als aarde optreedt, aangezien de atmospheer van te geringen invloed is op de verschijnselen, welke door deze wetenschap tot voorwerp van beschouwing worden gekozen. Laten wij den dampkring buiten rekening, dan vinden wij van de oppervlakte naar het middelpunt gaande eene vaste aardschors, hier en daar bedekt door eene vloeibare watermassa, en eene binnenste aardkern, van welke laatste de menschelijke wetenschap zeer gering is. Bovendien weten wij van den invloed, dien deze laatste op de andere deelen uitoefent, niet genoeg, om haar een groote plaats in de aardrijkskunde in te ruimen. De vaste aardkorst is op vele plaatsen aan het oog van den mensch onttrokken door de watermassa, die wel geen omhulsel om dat vaste vormt, maar toch een groot gedeelte van hare oppervlakte bedekt. Vandaar dat men spreekt van een hydrospheer (d. i. waterkring) en lithospheer (d. i. steenkring), door welke namen men dan de samenhangende watermassa van de vaste massa onderscheidt. Wij hebben dus een atmospheer, een hydrospheer en een lithospheer.

Tusschen deze drie kan men gemakkelijk de grenzen trekken. Moeielijker of liever onmogelijk is dit te doen tusschen den lithospheer en de aardkern. Daarom is het onbeslist tot hoever zich de aardkorst uitstrekt. Door het boren van putten is men tot betrekkelijk groote diepte in de aarde doorgedrongen. Bij Speren berg in de nabijheid van Berlijn tot 1293 meter, bij Lieth in Holstein tot 1330 meter. Maar al beschouwt de mensch dit reeds als eene aanzienlijke diepte, zij verdwijnt geheel en al bij de lengte der straal van de aarde, waarvan zij slechts het 5000ste deel bedraagt. Toch weet men van twee hoedanigheden van de aardkern iets, namelijk van haar specifiek gewicht en van hare warmte. De gemiddelde dichtheid van de aarde bedraagt SÓ ^tot 5-7- De gesteenten, waaruit de lithospheer is samengesteld, hebben echter slechts een soortelijk gewicht van zoo ongeveer 2.5; het water, dat de oppervlakte bedekt, van iets meer dan 1, dus zal dat van de aardkern grooter moeten zijn dan 5.7. Daarom is voorgeslagen deze den naam van barospheer (d. i. zware kring; vergelijk barometer) te geven. Over de warmte van dien barospheer spreken we later.

§ 6. Verhouding tusschen land en water. Keeren we nu tot de

oppervlakte terug. Zeer ongelijk zijn land en water over haar verdeeld, wat bij de beschouwing van eene globe onmiddellijk in het oog valt. De bekende landoppervlakte beslaat volgens Behm en Wagner eene uitgebreidheid van 136038S72 (in een rond getal 136 millioen) KM². De oppervlakte der aarde heeft volgens Bessel een grootte van 509950714 KM.², zoodat er door water bedekt zou zijn 373911842 KM². De aardoppervlakte bestaat dus voor 26.7 percent uit land en voor 73.3 percent uit water. Deze getallen geven echter slechts eene benaderde waarde aan, want al het niet bekende land is daarbij aangenomen als door water bedekt. Afgezien nog hiervan, dat in de Poolzeeën bij verder doordringen nog wel groote stukken land uit die watermassa kunnen opdoemen, zijn er ook landen, waarvan men de grenzen nog niet nauwkeurig weet. Men schat de onbekende landvlakte aan de noordpool op 6,3 millioen KM²., die aan de zuidpool op 16.5 millioen KM². Deze zijn in bovenstaande verhouding bij den Oceaan gerekend; maar al brengt men ze bij de landmassa dan nog is de watermassa 2.2 maal zoo groot.

§ 7. Onregelmatige verdeeling van land en water. Land en water is niet alleen ongelijk, maar ook onregelmatig over de aardoppervlakte verdeeld. Van het noordelijk halfrond is 39°/₀, van het zuidelijk i4quot;/₀ door de landmassa gevormd. Van het oostelijke bestaat 36°/,,, van het westelijke 17quot;/,, uit land. Het zuidelijk halfrond heeft dus nauwelijks zooveel land als het noordelijk. Van het noordelijk halfrond is 6iquot;/„ en van het zuidelijk 96°/,, door water bedekt; de wateroppervlakte van het zuidelijk halfrond verhoudt zich dus tot die van het noordelijk halfrond als 10:7. Men kan tegenover een noordelijk landhalfrond, een zuidelijk waterhalfrond stellen: in het middelpunt van het eerste ligt ongeveer Londen, in het middelpunt van het andere het Antipoden-eiland bij Nieuw-Zeeland.

Ter veraanschouwelijking van deze verdeeling in een water- en een landhalfrond, zij liet ieder aanbevolen de aardglobe ter hand te nemen en deze zoo te stellen, dat Londen in top komt. He houten horizon wijst dan nagenoeg do, grens aan tusscheu de twee bedoelde hallronden.

De groote landmassa dringt zich ora de Noordelijke IJszee samen, die zich daarom op de globe, als eene binnenzee vertoont. Amerika strekt zich tot 7i⁰5o\', Europa tot 7i⁰io\', Azië tot 77quot;42\' iquot; ^eze binnenzee uit. Van uit het eigenlijke lichaam steekt deze landmassa drie armen naar het zuiden uit. Deze armen loopen aan hunne einden min of meer spits toe en eindigen op aanmerkelijken afstand van de zuidpool: Zuid-Amerika reikt slechts tot 560, Tasmanic tot 43^lt;,4o\', ja Afrika brengt het niet verder dan 34»si Z.B.

In betrekking tot de verschillende verlichtingsgordels zij opgemerkt, dat in den tro-pischen gordel (d. i. de gordel tusschen de keerkringen) nagenoeg ¹quot; j„, van de geheele landmassa voorkomt en wel bijna gelijk in noordelijk en zuidelijk halfrond verdeeld. De noordelijke middelgordel bevat de helft van al het vasteland op aarde; de zuidelijke daarentegen slechts bijna -/₂- en dus 7¹;.. maal zoo weinig als de noordelijke.

Gelukkig komt slechts ¹ /, „ van de geheele landraassa in den poolgordel voor.

Waarom ia dit laatste gelukkig te noemen?

Was de vastelandsmassa hoofdzakelijk gegroepeerd om de noordpool, de Oceaan heeft zijne grootste ontwikkeling in het zuidelijk halfrond. Tengevolge van de eenzijdige ligging is het mogelijk van eene zuidspits des vastlands naar de beide andere te reizen, zonder het land lang uit het oog te verliezen.

De Beringsstraat, die Amerika vau Azië scheidt, is slechts lengtegraad (d. i. in deze breedte in KM. — waarom in deze breedte?) breed en de Atlantische Oceean vernauwt zich tusschen Groenland en Noorwegen tot 1500 KM. Hoe geheel anders is het aan de zuidspitsen van \'t vastland gesteld. Kaap Hoorn is van kaap Agulhas 89, van de Zuidkaap, de zuidspits van Tasmania, 144 lengtegraden verwijderd, terwijl de afstand van Kaap Agulhas tot de Zuidkaap 137 lengtegraden bedraagt.

De langzame landvermindering van het noorden naar het zuiden wordt in de volgende tabel eenigszins aanschouwelijk gemaakt. De bovenste horizontale rij duidt de breedtegraden aan. De beide volgende wijzen aan hoeveel percent van de parallel op die breedte door land, hoeveel door water wordt ingenomen:

Plaatst men 13 horizontale lijnen onder elkander, die elk een van de genoemde breedtegraden voorstellen en neemt men van de linkerkant uit op de eerste ⁰P de tweede ^4I/)oo, ⁰P de

derde ^³/_10(l enz., dan heeft men de tabel aanschouwelijk gemaakt. Op 60° N.E. is er dns nog meer land dan water, tusaehen 50° en 40° N.H. keert de verhouding ten gunste van het water en op 60° Z.B. is het land verdwenen.

§ 8. Indeeling van de landmassa. De massa land vertoont zich als een in vele stukken verdeelde massa, continenten en eilanden — van deze laatste echter slechts T-d\'/a der geheele landoppervlakte. De landmassa vormt een westelijk en een oostelijk geheel, waarvan het eerste 31, het tweede 6g⁰/_f, van ai het land bevat. Tot het oostelijke is ook Australië gerekend, dat wel een afgesloten massa vormt, maar toch door een eilandenbrug met Azië is verbonden. Verder verdeelt men de landoppervlakte in 5 werelddeelen. Deze vijf zijn Europa, Azië, Afrika, Amerika en Australië. Het zoogenaamde zesde werelddeel, Adelia of het Zuidpoolland, laten we buiten beschouwing. Deze verdeeling berust niet op natuurlijke grondslagen. In de eerste plaats zijn er, zooals we later zullen zien, een geheele groep eilanden, die niet tot het eigenlijke vasteland gerekend kunnen worden, en in de tweede plaats is de verdeeling in vijven niet vrij te pleiten van willekeur.

6

Op de zelfstandigheid van Australië kan slechts in zooverre aanmerking gemaakt worden. dat men het in plaats van onder de continenten onder de eilanden zou kunnen rekenen. We dienen hier dus een grens te trekken tusschen de begrippen eiland en vastland. In vroegere tijden lag het onderscheid hierin, dat men eiland noemde, wat omgezeild kon worden. Past men dit echter heden ten dage toe, dan zijn zelfs de grootste continenten tot den rang der eilanden gedaald, uitgezonderd Groenland. Magalhaens toch voer in 1520 door de naar hem genoemde straat, Mac Clure ontdekte in 1S54 de Noordwestpassage en Nordenskiold stevende uit den Atlantischen Oceaan ten noorden van Aziu om naar de Beringsstraat. Een andere aanduiding van et begrip eiland ligt in de volgende bepaling: eiland is elke op zich zelf staande landmassa, waar zich in alle deelen de invloed van de zee op het klimaat doet gevoelen. Maar volgens dit begrip zou Madagaskar geen eiland zijn. Beter is het daarom zich aan de grootte te houden, daar eigenlijk de vastlanden door de overlevering tot zoodanig zijn gestempeld. Het kleinste vastland is dan Australië, dat door zijne geïsoleerde ligging, zijn om zoo te zeggen ouderwetsch voorkomen in dieren-, planten- en menschenwereld, om zijn scherp geteekend vastelandsklimaat alle afhankelijk met de overige werelddeelen beslist afwijst.

Tot verduidelijking crfan, hoe gemakkelijk ziet hier de Krootte als grens Iaat gebruiken, diene de volgende tabel, waar de grootte der vastlanden gegeven is zonder de eilanden;

Europa 164823 □ geogr. mijlen,- Azië 763000 □ gcogr. mijlen,

Amerika 672550 □ geogr. mijlen, Afrika 532300 □ geogr. mijlen,

Australië 138025 □ geogr. mijlen.

Vergelijk hiermede Groenland 30000 Q geogr. mijlen (?),

Borneo 13000 Q geogr. mijlen,

Nienw-Guinea 12912 Q geogr. mijlen,

Madagaskar 10743 □ geogr. mijlen.

Zonderen we het in ijsvelden gehulde en onbekende Groenland uit, dan is het kleinste vastland ongeveer 10 maal grooter dan het grootste eiland.

Heeft Australii: dus recht op den eernaam van vastland, al schijnt het veel overeenkomst te hebben met een eiland, onder den naam Amerika nemen we twee land-massa\'s samen, die elk op zich zelf een vastland vormen. Reeds de vorm duidt het aan als een dubbel-continent. Maar wat meer is, tusschen Noord- en Zuid-Amerika bestaat ook geologisch geen verband. We! is het verbindende Middel-Amerika bergachtig, maar de bergen zijn van geheel anderen aard, dan de trotsche Cordilleras van het zuiden of het Mejicaansche plateau, dat den zuidelijken hoeksteen vormt van het noorden. Op verscheidene plaatsen is de westelijke bergwal geheel afgebroken. De gesteenten. waaruit de gebergten van Noord- en Zuid-Amerika bestaan verdwijnen geheel en maken plaats voor vulkanisch^ «n andere. De waterscheiding ligt aanmerkelijk lager; op dj Landengte van Tehuantepec op 20S meter, bij de haven van Brito op 46 M. (13 meter boven het Nicaraguameer), tusschen Panama en Aspin-wall op 87 M., op de Landengte van Darii n op 142 M., zuidelijker op 154 M. Welk

7

een geheel ander bergland dan het Rotsgebergte van de Vereenigde Staten of de Andes van Peru en geheel Zuid-Amerika. In werkelijkheid eindigt Noord-Amerika bij de Landengte van Tehuantepec en Zuid-Amerika bij de Atrato, eene zijrivier van de Magdalena, of wil men bij de landengte van Panama: deze landengten zijn niet minder scherpe grensscheidingen dan die van Suez tusschen Afrika en Azië. En we zijn zeker niet ver meer verwijderd van het oogenblik, dat ook hier een kanaal de wateren van den Atlantischen Oceaan met die van de Stille Zuidzee zal verbinden. Bovendien wijzen de visschen en de verdere zeefauna ter wederzijden van de landengte er op, dat we hier te doen hebben met eene jonge verbinding. Naar de landdieren te rekenen vormt de inzinking bij Tehuantepec de grens.

Meer in raadselen gehuld is de verbinding van Azië en Afrika door de Landengte van Suez. Ook deze bestaat uit jongere grondsoorten. Het noordelijk gedeelte is gevormd door bezinkingen uit het water der Middellandsche Zee, het zuidelijk door aanspoelingen van de Roode Zee. terwijl ook het Nijlslib zijn aandeel tot vorming ervan leverde. In zooverre kan men dus besluiten tot eene verbinding in de laatste tijdperken der aardgeschiedenis ontstaan. Doch hiermede direct in tegenspraak is het verschil, dat er bestaat tusschen de dierenwereld van de Middellandsche Zee en die van de Roode Zee. Daar er na het graven van het Kanaal van Suez langzame vermenging van de twee dierenwerelden plaats heeft, moet er noodwendig vóór het nederleggen der bezinksels door Middellandsche Zee, Nijl en Roode Zee eene scheiding bestaan hebben. Misschien vinden we een overblijfsel van deze vaste barrière in de gipsbank, die ten zuiden van de Bittermeren wordt aangetroffen.

Zoo zagen we Australië volkomen geïsoleerd, de beide Amerika\'s en Azië en Afrika door jonge landengten vereenigd, maar Europa verschijnt w.it vorm aangaat eenvoudig als een naar het westen vooruitdringend schiereiland van Azië. Geen smalle landengte vormt hier de verbinding maar een breede vlakte gesteund door het Oeral-gebergte. Wel is deze vlakte ook van jongeren datum, maar voor zij gevormd was, bestonden er van Europa slechts kleinere stukken, terwijl van de beide Amerika\'s en van Afrika aanmerkelijke deelen boven den waterspiegel uitstaken.

Inderdaad berust de zelfstandigheid van Europa als werelddeel niet in zijn vorm, maar in den eigenaardigen, hoogen beschavingstoestand zijner bewoners. Hieruit blijkt, dat de verdeeling van de landraassa in werelddeelen, op sommige plaatsen eene zaak van overlevering is. De natuurlijkste grens van Europa in het oosten loopt langs het Oeral gebergte, de Kaspische Zee en de Manytsch-laagte, die het Kaukasus-gebergte in het noorden bepaalt; de staatkundige grens is eene geheel andere. (Wijs die aan op de kaart.)

Nemen wij Europa als zelfstandig werelddeel en niemand zal dit wraken, dan hebben de noordelijke continenten een eigenaardigen vorm tegenover de zuidelijke, en wel deze, dat ze in drie schiereilanden naar den aequator eindigen: Noord-Amerika bezit Neder-Californië. Mejico (dat door de vergroeiing met Zuid-Amerika zijn natuur als schiereiland verloren heeft) en Florida, Europa bezit het Pyreneesche, het Apennijn-

8

sche on het Balkan-Schiereiland en Azië eindigt in Arabic, Voor-Indie en Achter-Indië. De bouw der zuidelijke continenten is naar het zuiden pyramidaal; bij Australië is deze bouw door de afscheiding van Tasmanië nagenoeg verloren gegaan. Opmerkelijk is de overeenkomst in vorm van de westkust der zuidelijke continenten, waar zich een vlakke bocht vertoont, die van west naar oost steeds grooter wordt (Golf van Arica, van Guinea en de Austraalgolf). Tegenover een noordelijk continent ligt een zuidelijk (Noord-Amerika-Zuid-Amerika, Europa-Afrika, Azië-Australië).

Wat betreft de uitbreiding naar de parallellen bestaat er een tamelijk verschil tus-schen de oostelijke en de westelijke landmassa.

Op 50° NVB is Amerika 725 geogr. mijlen, Europa en Azië 1450 geogr. mijlen breed, Op 40quot; N.B. is » 575 » » , » » 1620 t » »

Op 30° N\'.B. is » 450 « » , » » 1690 » • »

De oostelijke landmassa heet ook wel Oude Wereld, de westelijke Nieuwe W e r e 1 d. Australië behoort volgens zijn ligging tot de Oude, volgens de ontdekking tot de Nieuwe. Het spraakgebruik duidt onder Nieuwe Wereld alleen Amerika aan.

§ 9. Indeeling van de watermassa, üe officieele indeeling van de wereldzee, die in tegenstelling van de landmassa een samenhangend geheel vormt, geeft ook 5 verschillende oceanen aan. Deze indeeling dagteekent van het jaar 1845. Om een einde te maken aan de verwarring, die er in de benaming van de oceanen heerschte, stelde eene Commissie van het Aardrijkskundig gezelschap te Londen vast, dat de poolcirkels de aequatoriaalgrenzen zouden vormen van de Poolzeeën.

Wat noemt men een aequatoriaalgrens, wat eeu poolgrens? Welk voordeel heeft het om deze nameu te gebruiken in plaats van noord- en zuidgrens? Kunt ge ook een geval bedenken, waarin het beter is deze laatste namen te gebruiken ?

De Atlantische Oceaan zou bepaald zijn door den nóordpoolcirkel, de oostkust van Amerika, de westkust van Europa en Afrika en verder, tot aan den zuidpoolcirkel, door de meridianen van Kaap Hoorn (67° W.L. v. Gr.) en van Kaap Agulhas (20^ O.L. v. Gr.) De Indische Oceaan grensde aan Afrika\'s oostkust, den meridiaan van Kaap Agulhas, de zuidkust van Azië, de eilandenwereld van Insulinde, de west- en zuidkust van Australië, den meridiaan van de Zuidkaap (147⁰ O.L. van Gr.) en den zuidpoolcirkel. Het overblijvende watervlak tusschen Azië, Australië en Amerika kreeg den naam van Grooten of Stillen Oceaan.

Laat ons zien, in hoeverre deze indeeling eene natuurlijke is. Het ligt voor de hand, dat meridianen en poolcirkels geen natuurlijke, maar in zeer hooge mate kunstmatige grenzen zijn. Natuurlijker wordt de indeeling, wanneer men onderzeesche ondiepten tot grondslag voor de begrenzing aanneemt of aan een of meer dezer oceanen een bepaald kenmerk toekent. Zoo is de zuidgrens van de Noordelijke IJszee door eene ondiepte aangegeven, die zich van Schotland, over de Faroër en IJsland naar Groenland uitstrekt (Zie Kaart XII): de Beringsstraat geeft oppervlakkig reeds een goede grensscheiding, die nog in waarde verhoogd wordt door de ondiepte, welke

(laar voorkomt. Maar verder kunnen ondiepten ons weinig helpen. Daarom deelt Krummel de watermassa in drie oceanen, welke zich hierdoor onderscheiden, dat elk een zelfstandig systeem van zeestroomen bezit, n.1, den Atlantischen, den Grooten en den Indischen Oceaan. De Zuidelijke IJszee is dientengevolge geschrapt, ofschoon we van hare stroomen nog weinig weten, de Noordelijke is tot een deel van den Atlantischen Oceaan gedaald. Bij het begrip van IJszee denken we onwillekeurig aan een zee bedekt met ijs. In dat geval zou de Noordelijke IJszee in het zuiden bepaald worden door eene onregelmatige lijn, die op 40⁰ N.B. in de lengte van New-Foundland begint en, ten zuiden van Groenland en het Beren-eiland langs, bij Kola de Europeesche kust bereikt (Zie Kaart XI). Ook de Zuidelijke IJszee zou zich dan ver over den zuidpoolcirkel uitbreiden. Geen andere grondslag dan de kunstmatige levert dus eene besliste indeeling; en daarom Is nog altijd de verdeeling van 1845 de meest geschikte.

Ten opzichte van den vorm en de ligging onderscheidt men de Zuidelijke IJszee als circumterranen (door de vastelandsmassa omgeven) oceaan, tegenover de andere intercontinentale (in de landmassa gedrongen). De Atlantische Oceaan verschijnt als een groot dal tusschen Amerika te eener, Europa en Azië te anderer zijde, om het evenwijdig verloop der kust. Onder den aequator is hij breeder dan in het noordelijk halfrond (afstand Noorwegen-Groenland 200 geogr. mijlen, lerland-Labrador 400 geogr. mijlen. Sierra Leona-San Roque 450 geogr. mijlen). Naar \'t zuiden wordt de breedte grooter.

Is de Atlantische Oceaan in het midden het diepst (Zie Kaart XII) ?

Heeft hij dan den vorm van een dal ?

De Groote Oceaan is evenzeer het breedst onder den aequator (Beringsstraat 15 geogr. mijlen; Ïokio-San Francisco 1150 geogr. mijlen; Philippijnen-Columbia 2350 geogr. mijlen; Sydney-Valparaiso 1700 geogr. mijlen). De grootte der Oceanen vindt men bij de behandeling van den hydrospheer (Zie par. 106).

De Groote Oceaan is grooter dan al het land der aarde, het verschil is gelijk aan de oppervlakte van Azië, de Noordelijke IJszee is grooter dan Europa.

Ten opzichte van de namen der wereldzeeën zij opgemerkt, dat de Atlantische Oceaan zijn naam heeft ontvangen naar een door de ouden vermoed groot eiland, Atlantis genaamd, dat echter later bleek niet te bestaan. De naam Groote Oceaan is van Balboa, die in J513 aan de westzijde van de Landengte van Panama quot;t eerst den Oceaan aanschouwde. Magalhaens noemde hem Stille Oceaan. De Ouden duiden het noorden aan als gelegen in de richting van het sterre-beeid Groote Beer of A r c t o s (de bekende zeven sterren); vandaar voor Noord pool zee ook den naam Arctische Zee (ia het Kransch beteckent noord nog septentrionaal = in de richting der zeven sterren). Het voorvoegsel a ut, in Antarctische Oceaan, beteckent tegenover, aan de andere z ij d e.

§ 10. Voor- en nadeel van de verhouding tusschen laud en water. Het kan natuurlijk niet de vraag zijn of de land- en watermassa beter te

I O

verdeden ware geweest. om de ontwikkeling van den mensch te bevorderen. Zooals we later zullen zien, is deze ontwikkeling echter het gevolg van vele factoren, die de aarde haar tegenwoordig voorkomen hebben gegeven, en door een dezer factoren in de gedachte te wijzigen, zouden de overige niet dezelfde blijven. We bepalen ons er dus alleen toe, zeer kort na te gaan, welke voor- en nadeelen de tegenwoordige verdeeling en groepeering der landmassa heeft. In de eerste plaats dus de verdeeling. Het water is een der eerste levensbehoeften van mensch, dier en plant; zonder water geen organisch leven (denk aan de woestijnen!). Dit water heeft, zooals we later zullen zien, zijn oorsprong in den Oceaan en hoe grooter deze dus is, hoe meer aan de eerste behoefte van mensch en dier kan voldaan worden. Thans nu de landoppervlakte slechts J der wateroppervlakte uitmaakt, zijn er nog streken, die door watergebrek onbewoonbaar zijn, hoeveel te meer zou dit het geval zijn, indien de verhouding omgekeerd ware. In de tweede plaats is de zee voor ontwikkelde volken het verbindende element; hoe meer zee dus hoe beter, en in dit opzicht is de samenhang der wereldzeeen van groot belang.

Kunt ge een voorbeeld geven, dat het water voor onontwikkelde volken liet scheidende element is ?

Ten derde komen we tot de groepeering. De dalvorm van den Atlantischen Oceaan was uitstekend geschikt om het verkeer tusschen de Oude en de Nieuwe AVereld te bevorderen. Een reis van Liverpool naar New-York duurt slechts 11 dagen. Bovendien dringt deze Oceaan diep in het land (Ierland-St. Petersburg 350 geogr. mijlen, Gibraltar-Azof 500 geogr. mijlen, denk verder aan de Caraïbische Zee met de Golf van Mejico en aan de Hudsonsbaai), zoodat vele volken zich aan zijne oevers konden neerzetten en vele landplaatsen nu nog onder invloed van de kust staan, wat bij minder onregelmatige kustlijn niet zoo zou zijn. De wegen van dezen Oceaan naar de Arctische Zee zijn uit een handelsoogpunt van minder belang. De Groote Oceaan is in dit opzicht minder gunstig gevormd, maar daar deze met eilanden is bezaaid, ontmoet de zeeman daar tal van stations.

Ten vierde ligt er een voordeel in de verbrokkeling der landmassa. Door deze massa in deelen te splitsen, kan de zee op veel meer plaatsen haren invloed doen gevoelen dan anders het geval zou zijn.

Zouden er meer of minder woestijnen zijn als Amerika tegen Europa was gelegen ?

In sommige opzichten werkt de vorm der landmassa tegenwoordig hinderlijk en de mensch begint zich er op toe te leggen om eenige correctie aan te brengen: de Landengte van Suez heeft hij doorgestoken om niet den langen weg om Afrika\'s zuidpunt te moeten afleggen , en weldra zal ook de Landengte van Panama geen hinderpaal meer voor het verkeer zijn.

DE ATMOSPHEER.

HOOGTE EN SAMENSTELLING.

S 11. H00gtG en vorm. Van de in paragraaf 5 genoemde deelen, beschouwen we in de eerste plaats den atmospheer. Deze omhult het vastere gedeelte der aarde, dat uit land en water bestaat, tot op eene hoogte, die niet kan aangegeven worden. Natuurlijk zal het echter \'eder voorkomen, dat de atmospheer zich niet verder kan uitstrekken, dan tot daar waar de middelpuntvliedende kracht gelijk is aan de aantrekkingskracht van de aarde.

