Het weer in een notendop. door Meteo Delfzijl Meteo Delfzijl

Transcriptie

1 Het weer in een notendop door Meteo Delfzijl. 1

2 Inhoudsopgave - De corioliskracht of afwijkende kracht van de aardrotatie De luchtdrukgradiëntkracht De middelpuntzoekende kracht De wrijvingskracht het coalescentieproces het Wegener-Bergeron proces...26 A Advectieve mist...98 Altocumulus (Ac)...21 Altostratus (As)...23 Andere (handige) kaarten Andere kaarten Andere weerkaarten B Begrippen Berg- en dalwind...72 Bijkomende kenmerken...18 Bijkomende wolkenvormen...18 Bliksem en donder...31 Bovenlucht Bovenluchtkaart 100 hpa Bovenluchtkaart 300 hpa Bovenluchtkaart 500 hpa Bovenluchtkaart 700 hpa Bovenluchtkaart 850 hpa Bovenluchtkaarten Bronnen: Buien en onweer...42 Buienlijnen en troggen...58 C Cape Categorieën wolken...15 Cirrocumulus (Cc)...21 Cirrostratus (Cs)...23 Cirrus (Ci)...24 Complexvorming...44 Cumuliforme bewolking...19 Cumulonimbus (Cb)...19 Cumulus (Cu)...19 D Dagelijkse gang...72 Dagelijkse gang van de bewolking Dagelijkse gang van de temperatuur Dagelijkse gang van de vochtigheid Dagelijkse gang van de wind Dagelijkse gang De luchtcirculatie in en om een zware bui...46 De vorming van hagel...45 De windschaal van Beaufort, Watson en Peterson De wolken...19 Depressie, fronten en andere neerslagproducerende weersystemen...54 Directe en indirecte inslag...34 Dodelijke slachtoffers...33 Duurswolde/Oldambt

3 E ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts) Effecten op afstand...39 Elektriciteit in de lucht...31 Elektriciteit in een buienwolk...31 Elektronen...31 Europa...41 F Fivelingo Frontale zones en weer...54 Fronten en weeromslagen...52 Frontpassages Fujita (tornadoschaal) G Gaat het hard waaien...82 Gang van de zonnestraling en de aardse straling Gebieden landinwaarts...89 Gebieden richting zee...89 Gedrag van mist GEM (Global Environmental Multiscale) Gemiddelde wind...68 GFS (Global Forecast System) GME (Global-Modell) Gradiëntwind...64 Grondwind...64 Grootschalige weersystemen...48 Grootte en vorm van een MCS H Heiigheid, nevel en mist...94 Het Groninger waddengebied Het ontstaan Het SFLOC rapport Het verdwijnen van een MCS HIRLAM (High Resolution Limited Area Model) Hoe hard zijn de uitschieters?...75 Hoe herken je van de grond een MCS?...39 Hoe hoog zijn de golven op zee?...76 Hoe krachtig is de wind op zee?...73 Hoe schat je de wind in Hoe te handelen?...35 Hoe wordt het weer voorspeld met computermodellen? Hoge - Middelbare wolken...14 Hogedrukgebieden I IJzel...29 Inleiding...48 Invloed op massakarakter Is de verandering blijvend?...79 J Jaarlijkse en dagelijkse gang van mist JMA = Het officiële Japanse meteorologische instituut K Kaart lezen Karaktereigenschappen van de wind Katabatische winden...72 Kleinschalige windshifts: de gedragingen van de wind

4 Koude en warme massa...51 Kustfront Kustgebied L Laagwolken...14 Landstation Landwind...84 Land-zee circulaties Langlevend buiencluster...38 Langs Eems en Dollard Lauwersmeergebied Levenscyclus van een onweersbui...43 Lifted index Lokale effecten...113, 168 Lokale of kustwind...72 Lokale winden... 71, 84 Luchtdruk en wind...59 Luchtdrukkaart op zeeniveau Luchtmassabuien...58 Luchtsoortclassificatie...51 Luchtsoorten...50 M Mate van windvariaties Mesoscale Convective System...38 Meteorologisch zicht...95 Mist...96 Mist en dauw...97 Modellen N Nachtelijk windmaximum ((Nocturnal) Low-level jet)...38 Nederland...42 Neerslag...26 Niet-tactische luchtstromen...90 Nimbostratus (Ns)...24 Nuttige informatie O Onderkoelde regen en ijsregen...29 Onderkoelingsverschijnselen Ontstaan van neerslag...26 Ontwikkeling van buien...42 Onweer...31 Onweersbanen en nesten...42 Onweersbuien...75 Onweerscomplexen Overlevingskansen Overlevingstijden Overlevingstijdformule P Passage van een koufront...57 Passage van een occlusie...58 Passage van een warmtefront...56 R Radar Regenmist en frontale mist...99 Rijp, ruige rijp en witte dauw

5 S Saffir-Simpson (hurricaneschaal) Samenhang weer en luchtdrukpatronen...65 Samenstelling van wolken...11 Satelliet Satelliet en radar Schade...33 SFLOCS (Bliksemrapporten) Sneeuw...29 Soorten onweersbuien...37 Soorten wolken...12 Stapelwolken...14 Stationplots Stralingsmist...97 Stratiforme bewolking...22 Stratocumulus (Sc)...20 Stratus (St)...22 Stromingspatronen...52 Structuur van de wind...66 Symbolen en codes SYNOPS in Nederland Synoptische code Synoptische symbolen T Tactische winden...89 Temperatuureffecten Terugkomend onweer...36 Tips...72 Tornado's en hozen...47 Trekhoog Trog...58 Turbulentie...66 Typische mistsituaties U UKMO (United Kingdom Meteorological Office V Valwinden bij buien (downdraught)...72 Vederwolken...14 Verband tussen luchtdruk en wind...59 Verwachting of actueel weer Vlagen op zee...75 W W1W2 Verleden weer Waar komt onweer voor?...40 Wanneer komt de zeewindshift Ochtendwind waait vanaf het land...88 Wanneer onweert het?...36 Wat is hypothermie? Weeralarm Weersituaties...48 Weersystemen en luchtmassa's...55 Weersystemen en weer...54 Weertype...48 Westerkwartier Westerwolde Wind en temperatuur...70 Wind vanaf steile kust...72 Wind, een krachtenspel...61 Windchill-index Windcondities voor de bui

6 Windgebieden nabij de kust...85 Windstoten...74 Windverandering bij slecht weer... 77, 79 Windverandering met de hoogte...67 Windveranderingen...70 Wolkenclassificatie... 8 Wolkengeslachten (Genera)...15 Wolkensoorten...16 Wolkenvarianten...17 Wolkenvorming...10 Woord vooraf... 7 Z Zee- en landwind...72 Zeewind...84 Zicht...94 Zicht in neerslag...96 Zichtbare baanlengte (RVR) en schuin zicht (SVR)...95 Zijn er obstakels die de wind kunnen beïnvloeden?

7 Woord vooraf De meteorologie is de wetenschap waarin men zich bezighoudt met de bestudering van het weer. Het weer is zo vaak onderwerp van gesprek. Bij de bushalte of in de rij bij de supermarkt. Of zelfs op het water. Er is waarschijnlijk geen onderwerp te noemen waarover bijna iedereen ook een uitgesproken mening heeft. De meteorologie is echter een breed, moeilijk toegankelijk vakgebied. Om dit alles wat toegankelijker te maken, is dit naslagwerk samengesteld. /G. Molema 7

8 1. WOLKEN Wolkenclassificatie Iedereen heeft wel eens naar de hemel gekeken en de bewolking bestudeerd. Dit is niets nieuws want al vele eeuwen kijken mensen geboeid naar het uiterlijk van de hemel. Bekend is dat zeelieden en boeren de wolken gebruiken voor het verwachten van het (lokale) weer. Minder bekend is dat de Engelse natuurkundige Luke Howard zich al in de 18e eeuw bezig hield met wolken. Ook hij keek naar de lucht en zag dat de wolken voortdurend aan veranderingen onderhevig waren. Gefascineerd door wat hij waarnam, onderzocht hij of er een bepaalde structuur in te onderkennen was. Dat bleek inderdaad het geval. Luke Howard. Allereerst ontdekte hij drie verschillen typen wolken: gelaagde bewolking op een en hetzelfde niveau, opbollende bewolking of stapelwolken die zich meer in de hoogte leken te ontwikkelen, en bewolking met een meer vezelachtige structuur. Ook combinaties van deze verschillende wolkentypen waren volgens hem mogelijk. Maar nog kon hij niet alle wolken die hij waarnam, indelen. De stap naar wolkenclassificatie maakte hij door de genoemde wolkentypen te combineren met het uiterlijk, de samenstelling en hoogte van deze wolken. De zo ontwikkelde classificatie leverde uiteindelijk 10 wolkengeslachten op. Deze indeling wordt nog steeds wereldwijd gebruikt door de meteorologische diensten. De naamgeving van de wolkengeslachten is in het Latijn omdat dit in de tijd van Howard de voertaal was voor wetenschappelijke publicaties. We zullen deze wolkengeslachte achtereenvolgens beschrijven. Allereerst wordt bij de indeling onderscheid gemaakt wordt tussen "gelaagde" bewolking en "stapelwolken". Gelaagde bewolking wordt ook wel "stratiform" genoemd vanwege de vaak grote horizontale uitgestrektheid van de wolk en gaan in de naamgeving vergezeld van de term "stratus". Voorbeelden hiervan zijn Cirrostratus, Altostratus, Nimbostratus en Stratus; deze bewolkingstypen zijn in het algemeen achtereenvolgens zichtbaar tijdens de passage van een warmtefront. Stapelwolken daarentegen worden wel "cumuliforme" bewolking genoemd omdat dit type bewolking zich hoofdzakelijk in verticale richting uitstrekt; in de naamgeving is dit terug 8

9 te vinden in de term "cumulus" (ophoping). Wolkennamen met cumulus erin zijn bijvoorbeeld: Cumulus, Cumulonimbus, Altocumulus en Cirrocumulus. Schets van een Cumulonimbuswolk door Luke Howard. Het wolkenclassificatiesysteem van Howard werd in Nederland geïntroduceerd door de meteoroloog en fysisch geograaf F.W.C. Krecke. 9

10 Wolkenvorming Wolken worden gevormd als lucht wordt afgekoeld tot voorbij het verzadigingspunt (zie begrippenlijst hierna: *). Lucht wordt adiabatisch* afgekoeld als deze stijgt en onderhevig is aan lage atmosferische druk. De lucht stijgt als deze wordt opgewarmd bij de grond of over een obstakel gedwongen wordt, zoals een gebergte of een laag van koudere lucht. Kleine cumuluswolken, die typerend zijn voor een mooie dag, worden gevormd als plaatselijke opwarming een kolom van warme lucht veroorzaakt, die opstijgt in de koudere omgeving. De opstijgende lucht zet uit als de druk afneemt. Lucht koelt af als het uitzet, dus de stijgende lucht koelt af. Koude lucht kan minder water als damp bevatten dan warme lucht. Als warme vochtige lucht afkoelt, kan deze mogelijk het verzadigingspunt bereiken: het punt waarop de lucht zoveel waterdamp vasthoudt als mogelijk is bij die bepaalde temperatuur. Als de lucht verder afgekoeld is, begint de waterdamp te condenseren tot druppels van vloeibaar water, die zichtbaar worden als wolk. In de praktijk vormen wolken zich al voordat de lucht het verzadigingspunt bereikt, omdat zelfs de schoonste atmosfeer kleine stof- en zoutdeeltjes bevat, die oppervlakten hebben waarop water gemakkelijker condenseert. 10

11 Samenstelling van wolken Een wolk bestaat uit een verzameling van uiterst kleine waterdruppels, ijskristallen of - bij wolken met een grote verticale ontwikkeling - een mengsel daarvan. Onder in zogeheten gemengde wolken komen dan voornamelijk waterdruppeltjes voor, gevolgd door een laag met onderkoelde druppeltjes, vervolgens een gemengde laag met zowel onderkoelde druppeltjes als ijskristallen en tenslotte daarboven een laag met uitsluitend ijskristallen (zie figuur verdeling deeltjes in wolk). Juist dit verschil in samenstelling van de wolk geeft een heel ander uiterlijk aan de bewolking. Kijken we naar de temperatuurverdeling waarbij deze samenstelling voorkomt, dan kan in het algemeen gezegd worden dat in het gedeelte van de wolk waar de temperatuur boven nul graden Celsius is waterdruppels voorkomen. Bij temperaturen tussen 0 en min12 graden Celsius bestaat de wolk uit onderkoelde waterdruppeltjes. Bij een temperatuur lager dan min 12 graden neemt het aantal ijskristallen in de wolk toe. In de laag tussen min 12 en min 23 graden komen dan ook zowel onderkoelde waterdruppels alsook ijskristallen voor. Hoe lager de temperatuur, des te groter is het percentage ijskristallen. Is de temperatuur beneden de min 40 graden, dan bestaat de wolk uitsluitend uit ijskristallen. 'Warme wolken' bestaan uit uitsluitend vloeibaar water; in koude wolken komt daarnaast ook onderkoeld water voor en ijs. 11

12 Soorten wolken Er zijn twee hoofdgroepen van wolken te onderscheiden. De Cumulus-(of stapel-) wolk wordt gevormd door convectie: 'bellen' van lucht worden opgewarmd aan het aardoppervlak en stijgen snel in een onstabiele atmosfeer, die opwaartse luchtverplaatsingen bevordert. Gelaagde (of stratus-) wolken worden gevormd als een breed dek van vochtige lucht opgetild en afgekoeld wordt in een stabiele gelaagde atmosfeer, die opwaartse luchtverplaatsing tegengaat. Gelaagde wolken vormen dikke of dunne 'dekens', of worden door de wind gebroken in golven, ruggen of kokers. Convectiestromingen in een wolkendek leveren soorten op, die tussen de cumulus- en gelaagde wolken in zitten. De belangrijkste soorten wolken hebben een naam gekregen in de vroege 19de eeuw. Cirrus, cirrocumulus, en cirrostratus zijn wolken op grote hoogte bestaande uit ijskristallen; altocumulus en altostratus zijn wolken op middenniveau stratocumulus en stratus zijn laaghangende wolken. Cumulus wolken variëren van witte schapenwolken tot torens van donkere onweerswolken cumulonimbus, die naar de top van de troposfeer reiken. Nimbostratus zijn donkere laaghangende regenwolken. 12

13 13

14 Cumulus [Latijn: stapel stapelwolken of cumuliforme wolken. Stratus [Latijn: laag laagwolken of stratiforme wolken. Cirrus [latei: krul, toefje, plukje ] vederwolken of cirrusforme wolken. Stapelwolken Al deze typen vertonen min of meer uitgesproken ronde koppen of torentjes aan de bovenkant. Dit duidt op instabiliteit en convectie binnen in de wolk. Cumulus Cumulonimbus Stratocumulus Altocumulus Cirrocumulus Laagwolken In tegenstelling tot de stapelwolken duiden deze laagwolken op een stabiele atmosfeer. Aan de bovenkant hebben ze meestal een glad oppervlak. Hoewel het bovenste deel van de laag soms niet te zien is als zulke wolkendekens een groot deel van de lucht bedekken, is het toch vaak mogelijk om door gaten in het wolkendek te zien dat de ronde toppen die karakteristiek zijn voor stapelwolken ontbreken. Stratus Nimbostratus Altostratus Cirrostratus Hoge - Middelbare wolken Deze drie typen komen vaak in duidelijke vormen voor, echter hun vorm geeft aan dat er binnenin ondiepe convectie plaatsvindt. Ze nemen zo een tussenpositie in tussen de stapel- en laagwolken. Stratocumulus Altocumulus Cirrocumulus Vederwolken Deze drie typen bestaan voornamelijk uit ijskristallen, hoewel cirrocumulus ook onderkoelde waterdruppeltjes bevat. Cirrus en cirrostratus vertonen vaak duidelijke streepvorming (striatie), veroorzaakt door slierten ijskristallen die eruitzien als vezel of veren. 14

15 Categorieën wolken Hoge wolken Basis op of boven meter (± ft) Tropen meter Gematigde breedten meter Hoge breedten meter o o o Cirrus Cirrusstratus Cirruscumulus Middelbare wolken Basis tussen meter (± ft) Tropen meter Gematigde breedten meter Hoge breedten meter o o o Altocumulus Altostratus Nimbostratus Lage wolken Basis beneden meter (± ft) Tropen meter Gematigde breedten meter Hoge breedten meter o o o Cumulus Stratus Stratuscumulus Wolkengeslachten (Genera) De tien hoofdsoorten. Naam AFK. Korte omschrijving Altocumulus Ac Wolkenlaag op het middelbare niveau, bestaande uit ballen of rollen, met eigen schaduw en openingen ertussen Altostratus As Egale, witte of grijze wolkenlaag op het middelbare niveau Cirrocumulus Cc Kleine wolkenplukjes zonder licht-donker structuur, met duidelijke openingen, in een laag op het hoge niveau Cirrostratus Cs Egale laag van dunne bewolking op het hoge niveau Cirrus Ci Vezelige witte fijne draden of plukjes op het hoge niveau Cumulonimbus Cb Grote stapelwolk, tot grote hoogte oprijzend, met een rafelige basis en zware neerslag Cumulus Cu Afzonderlijke, gebolde wolken op het lage niveau Nimbostratus Ns Donkere, grijze wolken op het middelbare niveau, vaak reikend naar de grond en met langdurige neerslag Stratocumulus Sc Wolkenlaag van ballen of rollen met duidelijke gaten en zware licht-donkercontrasten, op het lage niveau Stratus St Een grijze, egale wolkenlaag op het lage niveau 15

16 Wolkensoorten De 14 wolkensoorten worden gebruikt om de vorm en de structuur van een wolk te beschrijven. Elke term is van toepassing op een of meerdere wolkengeslachten. In deze lijst zijn de soorten alfabetisch geordend. Er zijn ook nog wolkenvariëteiten, die de rangschikking van de elementen en de doorschijnendheid van de wolk beschrijven, alsmede de bijkomende vormen en verschijnselen. Veertien termen die de vorm en structuur van wolken beschrijven. Soort AFK. Beschrijving Korte omschrijving Geslacht Toppen zien er afgerond uit, De bovenkant van opstijgende calvus cal verliest cumuliforme uiterlijk, cellen verliest zijn harde Cb maar geen duidelijke cirrus uiterlijk en wordt wollig capillatus cap castellanus cas congestus fibratus floccus con fib flo Duidelijk aanwezige ijzige delen met een vezelachtige uiterlijk (aambeeld, pluim of verwarde cirrus) Torentjes verbonden door een gemeenschappelijke basis Zichtbaar groeiend, vaak grote verticale ontwikkeling, met toppen die op een bloemkool lijken Vrijwel recht, of min of meer gebogen, zonder haken Kleine plukjes bewolking, met een gerafelde onderkant en vaak virgae fractus fra Gerafelde wolkenflarden humilis hum Afgeplat lenticularis len mediocris nebulosus spissatus med neb spi stratiformis str unicus unc Golfwolk; amandel- of lensvormig Gemiddelde diepte, toppen met vrij kleine uitstulpingen Dunne sluier zonder uiterlijke kenmerken Dicht genoeg voor grijs uiterlijk tegen de zon in De bovenkant van opstijgende cellen wordt duidelijk vezelig of gestreept: er kan cirrus ontstaan Afzonderlijke torentjes die oprijzen vanaf een langgerekte wolkenbasis of wolkenlijn Grote verticale afmeting: groeit krachtig en duidelijk waarneembaar, met harde 'bloemkooltoppen' Vezelig uiterlijk, doorgaans recht of met een uniforme kromming: geen duidelijke haken Afzonderlijke plukjes, met een rafelige basis, soms met duidelijke virga Gebroken wolk met rafelige basis en randen Beperkte verticale afmeting: horizontale afmeting veel groter dan verticale Wolken in de vorm van lenzen of amandelen: veranderen niet van plaats Middelmatige hoogte: groeit naar boven toe uit Wolkenlaag zonder structuur of details Dichte wolk, lijkt grijs indien waargenomen in de richting van de Zon Cb Sc,Ac,Cc,Ci Cu Ci, Cs Ac, Cc, Ci Cu, St Cu Sc, Ac, Cc Cu St, Cs Horizontaal zeer uitgestrekte Uitgestrekte wolkenlaag Sc, Ac, Cc wolkendeken of laag Komma- of haakvormig, geen Duidelijk gehaakt, vaak zonder Ci afgeronde pluk bewolking. een zichtbare groeikop Ci 16

17 Wolkenvarianten Negen termen die de doorzichtigheid en de rangschikking van de wolkenelementen beschrijven. Zoals een wolkensoort de vorm beschrijft, zo definiëren de variëteiten de doorschijnendheid of de rangschikking van de afzonderlijke elementen van een bepaalde wolk. De meeste beschrijvingen spreken voor zichzelf, zodat slechts enkele variëteiten afzonderlijk worden getoond. Variant AFK. Beschrijving Korte omschrijving Geslacht Meer dan een laag, op Sc, Ac, Cc, duplicatus du Twee of meer lagen verschillende hoogten Cs Onregelmatige gebogen of Met onregelmatig gebogen of intortus in Ci schijnbaar verward verwarde draden Dunne wolk met regelmatig Wolk van geringe verticale geplaatste gaten (enigszins afmeting met regelmatig lacunosus la Ac,Cc, Sc een honingraatstructuur of als verdeelde gaten, lijkt op een een net); zeldzaam net opacus perlucidus radiatus op pe ra translucidus tr undulatus un vertebratus ve De zon of de maan wordt volledig afgedekt Dikke wolk, verhult positie zon of maan volledig Uitgestrekte lagen of flarden met ruimten ertussen (soms Uitgestrekte wolkendek met erg klein), zodat er blauwe gaten, waardoor blauwe hemel, Sc,Ac lucht, de zon of de maan te zon of maan zichtbaar is zien is Brede parallelle banden, die Lijkt vanuit 1 punt aan de door perspectief bij elkaar hemel te divergeren lijken te komen Doorschijnend genoeg om de Doorschijnende wolk waardoor plaats van de zon of de maan heen de positie van de Zon of te zien maan goed zichtbaar is Flarden, velden of lagen met Wolkenlaag of wolkenveld met parallelle golven duidelijke golven Lijkend op ribben, wervels of Wolkenlijnen die lijken op visgraten ribben, wervels of visgraten Ci St, Sc, Ac, As Cu, Sc, Ac, As, Ci St, Sc, Ac, As St, Sc, Ac, As, Cc, Cs 17