AVanneer toch een luchtdeeltje omhoog stijgt, dan zal de draaünsssnelheid ervan toenemen en daarmede de middelpuntvliedende kracht (Zie v. d. Stadt I par. 17). Hoe hooger het komt, hoe grooter wordt die centrifugale kracht. De aantrekkingskracht daarentegen verzwakt in redeu als de vierkanten vau de afstanden tot het middelpunt der aarde. De eene kracht groeit dus aan, de andere vermindert, en er zal dus een afstand zijn, welke een luchtdeeltje niet kan overschrijden, of zijn verband met de aarde wordt verbroken eu het raakt verloren in de oneindige wereldruimte,

Deze grens is echter slechts die, welke de limiet van mogelijke uitbreiding voorstelt. Volgens Laplace ligt zij onder den aequator op eene afstand van 35677 kilometer (4S08 geogr. mijl 5,6 aardstraal) van de oppervlakte der vaste aarde. De verschijnselen, die wij in den atmospheer waarnemen, hebben echter op veel geringer hoogte plaats, en wel voornamelijk hierdoor, dat de dichtheid der lucht met hare hoogte afneemt.

Wanneer men de dichtheid van den atmospheer aan de oppervlakte der aarde = 1 stelt, dan wordt zij op eene hoogte van 5513 meter aangeduid door 0.5 ca op eene hoogte van GO kilometer door 0,0003. In zoo ijle lucht merken wij de verschijnselen niet meer op.

Op 11 kilometer hoogte is de lucht dan ook reeds zoo ijl, dat de mensch er niet voldoende meer in kan ademen. Dat is de grootste hoogte, die luchtreizigers hebben bereikt en hooger kan de mensch niet stijgen , tenzij hij middelen wete te bedenken om een voldoenden voorraad lucht, voor ademhaling geschikt, mede naar boven te nemen.

De lichtterugkaatsingen in den atmospheer, en wel die, welke wij onder den naam morgen- en avondschemering kennen, veroorloven bij benadering de hoogte van dat gedeelte te bepalen, waarin de verschijnselen plaats hebben, die wij

opmerken. Daar de schemering eindigt, als de zon 16⁰ onder den horizon is gezonken, moeten de lichtstralen in eene hoogte van ongeveer 60 a 70 kilometer teruggekaatst worden. De verschijnselen echter, die in de natuurkundige aardrijkskunde besproken worden, komen in lagen voor. die niet hooger zijn dan 15 a 20 kilometer.

Is de grens van den atmospheer niet te bepalen, dan moet de vorm evenzeer onbekend zijn. Intusschen kan men vaststellen, dat ook bij de luchtmassa eene afplatting aan de polen en eene zwelling aan den aecjuator plaats heeft.

S 12. Samenstelling. Vroeger meende men, dat de lucht eene eenvoudige stof was. namelijk een van de vier elementen, waaruil het heelal bestond. De onderste lagen waren meer van aardsche, de bovenste meer van een hemelsche natuur. Eerst in het laatst der vorige eeuw ontdekten Scheele en Lavoisier, dat dit niet het geval was. De lucht bleek evenmin eene verbinding te zijn, maar een mengsel, dat hoofdzakelijk uit twee gassen, stikstof en zuurstof, bestaat. Deze beide gassen vormen de noodzakelijke samenstellende bestanddeelen. len opzichte van het volume verhoudt de stikstof zich tot de zuurstof als 79 tot 21, ten opzichte van het gewicht als 77 tot 23. Behalve deze noodzakelijke of hoofdbestand-d eel en bevat de lucht in meerdere of mindere mate nog toevallige bestanddeelen en wel waterdamp, koolzuur, salpeterzuur, ammoniak en organische stoffen. Over het gehalte aan waterdamp wordt later gesproken. Koolzuur is altijd in de lucht aanwezig, het meest in die streken, welke sterk bevolkt zijn en waar veel verbranding plaats heeft. Ook bevindt het zich meest in de onderste lagen.

Is daar ook een reden voor? In den Hondsgrot bij Napels rust op den bodem eene laag lucht, van een halven meter, die sterk met koolzuur vergiftigd is.

Over \'t algemeen zijn in 10000 liter lucht 3.43 liter koolzuur voorhanden, ie Palermo bevatte de lucht in de maanden Februari, Maart, April en Mei 1879, waarin 173 mm. regen viel, op elke 100 liter 20.171 ï\'- zuurstof,

0.033 » koolzuur,

0.008 gram ammoniak,

0.102 quot; organische stoffen en geen salpeterzuur.

In de droge maanden Juni, Juli en Augustus vond men gemiddeld op 100 liter lucht:

20.920 liter zuurstof,

0.039 quot; koolzuur,

eenige sporen van salpeterzuur,

0.009 gram ammoniak,

O.lfiO organische stoffen.

Regen wascht dus de lucht, d. i. vermindert het gehalte aan koolzuur, salpeter-

zuur, ammoniak en organische bestanddeelen. Daardoor is de regen voor den gezondheidstoestand van het grootste belang. De atmospheer neemt de uitdampings-en uitwasemingsproducten der aardoppervlakte op en wordt daarom zeer terecht ook met den naam van dampkring aangeduid.

VERWARMING DER AARDOPPERVLAKTE.

S 13. Warmtebronnen. Licht en warmte zijn hoofdfactoren om de aarde voor den mensch bewoonbaar te maken. Ze zijn tot op zekere hoogte niet van elkander te scheiden. De bronnen, die ons de warmte leveren zijn:

i^e. de zon. Deze is onze voornaamste warmtebron. De hoeveelheid, die zij ons per jaar toezendt is voldoende om een sneeuwlaag te ontdooien, die de ge-heele aardoppervlakte ter hoogte van ruim 30 meter bedekt.

2^e. de sterren. Deze hebben alleen in zoo verre invloed op de temperatuur der aarde, als de door hen uitgestraalde warmte de temperatuur van de wereldruimte verhoogt. Daar echter altijd dezelfde hoeveelheid wordt gegeven aan de voor ons waarneembare deelen, is de invloed der sterren moeielijk na te gaan en loopen de meeningen der geleerden daarover zeer uiteen.

3^e. de maan. Deze kaatst het van de zon ontvangen licht naar de aarde terug en verhoogt daardoor eenigszins de temperatuur van deze laatste. Dit geschiedt echter in zeer geringe mate. Waarnemingen gedurende 114 jaren gedaan, wijzen eene gemiddelde temperatuursverhooging van 0,2° C. aan bij volle maan.

De eigen warmte der aarde komt niet in aanmerking als invloed tot temperatuursverhooging van den atmospheer.

§ 14. Mededeeliug der warmte. Daar dus maan en sterren voor ons een geringen invloed op de temperatuur hebben, blijft de zon als hoofdfactor over. Deze warmtebron bevindt zich echter niet alleen op zeer grooten afstand van de aarde, maar ook moeten hare stralen om de aardoppervlakte te bereiken een kor-teren of langeren weg door den dampkring afleggen. Het is van belang na te gaan, wat er met die stralen gebeurt en opquot; welke wijze de atmospheer door de zon verwarmd wordt.

Het eenvoudigst zou die verwarming plaats hebben , wanneer de dampkring rechtstreeks de warmte van de zonnestralen overnam. Dit is echter niet het geval. Lucht behoort tot die stoffen, welke de warmtestralen doorlaten zonder veel van de warmte over te nemen. Zoodanige stoffen noemt men diathermaan. Stikstof en zuurstof zijn echter niet absoluut diathermaan; ze nemen nog wel eenige warmte van de doorgaande stralen over, zij nemen er dus eenige van op. De overige stralen bereiken de oppervlakte der aarde. Hier worden zij gedeeltelijk teruggekaatst.

■4

De teruggekaatste leggen dus ten tweedemale een weg door den dampkring af. Bij dien tweeden doorgang worden er weer eenige stralen door de lucht opgenomen (geabsorbeerd); maar het grootste gedeelte bereikt de buitenste lagen van den atmospheer en verzwindt in de oneindige ruimte van het heelal. Het gedeelte, dat wel door de aardoppervlakte werd ontvangen, maar niet teruggekaatst, dus dat door den bodem, hetzij die uit water of uit land bestaat, werd geabsorbeerd, bewerkt eene temperatuursverhooging van dien bodem. De verwarmde aardoppervlakte verschijnt nu op hare beurt weer als warmtebron en wel eene die op twee wijzen haren invloed doet gelden. In de eerste plaats straalt zij warmte uit en verwarmt daardoor den geheelen dampkring, in de tweeds plaats deelt zij hare warmte door geleiding aan de onderste luchtlagen mede; de laatste invloed is voor ons de belangrijkste.

We komen dus tot de slotsom, dat de dampkring in het algemeen verwarmd wordt:

i\' . door de zonnestralen op hunnen weg van de zon naar de aarde,

2^U. door de teruggekaatste stralen op hunnen weg van de aardoppervlakte naar de

oneindige ruimte en 3°. door de- stralen, die het verwarmde aardoppervlak uitzendt.

Daar de lucht in hooge mate diathermaan is, en de temperatuur der wereldruimte zeer laag wordt geschat (— 140° C.), behoudt de dampkring eene lage temperatuur. De onderste luchtlagen daarentegen bezitten eene hoogere temperatuur; zij ontvangen door geleiding warmte van de aarde.

Bij deze beschouwing hebben we den invloed van den waterdamp, die altijd in den dampkring aanwezig is, buiten rekening gelaten^ om op haren invloed afzonderlijk de aandacht te vestigen. Waterdamp is niet zoo diathermaan als zuurstof en stikstof en gedraagt zich tegenover alle warmtestralen niet op gelijke wijze.

De warmtestralen worden namelijk verdeeld in lichte en donkere. De eerste worden afgezonden door voorwerpen , die tevens licht verspreiden, zooals de zon, de maan, eene lamp, het vuur enz. De laatste komen van voorwerpen, die donker zijn, zooals de kachel, de wanden van een fornuis en het verwarmde aardoppervlak. Ten opzichte van de doorlating van deze beide soorten van warmtestralen gedragen sommige stoffen zich zeer bijzonder. Gla? bijvoorbeeld laat wel lichte door maar «een donkere. De warme zonnestralen brengen dus hunne verkwikking tot in onze kamers en verwarmen daar de verschillende voorwerpen. Deze stralen nu op hunne beurt ook warmte uit, maar de stralen door hen afgegeven zijn donker en worden door glas niet doorgelaten. Glazen schermen beveiligen dus tegen te felle kachelhitte maar niet tegen te felle zonnewarmte. Waterdamp nu laat de lichte warmtestralen minder goed door, maar de donkere worden bijna alle geabsorbeerd. De stralen, die door de zon naar de aarde worden afgezonden, ondervinden dus eenige hindernis, maar de donkere stralen, die van de aarde uitgaan, worden alle door den waterdamp geabsorbeerd. Daar de waterdamp nu vooral in de onderste lagen van den atmospheer voorkomt, is dit eene tweede reden, waardoor de temperatuur van die onderste lagen aanmerkelijk honger moet

\'5

•\'-iill

-V rfp

; y{

zijn, dan die van het overige gedeelte des dampkrings. De waterdamp werkt dus als een scherm, dat de zonnestralen grootendeels doorlaat, maar de stralen door de aarde afgezonden tegenhoudt, men kan haar vergelijken met het glas van eene broeikas.

Door welke redenen is au het onderste deel van den dampkring warmer dan het bovenste?

AVaarom is het \'s winters dikwijls aangenaam warm ill eene kamer, waar de zon op de ruiteu staat, terwijl liet huiten in het zonnetje zelfs vriest?

Moeielijk gaat het de absorptie in getallen aan te geven, aangezien deze nog van zoovele omstandigheden afhangt. Men rekent echter, dat wanneer de stralen den kortst mogelijken weg door den dampkring afleggen, er ongeveer j van door den dampkring wordt opgezogen. Vallen de zonnestralen schuin, dan worden er meer geabsorbeerd; want dan leggen zij langer weg door den dampkring af. Daarom kunnen we zonder moeite naar de opkomende of de ondergaande zon zien, ofschoon we midden op den dag het scherpe zonnelicht niet konden trotseeren. Daardoor verwarmt de ondergaande zon een muur, waarop hare stralen loodrecht vallen, maar weinig.

Hoe droger de lucht, hoe feller de zonneschijn. In het hooge Noorden is de lucht des zomers zeer droog. Bij walvischvaarders doet de zon vaak pik in de naden der schepen smelten, terwijl het in de schaduw vriest.

Aangezien de onderste lagen van den dampkring het dichtst zijn, zal daar het grootste verlies aan zonnewarmte plaats vinden. Op hooge bergen moet de zon dus feller branden, ofschoon de luchttemperatuur er gering is. Reizigers verhalen dan ook, dat de zonnegloed op hunne handen en hun aangezicht pijnlijk werkte, terwijl ze met de voeten in de sneeuw stonden. De thermometer rijst op het gebergte veel meer, wanneer hij aan de zon wordt blootgesteld, dan in de vlakte.

Het volgende lijstje toont dit duidelijk. Wij zijn het aan E. Frankland verschuldigd.

§ 15. De grootte der zonnewarmte is afhankelijk van den zonne-afstand. In de natuurkunde wordt geleerd, dat de kracht der warmtestralen, die van één bron uitgaan, omgekeerd evenredig is met den afstand tot die bron Bevond zich nu de zon altijd op denzelfden afstand van de aarde, dan zou de

i6

hoeveelheid warmte ons door haar toegezonden altijd even groot zijn. Maar de afstand, waarop wij ons van het middelpunt van ons zonnestelsel bevinden is niet altijd even groot, hij varieert tusschen 20,36 millioen en 19,7 millioen geogr. mijlen.

Gedurende de maand januari is de afstand het geringst. Dan hebben dus de zonnestralen hunne grootste intensiteit. Het noordelijk halfrond heeft dan winter, het zuidelijk zomer. In Juli is de afstand het grootst, dan hebben dus de zonnestralen de minste\'^intensiteit. Het noordelijk halfrond heeft dan zomer, het zuidelijk winter. In den zomer zijn dus bij ons de zonnestralen minder fel, dan bij voorbeeld in het Kaapland, gedurende den zomer. Men beweert, dat lieden die zich van het noordelijk naar het zuidelijk halfrond hadden begeven en zich daar plotseling uit den schaduw in het volle licht verplaatsten, dit konden bemerken.

Was nu het zomerhalfjaar van het noordelijk halfrond even groot als het zomerhalfjaar van het zuidelijk halfrond, dan ontving dit laatste gedurende zijn zomer meer warmte dan het eerste gedurende den zijnen. Door de excentriciteit van de aardbaan duurt echter de noordelijke zomer S dagen langer dan de zuidelijke, waardoor het verschil eenigszins wordt opgeheven. De gevolgtrekking ligt nu voor de hand, dat het zuidelijk halfrond een warnieren ofschoon korteren en fhet noordelijk een koeleren ofschoon langeren zomer^heeft. In werkelijkheid is het niet zoo, omdat de warmtever-deeling op aarde niet alleen van den afstand der zon afhankelijk is.

§ 16. De grootte der zonnewarmte is afhankelijk van den hoek, waaronder de zonnestralen de aardoppervlakte bereiken.

richting der stralen. De medegedeelde warmte zal zich dan over het vlak verspreiden.

Noemen we ile hoeveelheid medegedeelde warmte J/, dan zal elke vlakteeenheid daarvan ontvangen eene hoeveelheid m , gelijk aan

M J \'S x PJi.

Kernen we nu dit vlak weg en plaatsen we een ander vlak /v/v\'.v schuin in den

\'7

stralenbundel. Ook dit vlak zal de geheele hoeveelheid J/ ontvangen, maar deze moet nu verdeeld worden over fis x pr vlakte-eenheden en dus zal elke vlakte-eenheid er van ontvangen eene hoeveelheid ui =

M

ps x pr

: ~ of als /\'S ; ps. Maar PS — pt en dus

Nu is PR — pr, dus vi : m ~

ps \'PS

kan men voor de laatste verhouding ook lezen pt; ps. In den rechthoekigen driehoek pts is pt de rechthoekszijde tegenover hoek j- en ps de hypothenusa; het quotiënt van deze beide noemt men den sinus van hoek i. Deze hoek is die waaronder de zonnestralen op hel vlak pqrs vallen. We krijgen dus den volgenden regel:

De hoeveelheden warmte, die aan een vlak t e-eenh ei d worden medegedeeld, verhouden zich als de sinussen van de hoeken, waaronder de zonnestralen op het vlak vallen.

Voor hem, die moeielijkheid heeft het woord sinus goed op te vatten, kan men ook door de volgende redeneering tot een algemeenen regel komen. Hoe schuiner men het vlak pqrs plaatst, hoe grooter gedeelte zal in den stralenbundel vallen. Dezelfde hoeveelheid warmte M zal dus over een grootere vlakteruimte verspreid worden en elk deel wordt dus minder verwarmd. Verbeelden we ons nu, dat het vlak zijne zelfde ligging behoudt, maar de zonnestralen nu eens loodrecht dan schuin er op vallen, dan krijgen we als slotsom; hoe schuiner de zonnestralen op een vlak vallen, hoe minder warmte geven ze.

Vallen dus de zonnestralen schuin op het aardrijk dan vermindert het w a r m t e-e f f e c t om twee redenen:

i^e omdat dezelfde bundel grooter vlak verwarmt, 2^e omdat de stralen grooter weg door den dampkring afleggen. Daar nu de zonnestralen over \'t algemeen schuiner op de aarde vallen, naarmate men zich van den aequator verwijdert, m. a, w. naarmate de geographische breedte van eene plaats toeneemt, zoo komen we tot den volgenden regel: De temperatuur van eene plaats op aarde hangt af van hare geographische breedte.

^ 17. Jaargetijden. De aarde is in bijzondere, positie tegenover de zon

geplaatst. Door het hellen der aardas op \'Iku nöijnnïorindrvlnk ontstaat eene verplaatsing van de zon voor de aardbewoners. Daaruit volgt voor eene zelfde plaats op aarde een verschil tusschen de lengten van den dag op de verschillende tijden des jaars en tevens een verschil in hoogtestand van de zon. Zoodoende ontstaat de afwisseling in temperatuur, die don grondslag vormt van onze verdeeling in jaargetijden. Het zuidelijk halfrond heeft uit den aard der zaak juist het tegenovergestelde jaargetijde als het noordelijk.

Nat. aardrijksk.

m

^ 18. Verlichtingsgordels. Toen men nog in de meening verkeerde, dat de stand der zon de eenige factor was, die het temperatuursverschil tusschen de verschillende deelen der aarde bewerkte, heeft men zoowel het noordelijk als het zuidelijk halfrond in drie zoogenaamde klimaatgordels verdeeld. Daar echter thans gebleken is, dat de verdeeling van de temperatuur aan de aardoppervlakte een veel meer samengesteld verschijnsel is, zoo kunnen deze gordels niet meer als klimaatgordels gelden. Ze hebben evenwel nog waarde en verdienen daarom behouden te blijven, mits onder een anderen naam. In navolging van Supan noemen we ze verlichtingsgordels, omdat ze aanduiden, hoe de aarde door de zon wordt verlicht. De grenzen van deze gordels worden gevormd door de keerkringen en de poolcirkels. We krijgen dus 3 zulke gordels voor elk halfrond en wel i^e den tropisch en gordel tusschen aequator en keerkring. Hier hebben de bewoners de zon minstens eenmaal in \'t jaar in \'t zenith.

2^e den middelgordel tusschen keerkring en poolcirkel. Hier hebben de bewoners de zon nooit in top en heeft er elke 24 uur afwisseling van dag en nacht plaats.

3e den poolgordel. Hier duurt de dag of de nacht langer dan 24 uur. De duur van den nacht wordt door de schemering verkort: het minst in den eersten, het meest in den laatsten gordel.

^ 19. Resumeeren we, dan vinden we: De mededeeling van de zonnewarmte staat onder invloed

i^e van de diathermaniteit van den dampkring.

ae van den afstand tusschen zon en aarde,

3quot; van den heek, waaronder de zonnestralen de aardoppervlakte bereiken of van de geographlsche breedte ,

4\' van de wisseling der jaargetijden.

§ 20. De invloed van de aardoppervlakte zelve. Daar de onderste lagen van den atraospheer hare warmte, zooals we gezien hebben, voornamelijk door geleiding van den bodem ontvangen, moeten we thans nagaan, welken invloed de gesteldheid van dien bodem op de verwarming en verkoeling ervan uitoefent. In de eerste plaats noemen we het absorbeerend vermogen. Sommige stoffen nemen van de hoeveelheid warmte, die haar wordt medegedeeld een groot gedeelte op, en kaatsen een klein gedeelte terug; andere doen juist omgekeerd. Gladde oppervlakten kaatsen over \'t algemeen veel terug, doffe daarentegen nemen veel op. Vandaar dat het bij stil weer en zonneschijn zoo warm op het water is. Tuinaarde neemt meer op dan zandgrond.

De soortelijke warmte. Door soortelijke warmte verstaat men de hoeveelheid warmte, die noodig is om 1 kilogram van zekere stof één graad in temperatuur te doen rijzen (zie v. d. Stadt I § 78). Nu is de soortelijke warmte van water

tweemaal zoo groot als die van de vaste aardkorst. Een zelfde hoeveelheid warmte zal dus de vaste aardkorst veel meer in temperatuur doen stijgen dan het water. Maar door uitstraling van eene zelfde hoeveelheid warmte zal het water ook minder in temperatuur dalen. De soortelijke warmte van zand is geringer dan die van bouwgrond; dus zal ook zand spoediger verwarmd en spoediger afgekoeld worden dan bouwgrond.

Het geleidingsvermogen. Hoe grooter het geleidingsvermogen van den bodem is, des te spoediger dringt de warmte er in; zij blijft dan niet tot de oppervlakte bepaald. Stoffen met gering geleidingsvermogen worden dus aan hare oppervlakte sterker verwarmd dan andere. Daardoor deelt de warmte der onderste lagen der lucht zich slechts langzaam aan de hoogere mede. Daardoor hebben ook alle stoffen, die veel lucht bevatten, een gering geleidingsvermogen. Sneeuw noemen we hier in de eerste plaats, daar dit hieraan juist de eigenschap ontleent, dat het de jonge plantjes, door haar bedekt, tegen de strenge vorst beschut. Ook het geleidingsvermogen van water is gering.

quot;Welke redenen hebben we nu ontmoet, waardoor de onderste luchtlagen warmer zijn dan de bovenste ?

De verdamping. Water gaat op alle temperaturen in damp over. Bij het verdampen wordt echter eene groote hoeveelheid warmte verbruikt, ongeveer 556 caloriën. (Zie voor de beteekenis van het woord calorie, v. d. Stadt I § 77). Door die verdamping wordt dus het overblijvende water aanmerkelijk afgekoeld. Vochtige gronden zijn daarom bij warm weder steeds koeler dan droge. Zandgronden, die doorgaans zeer weinig water bevatten, worden daarom spoediger door de zon verwarmd dan bouwgrond.

Het u i t s t ra ling s v e r m o g en. Evenals de stoffen in verschillende mate de warmte opnemen, wanneer haar warmte toegevoegd wordt, stralen ze ook in verschillende mate de warmte uit. Het uitstralingsvermogen is afhankelijk van het verschil tusschen de temperatuur van het lichaam en die der omgeving; hoe grooter dit verschil, hoe grooter de uitstraling. Zij wordt verder bepaald door den aard van het oppervlak ; over \'t algemeen is zij groot bij gladde, kleiner bij doffe lichamen. Natuurlijk hangt de uitstraling ook af van het geleidingsvermogen. Is een stof goed geleidend, dan zal bij uitstraling de warmte, om zoo te zeggen, van hel inwendige spoedig naar de oppervlakte terugkeeren, wanneer deze door uitstraling afgekoeld is. Gebeurde dit niet, dan zou het verschil tusschen lichaamsoppervlak en omgeving weldra te klein zijn om de uitstraling te onderhouden.

We zien dus, dat de gesteldheid van den aardbodem van grooten invloed is op de verwarming.

-

11

TEMPERATUUR VAX DEN DAMPKRING.

§ 21. Gemiddelde temperatuur. Onder de temperatuur van den dampkring, doorgaans kortweg de temperatuur genoemd, verstaat men de aanwijzing van den thermometer, welke vrij in de lucht hangt, buiten invloed van alle verwarmende of verkoelende omstandigheden. Om de temperaturen van de verschillende plaatsen te kunnen vergelijken, moeten de waarnemingen stelselmatig plaats hebben en om ze gemakkelijk te overzien, moet men ze in bepaalde groepen vereenigen. Neemt men den stand van den thermometer gedurende eenen geheelen dag van uur tot uur op en deelt de som van de uitkomsten der waarnemingen door 24, dan verkrijgt men een getal, dat de gemiddelde temperatuur van den dag aanwijst. Deelt men de som van de gemiddelde dag-temperaturen van een maand door hun aantal, dan verkrijgt men den gemiddelden temperatuur van die maand. Op gelijke wijze verkrijgt men de jaarlijkse he gemiddelde temperatuur. Op deze wijze verkrijgt men temperatuurswaarden voor verschillende plaatsen van de aardoppervlakte en door deze met elkander te vergelijken komt men tot de kennis van de verdeeling der warmte.

Kon men echter geen andere getallen vertrouwen, dan die welke op bovenstaande wijze verkregen waren, dan zou het aantal te gering zijn om tot iets te besluiten. Men heeft echter opgemerkt, dat uit eene vereeniging van 2 , 3 of meerdere waarnemingen per dag vrij goed de gemiddelde temperatuur van dien dag is af te leiden. Om een voorbeeld te geven, noemen wij het volgende. Als men om 7 uur \'s morgens, 1 uur \'s namiddags en 9 uur \'s avonds den stand van den thermometer noteert, en men rekent de laatste waarneming dubbel, dan levert { van de som der genoteerde getallen nauwkeurig de gemiddelde dagelijksche tem-peratuur. Ook uit de hoogste en de laagste temperatuur per dag kan men den gemiddelden thermometerstand afleiden.

§ 22. Normale temperatuur. Wanneer men achtereenvolgende jaren de temperaturen van een zelfden dag met elkander vergelijkt, dan ziet men, wat trouwens iedereen door ondervinding wel weet, dat zulk een dag niet in elk jaar dezelfde gemiddelde temperatuur bezit. Bepaalt men nu bijvoorbeeld 100 achtereenvolgende jaren de gemiddelde temperatuur van een bepaalden dag, b.v. den ₁sien Januari, en neemt men het gemiddelde van ai die waarnemingen door haar som door haar aantal te deelen, zoo verkrijgt men de normale temperatuur van den i^s,quot;ⁿ januari. Op overeenkomstige wijze verkrijgt men de normale temperatuur van eene maand en een jaar.

De temperatuur op den eersten Januari zal in \'t vervolg niet altijd gelijk zijn aan de gevonden normale; maar lioe grooter het verschil is, hoe minder vaak zal het voorkomen. Deze normale temperatuur kan dus beschouwd worden als de uitdruk-

king van den stelselmatigcn warmtetoestand van den i^slcn Januari voor dc plaats van waarneming; de afwijkingen zijn van toevallige omstandigheden afhankelijk.

Die afwijkingen zijn over \'t algemeen het geringst in de streken onder den aequator, zoodat daar gewoónlijk de gemiddelde temperatuur van een jaar ook de normale jaarlijksche temperatuur is. Hoe verder men zich echterpoohvaarts begeeft, hoe grooter worden de afwijkingen en hoe meer waarnemingen moet men doen om de normale temperatuur van dag, maand en jaar met eenige zekerheid vast te stellen.

§ 23. Temperatuursslingering. Door temperatuursslingering verstaat men de wisseling van temperatuur gedurende een dag of een jaar en onderscheidt daarom:

1°. Dagelijksche slingering. Deze is het gevolg van den schijnbaren omloop van de zon om de aarde en het daaruit voortspruitende verschijnen van dag en nacht. Gedurende den voormiddag is de opneming van warmte grooter dan het warmteverlies, gedurende het overige gedeelte van den dag is het juist omgekeerd. De laagste temperatuur heeft men doorgaans even voor zonsopgang; de hoogste wordt na den hoogsten stand van de zon waargenomen en wel te later, naarmate de dag langer is. In den winter valt de hoogste temperatuur bijna op den middag, in den zomer soms om half 4.

De afstand, die er tusschen de hoogste en de laagste temperatuur ligt, is niet op alle dagen en evenmin op alle plaatsen der aarde evengroot. In den winter is het verschil geringer dan in den zomer, onder den aequator grooter dan op hoogere breedte. Het kleinst is het in de poolstreken. Zie de temperatuurtabel in par.- 43 , waar de twee laatste kolommen de dagelijksche warmteslingering aangeven.

Van grooten invloed op de grootte der dagelijksche verschillen is natuurlijk de helderheid van den hemel; bij bewolkte lucht zijn ze niet zoo groot als bij heldere.

Hoe zou dit zoo komen?

2^e. Jaarlijksche slingering. Deze is het gevolg van het onderscheid in lengte der dagen en de middaghoogte der zon in de verschillende jaargetijden. Zij is het grootste in de poolstreken, waar een dag van weken en maanden afwisselt met een evenzoo langen nacht. Ze is het kleinste onder den aequator, waar het verschil in middaghoogte der zon hoogstens 23^° bedraagt en de dagen en nachten het geheele jaar door gelijk van lengte zijn. In de tropische gewesten is daarom de dagelijksche slingering grooter dan de jaarlijksche en men heeft op grond daarvan den nacht weieens den winter der tropen genoemd.

De hoogste temperatuur heeft men eenigen tijd na den hoogsten stand van de zon. De warmste maand is over \'t algemeen op het noordelijk halfrond Juli, op het zuidelijk Januari, aan den aequator zijn het April en October; de koudste maanden zijn op het noordelijk halfrond Januari, op het zuidelijk Juli, aan den aequator Juli en Januari. De meteorologische jaargetijden zijn dus eenigszins verschillend van de astronomische en wel;

Natuurlijk is de toestand der lucht van invloed; bij doorgaans bewolkte lucht treedt de hoogste stand van den thermometer later in. Ook is het verschil dan geringer.

Resumeeren we het volgende onderscheid:

de dagelijksche slingering is het grootst aan de jaarlljksche slingering Is het geringst aan

den aequator,- den aequator;

Is het geringst aan de polen. is het grootst aan de polen.

AFNEMING DER TEMPERATUUR MET DE HOOGTE.

§ 24. Warmtebronnen voor de lioogere lagen des dampkrings.

Bij de verdeeling van de warmte in den atmospheer onderscheiden we eene verticale en eene horizontale verdeeling. De eerste leert ons, hoe het met de temperatuur der hoogere lagen gesteld is en hoe deze in verband staat met die aan den bodem van den luchtoceaan. De tweede doet ons zien, hoe de temperatuur, ofschoon onregelmatig, van den aequator naar de pool afneemt. Bij de beschouwing van de verticale verdeeling zullen we tevens zien, hoe men den invloed van de hoogte neutraliseert om tot eene juiste horizontale verdeeling te geraken.

De verwarmde aardoppervlakte deelt hare temperatuur door geleiding aan de onderste lagen van den atmospheer mede. De hoogere lagen hebben de volgende warmtebronnen:

i^e de teruggehouden warmtestralen, die zich van de zon naar de aarde begeven (zie par. 14).

2° de teruggehouden warmtestralen, die door de aarde worden uitgestraald of teruggekaatst (zie par. 14).

3^e de opstijgende luchtstroomen.

De beide eerste warmtebronnen verschaffen slechts eene geringe hoeveelheid warmte. daar de atmospheer spoedig zeer ijl wordt (zie par. 11). De laatste is van meer belang. Door de verwarming namelijk der onderste lagen zetten deze zich uit en stijgen omhoog, gedrongen door de niet verwarmde en dus soortelijk zwaardere lucht. Die verwarmde lucht brengt hare warmte gedeeltelijk tot in de hoogere lagen, terwijl de koudere lucht zinkt en op hare beurt verwarmd wordt. Door dit aanhoudend opstijgen van verwarmde en nederdalen van koudere massa\'s, heeft de verwarming der hoogere luchtlagen plaats en het werk van den eenen dag wordt, na eene afbreking gedurende den nacht, den volgenden dag weder voortgezet.

Volgens de leer der mechanische warmtetheorie koelt echter droge lucht, terwijl zij opstijgt, voor elke loo meter i⁰ C. af. üeze afneming in temperatuur schijnt onafhankelijk te zijn van de warmte der onderste luchtlagen en van de hoogte, waarop men begint te stijgen. Door droge lucht worden dus de bovenste lagen weinig gebaat. Omgekeerd stijgt lucht i° C. in temperatuur, wanneer zij 100 meter daalt. Maar geheel anders wordt het geval, wanneer we in plaats van droge lucht zoodanige nemen, die met waterdamp is verzadigd. Het verschil bestaat voornamelijk hierin, dat door het neerslaan van den waterdamp warmte vrij wordt, die de lucht ten goede komt, en ten tweede, dat de afneming in temperatuur geringer is, naarmate de hoogte, waarop de stijging plaats heeft, grooter is en naarmate de aan-vangstemperatuur klimt. Volgende tabel geeft dit in cijfers te aanschouwen; de warmteafneming is voor elke 100 meter in graden Celsius.

Is de opstijgende lucht niet met waterdamp verzadigd, dan verhoudt ze zich als droge tot op het punt, waarop zij verzadigd wordt. Intusschen werkt echter \'de aanwezige waterdamp verwarmend (zie par. 14).

Onder alle omstandigheden is de aardoppervlakte de voornaamste warmtebron voor den atmospheer en het is dus zeer natuurlijk, dat de temperatuur afneemt, naarmate wij ons van de aardoppervlakte verwijderen, m. a. w. de temperatuur der lucht neemt af met de hoogte.

*5 25. Temperatuui\'s^eriiiindering in den vrijen atmospheer.

Ue afneming van temperatuur in den vrijen atmospheer, dat is buiten aanraking met de aardoppervlakte, kunnen we alleen leeren kennen uit de resultaten van de metingen door luchtreizigers in hunne ballons verricht. In dit opzicht heeft vooral Glaisher zich verdienstelijk gemaakt. Hij vond de volgende waarden:

Afneming voor 100 meters

Hoogte in meters. in den zomer.

Uit deze en andere getallen kan men afleiden, dat de afneming in temperatuur

nitl iquot; C. voor loo nieter bedraagt, maar steeds minder is, wat uit het neerslaan van waterdamp te verklaren is.

Hoe dan?

en tevens, dat de afneming geringer wordt, naarmate men hooger stijgt. Ook dit is uit de condensatie van den waterdamp te verklaren.

Bovendien leeren ons de waarnemingen, dat de afneming niet in alle jaargetijden gelijk is. De grootste waarde bereikt zij in den zomer. Dit is geenszins tegennatuurlijk, want gedurende het warme jaargetijde is de lucht droger dan anders en heeft de condensatie van den waterdamp in grooter hoogte plaats, dan in het overige gedeelte van het jaar. Bovendien wordt de aardbodem in dat jaargetijde het sterkst verwarmd, welke warmte den ondersten lagen des atmospheers veel meer ten goede komt dan den bovensten. In den winter daarentegen werkt de aardbodem eer verkoelend dan verwarmend op de onderste luchtlagen en heeft de condensatie van den waterdamp in veel geringer hoogte plaats , zoodat dan de afneming langzamer plaats vindt.

Evenzoo is het gesteld met het dagelijksch onderscheid. Het snelst daalt de temperatuur in den middag en de eerste uren daarna. Ook is de bewolking van de lucht van grooten invloed, daar een wolkendek de snelle verhitting van den aardbodem en dus ook van de onderste luchtlagen verhindert en bovendien de uitstraling tegenhoudt.

Daar nu de afneming bij hooge temperatuur geringer is dan bij lage, heerscht er in de hoogere lagen des atmospheers een gelijkmatiger temperatuur dan aan de aardoppervlakte.

§26. Afneming in het gebergte. Langs de helling van het gebergte verkeert de lucht in eenigszins andere omstandigheden dan in den vrijen atmos-pheer; hier toch hebben we te doen met eene luchtlaag, die wel hoog is gelegen, maar toch in aanraking is met het vaste gedeelte der aardoppervlakte en door geleiding dus warmte kan ontvangen. Den invloed van deze laatste warmtebron schrijft men het toe, dat de afneming met de hoogte gelijkmatiger is. De volgende tabel wijst de afneming in temperatuur aan langs de berghelling voor elke ioo meter, die men verticaal is gestegen.

= 5

Uit deze tabel ziel men, dat de afneming niet overal gelijk is, maar tevens, dat zij niet zoo uiteenloopende verschillen vertoont. Op grond van nog meerders metingen wordt de gemiddelde afneming van de temperatuur langs de berghellingen gesteld op 0.54° C. of bij benadering op 1° C. voor elke 100 meter, die men ver ticaal stijgt.

Van deze algemeene hoeveelheid van 0.54⁰ wijken de opgaven van Hongkong en St. Helena nog al af. De oorzaak daarvan is te leerrijk om haar niet even mede te deelen. We hebben gezegd, dat bij droge lucht de warmtevermindering 1° C. voor elke 100 meter moest zijn. Het onderste station op St. Helena is in de lente en den zomer bijzonder droog, want dan valt er maar 6 en 22 mm. regen, zoodat het ons niet verwondert, dat de lucht aldaar bijna de wetten van volkomen droge lucht volgt. In den herfst valt er 49 mm. regen en in den winter 68 mm. In dit laatste jaargetijde bevat dus de lucht den meesten waterdamp, en dan is ook de vermindering van de temperatuur met de hoogte het geringst.

Verder blijkt uit bovenstaande tabel, dat ook langs de helling van het gebergte de vermindering in temperatuur het grootst is in den zomer en het geringst in den winter. Bengalen maakt hierop eene besliste uitzondering, welke wordt veroorzaakt door de grootere vochtigheid van den atmospheer gedurende het warme jaargetijde.

§ 27. Bergklimaat. Door het verschil in warmteafneming gedurende de verschillende jaargetijden heeft het klimaat op het gebergte een ander karakter dan het klimaat in de vlakte. Wel neemt de temperatuur af, naarmate men hooger komt, en men zou dus meenen, dat het bergklimaat veel overeenkomst had met het klimaat op hooge breedte, het zoogenaamde poolklimaat. Volgende tabel wijst echter aan, dat er tusschen beide een groot onderscheid bestaat.

De drie eerste plaatsen hebben bergklimaat, de beide laatste poolklimaat. Vergelijken we de gemiddelde jaarlijksche temperatuur van de Theodulpas met die van Omenak, dan vinden we geen verschil, maar in den loop van de temperatuur is wel een groot onderscheid: de gemiddelde temperatuur van de koudste maand

. i

-r .,1

ij! ;^:ï: ..I?

f\'i r \' *\'■!

26

verschilt met die van de warmste maand te Omenak 27,7° C- en in de Theo-dulpas maar 15.7° C. Even groot verschil in karakter van klimaat vinden we tusschen Antisana en Westeras: de gemiddelde jaarlijksche temperatuur is gelijk , maar het verschil tusschen de warmste en de koudste maand is in de eerste plaats 3.2° C., in de laatste 20.9°. Het bergklimaat is dus veel gelijkmatiger dan het poolklimaat.

Een ander onderscheid tusschen pool- en bergklimaat bestaat hierin, dat de opgegeven temperaturen, als genomen in den schaduw, niet juist den indruk teruggeven, dien de raensch van het klimaat ontvangt. Het onderscheid tusschen de temperatuur in de zon en die in den schaduw, dat in den poolnacht geheel wegvalt, is op het gebergte juist groot (zie par. 14). In Davos (1650 meter hoog) steeg de luchttemperatuur op 30 December 1873 niet boven — i2.8°C.₍ maar in de zon wees de thermometer om 9 uur \'3 morgens reeds 25.5quot; C. en om half twee \'s namiddags 38.5° C. Te Meran zijn daardoor de nachten van December tot Maart echte winternachten , maar over dag heerscht er gedurende dien tijd de aangename voorjaars-warmte. Ook in den zomer is het onderscheid tusschen den stand van den ther-moter in de zon en van dien in den schaduw grooter in het gebergte dan in de vlakte. In het bergklimaat is het onderscheid van de warmte in den zonneschijn en die in den schaduw grooter dan in de vlakte. De ijlheid van de lucht en het mindere waterdampgehalte bewerken dit verschil.

§ 28. Klimaat dor hoogvlakte. Boven groote plateau\'s wordt de lucht op gelijke wijze verwarmd, als boven de lagere gedeelten der aardoppervlakte. Er is echter nog wel eenig onderscheid. De luchtlagen, die op de hoogvlakte rusten zijn veel ijler; daardoor worden de bodem en de onderste luchtlaag zeer snel verwarmd, maar staan de warmte ook spoedig weder af. Ten gevolge daarvan kan de temperatuur op den raiddag zoo hoog stijgen als weinige nieters boven den zeespiegel, maar \'s nachts daalt de temperatuur veel lager en dit verschil wordt grooter met de verheffing boven den zeespiegel.

Dat er verschil met het bergklimaat bestaat, volgt reeds daaruit, dat er hier van geen opstijgende luchtstroomen sprake kan zijn. Toch zijn plateau\'s, evenals de bergen, maar eilanden in den luchtoceaan omhoog geheven, en is het dus zeer goed mogelijk, dat de afneming op de hoogvlakte weinig verschilt van die langs de berghelling. De teraperatuurswaarnemingen op de groote plateau\'s zijn nog te schaarsch om tot eenige vaste gegevens te voeren. Daarbij komt, dat hier vooral met groote voorzichtigheid moet te werk gegaan worden. De waarnemingsstations moeten namelijk geheel onder dezelfde klimatologische invloeden liggen. Is dit niet het geval, dan verkrijgt men soms de tegenstrijdigste uitkomsten.

Valparaiso ligt bijna 500 meter beneden Santiago en toch is het er gedurende de maanden van November tot Maart kouder, in Januari zelfs bijna 3°. Daaruit zou men atleiden, dat in den winter de warmte met de hoogte toenam.

We hebben hier echter te doen met twee stations, die niet te vergelijken zijn, daar het eene onder den verkoelenden invloed van een zeestroom ligt en het andere niet. Noordelijk van 27⁰ Z.B. vertoont de Chileensche kust een dergelijke warmte-vermeerdering met de hoogte. Deze heeft haar oorzaak in het ontbreken van den nevel en de uitstraling der onbegroeide rotsen.

Men meent, dat de temperatuursvermindering voor plateau\'s kleiner zal wezen, dan langs de hellingen der gebergten.

Intusschen bestaat er een groot verschil tusschen het bergklimaat en dat der hoogvlakte. Was het eerste gematigd, het tweede vertoont eene groote jaarlljksche slingering : het heeft koude winters en felle zomers.

§ 29. Afwijkingen. Ofschoon het eene algemeene wet is, dat de temperatuur met de hoogte afneemt, zoo zijn er toch gevallen, waarbij juist het tegengestelde wordt opgemerkt. In de dalen tusschen hooge gebergten komt het voor, dat de koudere lucht den bodem bedekt, terwijl een warmere luchtlaag zich daarboven uitbreidt. Dit geschiedt echter alleen bij hoogen barometerstand, helderen hemel en doodstil weder. Men ontmoet dit verschijnsel het meest in den winter, vooral wanneer de sneeuw den bodem bedekt.

Men verklaart het op de volgende wijze. Door de uitstraling worden de onderste lagen van den dampkring afgekoeld. Deze lagen worden door de omringende bergen verhinderd weg te vloeien en blijven dus als een koude luchtmassa onder in het dal liggen. De lucht, die op de bergen wordt afgekoeld, daalt langs de helling naar omlaag; maar wordt al dalende warmer en is dus soortelijk lichter dan de lucht, die op den dalbodem rust. Zij verdringt deze dan ook niet, maar spreidt er zich over uit. Aldus verkrijgt de helling eene hoogere temperatuur dan de voet en de top.

Ook in de vlakte merkt men op, dat de temperatuur gedurende heldere, stille nachten met de hoogte toeneemt en wel het geheele jaar, maar toch voornamelijk gedurende den winter. Ook in dit geval is het een gevolg der krachtige uitstraling, terwijl het gebrek aan luchtbeweging de vermenging van warme en koude lagen belet. Deze temperatuursverhooging strekt zich minstens tot op 50 meter afstand van de aardoppervlakte uit en wel in dier voege, dat de vermeerdering in de onderste lagen grooter is dan in de hoogere. Soms bedraagt zij iquot; per 10 meter; soms 0,7° voor de onderste 2 meter. Bij een boom van 6 meter kan zij een verschil van 2⁰ geven tusschen boden, en top. Daaruit laat het zich verklaren, dat bij nachtvorsten de toppen der boomen soms verschoond blijven, terwijl de lagere takken en de struiken bevriezen. Op grooten schaal werd het verschijnsel waargenomen in December 1879. Midden-Europa had toen drie weken lang helder weer, de barometer stond er hoog, de bodem was met sneeuw bedekt en eene felle koude deed er zich gevoelen. Geheel anders was \'t in de Zwitsersche en Oostenrijksche

28

Alpen, in Baden, in \'t bekken van de Seine en op het hoogland van Centraal-Frankrijk. Daar heerschte een veel mildere temperatuur.

Zoolang nu een dergelijke afwijking slechts bij uitzondering voorkomt, heeft ze voor de Aardrijkskunde weinig waarde; alleen als zij zoo vaak optreedt, dat zij ook in de gemiddelde maandelijksche en jaarlijksche temperaturen is waar te nemen, en zij dus tot het karakter van het klimaat behoort, is zij voor ons van belang. In de Alpen is dit bijv. het geval met de lengtedalen van Inn en Drau. De volgende tabel van temperaturen in \'t Draudal diene lot voorbeeld;

Hoogte in meters 4—000 8—900 12—1300 2040 Jaar-temperaluur in C. 7.5 G.6 4.5 1.1

Januari-temp. —5.4 —3.6 —5.1 —6.6

Hoe zou het komen, dat Si Is (1810 meter hoog, in \'t Eugadin) eene Januari-temp. heeft van —8.1\', even groot als de Januari-temp. van den S i n t-B e r n a r d (2478 meter)\'- Bevers in het Boven-Kngadin (1715 m. hoog) heeft een Januari-temp. van—9.0° en de alleenstaande Rigi (1784 m.) maar eene van —5.1°. Wat kan daarvan de oorzaak zijn?

Dat we in de Alpendalen werkelijk te doen hebben met een kenmerkende eigenschap van het klimaat, kan men hieruit alleiden, dat de mensch aldaar bij het bouwen van zijne woningen den breeden, vruchtbaren dalbodem mijdt en zich bij voorkeur op de helling vestigt.

Ook in andere bergstreken merkt men des winters duidelijk eene verhooging van temperatuur langs de helling op; zoo wees de thermometer op het 2000 meter hooge Alibertgebergte 4» hooger dan in het nabijgelegen Irkoetsk.

§ 30. Herleiding van de temperatuur tot op het vlak van den zeespiegel. In s 16 hebben we gezien, dat de temperatuur van eene plaats afhing van de geographische breedte. We hebben nu een factor leeren kennen, die de regelmatige afneming der warmte van den aequator naar de pool zeer verstoort. Door de hoogte toch worden sneeuw- en ijsklimaat tot bij den evenaar gebracht en dat wel op eene zeer onregelmatige wijze. Om de horizontale verdeeling der temperatuur na te gaan, om de factoren te vinden, die nog meer storend op de regelmatige verdeeling der warmte over de aardoppervlakte inwerken , moet men dezen factor buiten rekening brengen. Men denkt zich dan de aarde als een volkomen effen bol en geeft elke plaats de temperatuur, die zij zou hebben, als ze gelijk lag met den zeespiegel.

De getallen, die men dan verkrijgt, zijn dus niet de directe uitkomsten van waarnemingen. Men herleidt de .vaargenomen waarde. Bij deze herleidingen stuit men echter hierop, dat de waarde van vermindering voor 100 meter niet overal op aarde gelijk is, zooals uit do tabellen in par. 26 is gebleken. Men moet zich dus ook hier weder behelpen met eene gemiddelde waarde en neemt dan aan voor de gemiddelde jaarlijksche warmte een vermindering van 0.47 , voor de gemiddelde Januari-

temperatuur eene van 0.36 en voor de gemiddelde Juli-temperafuur eene van 0.59 ; alles per 100 meter.

Intusscher moet opgemerkt worden, dat men op die wijze we! de hoogte buiten rekening brengt, maar geenszins de overige gevolgen, die de wisseling van hoog en laag op de temperatuur hebben, zooals wijziging in de richting van den wind, enz. Niemand denke dus: als er geen hoogten en laagten op aarde waren, zou de verdeeling van de warmte zoo zijn, als ik ze vind, nu ik de hoogte buiten rekening breng.

HORIZONTALE VERDEELING DEJt TEMPERATUUR.

§ 31. IsotllGrmen. Wanneer men de verschillende gemiddelde temperaturen van de plaatsen op aarde met elkander wil vergelijken, dan is het van het grootste belang ze zoo te groepeeren, dat overzicht mogelijk is. Daarom heeft men de plaatsen, die, na aftrek van den invloed der hoogte, eene gelijke temperatuur hadden door lijnen vereenigd. Deze lijnen noemt men isothermen (van isos rr gelijk en thermè =: warmte). Vaak voelde men bij eene dergelijke vereeniging, dat hier en daar noodzakelijk waarnemingsstations ontbraken en moest men de lijnen eigendunkelijk trekken. Vooral is dit het geval in de binnenlanden van Azië, Afrika en Australië. Daar waar de minste stations gevonden worden, zijn de lijnen het minst te vertrouwen, maar tegenwoordig zijn er genoeg waarnemingen gedaan, om ons in hoofdtrekken met de warmteverdeeling aan de aardoppervlakte, de horizontale dus, bekend te maken.

De lijn, die de plaatsen vereenigt, welke gelijke gemiddelde jaarlijkschetemperatuur hebben, heet men jaar-isotherme; vereenigt zij de plaatsen, die gelijke Januari-tempe-ratuur hebben, dan heet zij Januari-isotherme, en voor Juli dan Jull-isotherme. Zoo

kan men twaalf verschillende maand-isothermen trekken. Vroeger sprak men van zomer-isothermen en winter-isothermen.

Wot zou meu daardoor wel verstaan hebben ? De eerste noemde men ook wel isotherea (tberos = zomer), de iaatste isochunenen (clieimon — winter), maar dezo namen raken in onbruik.

§ 32. Onregelmatige loop der isotliermen. Beschouwen wij nu het

eerste blad van den bij dit werk behoorenden atlas. Daarop worden de jaar-isothermen voorgesteld. 1 .aten we elkander vooraf even herinneren, dat we in ^ 16 hebben geleerd, dat de warmte, aan eene plaats medegedeeld, afhankelijk is van hare geographische breedte. We kunnen dus verwachten. dat de jaar-isothermen evenwijdig zouden loopen aan de parallellen.

Hoe beredeneert gij, dat we dit verwachten konden?

En wat zien we nu. Dat alleen in het zuidelijk halfrond op hooger breedte dan 40quot;. iets tc zien is, dat we als eene dergelijke evenwijdigheid kunnen aannemen,

maar dat overigens de isothermen een zeer onregelmatig verloop hebben We zien bochten naar den aequator en bochten naar de pool. De beteekenis van zoodanige bocht dient goed gevat te worden. Boven den Noordelijken Atlantisch en Oceaan bevindt zich een bocht naar de pool; op 20° N.B. zien we in denzelfden oceaan een bocht naar den aequator. De noordelijke punt van Noorwegen heeft volgens het kaartje eene gemiddelde jaarlijksche temperatuur van o⁰; Mdden-Azië en het zuiden van de Hudsonsbaai hebben diezelfde temperatuur, maar de noordpunt van Noorwegen ligt veel dichter bij de pool: een bocht naar de pool geeft dus eene meerdere verwarming van de lucht, eene verhooging der temperatuur te kennen. Eene bocht naar den aequator duidt verlaging van temperatuur aan.

Op het tweede kaartje, dat de isothermen van de maand Januari voorstelt, zijn de bochten nog grooter: op het derde, dat ons de isothermen van Juli te aanschouwen geeft, is het verloop geheel anders, maar daarom niet minder onregelmatig.