18 Bijkomende wolkenvormen Drie vormen die alleen voorkomen in samenhang met een van de tien hoofdtypen. Sommige wolkenvormen zijn op zichzelf geen echte wolkentypen, maar komen altijd voor in samenhang met één of meer van de tien geslachten. Naam AFK. Omschrijving Korte omschrijving Geslacht pannus pan Wolkenflard Rafelige wolkenflarden onder de Cu, Cb, As, hoofdmassa Ns pileus pil Met een kapje Wolkenkap of hoed boven de opstijgende cel Cu, cb sluier Dunne uitgestrekte wolkenlaag, velum vel waar de meest krachtige cellen Cu, Cb doorheen kunnen breken Bijkomende kenmerken Zes bijzondere vormen (sommige algemeen, andere nogal zeldzaam) die bepaalde geslachten of soorten kunnen aannemen. Er zijn ook enkele nog aanvullende kenmerken die de verschijningsvorm van een bepaald wolk beschrijven. Deze kunnen een bruikbare aanwijzing geven voor de verschillende processen die zich in de wolk afspelen. Naam AFK. Omschrijving Korte omschrijving Geslacht Boog Langgerekte wolkenrol, soms in arcus arc Cb, Cu boogvorm incus inc Aambeeld Aambeeldwolk Cb Buidels die uit het bovenste Uitstulpingen onder hogere Cb, Ci, Cc, mamma mam deel van de wolk hangen wolken Ac, As, Sc Neerslag die het Neerslag die het aardoppervlak praecipitatio pre Cb, Cu, Ns aardoppervlak bereikt bereikt Trechter of slurf onder een tuba tub Trechterwolk van elk type Cb, Cu wolk Valstreep Ac, As, Cc, Valstrepen: slierten neerslag virga vir Cb, Cu, Ns, die de grond niet bereiken Sc 18

19 De wolken Cumuliforme bewolking Cumulus (Cu) Cumulus. Cumulus congestus. Deze afzonderlijke wolken hebben vaak scherpe en duidelijke randen en ontwikkelen zich in verticale richting. De bovenkant van deze bewolking ziet er soms uit als een "bloemkool"; dit uiterlijk wordt veroorzaakt snelheidsverschillen tussen de stijgbewegingen in de wolk. Doordat cumuluswolken boven land in de meeste gevallen overdag ontstaan worden ze beschenen door de zon en zijn ze tegen een heldere achtergrond vaak verblindend wit. Daarentegen is de onderzijde donkerder doordat het zonlicht in de wolk verstrooid en geabsorbeerd wordt door de aanwezige waterdruppels. De hoogte waarop deze wolk voorkomt (en in de weerkunde gaat het dan over de wolkenbasis), is tussen het aardoppervlak en circa 2200 m. Soms heeft cumulus een wat meer gerafeld uiterlijk, bijvoorbeeld doordat er wat meer wind aanwezig is op de hoogte waarop de bewolking ontstaan is. Kleinere cumuluswolken noemt men ook wel 'mooiweerwolken', omdat ze zich ontwikkelen bij zonnig en helder weer. Als ze zich verder ontwikkelen of uitspreiden in horizontale richting, is het met de zon gedaan. Regen valt er echter pas als de cumulus verder doorgroeit tot een cumulonimbus. Cumulonimbus (Cb) Cumulonimbus. 19

20 Als een cumuluswolk door verregaande onstabiliteit zich verder verticaal ontwikkelt en daarbij het niveau bereikt waarbij de temperatuur en de vrieskernen de waterdruppels boven in de wolk doen overgaan in ijskristallen, ontstaat de cumulonimbuswolk. Deze heeft in de meeste gevallen aan de basis een donker uiterlijk en bezit aan de bovenzijnde een vezelachtige of streperige structuur, vaak in de vorm van een aambeeld. Uit cumulonimbi valt neerslag; valstrepen onder de wolk geven daarvoor soms een aanwijzing. De bovengenoemde uiterlijke kenmerken zijn niet waar te nemen als er een egaal (donker)grijs wolkendek is waaruit buiige neerslag valt. In dat geval wordt de cumulonimbuswolk aan het zicht onttrokken door aanwezige altostratus- of nimbostratusbewolking. De hoogte waarop deze wolk voorkomt (en in de weerkunde gaat het dan zoals gezegd over de wolkenbasis) is tussen het aardoppervlak en circa 2200 m.; de toppen daarentegen bereiken altijd het niveau waarop ijskristallen aanwezig zijn en kunnen met name in de zomermaanden, reiken tot 20 km of meer. Veel meer over cumulonimbuswolken is te vinden in het volgende hoofdstuk. Stratocumulus (Sc) Stratocumulus Deze bewolking is de meest voorkomende in West-Europa en bestaat uit één wolkenlaag waarin vrijwel altijd donkere en lichtere gedeelten afwisselend voorkomen. Soms zijn de elementen met elkaar versmolten en vormen dan een gesloten wolkenlaag. Hoewel deze wolken overwegend uit waterdruppels bestaan, kan het voorkomen dat de randen rafelig zijn. Neerslag zal uit deze bewolking alleen kunnen vallen als het een voldoende dikke laag is, waarbij dan het uiterlijk van de wolk donkergrijs zal zijn. Stratocumulusbewolking kan ontstaan als bijvoorbeeld een mistlaag oplost aan het aardoppervlak, eerst overgaat in stratus (zie verderop), waarna het lijkt alsof de wolkenbasis verder stijgt. De hierbij aanwezige turbulentie zorgt dan voor enige mate van onstabiliteit. Deze bewolking komt ook vaak voor als aan het eind van de dag de onstabiliteit afneemt en daardoor de wolkentoppen van de in de loop van de dag ontstane cumuluswolken inzakken en de wolkenbasis dan wat uitspreidt. 20

21 Altocumulus (Ac) Altocumulus. Bij deze wolken wisselen openingen en wolkenelementen elkaar vaak op regelmatige wijze af. De randen zijn meestal gerafeld en de wolken hebben enige verticale ontwikkeling. Altocumuluswolken met bovenstaande kenmerken worden ook vaak "schapenwolken" genoemd. Andere soorten van altocumulus zijn de wolken die meer een lens- of amandelvormig uiterlijk hebben. Is in de wolkenlaag een rij van torens of losse elementen in de vorm van (fel witte) vlokken te onderscheiden, dan is deze bewolking als goede voorspeller van onweer te gebruiken, meestal binnen 24 uur. Altocumulusbewolking bestaat doorgaans uit waterdruppels, behalve in die gevallen waarin de temperatuur zeer lage waarden bereikt en de wolk daardoor ook ijskristallen bevat. De altocumuluswolk ontstaat als gevolg van onstabiliteit en/of turbulentie op een niveau tussen 2200 en 5500 m., bijvoorbeeld doordat er sterke verschillen in windrichting en/of snelheid aanwezig zijn tussen twee aangrenzende niveaus. Een andere ontstaansoorzaak kan zijn dat bewolking van het geslacht altostratus of nimbostratus overgaat in altocumulusbewolking. Cirrocumulus (Cc) Cirrocumulus. Cirrocumulusbewolking zit vrij hoog, namelijk boven de 5500 m.; daardoor bestaat deze volledig uit ijskristallen. Door de grote afstand tot het aardoppervlak zijn de afzonderlijke elementen alleen zéér klein waar te nemen. De elementen zijn wel vaak (evenals 21

22 Altocumulus) regelmatig gerangschikt aan de hemel. Deze helwitte wolken geven de hemel vaak een fraai uiterlijk. Zoals de naam ook al aangeeft, is er verticale ontwikkeling waar te nemen bij deze wolken. Ze ontstaan dan ook als gevolg van wrijvingseffecten nabij een (verticaal) golvend warmtefrontvlak. In de stijgende luchtbeweging zal de bewolking ontstaan en in de dalende luchtbeweging zal deze aan oplossing onderhevig zijn. Ook kan deze bewolking ontstaan in bergachtige gebieden waarbij aan de lijzijde hiervan in de bovenlucht een golvend patroon waar te nemen is. Stratiforme bewolking Stratus (St) Stratus. Deze wolken komen hoofdzakelijk voor nabij het aardoppervlak. Soms zelfs bevindt de basis zich op het aardoppervlak en is er mist. Doordat deze bewolking dicht bij het aardoppervlak voorkomt, bestaat ze meestal uit waterdruppeltjes. Alleen als de temperatuur in de wintermaanden ver beneden het vriespunt ligt, bestaat de wolk soms uit ijskristallen. Het uiterlijk van de wolk is een gelaagde grijs wolkendek waarin vrijwel geen structuur valt te ontdekken. In het algemeen geldt: hoe donkerder de wolk, des te groter de kans op wat neerslag. Veel valt er niet uit; het zal hoofdzakelijk licht motregenen, of - in de winter - motsneeuwen. Soms is de bewolking zo dun dat de zon door deze wolk heen te zien is; neerslag is dan uitgesloten. Stratus kan ontstaan als de mist, als gevolg van opwarming van het aardoppervlak, optrekt. Stratus ontstaat ook als in mistsituaties de wind aantrekt, waardoor er menging van lucht plaatsvindt. Ook ontstaat stratus nabij het aardoppervlak (tot ongeveer 300 m. hoogte) als gevolg van het samenspel van verdamping en condensatie wanneer uit een dikke wolkenlaag neerslag valt door een minder vochtige luchtlaag. 22

23 Cirrostratus (Cs) Cirrostratus met kring om de zon. Altocumulus en cirrostratus met circumzentiale boog. Deze bewolking bezit meestal het uiterlijk van een doorzichtige, witachtige, geheel egale wolkensluier. Als gevolg van de hoogte waarop deze bewolking voorkomt, boven de 5 km, bestaat zij volledig uit ijskristallen. Vaak zijn fraaie, kleurige lichtverschijnselen zichtbaar (halo s) waarvan de bekendste een kring om de zon of maan is. Doordat in sommige gevallen de cirrostratus zo dun is, is deze kring vaak de enige aanwijzing dat er cirrostratusbewolking aanwezig is. De cirrostratusbewolking ontstaat doordat bij nadering van een warmtefront de warme lucht opglijdt tegen een koudere luchtlaag en daardoor afkoelt. Het vocht in de lucht condenseert en bevriest. Cirrostratus kan ook ontstaan als het aambeeld van een cumulonimbus zich over de hemel uitspreidt. Altostratus (As) Altostratus. Altostratus. Deze bewolking is kenmerkend voor een naderend warmtefront; in het hoofdstuk passage van een warmtefront uitgebreid ingegaan op warmtefronten. Altostratus bestaat hoofdzakelijk uit (onderkoelde) waterdruppels en/of sneeuwkristallen. Het is een egaal gelaagd wolkendek met een grijs uiterlijk. Vaak is er een streperige structuur in te herkennen. Als de bewolking begint binnen te drijven, zijn sommige gedeelten van de altostratus dun genoeg om nog juist de positie van de zon er vaag doorheen te kunnen waarnemen. Later wordt de wolkenlaag dikker en is deze niet meer zichtbaar. In altostratusbewolking komen géén haloverschijnselen voor. 23

24 De altostratusbewolking ontstaat bij een naderend warmtefront waarbij de cirrostratusbewolking dikker wordt en de basis lager komt te liggen. De wolkenbasis van de altostratus daalt dan van maximaal 5500 m. naar soms slechts 2200 m. De altostratus is dan ook een voorbode van slechter weer, doordat het, zoals aangegeven, samenhangt met de nadering van het warmtefront van een depressie. Nimbostratus (Ns) Nimbostratus. Deze meestal donkergrijze bewolking heeft géén of vage randen. Er valt onafgebroken regen of sneeuw uit. De wolkenlaag is zo dik dat de zon niet door het wolkendek heen zichtbaar is. De bewolking bestaat uit een mengeling van (onderkoelde) waterdruppels, regendruppels, sneeuwkristallen en sneeuwvlokken. Vaak zijn gelijktijdig onder het wolkendek nog wolkenflarden (stratus) aanwezig die snel van vorm veranderen. De hoogte waarop deze bewolking voorkomt, is afhankelijk van de hoeveelheid neerslag die uit de bewolking valt. Bij grote hoeveelheden kan de wolkenbasis zich rond de m..bevinden; als er weinig regen uit valt zo rond de m. Deze bewolking vormt zich vaak op het warmtefrontvlak wanneer het grondfront dicht in de buurt zit. Door de grote neerslaghoeveelheid zal de wolkenbasis geleidelijk aan gaan zakken. Nimbostratus heeft een lagere wolkenbasis dan altostratus en is vele malen donkerder van tint. Cirrus (Ci) Cirrus bij zonsondergang. 24

25 Cirrusbewolking komt in verschillende vormen voor, onder andere in de vorm van vliegtuigwolken. Doordat deze bewolking op grote hoogte voorkomt, boven 5 km, bestaat zij volledig uit ijskristallen. Ze is meestal zichtbaar in de vorm van fijne witte draden of smalle banden. De bewolking wordt gekenmerkt door de vezelachtige structuur en een zijdeglans uiterlijk. Doordat er op de hoogte waarop deze wolk voorkomt, vaak veel wind staat (soms tot wel 75 m/s) wordt de bewolking uitgespreid over de hemel. In de nabijheid van frontvlakken zal dit dan zichtbaar worden doordat aan de voorzijde de wolk een verdikking krijgt (in de vorm van een hockeystick). Hiermee wordt dan een weersverandering aangekondigd. Ook kan in sommige gevallen cirrusbewolking het bovenste restant zijn van een cumulonimbuswolk. Het grote belang van deze wolkenclassificatie is gelegen in het feit dat als meteorologen het over bijvoorbeeld altocumulus hebben, iedere meteoroloog zich daar een zelfde voorstelling van kan maken. niveau wolkenbasis wolkenbasis geslacht afkorting hoog 5-13 km > voet Cirrus Ci > voet Cirrocumulus Cc > voet Cirrostratus Cs middelbaar 2-7 km voet Altocumulus Ac voet Altostratus As laag 0-2 km voet Stratocumulus Sc voet Stratus St voet Nimbostratus Ns verticaal 0,3-2 km voet Cumulus Cu voet Cumulonimbus Cb 25

26 2. NEERSLAG Uit bewolking valt vaak neerslag. Deze kan echter verschillende vormen aannemen, zo hebben we: regen, hagel, sneeuw, ijzel, en motregen. Deze verschillende vormen van neerslag bestaan natuurlijk alleen onder bepaalde condities. In het volgende deel leggen we uit wanneer welke neerslagvorm valt en hoe deze ontslaat. Ontstaan van neerslag In het hoofdstuk over wolken is besproken dat wolken bestaan uit waterdruppeltjes, onderkoelde waterdruppeltjes, ijskristallen of combinaties daarvan. Van neerslag is pas sprake als deze wolkenelementen groot genoeg groeien om naar beneden te kunnen vallen en het aardoppervlak te kunnen bereiken. Er zijn twee processen die in de wolk de groei van wolkenelement naar neerslagdeeltje kunnen veroorzaken: het coalescentieproces en het Wegener-Bergeron proces. - het coalescentieproces In horizontaal uitgestrekte, gelaagde bewolking (stratus, stratocumulus en altocumulus; zie hoofdstuk wolken) vallen wolkenelementen aanvankelijk nauwelijks naar beneden. Doordat wolkendruppeltjes niet alle even groot zijn, vallen ze bovendien niet alle even snel; de grotere druppels kunnen de kleinere inhalen en invangen, waardoor ze geleidelijk groeien. Uiteindelijk gaan ze zo sneller vallen en mogelijk vallen ze na herhaald samensmelten als regen- of motregendruppeltje uit de wolk. Dit proces heet het 'coalescentieproces'. - het Wegener-Bergeron proces Een tweede proces om wolkenelementen om te vormen tot neerslag is het Wegener- Bergeron proces, genoemd naar de ontdekkers. Hierbij speelt het verschil in dampspanning tussen water en ijs een rol. In de temperatuurzone tussen -10 en -23 graden (zie het hoofdstuk over wolkenvorming), komen zowel onderkoelde waterdruppels als ijskristallen voor. De dampspanning is boven ijs lager dan boven water. Het verschil in dampspanning brengt een waterdamptransport op gang van de waterdruppeltjes (hoge dampdruk) naar de ijskristallen (lage dampdruk). 26

27 Met andere woorden: de waterdruppeltjes verdampen en de ijskristallen groeien aan ten koste van de waterdruppeltjes. De ijskristallen worden groter en zwaarder en vallen als sneeuw of motsneeuw naar beneden. Het Wegener-Bergeron proces is voor de neerslag die in Nederland en in andere gebieden op gematigde breedten valt, verreweg het belangrijkst. De meeste neerslag in Nederland is dan ook begonnen als sneeuw; dit geldt ook voor de zomer! Doordat de temperatuur van de lucht aan het aardoppervlak en in een dikke laag daarboven gewoonlijk boven nul is, heeft de sneeuw voldoende gelegenheid te smelten en als regen op de grond terecht te komen. Soms is de lucht tussen wolk en aardoppervlak zo droog, dat alle neerslag verdampt voor ze de grond kan bereiken. Desondanks geeft de radar in zulke gevallen echo's en wekt het radarbeeld de indruk dat er ook op de grond regen valt. 27

28 Afhankelijk van de temperatuur en van eventuele op- en neerwaartse bewegingen in en onder een wolk ontstaan verschillende neerslagvormen. Vooral bij temperaturen rond nul graden is er een grote variëteit. De verschillende neerslagsoorten worden besproken in de volgende paragrafen van dit hoofdstuk. 1. Regen en motregen Als de temperatuur van de wolk en van de lucht daaronder boven nul is, bestaat de wolk geheel uit water. Indien de wolk dik genoeg is, doet het coalescentieproces de waterdruppeltjes in horizontaal uitgestrekte bewolking aangroeien tot ze groot en zwaar genoeg zijn om uit de wolk naar beneden te vallen. De bewolking is gewoonlijk niet dik genoeg om grote regendruppels te kunnen opleveren; daardoor valt de neerslag met geringe intensiteit en de druppeltjes zijn klein: motregen. Soms toont het radarbeeld in dit soort gevallen zelfs helemaal geen neerslag. De diameter van motregendruppeltjes is kleiner dan 0.5 mm, de neerslagintensiteit bedraagt minder dan 1 mm per uur. Zijn de waterdruppeltjes groter, dan valt er lichte regen met geringe intensiteit. Anders wordt het, als de wolk grotere verticale afmetingen heeft en een belangrijk deel van de wolk zich op de hoogte in de atmosfeer bevindt waar de temperatuur onder nul is. Er komen dan hoger in de wolk, waar het meer dan 10 graden vriest, naast onderkoelde waterdruppeltjes ook ijskristallen voor. Nu kan het Wegener-Bergeron proces zijn werk doen en de ijskristallen laten aangroeien ten koste van de wolkendruppeltjes. De neerslagelementen worden zo voldoende groot en talrijk om grotere neerslagintensiteiten mogelijk te maken, zodat de buien doorgaans pittiger zijn en het harder sneeuwt of regent. Regen doet zich voor als de neerslag volledig smelt tijdens de val naar het aardoppervlak; anders valt er (natte) sneeuw (vergelijk figuur). Regen in de vorm van buien vallen voornamelijk uit Cumuloniombus en Cumulus wolken en zijn vaak van korte duur. Regenzones ontstaan meestal bij Stratus en de Altostratus wolken en nemen een langere periode in beslag. 28

29 Onderkoelde regen en ijsregen In de winter is de temperatuur van de lucht in de onderste laag van de dampkring bij het aardoppervlak soms onder nul, terwijl tegelijkertijd daarboven een warmere laag zit met een luchttemperatuur boven nul waarin de als sneeuw ontstane neerslagelementen smelten tot regen- of motregendruppels. Valt de regen of motregen daarna door de onderste koude laag, dan daalt de temperatuur van de druppels tot onder nul. Als de regen het aardoppervlak bereikt voor er bevriezing is opgetreden, valt er onderkoelde regen. Indien de vallende neerslag lang genoeg onderkoeld is geweest, bevriest ze geheel of gedeeltelijk. De regen en motregen gaan dan over in ijsdeeltjes; deze vallen als ijsregen op de grond en vormen daar direct een laagje ijs, wat leidt tot gladheid. Als de temperatuur van de grond boven het vriespunt is, dan zullen de ijsdeeltjes aanvankelijk smelten. Het smeltproces kost echter veel energie, die door de bodem geleverd moet worden. De temperatuur ervan daalt dan ook snel tot het vriespunt of zelfs daaronder. De ijsregen blijft als ijzel op de grond, op auto's en op andere voorwerpen achter. IJzel IJzel ontstaat wanneer regen, motregen of gedeeltelijk uit vloeibaar water bestaande ijsregen op een weg valt waarvan de temperatuur onder nul is. De regen of motregen, die soms onderkoeld is, bevriest dan zodra hij in aanraking komt met de grond of met voorwerpen die kouder zijn dan nul graden; de ijsregen vriest erop vast. IJzel treedt veelal op aan het einde van een vorstperiode, dus als de vorst nog in de grond zit. De regen van een overtrekkend warmtefront, bevriest op het wegdek. Veel regen hoeft er niet te vallen: een beetje motregen is zelfs al voldoende om de weg spekglad te maken. Meestal duurt een ijzelperiode niet langer dan enkele uren, want na het passeren van een warmtefront loopt de temperatuur gewoonlijk flink op tot enkele graden boven nul en daardoor smelt het ijs. Soms echter trekt zo'n warmtefront tergend langzaam over of stagneert het zelfs, waardoor een ijzelperiode veel langer kan duren. Ook kan het voorkomen dat de koude lucht zich niet laat verdrijven; koude lucht is namelijk zwaarder dan warme lucht en wanneer continentale zuidoostenwinden koude lucht blijven aanvoeren kan de warme lucht alleen op enige hoogte verder oprukken. Door het gedwongen opstijgen van de zachte lucht wordt bovendien het ontstaan van neerslag verder in de hand gewerkt. Sneeuw De meeste neerslag die in Nederland valt, ontstaat als sneeuw, zoals onder het kopje Wegener-Bergeron proces reeds ter sprake kwam. Neerslag die ontstaat volgens het coalescentieproces kan bij lage temperaturen weliswaar in vaste vorm naar beneden komen, maar de sneeuwvlokken zijn dan niet groot en de neerslagintensiteit blijft klein. Er valt dan zogeheten motsneeuw. Vaak is er op het radarbeeld niets te zien. Motsneeuw bestaat uit zachte, ondoorzichtige, witte, langwerpige korrels met een kleinste diameter van hooguit 2 mm. Op de grond gevallen, springen ze niet op. Gewone sneeuw bestaat uit sterk vertakte ijskristallen die samengeklonterd zijn tot vlokken; om grote sneeuwvlokken te krijgen mag het niet meer dan vijf graden vriezen. Bij strenge vorst treedt nauwelijks samenklontering op van sneeuwvlokken en resteert er slechts poedersneeuw. Bij temperaturen rond het vriespunt valt er uit winterse buien soms korrelsneeuw. Korrelsneeuw bestaat uit ronde, ondoorzichtige korrels van 2-5 mm diameter, die opspringen en op een harde ondergrond kunnen breken. 29