Er moeten dus redenen zijn, waardoor dat onregelmatig verloop ontstaat. We willen de hoofdfactoren, die dit bewerken in de eerste plaats beschouwen, om daarna het verloop van enkele isothermen nog wat nauwkeuriger na te gaan.

De isothermen loopen niet evenwijdig met de parallellen, omdat de warmteverdeeling over de aardoppervlakte ook afhankelijk is;

i^D van den bodem, waarop de atmospheer rust 2^e van de zeesfroomen,

3^e van de richting van den wind en 4^e van andere invloeden van minder belang.

§ 33. Land en water. De bodem, waarop de atmospheer rust, kan bestaan uit land en uit water. Deze twee gedragen zich ten opzichte van de opneming en uitstraling der warmte geheel verschillend, worden daarom door dezelfde hoeveelheid niet gelijk verwarmd en doen de op hen liggende dampkringslucht ook ongelijk in temperatuur stijgen. (Zie par. 20).

In de eerste plaats stijgt de temperatuur der landmassa veel sneller dan die van eene watervlakte en we! om reden de soortelijke warmte van water grooter is en bij stijgende temperatuur het water aan de oppervlakte verdampt en dus warmte verbruikt. Het kan ons dus geen verwondering baren, dat de hoogste waargenomen temperatuur van den bodem aanmerkelijk hoo-ger is dan die van de bovenste waterlaag (de bodem van de Sahara 70° C., de bodem bij Bagdad 78° C., de zeeoppervlakte aan den aequator 30° C.). Bij de opneming komt dus het land en daarmede de lucht boven het land het water en daarmede de lucht boven het water in warmtegraad vooruit.

In de tweede plaats daalt de temperatuur van het water langzamer. Door het verschil in soortelijke warmte zal het verlies van dezelfde hoeveelheid bij het land een grooter vermindering in temperatuur tengevolge hebben, dan

bij het water. Daarenboven dalen boven 4quot; C. de afgekoelde waterdeeltjes naar omlaag en worden vervangen door andere, die eene hoogere temperatuur bezitten. De landmassa en de boven haar hangende lucht daalt dus sneller in temperatuur dan de waterspiegel en de atmospheer daarboven.

In de derde plaats zinkt beneden 4\'\' C. het verwarmde water naar omlaag en maakt plaats voor koeler. Daardoor dringt de warmte in het water dieper doo r; m aar s tij gt de oppervlakte minder in temperatuur, Bij afkoeling heeft eene omgekeerde strooming plaats.

In de vierde plaats is de lucht boven den oceaan met waterdamp bezwangerd en we hebben reeds in par. 14 gezien, dat dit van grooten invloed is op de mededeeling der warmte aan de lucht.

Ga dat uog eens na.

In de vijfde plaats komen er boven den oceaan doorgaans bewolkte hemels voor. Wolken bestaan uit gecondenseerden waterdamp en laten nagenoeg geen warmte door. Een wolkendek belet dus in den zomer de opneming van de zonnewarmte en in den winter de uitstraling: in het algemeen dus vermindert het de hoogste en verhoogt de laagste temperatuur. Deze vijf redenen hebben echter alle hetzelfde gevolg en vandaar dan ook, dat men boven de oceanen een gelijkmatiger klimaat vindt, dan boven de vaste landmassa. Het klimaat, dat aldus in zijn uitersten (de grootste warmte en de grootste koude) is getemperd, noemt men een zeeklimaat: waar die uitersten zich met nadruk doen gelden, heerscht eenquot;vaste landsklimaat of kortweg landklimaat.

Uit het aangevoerde volgt tevens, dat de temperatuur bij het zeeklimaat in het voorjaar langzamer stijgt en in het najaar langzamer daalt, dan bij het landklimaat.

Is er ook verschil in beide kiimateu , wat betreft de dagelijkscbe temperatuursslingering ?

Intusschen moeten we nog op een verschil tussehen beide klimaten opmerkzaam maken. Bij het zeeklimaat treedt de hoogste temperatuur later in dan bij het landklimaat. We zullen dit duidelijk maken. Zoolang de opneming van warmte het warmteverlies door uitstraling, geleiding, enz. overtreft, stijgt de temperatuur. Maar de uitstraling vermeerdert, als de warmtegraad hooger is. Beide, land en water, staan in de lente onder invloed van de zon, die meer warmte zendt, dan afgegeven wordt en dus zoowel land en water in temperatuur verhoogt, üp den tijd, dat de zon haar hoogsten stand bereikt en dus haar stralen den grootst mogelijken hoek met het aardrijk maken (het meest loodrecht vallen, zegt men doorgaans; duidelijk, ofschoon zeer onjuist) geeft zij de grootst mogelijke hoeveelheid warmte; daarna vermindert haar kracht. Het land is nu veel warmer dan het water en straalt dus veel meer uit dan dit. Zoo komen we aan een tijdstip, dat het land evenveel van de zon ontvangt, als het door uitstraling verliest; van dit

tijdstip af, ilaalt de temperatuur van het land. Het water ontvangt dan nog meer dan het uitstraalt en stijgt dus nog eenigen tijd in temperatuur. Zoo is bijv. op Madera de maand September nog even warm als Augustus.

Stellen we tot vergelijking het volgende schema:

Bij het zeeklimaat heeft men Bij het landklimaat heeft men

1. koele zomers; zomers;

2. zachte winters; strenge winters;

3. kleine dageiijksche slingering: groote dagelijksche slingering;

4. langzaam stijgende voorjaarstempe- snel stijgende voorjaarstemperatuur:

ratuur;

5. langzaam dalende najaarstemperatuur; snel dalende najaarstemperatuur;

6. de hoogste temperatuur geruimen de hoogste temperatuur spoedig na den

tijd na den hoogsten zonnestand. hoogsten zonnestand.

Later zullen we nog een onderscheid leeren kennen tusschen beide klimaten.

Moeielijk gaat het natuurlijk een grens te trekken tusschen de streken, welke land- en die, welke zeeklimaat hebben. Kaart VI geeft de verdeeling aan. Om al te scherpe begrenzing te vermijden zijn er nog twee overgangsgebieden aangenomen, zoodat we komen tot de volgende vier klimaten :

i^e Zeeklimaat, waar de uitersten van temperatuur minder dan 15° verschillen. Daar we dergelijke verschillen ook vinden in de landen aan den aequator (Hoe komt dat zoo?) kunnen we het ook het aequatoriaal klimaat noemen.

2\'quot; Overgangsklimaat. waar het verschil 15quot;—20quot; bedraagt.

3gt;! Landklimaat, waar dit 20quot;—40quot; ia, en eindelijk

4lt;= Beslist landklimaat, waar de hoogste en laagste temperaturen meer dan 40°

uit elkander liggen.

We laten aau ilen lezer over uit oe beschouwing van de kaart zich een antwoord te verschaffen

op tie volgende vragen:

Is er met betrekking tot de landmassa nog regelmatigheid te ontdekken in de verdeeling der klimaten ? Hebben alle kusten zeeklimaat? Hebben alle landen in liet midden landklimaat? Misschien zul uit het verdere hem ook duidelyk worden, wat de oorzaak van deze schijnbare tegenstrijdigheid is.

\'t bergklimaat heeft veel overeenkomst met het zeeklimaat; op de plateau\'s heeft het klimaat meer overeenkomst met het landklimaat.

Ga dit na (zie par. 27 en 28)

Land en water nu zijn zeer onregelmatig over de aardoppervlakte verspreid, hunne invloed zal dus reeds tot een zeer onregelmatig verloop der isothermen aanleiding geven.

^ 34. Zeestroomen. We zullen later zien, dat warme zeestroomen zich van den aequator in de richting naar de pool begeven. Daardoor brengen zij eene groote hoeveelheid warmte naar koudere streken, r kilogram water toch geeft, wanneer het één graad in temperatuur daalt, i calorie af. De soortelijke warmte

33

van lucht is 0.237. ¹ kilogram lucht behoeft dus om 1° in temperatuur te stijgen 0.237 calorie. Daalt dus 1 K.G. water 1° ia temperatuur, dan is er genoeg warmte afgestaan om 1 : 0.237 K.G. lucht i⁰ in temperatuur te doen stijgen. 1 liter lucht weegt 1.293 gram of 0.001293 K.G. Er zal dus (1 ; 0.237) ; 0.001293 ^ 1 L. = 3263 liter lucht 1quot; in temperatuur stijgen, tegen 1 liter water 1° graad in temperatuur daalt.

Het gebeurt echter ook, dal een koude zeestroom zich naar warmer streken begeeft. In dat geval zal natuurlijk de afkoeling even groot zijn. Om 1 liter water i⁰ in temperatuur te verhoogen zal 3263 liter lucht i⁰ in temperatuur verlaagd worden, Zeesfroomen zijn dus mede oorzaak van het onregelmatig verloop der isothermon.

^ 35. Luclltbeweging. Even als de beweging van het water is ook de beweging van de lucht van invloed op de temperatuur, maar in veel minder mate. De wind verplaatst warmere of koudere lucht naar koudere of warmere streken ; maar 1 K.G. lucht is bij daling van i⁰ in temperatuur ook maar in staat om 1 K.G. andere lucht 1» warnier te maken. De invloed van een zeestroom is dus noodwendig, onder overigens gelijke omstandigheden, ruim 3000 maal zoo groot, als de invloed van een luchtstroom.

We willen nog de aandacht vestigen op het volgende verschijnsel, In het algemeen moeten de kusten een zeeklimaat hebben. De wind kan hier echter groote wijziging in brengen. Waait liij bestendig of nagenoeg bestendig van de kust naaide zee, dan zal hij deze beletten haar invloed op gene uit te oefenen. Waait daarentegen onophoudelijk een zeewind en is de verticale vorm er geschikt voor, dan drijft de luchtstroom de voordeelen van het zeeklimaat ver het land in, (Zie verder par. 56). Luchtstroomen veroorzaken dus ook een onregelmatig verloop der isothermen.

§ 36. Andere invloeden. Behalve de genoemde oorzaken, die men meer beslist op de kaart kan nagaan, vermelden we nog eenige andere, die ontegenzeggelijk ook van invloed zijn; maar waarvan men de uitwerking niet zoo in \'t verloop van de isothermen kan waarnemen, We bedoelen:

i^lt;!den invoed van den bodem, (Zie par, 20),

2^eden invloed van den neerslag. Als waterdamp condenseert komt de verdampingswarmte, (Zie v. d. Stadt I, § 74) weder vrij en verwarmt den dampkring. Na een regen zal dus de lucht daar, waar de condensatie plaats had, in emperatuur zijn gestegen. Natuurlijk zal daar, waar de regen neergevallen is, de warmte zijn gedaald; want van het gevallen water verdampt öogenblikkelijk weder een groot gedeelte en daartoe wordt warmte verbruikt. Regen verfrischt dus voor ons den atmospheer en verwarmt de hoogere lagen.

Warme zeestroomen brengen veel waterdamp mede en danken daaraan een aanmerkelijk deel van hun verwarmenden invloed.

Nat. aardrijkste.

34

Welke invloed van zeestroomen is straks vermeld ? Hoeveel caloriën komen er vrij, als t kilogram waterdamp in water vau dezelfde temperatuur overgaat (Zie par. 30)? Hoeveel K,G. lucht kan daarmede lquot; in temperatuur verhoogd worden? Hoeveel liter lucht is dat wel?

Spec, warmte van lucht 0.237. Spec. gew. van lucht

Evenzoo komt bij \'t bevriezen van water de smeltingswarmte vrij; maar van elke K,.G. slechts 79 calorien. Door het bevriezen van water wordt dus verdere verlaging van temperatuur tegengewerkt. Dit komt natuurlijk het zeeklimaat het meest ten goede.

3« den invloed van den plantengroei. De invloed door den plantengroei op de temperatuur uitgeoefend is tweeërlei. In de eerste plaats wordt er door de planten veel water verdampt en daarvoor veel warmte verbruikt. Men meent zelfs, dat in den groeitijd een met gras bedekte vlakte 2 a 3maal zooveel water verdampt als een even groote waterspiegel.

Dat het verdampen van water verkoelend werkt, kan men zeer goed bemerken, als men in zalen komt, waar zich een fontein of iets dergelijks bevindt. Wijn en bier kan men koe! houden door natte doeken om de fiesschen te wikkelen. De inwoners van Bengalen hangen op eenigen afstand vau hunne tinizen aan de windzijde groote. natte matten op; de verschroeiende wind heeft dan veel van zijn warmte verloren, als hij door de matten gewaaid is en hunne woningen bereikt.

Waaraan hebben we nu het onregelmatige verloop der isothermen te danken ?

In de tweede plaats wordt er door de planten warmte verbruikt bij de chemische omzettingen. Men zou kunnen zeggen ; warmte wordt hier veranderd in groeikracht.

x 37_ Januari-isothermen. Werpen we nu weder een blik op het kaartje der Januari-isothermen. Januari is de koudste maand van het noordelijk en de warmste van het zuidelijk halfrond. Daar de zon in December hare grootste zuidelijke declinatie heeft bereikt, wordt het zuidelijk halfrond meer verwarmd dan liet noordelijk. Dit zuidelijke bestaat echter grootendeels uit eene watervlakte, die met zulk eene hooge temperatuur bereikt en de warmte langzaam opneemt; van daar dan ook, dat de lijn, die de hoogste temperaturen op eiken meridiaan vereenigt, de zoogenaamde thermische aequator, zich ten zuiden van den mathematischen bevindt en wel gemiddeld 3⁰ a 4⁰.

De grootste warmte heerscht in de binnenlanden der drie zuidelijke werelddeelen; in Zuid-Amerika en Australië tot 2 8° C., in Afrika zelfs tot 30° C. De streek tusschen de isothermen van 25⁰ C. is boven den oceaan smaller dan boven de landmassa. Boven de zee treffen we aequatoriale bochten aan. Zuidelijker dan 40° Z.B-, wordt de landmassa gering en ontmoeten we dan ook een meer gelijkmatige afneming in temperatuur, zoodat de isothermen bijna evenwijdig loopen met de breedtecirkels. Eerst op 6o^u Z.B. daalt de temperatuur tot onder \'t vriespunt.

Geheel anders is het beeld op het noordelijk halfrond. Het onderscheid tusschen land en water doet zich buiten de keerkringen duidelijk gelden ; we vinden pool-waartsche bochten boven den oceaan. boven de landmassa daarentegen zijn de

bochten naar den aequator gericht. In Januari werkt dus de zee op gemiddelde breedte temperatuurverhoogend. op lage breedte temperatuurverlagend.

Opmerkenswaard is het onderscheid tusschen de oosten de westkusten der continenten. De isotherme van 0° op het noordelijk halfrond snijdt de westkust van Amerika op 55⁰ en die van Europa op 63°, de oostkusten van de landmassa\'s echter op 40° en 37quot;; dit is een gevolg van wind en van zeestroom, waarover we later zullen spreken, maar waarop we hier toch moeten wijzen. Langs de oostkusten gaan koude, langs de westkusten warme stroomen; aan de oostkusten vindt men landwinden, die den venvarmenden invloeden der zee beletten zich op het land te laten gelden, aan de westkusten treffen we zeewinden aan (Zie kaart VII en VIII). Op lager breedte is de verhouding juist omgekeerd, daar zijn de westkusten aanmerkelijk koeler dan de oostkusten.

Zoek eens op de kaart van de zeestroomen of ge daar de reden ook van kunt vinden.

Ook zijn de westkusten op gemiddelde breedte regenrijker dan de oostkusten, de door condensatie vrij geworden verdampingswarmte verhoogt hier dus de temperatuur.

De loop van de isothermen wijst er op, dat de koudste plaatsen niet gelegen zijn aan de noordpool. Het middelpunt van den kring, waarvan de isotherme van —35quot; C. in Amerika een deel uitmaakt, kennen we niet. Wel kennen we de koudste plaatsen in Azië. Deze middelpunten van koude noemt men koude-polen. We onderscheiden dus de Amerikaansche van de Siberische koude-pool. De Antarctische koudepool valt waarschijnlijk nagenoeg met de zuidpool der aarde samen.

De Amerikaansche koudepool bevindt zich waarschijnlijk in Noord-Groenland; maar of ze boven de zee of boven de landmassa te zoeken is, kan niet uitgemaakt worden, daar een ijsvlakte zich tegenover de warmteuitstraling haast evenzoo gedraagt als eene landmassa (beider spec, warmte = 0.5). De Discovery-baai in Groenland heeft eene gemiddelde Januari-temperatuur van —40quot; C.

De Siberische koudepool ligt in Oost-Siberie, op eene breedte, waarop boven den Atlantischen Oceaan de temperatuur der lucht nog boven het vriespunt blijft en niet lager daalt dan te New-York, te Peking of aan de noordkust der Zwarte Zee. In jakoetsk bedraagt de gem. Januari-temperatuur —42.8quot; C., in Werchojansk —49° C. In Siberië komen de laagste temperaturen voor, die op den aardbodem waargenomen zijn: in Irkoetsk —62°; in Werchojansk op 30 Dec. iSyi —63,2quot;; op 25 Januari 1883 nam men op de Varna en de Dymphna eene temperatuur van —65quot; waar. In Amerika was de laagst waargenomen temp, —58,7quot; (te Floeberg Beach op 82quot;2i\' N.B. en W.L.). De zuidgrens van het gebied, waar de

temperatuur soms onder —40° daalt en dus wijngeestthermometers in gebruik zijn (Zie van de Stadt, I § 58) loopt van Lapland dwars door Finland over St. Petersburg, langs Smolensk en Koersk naar Lugan; vandaar naar Oremburg, daalt bij

3⁶

\'t Balkansch-meer tot 47⁰ N.B. en aan de oostkust van Azië tot 40° N.B. (dat is de breedte van Zuid-Italië !).

De groote koude van Midden-Azië is het gevolg van het landklimaat met zijn helderen hemel ; maar wordt nog vergroot door het sneeuwdek, dat de verbinding tusschen atmospheer en bodem verbreekt en een groot uitstralingsvermogen bezit, terwijl het Stanawoi-geb. het wegvloeien van de koudere lagen naar den oceaan verhindert.

De Januari-isothermen in Europa wijken wel het meest van de parallelrichting af; zij loopen bijna evenwijdig met de meridianen. Straatsburg, Bergen en de Lofodden hebben denzelfden thermometerstand. Het onderscheid, dat men in de richting van zuid naar noord dacht te vinden, heerscht in de richting van west naar oost. Tusschen Tarifa en Hammerfest bedraagt de afneming in warmte voor elke 100 kilometer slechts 0,44° C., tusschen West-Europa en West-Siberië voor een gelijken afstand langs den breedtecirkel van 56° N.B. 0,51° C. en op 63° N.B. zelfs 0,82° C.

Een zelfde meridionaal verloop van isothermen vinden we bij de westkusten van Zuid-Amerika en Zuid-Afrika, tengevolge van de richting van \'t gebergte.

Het voorkomen van twee koudepolen heeft tengevolge, dat op sommige plaatsen de temperatuur met de breedte toeneemt. Eene dergelijke totale omkeering in de horizontale warmteverdeeling heeft men ook in Lapland en Armenië opgemerkt, en ze komt waarschijnlijk nog wel op andere plaatsen voor. Ter onderscheiding van de koudepolen noemt men meer locale gebieden, waaromheen de warmte aan alle zijden toeneemt, k oudecentra of kou de-ei land en.

Over \'t algemeen neemt echter, zooals we gezien hebben, de koude in de richting naar de pool af, dus de geographische breedte heeft den grootsten invloed op de horizontale warmteverdeeling.

S 38. De Juli-isothermen. Juli is over \'t algemeen de warmste maand voor \'t noordelijk halfrond, de koudste voor \'t zuidelijk. De thermische aequator vinden we dan nu ook ten noorden van den aequator en wel gemiddeld van 16quot;— 18° N.B.; dus aanmerkelijk verder dan op \'t zuidelijk halfrond in Januari, wat een eenvoudig gevolg is van het voorkomen van groote landmassa\'s op het noordelijk halfrond. Temperaturen van 30quot; C. en daarboven vinden we alleen boven de land-massa\'s (Zie kaart III); maar in Amerika en Azii^; zelfs verder dan 40° N.B. Het heetst zijn de streken, welke den plantengroei missen. Wat het verloop der isothermen aangaat, valt het iedereen bij de beschouwing der kaart oogenblikkelijk op, dat de poolwaartsche bochten, op het noordelijk halfrond zich thans boven de continenten bevinden en deze dus warmer zijn dan de oceaan; maar de tegenstellingen zijn niet zoo groot als bij de Januari-isothermen en de jaar-isothermen zullen dus meer met deze dan met de Juli-isothermen overeenkomen.

37

De meridionale richting der isothermen aan de westzijde van Noord-Amerika is te wijten aan den kouden stroom en de snelle toeneming van de warmte naar het binnenland. In hoogere breedte zijn de westkusten der continenten nog iets warmer dan de oostkusten. Naar liet zuiden toe wordt eindelijk de oostkust warmer dan de westkust even als dit in den winter het geval was; maar nu wordt de westkust in de Oude wereld reeds kouder op 40° N.B., in de Nieuwe op 50°. N.B.

Op hoeveel graden breedte geschiedde dit in Januari?

Temperaturen beneden \'t vriespunt geeft ons kaartje voor \'t noordelijk halfrond niet te zien.

De Siberische koudepool is verdwenen; de grootste koude op het noordelijk halfrond wordt in Juli waargenomen boven de Kara-zee en boven het oostelijk gedeelte van den Arctischen archipel van Noord-Amerika.

Reist men van het westen van Europa naar het oosten, zoo ontmoet men op denzelfden breedtegraad telkens hoogere temperaturen. Lissabon op 38° N.B. is weinig warmer dan Weenen op 4S⁰ N.B. en dit weer weinig warmer dan Tobolsk op 58° N.B.

De toeneming in warmte is echter lang zoo groot niet, als de afneming in Januari; zij bedraagt voor elke 10 lengtegraden of nagenoeg 7500 kilometer op 52⁰ N.B. slechts 0.7⁰ C.

Op het zuidelijk halfrond daalt de temperatuur op 55quot; B. onder \'t vriespunt. De bochten naar den aequator bevinden zich nu boven de landmassa even als in Januari op \'t noordelijk halfrond, maar van het halfrond strekt zich weinig land in den middelgordel (Zie par. 18) uit. De bochten aan de west- en oostkusten der vastlanden zijn in dit halfrond op dezelfde plaats als in Januari, maar het temperatuursverschil is niet zoo groot. Het grootst is het onderscheid tusschen de Braziliaansche en Peruaansche kust. Het westen heeft onder 15\'\' Z.B. eene temp. van 15°, die in het oosten eerst onder 28° Z.B. bereikt wordt. Nergens komt de isotherme van 15quot; zoo dicht bij den aequator.

39, Jaar-isothermen. Deze gelijken meer op de Januari- dan op de Juli-isothermen. Onder 33,4quot; breedte weegt de invloed van het zeeklimaat tegen dien van \'t landklimaat op. Op hooger breedte werkt het water meer verwarmend dan het land verkoelend; op lager breedte werkt het land meer verwarmend dan de zee verkoelend. Dit stemt overeen met den regel, dat het water in den winter verwarmend, in den zomer verkoelend werkt. De thermische aequator ligt op ongeveer 10° N.B. Boven Soedan heerscht de hoogste temperatuur. De isothermen, die eene hoogere temperatuur, dan ongeveer 20° C. aanwijzen, maken een poolwaartsche bocht boven de continenten; die, welke eene lagere temperatuur aanwijzen, boven de oceanen.

3«

Hue is het met het verschil tusscheu de oost- en westkusten der continenten iu den middel-gordel? Hoe in den tropischen gordel?

De koudepool in Azië is thans ook verdwenen. In den archipel ten noorden van Amerika zijn de temperaturen laag (Discovery-baai —20°). Gedurende den winter is deze archipel een ijsveld (wat gelijk staat met een vastland) ; de temperatuur was er gedurende den winter dan ook zeer laag. Gedurende den zomer is hij een watervlak, wat eveneens de temperatuur op deze breedte verlaagt. Daarenboven wordt er nu veel warmte verbruikt voor \'t smelten der ijsmassa\'s. Een koude winter en een koude zomer doen natuurlijk de gem. jaarlijksche temperatuur zeer dalen.

Resumeeren we eenige wetten. die we hebben leeren kennen :

r Op enkele uitzonderingen na neemt de warmte langs den meridiaan naar de pool af of: de zon is de hoofdfactor voor de warmteverdeeling.

2^c Op lage breedte zijn de landmassa\'s warmer dan de zee.

3^C Op hooge breedte is de oceaan warmer dan \'tland.

4 Op lage breedte zijn de westkusten kouder dan de oostkusten.

5\' Op hooge breedte zijn de westkusten warmer dan de oostkusten

6f De warmteverdeeling wijkt van de verlichtingsgordels af (§ 18).

5 40. Warmtezonen. We hebben de waarheid van deze laatste wet duidelijk gezien en daarom volgen wij een der tegenwoordige aardrijkskundigen geheel, als hij naast de verlichtingsgordeU\'van § 18 zuivere warmtegordels plaatst. De grenzen van deze gordels moeten natuurlijk isothermen zijn. Daartoe heeft hij de jaarisothermen van 20quot; en de isothermen van 10° der warmste maand gekozen. De eerste is de grens van de palmen, de tweede de grens van den boomgroei, zie kaart XVI. We krijgen dus ;

i^c de tropische of warme zone tusschen de beide jaarisothermen van 20quot; C.

Deze is het smalst boven de zee, het breedst boven de landmassa.

2e de gematigde zonen, tusschen de jaarisothermen van 20° C en de (anuari-isoth. van iequot; C, wat het zuidelijk halfrond aangaat; wat het noordelijk halfrond aangaat moet de Juli-isoth. van 10° C de poolgrens zijn.

3^C de koude zonen van genoemde iequot; isothermen tot de polen.

Het is van zeer veel belang te zien, in hoeverre ons land bevoordeeld is ten opzichte van zijn klimaat.

Daartoe ga men de jaarisotherme van 10° eens goed na en noteere door welke landen zij loopt. Daarna ga men den breedtecirkel van 50° N\'.B. na en noteere, door welke jaarisothermen hij gesneden wordt en waar. Hetzelfde doe men met de Januari- en Juli-isothermen. Eerst moet men nagaan , die, welke nagenoeg door ons land gaat, en dan zoeken en noteeren, welke isothermen onzen breedtecirkel snijden en waar.

S 41. Normaaltemperatureu der breedtegraden. Wanneer men het gemiddelde neemt van alle temperaturen, die op denzelfden breedtegraad heerschen, verkrijgt men de nor m aalt emperat uur van die breedte. Door verge-

39

lijking kan men dan vinden, waar eene te liooge, waar eene te lage temperatuur heerscht. Dove heeft de normaaltemperaturen voor het noordelijk halfrond geheel en voor het zuidelijk tot 40° Z.B. uitgerekend. Later zijn zijne uitkomsten eenigszins verbeterd. Wij geven dienaangaande de volgende tabel.

Uit deze tabel blijkt, dat het noordelijk halfrond tot tusschen 40 en 50° breedte kouder is dan het zuidelijk, daarna echter warmer.

Kan meo hierin de verkoelende werking van de landraassa op hoogere breedte ook zien ?

§ 42. Anomalie. Door anomalie (van anomalia rr afwijking) verstaat men het verschil, dat er tusschen de temperatuur van een plaats en de normaaltempera-tuur van hare breedte bestaat. Madrid ligt op 40° N. B. De gemiddelde jaar-lijksche temp. bedraagt 14,3°. De plaats ligt op 630 meter hoogte. We moeten dus 6,3 x 0,47quot; of bijna 3⁰ bij de gem. jaail. temperatuur voegen (zie § 26) en krijgen dan voor Madrid een gem. jaarl. temp. van 17,3°, als het gelijk met den zeespiegel lag. De normaaltemperatuur van 40° breedte is op het N. H. 13,6°, dus is de anomalie van Madrid 3,7° en wel te warm of zooals men zegt positief. Is een plaats te koud, dan heeft zij eene negatieve anomalie.

Nu zijn er op aarde vele plaatsen, die gelijke anomalie hebben. Deze heeft men door lijnen vereenigt. Zulke lijnen noemt men isano malen. Op de kaartjes IV en V vindt men de isanomalen voor Januari en Juli. De isanomalen zijn over \'t algemeen van 5 tot 5 graden getrokken. De roode geven de positieve; de blauwe de negatieve anomalie aan. De zwarte lijn vereenigt die plaatsen, welker temperatuur juist gelijk is aan de normale van de breedte , waarop zij liggen. Met een enkelen oogopslag kan men nu zien, welke streken betrekkelijk te warm , welke betrekkelijk te koud zijn.

In Januari is het noordelijk gedeelte van den Atlantischen en dat van den Grooten Oceaan te warm. De westkust van Noord-Amerika en bijna geheel Europa zijn eveneens te warm.

Kunt ge faier ook eene verklaring voor vinden r

4°

Het binnenland van Noord-Amerika en Azië is te koud, even als de oostkusten van die landen.

Hoe is \'t met de zuidelijke werelddcelen ? hoe met hunne kusten ?

Beschouwen we nu de isanomalen in Juli.

Beantwoord de volgeudu vragen : Hoe is het gesteld met de oceanen van \'t noordelijk halfrond, hoe met de Jandmassa\'s, hoe met de kusten V

Hue met de werelddeelen van \'t zuidelijk halfrond, met hunne kusten, met de oceanen?

Maak een tabel, waarin ge de verschillen naast elkander schrijft. Kunt ge ook de redenen voor deze verschillen opgeven ?

tj 43, Aan het slot van deze hoofdstukken over temperatuur geven we de volgende

Temperatuurtafel.

n

42

Tabellen dienen alleen ter vergel ij king.

Vergelijk: Reuselaarshaven en Jakoetsk.

Winipeg en Archangel.

St. Petersburg, Moskau en Reykiavik.

Nicolajewsk en St. Bernard.

Astrakan en Greenwich.

San Francisco en Sint Louis.

Lissabon en Quito.

Muitan en Jeruzalem.

Maak rijen van steden, die nagenoeg op dezelfde breedte liggen en zie of het verschil in landen zeeklimaat in het oog springt.

Bereken uit de tabel met behulp van § 2G onder welke isotherme Quito moet liggen, onder welke Antisana, onder welke St. Helena, onder welke Leh, enz. Welke plaats heeft de grootste gemiddelde dagelijksche slingering en hoe kunt ge dat verklaren V

LUCHTSTROOMEN.

5; 44. Luchtdruk. Reeds hebben we hier en daar kennis gemaakt met den invloed, dien de luchtstroomen uitoefenen op de temperatuur.

Ga nog eens na, in welke gevallen de bochten van de isothermen gedeeltelijk ook aan den wind te wijten waren.

Hij de behandeling van den neerslag zullen we zien, dat de luchtstroomen ook daarop van grooten invloed zijn. De lucht draagt zoowel de warmte als het water van de eene plaats naar de andere; /.oo werkt zij op de ontwikkeling van planten en dieren en daardoor tevens op die van den mensch.

Voor we ons echter met de luchtstroomen zelf bezig houden, wijden we onze aandacht aan den luchtdruk, daar het verschil, dat er te zijnen opzichte op de verschillende plaatsen der aarde bestaat, de naaste aanleiding tot het ontstaan

van den wind is. De luchtdruk wordt ons aangegeven door millimeters van den barometer. Wij meten dus de lengte van de kwikkolom, die even zwaar is als eene luchtkolom van dezelfde doorsnede. De normale druk is ongeveer 760 mm., maar zooals we reeds vroeger gezien hebben —

bij welke gelegenheid (par. 11) —

neemt de druk met de hoogte af, en wel te langzamer naarmate men hooger stijgt. Nemen we om de eenvoudigheid eene gelijkmatige temperatuur van 0° door den geheelen atmospheer aan, en stellen we, dat de barometer aan de oppervlakte op 762 mm. staat, dan vinden we de volgende standen op de daarbij staande hoogten.

Ware de atmospheer homogeen d. i. overal even dicht, dan zou zij 7991 nieter hoog moeten wezen. Dit geeft ons het middel aan de hand om bij benadering voor eiken luchtdruk te weten, hoeveel meter men stijgen moet om den barometer 1 mm. te doen dalen. Staat b.v. dit werktuig op 520 mm. dan zal men 7991 meter ; 520 = 15.4 meter stijgen moeten, eer men een luchtdruk van 519 mm. bereikt. Voor groote hoogte-intervallen is de berekening meer samengesteld.

Kunt ge uit uw natuurkunde die 7991 meter ook berekenen?

45. Dagelijksche slingering. De luchtdruk vertoont eene dagelijksche slingering. Hij is het grootst om 10 uur des voormiddags en 10 uur des avonds; het geringst om 4 uur des morgens en 4 uur des avonds. De slingering schijnt nagenoeg buiten invloed van locale omstandigheden te staan ; want deze uren blijven over de geheele aardoppervlakte dezelfde; alleen op gebergten valt de hoogste barometerstand in den voormiddag later en verdwijnt soms de laagste stand in den namiddag. Op den Faulhorn, op eene hoogte van 2670 meter, valt het voormiddagsmaximum in den zomer om 1 uur \'3 namiddags.

Het onderscheid tusschen den hoogsten en den laagsien stand m. a. w. tusschen het maximum en het minimum is niet overal even groot. Onder den aequator bedraagt het 2 a 3 mm., onder 30° breedte t,6 mm., onder 48° breedte ongeveer 1 mm., onder 60° breedte slechts 0,13 mm. Eene voldoende verklaring van de dagelijksche slingering van den barometerstand is er nog niet gegeven; wel is het natuur-

44

lijk, dat de dagelijksche warmteslingering er eenigen invloed op uitoefent; hoe, dat zal u in het vervolg blijken.

§ 46. Ongelijke verwarming van de luchtlagen. Werd de atmos-pheer aan de oppervlakte der aarde gelijkmatig verwarmd en nam de warmte in zijne lagen overal in dezelfde verhouding af, dan zou men hem in een aantal horizontale lagen (we laten buiten rekening, dat de aarde een bol is, anders moesten we zeggen: een aantal concentrische lagen) kunnen verdeelen. zoodanig dat de temperatuur van dezelfde laag in al hare deelen even groot was. Nu echter aan deze beide voorwaarden niet voldaan wordt, hebben we ook eene dergelijke gelijkmatige verdeeling der warmtelagen niet te zoeken.

Figuur 2 geeft ons eene voorstelling van hetgeen er gebeurt, wanneer eene zelfde laag in den dampkring in haar verschillende deelen ongelijke temperaturen bezit.

Fig. 2,

F\'

D

Zij ABC de aardoppervlakte en ACGF de onderste lagen uit den dampkring tot waar de barometer 350 mm. aanwijst. Nemen we verder aan, dat op de hoogte, waarop DE getrokken is, de stand van den barometer 500 mm. is. Denken we ons nu, dat de kolom boven het grondvlak AB wordt verwarmd, terwijl die boven BC de oorspronkelijke warmte blijft behouden; de hjn K\'KH\'HB scheidt dan de beide kolommen. Door de verwarming zet de lucht boven AB uit. Het gedeelte, dat zich zoo even tot D1I uitstrekte, zal zich nu uitstrekken tot DH ; dat hetwelk zich uitstrekte tot FK nu tot F\'K\'. Op de hoogte van D U zal dus de luchtdruk nu 500 mm. zijn , op de hoogte van F\'K 350 mm. De vlakken van 500 en 350 mm. hebben zich dus naar boven verplaatst; er is dus eene beweging naar boven ontstaan. Gebeurde er niets anders dan dat, zoo zou de druk op AB niet verminderen, want deze is alleen afhankelijk van de geheele massa, die op haar rust; en niet van de hoogte van die massa. Doch bij eene eenvoudige verschuiving naar

omhoog blijft het niet; dat zal ons duidelijk zijn, als we den druk beschouwen. die er ter weerszijden van de denkbeeldige scheiding K B op verschillende hoogten, wordt uitgeoefend. Op de hoogte van H wordt boven BC een druk van 500 mm. uitgeoefend; boven AB wordt er meer uitgeoefend, want bij //\' bedraagt die 500 ram. Bij II\' ligt op de hoogte van DE\' boven AB eene laag, waarvan de drukking 500 mm. bedraagt, boven BC eene, waarvan die minder is. Bij K ligt boven AB eene laag van meer dan 350 mm. druk, boven BC eene van 350 mm. Bij K\' ligt boven AB eene laag van 350 mm. druk, boven BC eene van minder dan 350 ram. Door de verwarming liggen dus boven AB de lagen, die gelijken druk uitoefenen als boven BC, hooger, en op gelijke hoogte oefenen de lagen boven AB grooter druk uit dan die boven BC.

Daar de drukking zich ook zijdelings voortplant, zoo hebben we hiermede tegelijkertijd de zijdelingsche drukkingen op K B met elkaar vergeleken. Is de drukking van de laag DH\' grooter dan die van H\'E\\ dan oefent de eerste meer kracht uit tegen de scheiding in//quot;\'dan de laatste. We koraen dus tot de slotsom, dat door verwarming van de luchtkolom boven AB in de eerste plaats verschuiving van den bepaalden luchtdruk naar boven ontstaat; en in de tweede plaats, dat aan alle punten van de scheiding BK de zijdelingsche druk hooger is aan den kant boven AB, dan aan den kant boven BC. Hadden we dien wand van buigzame stof gemaakt, dan zou hij naar de zijde boven BC bol gaan staan. Nu hij echter niet dan in de verbeelding bestaat, blijft de lucht niet in rust, maar beweegt zich van de ruimte AK naar de ruirate K C, zooals door de beide bovenste horizontale pijltjes is aangewezen.

Daardoor wordt nu echter ook de stand van den barometer boven ^Cgewijzigd. Zoolang geen lucht in de richting van de beide bovenste pijltjes vloeide, bleef de stand daar onveranderd 760 mm. Nu dat echter wel gebeurt, wordt de luchtdruk boven AB minder en boven BC meer. Evenzoo verandert de zijdelingsche druk, die even boven B aan de zijde van BC nu grooter is dan aan de zijde van en een luchtbeweging ontstaan doet van BC naar.iT?, zooals het onderste pijltje aanwijst.

Resumeeren we het verschijnsel, dan vinden we:

i^E Door verwarming van eene kolom lucht schuiven de vlakken van bepaalden druk omhoog.

2\' Daardoor ontstaat in de hoogere lagen van den dampkring een luchtsiroom, uit gaande van de verwarmde kolom.

3^C Dit heeft verlaging van den barometerstand op den bodem onder de verwarmde kolom en verhooging daarvan in de omgeving ten gevolge. waaruit

4^e een luchtstroom geboren wordt, uitgaande van de onderste laag der niet-verwarmde kolom

5\' De hoogere luchtstroom ontstaat eerst en is de oorzaak van den lageren.

In de niet-verwarmde kolom begeeft de lucht zich naar omlaag.

46

7 De horizontale luchtstroom gaat steeds van de streek, waar hoogere luchtdruk heerscht. naar eene streek, waar de barometer lager slaat.

8quot; Boven een luchtstroom aan den bodem Is er altijd een In de hoogte In tegenovergestelde richting.

We hebben hier dus gezien, hoe de warmte op de verdeeling van den luchtdruk in de hoogere lagen werkt. Het volgende tabelletje diene om de waarheid te doen zien van de onder nquot; i genoemde wet. Het geeft den luchtdruk in de Alpen aan op verschillende hoogte in den zomer en in den winter.

Op zeer aanschouwelijke wijze kaa men het bestaan van twee dergelijke luchtstroomen, een onderste van de koudere naar de warmere luehtmassa en een bovenste van de warmere naar de koudere Inchtmaisa waarnemen, door in den winter de deur van eene verwarmde kamer even te openen en de vlam van eene kaars aan het boven- en aan het benedeneinde van de opening te honden.

Uoor deze verhooging der lagen van gelijken druk zal de atmospheer in warmere streken, dus aan den aequator, hooger zijn, dan in de koelere op hooger breedte.

S 47. Ongelijk gehalte aan waterdamp. Hebben we gezien, dat door verwarming luchtbeweging ontstaat, zoo was die verwarming toch niet de naaste aanleiding. Deze was de ongelijke drukking en alles, wat dus de gelijkheid van den luchtdruk verbreekt, zal aanleiding geven, al is het dan ook in mindere mate dan de warmte, tot beweging der lucht.

De aanwezigheid van waterdamp in de lucht doet den barometer dalen. Slechts schijnbaar is dit in strijd met de wet van Dalton (Zie v. d. Stadt I, g 121), die zegt: als twee dampen zich in dezelfde ruimte bevinden, dan is de spanning van het mengsel gelijk aan de som der spanningen, die elke damp zou hebben, als hij zich alleen in die ruimte verspreidde. We hebben in den atmospheer namelijk niet te doen met eene begrensde maar met eene onbegrensde ruimte. Ontstaat er nu plotseling boven het kwik in den bak van den barometer eene hoeveelheid waterdamp, dan zal de spanning van het mengsel daar grooter worden dan die van de omringende lucht, waarin zich niet zulk eene hoeveelheid waterdamp gevormd heeft. Daardoor zet het mengsel zich uit en waar vroeger alleen een zeker volume lucht was, verkrijgt men nu dezelfde volume van lucht met waterdamp, terwijl door de uitzetting een deel der lucht is uitgedreven. Daar nn lucht zwaarder is dan water-

47

damp, zal de druk verminderd zijn. Opneming van waterdamp doet dus de barometer rijzen, terwijl het aanwezig zijn van waterdamp den stand verlaagt; omgekeerd doet het neerslaan van den waterdamp den barometer dalen, terwijl het ontbreken van waterdamp in de lucht den stand verhoogt.

We kennen dns twee oorzaken. waardoor verschil in barometerstand op den aardbodem ontstaat, en wel de ongelijke verwarming van en de ongelijke verspreiding van waterdamp in den atmospheer.

Ga eens na wat. het verloop der verschijnselen is, als plotseling al de waterdamp nit een hicht-kolom neerslaat.

g 48. Wind. Elke luchtbeweging, die in horizontale richting langs de oppervlakte der aarde strijkt, noemen we in het algemeen wind. Hij ontleent zijnen naam aan het punt van den horizon, waar hij vandaan komt, in dier voege dat de waarnemer zich de beweging als rechtlijnig voorstelt. De wind, die uit het noorden komt, heet dus noordenwind.

Ook de horizontale luchtstroomen in de hoogere lagen van den dampkring dragen den naam van winden. We kunnen hunne richting ontdekken aan het drijven der wolken en aan den rook der vulkanen. We hebben gezien, dat ook beweging ontstaat naar omhoog en naar omlaag; deze stroomen worden niet met den naam wind aangeduid, maar heeten stijgende en dalende luchtstroomen.

Behalve de richting onderscheidt men bij den wind de snelheid en de daarmede in verband staande drukking per □ meter. In de onderstaande tabel vindt men de in het dagelijksch leven gebruikelijke namen der winden met de snelheid per seconde en den druk op den □ meter.

Bij ons komen drukkingen van meer dan 100 KG. op den vierk. meter zelden voor. .De kracht van den wind is op het vastland over \'t algemeen geringer dan op den oceaan, aangezien de oneffenheden van het oppervlak aan de luchtbeweging een

48

niet geringen tegenstand bieden. Op den oceaan is die tegenstand zeer gering en hij vervalt geheel in de bovenste luchtlagen.

§ 49. Afwijking in richting tengevolge van de aswenteling, in

par. 46 hebben we als punt 7 gezien, dat de luchtstroom zich van een plaats, waar de barometer het hoogst staat, naar een plaats begeeft, waar de barometer lager staat. Een maximum-gebied of een pressie is eene streek, waar hoo-gere luchtdruk heerscht, dan in de omgeving; een minimum-gebied of depressie is zulk eene, waar lagere luchtdruk heerscht dan in de omgeving. Wij kunnen dus ook zeggen; de lucht stroomt van de pressie naar de depressie. Was de aarde in rust, dan zou elk luchtdeeltje zich langs den kortst mogelijken weg, dus langs eene rechte lijn, daarheen spoeden. Dit is echter niet het geval: onze planeet draait in 24 uur om hare as. Alle punten leggen daarom in dien tijd een weg af, gelijk aan den breedte-cirkel, waaronder zij zich bevinden. Daar echter de parallellen niet even groot zijn, maar naar de pool kleiner worden, is de snelheid, waarmede de punten van de aardoppervlakte, zich tengevolge van de aswenteling bewegen , aan den aequator het grootst en wordt kleiner naarmate men de pool nadert.

Laat fis. 7. een gedeelte van het noordelijk r i^(r. 3. ~ ⁰

halfrond voorstellen. Het punt A zal dan bij

de aswenteling een weg AA\' afleggen in denzelfden tijd, dat het punt B het punt B heeft bereikt. Denken we nu, dat een luchtdeeltje uit A zich naar B spoedt, in de richting door ^ het pijltje aangewezen. We nemen aan. dat

y -.\' £ het luchtdeeltje in denzelfden tijd van .naar -.\' £ het luchtdeeltje in denzelfden tijd van .naar

B kan gaan, als de aarde noodig heeft, om ^A Jff van AB naar A\'B\' te wentelen. Het luchtdeeltje

A —--- _zai echter onafhankelijk van de beweging der

aarde, zich voortspoeden in de richting door het pijltje uit A aangewezen. Is A nu in A gekomen, dan bevindt het zich op .len breedtecirkel van B. maar niet m /?\': integendeel het heeft den weg A\'C afgelegd, die evenwijdig is aan AB-, het heeft dus grooter weg afgelegd dan BB en is in vergelijking van B aiB\' naar het oosten voortgeschoven. Voor den waarnemer in B of B\'. die van zijne plaatsverandering niets bemerkt , heeft het dus eene beweging naar het noorden en naar het oosten. De wind, die hij bemerkt, is dus gedeeltelijk zuid, gedeeltelijk west, zeggen we een zuidwestenwind. Staat die waarnemer met den rug in den wind, dan is de richting naar rechts afgeleid.

Ter verduidelijking geven we nog de volgende redeneeringen .

1. Hij ,1c wenteling der aarde om hare a_S legt cea punt aan den aequator per seeon.le 463 meter af in de richting van het westen naar het oosten; ecu punt op 45quot; N.B. slechts 327 meter.

4Q

Begeeft zich nu een luchtdeeltje ran een punt van den aequator op 0° lengte naar hooger breedte, dau zal het naar het noorden gaan, maar tevens zijne snelheid van 463 meter jier sec. behouden (alle beletselen als wrijving, gebergten, euz. laten we buiten reltening). Stel, dat dat luchtdeeltje 50000 seconden noodig heeft om op 45° N.B. te komen, dan zal het 50000 X (463 m.— 327 m.) == 6800 kilometer ten oosten van den meridiaan van 0° op die breedte aankomen. In werkelijkheid heeft het langer tijd noodig en zal dus het verschil nog grooter zijn, maar de hoofdzaak blijft gelijk : de zuidenwind is door de aswenteling veranderd in een zuidwestenwind. Voor \'t gemak zijn we nu van den aequator uitgegaan. We hadden evengoed eene beweging van 40° naar 50° breedte kunnen nemen.

2. Alle luchtdeeltjes op hooger breedte hebben een geringere draaiingssnelheid dan die op lager breedte. Is een waarnemer zelf met al de hem omringende voorwerpen in beweging, dan meent hij stil te staan. Een luchtdeeltje, dat een beweging heeft in denzelfden zin als hij mnar met grooter snelheid, zal door hein waargenomen worden, alsof het ecnc snelheid heeft, die gelijk is aan het verschil tusschen zijne snelheid en die van het deeltje. In bovenstaand geval heeft het luchtdeeltje dus 2 snelheden : één naar het noorden en één naar het oosten en deze laatste ter grootte van 463 meter — 327 meter ~ 136 meter. Die beide bewegingen zullen een resultante geveu naar \'t noordoosten.

Er is nog een tweede oorzaak, die eene afwijking ten gevolge heeft, n.1. de bolvorm der aarde.

In de wiskundige aardrijkskunde wordt onder de bewijzen van de aswenteling der aarde ook genoemd de proef van Foucault. Wanneer men een slinger gedurende eenigen tijd laat slingeren, dan zal het slingervlak, althans schijnbaar, niet jr;g steeds dezelfde richting behouden , maar afwijken.

Bevinden we ons op hel noordelijk halfrond en slin-geit hot i.vlak in de richting AB (Zie fig. 4)^ dan maakt heïmietaen meridiaan den hoek a. Na eenigen tijd heeft het slingervlak door de aswenteling de plaats A\'B\' ingenomen en maakt nu met den meridiaan den hoek a\', die blijkbaar grooter is dan hoek a. De richting van het slingervlak is gelijk gebleven; maar wij merken op, dat ze voor de plaatsen op aarde meer oostelijk is geworden. Evenzoo is het met de richting van den wind. Bleef ze in werkelijkheid dezelfde, dan zou ze achterlvolgens verschillende meridianen onder steeds grooter wordende hoeken snijden en wij zouden waarnemen, dat op het noordelijk halfrond de poolwaartsche richting hoe langer hoe meer oostelijk werd.

We komen dus tot de slotsom, dat om twee redenen een luchtstroom, die op het noordelijk halfrond van den aequator naar de pool gaat. naar rechts moet afwijken, n.1. door de aswenteling en door den bolvorm der aarde.

Het blijft voor ons nu nog de vraag, hoe gedragen zich luchlstroomen van

Nat. aardrijksk. ^

:i\'i

quot; ui \'.j

I 1

M

andere richting. Nemen we in de eerste plaats op het noordelijk halfrond een stroom, die zich in de richting van de pool naar den aequator wendt. Deze gaat dus van B naar A (Zie fig. 3) en zal dus na de wenteling van B tot B\' niet m A aangekomen zijn, maar zooveel ten westen er van als BB korter ts dan AA. De noordenwind is dus veranderd in een noordoosten. Om de tweede reden zal iets dergelijks geschieden. De richting van B naar A (Zie fig. 4) verandert in eene van B\' naar A; deze maakt grooter hoek met den meridiaan, gaat dus meer naar \'t westen of komt meer uit het oosten dan de richting BA.

De afwijking wordt altijd genoemd naar den rechter- of linkerkant van een persoon, die met den rug in den wind staat. Zij is dus hier ook weder

naar rechts.

Beredeneer dit ook op de twee andere wijzen.

§ 50. De afwijking op het zuidelijk halfrond. We laten aan den lezer over deze afwijking te vinden. Daartoe keere hij de figuur onderst boven, zoodat ze dienst kan doen voor \'t zuidelijk halfrond, en bedenke daarbij, dat de aarde zich nu van A\'B\' beweegt naar AB. Het pijltje uit A valt dan langs de meridiaan: dat uit A komt ten oosten van B. De afwijking is dus voor een luchtdeeltje, van den aequator uitgaande, naar het oosten. Plaatst men nu een waarnemer met den rug in den wind, dan is de afwijking naar links. Keeren we nu eens (ig. 4 om en nemen we een luchtdeeltje, dat naar den aequator toegaat in de richting van B\'A, dan zal het (de aarde draait van A naar A) later in de richting BA\' gaan en deze maakt met den meridiaan kleiner hoek; het is dus ook naar links afgeweken.

Tot goed inzicht is het van belang de andere redeneeringen ook te beproeven.

Wij komen dus tot de volgende wet, die naar den ontdekker de wet van Buys Ballot heet;

De lucht stroomt van de pressie naar de depressie en wordt daarbij op het noordelijk halfrond naar rechts, op het zuidelijk naar links afgeleid.

De afwijking geschiedt dus in den zin der pijlen :

Noordelijk halfrond.

—gt;

Nj. - M.O. — O. — Z.O. — Z. — Z.W. — W. —• NW. — N.

Zuidelijk halfrond.