30 Als het sneeuwt bij een luchttemperatuur boven nul, dan koelt de doorvallende sneeuw de lucht af. Ook tijdens regen koelt de lucht af, zodat regen over kan gaan in natte sneeuw en later in sneeuw. Vaak komt het voor dat de sneeuw door een luchtlaag valt met een temperatuur boven nul graden. In dat geval zal de sneeuw gedeeltelijk smelten. Op de grond komt dan een mengsel van regen en sneeuw terecht, dat wel 'natte sneeuw' genoemd wordt. Ook hier geldt weer dat het smelten van de sneeuw veel energie kost, die aan de lucht onttrokken wordt. De luchtlaag koelt daardoor snel af tot nul graden, waarna het blijft sneeuwen, wat tot gladheid kan leiden. Het begrip natte sneeuw kan zowel slaan op sneeuw die valt in gedeeltelijk gesmolten toestand als op smeltende sneeuw op de grond. Als in weersverwachtingen over natte sneeuw gesproken wordt, dan is dat steeds in de eerste betekenis: vallende sneeuw die deels is gesmolten. Het engels maakt een duidelijk onderscheid tussen vallende en liggende natte sneeuw: sleet en slush. Op wegen of startbanen met natte sneeuw (slush) ontstaan soms ijsplakken die verraderlijke gladheid kunnen veroorzaken. Voor echte sneeuwval zijn een aantal speciale voorwaardes nodig: - Temperatuur < 7 C: dit is nodig om de sneeuw niet te laten smelten in de onderste luchtlaag. - Lage wolkenbasis: deze voorwaarde is nodig omdat anders de sneeuw alsnog een grote kans heeft om te smelten op zijn weg naar beneden. - Bovenlucht < -2 C: om sneeuwkristallen te vormen moet de temperatuur op ongeveer 1.5 km hoogte, (waar de druk 850 hpa is) lager zijn dan -2 C. Bij deze temperatuur worden er namelijk sneeuwkristallen gevormd, waardoor sneeuw mogelijk is. - Damwaarde < 530 dam: dit is de dikte van de lucht tussen twee verschillende grenzen in de lucht. De onderste grens ligt op 1000 hpa en de bovengrens ligt op 500 hpa. De afstand tussen deze twee grenzen meet men in Dam (Decameter). Hoe lager deze waarde is hoe meer kans er is op sneeuw. Omdat koude lucht compacter is dan warme lucht liggen de grenzen bij koude lucht dichter bij elkaar en dat uit zich dan weer in een lagere Damwaarde. In deze compacte koude lucht komen de verschillende ijsdeeltjes ook eerder met elkaar in aanraking en daardoor ontstaat er sneeuw. - Weinig wind: ook een belangrijk punt is de hoeveelheid wind die er in de verschillende luchtlagen waait. Bij veel wind is de kans op sneeuw een stuk lager omdat de luchtlagen sneller van temperatuur wisselen. Ook valt de sneeuw niet recht naar beneden en heeft deze dus langer de tijd om te smelten op weg naar beneden. 30

31 3. ONWEER Elektronen Onweer, bliksem en donder, ontstaat door een elektrische stroom. Net als in het stopcontact bij u thuis is er een spanningsverschil nodig tussen een kant met positieve elektriciteit en een kant met negatieve. Er ontstaat een stroom, die bestaat uit elektronen die van de negatieve kant naar de positieve kant lopen. Deze elektronen zijn negatief geladen deeltjes die rond de kernen van atomen draaien. Alle materie op aarde is opgebouwd uit atomen, heel kleine deeltjes die nog steeds de eigenschappen van de materie hebben. Op hun beurt bestaan atomen uit een positief geladen kern waarom heen negatief geladen elektronen zich verplaatsen. Elektriciteit in de lucht De atmosfeer is altijd elektrisch geladen, onderin is ze negatief, bovenin positief. Dit ladingsverschil is echter onvoldoende om grote stromen op te wekken. Er lopen wel kleine stromen die gecompenseerd worden door sterke verticale luchtbewegingen waardoor het ladingsverschil constant blijft. Soms zijn dit zulke grote ladingsverschillen dat er wel sterke stromen gaan lopen, met onweer als gevolg. Dit zijn dezelfde krachtige bewegingen die ook bij buien horen en onweer ontstaat dan ook in zware buien, vaak gepaard gaande met windstoten en hagel. Maar het ontstaat pas als het temperatuurverschil tussen de lucht op aarde en de lucht bovenin groot genoeg is, met andere woorden als de verticale bewegingen sterk genoeg zijn. Een vuistregel is een verschil van minstens 40 C tussen de grond en vijf kilometer hoogte. Elektriciteit in een buienwolk Onweer ontstaat door verschil in elektrische lading tussen delen van een buien wolk, of tussen twee wolken of tussen een wolk en de aarde. Over hoe deze verschillen tot stand komen, zijn verschillende theorieën in omloop. Een van de meest aanvaarde is als volgt. In een wolk, op enkele kilometers hoogte, zitten onderkoelde druppels. Op het moment dat deze tegen een ijskristal botsen, bevriezen ze. Dat begint aan de buitenkant. Zoals warmte nodig is om ijs te laten smelten, komt er warmte vrij als water bevriest. De warmte die vrijkomt wanneer de buitenkant van de druppel bevriest, wordt door het binnenste deel van de druppel opgenomen. Hierdoor blijft de binnenkant vloeibaar en ook warmer dan de bevroren buitenkant. Door dit temperatuurverschil komt er een klein elektrisch stroompje van buiten naar binnen op gang, de zogenoemde thermoelektriciteit. De bevroren buiten kant wordt positief, het vloeibare binnenste negatief. Geleidelijk zet de bevriezing van buiten naar binnen door. Nu zet water uit als het bevriest. Zet u maar eens een bakje water in de diepvries, na enige tijd springt dat kapot. Doordat de bevroren buitenkant van de druppel uitzet, wordt de druk binnenin enorm groot. Zo groot dat de druppel uit elkaar spat in kleine ijssplinters en een vloeibare kern. De lichte ijssplinters zijn positief geladen, de zwaardere vloeibare kern, een onderkoeld druppeltje, negatief. De lichte splinters drijven met een opwaartse stroming naar boven, de zwaardere druppel zakt naar beneden. Omdat het hier om miljarden en miljarden splinters en druppels gaat, wordt de wolk bovenin sterk positief geladen en onderin negatief. Een elektrische stroom wordt opgewekt door een spanningsverschil, tussen positief en negatief, nu aan die voorwaarde is voldaan kan er een stroom gaan lopen. Bliksem en donder Door de opgaande en neergaande stromingen in een bui zijn er meestal verschillende 31

32 niveaus met een verschillende lading. De meeste stromen lopen in een wolk of van wolk naar wolk. Dit is goed te merken op warme zomeravonden wanneer de zon al ondergaat maar het nog warm is en benauwd. Vanuit de verte naderen onweersbuien, die ergens anders zijn ontstaan maar door de nog steeds opstijgende warme lucht actief blijven. Voordat u het weet, zit u er middenin. Overal om u heen flitsen bliksemschichten. Niet naar de grond, maar horizontaal. Kilometers lange oplichtende paden in het donker, waarachter de opbellende wolken even in het licht staan. Een mooi gezicht. Bij een bliksem van een wolk naar de aarde lopen er grote concentraties elektronen, de negatieve elektriciteit, naar de aarde. Dat gaat niet zomaar. Eerst wordt de onderkant van de wolk sterk negatief geladen waardoor de negatieve deeltjes in de aardkorst worden afgestoten. Door het spanningsverschil schieten de elektronen in de richting van het aardopper vlak. Maar lucht is een slechte geleider, wat wil zeggen dat de elektronen er niet gemakkelijk doorheen kunnen. Om thuis een stroom te laten lopen, brengt u een koperdraad, met daaraan een of ander apparaat of een lamp, aan tussen de twee polen van het stopcontact om de stroom te geleiden. Maar zulke draden zijn er niet in de atmosfeer en de elektronen zoeken zelf de weg van de minste weerstand, of beter: ze maken de weg. Ze bereiden een kanaal waar steeds schoksgewijs nieuwe elektronenconcentraties inschieten. Elke volgende lading komt verder dan de vorige. Om de vijftig microseconden en met snelheden van honderdvijftig kilometer per seconde verlengt elke lading het kanaal met enkele tot tientallen meters. In korte tijd ontstaat hierdoor een grillig pad van enkele centimeters breed van de wolk naar de aarde. Overigens is er niet slechts een kanaal. Omdat de lucht zo slecht geleidt, ontstaan er nogal wat zijpaden die op enige afstand van het hoofdkanaal doodlopen. Met het oog zijn deze niet te zien, daarvoor gaat het te snel. Maar op de foto zijn deze wel vast te leggen. Terwijl dit gebeurt, is het aardoppervlak positief geladen. Zelfs de lucht doet een beetje mee, want vanaf de hoogste punten, kerktorens, masten, bomen, tentstokken, hengels, mensen, reikt een klein positief geladen kanaaltje naar boven in afwachting van de naderende elektronen. Vlak voordat beide kanalen elkaar bereiken, kan er al een vonk verspringen. Dat verschijnsel is zichtbaar als een vlammetje bovenop het hoge punt en heet Sint Elmusvuur. Op het moment dat beide kanalen elkaar werkelijk raken, ontstaat kortsluiting. Vanaf dit ontmoetingspunt krijgen de elektronen eindelijk de gelegenheid op volle snelheid naar de aarde te stromen. Hierdoor wordt dit kanaal gloeiend heet zodat het een wit licht uitstraalt. Het punt van kortsluiting verplaatst zich vervolgens in de richting van de wolk. Terwijl de elektronen van de wolk naar de aarde stromen, verplaatst de bliksem zich dus van de aarde naar de wolk. Dit is te vergelijken met het oplossen van een file. De voorste auto s rijden alweer terwijl het achterin nog stilstaat. Het punt van waaruit de voorste auto s gaan rijden, verplaatst zich geleidelijk naar achteren, totdat ook de achterste auto s kunnen gaan rijden. Bij het punt van kortsluiting gebeurt hetzelfde. Tot aan dat punt kunnen de elektronen niet op volle snelheid wegstromen. Ze staan als het ware in de file en de voorste elektronen stromen al met grote snelheid terwijl de andere nog niet veel verder kunnen. De zone met grote hitte en fel licht beweegt zich dus van de aarde naar de wolk. Het kruipt met een snelheid van ongeveer een tiende van de lichtsnelheid door het voorgevormde kanaal naar boven. Dit heeft tot gevolg dat dit kanaal in nauwelijks tien microseconden verhit wordt tot zo n C. Dit is wat u ziet: de bliksem. Het gevolg van deze plotselinge hitte is dat de lucht in het kanaal ineens uitzet, en vanwege de plotselinge, zeer grote hitte gebeurt dat uitzetten met een knetterende klap: de donder. Omdat de snelheid van licht zoveel sneller is dan die van geluid, kilometer per seconde tegen 300 meter per seconde, ziet u het veel eerder bliksemen dan dat u het hoort donderen. De bliksem ziet u namelijk meteen, maar op het geluid moet u even wachten. Wanneer u direct na de bliksem begint te tellen, kunt u uitrekenen boe ver het onweer bij u vandaan is. Drie tellen tussen flits en donder komen overeen met een afstand van ongeveer een kilometer. Omdat de donder zo langzaam is en het bliksemkanaal soms kilometers lang, hoort u niet een klap, maar achter elkaar het geluid van steeds verder van u weggelegen punten van het kanaal. Dit verklaart het rommelen. Overigens blijft het kanaal ook na de ontlading nog even bestaan. Wanneer in wolk snel 32

33 genoeg nieuwe negatieve lading stroomt naar de plek waar die verdwenen is, volgt er meteen een nieuwe ontlading. Dat gaat zo snel dat er binnen een seconde soms tien ontladingen door hetzelfde kanaal kunnen plaatsvinden. Tien bliksems dus in een seconde. Dit verklaart waarom de bliksem vaak flikkert. Schade Bliksem zoekt zich een weg door de lucht. Pas in de onderste vijftig tot honderd meter zoekt het de meest ideale punten op aarde. Vaak zijn dat punten die door hun hoogte boven de omgeving uitsteken. Wanneer de bliksem inslaat, kan dit schade veroorzaken die kan uiteenlopen van brand tot ontploffing. Dat komt omdat er in feite twee soorten bliksem zijn: een kortdurende en een langdurige. De korte bliksem is een stroomstoot van 5000 tot ampère en duurt korter dan 0,001 seconde. Ter vergelijking: de stroomsterkte in een huis is meestal zestien ampère of minder. Toch is de bliksem als energiebron niet bruikbaar, omdat de tijdsduur veel te kort is. Door de enorm hoge temperatuur van deze korte bliksem, ongeveer C, kan in de nabije omgeving een luchtdruk ontstaan die ongeveer honderd keer groter is dan de gewone luchtdruk. Hierdoor kunnen explosies plaatsvinden waardoor schade kan ontstaan, De langdurige bliksem heeft een heel ander karakter. De stroom is minder heet en heeft een veel lagere sterkte, honderd tot driehonderd ampère, maar duurt enkele tienden van een seconde. Deze stroom is te vergelijken met die welke gebruikt wordt om te lassen. Deze bliksem veroorzaakt vaak brand. Beide typen bliksem kunnen bij mens en dier verwondingen veroorzaken en zelfs dodelijke gevolgen hebben. De verwondingen zijn uiteenlopend van aard. Tijdelijke verlamming van armen en benen kan optreden naast beschadiging van hersenen en het centrale zenuwstelsel. Ook kunnen gehoor- en gezichtsstoornissen het gevolg zijn. Verbranding aan de buitenkant van het lichaam ontstaat op die plaatsen waar de stroom het lichaam binnentreedt en weer verlaat. Daarnaast kan een getroffene een hartstilstand krijgen en ook het ademhalingscentrum kan worden uitgeschakeld. De hartstilstand is niet het ergste, meestal gaat het hart uit zichzelf wel weer kloppen. De ademhaling komt helaas niet uit zichzelf op gang en onderbreking kan de dood veroorzaken. Het is heel belangrijk om bij door de bliksem getroffen personen onmiddellijk kunstmatige ademhaling toe te passen. Dodelijke slachtoffers Het aantal mensen die jaarlijks sterven nadat ze door de bliksem getroffen zijn, is gelukkig niet groot. Waren dat er in het begin van deze eeuw nog ruim twintig per jaar, 33

34 tegenwoordig zijn het er twee of drie. Het aantal gewonden is ongeveer vijfmaal zo groot. Deze terugloop komt onder andere door het toegenomen autogebruik, doordat er meer hoge gebouwen zijn, de huizen veiliger gebouwd worden en meer gebouwen met bliksemafleiders beschermd worden. Bovendien wordt er minder buiten gewerkt dan vroeger. Boeren, waaronder veel slachtoffers vielen, werken meer mechanisch waardoor er minder landarbeiders dan vroeger zijn. Hun tractoren zijn tegenwoordig beschermd met kooiconstructies (kooi van Faraday). Bovendien weet men dankzij voorlichting gevaarlijke situaties over het algemeen beter te vermijden. Een nieuwe risicogroep vormen tegenwoordig de buitensporters en recreanten. Directe en indirecte inslag Geraakt worden door de bliksem kan ernstige gevolgen hebben en ook hier geldt dat voorkomen beter is dan genezen. Nu kunnen mens en dier op twee manieren getroffen worden: direct en indirect. Wat een directe inslag is, behoeft natuurlijk geen uitleg. We spreken van een indirecte inslag als de bliksem ergens inslaat en iemand alsnog door de weglekkende stroom wordt getroffen. Of als de stroom overspringt, bij voorbeeld wanneer iemand schuilt voor de regen onder een boom. De boom wordt getroffen, de stroom trekt langs de stam naar beneden en springt over op iemand die vlak bij de stam staat. Overigens is er ook verder weg van de boom nog, een groot risico. Een bliksem die direct of via bij voorbeeld een boom de aarde raakt, verspreidt zich over het aardoppervlak zoals de golven in een vijver wanneer daarin een steen is gegooid. Over de grond heerst een spanningsverschil. Een lang voorwerp dat op enige afstand van de boom op de grond ligt, krijgt daardoor een spanningsverschil tussen voor- en achterkant met als gevolg dat er een stroom door dat voorwerp trekt. Regelmatig gebeurt het dat koeien die voor de regen onder een grote boom gaan schuilen de dood vinden: door het spanningsverschil tussen voor- en achterpoten loopt er een fatale stroom door hun lichaam. 34

35 Per dag komen er rond de aarde ongeveer onweersbuien voor; dat is, als men de levensduur van een onweersbui op enkele uren schat, 1500 onweersbuien. per uur. De grootste frequentie vindt men in de tropen. In de poolstreken komt nauwelijks onweer voor. In onze gematigde streken kan het hele jaar onweer voorkomen, maar de piek ligt duidelijk in de zomer. In Nederland komen er per jaar gemiddeld 25 à 30 dagen met onweer voor, waarvan de helft in de maanden juni, juli en augustus. Net als alle andere verschijnselen in het weer nemen ook bij onweer de hoeveelheid en hevigheid toe als het warmer wordt. In de zomer ontstaat onweer vooral boven het warme land, terwijl in de herfst de onweersbuien juist voor onze kust liggen, boven het relatief warme zeewater. In Nederland worden elk jaar enkele mensen door de bliksem getroffen. Hoe te handelen? De bliksem is één van de gevaarlijkste weersverschijnselen. Het is dan ook raadzaam om bescherming te zoeken, zeker wanneer het onweer nabij is en de tijd tussen bliksem en donder minder dan 10 seconden bedraagt. Het gevaar om persoonlijk door de bliksem getroffen te worden is relatief gering, maar de gevolgen kunnen ernstig zijn. Onweersbuien kondigen zich meestal luid en duidelijk aan en ook in de weersverwachting wordt de kans op onweer aangegeven. Bij sommige onweerscomplexen wordt zelfs een weeralarm uitgegeven, meestal in verband met de zeer zware windstoten of de overvloedige neerslag die wordt verwacht. Bij naderend onweer kun je het best naar binnen gaan en de ramen gesloten houden. Veilig is ook een afgesloten auto of metalen caravan, omdat bij een blikseminslag de lading direct wordt afgevoerd. De restlading die op de auto achterblijft is zo gering dat je na een inslag niet tegen een paaltje hoeft te rijden. Wacht echter met uitstappen tot het onweer voorbij is. Het licht van de bliksem is bijzonder fel en een nabije inslag kan je verblinden. Automobilisten moeten behalve op windstoten en zware regen ook daarop bedacht zijn. Binnenshuis kun je beter niet te dicht bij het raam staan. Bij een (nabije) blikseminslag zal de stroom zich een weg banen langs leidingen en daarom is het, om schade aan apparatuur te beperken, aan te raden tijdig stekkers uit de antenneaansluitingen te halen en de telefoonaansluiting los te koppelen van de computer. Tijdens onweer kun je, zeker als uw huis niet beveiligd is tegen de bliksem, ook beter geen bad of douche nemen en kranen, radiatoren en wasmachines niet aanraken. Wie buitenshuis overvallen wordt door 35

36 het onweer en geen goede schuilplaats vindt, kan zich het best zo klein mogelijk maken door op de hurken te zitten. Houd daarbij de voeten tegen elkaar, zodat de stroom niet door het lichaam kan lopen. Schuil nooit onder een alleenstaande boom, langs een bosrand of in de buurt van een metalen afrastering; ook bij een inslag dicht in de buurt kun je namelijk verwondingen oplopen. Bij naderend onweer kun je meren, vaarten en de zee, ook vanwege plotselinge windstoten, het best verlaten: zwemmen, surfen en varen is dan levensgevaarlijk. Alleen boten met een afgesloten metalen hut zijn binnen veilig. Ook in een tent loop je groter risico dan binnenshuis, in een auto of een metalen caravan. Wanneer onweert het? Onweer in de zomer komt voornamelijk voor in twee situaties, die elk een verschillend effect hebben op het weer en op ons welbevinden. In de ene situatie ontstaat in een warme periode door opstijgende lucht boven Zuid-Frankrijk een lagedrukgebied. In deze opstijgende lucht ontstaan onweersbuien. Wanneer de stroming over West-Europa zuidelijk is, en dat is die in deze situatie want dan wordt het namelijk erg warm, dan trekt dit lagedrukgebied onze kant op. Vaak is het dichterbij komen te herkennen aan de altocumulus met torentjes die op zekere dag in de lucht verschijnen. Het onweer zit dan niet ver meer. Omdat het zo warm is, is de regen waarmee het onweer gepaard gaat een welkome afkoeling. Maar is het onweer voorbij, dan stijgt de temperatuur weer net zo hard en wordt het zo mogelijk nog benauwder. Er is nu immers meer vocht in de lucht. In de andere situatie trekt koele oceaanlucht achter een van oorsprong niet erg actief front onze kant op. Dat kan rechtstreeks vanuit het westen zijn, het kan ook met een omweg vanuit het zuidwesten. Op het moment dat dit koufront tegen de warme lucht in Nederland botst, wordt deze opgetild. Omdat de lucht zo warm is, kan die optilling tot aan de tropopauze doorgaan en ontstaan er onweersbuien. Het front wordt dus veel actiever boven Nederland. Wanneer het onweer voorbij is, is het koeler en lijkt het of het onweer de afkoeling heeft gebracht. Maar u weet dat het de koele lucht is die het zomerweer voor een tijdje verdreven heeft. In de winterperiode komt het onweer vaak uit het noordwesten of noorden. Het ontstaat in de winterse buien die vooral in het vroege voorjaar over Nederland trekken. De lucht is dan bovenin zo koud dat het verschil van 40 C tussen de grond en vijf kilometer hoogte gemakkelijk bereikt wordt. Het verschil tussen zomer- en winteronweer is dat het zomer onweer veel hoger zit dan het winteronweer en meestal ook veel langer duurt. Terugkomend onweer Onweer ontstaat en wordt met de heersende stroming ergens heen gevoerd. Met deze kennis kan een wijdverbreid misverstand uit de wereld geholpen worden. Vaak wordt verteld door mensen die in de buurt van plassen, meren of rivieren wonen, dat het onweer stopt bij het water en dan weer terugkomt. Aangezien buien met de stroming meedrijven en niet ertegenin is dit onmogelijk. Maar er moet wel een verklaring zijn voor het verschijnsel. Onweer ontstaat door opstijgende warme lucht, dus als een bui in de zomer boven veel koeler water terechtkomt, is de motor verdwenen en zakt de bui in elkaar. De bui zal niet meteen helemaal verdwijnen, maar het onweer is er in elk geval uit. Nu komen onweersbuien zelden alleen, ze ontstaan immers in een weersituatie die onweer mogelijk maakt over een groot gebied. Woont u in de buurt van een groot wateroppervlak en hoort u onweer voorbij uw huis trekken in de richting van het water, dan hoort u even later waarschijnlijk niets meer van die bui, want die heeft haar activiteit boven het water verloren. Wel kunt u een volgende onweersbui horen die inmiddels uw huis gepasseerd is. Het lijkt dan of de oude terug is gekomen, maar het is gewoon een nieuwe bui die dezelfde kant optrekt als de eerste. 36