Een zuidenwind wordt op het noordelijk halfrond dus een zuidwestelijke, opliet zuidelijk een zuidoostelijke, enz. Echter moet opgemerkt worden, dat de wrijving en de richting van gebergten eene aanmerkelijke wijziging kunnen teweegbrengen. Op den oceaan is daarom de afwijking altijd grooter dan op het vaste land.

i; 51. Gradiënt. We hebben gezien, dat het verschil in luchtdruk de naaste

aanleiding tot de beweging was. Het is dus zeer natuurlijk, dat de sterkte van den wind afhangt van de meerdere of mindere grootte van dat verschil. Trekt men eene rechte lijn van eene plaats met hoogeren barometerstand naar eene, waar dit werktuig niet zoo hoog staat, dan zal men den barometer zien dalen, naarmate men deze plaats langs deze lijn nadert. Van het meer of minder snel dalen hangt de sterkte van den wind af. De afneming in luchtdruk voor eiken in kilometer (d. i. 1⁰ aan den aequator of 15 geogr. mijl) langs eene rechte lijn aan de oppervlakte der aarde noemt men de gradiënt. Er is tusschen gradient en windkracht hetzelfde verband als tusschen de stroomsnelheid eener rivier en haar verval.

Welk verband ?

Hebben we dus 2 plaatsen, die yi geogr. mijl van elkander liggen en 2 mm. in luchtdruk verschillen , dan is de gradiënt 2X2 mm. = 4 mm. Bedraagt de gradiënt meer dan 5 mm., dan stormt het; vandaar dat men hoogere gradiënten ook wel stormgradiënten noemt. Bij den storm, die den i⁸\'⁶¹¹ October op het eiland Nassau (Bahama-eilanden) woedde, bedroeg de gradiënt 12 mm.

§ 52. Luelltbeweging otn eene pressie. Laat ons nu nagaan, hoe eene beweging van den atmospheer om eene pressie plaats heeft. Daar de omgeving naar alle zijden geringeren luchtdruk heeft, moet de lucht naar alle zijden weg-stroomen. Stond de aarde stil en had zij den vorm van een cylinder, was er dus geen afwijking, dan verwijderde elk deeltje zich rechtlijnig uit het middelpunt naar den omtrek. Op het noordelijk halfrond wordt die beweging echter naar rechts afgeleid en dus zullen we om de pressie heen op het noordelijk halfrond eene luchtbeweging hebben, zooals in fig. 5 is aangeduid. In het midden van de pressie daalt de lucht en deze verticale stroom wordt door toevoer in de hoogere lagen onderhouden. We hebben dus in verticale doorsnede eene luchtbeweging, zooals door de pijltjes onder de horizontale Jdoorsnede van de pressie wordt aangegeven. Dat er in het centrum werkelijk eene nederdaling plaats vindt, kan men hieruit afleiden, dat anders het wegstroomen der lucht spoedig moest ophouden. Maar bovendien wordt het ons duidelijk aangetoond door de richting, waarin de wolken drijven.

Hoe zouden die dan wel drijven ?

Aangezien de lucht aan de oppervlakte van de pressie naar de omliggende streken gaat, kan geen luchtstroom van andere plaatsen er verandering van weer brengen en is de pressie dan ook over \'t algemeen gekenmerkt door rust en onveranderlijkheid. Daarenboven is de lucht doorgaans helder en bevat weinig waterdamp. Midden in de pressie is het kalm; zoo er wind heerscht, is deze zeer zwak.

Voor het zuidelijk halfrond blijft de verticale doorsnede gelijk; de horizontale verandert in zooverre de pijltjes niet naar rechts, maar naar links moeten ombuigen.

Teeken nu de luchtbeweging om eene pressie op het zuidelijk halfrond.

Eene pressie met de luchtbeweging om haar heen noemt men een anticyclone.

^ 53. Da luclitbewegiug om eene depressie, in de depressie is de luchtdruk geringer dan in hare omgeving. Van alle zijden stroomt de lucht langs de oppervlakte dus toe. Had er geene afwijking plaats, dan was de richting, waarin elk luchtdeeltje zich bewoog, die van een straal uit eenig punt van den omtrek naar het middelpunt getrokken. Door de aswenteling en den bolvorm wordt zulk een deeltje echter onophoudelijk naar rechts (we denken ons op het noordelijk halfrond) afgeleid en kan dus niet in het middelpunt van de depressie komen. Daar het echter juist zijne beweging ontleende aan de zuiging, om het zoo eens uit te drukken, die het naar het middelpunt ondervond, zal diezelfde zuiging ook de richting zoo wijzigen, dat het wel in het centrum geraakt. Daartoe zal om de depressie eene luchtbeweging moeten ontstaan, zooals de pijltjes van fig. 5 aanduiden, juist in tegengestelden zin als om de pressie. Daar de toegestroomde lucht de depressie niet spoedig op-

Fig- 5-

r // lt; ^

-yj,! ï, -1

\' ^yy/

Luchtbeweging op het noordelijk halfrond.

heft, komen we weer tot het besluit, dat er in het centrum een opstijgende luchtstroom te vinden is en dat tengevolge daarvan nv\'de hoogere lagen des dampkrings de lucht weer naar de zijden moet wegvloeien. De richting, waarin de wolken boven eene depressie drijven, komt hiermede volkomen overeen.

We hebben dus in tig. 5 ook de horizontale en de verticale doorsnede van de

53

luchtbeweging om eene depressie of van eene cyclone in \'t noordelijk halfrond. Voor \'t zuidelijk halfrond is de beweging andersom.

Teeken een cycloue voor quot;t zuidelijk halfrond.

Eene anticyclone aan de oppervlakte geeft dus eene cyclone in de hoogere lagen, terwijl eene cyclone aan de oppervlakte gevoed wordt door eene anticyclone daarboven. We hebben in par. 46 gezien, dat de bovenste luchtbeweging het eerst ontstaat. Is eenmaal een cyclone in het leven geroepen, dan wordt de luchtdruk in de luchtdraaikolk hoe langer hoe geringer. Hoe meer de barometer daalt, hoe sneller wordt de beweging en hoe lager weder de luchtdruk. Eene cyclone vergroot dus de oorzaken van haar ontstaan. Daarenboven heeft er doorgaans neerslag van waterdamp plaats en de daardoor vrij geworden verdampings-warmte verhoogt de temperatuur en doet de lucht stijgen. Houdt de opstijgende stroom op, dan eindigt ook het afvloeien van boven en langzamerhand wordt de depressie opgeheven.

Het groote onderscheid tusschen anticyclonen en cyclonen komt vooral uit in haar verschillend karakter.

Hoe was dat van de anticyclonegt;

De cyclone heeft aan de verschillende zijden van haar gebied zeer onderscheiden eigenschappen. Deelen we haar in twee deelen, zooals in fig. 5 door eene stippellijn is aangewezen. Op het noordelijk halfrond loopt die lijn van N.N.O. naar Z.Z.W.; op het zuidelijk van N.N.W. naar Z.Z.O. De oostzijde noemt men de voorzijde, de westzijde de achterzijde van de cyclone. Deze verschillen veel, zooals de volgende tabel aanwijst.

Aan de voorzijde waaien de winden, alsof ze van den aequator kwamen; zij brengen warmte en regen. Aan de achterzijde doen zulke zich gelden, die over \'t algemeen eene noordelijke richting hebben. Vandaar dat men de voorzijde ook wel de aequatoriale zijde, de achterzijde de pool zij de noemt.

Evenzoo spreekt men van aequatoriale winden, die in de richting van den aequator naar de pool gaan (zij behoeven geenszins aan den aequator te beginnen. noch aan de pool te eindigen), en van pool win den, die dus eenvoudig uit eene noordelijke streek komen.

54

§ 54. Het passaatgebied. In de beide voorgaande paragraven!; hebben we slechts het oog gehad op pressie\'s en depressie\'s, die eenigszins den vorm van cirkels hadden, en zich of geheel op het noordelijk of geheel j3p het zuidelijk halfrond bevonden. Onder den therraischen aequator (Zie § 37, 38 en 39) bevindt zich echter eene depressie, die zich voornamelijk in twee opzichten van de bedoelde depressie\'s onderscheidt en wel:

i⁶ haar vorm is lang gerekt en

2® zij strekt haar gebied over een gedeelte van het noordelijk en van het zuidelijk halfrond uit.

Door het eerste verschil kan er eigenlijk van geen ronddraaiende beweging sprake zijn, aan de poolzijde zou de wind oost, aan de aequatoriaalzijde west zijn.

Hoe waren die richtingen bij eene depressie op \'t noordelijk en op \'t zuidelijk halfrond?

Door het tweede wordt de luchtstroom aan beide zijden naar het westen afgeleid.

Deze depressie met haar beweging noemt men het^passaatgebied. We hebben dus drie soorten van windbeweging: de anticyclone, de\'cyclone en den passaat.

Werpen we een blik op de geografische verbreiding, dan komen we tot het besluit, dat men de aardoppervlakte kan verdeelen in drie gebieden;

i^e het gebied, waar alt ij d de passaat heerscht,

2^e het gebied, waar cyclonen en anticyclonen naast elkander voorkomen en

3® het gebied, dat nu eens tot het eerste dan weer tot het tweede behoort.

Om dit duidelijk te zien, moeten we een blik op de isobarenkaart werpen.

ij 55. Isobaren. Wanneer men evenals van den thermoter op gezette, met oordeel gekozen tijden, den stand van den barometer opteekent, dan kan men daaruit den gemiddelden barometerstand voor eene bepaalde plaats vinden, zoowel voor een dag, voor een maand als voor een jaar. Om de verschillende uitkomsten op verschillende plaatsen met elkander te kunnen vergelijken moet men in de eerste plaats de warmte buiten rekening brengen.

Het kwikzilver is tamelijk gevoelig voor de warmte en zal bij fgelijken^luchtdruk dus hooger staan in den zomer dan in den winter. De stand van\' den barometer moet dus ook tot een zekere norraaaltemperatuur herleid worden. Daarvoor heeft men de temperatuur van 0° C. aangenomen. In de tweede plaats iinoet men de hoogte van de waarnemingsplaats in aanmerking nemen. De herleiding tot op den zeespiegel is aan zeer veel bezwaar onderhevig , maar indien de grootste nauwkeurigheid — en dit is zelden het geval — niet vereischt wordt en de hoogte van de plaats van waarneming niet al te groot is, kan men de reductie naar eenvoudige voorschriften uitvoeren. De volgende tabel kan hiertoe dienen. Zij bevat voor verschillende barometerstanden en temperaturen de hoogteverschillen in meters, die

55

bij den barometer een verschil van 1 mm. te weeg brengen. Nemen wij aan, dat een barometer geplaatst is op eene hoogte van 150 meter en 762 mm. aanwijst bij een temperatuur van 15°, dan wijst zij ongeveer 760 mm. bij eene temperatuur van oquot;. Om nu dezen stand tot op den zeespiegel te reduceeren, zoekt men inde tabel, hoeveel meters men bij eene temperatuur van 15° C. , moet stijgen om den barometer 1 mm. te doen dalen: men vindt dan 11.1 meter. Dit is op 150 meter ongeveer 14 maal begrepen en we moeten dus den barometerstand 14 ram. hooger nemen en komen dan tot 774 mm.

Tabel voor de herleiding van den barometerstand tot op den zeespiegel.

Eigenlijk moest nu de gevonden barometerstand nog herleid worden tot op eene bepaalde breedte (doorgaans 45°), aangezien de zwaarte van alle lichamen, en dus ook van lucht en van kwik van den aequator naar de pool toeneemt. Wanneer de nauwkeurigheid niet zeer groot moet zijn, laat men dit achterwege.

De herleiding van den stand van 762 mm. bij 15° C tot nagenoeg 7O0 mm. bij 0° is verkregen, door de uitzettingscoëfficiënt van kwik in rekening te brengen. Men heeft echter ook tabellen voor dit doel vervaardigd.

Hoe geschiedt die herleiding met de uitzettingscoëfficiënt van kwik ?

Wat is eenvoudiger de herleiding van de temperatuur ot\' die van den luchtdruk ?

Men heeft nu, even als bij detemperatuur, de plaatsen, die een gel ij ken gemiddelden luchtdruk hadden, doorlijnenver-eenigd en aan die lijnen den naam van Isobaren gegeven.

Even als bij de temperatuur dient men ook hier het woord gemiddelde niet uit het oog te verliezen. Eene plaats op onze breedte komt nu eens onder den invloed van ^eene pressie, dan weer onder dien van eene depressie; nu eens bevindt ze zich aan de poolzijde, dan aan de aequatoriaalzijde —

beteckent dit hetzelfde als de noord- en de zuidzijde —-

5⁶

van eene cyclone. Wij hebben hier slechts te doen met de middelwaarde van den luchtdruk. Wij moeten ons de volgende vraag stellen: Hoe is de gemiddelde stand van den barometer en in hoeverre hangen daarvan de overheerschende winden af? Deze over-heerschende winden toch zijn de eigenlijke dragers van het klimaat.

De ongelijkheid van druk in den dampkring is even onstandvastig als de warmte-verdeeling. De isobaren der verschillende maanden stellen den gemiddelden luchtdruk voor, maar geven geen blijvenden toestand. Kaart VII toont ons een mini-mum-gebied ten zuidwesten van IJsland. Dit beteekent niet, dat dat minimum daar in de maand Januari altijd te vinden is, want dan moesten wij die geheele maand in ons land zuidwestenwind hebben en we weten wel beter. Maar het toont ons, dat daar dan voornamelijk cyclonen te vinden zijn; op het land in dezelfde breedte komen dan anticyclonen voor. De bocht boven de Davisstraat en de Baf-finsbaai zegt ons, dat ook daar cyclonen het overwicht hebben. De vermindering in luchtdruk van \'t vasteland naar den Noordelijken Atlantischen oceaan is de normale toestand en overeenkomstig daarmede komen in West-Europa aequatoriale winden, in Üost-Amerika poolwinden het meest voor.

Spreken we dus van een cyclonengebied, dan bedoelen we daarmede een gebied, waar cyclonen meer dan anticyclonen voorkomen en omgekeerd.

g 56. Isobaren en winden in Januari. Beschouwen we nu kaart VII wat nauwkeuriger. Zij stelt de verdeeling van den luchtdruk voor gedurende het hartje van den noordelijken winter. Zoeken we de plaatsen, waar de barometer het hoogst staat, dus de maximumgebieden. We zien een breeden band van hoogen luchtdruk, die den oceaan gedeeltelijk, het vaste land nagenoeg geheel bedekt. Op het vasteland beslaat die band vrijwel de gebieden, waar de grootste negatieve anomalie heerscht.

Wat verstaat men door anomalie (zie $ 42)? Vergelijk kaart VII met kaart IV.

Hij is in twee deelen gescheiden: een Aziatisch en een A mer i kaan sch.

Boven Azii- is het maximumgebied veel grooter en heeft veel hooger luchtdruk, evenals daar de negatieve anomalie veel grooter is. Dat van het westelijk halfrond strekt zich over den Atlantischen Oceaan tot in Zuidwest-Europa en Noordelijk Afrika uit en reikt aan de andere zijde tot over de Sandwichs-eilanden. Deze gedeelten boven den oceaan zijn ten opzichte van de overige gedeelten van de zee op zich zelf maxima en daar ze op de grenzen van de tropische zone (Zie § 40) gelegen zijn, kunnen we ze Subtropische centra noemen. Dat van den Atlantischen Oceaan bevindt zich ten zuiden van de Azoren, dat van den Grooten Oceaan ten noorden van de Sandwichs-eilanden.

Het Aziatische centrum verlengt zich in het zuiden eveneens naar \'t oosten en \'t westen, maar niet zoo ver. In het oosten reikt het daardoor tot dicht bij het Subtropisch maximum-gebied in den Grooten Oceaan, zoodat we hier een westelijk en een oostelijk Subtropiscli centrum hebben.

57

De lijn, die de plaatsen van hoogsten luchtdruk op eiken meridiaan vereenigt, noemt men de hoofdwindscheiding, aangezien deze lijn de aequatoriale van de poolwinden scheidt. Zij is op onze kaart aangegeven voor \'t noordelijk halfrond.

Onder den aequator vinden we het minimum-gebied, waarvan in § 54 gesproken is. Op de oceanen met negatieve anomalie ligt het centrum van dit gebied ten noorden van den aequator, terwijl het op de betrekkelijk te warme zeeën zuidelijker te vinden is.

Op het zuidelijk halfrond vinden we meer poolwaarts boven de oceanen pressie\'s, die echter niet tot eenen band vereenigd zijn, maar gescheiden worden door de minima boven de vastlanden. Daardoor verkrijgen we op het zuidelijk halfrond drie centra van hoogen luchtdruk: een Atlantisch, een Indisch en een Zuid-Pacifisch.

Aan de poolzijde van de Subtropische centra op den Atlantischen en den Grooten Oceaan neemt de luchtdruk naar het noorden af; het laagst is hij ten zuidwesten van IJsland en ten zuiden van de Aleöeten. Ook hier blijkt weer, op de meest tastbare wijze, het verband tusschen anomalie en luchtdruk; op dezelfde breedte ongeveer vinden we de grootste positieve anomalie; in de omgeving van IJsland de anomalie van 20°, bij de Aleöeten die van io⁰. De te warme gebieden zijn juist de luchtdrukminima. Ja zelfs de buigingen van de isanomalen over de Baftinsbaai zijn in de isobaren terug te vinden. Aan de poolzijde van de drie pressie\'s op het zuidelijk halfrond daalt de barometer in de richting naar de pool. De isobaren loopen evenals de isothermen nagenoeg evenwijdig aan de parallellen, waarom het vermoeden gewettigd is, dat zich bij de zuidpool een minimum-gebied bevindt. Van dit gebied weten we echter nagenoeg niets af; we noemen het het Zuidpoolgebied.

Op het noordelijk halfrond vinden we dus in Januari op onze breedte 4 verschillende windgebieden naast elkander en wel i⁶ het Atlantisch cyclonegebied,

2^e het Siberisch anticyclonegebied,

3⁰ het Pacifisch cyclonegebied,

4^e het Amerikaansch anticyclonegebied.

Daarop volgen ook in de richting van west naar oost op lager breedte 5^e het Noord-Atlantisch passaatgebied,

6® het gebied van de Middellandsche Zee (waarover later), 7® het Noord-Indisch passaatgebied,

8^e het Noord-Pacifisch passaatgebied.

Hierop volgen op het zuidelijk halfrond :

9^e het Zuid-Atlantisch passaatgebied,

io^e het Zuid-Afrikaansch cyclonegebied,

5»

i i^e bet Zuid-Indisch passaatgebied.

12® liet Australisch cyclonegebied,

i3^e het Pacifisch passaatgebied.

En eindelijk aan de poolzijde der zuidelijke pressie\'s ;

i4^e het Zuidpoolgebied.

S 57. Nadere beschouwing der windgebieden in Januari. Voor

we ons naar de isobarenkaart van Juli wenden, nemen we enkele gebieden tot nadere beschouwing onder handen.

De Noor d-A tlantische cyclone is voor ons de gewichtigste, daar wij onder haren invloed liggen; daarenboven is zij het nauwkeurigst onderzocht. De lijn, die van de Bermudas naar IJsland wordt getrokken, verdeelt haar in een aequa-toriaal en een poolgedeelte. In het eerste komen dus aequatoriale winden het meest

voor, dat zijn zuidelijke en westelijke.

Vergelijk het noorden van den Atlantischen Oceaan op kaart VII met lig. 5.

Die winden brengen de hooge temperatuur van den Golfstroom (Zie§ 140), benevens groote vochtigheid en overvloedigen neerslag tot in West- en Noord-Europa en zelfs tot in Siberië; natuurlijk het meest aan de westkust van ons werelddeel en te minder naarmate men zich verder van die kust verwijdert.

De isobarenkaart gaf maar den gemiddelden toestand en er komen dus aan de poolzijde ook wel aequatoriale winden, aan de aequatoriale zijde van de cyclone ook wel poolwinden voor. Echter hebben aan de poolzijde de poolwinden het overwicht. Drukt men in procenten uit het aantal malen, dat er een poolwind waait, en ook het aantal malen, dat er een aequatoriale wind waait, en trekt men deze procenten van elkaar af, dan geeft het verschil een getal dat tot vergelijking kan dienen. In de volgende tabel zijn die verschillen opgenomen. Het teeken — duidt overwicht der poolstroomen, overwicht der aequatoriaalstroomen aan.

Waarom Engeland en Znid-Zweden zulk eenen vreemden indruk maken in dezen rij, verklaren wij later (Zie % 71).

In Noord-Amerika neemt het overwicht der poolwinden naar \'t zuiden snel af: en daarmede stijgt de temperatuur even snel.

Waarom loopen de .fauuari-isotbermen in Europa bijna evenwijdig met de meridianen r Waarooi is West-Europa in Januari betrekkelijk te warm, en Noord-Amerika betrekkelijk te koud?

De Noor d-P acifische cyclone. Deze is door eene lijn van de Bonin-eilanden naar Aljaska in de twee deelen te verdeelen. Aan de aequatoriale zijde ligt de westkust van Noord-Amerika, echter slechts de smalle strook tusschen het gebergte en de kust. Vonden we hier een gunstiger verticalen vorm, dan zou het verschil met West-Europa niet zoo groot zijn. De poolzijde strekt zich uit van het schiereiland Aljaska tot aan de hoofdwindscheiding, dat is tot aan den keerkring. In de Beringsstraat heerschen doorgaans poolwinden en het middelpunt dezer cyclone ligt dan ook 10° zuidelijker dan dat van de Atlantische.

Volgende windtabel dient ter vergelijking met de voorgaande.

Üostelijk-Azië is er dus veel slechter aan toe, dan Oostelijk-Amerika. Het anticyclone-gebied in Azië is dus veel standvastiger dan dat in Noord-Amerika. Dit is een gevolg van de hooge gebergten, waarop we terugkomen, als we de oorzaken van het ontstaan der gebieden nagaan. (Zie § 58).

Kunt ge nu de oorzaak wel noemen, waarom de Januari-isothermen aan de oostkust van Azié hunne bocht naar den aequator veel dieper maken, dan die aan de oostkust van Amerika - Vergelijk de beide cyclonen.

Was er ook verschil in den luchtdruk in de Noord-Atlantische cyclone en in de Noord-Pacifische cyclone ? Heeft dit iets met de sterkte van den wind te maken ? Waar zal de wind dan het sterkst zijn gt;

In de beide anticyclonen is de luchtbeweging gering en de hemel doorgaans helder.

Is er ook verschil in luchtdruk tusschen de Noord-Amerikaanschc en de Siberische anticyclone?

De Siberische is daardoor veel beslister dan de Araerikaansche, waartoe ook de richting der gebergten veel bijdraagt.

§ 58. Ontstaan der pressie\'s en depressie\'s op hooger breedte.

De vraag doet zich nu aan ons voor: Is het natuurlijk, dat zich op hoogerbreedte boven de oceanen depressie\'s, boven de vastelanden pressie\'s bevinden f

Ofschoon alles nog niet opgehelderd is aangaande het ontstaan der luchtdruk-verschillen, kunnen we, met hetgeen te voren is gezegd, toch een heel eind ter verklaring komen.

6o

We hebben toch gezien, dat de warmte de aanleiding is tot het verhoogen van de lagen van gelijken luchtdruk en daardoor in de hoogere lagen luchtbeweging bewerkt, uitgaande van de verwarmde lucht. Boven den oceaan is de lucht in Januari aanmerkelijk warmer, dan boven de landmassa; dus is het natuurlijk, dat daar in de bovenste lagen des dampkrings afstrooming naar de verschillende zijden plaats heeft. Bovendien is de lucht er met waterdamp verzadigd, wat den barometer doet dalen (Zie § 47) en daarenboven veroorzaakt, dat de temperatuur met de hoogte langzamer dan anders afneemt (Zie § 24). Boven de landmassa is dus in de hoogere lagen toevoer van lucht; de dampkring bevat geen of weinig waterdamp, zoodat èn de lucht zwaarder is èn de temperatuur met de hoogte sneller afneemt 5 terwijl ten laatste de temperatuur boven de vastlanden op die breedte in Januari zeer laag is.

Vergelijken we nu de Siberische en de N\'oord-Amerikaansche anticyclone, dan vinden we, dat het groote verschil in luchtdruk te verklaren is uit de volgende oorzaken.

i^e De temperatuur in Azië is in Januari veel lager dan in Noord-Amerika (Zie de isothermenkaart). Het verschil bedraagt op 50° N.B. io° C. , op 70° N.B. zelfs 15° C.

2® De vorm van het land is zeer verschillend. Achter-Azië is een hoogland door randgebergten omgeven. De onderste zware, koude luchtlagen kunnen over die randgebergten niet wegvloeien. Amerika daarentegen mist eene zoo uitgestrekte hooglandsvorming en de onderste, koude lagen kunnen aan de oostzijde naar den Atlantischen Oceaan wegstroomen. Aan de westzijde van Amerika strekt zich het Rotsgebergte met de Sierra Nevada uit en belet de wegvloeiing van de lucht naar de westzijde.

Sj 59. De passaat. Aan de hoofdwindscheiding op het noordelijk halfrond is de windrichting zeer weinig constant, wat zeer natuurlijk is, als men de bewegelijkheid van den dampkring in aanmerking neemt. Zuidelijker komen we in het gebied van den passaat. Het ontstaan ervan kan men op de volgende wijze verklaren. Boven den thermischen aequator wordt de lucht zeer verwarmd en stijgt daardoor omhoog, terwijl koudere lucht toestroomt, om daar op haar beurt warmte van de aardoppervlakte op te nemen en omhoog te stijgen. Door dit onophoudelijk verwisselen van warmere en koudere lagen, wordt den geheelen dampkring een hoogere temperatuur medegedeeld, waardoor in de bovenste lagen een zijdeling-sche druk en dus ook een afvloeien naar het noorden, zoowel als naar het zuiden ontstaat. De oppervlakte van den luchtoceaan moet daar dan ook aanmerkelijk hooger zijn. De poolwaartsche afvloeiing veroorzaakt een langgerekt minimumge-bied in de nabijheid van den thermischen aequator: den zoogenaamden gordel der windstilten.

Den luchtstroom in de bovenste lagen des dampkrings noemt men den antipassaat. De omtrek van de aarde is onder den aequator het grootst; hoe meer men naar de pool gaat, hoe geringer wordt de lengte van de parallellen. De anti-

passaat wordt dus hoe langer hoe meer in de breedte saamgedrukt; hij tracht natuurlijk aan diepte te winnen, wat hij aan breedte moet verliezen en is daardoor oorzaak, dat er op ongeveer 30° breedte maxima ontstaan, die we hebben leeren kennen onder den naam van Subtropische maxima op het noordelijk, van Zuid-Atlantisch, Indisch en Zuid-Pacifisch maximum op het zuidelijk halfrond (Zie S 56). Alleen boven de oceanen zijn deze gebieden ontwikkeld.