37 Onweerscomplexen. Een onweersbui is er niet zomaar. Daarvoor is onstabiele lucht nodig. Die ontstaat wanneer door instraling van de zon het onderin de atmosfeer warm genoeg wordt of doordat op grotere hoogte koudere lucht wordt aangevoerd. De warme lucht stijgt dan vanuit de onderste luchtlaag op. Vaak ontstaat door deze opstijgende warme lucht een individuele bui. In onze omgeving spelen samenkomende luchtstromingen, veranderde windvelden of veranderingen aan het aardoppervlak een belangrijke rol. Deze effecten zorgen vaak voor extra stijging van de warme lucht. Zo een warmtebui bestaat uit één onweerscel en leeft hooguit 30 tot 60 minuten. Doordat de vallende neerslag de lucht afkoelt ontstaan dalende luchtstromingen die de warme opstijgende luchtstromen van de bui afsnijden. Deze dooft vervolgens uit. De regen uit een bui is kort en hevig en soms zijn kleine hagelsteentjes mogelijk. Na een tijdje klaart het op en blijft de warmte voortduren. Soorten onweersbuien De weersomstandigheden, waaronder onweersbuien gevormd worden, gebruikt men om ze te typeren. Convectie-onweer ontwikkelt zich 's zomers, indien een langzaam bewegende vochtige luchtmassa door het aardoppervlak flink wordt verwarmd. Dikwijls klonteren buienwolken aaneen tot grote complexen. In thermische lagedrukgebieden vindt 's zomers op uitgebreide schaal onweersontwikkeling plaats. Thermische lagedrukgebieden ontstaan aan het eind van perioden met heet zomerweer bijvoorbeeld boven Frankrijk of het Iberisch schiereiland. Een bekend voorbeeld daarvan is het thermische lagedrukgebied, dat in de zomer boven Zuidwest-Frankrijk ontstaat. In dit lagedrukgebied ontwikkelen zich grote buiencomplexen. Het hele systeem wordt nogal eens met de zuidwestelijke bovenstroming naar onze omgeving getransporteerd. Frontaal onweer ontstaat door gedwongen opstijging langs een koufrontvlak of een warmtefrontvlak. Door de krachtige stijgstromen langs het koufront kunnen zware buien met onweer ontstaan. De onweersbuien, die langs een warmtefront ontstaan, zijn meestal niet zwaar omdat de stijgstromen er minder krachtig zijn. Ook bij orografisch onweer wordt lucht gedwongen "en masse" op te stijgen, nu langs de hellingen van een min of meer dwars op de stroming gelegen bergmassief. Een ander type orografisch onweer is van een thermische oorsprong. Het ontstaat door aanwarming van de lucht boven hete zuidhellingen; op het zuiden georiënteerde hellingen onderscheppen het meeste zonlicht en warmen daardoor het sterkst op. Onweer kan ook ontstaan in convergentiegebieden, zoals lagedrukgebieden en troggen. Ook daar vindt namelijk massale gedwongen opstijging van lucht plaats. 37

38 Door het transport van een relatief koele, vochtige luchtmassa over een warm (aard)oppervlak kan de opbouw zo onstabiel worden, dat onweersbuien worden gevormd. Men spreekt dan van advectief onweer. Langlevend buiencluster. Wanneer de wind op de juiste manier met de hoogte verandert zorgen de dalende luchtstromen juist voor het versterken van de warme stijgstroom aan de voorzijde van de bui. Er kunnen dan nieuwe buiencellen ontstaan. De kans bestaat dat deze buien clusteren tot een buiencluster (multicellstorm). Een systeem waar aan de flanken van het systeem elke keer nieuwe onweerscellen ontstaan. In de warme onstabiele lucht is dit voldoende om nieuwe onweersbuien te laten ontstaan. Gemiddeld elke 15 minuten ontstaan nieuwe actieve onweerscellen. De oudere onweerscellen doven uit, maar geven wel regen. Het onweer zit aan de randen van het systeem, terwijl in het midden matig gelijkmatige regen valt. Aan de rand van het systeem komen, als de omstandigheden daar goed voor zijn, windhozen en windstoten voor. Mesoscale Convective System. Wanneer een dergelijk systeem groot is geworden spreken meteorologen over een Mesoscale Convective System (MCS) of een Mesoscale Convective Complexes (MCC). Beide systemen zijn ontstaan uit de geclusterde buien, hebben dezelfde eigenschappen, maar verschillen toch met elkaar. Belangrijkste verschil is dat een MCC een MCS is dat aan bepaalde vereisten voor de afmetingen voldoet, op grond van satellietfoto's. Nachtelijk windmaximum ((Nocturnal) Low-level jet) Een MCS is in tegenstelling tot de geclusterde onweerscellen in staat de nacht te overleven. Sterker nog, het systeem is 's nachts op zijn hoogtepunt. Dit is mogelijk door het ontstaan van een windstroom tussen de 300 en 3000 meter hoogte. Deze stroom is een nachtelijke straalstroom op lagere niveaus. Deze mag niet worden verward met de straalstroom op grote hoogte die depressies naar Europa aanvoert. De nachtelijke straalstroom ontstaat 's avonds als de verhitte luchtlagen stabiliseren. Op enige hoogte neemt de wind toe en wordt warme en vochtige lucht de bui ingevoerd. Dit nachtelijk windmaximum kan onweersbuien doen ontstaan of in stand houden. 38

39 Doorgaans ontstaat een MCS in de tropen. Zomers komen ze ook in Europa voor en ontstaan dan vaak boven Frankrijk aan het eind van de dag. Vooral op een plaats waar warme en vochtige lucht uit het zuidoosten en relatief koele en drogere lucht uit het westen elkaar ontmoeten. Bij een zuidelijke stroming trekt het systeem 's nachts naar onze omgeving of Duitsland. Grootte en vorm van een MCS. Twee systemen trekken achter elkaar over Duitsland. Een MCS heeft vanuit de satelliet gezien een ovaalvorm. Een dergelijk systeem kan vierkante kilometer beslaan (ruim 300 bij 300 kilometer groot) en wordt meegevoerd met de heersende wind tussen 3 en 6 kilometer hoogte. Soms lijkt de trekrichting afwijkend, maar dat komt doordat er aan één zijde vaker nieuwe cellen ontstaan dan aan de andere zijde. Zo lijkt het dat het buiencluster naar het noordenoosten koerst maar naar het noordnoordoosten. Een MCS is niet altijd hetzelfde. Zo kan het voorkomen dat aan de rand van een MCS een nieuwe cel ontstaat. Dit kan een zeer krachtige onweerscel zijn met sterke stijgwinden waar hagel en windhozen in voorkomen. Zo'n chaotische MCS noemen we asymmetrisch. Is de MCS mooi ovaal dan heet die symmetrisch. Een MCS kan een enorme bliksemintensiteit geven. Vooral rond middernacht kan de bliksemfrequentie oplopen tot boven de 100 ontladingen per minuut. Het onweerscomplex gaat gepaard met hevige weertypes als hagel en windstoten. Vooral aan de randen van het systeem. Middenin komt meer gestage regen voor. Het verdwijnen van een MCS. Als 's ochtends het nachtelijk windmaximum afzwakt, verdwijnt de aanvoer van de warmte en daarmee de buiigheid. Een tweede effect is de infrarood afkoeling. De bovenkant van de wolken in de MCS koelen 's nachts sterker af dan de wolken eronder. Ook hierdoor blijft de buiigheid in stand. Als de zon vervolgens opkomt stopt het proces van afkoeling. De buien zakken als een plumpudding in elkaar. Bij een MCS stopt de onweersactiviteit vaak vlak na zonsopkomst. Effecten op afstand. Bij grote complexen is er ook sprake van een outflow-proces. Daalstromen uit het systeem en neerslag zorgen ervoor dat grote hoeveelheden koude lucht van hoog in de atmosfeer op het aardoppervlak komt. Deze lucht wordt voor de buien uitgeduwd, waarop vervolgens op enige afstand van het systeem, door optilling een nieuwe buienlijn wordt gevormd. Rond een MCS is het heersende windveld verstoord. De wind waait uit een andere richting en neemt toe. In de avond kunnen de hoge buientoppen tot op grote afstand hun schaduw op het aardoppervlak werpen. Hoe herken je van de grond een MCS? Een MCS is niets meer dan een dreigende donkere lucht voornamelijk in het zuiden of zuidwesten. In de nacht gaat dit gepaard met heftig weerlicht dat naderbij komt. Een MCS komt alleen in de zomer voor. Het is moeilijk te zien aan de lucht of sprake is van een MCS. Satellietfoto's en radarbeelden geven een beter beeld. Maar zware onweersactiviteit in de zomernacht wordt bijna altijd door een MCS veroorzaakt. 39

40 Een Mesoscale Convective Complexes (MCC) is een MCS waar de grootte van de wolkenkap aan bepaalde afmetingen moet voldoen. Een MCC is altijd groter dan een MCS. Waar komt onweer voor? Onweer komt voor in grote delen van de wereld. Maar het aantal dagen met onweer verschilt per plaats. In Singapore komt op 171 dagen per jaar onweer voor, terwijl in de poolstreken en woestijnen geen onweer voorkomt. Dit is logisch, want onweer ontstaat alleen bij stijgende luchtstromen. In woestijn- en poolgebieden zijn voornamelijk dalende luchtstromen aanwezig. 40

41 Europa In Europa is het onweer het laagst op IJsland en het hoogst in Spanje, Frankrijk, De Alpen en de Balkan. Bovenstaande KNMI-kaart geeft een beeld van de grilligheid. Uiteraard is de combinatie van bergachtige streek en de warmte goed terug te vinden. In Zuid Italië en Portugal is weer een flinke daling van de onweersdagen zichtbaar. Dit zijn ook de drogere gebieden van Europa. 41

42 Nederland Ook in Nederland is het onweer niet gelijkmatig verdeeld. De onweerrijkste gebieden zijn het westen van Noord Brabant, het oosten van Zuid Holland en het westen van Utrecht. Het minste onweer komt voor op de Waddeneilanden. Maar het voorkomen van onweer is sterk afhankelijk van het seizoen. Zo komt onweer in de lente en de zomer voornamelijk voor in het binnenland en in het najaar aan de kust. Het station Gilze-Rijen is de absolute topper van Nederland. Gemiddeld wordt daar 31 keer per jaar onweer waargenomen. Maar niet het hele jaar door. Onweersbanen en nesten Soms spreekt men over onweersbanen en onweersnesten. Onweersbanen zouden bekende routes zijn die onweersbuien lijken te volgen. Recent onderzoek geeft aan dat deze banen niet echt bestaan. Er is lang sprake geweest van de onweersbaan Rotterdam- Amsterdam, maar echt statistisch aantoonbaar is deze niet. Onweersnesten zijn gebieden waar volgens verhalen de bliksem veel inslaat. Uit onderzoek van de afgelopen jaren lijkt dit niet echt te bestaan. Maar de meetperiode van de huidige bliksemdetectiesystemen zijn nog te kort. In Nederland slaat de bliksem 2 à 3 keer per vierkante kilometer per jaar in. In de Alpen is dat 4 tot 5 keer per jaar. Buien en onweer Als cumulusbewolking, bij voortdurende aanvoer van warme, vochtige lucht onder in de wolken, kan doorgroeien tot ver boven het 0 C niveau, begint er een verijzingsproces van de wolkendruppeltjes. Er ontstaan dan zogeheten gemengde wolken, dat wil zeggen cumuli waarin naast vloeibare ook bevroren wolkenelementen voorkomen. Het Wegener-Bergeron-Findeisen proces kan in deze bewolking de neerslagelementen laten groeien. Naarmate de wolk hoger komt, zullen door afkoeling steeds meer, inmiddels onderkoelde, waterdruppels tot bevriezing overgaan. Dit gebeurt het meest frequent rond -12 C, waar het verschil tussen de maximale dampspanning* ten opzichte van water en die ten opzichte van ijs het grootst is (ijskiemniveau). Boven het -20 C niveau is al een zeer groot deel van de druppeltjes bevroren; boven het -30 C niveau komen er nog nauwelijks onderkoelde druppeltjes voor en boven het -40 C niveau helemaal niet meer. Soms komen er boven het -20 C niveau abnormaal veel onderkoelde waterdruppeltjes voor. Het is gebleken, dat bij die bewolking dikwijls onweer en hagel voorkomt. Ontwikkeling van buien Als de bovenkant van een sterk opbollende stapelwolk (cumulus) gaat verijzen, wordt de omtrek van de bewolking minder scherp omlijnd. De top krijgt een diffuus en gestreept uiterlijk. Volwassen cumulonimbus kunnen in onze zomer op gematigde breedten een hoogte bereiken van 9 tot 12 km, ruwweg tot vlak onder de tropopauze. In de tropen en subtropen kunnen de toppen doorgroeien tot soms boven 18 km hoogte. In de winterperiode komen de buienwolken bij ons meestal niet hoger dan 4 tot 6 km. De verijsde toppen van de buienwolk waaien dikwijls uit door de aanwezigheid van krachtige winden op die hoogte; ze krijgen daardoor een aambeeldachtige uitstulping. 42

43 Zomerbuien hebben een veel grotere horizontale uitgestrektheid en tonen meer complexvorming dan winterbuien, die meer geïsoleerd zijn en waarin complexvorming niet of nauwelijks plaatsvindt. Levenscyclus van een onweersbui We hebben reeds gezien, dat men diverse stadia in het bestaan van een cumulus, die tot een cumulonimbus uitgroeit, kan onderscheiden. Een normaal ontwikkelde cumulonimbus bestaat uit één enkele "kleine" cel. De neerslag is het meest intensief bij overgang van het bevriezingsstadium naar het eerste regenstadium. De grote hoeveelheid vallende neerslag maakt een einde aan de stijging van de opwaarts bewegende vochtige warme lucht, waarmee de wolk "gevoed" wordt en veroorzaakt een krachtige dalende luchtstroming, die downdraught genoemd wordt. Nabij het aardoppervlak spreidt de lucht horizontaal uit (zie figuur pagina 46), wat gepaard gaat met windstoten. Doordat er nu koude lucht onder en rond het buienlichaam is uitgevloeid, wordt de benodigde aanvoer van warme lucht, - de voedingsstroom voor de buienwolk, - afgesneden. Cumulus 43

44 Cumulus congestus Cumulonimbus Complexvorming Door het afsnijden van de voedingsstroom en het uitregenen is de levensduur van een eencellige onweersbui beperkt tot 1/2-1 uur. De voor de bui langs de grond uitwaaierende koude lucht tilt warme vochtige lucht in de omgeving op en doet deze naar boven stromen, doorgaans vooral de rechter voorzijde van de wolk in, waar nieuwe cellen gevormd kunnen worden. Bij aaneengegroeide buienwolken kan de uitstoot van koude lucht en de aanvoer van nieuwe warme vochtige "voedings"-lucht zo groot worden, dat complexe systemen ontstaan met een eigen circulatie en voortdurende aangroei van nieuwe cellen (buiencomplex). Door het selfsupporting-karakter is de levensduur van een buiencomplex veel langer dan die van een individuele cel. De levensduur kan oplopen tot vele uren. 44

45 De vorming van hagel IJsdeeltjes, die enkele malen in de stijgstroom van de buienwolk terecht komen, kunnen aangroeien tot een hagelsteen. Op zijn weg door een zone met onderkoelde waterdruppeltjes ontstaat er rond de ijskern een waterfilmpje dat op zijn weg door nog hogere luchtlagen bevriest. Daarna komt de aangegroeide "steen" weer in zwakkere stijgstromen terecht en valt. Het proces kan zich verschillende malen herhalen totdat de sterk aangegroeide hagelsteen uiteindelijk op de grond valt. Hij heeft nu een gelaagde opbouw gekregen. Die gelaagde opbouw komt nog duidelijker tot uiting als tussen de fasen van het invangen van onderkoelde druppeltjes de hagelsteen in onverzadigde lucht van een rijplaag wordt voorzien. Daardoor ontstaan de karakteristieke afwisselend heldere (doorzichtige) en witte (ondoorzichtige) lagen. Op den duur wordt de "steen" zo zwaar dat de turbulente stijgende bewegingen er geen vat meer op krijgen. De steen valt uit de wolk, maar kan intussen tot een omvang van vele centimeters zijn aangegroeid. Hagelstenen vallen meestal slechts in een klein gedeelte van het totale neerslaggebied. Van opzij gezien kan de weg, die een neerslagdeeltje aflegt tijdens zijn groei tot hagelsteen, goed gevolgd worden. Een neerslagdeeltje bevindt zich in de stijgende stroming, raakt vervolgens in de neergaande tak en komt daarna opnieuw in de stijgstroom. Gedurende die tijd groeit het aan tot een hagelsteen, die tenslotte de aarde bereikt. Soms wordt de steen omhoog genomen het aambeeld in. Onder het aambeeld verlaat de steen, ver van de eigenlijke bui, dan de wolk. Dit kan een onaangename verrassing zijn voor vliegers, die de bui vermijden, maar in de buurt van het aambeeld toch nog in hagel terechtkomen. De hagel smelt onder het aambeeld en komt als regen op de grond (enkele dikke druppels). Luchtstromingen in een bui. De weg die een hagelsteen aflegt door een buienwolk. De grootste hagelsteen die ooit gevallen is had een doorsnede van 14.4 cm en viel in Coffeyville (Kansas VS). Deze hagelsteen woog 757 gram en is daarmee de grootse en zwaarste hagelsteen ooit gevonden. Hagelstenen richten echter al enorme schade aan als ze groter zijn dan 5 cm, auto s beschadigen en kleine dieren worden erdoor gedood. Ook gaan door zware hagelbuien vaak hele oogsten verloren, of raken gewassen ernstig beschadigd. 45

46 De luchtcirculatie in en om een zware bui De luchtcirculatie in de beginfase van de wolk is als volgt. Midden in de wolk is de stijgstroom het grootst, aan de zijkanten minder, doordat de stijging wordt afgeremd door de niet stijgende of zelfs dalende lucht buiten de wolk. Op het grensgebied van de wolk ontstaan wervels, opgewekt door de veranderingen in de windsnelheid en de windrichting met de hoogte. De wolk is volwassen na de vorming van neerslagelementen. In de figuur hieronder is de luchtcirculatie getekend in, onder en rond een zware (onweers-)bui. De vallende neerslag vernietigt op den duur de stijgende luchtbeweging in een groot deel van de wolk. Er ontstaat een krachtige daalstroom (downdraught). Afhankelijk van de doorsnede ervan wordt de daalstroom microburst (1-4 km) of downburst (4-10 km) genoemd. De daalstroom komt tot stand doordat: a. de regen in haar val veel lucht meesleurt; b. de lucht door verdampende druppels wordt afgekoeld, waardoor de lucht zwaarder wordt dan de omgeving. De omlaagstortende lucht moet bij het aardoppervlak zijdelings uitwijken en dringt onder de daar aanwezig warme lucht. In de bewegingsrichting van de volwassen buiencel stuwt de koude lucht de warme lucht omhoog, soms wel tot meer dan 20 km voor de bui uit. De voorzijde van de uitvloeiende koude lucht wordt mesokoufront of windstotenfront (gustfront) genoemd. Een deel van de opgetilde warme en veelal vochtige lucht wordt naar de buiencel gezogen, wordt onstabiel en stijgt op, daarbij een of meerdere nieuwe buiencellen vormend. Als de oude cel na een levensduur van een half uur tot een uur uitgeregend is en deels opgelost, hebben één of meerdere nieuwe cellen het volwassen stadium alweer bereikt. In het grensgebied van de daal- en stijgstromen (schering van de verticale wind!) is de turbulentie meestal matig tot zwaar, soms zelfs extreem. Ook in het grensgebied van de uitstromende koude lucht en toestromende warme (verticale windschering!) kan de turbulentie zwaar zijn, omdat er dikwijls krachtige wervels worden gevormd. De uitstromende koude lucht veroorzaakt ook plaatselijk 46

47 horizontale windschering. Uit deze beschrijving blijkt dat in en nabij buien alle soorten windschering en wervels voorkomen. Vandaar dat buien soms schade kunnen aanrichten aan bijvoorbeeld bossen of tenten; ook is het raadzaam dat zweefvliegers, ballonvaarders en piloten van kleinere vliegtuigen uit de buurt van buien blijven. Tornado's en hozen In grote buienwolken ontstaan bij sterk onstabiel weer soms hozen of tornado's. Dat zijn snel roterende kolommen lucht in en onder een bui. Ze kunnen ontstaan als de wind sterk toeneemt met de hoogte, dus bij een grote verticale windschering. De lucht die aan de rechter voorzijde een buiencomplex binnendringt en dan omhoog beweegt, kan in haar opwaartse beweging worden versneld, als op 3 km hoogte een laag droge, relatief koude lucht wordt aangevoerd. Deze droge lucht veroorzaakt samen met de vochtige lucht onder in de atmosfeer een potentieel onstabiele opbouw, die de stijgende lucht in de bui een extra opwaartse kracht levert. In grote Cb's komen opwaartse snelheden voor in de orde van m/s. Als er in de atmosfeer een flinke toename van de wind met de hoogte plaats vindt en een flinke ruiming van de wind, kan er in de opwaarts bewegende lucht een draaibeweging worden opgewekt. Deze draaibeweging begint op een hoogte tussen 4 en 8 km. Dikwijls ontstaat er eerst een draaibeweging rond een horizontale as, die door de windschering wordt opgewekt. De krachtige opwaartse stroom kantelt de draaias in een verticale stand. De windruiming met de hoogte (windschering) versterkt de draaibeweging rond de verticale as. Als de draaibeweging eenmaal goed op gang is gekomen, wordt aan de buitenzijde lucht uit de draaiende luchtmassa geslingerd, waardoor de luchtdruk in het centrum ervan gaat dalen. Dit veroorzaakt een toenemende luchtdrukgradiënt, die de draaibeweging doet toenemen. De draaiende kolom groeit vervolgens in de wolk naar beneden en wordt daarbij smaller. Dit veroorzaakt een toename van de draaibeweging aan het uiteinde van de trechter en weer uitslingeren van lucht. Het is een zichzelf versterkend proces. Als de draaiende luchtkolom beneden de wolkenbasis komt, is hij goed te zien; de in het lagedrukcentrum gecondenseerde waterdamp maakt een bewegende slurf zichtbaar, die omgeven is door flarden snel draaiende bewolking. In die fase lost de slurf dikwijls weer op. Groeit hij door naar het aardoppervlak, dan vult hij zich met stof en kleine voorwerpen en/of water, dat hij op enige hoogte weer uitslingert. Hoewel de luchtdruk in een hoos of tornado ca. 10% lager kan zijn dan in de omgeving en door de zuigkracht schade kan ontstaan, voorzaken vooral de hoge windsnelheden de meeste schade. Er is in de VS eens een windsnelheid berekend (anemometers overleven een tornado niet) van 444 km/h. De meeste tornado's hebben een windsnelheid die varieert van 120 tot 250 km/h. De doorsnede en levensduur variëren van een paar meter en een paar minuten tot respectievelijk een paar honderd meter en enkele uren. In België en Nederland komen zware windhozen, die we zouden kunnen vergelijken met de Amerikaanse tornado's, gelukkig niet veel voor, omdat de aanvoer van een laag droge lucht op een hoogte van ongeveer 3 km weinig voorkomt tijdens een onstabiele weersituatie. Waterhozen komen wat meer voor. Ze worden in de nazomer en herfst waargenomen onder Cb's die tijdens een aanvoer van koude massa boven het nog warme kustwater en grote meren zijn gevormd. In het Waddengebied en in Zeeland worden ze dan vrij veel waargenomen. 47