We krijgen daardoor aan de oppervlakte der aarde onder den aequator een minimum, op omstreeks 30° breedte een maximum en tusschen deze beide een luchtstroom, die op het noordelijk halfrond noordoost, op het zuidelijk halfrond zuidoost is, en den naam van passaat draagt.

Daar het minimum wel een langgerekte, maar geen eenigszins ronden vorm heeft, kan er geen cirkelvormige luchtbeweging om de depressie ontstaan. De maximum-gebieden op het zuidelijk halfrond naderen meer den cirkelvorm en vertoonen zich dan ook werkelijk als anticyclonen.

Welk verschil is er tusschen de windrichting ten noorden en ten zuiden van het passaatmiui-mumgebied en die bij een gewone cyclone aan de noord- en zuidzijde? Waarom wordt de anti-passaat op het noordelijk halfrond een zuidwesten- op ket zuidelijk een noordwestenwind: waarom de passaat een noordoost- en zuidoostpassaat, in plaats van eenvoudig een noorden- en zuidenwind ?

Maken we nu eene verticale doorsnede van den atmospheer, van den aequator

tot de pool, en laten we daarbij de zoo verschillende toestanden aan de poolzijde van 30° breedte buiten rekening, dan krijgen we de luchtbeweging zooals de pijltjes van nevensstaande figuur die voorstellen. Boven den aequator (daar de thermische aequator zich nu eens ten zuiden dan weer ten noorden van den astronomischen bevindt, plaatsen we voor den eerste gemakshalve den laatste) stijgt de lucht omhoog, wendt zich als antipassaat in de hoogere lagen poohvaarts, daalt op ongeveer 30° breedte gedeeltelijk naar omlaag en stroomt dan deels naar den aequator terug, deels naar de cyclonen, die op hoogere breedte boven de oceanen liggen.

Boven de vastlanden stroomt in de hoogere lagen de antipassaat verder pool-waarts, welke beweging boven de oceanen natuurlijk door eene in tegengestelde richting vervangen wordt.

6 2

Deuk aau de beweging in de hoogere lagen boven eene depressie.

Hoe hoog de passaat zich wel in den dampkring uitstrekt, weet men niet nauw-keurig; maar door de beweging der wolken, door de richting van de rookkolom der vulkanen heeft men onomstootelijke bewijzen, dat in de hoogere lagen \\an den dampkring de antipassaat waait. De rook uit den 3700 meter hoogen Piek van Teneriffe gaat steeds naar het westen.

Hoe groot is het verschil in luchtdruk, waardoor de passaat ontstaat? Vergelijk dit verschil met de verschillen van de cvelonen en anticyclonen op het noordelijk halfrond. Is daaruit ook iets af te leiden aangaande de snelheid en de kracht van den passaat? Hoe dichter de isobaren bij elkander liggen, hoe grooter de kracht en de snelheid van den wind.

De grenzen van den passaat liggen niet overal op gelijke breedte, trouwens de passaatgordel behoort eigenlijk slechts boven den oceaan te huis. Hoe verder we van de hoofdwindscheiding naar het zuiden gaan, hoe duidelijker wordt de passaat. De poolgrens van dit windgebied op het noordelijk halfrond ligt in het oosten van den Atlantischen Oceaan op bijna 40° N.B., in het westen op ongeveer 30 ; maar de eigenlijke passaat doet zich in het westen eerst op 30°, in het oosten eerst op 25° N.B. met kracht gevoelen. De westelijke Sahara, Centraal-Amerika en het noorden van Zuid-Araerika behooren nog tot het Atlantisch gebied van den noordoostpassaat, In den Grooten Oceaan treffen we den duideHjken passaat in het oosten aan op 30° N.B, in het westen op 21quot;—25°. In de oostelijke Sahara, in Arabic en Mesopotamie gaat een noordwestelijke wind naar den Indischen Oceaan. In Centraal-Azie begint de eigenlijke passaat eerst ten zuiden van den Himalaja. Dit gebergte verheft zijne toppen ver boven zijn gebied en de zuidwestelijke winden doen zich op de zuidelijke helling dan ook met kracht gevoelen. Hier wordt dus de passaatgrens door den verticalen vorm der aarde bepaald. Aan de poolzijde van dit reusachtig gebergte ligt tot 50° N.B. een overgangs gebied, waarin echter pool-winden het meest voorkomen.

Waarom heerschen hier poolwindea meer dan acqaatoriaalwinden ?

In Noord-Afrika is het niet de verticale maar de horizontale vorm, die de hoofdwindscheiding naar \'t noorden buigt. De Middellandsche Zee draagt een gebied van minderen luchtdruk, zooals aan de buiging van een isobaar van 765 mm. duidelijk te zien is. Noordenwinden heerschen daarom vooral aan de noordkust. Aan de zuidkust komen ook veel zuidenwinden voor, wat trouwens geen verwondering kan baren, daar de Middellandsche Zee reeds op de breedte ligt, waarop de watermassa verwarmend werkt en dus eene depressie doet ontstaan. Echter is het gebied van Zuid-Europa en Noord-Afrika door zijnen zeer samengestelden horizontalen en verticalen vorm ook wat het klimaat aangaat te samengesteld, om m een leerboek als dit eenigszins nauwkeurig besproken te worden.

Aan de aequatoriale zijde van den Himalaja vloeit de lucht door de dalen van

⁶3

[ndus, Ganges en Bramapoetra naar den Indischen Oceaan en neemt eerst daarna de eigenlijke passaatrichting aan.

Overal waar de thermische aequator ten zuiden van den astronomischen ligt (Zie § 38) en dus ook de gordel der windstilten zich op het zuidelijk halfrond bevindt . vertoont de noordoostpassaat zich op dat halfrond, maar verandert dan zijne richting van noordoost in noordwest. Het verst dringt die noordwestenwind door in Australië, waar hij onder bereik der daar heerschende cyclone komt. Dezen afgeleiden passaatwind noemt men moesson; vandaar dat men op het zuidelijk halfrond niet spreekt van een noordwestpassaat, maar een noord westmoesson.

In het zuidelijk halfrond vinden we op de oceanen tót 30° breedte den passaatwind, die echter door den kringvorm der anticyclonen aan de oostzijde der continenten steeds naar het zuiden wordt afgeleid. Boven de werelddeelen van het zuidelijk halfrond ontstaat door de werking der landmassa (Januari is hier het hartje van den zomer) een luchtverwarming, die cyclonen veroorzaakt, en wel duidelijk boven Australië, minder boven Afrika en nog minder boven Zuid-Amerika.

In het Zuidpoolgebied treffen we westelijke winden aan.

§ 60. Isobaren en winden in Juli. Nemen we nu de isobarenkaart voor Juli (de zomer van \'t noordelijk, de winter van \'t zuidelijk halfrond) ter hand.

Beschouwen we weer eerst het noordelijk halfrond. Hoe geheel anders ziet het er nu uit.

Vergelijk de isobarenkaarteu van Januari en Juli.

De zuidoostpassaat treedt ten westen van Middel-Amerika ruim io° op het noordelijk halfrond , evenzoo op den Atlantischen , den Indischen en den Grooten Oceaan. In de nabijheid van de westzijde der continenten wijzigt hij zijne richting tot eene zuidwestelijke. Ook de gebieden van hoogen luchtdruk van Januari zijn naar het noorden voortgeschoven, aan de westzijde van Noord-Amerika zelfs tot 60° N.E.; evenzoo op den Atlantischen Oceaan, waar de isobaar van 760 mm. merkwaardig samenvalt met de grens tusschen positieve en negatieve anomalie (Zie de kaart). De centra daarvan, omsloten door den isobaar van 765 mm., onze Subtropische maxima, liggen eveneens noordelijker dan in Januari.

Vergelijk de ligging op de kaart.

Thans strekt hel Atlantische zich tot 45⁰, het Noord-Vacifische zich tot 50° N.B. uit. De hoofd-vindscheiding ligt dus ook noordelijker. Maar ofschoon deze maxima nu noordelijker liggen dan in Januari, zij bestaan toch en we komen dus tot de overtuiging , dat de Atlantische en Pacitische Subtropische maxima op het noordel ij k halfrond constant zijn.

Zij vormen echter geen aaneensluitend geheel, want de maxima boven de landmassa waren niet constant. Azic

64

en Noord-Amerika zijn in warmtetoestand geheel gewijzigd: van te koude streken zijn ze te warme geworden.

Zie de kaart vau de isauomalen iu Juli en vergelijk die met die van Januari,

De isobaren buigen naar \'t zuiden en een depressie doet zijn invloed op beide vastlanden gelden. Daardoor vindt men de hoofdwindscheiding in Mejico nu onder den keerkring, terwijl ze in Azië geheel verdwenen is. Er is dus een groot onderscheid tusschen de oceanische en de continentale maxima: de eerste zijn constant,de laatste periodiek.

Daardoor is de passaatzone op het noordelijk halfrond voor de helft verdwenen. We vinden haar nog van de westkust van de Sahara over den Atlantischen Oceaan . Middel-Ameiika en den Grooten Oceaan tot den meridiaan van Sachalin. De pool-grens ligt op den oceaan hoogstens tot 30° N.B.

Boven de landmassa op ongeveer 40° N.B., boven de oceanen meer poolwaarts,

vinden we dus vier cyclonegebieden ;

i^e de Noord-Atlantische cyclone om IJsland,

2⁰ de Aziatische cyclone, die zeer groot is en het passaatgebied in het zuidoosten van Azië vernietigt,

3^e de Noord-Pacifische cyclone en 4^e de Noord-Amerikaansche cyclone.

De grenzen van de beide oceanische zijn zeer onduidelijk, daar op hoogere

breedte de vorming van anticyclonen ontbreekt.

Ook het zuidelijk halfrond is zeer gewijzigd. Nu vinden we hier een band van hoo-en luchtdruk. De depressie\'s boven de continenten zijn opgeheven en een doorloopend gebied strekt zich op omstreeks 30quot; Z.B. om den geheelen aardbol uit.

Is dat gebied overal even breed ?

Boven den Atlantischen Oceaan hangt het samen met het gebied op het noordelijk halfrond; daar toch daalt de barometer nergens onder 760 mm. Een blik op de isanomalen doet ons zien, dat die oceaan daar ook te koud is. Doch de plaatsen, waar de luchtdruk het grootst is, liggen ook op het zuidelijk halfrond iets noordelijker.

De drie maxima boven de zuidelijke oceanen zijn blijven bestaan, de minima boven de continenten zijn opgeheven. We komen dus tot dezelfde slotsom als op het noordelijk halfrond: de maxima boven de oceanen zijn constant, die boven de continenten periodiek.

Heeft de imlecling van .le landmassa nn ook een grooten invloed op de windrichting ?

De verschillende passaatgebieden zijn in Juli nog wel te onderscheiden maar minder beslist. De anticyclonische beweging is duidelijk herkenbaar en reikt tot 50quot; en misschien noo- hooger. Tegen de westkust van Zuid-Afrika wordt de richting van den passaat afgeleid.^De oorzaak ligt in de koude van den Benguelastroom (Zie § 142), waardoor

⁶5

\'-I

het vastland van Afrika, waarover zich de Aziatische cyclone zelfs nog uitstrekt, zich als aantrekkingspunt der luchtbeweging doet gelden.

De poolgrens van den duidelijken passaat ligt op ongeveer 25° breedte, in den Atlantischen Oceaan gaat zij bij de westkust van Afrika tot 30° Z.B. Daarbuiten vindt men steeds westelijke winden.

§ 61. Nadere beschouwing der windrichting in Juli. Het Noord-Atlantisch cyclonegebied heeft zijn minimum waarschijnlijk tusschen IJsland en de Faroër. Het gebied strekt zich uit over Amerika ten oosten van de Mississippi, den Atlantischen Oceaan tot Florida, Frankrijk, Groot-Brittanje, Ierland en westelijk Duitschland. Eene lijn van de James-baai naar IJsland deelt het in een pool- en een aequatoriaal gedeelte. De oostgrens is echter weinig constant, daar zich nu boven Azië eene cyclone bevindt, die in Europa noordenwind tracht te verwekken. Poolstroomen heerschen dan ook in ons werelddeel meer in den zomer dan in den winter.

De Noor d-P a c i f i s c h e cyclone is tegen de Aziatische nagenoeg onbegrensd ; haar middelpunt is onbekend.

De Noor d-A merikaansche cyclone trekt de lucht uit de Golf van Mejico als zuiden- en zuidoostenwind en van den Pacifischen Oceaan als noordwestenwind.

De Aziatische cyclone is verreweg de meest ontwikkelde; van China strekt zij zich uit tot het midden der Sahara, van de Noordelijke IJszee tot den evenaar. Haar minimum ligt waarschijnlijk in Centraal-Azië, maar de buigingen van den isobaar van 755 mm. doen zien, dat West-Siberië, China en de Sahara ook als depressie\'s tegenover hunne omgeving staan. Trouwens de verhitte bodem kan overal aanleiding geven tot het vormen van minima. Zond de landmassa dus in den winter naar alle kanten lucht uit, thans trekt de lucht van rondom op het continent los. Zelfs het passaatgebied wordt geheel en al vernietigd en de zuidoostpassaat als zuidwestenwind over den aequator geleid. Daar echter hooge gebergten het minimum tot in de lagen van den antipassaat afsluiten, moeten andere minima ten zuiden van den Himalaja daar de oorzaak van zijn, gelijk we later zullen zien. De aequatoriale winden, die hier in de plaats treden van den passaat, heeten moessons. Langs de oostkust van Azië hebben ze hun ontstaan te danken aan het opheffen van de Aziatische anticyclone en hare verwisseling met eene cyclone ; dat gebied noemt men daarom het Oost-Aziatisch moessongebied. Over het Indisch moessongebied spreken we later.

De kleine Europeesche hoogvlakten in Scandinavië en Spanje hebben eveneens een cyclone, maar eene locale, doen ontstaan ;

kunt gij aantoonen, hoe dit natuurlijk is? Is het aan de windrichting op het kaartje ook te zien f evenzoo heeft de noordkust van Afrika nu beslist noordenwinden.

at. aardrijksk.

\'■ i

66

S 62. Tot verduidelijking geven wij nog het volgende

Overzicht der windgebieden.

jMiiimri

Zuidpoolgebied

De standvastige gebieden zijn cursief gedrukt.

v} 63. Oceanisch windsysteem. Uit het voorgaande blijkt, dat we op den oceaan gedurende den winter zoowel als gedurende den zomer van het noorden naar het zuiden de volgende rij van windgebieden hebben:

i^e een gebied van westenwinden tot ongeveer 35quot; N.B.;

2\' een gebied van hoogen luchtdruk , waar de windrichting onbepaald is en

waaraan men den naam van noordelijke pa ardenbreedte geeft: 3\'quot; het noordelijk passaatgebied:

4* een gebied van lagen druk bij den thermischen aequator. waar windstilten en stormen elkander afwisselen en dat men het gebied der windstilten of den stiltegordel noemt:

5\' het zuidelijk passaatgebied:

C^e een gebied van hoogen luchtdruk, waar de windrichting onbepaald is en

waaraan men den naam van zuidelijke pa ar denbreedte geeft:

7^e het gebied der westenwinden.

We moeten echter opmerken. dat in het gebied der westenwinden niet altijd westenwinden voorkomen maar er den boventoon hebben. terwijl daarentegen in de passaatgebieden altijd de passaat heerscht. Men zou het passaatgebied dus ook het gebied der bestendige winden en dat der westenwinden het gebied der veranderlijke winden kunnen noemen.

s 64. Verschuiving der passaten. Het gebied der windstilten ligt vrijwel onder den thermischen aequator. Maar deze verschuift naar gelang van den

⁶7

stand der zon. Bevindt dit hemellichaam zich ten noorden van den astronomi-schen evenaar, heeft het noorderdeclinatie, dan ligt hij op het noordelijk halfrond; heeft het zuiderdeclinatie, dan ligt hij op het zuidelijk. Daarnaar verschuift ook het gebied der windstilten, maar volgt in zijne verplaatsing den thermischen aequator slechts van verre, zoodat zijne verschuiving niet zoo groot is en het altijd op het noordelijk halfrond blijft. Zijne ligging geeft de volgende tabel.

Atlantische Oceaan.

Maart September Maart September

3°—0° N B. 11°—3° NB. 5°—3° N B. 10°—7° N.B

Dit gebied vormt de aequatoriaalgrens van den passaat. De poolgrens der passaten ligt ook niet altijd op dezelfde breedte, zooals we bij de vergelijking van de Januari- en Juli-isobaren gezien hebben. Vandaar dus eene geheele verschuiving van het gebied van den passaat, waarvan lig. 7 eene voorstelling geeft.

Fig. /•

68

passaten zicli een gebied bevindt, dat in den zomer onder den invloed van den passaat ligt maar in den winter onder dien van de aequatoriale winden. Aangezien nu de passaat een droge wind is en de aequatoriale luchtstroomen regen aanbrengen hebben die streken in den winter regen, terwijl in den zomer de neerslag zeer\' gering is of geheel ontbreekt. Dat gebied noemt men het gebied van den

nterre^en of de Subtropische zone.

Maak uit Je figuur een tabel va,, de breedte, tot welke zich de passaatgrenzen m Maart eu September iu den Atlautischen Oceaan cn in den Grooten Oceaan uitstrekken.

De Subtropische zone komt niet alleen op zee voor, maar ook over de westkusten van de werelddeelen strekt zij zich uit. Een deel van Californië, van Chili, van Zuid-Afrika en bijna geheel Zuid-Europa behooren er toe.

Dat de streek der windstilten den thermischeu aeqnator slechts van verre volst, wordt hierdoor veroorzaakt, dat deze laatste de hoogste temperatuur aangeeft van de onderste luchtlagen . terwijl de eerste daar is gelegen, waar Je gemiddelde temperatuur van den geheelcu atmospheer het hoogst CU het spec, gewicht this het geringst is

Wanneer schuift de zuidelijke passaat naar \'t noordelijk halfrond over\'r

■lt; 65. Moessons. De verwisseling van de zomer-cyclone boven t vastland van Azie met een winter-anticyclone was oorzaak, dat men aan de oostzijde van dit werelddeel eene halfjaarlijksche verandering van windrichting had: gedurende den zomer woei daar een zuiden- of zuidoostenwind, gedurende den winter een noorden-

of noordwestenwind. Winden, die om het half jaar van richting veranderen, noemt men moessons.

Het woord is afgeleid van het Arabische «mausinu, dat jaargetijde beteekent; want eigenlijk heet het jaargetijde, waarin de wind voorkomt, moesson en is de naam later overgegaan op de winden, die den bijzonderen toestand van elk jaargetijde veroorzaken.

Daar ze op bepaalde tijden van richting veranderen zijn ze periodieke winden.

Ha nog eens na, hoe de verwisseling van winden aan de oostzijde van Azie ontstond.

De Himalaja staat echter als een onoverschrijdbare muur aan de zuidgrens van Centraal-Azië; hoog verheft hij zich boven de stroomen in de onderste luchtlagen en isoleert Zuid-Azii^; in het oosten geheel. Toch komen ook in Indie moessons voor. Deze moeten hunne oorzaak dus in een andere luchtdrukverdeeling vinden. Het best is in dit opzicht Voor-Indie bekend. Beschouwen we naar aanleiding van onderstaand kaartje den luchtdruk van Voor-Indië in Januari.

Zooals daaruit blijkt, neemt de barometerstand van het zuiden naar het noorden toe: Point de Galle 7 59 , Madras 761, N\'-gpoer 762, Calcutta 763, Patna ₇6_{3 :} Agra 764 mm. Noordelijker in de Pendsjab stijgt de barometer nog hooger. Daar ligt dus het middelpunt van de pressie, waardoor de luchtstroom ontstaat. Deze pressie leunt tegen het gebergte cn de lucht heeft dus geen gelegenheid

69

om naar de noordzijde weg te vloeien. Aan de zuidzijde wordt zij door het plateau van Malva en de hoogvlakte van Dekan daarin verhinderd. Er blijft

haar dus geen anderen uitweg over dan door de dalen van Indus en Ganges. De pijltjes in onze figuur duiden aan, dat zij ook werkelijk deze richting neemt. Aan den mond van den Ganges buigt de wind zich naar het zuidwesten, wat geheel in overeenstemming is met de wet van afwijking (Zie § 49). De lucht-drukverschillen tusschen het noorden en het zuiden van Voor-Indië zijn echter niet groot (ongeveer 5 mm.); de gradient is dus gering en de sterkte van den wind evenzeer: vandaar dat in Bombay de zeewind doorgaans de bovenhand behoudt over den moesson. Ook strekt de wind zich niet hooger dan 2000 meter in den dampkring uit. De weinige kracht en de geringe ver-

ticale uitbreiding zijn deugdelijke besvijzen, dat de n oo rdmoesson in Voor-Indie de eigenlijke noordoostpassaat niet is.

Beschouwen we nu den luchtdruk in dit gebied gedurende Juli, waarvan hg. 9

ons een beeld geeft.

Fis. 9.

Thans staat de barometer in Point de Galle op 7 5^S ■-^{in Madras 0}P ⁷ 55 ^rain; •

in Magpoer op 7 5\' m™- ^{in Calcutta 0}P ^min- ^{in Patm}\' ⁰P ^{750 mm}; ^m \\ara op 749 mm. We hebben dus eene vermindering naar het noorden en

de I\'endsjab is het middelpunt van eene depressie. Ook thans kan zich echter ^de

ronddraaiende luchtbeweging niet ontwikkelen door den verticalen vorm van net

terrein, maar stroomt de lucht uit de Golf van Bengalen en de Arabische Zee naar

de hoogvlakte en dalopwaarts langs Indus en Ganges, zooals door de pijltjes wordt

aangegeven. Het verschil in luchtdruk is grooter dan in Januari n.1. ongeveer 9 mm.: de zuidenwind is dus sterker. De verticale uitbreiding is niet bekend.

We hebben hier vau een zuideawind in Jaü en eeu noordenwind in Januari gesproken, omdat we anders tot een zeer samengestelde aanduiding zouden geraken. De zuidenwind toch is zuidoost of zuidwest naar gelaug van het dal, waarin hij zich opwaarts beweegt. Evenzoo is de noordenwind noordoost of noordwest. Ga dit na.

Men kan deze moessons dan ook zeer goed opwaartsc/te eu ufwaartsche winden noemen.

Waarschijnlijk bestaat in Achter-Indië een dergelijke wisseling in de dalen van Irawaddi, Saloeén , Menam en Mekong.

De overgang tusschen den noordmoesson en den zuidmoesson heeft zonder windstilten en stormen plaats; het minimumgebied schuift langzaam naar het noorden. De zuidraoesson heerscht tot September. Het intreden van den noordmoesson geschiedt met groote evemvichtsverstoringen.

Resumeeren we de moessongebieden aan de zuidoostzijde van het oostelijk halfrond dan vinden we :

i^u het Indisch mo ess on gebied, ontstaan door de wisseling van pres-sie\'s en depressie\'s in het noorden van Voor- en waarschijnlijk ook van Achter-Indië;

2^e het Oost-Aziatisch m o essongebied, ontstaan door de wisseling van

de Aziatische cyclone en anticyclone en 3^C het Australisch moessongebied, ontstaan door de wisseling van de Australische cyclone en anticyclone.

In de nabijheid van den aequator gaan de beide laatste in elkander over; ons Insulinde behoort dus zoowel tot het eene als tot het andere.

Ga de windrichting in onze Indische bezittingen na. Hoe is de wind ten noorden en ten zuiden van den aequator (deuk aan de afwijking naar rechts op het noordelijk, aau die naar links op het zuidelijk halfrond) in den zomer, hoe in den winter:

De moesson, die van lager naar hooger breedte trekt, brengt regen aan.

Welke is dus de regentijd in Voor-lndië, in Oost-Azië. in insulinde\'?

g 66. Gebied der veranderlijke winden. Reeds meermalen is er op gewezen, dat de isobarenkaart slechts een beeld geeft van den gemiddelden winddruk en dat we er dus niet anders dan den overheerschenden wind in een bepaald gebied uit kunnen aHeiden. Daar waar we een meer constante verhouding tusschen pressies en depressie\'s aantreffen, komt het beeld van de isobarenkaart nader bij de werkelijke luchtdruksverhoudingen, dan in die streken, waar de barometer zeer veranderlijke standen aanwijst.

Het moesson- en het passaatgebied behooren tot de eerste streken, het gebied der westenwinden aan de poolzijde van 40quot; N.B. en van 40° Z.B. tot de laatste. Vandaar de naam : gebied der veranderlijke winden.

Zie voor deze veranderlijkheid nog eens de tabel in $ 57-

De veranderlijkheid van de windrichting in deze streken is het gevolg van het ontstaan van tijdelijke pressie\'s en depressie\'s, die zich overigens geheel verhouden als de grootere, meer standvastige en waarop dus ten volle van toepassing is wat in S 52 en § 53 dienaangaande is gezegd.

Ga dat nog eens na.

Daar de pressie of anticyclone meer standvastig is, geeft zij bestendiger weer dan de depressie of cyclone. Deze laatste geeft vaak aanleiding tot stormen en vandaar noemt men eene depressie of cyclone ook wel een storm veld.

_{Ficr o} § 67. Nadere beschou

wing van een storm veld,

y Zulk een stormveld geeft ons ne-

! vensstaande figuur nog eens te

l/ *-gt;quot; aanschouwen.

I / / f ^ ■■ ■ . Vergelijk haar met lig. 5. Is

___V y\'.....2._ , ^-------— ^ d het een stormveld voor het noor-

\\ \\ \\ \\ \'^{x x x of} voor het zuidelijk half-

^ ¹ ^ rond?

^ \'quot;x ^E~^—\\ ^ De verschillende concentrische

cirkels stellen de isobaren voor, \' 7 \' 1 \' terwijl de pijltjes de windrichting ■\' 1— ^/ aangeven. In het middelpunt ligt

y / f het minimum van luchtdruk.