48 4. WEERSITUATIES Inleiding Het weer wordt voor een belangrijk deel bepaald door de eigenschappen van de lucht die wordt aangevoerd. Nu eens zitten we in lucht die boven zee flink wat vocht heeft opgepikt; dan weer stroomt lucht over Nederland uit die boven de ijsmassa's van de noordpool of de besneeuwde Russische bodem ijzig koud geworden. En in de zomer voeren zuidenwinden warme lucht aan vanuit de Sahara. De waarden van de temperatuur, de vochtigheid en vooral van het dauwpunt zijn karakteristiek voor een bepaalde luchtsoort. Lucht krijgt zijn kenmerkende eigenschappen als hij lange tijd ergens vertoeft. Grote hogedrukgebieden maken het mogelijk dat uitgestrekte hoeveelheden lucht lange tijd op een bepaalde plaats verblijven; ze maken, samen met de lagedrukgebieden, op een later tijdstip overigens ook dat de luchtmassa's zich op zeker moment verplaatsen en naar Nederland stromen. In dit hoofdstuk wordt besproken hoe grootschalige weersystemen de verschillende luchtsoorten 'vormen', aanvoeren en afvoeren. Weertype Het weer is een boeiend en levendig samenspel van de verschillende weerelementen zoals temperatuur, luchtvochtigheid, wind, zicht, bewolking of zonneschijn en neerslag. Bepaalde combinaties van die weerelementen geven ons een bepaalde gevoelswaarde omtrent het weer. Zo noemen we het 'schraal' als het stevig waait en de lucht tegelijkertijd koud en droog is. Als het warm is en tevens erg vochtig, vinden we het 'broeierig' of 'benauwd'. 'Guur' duidt op koud en winderig weer met regen of buien. Op deze wijze vatten we meerdere weerelementen in één begrip samen. Bij het tot stand komen van een bepaald weertype in Nederland speelt een aantal factoren een rol. Op de eerste plaats zijn er de hoge- en lagedrukgebieden; dit zijn grootschalige weersystemen met afmetingen van honderden tot enkele duizenden kilometers. De ligging van de hoge- en lagedrukgebieden bepaalt wat voor lucht met wat voor eigenschappen naar Nederland stroomt. Als de lucht onderweg is of gedurende langere tijd boven een bepaald gebied verblijft, bepaalt de wisselwerking tussen het aardoppervlak en de lucht welke eigenschappen de lucht krijgt. Zo zal lucht die lange tijd boven zee verblijft, makkelijk veel vocht opnemen; lucht die uit een winters Siberië komt, zal in het algemeen erg koud zijn en lucht in de zomer uit de Sahara erg warm. Het weer bij ons wordt voor een groot gedeelte bepaald door de eigenschappen van de lucht die naar Nederland gestroomd is. Daarbij spelen verder meteorologische processen op kleinere schaal een rol, zoals straling en wolkenvorming. Ook andere, niet meteorologische factoren zijn van belang; denk aan het tijdstip van de dag en aan terreinomstandigheden, zoals hoogte boven zeeniveau, begroeiing, ligging ten opzichte van water en dergelijke. Uiteindelijk is het weer op een plek die onze belangstelling heeft, het gevolg van de wisselwerking tussen de grootschalige weersystemen, kleinschalige meteorologische processen en nietmeteorologische factoren. Grootschalige weersystemen Bepalend voor het weer van dag tot dag over gebieden ter grootte van bijvoorbeeld een continent als Europa zijn de grote hoge- en lagedrukgebieden; ze hebben een doorsnee van ten minste enkele honderden kilometers en kunnen een omvang hebben tot een paar duizend kilometer. Deze weersystemen regelen het transport over grotere afstanden van lucht met bepaalde eigenschappen; ze halen nu eens warme, vochtige lucht van zuidelijke breedte naar Nederland en voeren dan weer koude heldere lucht aan van 48

49 noordelijke breedten. Ook bepalen de hoge- en lagedrukgebieden de snelheid waarmee de luchtaanvoer plaats vindt; de belangrijke factor daarbij is het luchtdrukverschil dat optreedt over een bepaalde afstand. Om deze redenen is het voor meteorologen zo belangrijk om na te gaan waar de grote hoge- en lagedrukgebieden liggen en hoe ze zich verplaatsen. Dat kan aan de hand van weerkaarten. De ligging van de weersystemen bepaalt ook de luchtstroming op grote schaal en dus van de gemiddelde windrichting en windsnelheid (zie het hoofdstuk over wind). Daarmee ligt dan tevens vast waar de lucht vandaan komt die Nederland over enige tijd bereikt. Uit weerkaarten is de gemiddelde windrichting gemakkelijk te bepalen. De lucht stroomt namelijk rond een lagedrukgebied tegen de wijzers van de klok in en rond een hogedrukgebied met de wijzers van de klok mee. In de figuur is dat schematisch weergegeven. In de figuur hieronder is een voorbeeld van een weerkaartje van West-Europa weergegeven. Een krachtig hogedrukgebied boven Scandinavië houdt een noordoostelijke stroming in stand, waarmee 's winters koude en droge lucht naar Nederland zou komen zetten: er komt dan ook vorst. In de zomer voert de noordoostenwind eveneens droge lucht aan, die in dat jaargetijde juist warm is; dezelfde weerkaart staat dan garant voor een periode met fraai zomerweer. 49

50 Luchtsoorten Het is niet alleen van belang waar de lucht vandaan komt; ook de eigenschappen van de lucht die over Nederland uitstroomt, zijn belangrijk. Gaat het bijvoorbeeld om warme of koude lucht, is de lucht vochtig of droog, komt er bewolking in voor waar regen of sneeuw uit kan gaan vallen, enzovoort. Als de lucht over een gebied met een omvang van minstens enkele honderden kilometers overal ongeveer dezelfde eigenschappen heeft, dan spreken we van een bepaalde luchtsoort of luchtmassa. Er mogen natuurlijk wel plaatselijke verschillen zijn, maar die moeten betrekkelijk klein zijn. Nu blijkt dat met name de temperatuur en de vochtigheid kenmerkend zijn voor een bepaalde luchtsoort. Het gebied waar een luchtsoort zich vormt, heet het brongebied. De eigenschappen van het brongebied drukken een stempel op de aard van de luchtsoort die ontstaat. Het is duidelijk dat zo'n brongebied tamelijk homogene ondergrond moet bieden, met overal vrijwel dezelfde temperatuur en vochtigheid. Verder moet de lucht er lang genoeg kunnen verblijven om de eigenschappen aan te nemen: ze moet in zo'n brongebied dan ook stagneren of vrijwel stilstaan. Het best wordt aan deze eisen voldaan in hogedrukgebieden boven zee, boven uitgestrekte sneeuwvelden (Siberië), boven woestijnen (Sahara) en boven gelijkmatig begroeide gebieden als bossen en steppen. We kunnen de luchtsoorten indelen naar de geografische positie van de brongebieden. Van belang voor de eigenschappen van de lucht, met name voor de vochtigheid, is ook nog of het brongebied boven zee ligt of boven land. We spreken van maritieme lucht als het brongebied boven zee ligt. We spreken van continentale lucht als het brongebied boven land ligt. Als een luchtsoort in het brongebied ontstaan is, komt er een moment dat de lucht zich gaat verplaatsen naar andere gebieden. In die andere gebieden wijken de omstandigheden af van die in de 'geboortestreek'. Dat heeft tot gevolg dat de luchtsoort langzamerhand andere eigenschappen gaat krijgen. We zeggen dat de luchtsoort transformeert. De eigenschappen van een luchtmassa bij aankomst in Nederland hangen af van: - het brongebied (bijvoorbeeld Siberië) - de weg die de lucht heeft afgelegd (via Rusland of over de Oostzee) - de tijd die de lucht onderweg is (is hij langzamerhand wat opgewarmd of afgekoeld of ging de aanvoer daarvoor te snel). Figuur: Brongebieden van luchtsoorten en hun meest voorkomende baan naar Nederland. 50

51 Verandering van eigenschappen van luchtmassa's door (van links af): - verplaatsing over zee - verplaatsing over land - verplaatsing over warm oppervlak - verplaatsing over koud oppervlak Luchtsoortclassificatie De volgende luchtsoorten worden onderscheiden, aangeduid met twee (hoofd)letters, voorafgegaan door een m voor het geval de lucht van maritieme oorsprong is en door een c in het geval de lucht van continentale oorsprong is. In de figuur zijn de brongebieden van deze luchtsoorten weergegeven en hun baan naar Nederland. - Arctische Lucht (AL) Hiervan ligt het brongebied boven de poolstreken (Groenland), die gewoonlijk bedekt zijn met ijs. Als deze lucht naar Nederland stroomt, begint hij koud en droog; onderweg warmt de lucht enigszins op en hij neemt boven zee en oceaan wat vocht op. Deze luchtsoort speelt in het winterseizoen een belangrijke rol. Winterse buien, die sneeuw en hagel brengen, worden afgewisseld door felle opklaringen. Vooral landinwaarts is er 's nachts weinig wind, is het helder en daalt de temperatuur vaak tot onder nul. - Polaire Lucht (PL) Het brongebied van deze luchtsoort ligt op de gematigde breedten, ruwweg tussen de 40e breedtegraad en de poolcirkel. De continentaal polaire lucht (cpl) is afkomstig uit Rusland en Siberië. In de winter is deze droge lucht koud en komt er vorst, meestal zonder gladheid. In de zomer is de continentaal polaire lucht daarentegen warm. Maritiem polaire lucht (mpl) bereikt Nederland vanaf de Atlantische Oceaan. Als de lucht afkomstig is van noordelijke breedten dan is de temperatuur in deze vochtige lucht min of meer normaal. Komt de lucht zuidelijker van de oceaan, bijvoorbeeld uit de omgeving van de Azoren, dan is het vrij zacht. - Tropische Lucht (TL) Deze neemt zijn karakteristieke eigenschappen aan in brongebieden in de subtropen. De lucht bereikt Nederland het hele jaar door met relatief hoge temperaturen. Maritiem tropische lucht (mtl) is altijd erg vochtig. De droge continentaal tropische lucht (ctl) komt uit de Sahara. - Equatoriale Lucht (EL) Deze lucht ontstaat in de equatoriale lagedrukzone, is warm en vochtig, maar bereikt Nederland vrijwel nooit. Koude en warme massa De in de vorige paragraaf beschreven indeling van luchtsoorten ging uit van de geografische oorsprong van de lucht. Een ander criterium voor het indelen van luchtmassa's dat eveneens veel wordt gebruikt, is het verschil in temperatuur van de lucht en het onderliggende aardoppervlak. We spreken van koude massa als de 51

52 temperatuur van de lucht op 1,5 m hoogte lager is dan die van het aardoppervlak; is het omgekeerde het geval dan hebben we te maken met warme massa. Warme massa wordt in de onderste laag dus door het aardoppervlak afgekoeld en koude massa opgewarmd. Zoals we in de hoofdstukken over neerslagproducerende systemen nog zullen zien, verschillen de weerverschijnselen in de koude massa daardoor heel sterk van die in warme massa. Deze massa-eigenschappen kunnen veranderen door de dagelijkse gang van de temperatuur van het aardoppervlak of doordat de lucht over een ander type ondergrond stroomt. Zo kan een luchtsoort zich in hetzelfde gebied nu eens voordoen als warme massa en dan weer als koude massa. Door het afkoelen van het aardoppervlak wordt de lucht 's nachts warme massa; overdag gaat zij door aanwarming van de bodem weer over in koude massa. Figuur: Temperatuurverloop in warme massa (links, afkoeling aan de onderzijde) en koude massa (rechts, aanwarming aan de onderzijde). Fronten en weeromslagen Waar twee luchtsoorten aan elkaar grenzen, veranderen de eigenschappen van de lucht, zoals temperatuur en vochtigheid, vaak sterk over korte afstand. De overgangszone tussen twee verschillende luchtsoorten is meestal namelijk smal, zeg enkele tientallen kilometers breed. Zo'n overgangszone heet een front. De verschillen tussen twee luchtsoorten zijn niet alleen aan het aardoppervlak merkbaar; ook op grotere hoogte vind je ze terug. Een front staat niet loodrecht op het aardoppervlak, maar helt naar voren of naar achteren. Trekt er een front voorbij, dan komen we van de ene luchtsoort terecht in de andere. Met andere woorden: het weer slaat om. Een weeromslag gaat meestal gepaard met onder andere regen of sneeuw en een draaiende en enige tijd toenemende wind. Zo wordt bijvoorbeeld na een vorstperiode continentaal polaire lucht verdreven door maritiem polaire lucht met een temperatuur boven nul. De frontpassage die de overgang markeert, gaat vergezeld van regen, vaak voorafgegaan door sneeuwval, ijsregen, ijzel of combinaties daarvan. In het hoofdstuk over neerslagproducerende systemen wordt hierop nader ingegaan. Stromingspatronen Aan de hand van de ligging van de grote hoge- en lagedrukgebieden kan bepaald worden wat de grootschalige luchtstroming is. Er zijn een aantal basispatronen, die erg kunnen helpen bij de beeldvorming over het weer voor de komende 1 tot 2 dagen. De meteoroloog spreekt niet van stromingspatroon of stromingstype, maar van circulatietype. In de figuur zijn de voornaamste stromingspatronen schematisch 52

53 weergegeven. Gebieden met hoge luchtdruk zijn gestippeld weergegeven. Het verloop van de grootschalige luchtstroming is met pijlen aangegeven. Oostcirculatie Noordcirculatie Westcirculatie Zuidcirculatie 53

54 5. DEPRESSIE, FRONTEN EN ANDERE NEERSLAGPRODUCERENDE WEERSYSTEMEN Weersystemen en weer Om bewolking te krijgen, zijn opwaartse luchtbewegingen nodig; de opstijgende lucht koelt af en raakt oververzadigd, zodat condensatie optreedt. Zo ontstaan wolken waaruit neerslag kan vallen. Stijgende luchtbewegingen komen onder andere voor in lagedrukgebieden. Neerslagwolken worden dus vooral aangetroffen in en rond lagedrukgebieden. Bij zo'n lagedrukgebied kunnen nog specifieke systemen onderkend worden die neerslag produceren, namelijk fronten en buienzones. In hogedrukgebieden treden dalende luchtbewegingen op. Deze doen eventueel aanwezige bewolking oplossen en geven in het algemeen aanleiding tot fraai weer. Frontale zones en weer Boven verschillende delen van Europa en de Atlantische Oceaan toont de lucht gewoonlijk uiteenlopende eigenschappen: er zijn verschillende luchtsoorten aanwezig. De overgangszones tussen twee luchtsoorten zijn tamelijk smal; deze zogeheten frontale zones zijn slechts enkele tientallen kilometers breed. De luchtmassa's zijn voortdurend in beweging; daarbij is het onvermijdelijk dat de ene luchtmassa de andere verdringt. De koudere luchtmassa, die zwaardere lucht bevat, dringt onder de warme lucht; de warme luchtmassa wordt daardoor gedwongen tegen de koude massa op te glijden. Dat is een langzaam proces en de frontale zone waar dit gebeurt, blijkt ook niet verticaal te staan, maar te hellen. Wordt koude lucht verdrongen door warme, dan glijdt de opdringende warme lucht tegen de koude lucht op en wel in de richting waarin de luchtmassa's bewegen. Het scheidingsvlak tussen de koude en warme lucht is in dit geval van een warmtefront. Wordt warme lucht daarentegen verdrongen door koude, dan wrikt de koude lucht zich onder de warme; die wordt dan dus eveneens gedwongen tegen de koude lucht op te stijgen, maar nu tegen de bewegingsrichting in. De frontale zone van dit zogeheten koufront helt daarom tegen de verplaatsingsrichting in. 54

55 In de figuren is schematisch weergegeven hoe de fronten hellen als verschillende luchtmassa's bewegen en op elkaar botsen. De warme lucht is in principe warme massa, die niet spontaan opstijgt, maar daartoe gedwongen wordt. Dit is een situatie waarbij vooral horizontaal uitgestrekte, gelaagde bewolking ontstaat, die echter wel geleidelijk tot grote hoogte kan reiken. De koude lucht daarentegen is koude massa; hierin kunnen luchtbellen wel spontaan opstijgen. In die koude luchtmassa's ontstaat daardoor gewoonlijk verticaal ontwikkelde bewolking: cumuluswolken die uiteindelijk over kunnen gaan in cumulonimbus, zodat er buien optreden. Dat betekent dat het weer tijdens het passeren van een warmtefront wezenlijk verschilt van dat tijdens de passage van een koufront. Voordat we dat in wat meer detail bespreken, zullen we eerst nagaan hoe de verschillende luchtmassa's ten opzichte van depressies en hogedrukgebieden gesitueerd zijn. Weersystemen en luchtmassa's De lagedrukgebieden die bij ons het weer bepalen, ontstaan vaak op de scheiding tussen warme, vochtige luchtmassa's die zich in het zuiden bevinden en koude, drogere luchtmassa's ten noorden daarvan. Dat gebeurt middels een ingewikkeld proces, waarop hier niet in detail ingegaan wordt. Het komt er in het kort op neer dat in de scheidingszone, het zogeheten polaire front, golvingen ontstaan, die onder bepaalde omstandigheden groter worden. Het ontstaan van deze golvingen hangt nauw samen met stromingen op 5 tot 10 kilometer hoogte in de atmosfeer, waar zich de zogeheten straalstroom bevindt. Een zich ontwikkelende golf gaat gepaard met dalingen van de luchtdruk aan het aardoppervlak en versterkte stijgende luchtbewegingen, uiteindelijk resulterend in een lagedrukgebied met afmetingen van honderden kilometers. Gezien het stromingspatroon rond een lagedrukgebied (tegen de wijzers van de klok in), beweegt de koudste lucht aan de achterkant van de depressie naar het zuiden en de warme lucht aan de voorkant naar het noorden. De voorste begrenzing van de koude lucht, het koufront (zwarte lijnen met driehoekjes, in de weerkaarten blauwe lijn met driehoekjes), verplaatst zich sneller dan de voorste begrenzing van de warme lucht (warmtefront, zwarte lijnen met halve bolletjes, in de weerkaarten rode lijn met halve bolletjes). Waar de warme lucht de koude lucht heeft ingehaald, of beter opgetild, ligt het occlusiefront; dat is in de tekeningen in zwart weergegeven (in de weerkaarten vaak een paarse lijn). 55

56 Doordat er eerst een uitstulping van warme lucht in de koude lucht is geweest, bevindt zich helemaal aan de voorkant van de depressie ook koude lucht, die door een vorig lagedrukgebied daar terecht is gekomen. Trekt een depressie voorbij, dan zitten we dus eerst in koude lucht. Vervolgens passeert een warmtefront en komen we in warme lucht. Na enige tijd passeert een koufront en komen we weer in koude lucht. Meestal is deze koude lucht nog een stuk kouder dan de koude lucht aan de voorkant van de depressie. Passage van een warmtefront De helling van een warmtefront is maar klein, zodat het proces langzaam en geleidelijk verloopt. De snelheid waarmee de lucht stijgt, ligt in de orde van enkele honderden meters per uur. Merk op dat stijgsnelheden liggen in de orde van centimeters per seconde, terwijl horizontale windsnelheden in de orde van meters per seconde liggen. Ver voor het front uit, dus op honderden kilometers afstand, nemen we de warme lucht al waar in de hogere luchtlagen, dat is op zo'n 8 tot 10 kilometer hoogte. Hier is de temperatuur laag, en er komen meest ijskristallen voor. We zien de bewolking in de vorm van windveren: cirrusbewolking. In de onderste luchtlagen is de lucht nog koud; er kan zich daar wat cumulusbewolking hebben gevormd. In dat stadium is er nog weinig bewolking en overdag dus veel zon. De bewolking in de hogere luchtlagen wordt, naarmate het warmtefront dichterbij komt, dichter en komt ook op lagere niveaus. Tenslotte is de bewolking via cirrostratus, en altostratus in een dik pak nimbostratus overgegaan waaruit neerslag valt. De wind krimpt en trekt aan; een krimpende wind draait tegen de wijzers van de klok in. De luchtdruk daalt, eerst langzaam, dan sneller. De situatie bij een warmtefront is in de figuur hiernaast weergegeven. Uit zo'n dik pak bewolking valt langdurig regen, in de winter ook sneeuw of ijsregen vallen. 56

57 Passage van een koufront Na enige tijd neemt de bewolking in de warme sector op de nadering van het koufront weer toe; ook neemt ze grote verticale afmetingen aan. De koude lucht dringt vaak met geweld onder de warme lucht, waardoor deze gedwongen wordt snel op te stijgen. De stijgsnelheid bedraagt soms enkele m/s, dezelfde orde van grootte dus als de horizontale snelheid. Vlak voor het koufront ontstaan door deze ontwikkelingen soms heftige regenof onweersbuien. De wind krimpt tijdelijk, draait dus tegen de wijzers van de klok in, en neemt sterk in kracht toe. In de buien voor het front komen windstoten voor. De luchtdruk daalt onafgebroken. Op het moment dat het koufront passeert, ruimt de wind sterk en bereikt zijn grootste kracht, terwijl de luchtdruk op z'n laagst is. Na de koufrontpassage stijgt de luchtdruk weer, zelfs tot boven de waarde aan de voorzijde van het front. In de figuur is schematisch de passage van een koufront weergegeven. 57

58 Passage van een occlusie Een occlusiepassage vertoont de kenmerken van zowel een koufrontpassage als een warmtefrontpassage. De warme sector ontbreekt. Luchtmassabuien Achter het koufront stroomt er koude lucht binnen. Die lucht heeft het karakter van koude massa; er ontwikkelen zich gemakkelijk de typische cumuluswolken, die uit kunnen groeien tot buien. Men spreekt dan van luchtmassabuien, omdat ze kenmerkend zijn voor de luchtmassa. Buienlijnen en troggen Soms zijn de buien min of meer langs een lijn georganiseerd. Die buien zijn dan zwaar en gaan vergezeld van heftige windstoten. Zo'n lijn waarlangs de buien gerangschikt zijn heet wel een squall-line. Soms komt er achter een koufront een zone voor waarin de buienactiviteit sterk toeneemt en waar het ook harder waait. In dat geval spreekt men van een trog. Soms zijn de weerverschijnselen in zo'n trog heftiger dan tijdens de passage van het koufront. Buienlijnen en troggen zijn op radarbeelden goed te volgen. De neerslagintensiteit is vaak erg hoog. 58

59 6. Luchtdruk en wind Verband tussen luchtdruk en wind De wind is van grote invloed op het weer. Enerzijds voert hij van grote afstand bijvoorbeeld warme of koude lucht naar onze omgeving, wat direct doorwerkt in de hier gemeten temperatuur. Anderzijds drukt hij zijn stempel op de weersomstandigheden op lokale schaal. Zo gaat bijvoorbeeld een stevige wind de nachtelijke afkoeling tegen; ook kan de wind in de zomer heel wat stof en in winter heel wat sneeuw doen opwaaien. In dit hoofdstuk wordt de rol van de wind besproken. Wind is niets anders dan de stroming van de lucht. Wind ontstaat doordat de lucht beweegt van plaatsen met hogere luchtdruk naar plaatsen met een lagere luchtdruk; die luchtdrukverschillen zijn op hun beurt weer een gevolg van verschillen in opwarming van het aardoppervlak, bijvoorbeeld tussen tropen en gematigde breedten of poolstreken of tussen land en zee of oceaan. De functie van de wind is om die luchtdrukverschillen ongedaan te maken. Vindt de verplaatsing van de lucht over heel grote afstanden plaats, dan gaat ook nog de draaiing van de aarde een rol spelen, zoals we in het hoofdstuk over de algemene circulatie reeds zagen. Het effect van die draaiing is dat de lucht die grote afstanden aflegt, zich op het noordelijk halfrond rond een lagedrukgebied tegen de wijzers van de klok in verplaatst en rond een hogedrukgebied met de wijzers van de klok mee; op het zuidelijk halfrond is dit net andersom. De luchtstroming is ongeveer evenwijdig aan de isobaren of maakt daar een kleine hoek mee. Daardoor stroomt de lucht niet langer rechtstreeks van hoog naar laag en wordt de vereffening van de luchtdrukverschillen bemoeilijkt. Figuur: Isobaren en richting van de luchtstroming. De luchtstroming is ongeveer evenwijdig aan de isobaren. De wind waait met de wijzers van de klok mee rond een hogedrukgebied. 59

60 Figuur: Isobaren en richting van de luchtstroming. Door wrijving met het aardoppervlak volgt de wind de isobaren niet exact, maar maakt er een kleine hoek mee. De wind waait tegen de wijzers van de klok in rond een lagedrukgebied. In het weerkaartje is dit duidelijk te zien. In de figuur zijn lijnen van gelijke luchtdruk (isobaren) weergegeven. Het kaartje toont een weersituatie met een hoge- en een lagedrukgebied. De pijlen geven de stromingsrichting en dus de richting waar de wind heen waait. De windrichting volgt min of meer de richting van de isobaren; zonder het effect van de draaiing van de aarde zou de wind loodrecht op de isobaren staan. Als de lucht van de ene plaats naar de andere stroomt, wordt hij daarin bij het aardoppervlak gehinderd door de ruwheid van het oppervlak; deze veroorzaakt wrijving, die de luchtstroming afremt en doet afbuigen. Het gevolg is dat de lucht niet precies evenwijdig aan de isobaren stroomt, maar enigszins naar de lage druk toe. De windrichting maakt een hoek met de richting van de isobaren. In de figuur hiernaast geven de pijlen de werkelijke luchtstroming vlak bij het aardoppervlak weer. Door de wrijving is de wind nu toch enigszins van hoge naar lage druk gericht. In de figuur is dat met pijlen aangegeven. 60

61 In de volgende paragraaf gaan we wat dieper in op het verschijnsel wind; we gebruiken daarbij onderwerpen uit de natuurkunde. Wind, een krachtenspel Wind is bewegende lucht; de beweging wordt bepaald door luchtdrukverschillen, draaiing van de aarde en eventuele wrijving met het aardoppervlak. Uit de natuurkunde is bekend dat er op voorwerpen die van richting of snelheid veranderen, een of meer krachten moeten werken; bij stilstand of constante snelheid werken er geen krachten of heffen de werkzame krachten elkaar op. Twee krachten kunnen elkaar bijvoorbeeld opheffen als ze even groot zijn, maar precies tegengestelde kanten opwijzen. Voor lucht geldt hetzelfde als voor alle andere 'voorwerpen uit de natuurkunde'. In dit geval zijn de volgende krachten van belang: de luchtdrukgradiëntkracht, de corioliskracht en de wrijvingskracht. Als de lucht zich niet in een strakke, rechtlijnige stroming bevindt, maar wordt meegevoerd in een slingerend stromingspatroon, is er ook nog sprake van een middelpuntzoekende kracht. - De luchtdrukgradiëntkracht. Wanneer er over een bepaald gebied luchtdrukverschillen optreden, spreekt men gewoonlijk van een luchtdrukgradiënt; de luchtdrukverschillen veroorzaken een kracht die luchtdrukgradiëntkracht wordt genoemd. De luchtdrukgradiëntkracht wijst van hoge druk naar lage druk. De luchtdrukgradiëntkracht brengt een luchtmassa in beweging; de bewegingsrichting is in de richting van die kracht en dus gericht naar de lagere druk. 61

62 Luchtdrukgradiëntkracht met en zonder wrijving Als alleen de gradiëntkracht op een luchtmassa werkzaam zou zijn dan zouden alle aanwezige horizontale luchtdrukverschillen snel verdwijnen. Dit is echter niet het geval doordat er nog een tweede kracht werkzaam is: - De corioliskracht of afwijkende kracht van de aardrotatie Deze kracht wordt veroorzaakt door de draaiing van de aarde. Door de corioliskracht krijgt de stroming een afbuiging, afhankelijk van de plaats op aarde en van de windsnelheid: op het noordelijk halfrond is er een afbuiging naar rechts (kijkend met de wind mee), die groter is naarmate de plaats waar men zich bevindt verder van de evenaar verwijderd is. Verder geldt dat naarmate de windsnelheid hoger is, de lucht sterker afbuigt. In eerste, overigens zeer goede, benadering stelt zich een evenwicht in tussen de luchtdrukgradiëntkracht, die naar het lagedrukcentrum is gericht, en de corioliskracht, die precies de tegenovergestelde kant op wijst. De wind die dan waait noemen we geostrofische wind. De luchtdrukgradiëntkracht en de corioliskracht zijn er altijd, ongeacht de hoogte waarop de lucht beweegt. Voor een luchtstroming dicht bij het aardoppervlak moeten we nog rekening houden met een derde kracht: - De wrijvingskracht Nabij het aardoppervlak wordt de luchtstroming afgeremd door wrijving; deze is afhankelijk van de ruwheid van het oppervlak. Een open vlakte of een polderlandschap is niet zo ruw, een bosachtig of verstedelijkt gebied is zeer ruw. Door de wrijvingskracht neemt de windsnelheid af; tegelijkertijd wordt daardoor de afbuiging als gevolg van de corioliskracht minder en beweegt de stroming weer meer in de richting van het lagedrukcentrum. Een factor die ook van invloed is op de wrijvingskracht, - en dus op de windrichting en de windsnelheid, - is de mate van stabiliteit van de atmosfeer: in een stabiele atmosfeer is de wrijving het grootst. 62

63 - De middelpuntzoekende kracht De luchtdrukgradiëntkracht en de corioliskracht zijn er altijd, ongeacht het stromingspatroon. Volgt de lucht een gekromde baan dan is er nog een andere kracht in het spel: de middelpuntzoekende kracht. Deze kracht doet de lucht afwijken van zijn rechtlijnig pad en dwingt hem in een gekromde baan. Ook nu geldt dat er zich in eerste instantie een evenwicht instelt. De middelpuntzoekende kracht wijst steeds in de richting van het middelpunt van de cirkelbaan die wordt gevolgd. Figuur A: De gradiëntwind rond een hogedrukgebied (real wind) is groter dan de geostrofische wind bij de gegeven isobarenafstand. Figuur B: De gradiëntwind rond een lagedrukgebied (real wind) is kleiner dan de geostrofische wind bij de gegeven isobarenafstand. In de figuur hierboven is dat middelpunt de kern van het lagedrukgebied; middelpuntzoekende kracht en gradiëntkracht wijzen in dezelfde richting, namelijk naar de lagedrukkern. De luchtdrukgradiëntkracht levert dus de middelpuntzoekende kracht, al kan deze door 'tegenwerking' van de corioliskracht niet volledig worden benut. In de figuur hiernaast (onder) is het centrum van het hogedrukgebied het middelpunt van de cirkelbaan; middelpuntzoekende kracht en corioliskracht wijzen in dezelfde richting, namelijk van de hogedrukkern af. Daardoor levert in dit geval de corioliskracht de voor een cirkelbeweging noodzakelijke middelpuntzoekende kracht, al kan deze ditmaal door 'tegenwerking' van de gradiëntkracht niet volledig worden benut. Waait het rond een lagedrukgebied nu meer of minder dan rond een hogedrukgebied als de luchtdrukgradiëntkracht, en dus de afstand tussen de isobaren, in beide gevallen hetzelfde is? Het antwoord is: 'minder'; rond een hogedrukgebied moet de corioliskracht namelijk de middelpuntzoekende kracht leveren, ondanks tegenwerking van de 63

64 luchtdrukgradiëntkracht; de corioliskracht is dan dus groter dan de luchtdrukgradiëntkracht. Rond een lagedrukgebied is de corioliskracht juist kleiner dan de luchtdrukgradiëntkracht. Gegeven was dat de luchtdrukgradiëntkracht in beide gevallen dezelfde is, zodat bij de hogedruksituatie de grootste corioliskracht hoort. Reeds eerder zagen we dat een grotere corioliskracht zich alleen kan voordoen bij een grotere windsnelheid, dus rond het hogedrukgebied staat bij gelijke isobarenafstand de meeste wind. Desondanks koppelen we situaties met storm en veel wind gewoonlijk aan lagedrukgebieden. Dat is terecht, want bij lagedrukgebieden kunnen zich veel grotere luchtdrukgradiënten voordoen, zodat het daar tóch veel harder kan waaien. Samenvattend: Kort samengevat: wind waait vanaf een plek met hoge luchtdruk naar een plaats waar de druk lager is (afbeelding hieronder). De lucht stroomt daarbij niet in de richting van de luchtdrukgradiënt (A-B). Door de draaiing van de aarde beweegt de lucht spiraalsgewijs uit een hoog in een laag (B). Op het noordelijk halfrond waait de wind met de lage druk aan zijn linkerkant (C). (Op het zuidelijk halfrond is dit precies andersom). Dit leidt tot de volgende praktische regel: als je met je rug in de wind staat bevindt de lage druk zich aan je linkerhand. (Wederom is dit op het zuidelijk halfrond precies omgekeerd.) Deze regel werkt het best op gematigde breedtes. In de tropen heeft de wind de neiging om rechtstreeks van hoog naar laag te waaien. Dit hoofdstuk behandelt de situaties op de gematigde breedtes waarbij alles van toepassing is op beide halfronden. Het hoofdstuk behandelt de situaties op het noordelijk halfrond, maar als het nodig is wordt ook het zuidelijk halfrond beschreven. Gradiëntwind: Deze waait rond druksystemen (pijlen met 'g' in afb. 1). De isobaren (lijnen van gelijke luchtdruk) zijn te vergelijken met hoogtelijnen. Daarom spreken we over de 'gradiënt' tussen isobaren. Hoe dichter de isobaren bij elkaar liggen, hoe groter de gradiënt is en vervolgens hoe harder de gradiëntwind waait. Waar de isobaren dicht bijeen liggen zal een vrij krachtige wind staan bij (C) en weinigwind bij (A). De gradiëntwind waait op enige hoogte van de grond evenwijdig aan de richting van de isobaren en ondervindt daar geen wrijving. Grondwind: Dit is de gradiëntwind die is gecorrigeerd i.v.m. wrijving aan de grond (pijlen met 's'). Hoe groter de wrijving des te meer zal de grondwind in richting krimpen en in sterkte afnemen t.o.v. de ongestoorde gradiëntwind. Er is echter zelden meer dan 45 verschil in richting tussen de grond- en de gradiëntwind tenzij er een lokale wind 64

65 staat. De grondwind maakt een hoek in de richting van de lage druk en verschilt van de gradiëntwind met zo'n boven zee en boven land. Boven zee zal de afwijking gewoonlijk gelijk zijn aan bovenstaande waarde, maar boven land kan die meer of minder zijn dan In dit hoofdstuk wordt de term 'gradiënt' gebruikt in relatie met wind ontstaan door drukverschillen en niet door lokale winden of topografie. Samenhang weer en luchtdrukpatronen In het voorgaande zagen we dat wind wordt veroorzaakt door verschillen in luchtdruk. Deze luchtdrukverschillen manifesteren zich vooral in de grote hoge- en lagedrukgebieden die het weerpatroon in Europa - en daarmee het weer in Nederland - bepalen. Het verband tussen wind en luchtdrukpatroon is duidelijk te zien als we naar een weerkaart kijken: Hierop zien we Europa en het aangrenzend deel van de Atlantische Oceaan; tevens zijn er om de 5 hpa isobaren ingetekend. We kunnen op zo'n weerkaart gebieden aanwijzen waar de luchtdruk relatief hoog is, terwijl boven andere gebieden de luchtdruk juist lager is. Op het kaartje zien we onder andere een hogedrukgebied boven Scandinavië; het veroorzaakt in onze omgeving noordoostelijke winden; de lucht stroomt namelijk met de 65

66 wijzers van de klok mee rond het hogedrukgebied. Een noordoostelijke stroming transporteert 's winters koude, zogeheten continentale polaire lucht (zie het hoofdstuk over weersituaties) uit Siberië naar Nederland. Gevolg: koud weer en vorst. In de zomer mogen we in dit soort gevallen juist op zonnig en warm weer rekenen. Ook een weerkaart als hiernaast kun je het hele jaar door tegenkomen, hoewel de lagedrukgebieden in de zomer gewoonlijk minder diep zijn. Boven Schotland ligt in dit geval een diepe depressie. De hogedrukgebieden liggen meer naar het zuiden ter hoogte van de Middellandse Zee en de Azoren. Boven West-Europa staat dan een zuidwestelijke stroming, waarmee vochtige, 's zomers koele en 's winters zachte lucht wordt aangevoerd. Het is dus belangrijk om te weten waar de hoge- en lagedrukgebieden zich bevinden, omdat hieruit te verwachten is wat de wind gaat doen en wat voor lucht hij zal aanvoeren. Structuur van de wind De meeste mensen zijn vooral geïnteresseerd in de wind vlak bij het aardoppervlak en op een bepaalde plaats. Het gaat daarbij om de onderste tientallen meters van de atmosfeer. In deze laag wordt de wind sterk beïnvloed door de terreinomstandigheden en door kleinschalige meteorologische processen. Daardoor vertoont de wind een grillig patroon. We hebben allemaal wel eens gemerkt dat de wind in buien sterk van snelheid en richting kan wisselen en dat ook de aanwezigheid van bijvoorbeeld gebouwen of bomen de wind lokaal sterk beïnvloedt. In de figuur is een registratie van de wind weergegeven; onder is de windsnelheid afgebeeld, boven de windrichting. Voor alle duidelijkheid: de windrichting is de richting van waaruit de wind waait; bij noordenwind beweegt de lucht dan ook van noord naar zuid. We zien dat de windsnelheid snelle variaties vertoont, met fluctuaties in de orde van seconden tot minuten. Daarnaast vertonen windrichting en windsnelheid ook een dagelijkse gang; zie hiervoor verder paragraaf met de titel windverandering met de hoogte. Turbulentie De wind gedraagt zich vrijwel altijd grillig: de luchtstroming is turbulent. Soms zijn de fluctuaties sterk, dan weer zwak. Wervels met verschillende afmetingen geven de wind een grillige karakter. De grootte van deze wervels varieert van enkele millimeters tot tientallen of zelfs honderden meters. De snelheid waarmee de wervels bewegen en ronddraaien, varieert sterk. Voor het belangrijkste gedeelte worden die wervels veroorzaakt door de luchtstroming in samenhang met de ruwheid van het terrein. Hoe ruwer het terrein, des te groter en grilliger de wervels die ontstaan. Verder kan de turbulentie van de wind nog in de hand worden gewerkt door plaatselijk sterk wisselende temperaturen. Hoe sterker de temperatuurverschillen over korte afstand zijn, hoe grilliger de wind. Turbulentie komt niet alleen voor dicht bij de grond, maar kan op allerlei hoogten in de atmosfeer een rol spelen; daarom is het verschijnsel ook van belang voor de luchtvaart, zoals verderop in dit hoofdstuk wordt beschreven. 66

67 Windverandering met de hoogte Dat er wervels ontstaan, waarin de wind voortdurend verandert in richting en sterkte, is mede een gevolg van de verandering van de wind met de hoogte. Direct aan het aardoppervlak beweegt de lucht niet; vlak erboven neemt de wind echter sterk toe met de hoogte, doordat de invloed van de wrijving naar boven toe minder merkbaar wordt. Dat geldt met name voor de onderste tientallen meters. De figuur toont het verloop van de gemiddelde windsnelheid met de hoogte, het zogeheten 'windprofiel'. Een obstakel, bijvoorbeeld een gebouw, beïnvloedt het windprofiel tot grotere hoogte; in de figuur hieronder is dat schematisch weergegeven. Uit die figuur is ook af te leiden dat er aan de voorkant van een obstakel een stuweffect plaats vindt. Figuur: Windprofiel: verandering van de wind met de hoogte. 67

68 In de winter als er sneeuw ligt en het stevig waait, kan de wind de sneeuw tegen obstakels blazen en daar ophopen. Ook wordt verse sneeuw door de wervels steeds weer opgewaaid. Aan de achterkant van obstakels ontstaat een gebied waar het minder waait, maar waar wel veel wervels voorkomen, zodat ook daar sneeuw zich kan ophopen. Uit de figuur is te zien dat het gebied aan de lijzijde, waar de wervels optreden, vrij groot is. In de praktijk kan de vuistregel gehanteerd worden dat de grootte van dat gebied ongeveer 15 keer de hoogte van het obstakel is. Bij dwarswind op een snelweg waar bijvoorbeeld geluidsschermen staan, kan dat goed merkbaar zijn. Als de schermen laag zijn, zal de rijstrook naast het scherm waar de wind vandaan komt, weinig last ondervinden. Op de ander rijstrook kunnen dan sterke vlagen optreden. Wervels treden ook op in luchtstromingen boven de oceaan waarbij bergachtige eilanden als obstakel fungeren. Dat geeft geregeld aanleiding tot schitterende wolkenpatronen (zie satellietbeeld). Wervelpatronen in de luchtstroming achter Guadalupe. Gemiddelde wind Uit het bovenstaande blijkt dat de wind vlak bij het aardoppervlak vrijwel altijd fluctueert: de wind is vlagerig. Die vlagerigheid hangt sterk af van de aard van het terrein, maar ook van de windsnelheid en de nabijheid van eventuele buien. In het weerbericht wordt desondanks in het algemeen gesproken over een bepaalde windrichting en een bepaalde windsterkte; daarbij wordt wel een onderscheid gemaakt tussen de kustgebieden en het binnenland. Waarschuwingen voor windstoten (windvlagen) worden apart vermeld. Daarbij vindt geen differentiatie plaats naar de aard van het terrein. De windrichting geeft de richting waar de wind vandaan komt; ze wordt gewoonlijk opgegeven in kompasstreken (noord, oost, zuid en west) en tussenstreken (noordoost, zuidoost, zuidwest en noordwest). Als alternatief gelden graden ten opzichte van noord: noordenwind is dan 0 of 360 graden, oost 90 graden, zuid 180 graden enzovoort. 68

69 Figuur: wind rond gebouwen; bovenaanzicht (boven) en zijaanzicht. De eenheid voor de windsnelheid is m/s of km/uur; in de luchtvaart en de scheepvaart zijn ook knopen (zeemijl per uur) gangbaar. Een veel voorkomende aanduiding is de windkracht volgens de schaal van Beaufort; windkracht 7 in het weerbericht betekent kracht 7 op de beaufortschaal. Het verband tussen windsnelheden volgens de schaal van Beaufort en de andere eenheden voor windsnelheid is gegeven in de tabel; tevens is een omschrijving gegeven van het effect van de wind op de omgeving. Bij een winddraaiing worden vaak de termen ruimen en krimpen gebruikt. Bij ruimen draait de wind met de wijzers van de klok mee, dus bijvoorbeeld van 180 naar 240 graden of van zuid naar zuidwest. Een krimpende wind draait tegen de wijzers van de klok in, bijvoorbeeld van 90 naar 360 graden of van oost naar noord. Volgens de voorschriften van de WMO (Wereld Meteorologische Organisatie) moet de wind op meteorologische stations gemeten worden op een hoogte van 10 meter boven open terrein; hierin mogen geen obstakels voorkomen. In het weerbericht wordt gewerkt met de over 10 minuten gemiddelde windsnelheid die optreedt op een dergelijke locatie. De windsnelheid en windkracht volgens de schaal van Beaufort hebben dus altijd betrekking op deze gemiddelde wind op 10 meter hoogte in open terrein. De waarnemingsposities van andere organisaties dan het KNMI voldoen niet altijd aan de WMO-normen; dat geldt vooral voor de terreinomstandigheden. Om de wind van het weerbericht te vergelijken met de wind op een willekeurige meetpositie, zijn de volgende vuistregels goed bruikbaar: staat de windmeter in open terrein, dan is de gemeten wind vergelijkbaar met die van het weerbericht. staat de windmeter in iets minder open terrein, dan is de gemeten wind ongeveer 15% lager dan die van het weerbericht. staat de windmeter in tamelijk ruw terrein, dan is de gemeten wind ongeveer 30% lager dan die van het weerbericht. wordt de wind gemeten in ruw terrein, dan is deze ongeveer 40% lager dan de wind uit het weerbericht. Met behulp van deze vuistregels kan dus ook voor een willekeurige locatie de wind op 10 meter hoogte geschat worden uit de wind van het weerbericht. Men moet dan alleen de ruwheid van het terrein inschatten. Op een open zeilboot wordt de gemiddelde wind zelden ervaren. Dit komt omdat deze gemiddelde wind is opgebouwd uit variaties in richting en snelheid. Op pagina 91 kunt je aan de hand van windstroken zien hoe zo'n opbouw er uitziet. We gaan er in de praktijk vanuit dat de wind continue ruimt en krimpt rond de gemiddelde richting. Ook de snelheid bevindt zich de ene keer boven en dan weer onder het gemiddelde. Tevens leert u onderscheid te maken in dagen waarop de wind erg variabel is ten opzichte van het gemiddelde en dagen waarop dit juist niet het geval is (Karaktereigenschappen van de wind). Als je met een variabele wind te maken hebt, zeil dan met de overheersende wind en houd met je eventuele zeiltactiek zoveel mogelijk rekening met de handreikingen die op eerder genoemde pagina's staan. Houd anders rekening met de aloude regel - ga overstag zodra de wind tegendraait. Het is een tamelijk riskante tactiek waarbij je nogal eens door een plotselinge windverandering moet afvallen en daardoor verder achterop raakt. Maar dat hoort bij zeilen. 69