-i \' Duidelijk kunnen we den cir-

kelvormigen kringloop van den Een stormveld. wind om dat middelpunt waar

nemen. en tevens kunnen we iets afleiden aangaande de richting \\an den wind en de richting, waarin de luchtdruk geringer wordt. Deze laatste wordt aangeduid door eiken straal van den omtrek naar het middelpunt getrokken. Genoemde richtingen staan dus nagenoeg loodrecht op elkaar, en we komen tot de volgende stellingen :

Wanneer een waarnemer met den rug in den wind gaat staan, ligt het middelpunt der depressie aan zijne linkerhand. Wanneer de waarnemer het aangezicht wendt in de richting, waarin de barometer daalt, dan komt de wind voor hem van links.

Deze beide stellingen zijn gevolgen van de wet van Buijs Ballot.

Ga deze wet nop eens na.

Onze figuur diende echter alleen voor het noordelijk halfrond. Op het zuidelijk halfrond geschiedt de draaiing eenigszins anders, daar gaat zij van het noorden • loor het oosten en zuiden naar het westen.

Teeken zelf nu een .stormveld voor liet gebied der veranderlijke winden op het zuidelijk halfrond.

73

Daar moeten de stellingen aldus luiden: Wanneer een waarnemer met den rug in den wind gaat staan, ligt het middelpunt der depressie aan zijne rechterhand; wendt hij het aangezicht in de richting, waarin de barometer daalt, dan komt de wind voor hem van rechts.

§ 68. quot;Wervelstormen. Al de winden, behalve de passaten, zouden, indien de oneffenheid der aardoppervlakte daarvoor geen beletsel ware, wervelwinden zijn. Door wervelstormen verstaat men die luchtbeweging, waarvan het storm-veld klein in uitgebreidheid en de gradiënt, dus ook de kracht van den wind, zeer groot is. Deze stormen dragen verschillende namen naar gelang van de streek, waar ze voorkomen: in West-Indië heet men ze eenvoudig orkanen; in de Chineesche Zee t y p h o n s; in den Indischen Oceaan, waar ze ten oosten van Madagaskar veel voorkomen, tornado\'s. In het algemeen noemt men ze ook wel cvclonen in eneerenzin.

Nevensstaande figuur geeft eene afbeelding van den luchtdruk en de winden in de West-Indische eilanden op den eersten October van het jaar 1866. Bij het eiland Nassau (Bahama-eil.) stond de barometer toen op 710 mm. In de omgeving nam de luchtdruk echter snel toe. zooals uit de isobaren in de figuur blijkt. Op een afstand van ongeveer 65 geogr. mijlen stond de barometer ⁰P 755 ^mrn\' gradiënt bedroeg over dien afstand ongeveer 10 mm.

Wat verstaat men ook

In één uur daalde de luchtdruk 18 mm. Somtijds neemt men een nog sneller dalen daarvan waar. De kracht van de draaiende beweging is bij de wervelstormen zoo groot, dat wij er ons geen denkbeeld van kunnen vormen. Bij den afgebeelden storm bedroeg de snelheid dikwijls meer dan 36 meter, soms zelfs ruim 50 meter per sec. De druk is eveneens zeer groot. Bij den Calcutta-orkaan in 1864 ongeveer 200 K.G. op den vierkanten meter. Deze orkaan veroorzaakte een opstuwing van het water van de Hugly, waardoor 48000 menschen van het leven beroofd werden.

74

In 1876 gingen door een wervelstorm in de delta van de Bramapoetra 200 000

menschenlevens verloren.

Beschouwen we nog even onze fig. 11, dan kunnen we aan de pijltjes de wer-velbewegir.g duidelijk bemerken. In het centrum, omsloten door de isobaar van 706 (de laagste stand van den barometer teekende 703 mm.) heerschte evenals bij alle wervelstormen doodelijke stilte. Dit is het verschrikkelijkste oogenbhk van het -eheele verschijnsel en wordt den schepeling daarom zoo gevaarlijk, omdat eenige oogenblikken later de wind met verwoede kracht uit den tegengestelden hoek losbarst. Echter heeft de zeeman middelen om dit centrum te ontvlieden , daar hij doorgaans de richting kan weten, waarin het zich bevindt (Zie § 67). De middellijn van dit centrum is doorgaans klein; bij den door ons afgebeelden cycloon bedroeg het ruim 35 kilometer, bij dien van 15 October t87 4 aan den mond van de Bramapoetra 80 kilometer.

De verwoesting door een dergelijken storm aangericht is onbeschrijfelijk; de hechtste gebouwen worden vernield en alle plantengroei wordt vernietigd; alleen de uitwerking van een aardbeving of een vulkanische uitbarsting is er mede te vergelijken. Ontzettende regens vergezellen de wervelstormen.

In onze figuur is verder nog een grootere pijl geteekend. Deze duidt den weg aan, dien het centrum van den cycloon heeft afgelegd. Men heeft namelijk opgemerkt, dat het centrum van een wervelstorm een baan beschrijft. Op de oorzaken van deze voortgaande beweging komen we latei-terug; in tig. 10 hebben we die baan ook door een grooteren pijl aangegeven.

In West-Indië strijken de centra aanvankelijk in de richting van zuidoost naar noordwest voort, maar buigen zich bij het verlaten der passaatzone plotseling naar het noorden om den Floridastroom te volgen. Dergelijke ombuigingen neemt men ook waar bij de tornado\'s van den Indischen Oceaan, de zoogenaamde Mauritius* orkanen . die eerst van noordoost naar zuidwest en daarna, bij het verlaten der tropische zone, naar het zuidoosten ombuigen. De typhons van de Chineesche Zee bewegen zich van oost naar west. de stormen van de Golf van Bengalen van zuidoost naar noordwest. De beide eerste volgen dus den loop der warme zeestroomen. De Floridastroom is vooral berucht wegens de vele stormen, die er heerschen en heeft daardoor den naam van storm koning verworven.

Ook aan de westkust van Middel-Amerika en Californie komen wervelstormen voor.

Over \'t algemeen komen ze slechts in weinige maanden van het jaar voor, ofschoon ze in andere niet geheel wegblijven. De typhons komen het meest in September en October voor: de cyclonen in West-Indië in de maand October, terwijl Augustus, September en November er ook rijk aan zijn. Onze water- en landhoozen zijn kleine wervelstormen. Op zee wordt het water in het centrum

omhoog gezogen, in de woestijn het zand. Zulke hoozen kunnen ook ontzettende verwoestingen aanrichten.

Dat water, waterdamp eu zand omhoog worJen gevoerd, is eeu gevolg van den naar boven berichten luchtstroom iu het centrum (Zie § 53). Bij een cyclone, waarvan de luchtdruk in het midden 50 mm. benedeu dien van de omgeving staat, zal het water ongeveer 7 dM. boven het gewone niveau staan, wat gemakkelijk uit de verhouding van de spec, gew, van kwik en waterkan berekend worden.

S 69. Stormen in liet gebied der veranderlijke winden. De

stormen in het gebied der veranderlijke winden onderscheiden zich van de wervelstormen der tropen in de volgende opzichten :

i\' het storm veld is grooter;

2\'- de cyclonen-vorm is niet zoo volkomen:

3° de stormgradient is geringer.

Fig. i2.

We zullen met deze stormen nader kennis maken door de beschouwing van eene reeks figuren, waarvan fig. i 2 den luchtdruk en de winden aangeeft, zooals die in West-Europa voorkwamen op den T^sten Maart 18S6, \'s morgens om 8 uur. De

76

isobaren van 760 mm. en daarboven zijn door dikkere, die beneden 760 door dunnere lijnen aangegeven. Aangaande de verschillende teekening der pijltjes diene het volgende :

Dit geldt ook voor de volgeude figuren.

We zien dus ten zuiden van Ierland een depressie, tusschen Memel en Neufahr-wasser eene pressie. Om de depressie hebben we de cirkelvormige beweging. Hier en daar heeft afwijking plaats, die nog niet verklaard kan worden, ofschoon de windrichting op de landmassa natuurlijk ook van den verticalen vorm moet afhangen.

Merk vooral op, dat een wind niet in dezelfde richting voortgaat; de luchtdeeltjes , die zich bij Bordeaux naar het oosten begeven, komen niet in Clermont terecht maar waarschijnlijk te Parijs,

fig- ^[3-

/;

Fig. 13 geeft eene afbeelding van de verhouding op den 2^quot; Maart 1886. Het minimum ligt nu niet meer ten zuiden van Ierland, maar aan de oostkust van Engeland, ten noorden van de Washbaai. Het verloop ervan is door een stippellijn aangewezen. De pressie is nagenoeg op dezelfde plaats gelegen, maar in luchtdruk, lt;lus ook in invloed of, zooals men gewoonlijk zegt, m beteekenis, afgenomen. De depressie is in beteekenis toegenomen. De zuidoostenwind van New-Castle is veranderd in een oostenwind, de oostenwind van de lersche Zee in een noorden.

Zoek nog meer wijzigingen op, die de windrichting onderging, tengevolge van de verplaatsing van de depressie.

Locale windstilten komen voor te Weenen en te Carlsruhe.

Pas de in $ 67 genoemde stellingen op deze liguur toe eu besluit daaruit of de windrichting al dan niet een bloot gevolg is van de ligging van de depressie

Fig. 14 geeft den luchtdruk en de windverdeeling weder 24 uur later. Depressie is verder naar \'t oosten geschoven en 10 mm. in luchtdruk afgenomen, zoodat de barometer er nu nog op 7Ó0 staat en men dus eigenlijk van eene pressie niet meer

7»

kan spreken, daar 760 mm. ongeveer de normale luchtdruk is. Geheel Midden-Europa verkeert onder den invloed van de depressie, waarvan het middelpunt thans gelegen is in den middenloop van de Wezer. De depressie is in beteekenis toegenomen, de barometer staat daar op 737 mm. De cyclonische luchtbeweging strekt zich van Zuid-Zweden tot over Midden-Frankrijk uit. De Alpen verhinderen de volkomen uitbreiding naar het zuiden. De stippellijn geeft den weg aan. dien de depressie heeft afgelegd. De oostkust van Engeland en de westkust van Frankrijk hebben storm, daar bedraagt de snelheid van de luchtbeweging meer dan 7 meter per seconde; de oostkust van Zweden heeft storm in Gothland en windstilte bij

Stokholra en Haparanda.

Ga weder de windrichting na en vergelijk haav met die van de vorige dagen. Noteer welke veranderingen in de windrichting noodzakelijk moesten voortvloeien uit de verschuiving van het

Fig. i 5 geeft aan , dat de depressie den volgenden dag nog verder was voorlge-schoven en in beteekenis vermeerderd: de barometer staat er nu op 735 mm. Echter neemt zij voor Midden-Europa in beteekenis af, omdat dit op de grens van

79

haar gebied komt te liggen. Op de westkust van ons werelddeel is haar invloed nog geringer en de barometer stijgt daar dan ook op twee plaatsen weder boven 760 mm. Hieruit volgt een zeer samengestelde windrichting in Frankrijk. Mid-den-Europa heeft nu noorden- en westenwinden.

Hoe waren (He richtingen over \'t alftcmeen in lig. 13, waar Midilen-Europa voornamelijk aan de oostzijde van de depressie gelegen was ?

Fig. 16 duidt ons een nog verder verloop van de depressie aan. De luchtdruk is over geheel Europa gering. Aan de westzijde van het Kanaal is eene nieuwe depressie in aantocht, de door ons gevolgde wijkt naar het noorden van Finland. De westkust van Europa tusschen Dublin en Bordeaux ligt geheel onder den invloed van de nieuwe depressie.

Hoe geheel anders is hot heeld van den luchtdruk en de winden boven Europa in den morgen van den 1 o⁰⁶quot; Maart. Toen lag ons werelddeel onder den invloed van een pressie, zooals fig. 17 te zien geeft.

Vergelijk deze liguur met lig. 5 van % 52.

De windrichting is nu geheel anders. Had West-Europa in üg. 14 voornamelijk poolwinden. thans zijn zij er alle aequatoriaal. Het verschil in luchtdruk bedraagt nu slechts 18 mm.

Hoe groot was dit in de vorige liguren r Daardoor heerschen er natuurlijk veel minder stormen, en wel alleen aan de westzijde van Europa, op de grenzen van de anticyclone.

De snelheid van den wind is natuurlijk daar het grootst, waar de isobaren het dichtst bij elkan-der gelegen zijn. Is dit natuurlijk\'

70. Wijziging van de windrichting bij voortsclmiving van h.et stormveld. VVe hebben gezien, dat tengevolge van de verschuiving van de depressie de windrichting in het gebied daarvan onophoudelijk verandert. De verandering geschiedt evenwel niet willekeurig. Om haar na te gaan, slaan we weer een blik op fig. 10, waar we een ideale doorsnede van een stormveld hebben. De horizontale pijl duidt de richting aan, waarin de verschuiving plaats grijpt. Wanneer we ons nu eene stad b voorstellen, dan zal het stormveld bij zijne

Si

voortschuiving over deze stad heengaan. De windrichtingen. die daaruit voor h volgen, zijn dezelfde als die, welke men verkrijgt door aan te nemen, dat het stormveld onbewegelijk op dezelfde plaats blijft en de stad b in de richting van de lijn ba erdoorheen schuift. Noteeren wij die richtingen dan vinden we zuid, zuidwest, west, noordwest; de wind draait dus van het zuiden door het westen naar het oosten. Daar onze figuur een stormveld voorstelt op het noordelijk halfrond, is deze opeenvolging geldig voor de plaatsen, tusschen het stormveld en den aequator gelegen. De meeste tijdelijke depressie\'s in West-Europa schuiven ten noorden van ons land en Duitschland over Engeland naar het Oostzeegebied ; wij bevinden ons dus doorgaans aan hare aequatoriaalzijde, zoodat de bedoelde draaiing van den wind veel in ons land en bij onze oostelijke naburen voorkomt. Bij ons heeft Buijs Ballot gedurende 39 waarnemingsjaren gevonden, dat de wind jaarlijks ruim lamaal meer in deze, dan in tegenovergestelde richting draait.

Merken we op, dat deze draaiing geschiedt in de richting door den schijnbaren dagelijkschen loop van de zon aangegeven, dan kunnen we zeggen: Op het noordelijk halfrond draait de wind op eene plaats aan de aequatoriaalzijde van de depressie met de zon mee.

Daar deze wet voor Middeu-Europa zeer algemeen id, had meu haar reeds uit waarnemingen «levonden, zonder te weten, dat zij slechts een bijzonder geval was van de algemeene draaiingswet : men noemde haar toen de Wel van Dove.

Nemen we nu eene stad d aan de poolzijde van de depressie en schuiven we haar door het stormveld, dan zien we. dat daar de volgende draaiing plaatsheeft: zuidoost — oost — noordoost — noord; dat is van het zuiden, door het oosten., naar het noorden en dus tegen de zon in. In Noorwegen en Zweden, in Schotland en Noord-Rusland zal men dus juist tegenovergestelde draaiing vinden, als de Wet van Dove aangeeft.

Ga nu nog eens de windrichting op dt; gegeven figuren 12— 17 na en zie of }re daar de stelselmatigheid van de draaiing kunt bemerken.

Wenden we ons nu naar het zuidelijk halfrond.

Teeken nog eens eene depressie voor dit halfrond, maar nu op dezelfde wijze als lig. 10 \\ooi-het. noordelijk aangeeft.

Noteer de windrichtingen, die twee plaatsen, de eene ten noorden de andere ten zuiden van de depressie, zullen waarnemen, wanneer er een stormveld overheen strijkt. De voortschuiving heeft altijd in oostelijke richting plaats. Ge moet dan tot het volgende resultaat komen (de zon draait op het zuidelijk halfrond van het oosten door het noorden naar het westen) :

Op het z u i d e lij k halfrond draait de wind aan de a e q u a t o r i a a 1-z ij d e van de depressie van noord over west naar zuid. dus met de zon mee: aan de p o o 1 z i j d e van de depressie van noord over oost naar zuid, dus tegen de zon in.

We kunnen dus de draaiingswetten aldus samenvatten :

Strijkt eene depressie over eene streek. dan verandert de wind daar regelmatig

Nat aardrijksk. 6

van richting en wel: aan de aequatoriaalzijde van het stormveld draait hij met de zon mee aan de poolzijde ervan tegen haar in.

Op «elke strekeu ¥»u het zuidelijk halfroud is üe Wet rau Dove vau toepa_S».u_Sr

j 71. Ontstaan en oorzaken der voortschuiving van de depres-

sie\'s. Wat we in het algemeen van het ontstaan der cyclonen medegedeeld hebben . is natuurlijk ook van toepassing op het ontstaan der meer locale depressies. Het is er echter verre van af, dat de tegenwoordige wetenschap daarover reeds voldoende ophelderingen kan geven. De tegenwoordige theorie der winden en hun

ontstaan is trouwens van lateren datum.

Het meest komen depressie\'s gedurende zachte winters voor en veroorzaken dan het bekende stormachtige weder. In strenge winters vormt zich een anticyclone. De luchtdruk verschillen zijn dan veel geringer, ra. a. w. de gradient is kleiner en (lc wind heeft veel minder snelheid en kracht.

.Men meent het ontstaan van stormen in West-Indie en in de Indische Zee aan het samentreffen van winden uit verschillende richtingen te moeten toeschrijven.

Welke wndriehtiugen kunueu dat dan vooniawelijk zijn\'?

De voortschuiving der depressie\'s is, dunkt ons, op de volgende wijze vrij bevre-digend verklaard.

In S 53 hebben we het verschil opgegeven, dat er tusschen de aequatoriaalzijde en de poolzijde van eene depressie bestaat.

Ga dat nog ecus ua.

We zien er uit, dat aan de aequatoriaalzijde de gegevens aanwezig zijn om eene nieuwe depressie te veroorzaken, terwijl aan de poolzijde de oude depressie aangevuld wordt. Daardoor wordt aan deze laatste zijde de depressie vernietigd, maar aan de eerste ontstaat naast de verdwenen vroegere telkens weder eene nieuwe: \'t is dus eigenlijk niet dezelfde depressie, die zich verplaatst.

Boven betrekkelijk warme watervlakten, dus boven zeeen in den middelgordel, vormen zich gemakkelijker depressie\'s dan boven de omringende, koudere land-massa\'s. De landen om de Noord- en de Oost-Zee zijn zoodanige watervlakten. Wij hebben daardoor overheerschende zuidwesten- en westenwinden. Engeland en zuidelijk Scandinavië daarentegen liggen aan de poolzijde van dergelijke depressies

en hebben daardoor meer poolwinden.

Zie de tabel in « 57 , waar Engeland en Zuid-Zweden zulk ten vreeroden indruk maakte...

*5 72. Weersvoorspellingen. De weersvoorspellingen behooren tot het gebied der meteorologie. Toch willen we er hier op wijzen , dat men, door raiddei van de stellingen genoemd in S 67, uit de luchtdrukverschülen iels aangaande de richting van den wind, die komen of voortduren zal, kan besluiten. Daartoe heelt men echter behoefte aan het oogenblikkelijk in kaart brengen van de verschillende standen van den barometer in een bepaald gebied. Een kaart, waarop die standen

83

zijn aangegeven noemt men een synoptische weerkaart. De zekerheid, waarmede men kan voorspellen, hangt af van de hoeveelheid waarnemingsstaticns, die hunne berichten naar het hoofdstation zenden. Daar de richting van den wind van grooten invloed is op het weder, kan men daaruit dus weder de gesteldheid van dit laatste voorspellen. Daarbij komt, dat de synoptische kaart doorgaans een beeld geeft van een tamelijk groot gebied en men dus tevens kan besluiten, of men weinig of veel kans heeft onder den invloed van een naderende depressie te geraken.

We willen ten slotte nog twee kaartjes geven, waaruit men den invloed van de windrichting op het weder in West-Europa duidelijk kan waarnemen.

Warmteverdeeliiig in West-Europa, 2 Maart 18^0, quot;a morgens om 8 uur.

We nemen daartoe een beeld van de warmteverdeeling op den 2^llen Mnart 1SS6. toen het westen van ons werelddeel onder den invloed van eene depressie was gelegen (Vergelijk fig. 13). Üe isotherme van o⁰ gaat over Carlsruhe en slingert /.ich ten westen van Helder naar de westkust van Noorwegen. Ook in Schotland en Ierland daalt de temperatuur tot onder \'t vriespunt. In liet oosten van Europa daait de thermometer tot onder—15° C. . maar de zich daar bevindende koude lucht kan

S4

zich niet over het westen uitbreiden door de westenwinden. Ierland heeft noorden-, Schotland oostenwind, daardoor staat er de thermometer lager dan in Frankrijk.

Uit de verdere teekens (een open kringetje beduidt heldere lucht, een kruisje regen, een kringetje met een kruisje sneeuw) kan men zien, dat de lucht in het oosten van Europa helder is; op de warme plaatsen brengt de westenwind regen, die verder oostelijk op de isotherm van o⁰ C. in sneeuw overgaat

Geheel anders was het op den ic^dequot; Maart daaraanvolgend, toen ons werelddeel onder den invloed van een pressie was gelegen (Vergelijk fig. 17). De isotherm van 0° C. is in Frankrijk ver naar het westen voortgeschoven, dat is het gevolg van de oostenwinden. Engeland en Ierland zijn warmer, dat is het gevolg van de zuidenwinden. Over bijna geheel West-Europa welft zich een heldere hemel , alleen te Breslau sneeuwt het (daar heeft men een zuidoostenwind) en te Bayonne regent het.

Merk op, lt;lat Zuid-Frankrijk dezelfde temperatuur heeft als Drnntheim, dat warmer is dan Parij s en Lyon . zelfs meer dan 5° C.

§ 73. Belang van de winden voor de scheepvaart, in vroegere tijden was de scheepvaart meer afhankelijk van de windrichting dan tegenwoordig, nu de grootere schepen voorzien zijn van stoomvermogen. Toch is ook tegenwoordig de invloed van den wind op den te volgen weg en op den duur van eene zeereis groot. De rechte weg tusschen twee plaatsen is dikwerf de langste. Om in een gunstigen wind en ook in een gunstigen zeestroom te komen , maken de zeilschepen soms zeer groote omwegen, die oogenschijnlijk den weg dikwijls meer dan tweemaal zoo lang maken, terwijl ze in werkelijkheid toch dienen om de reis te bekorten, Om van Southampton om de Kaap de Goede Hoop naar Batavia te varen, kiest men gewoonlijk de volgende route. Uit het Kanaal gaat men ten westen van de Canarische eilanden (noord-oostpassaat) tot even ten oosten van Kaap San Roque en komt dan in de anticyclone van den zuidelijken Atlantischen Oceaan, waarmede men in het gebied der westenwinden geraakt om langs Tristan da Cunha en io⁰ten zuiden van de Kaap de Goede Hoop voorbij St. Paul en Amsterdam tot bijna recht ten zuiden van Straat Soenda voort te zeilen en daarna met de noordelijke winden van de Indische anticyclone onzen Indischen Archipel te bereiken.

Ga deze reis na op kaart VII eu op kaart VIII. Zooals we later zulleu zien, komen de zee-strooraeii in richting met de winden overeen.

Door deze route te nemen vermijdt men de orkanen ten oosten van Madagaskar. De terugreis is natuurlijk een geheel andere. Van Straat Soenda brengt de zuidoostpassaat ons regelrecht naar de Kaap; vandaar volgen we denzelfden wind tot de linie, om door het Noord-Atlantisch passaatgebied de zuidwestenwinden van de Atlantische cyclone te bereiken.

Van de westkust van Europa naar de oostkust van Amerika vaart men zuidelijker, dan in tegengestelde richting, evenzoo verschilt de route van Yokohama naar San Francisco van die van San Francisco naar Yokohama.

Tracht vao deze verschillen rekenschap te geven naar aanleiding van eene beschouwing der windkaarten.

In den tijd toen de hulpmiddelen van den mensch nog zeer gebrekkig waren. deden de periodieke winden uitstekende diensten. Daardoor konden Salomo en Hiram van Tyrus handel drijven op Indie. Later dreven de bewoners van Alexandrië en daarna de Arabieren handel op dit rijke land en daardoor werd het Mohammedaansche geloof zeer snel verbreid. De Arabieren onderhielden zelfs betrekkingen met China.

§ 74. Locale winden. Locale winden zijn die, welke slechts in enkele streken voorkomen. Men kan ze nog weer in twee soorten verdeden en wel in locale winden in engeren en in ruimeren zin. Het kan toch voorkomen, dat op eene bepaalde plaats het verschil in luchtdruk geheel onafhankelijk is van de algemeene geographische windverdeeling. Zoo iets geschiedt alleen, wanneer de atmospheer nagenoeg in rust verkeert. Daarom zijn de daardoor ontstan ; winden niet alleen zeer beperkt in hunne uitgebreidheid, maar ook wat den duur van hun voorkomen betreft.

S6

Het kan echter ook voorkomen, dat luchtstroomen, die door de algemeene luchtdrukverdeeling ontstaan, op bepaalde plaatsen een eigenaardig karakter verkrijgen; dezulke zijn wat hun karakter aangaat locaal, wat hun ontstaan betreft niet locaal. Tot de locale winden in engeren zin behooren land- en zeewinden, benevens berg- en d a 1 w i n d e n ; tot die in ruimeren zin de Moessons, de Mistral, de Bora, de Föhn, enz.

^ 75. Land- en zeewinden. Ze komen voor aan de oevers van alle groote watervlakten, voornamelijk aan de kusten van de zee. De verklaring is na het geleerde in § 46 en vervolgens niet raoeielijk. Gedurende den dag wordt het land meer dan het water verwarmd. Boven het land zal dus eene andere verticale verdeeling van den luchtdruk ontstaan. De vlakken van een bepaalden druk zullen daar hooger liggen dan boven het water en op eenigen afstand boven het aardoppervlak zal daardoor eene zijwaartsche afvloeiing ontslaan van het land naar de zee. Dit heeft stijging van den barometer boven het water en eene luchtbeweging In de onderste lagen van het water naar het land tengevolge. De wind draagt, zooals we weten zijn naam naar de plaats, waar hij vandaan komt, dus waait er overdag in de onderste lagen een zeewind, in de bovenste een landwind. Deze locale luchtbeweging reikt tot in vrij beduidende hoogte, zooals blijkt uit de waarnemingen met een ballon captif op het Concy-eiland (New-York) gedaan, waarvan de volgende tabel de uitkomsten geeft;