70 Wind en temperatuur Terug naar de grond: daar heeft de wind grote invloed op de temperatuur. De wind zorgt ervoor dat de lucht vlak bij het aardoppervlak goed gemengd wordt. Daardoor zal de warmte die de zonnestraling overdag aan het aardoppervlak overdraagt, makkelijk afgevoerd worden. In de nacht, als het aardoppervlak sterk afkoelt door uitstraling, zorgt de wind ervoor dat er warmte van de lucht naar het aardoppervlak wordt toegevoerd. Daardoor wordt de nachtelijke afkoeling sterk tegengewerkt. Is er heel weinig wind, dan is dat effect er niet en kan het aardoppervlak wel sterk afkoelen. Het afkoelingsproces wordt nog bevorderd in een terrein met veel obstakels; deze remmen de wind namelijk sterk af! De wind veroorzaakt niet alleen een gelijkmatiger temperatuurverdeling. Hij doet hetzelfde met het vocht en zorgt ervoor dat dit over een dikkere laag verspreid wordt. Daardoor wordt bijvoorbeeld mistvorming tegengewerkt. Juist als er geen wind is, koelt het sterk af en blijft de vochtconcentratie bij het aardoppervlak hoog. Er treedt dan makkelijk condensatie op zodat zich dauw vormt en, - als de wind niet helemaal wegvalt, - tevens mist. Windveranderingen. Iedere dag ontstaan er veranderingen in de wind. Dit deel concentreert zich op die dagen, die min of meer voorspelbare veranderingen zullen gaan opleveren en waarbij herkenbare wolkenformaties aanwezig zijn. Mooie dagen met cumuliforme (Cu) bewolking zijn voorbeelden van situaties die korte periodes met vlagen en windstiltes opleveren en waarbij de wind ruimt en krimpt. Hoe verder de Cu zich ontwikkelt, des te meer er rekening moet worden gehouden met flinke windveranderingen. Indien deze stapelwolken zich ontwikkelen tot buien, eventueel met onweer, dan gelden er andere regels. We kunnen niet ontkennen dat er vaak voorbeelden zijn waarbij de wind zich merkwaardig gedraagt bij zowel het aantrekken en afnemen en het daaruit volgende ruimen en krimpen. Deze patronen bestempelen we als onvoorspelbaar. Stapelwolken horen bij het normale patroon waarbij de wind vanzelf verandert. Het zal u opvallen dat onvoorspelbare variaties zich voordoen bij een oostelijke windcomponent. Bovenstaande is zeer belangrijk voor zeilers in een open boot; schippers en navigators van jachten en racers houden zich meer met langdurige wind veranderingen bezig. Daarom worden aanwijzingen gegeven om grote windveranderingen bij bijvoorbeeld frontpassages te voorzien, hoewel het vaak moeilijk is om het precieze moment van de verandering aan te geven. Dit is vooral het geval als er een koufrontpassage wordt verwacht. Studieboeken zullen beschrijven dat de wind na het passeren zal ruimen. Dit is meestal wel het geval, maar bij wat oudere fronten of fronten die al een lange weg over land achter de rug hebben kunnen de windveranderingen, samen met een muur van bewolking, in een aantal stappen plaatsvinden. Over het algemeen zal de wind echter ruimen bij het passeren van fronten. Als dit niet het geval is, verwacht dan niet dat er snel opklaringen zullen komen. 70

71 7. Lokale winden. Omdat in het voorjaar en de zomer aan de kust en op meren de zeewind vaak voorkomt, wordt hieraan veel aandacht besteed. Zeewind kan, als hij op zijn krachtigst is, vaak zo'n 90 kilometer het land binnendringen. Tenzij er anders staat aangegeven, gaan we in de tabellen uit van Europese kusten aan de Atlantische Oceaan, maar vele situaties zijn ook te gebruiken in Noord-Amerika. Het effect van zeewind is in de Middellandse Zee sterker en kan zelfs een matige tot vrij krachtige lokale wind vervangen op een manier, die op noordelijke breedtes niet mogelijk is. Indien u op zoek bent naar meer informatie over wat de wind kan doen, dan is het hoofdstuk dagelijkse gang van de wind erg handig. Voorbeeld: Je bent van plan om langs de kust te zeilen waarbij het weer aanvankelijk goed is. De verwachting is dat er troglijnen zullen passeren. Terwijl je nog in de haven ligt, kan je de windkracht op zee inschatten (Hoe krachtig is de wind op zee?) en daar de vermoedelijke uitschieters in de wind aan toevoegen (Hoe hard zijn de uitschieters). Tevens kan je inschatten wat de golfhoogte zal zijn (Hoe hoog zijn de golven op zee). Kijk naar het weer en plaats jezelf in die weerssituatie door naar de foto's te kijken die bij naderende troggen of fronten horen. Passerende fronten en troggen kondigen stevige windveranderingen aan (Windverandering bij slecht weer. Is de verandering blijvend?). Het zou kunnen betekenen dat er een enorme wind kan komen te staan (Gaat het hard waaien?). Luister in ieder geval naar de weerberichten. Als dat niet mogelijk is, gebruik dan alle kennis die in dit of andere boeken beschikbaar is om de mogelijke gang van zaken in te schatten. Als blijkt dat de verwachte situatie voor u en uw bemanning te doen is, vertrek dan - en veel geluk. Nuttige informatie. Verschillende wolkensoorten Cu Cumulus As Altostratus Sc Stratocumulus Ac Altocumulus Cb Cumulonimbus Ci Cirrus St Stratus Cs Cirrostratus Ns Nimbostratus Cc Cirrocumulus Omrekening Luchtdruk van 1 millibar (mb) of 1 hectopascal (hpa) = 0,75 mm kwikdruk. Opmerking De termen zeewind en landwind worden gebruikt om aan te geven dat we te maken met een meteorologisch verschijnsel en niet met een wind die om de een of andere reden vanaf zee of land waait. Dan wordt gesproken over wind van zee of wind van land. Hoe schat je de wind in. Het inschatten van de wind is moeilijk. Het hangt er vanaf waar je op dat moment bent. Er wordt vanuit gegaan dat de ingeschatte snelheid gelijk is aan de gemiddelde windsnelheid. Daar moeten de windvlagen nog bijgeteld worden (Hoe hard zijn de uitschieters?). Net als bij de professionele meteoroloog, is de anemometer (windsnelheidsmeter) een standaard instrument op jachten en racers geworden. De uitlezing moet geijkt zijn en de waarde wordt meestal geven in knopen. De zeiler op een open boot heeft natuurlijk niet de beschikking over zo'n instrument en zal het dus met zijn eigen observatie aan de hand van vlaggen e.d. moeten doen. Meer dan een inschatting volgens de schaal van Beaufort zit er dan niet in. Voor vertrek kan de 71

72 bemanning nog wel even kijken naar de windmeter bij het clubhuis, maar er moet wel rekening gehouden worden met een hardere wind op het open water. Lokale of kustwind. Deze winden ondervinden aanpassingen aan de eerder genoemde regels. De belangrijkste winden aan de kust zijn overdag de zeewind en 's nachts de landwind. Het windregime aan de kust wordt bepaald door de luchtdrukgradiënt en verandert door de dagelijkse gang in windsnelheid en het land-zee effect. Dagelijkse gang: Hiermee wordt de normale verandering in de wind bedoeld, die iedere dag op bijna alle landstations optreedt. Deze wordt beschreven in de tabel op onder het hoofdstuk dagelijkse gang van de wind. Ook boven de oceaan en bij wind die een lange weg over zee achter de rug heeft is sprake van een lichte mate van dagelijkse gang, maar dit effect is in vergelijking met de winden boven land zeer gering. Zee- en landwind: Deze winden komen overdag vanaf zee en's nachts vanaf het land. Zo'n eenvoudige beschrijving dekt een enorme hoeveelheid mogelijke variaties waarvan er enkele in tabellen zijn opgenomen. Andere lokale winden zijn: Wind vanaf steile kust: Koude lucht, die als een waterval van steile berghellingen dicht aan zee afzakt. (De Mistral en de Bora aan de Middellandse Zee zijn hiervan een voorbeeld.) Valwinden bij buien (downdraught): In zware buien, vaak met onweer, komt tezamen met de neerslag ook veel wind uit de bui naar beneden. Katabatische winden: Koude lucht, die van een helling afzakt. Komt vaak voor bij rustig weer's nachts. Anabatische winden: Als in de morgen de zon de helling opwarmt, stijgt de warme lucht op en ontstaat erwind. Berg- en dalwind: Overdag vanuit het dal naar de berg en 's nachts vanaf de berg naar het dal. Winden vanaf een steile kust en winden vanuit een bui horen meer bij onbestendig weer. Katabatische en anabatische winden, zee- en landwind en berg- en dalwinden zijn typisch voorbeelden van bestendigweer. Tips: Om in te schatten wat de wind zal gaan doen moet je weten hoe die zich gedraagt. Hierbij volgen enige tips om een betrouwbare windrichting en -snelheid te krijgen. De betrouwbaarste inschatting van de gemiddelde wind wordt verkregen van de windstrook (papierstrook met registratie van de wind). Je kunt de windmeter van het clubhuis of van een jacht in de haven gebruiken. Het heeft geen zin om een paar seconde naar het draaien van het molentje te kijken in de veronderstelling dat dit de gemiddelde windsnelheid is die je zal krijgen. Binnen 3-4 minuten kun je door de vlagen en de turbulentie geen betrouwbare gemiddelde wind verwachten. Op dagen met onvoorspelbare variaties moet je eigenlijk gedurende een kwartier iedere halve minuut de richting en de snelheid opschrijven. Als dat teveel moeite is, wees dan tevreden met een windrichting die binnen van de gemiddelde richting zit. Bij buien krijg je gedurende de opklaringen tussen de buien de beste indicatie van de wind. Als je niet over een windmeter beschikt kun je naar de vlaggetjes van de boten aan de wal of naar de vlaggen en wimpels op het startschip kijken. Als je nog aan wal bent, kijk dan in de richting waar de wind vandaan komt en zoek vervolgens een gebied met weinig obstakels op. Bedenk dat dit de waarden boven land zijn. De snelheid moet met behulp van de Beaufortschaal worden ingeschat. 72

73 Zijn er obstakels die de wind kunnen beïnvloeden? Als er zich bovenwinds bomen, gebouwen enz. bevinden die minder hoog zijn dan de breedte van je duim, die je met gesterkte arm tussen de obstakels en je oog houdt, dan zit je buiten hun windschaduw. Kom je dichterbij de hindernissen dan neemt de windsnelheid geleidelijk verder af. Als de obstakels passen tussen de breedte van je duim en wijsvinger bij elkaar, dan blijft er nog zo'n 20% van de ongestoorde wind over. Bij bomen is dit percentage iets hoger, maar bij grote gebouwen blijft er nauwelijks wind over. Hoe krachtig is de wind op zee? De meeste weerstations bevinden zich uiteraard op land. De actuele wind, die door deze stations wordt gegeven, is dus de wind boven land. De snelheid is dan vaak minder dan boven zee. Het kan zelfs resulteren in een factor 5, maar zo'n verschil is zeldzaam en komt slechts bij zeer licht weer voor. De meest waarschijnlijke windsnelheid op zee, zowel overdag als 's nachts, wordt weergeven in onderstaande tabel. Uitgangspunt is dat de actuele wind komt van een kuststation dat zich binnen 3 tot 7 km van zee bevindt. Opmerking: Bij wind van zee is er niet veel verschil tussen de wind van het kuststation en de snelheden op zee. Dit geldt met name overdag. De grootste verschillen ontstaan in de nacht bij wind vanafhet land. De gebruikte windsnelheden horen bij een wind, die gemeten is op een standaardhoogte van 10 m. Dit komt aardig overeen met de hoogte van de zeilvoering van een gemiddeld jacht. Indien een station zich op een hoogte van ongeveer 50 m bevindt, dan moet de opgegeven wind met 25% verminderd worden. Wind vanaf de zee Windsnelheid van een wind op zee in knopen (windkracht) kuststation (A) knopen kracht overdag 's nachts 0-10 (0-3) 1-14 (1-4) 1-18 (1-5) (4) (4-5) (5-6) (5) (6) (7) (6) (7-8) (8-9) (7) (8-9) (9-10) 73

74 Wind vanaf het land Windsnelheid van een wind op zee in knopen (windkracht) kuststation (B) Knopen kracht overdag 's nachts 0 3 (0-1) 1 10 (1 3) 1-12 (1 4) 4 6 (2) (4) (4 5) 7 10 (3) (4 5) (5) (4) (5) (5 6) (5) (6 7) (7) (6) (7 8) (8) (7) (8 9) (9-10) Windstoten Relevanter nog dan de wind op 10 meter hoogte is de wind op zo'n 1.5 meter. Daarbij zijn de windstoten vaak nog veel bepalender dan de gemiddelde wind; ze veroorzaken de meeste schade en overlast. Vooral bij zijwind zijn windstoten gevaarlijk voor het verkeer; ze kunnen dan namelijk zo sterk zijn dat auto's uit de koers kunnen raken met alle gevolgen van dien. Ook worden voertuigen door zijwind als het ware iets opgetild, waardoor het wegcontact minder wordt. Doordat windstoten vaak voorkomen in situaties met neerslag (regen, hagel, sneeuw) en met teruglopend zicht, kunnen gevaarlijke situaties ontstaan. Windstoten doen zich voor in twee situaties: bij storm en in buien. Windstoten in buien worden besproken in de volgende paragraaf; hier beperken we ons tot windvlagen tijdens stormsituaties. Ze worden veroorzaakt door de turbulentie van de wind. De windrichting is in windstoten vaak iets meer geruimd dan de gemiddelde wind. Meer geruimd betekent bijvoorbeeld bij zuidwestenwind iets westelijker, bij een wind van 230 graden bijvoorbeeld 250 graden. De sterkte van de windvlagen hangt enerzijds af van de ruwheid van het terrein, anderzijds van de gemiddelde windsnelheid. Hoe ruwer het terrein en hoe groter de gemiddelde windsnelheid, des te sterker zijn de windvlagen. Hier volgen een paar vuistregels om de sterkte van windstoten op 1.5 meter, gemeten met een handwindvaan boven het aardoppervlak te schatten met behulp van de gemiddelde wind uit het weerbericht: Uitgaande van wind uit het weerbericht of een volgens WMO-normen gemeten wind kan de gemiddelde wind op 1.5 meter hoogte geschat worden: die is in open terrein ruwweg 70% van de 10 meter wind. Voor het omrekenen van de gemiddelde wind op stahoogte van open terrein naar ruwer terrein, geldt dat dat de wind sterker gereduceerd wordt naarmate het terrein ruwer is; in erg ruw terrein is die reductie ongeveer 50%. de windsnelheid in windvlagen is voor alle terreinomstandigheden ongeveer 10 tot 20 % hoger dan de wind uit het weerbericht. 74

75 Hoe hard zijn de uitschieters? Uitschieters zijn hardere winden die van vlak boven de grond naar beneden komen. Ze worden niet beïnvloed door obstakels aan de grond, tenzij je daar dichtbij bent. Dip in de wind ontstaat vaak door obstakels aan de grond. Het verschil tussen de gemiddelde windsnelheid en de grootte van de uitschieters is meer indien: 1. gezeild wordt op binnenwater 2. stapelwolken (Cu en Cb) aanwezig zijn 3. gezeild wordt in de ochtend i.p.v. in de middag 4. de wind staat met kracht 5, zo'n kt (knopen). Bij meer en minder wind is het verschil geringer. Het verschil is minder indien: 5. op zee, weg van het land, gevaren wordt 6. de lucht stabiel van opbouw is; gelaagde bewolking (en dus geen stapelwolken) en slecht zicht in vergelijking met uitstekende zichten bij onstabiele lucht met cumulus 7. 's nachts gezeild wordt (inclusief de avond en de tijd rond zonsopkomst) Door uitschieters wordt de wind aan boord sterker ervaren, want het zijn de optredende vlagen die bestreden moeten worden. Als er dus een gemiddelde in de vlagen kan worden geregistreerd, dan is dat de hardste gemiddelde wind die kan voorkomen. Een maximale uitschieter komt in iedere registratie van de wind wel voor. Van beide zijn voorbeelden te ervaren indien wordt voldaan aan de voorwaarden 1 t/m 4 van hiervoor. Gemiddeld gemeten of verwachte snelheid 7-10 kt (3 Bft) kt (4 Bft) kt (5 Bft) kt (5-6 Bft) kt (6 Bft) kt (7 Bft) kt (8-9 Bft) Te verwachten gemiddelde in de uitschieters Te uerwachten gemiddelde in hardste uitschieters 4 Bft 5 Bft 6-7 Bft 7-8 Bft kt (9 Bft) kt (10 Bft) 5 Bft 6 Bft 7 Bft 9 Bft 9-10 Bft 11 Bft Vlagen op zee zijn overdag en 's nachts nagenoeg gelijk (indien de wind een wind baan (fetch) heeft van zo'n 80 km ). Indien de vlagen 's nachts moeilijk zijn waar te nemen, zorg er dan voor dat er voldoende zeil is geminderd om zo gecontroleerd de hardste uitschieters aan te kunnen. Onweersbuien produceren zeer zware windstoten die worden gevolgd door stormachtige windcondities. Omdat buien een bepaalde opbouw hebben volgt hierbij een handleiding: Windcondities voor de bui: wind vanuit de bui of dwars op zijn bewegingsrichting (normaal niet boven de 20 kt) Verwacht vlagen tot kt wind in de richting van de bui (normaal niet boven de 10 kt) Verwacht vlagen tot kt Zeer zware buien kunnen op hun hoogtepunt winden van 60 kt of meer opleveren. 75

76 Een bijzonder fenomeen bij onweersachtige situaties is dat een bui, die zo'n 20 km ver weg is, windvlagen in een verder rustige luchtstroming kan opwekken. De grootste kans hierop is 's nachts. Deze uitschieters komen niet boven de kt, maar bij een gemiddelde wind van 5-10 kt is dat een gevaarlijke toename. Hoe hoog zijn de golven op zee? De golfhoogte hangt af van: De windkracht Duur de tijd dat de wind binnen 30 van een bepaalde richting heeft gestaan Strijklengte de afstand die de wind kan afleggen vanaf de dichtstbijzijnde omvangrijke landmassa. Kustwateren (tot 50 cm diep of minder Strijklengte (fetch) in km Bft (7-10 kt) golf (in voeten) duur (uren) Bft (11-16 kt) golf (in voeten) duur (uren) 11/ Bft (17-21 kt) golf (in voeten) duur (uren) Bft (22-27 kt) golf (in voeten) duur (uren) Bft (28-33 kt) golf (in voeten) duur (uren) 1 11/ Bft (34-40 kt) golf (in voeten) duur (uren) 1 11/ Bft (41-47 kt) golf (in voeten) duur (uren) Meest waarschijnlijke golfhoogte tijdens een storm golf (in voeten) duur (uren) 1,18 1,28 1,33 1,4 1,42 1,45 1,47 Voorbeeld: Geschat wordt dat de wind gedurende 4 uur met windkracht 6 heeft gewaaid vanuit een richting waar het land zo n 150 km ver weg is. Wat zal dan de golfhoogte zijn? Antwoord: volgens de tabel is dat 14 voet, maar het duurt 10 uur omdeze hoogte te bereiken, dus hebben de golven op dit moment nog geen hoogte van 14 voet. Eén voet komt overeen moet ongeveer 30 cm. (0,3048 m). 76

77 Oceanen (meer dan 600 ft (1800 m) diep Strijklengte (fetch) in km Bft (7-10 kt) golf (in voeten) duur (uren) Bft (11-16 kt) golf (in voeten) duur (uren) Bft (17-21 kt) golf (in voeten) duur (uren) Bft (22-27 kt) golf (in voeten) duur (uren) Bft (28-33 kt) golf (in voeten) duur (uren) Bft (34-40 kt) golf (in voeten) duur (uren) Bft (41-47 kt) golf (in voeten) duur (uren) Bft (48-55 kt) golf (in voeten) duur (uren) Windverandering bij slecht weer. Hoe herken je het weer bij een depressie? Veel bewolking met af en toe regen, motregen of buien afgewisseld door continue regen. Tijdens opklaringen al snel weer hoge bewolking gevolgd door totale bedekking met lage wolken. Wind is rustig en de lucht is verzadigd door de vochtigheid. Troggen draaien rond een zo goed als stilliggende depressie en zorgen voor regelmatig optreden de frontale omstandigheden. Tijdens de zomer kunnen in deze circulatie gemakkelijk onweersbuien ontstaan. Het slechte depressieweer kan dagen aanhouden en verbetert slechts geleidelijk. Vaak is het zicht slecht - tegen mist aan, waarbij de wolkenbasis laag zit en er regen of motregen valt. Verwachting of actueel weer. Het laag ligt zo dichtbij het zeilgebied dat het weer hier volledig door wordt bepaald. Wind: Als verwacht wordt dat de winden cyclonaal zullen zijn, dan moet rekening gehouden worden met variaties als het laag vlak langs passeert. Het weer kan zich gaan gedragen als in onderstaande tabel staat beschreven, afhankelijk van de windrichting die voor de naderende depressie aanwezig was. 77

78 Het in dit hoofdstuk gebruikte voorbeeld van een depressie komt in de zomer niet vaak voor. De winden zullen dan zelden een volledige stormkracht bereiken. Meestal staat er in zo'n geval hooguit windkracht 4. Richting van de grondwind 0 (meestal niet Meer Z en is meer dan matig, gekrompen kan zelfs tamelijk naar O. zwak zijn). ZO (vaak niet meer Eerst W of ZW, nu dan matig en soms gekrompen naar minder). Zuidelijk. De richting was Meer Z en is gekrompen naar O. Eerst W of ZW, nu gekrompen naar ZO. Mogelijk W tot ZW, nu gekrompen naar Z. Het laag moet ZW van je liggen en vervolgens ten zuiden van je trekken. W van je liggen en mogelijk over je positie trekken of noord van je langstrekken. NW van positie liggen en noord van de positie trekken. ZW tot W. NW of W. N van de positie liggen om zich vervolgens verder te verplaatsen. Verandering van de wind in de komende uren Blijft 0 ofkrimpt verder naar NO. Licht aantrekkend. Blijft ZO of ruimt als de wind aantrekt naar Z. Blijft Z, krimpt naar ZZO tot ZO om later te ruimen. Ruimen tijdens passage koufront of occlusie. Nieuwe richting waarschijnlijk W tot NW. Het weer zal nu Na mooi weer verslechteren met toenemende hoge bewolking. Verder toenemende hoge en middelbare bewolking vanuit Z. Mogelijk onweer. Meer hoge bewolking opleveren. Hoge bewolking behoort uit ZW of W binnen te drijven. Zie boven indien er onweer bijzit. Zie boven. Depressieweer zijn, maar tamelijk warm met slecht zicht en lage wolkenbasis. Bij gaten in de lage wolken is er veel middelbare en hoge bewolking te zien. Mogelijk als eilandjes in de lucht. Deze hoge wolken moeten vanuit ZW of W binnendrijven. Verwachting Meer bewolking met lage basis. Regen en motregen. Als basis van bewolking niet laag wordt, dan trekt het centrum waarschijnlijk 150 tot 300 km zuid van je langs. Toenemende bewolking behorend bij een warmtefront of occlusie. Regen en lage wolken. Zie boven. Overgang naar polaire lucht met Cu en Cb (buien). Deze verandering kan soms traag verlopen. 78

79 De barometer Later Opmerkingen Is waarschijnlijk gedaald, maar niet hard. Als de barometer scherp daalt, dan zal het laag waarschijnlijk over je heentrekken. Houd in dat geval rekening met aantrekkende wind - mogelijk tijdelijk een storm. Cyclonale windveranderingen. D.w.z. krimpende wind naar N tot NW aan de achterkant van een vertrekkende depressie. langzaam verbeterende condities met oplopend zicht. Het laag kan in de lengterichting van vaarwegen gestuurd worden, zoals bijvoorbeeld bij Het Kanaal. De meeste lagen trekken echter van west naar oost. Ze kunnen ook 'retrogaad' (tegenstrooms) gaan, als ze oplopen tegen een blokkerend hogedrukgebied. Als zo'n toevallige koers optreedt zal de wind van O naar NO of van N naar O of NO gaan. Als het laag precies over je heen trekt, dan zal de wind veelal eerst ZO zijn, dan tijdelijk zwak en variabel, en vervolgens weer aantrekken vanuit een westelijke richting. Matig dalend (1-2 hpa/uur). Een scherpe daling (3 hpa/uur) duidt op een ontwikkelende depressie en stormachtige wind. Cyclonale windveranderingen. Ruiming na passeren van front of trog naar ZW of W en achter wegtrekkende depressie eventueel naar NW. Dit is typische de richting die optreedt aan de voorzijde van een depressie, die noord langs het zeilgebied trekt. Zie boven. Zie boven. Deze richting komt veel voor aan de voorzijde van depressies op gematigde breedtes. Is waarschijnlijk gedaald, maar nu gelijkblijvend. Indien hij blijft dalen reken dan tijdelijk op erg slecht weer. Betere condities na verdwijnen van fronten of (indien aanwezig) buien. Aan de zeekant van de kust is de ZW-wind nat en vochtig. Er ontstaat daarbij veel bewolking. Aan de landkant kan de ZW-wind warm en droog zijn. Soms heeft het de warmte en vochtigheid van zuidelijke wateren bij zich. Windverandering bij slecht weer. Is de verandering blijvend? Windveranderingen, die van de ene naar de andere richting veranderen en daar uren blijven (bijvoor beeld een halve of een hele dag of nog langer) worden persistent genoemd. Persistente veranderingen gebeuren: langzaam en min of meer continue doorverandering van luchtdrukpatronen; snel en meestal eenmalig doordat fronten passeren. Gebruik deze pagina om voorbereid te zijn op komende windveranderingen, die ontstaan door druksystemen of fronten. Het is hoofdzakelijk bedoeld voor toerzeilers op zee, maar kan ook door zeilers op binnenwater gebruikt worden. De richtingveranderingen gaan met de klok mee (ruimen) bij passerende fronten en gaan tegen de wijzers van de klok in (krimpen) op nadering van fronten, troggen en occlusies. (Op het zuidelijk halfrond is dit precies andersom.) 79

80 Soort richtingverandering Langzaam krimpend Frontale ruiming (mogelijk scherp) Frontale ruiming (waarschijnlijk scherp). Frontale ruiming (gewoonlijk niet scherp). Frontale ruiming (vaak gering en soms niet echt evident) Frontale ruiming (vaak gering en soms niet echt evident) Gebruikelijke oorzaak Naderende trog of depressie. Passage van een warmtefront. Passage van een koufront. Passage van een occlusie. Passage van een zwak, oud warmtefront of occlusie. Passage van een zwak, oud koufront of occlusie. Weer vóór de verandering Mooi met nauwelijks hoge bewolking. Vaak Cu. Lage wolken, voortdurende regen, slecht zicht. Normale verslechteringen bij warmtefronten. Weer in de warme sector met veel bewolking in verschillende lagen. Hoge vochtigheid, slecht zicht (mogelijk mist). Zelfde wolkenlucht als bij een naderend warmtefront. Er kunnen echter gaten inde bewolking zitten. Net als bij een warmtefront. Wolkenpartij komt over met regen en buien, maar niet hard. Vaak ook alleen velden met Sc. Aanwijzing dichtbij de verandering Ci boven lagere wolken. Na een stijgende barometer nu dalend of gelijkblijvend. Vaak goed zicht. Laagste wolkenbasis. Meestal gestaag neervallende regen. De barometer lijkt te stoppen met dalen. Normaal gesproken geen opklaringen voordat een koufront passeert. Plotselinge buien en regen zijn aanwijzingen voor een koufront. Zelfde als bij een warmtefront, maar er komt geen warme sector, waardoor de regen van een warmtefront verandert in buien bij een koufront. Opbouwende bewolking die hoort bij een pittig warmtefront, maar er valt hooguit lichte regen of motregen. Wat lage wolken en mogelijk zeemist, maar in ieder geval slecht zicht. Donkere, dikke wolkenband in de verte. Volgende aanwijzingen Sluierbewolking boven verdwijnende lage wolken. De barometer zal gaan dalen. Eerst flarden zeer lage wolken, bijna tot aan de grond. Na de duisternis lichter wordende hemel. Eerst een donkere wolkenpartij. Met de wind binnendrijvende lage wolken. Wolkenvelden bewegen naar verschillende richtingen. Plotselinge buien en regen. Combinatie van kou- en warmtefront, maar niet zo markant. Geleidelijk dalende luchtdruk op het front en daarna weer stijgend. De windverandering treedt op bij het verdwijnen van lage wolken en opkomende opklaringen. Vaak zijn er vormloze wolkenvelden te zien tijdens de windverandering. De verandering vindt onder de wolkenband plaats en duurt even. De wolken veranderen naar Cu en er komt heldere lucht binnendrijven. Frisser. 80

81 Meest waarschijnlijke windpatroon voor verandering W of NW licht tot matig. Mogelijk koud op zee. Voor andere minder waarschijnlijke richtingen kijk op vorige pagina. ZO tot Z. Matig tot vrij krachtig, mogelijk stormachtig. Zw matig tot vrij krachtig, zelfs stormachtig. Hoe forser Moeilijker te bepalen dan voor een warmtefront, maar meestal rond Z. Bij een oude occlusie kan de windsnelheid matig of zelfs minder zijn. De wind komt uit uiteenlopende richtingen en zal meestal niet meer dan 10 kt bedragen. Bovenstaande gaat ook op, maar een zwak koufront zal zich meer aan de regels voor koufronten houden dan die voor occlusies. Opmerkingen De meest overheersende krimping, die enige uren duurt, ontstaat op de nadering van een vore van lage druk. De wind zal echter ook weer ruimen op de passage van fronten. De ruiming op een warmtefront is vaak niet zo markant als op een koufront - maar net als bij veel zaken moet je er meteorologisch niet te dogmatisch over doen. Wees alert bij hogedruksituaties waarbij we in de warme lucht komen en er de volgende dagen geen koude lucht aankomt. Maak gebruik van verwachtingen en waarnemingen. De windverandering bij een occlusie lijkt op een verlengde versie van een koufront. Occlusies nabij het centrum van depressies leveren zeer waarschijnlijk grotere windveranderingen op dan andere. Boven land zijn oude fronten hardnekkig. Zij kunnen echter ook opgaan in uitgebreide hogedrukgebieden. Warmtefronten met onweer kunnen in de zomer voorkomen. Bovenstaande gaat ook hier op. Het koufront zal in de zomer vergezeld zijn van onweersbuien en kan zich ontwikkelen tot een potentieel gevaarlijk weersysteem. 81

82 Gaat het hard waaien? Een zeer snelle wind toename (binnen minder dan 3 uur) van kracht 3 4 ( kt) naar kracht 6 7 (25 30 kt) wordt zelden gevolgd door mooi weer. Zware stormen hebben in de zomer meestal meer dan 24 uur nodig om zich te ontwikkelen. Minder zware 'zeilstormen' hebben daar normaal gesproken tussen de 6 en 10 uur voor nodig. In ieder geval zal het fraaie hogedrukweer verslechteren zoals hieronder te lezen is. Als echter het weer al slecht is of is geweest en er komt een adempauze dan kan de wind in veel korte tijd een gevaarlijke sterkte halen. Dit is vaak te wijten aan een tweede depressie. Aan de rand van een standvastig hogedrukgebied, dat weigert terrein prijs te geven, kan de wind aantrekken tot stormkracht als er zich een depressie tussen wurmt. De wind kan onder een blauwe hemel stormkracht bereiken. Opmerking: Deze verschijnselen horen bij depressies op gematigde breedtes en niet in de tropen. Weertype Voorafgaand weer Eerste aanwijzingen 18 6 uur voor windkracht 6 Hogedruk. Gebruikelijk half bewolkt met Cu. Matig tot goed zicht. Rustige zee. Helder, buiig depressieweer met zeegang en veel stapelwolken. Een periode met depressieweer met nu een tijdelijke adempauze. Voorbeeld: het weer was de afgelopen dagen slecht en is nu verbeterd of een periode met fraai weer, die nu lijkt te veranderen. Voorbeeld: eergisteren zonnig met weinig wind, gisteren wat hoge bewolking en vandaag toenemende bewolking. Mogelijk overgang naar onweer. Kortgeleden is een front of trog gepasseerd, met regen en/of buien die nu zijn verdwenen. De barometer stond laag en is nu aan het stijgen. Ci-bewolking die vanuit het NW komt. Deze wolken bestaan uit geleidelijk uit elkaar gerukte banen die lijken op een witte, wapperende paardenstaart. Vaak zijn er geen aanwijzingen in de wind en op de barometer, die de nadering van een diep laag aan kondigen. In de lucht laten vliegtuigendikke strepen achter. Bij verbeterend weer achter een terugtrekken de depressie blijft het de komende twee dagen nog buiig. Wantrouw de situatie, waarin nu nog optredende buien plotseling verdwijnen. Er kan weer een nieuw windveld ontstaan. Later aanwijzingen uur voor windkracht 6 Toenemende hoge bewolking. Melkachtige Cs-bewolking zorgt voor een kring om de zon of maan. De wind krimpt snel van overwegend W naar Z. De laatste uren vertoont de barometer een daling. Duidelijk waarneembare beweging in de overtrekkende of al gepasseerde Ci kondigen straks harde wind aan. Snel stijgende barometer. Snelle afname van de afhankelijk harde wind (zeg van kracht 6-8 naar kracht 3-4). Enkele lagen hoge bewolking. Als het huidige buiige weer aanhoud, dan zal er weinig hoge bewolking aanwezig zijn. Korte termijn aanwijzing 8 2 uur voor windkracht 6 De wind krimpt definitief naar het zuiden. Barometer daalt steeds sneller. Zon verdwijnt achter dikker wordende grijze wolkenvelden. Al maar opbouwende stapelwolken. Lange deining, die komt vanuit de hoek tussen de richting van de hoge wolken en de grondwind. De wind krimpt snel. De barometer stabiliseert of daalt zelfs weer. Stapelwolken verdwijnen onder een dikke wolkendeken. Lange deining loopt door de huidige Onmiddellijke aanwijzing 4 1 uur voor windkracht 6 De wind wordt vrij krachtig. Het krimpen neemt af. Lage bewolking vormt zich onder de grijze wolkenmassa. Mogelijk valt enige regen. De barometer daalt hard. Indien dit meer dan 8 10 hpa in de afgelopen 3 uur is, dan moet Rekening gehouden worden met storm. Houd rekening met een flinke windtoename bij aanvang van de regen. Kijk uit naar naderende wolkenband, die er laag en solide uitziet. Vaak zit er wind bij zo'n lijn. Alles duidt op een nieuwe frontale depressie met meestal wind uit Z of ZW en lage wolkenbasis. Snel nadering van pikzwarte licht. De barometer daalt hard. De wind Opmerkingen Indien het mooie weer na een lange periode van hogedruk verslechtert, dan heeft dit enige tijd nodig. Dit gaat sneller na een korte periode tussen passerende lagedruk- gebieden. Het gaat erg snel, vaak zonder waarschuwing, met een na de passage van een depressie waarbij de barometer snel stijgt. 'First rise after low fortells a stronger blow' (eerst stijgen na den daling duidt op een hardere wind zie hieronder). Als er opnieuw slecht weer aan komt terwijl het huidige slechte weer nog nauwelijks is verdwenen, dan komt er meestal een tweede depressie aan. De beschreven 82

83 zeegang. Onrustige zee. neemt toe. verschijnselen horen bij een snelle en markante verslechtering. Het is vaak gevaarlijk omdat de wind erg snel aantrekt, er zich een kruiszee ontwikkelt, maar ook omdat er verwacht wordt dat er na slecht weer mooi weer volgt. 83

84 Lokale winden. Zeewind: zwakke tot matige wind die overdag van zee naar land waait. Voorwaarden: Land warmer dan zee. Zwakke wind in de morgen. Minder dan half bewolkt. Tijd of duur: aan de kust in de ochtend en vroege middag tot vroege avond. Landinwaarts uitgebreid (als het al gebeurt) in de middag en avond. Snelheid / kracht: aan meeste kusten 4 14 kt. In Noord-Afrika en sommige kusten aan de Middellandse Zee kt. Seizoen: voorjaar, zomer (herfst en soms winter in de Middellandse Zee). Locaties: Stranden en kustgebieden, soms tot 90 km het land in. Heuvels tot zo n 300 m zijn geen belemmering. Speciale effecten: Bewolking in kustgebieden is verdwenen. Het zeewindfront bestaat. Landwind: zwakke tot matige wind die s nachts van land naar zee waait. Voorwaarden: zee warmer dan land. Zwakke wind in de avond. onbewolkt. Tijd of duur: Van zonsondergang tot zonsopkomst. Af en toe na zonsopkomst, met name in de herfst. Snelheid / kracht: 1 6 kt. Sterker bij trechtervormige valleien. Seizoen: Het gehele jaar, maar hoofdzakelijk in de herfst en winter. Locaties: Kustgebieden, heuvels helpen bij katabatische windfactor. Speciale effecten: Maakt zeilen onder de kust mogelijk onder verder rustige nachten. Zorgt soms in de vroege morgen voor buien aan de kust. katabatische windfactor: wind, die vanaf de heuvels afzakt in mooi, rustig weer. 84

85 Windgebieden nabij de kust. Om lokale windeffecten te doorgronden verdelen we de kust in een land- en zeezijde met windzones die evenwijdig aan de kustlijn lopen. De afbeelding laat de omvang van het gebied en hun benamingen zien. We hebben deze zones nodig om de zeewind en de nachtelijke landwind te kunnen beschrijven. Zeewind is een complexe wind die we kunnen begrijpen en van regeltjes kunnen voorzien als je eerst de plaats in een van de zones weet. Buitengaats: daar varen de oceaan racers en toerzeilers. Open zeilboten en kleine jachten kom je er niet vaak tegen. De wind wordt bepaald door de richting van de gradiëntwind en afwijkingen ontstaan door veranderingen in het luchtdrukpatroon. Onder bepaalde omstandigheden is het zeewindeffect in deze zone te bemerken. Langs de kust: daar treffen we meestal kustzeilers aan. Als de zeewind vlak langs de kust aanwezig is, dan is dit effect meestal ook in deze zone merkbaar. De strook bevindt zich aan de grens van het gebied waar de landwind heerst en zal zo ver op zee zelden effect hebben op de 'sturende' wind. Onder de kust: daar varen open bootjes, die vanaf het strand komen. Ze kunnen daar een wedstrijd varen of gewoon proberen hard te zeilen. Ook tref je er speed boten aan. Het is bij u uitstek het gebied waar zowel overdag als 's nachts de meeste windveranderingen optreden. Dit is de geboorteplek van de zeewind en van hieruit beïnvloedt hij gedurende de dag zowel de zee- als de landzijde. Doorstaande winden zullen in dit gebied overheersend zijn. Ook de landwind zal in deze zone zijn maximale sterkte en frequentie halen. Strand- en duingebied: dit is het gebied dat direct aan zee ligt. Daar horen ook de strandmeren en havens bij met mogelijk veel faciliteiten voor watersporters. Het bestaat vaak uit een vlak gebied met aangrenzende duinen, die tot zo'n 15 km het land inlopen. Als er zeewind komt, dan zal hij hier staan. Vaak komt de zeewind niet verder dan deze zone, maar als de gradiëntwind meewerkt kan hij makkelijk zo'n km het land opkomen. Net als bij de zone onder de kust is er in dit gebied een grote kans op windveranderingen van zowel de zeewind als de landwind of door andere oorzaken. Kuststrook: dit gebied bevindt zich ver genoeg het land op om aan de oorspronkelijke zeewind nieuwe eigenschappen toe te voegen, die bij wind boven land horen (zoals vlagerigheid) en niet voorkomen op zee. In deze zone kan zich ook het zeewindfront mobiliseren om de strijd aan te gaan met de landwind. Andere zaken, zoals buien die zijn ontstaan boven het warme kustwater en in de nacht aankomen boven het koelere land, zullen binnen zo'n kleine afstand niet uitsterven. Maar de hele strook bestaat uit land en staat verder niet onder invloed van de aanliggende zee. Binnenland: deze zone is het echte land, waar de zeewind de meeste van zijn oceaan karakteristieken wel heeft verloren. Hier kan de zeewind alleen onder ideale omstandigheden komen. Het gebied dat grenst aan de kuststrook zal vaker te maken hebben met zeewind. Hier kun je ook merkwaardige overgangen ervaren tussen de zwakke en de vlagerige winden die bij zeewindfronten voorkomen en niet verder het land in kunnen komen. Als alles meewerkt kan een zeewindfront zo'n 75 km het land in lopen. In het binnenland overheerst de landwind of zeewind, die overdag de gebruikelijke verticale luchtbewegingen (convectie) oplevert. 85

86 Vrijwel zonder uitzondering hebben kusten te maken met zeewind (wind die overdag van zee komt). Onder en langs de kust (waar het meest wordt gezeild) wordt de meeste zeewind ervaren. Indien de wind ergens vanaf het land komt of zelfs evenwijdig aan de kust waait, ontstaan er markante wind shifts. Een belangrijke tactische situatie om te herkennen is het moment waarop zich een zeewindfront ontwikkelt (Tijdstip waarop de zeewind moet optreden). In de navolgende tabellen wordt verondersteld dat we te maken hebben met een typische zeewinddag. In deze tabellen worden tips gegeven over mogelijke variaties, maar niet iedere zeewind laat zich voorspellen in tijd en plaats. Sommige zijn echter wel te voorzien en door de tips te volgen moet het mogelijk zijn de dagen, waarop het nagenoeg zeker is dat er zeewind zal komen, te herkennen. Een zeewinddag is een dag waarop de natuur het toelaat dat deze wind zich kan ontwikkelen. Zo'n dag begint met een onbewolkte hemel waarbij er voor het beste resultaat Cu ontstaat. De wind is minder dan 8 kt boven land (10-12 kt boven zee) en er ontstaan grote richtingveranderingen als de ochtendwind van land naar zee waait. Een zeewindfront, net als een minikoufront, ontstaat zodra een lichte tot matige wind in de ochtend vanaf het land komt en de zeewind begint te waaien vanaf zee. Zo'n front is te herkennen aan een rij wolken. Op dagen met droge lucht kunnen dit de enige wolken zijn die zich ontwikkelen. Op dagen waarbij de bewolking snel ontstaat verdeelt de zeewind de wolkenlucht aan de kust in tweeën; richting zee is het bewolkt en naar het land toe zijn er enkele Cu-wolken aanwezig. Op zeewindfronten bij zeewindkusten ontstaan min of meer continue lijnen evenwijdig aan de kust. Deze lopen in eerste instantie met zo'n 3 kt het land op, in de middag versnellend naar 6-8 kt. Het gevolg is, dat het front tegen de aflandige wind aanloopt waarbij de grootst denkbare windshifts worden waargenomen. Dit kunnen inderdaad shifts van 180 zijn die zich bliksemsnel voordoen en waarbij de zwakke wind vanaf het land plotseling wordt vervangen door de iets krachtigere wind van zee. Op andere dagen is deze aanval niet zo scherp en hebben we te maken met een geleidelijke overgang tussen de twee winden. Als voorbeeld kunnen schepen op hetzelfde moment: voor de wind richting de kust lopen, in tegenovergestelde richting voordewind lopen met de wind vanaf het land of door windstilte worden overvallen door het zeewindfront zelf. Bij het zeilen op binnenwater vlak aan de kust, waarbij je het naderende zeewindfront wilt herkennen, is voorkennis nodig over de windshift. De uiteindelijke windrichting is 86

87 vaak exact bekend omdat hij meestal 20 links van de directe lijn vanaf de kust komt.. Windshifts aan de kust als gevolg van de invloed van zeewind vinden regelmatig plaats op zomerse dagen. Een voorbeeld is een vrij krachtige wind, die nagenoeg evenwijdig langs de kust staat. Deze wind is te hard om een verandering richting de kust te bewerkstelligen, maar een kleine afwijking richting kust kan gedurende de dag wel optreden. Aanlandige ochtendwind op een zeewinddag krijgt een extra impuls van de zeewind en je zou zelfs met een verdubbeling in de middag rekening kunnen houden. De wind kan ook meer direct richting de kust bij draaien. Zeewindkusten zijn (in Engeland) meestal gericht richting het oosten of het zuiden, met uitgestrekte vlaktes omringd door lage heuvels. Hier kan het zeewindfront zich vrij gemakkelijk ontwikkelen en ver het land op te trekken. De zeewind reikt ook tot ver op zee. Door de overwegend westelijke winden zullen zich op deze kusten regelmatig situaties met zeewindfronten voordoen. Daardoor bestaat er ook een grote kans op dagelijkse windshifts. Sterkte van de zeewind bedraagt op breedtes tussen N maximaal kt, maar op subtropische breedtes kan kt gehaald worden. Zeewind-middagen zijn middagen waarop de wind langzaam meer links van de directe lijn richting kust gaat staan. Zeewind-avonden hebben vaak weinig of geen wind, maar later ontstaat een wind vanaf het land. Zeewindeffecten vlak op zee Zeewind onder de kust komt hier eerder voor dan ergens anders. In de vroege middag wordt het windstil voordat de zeewind opzet. In deze zone komen windshifts voor, die een paar kilometer verder op zee of het land in niet optreden. Zeewind langs de kust komt langzamer en later op gang dan onder de kust - mogelijk rond de vroege of zelfs namiddag. De wind valt eerst helemaal weg, waarna hij weer langzaam vanuit zee opsteekt. Zeewind buitengaats wordt slechts zelden waargenomen op gematigde breedtes, maar overheerst op lagere breedte. Komt er zeewind? Om de kans op zeewind te bepalen uit de verwachting of de actuele situatie moet je eerst je zeilgebied bepalen. De dikke verticale pijl betekent dat zeewind waarschijnlijk is (de dunne verticale pijl betekent dat het mogelijk is) en ga naar beneden voor het volgende onderdeel. Bepaal vervolgens de actuele of de verwachte windsnelheid; daarna de bedekkingsgraad en kijk tenslotte of zeewind mogelijk is met de combinatie van de condities. Vanuit de windrichting wordt bepaald hoe de wind kan inzetten. 87

88 Het bovenstaande bevestigt de mogelijkheid vóór of tegen een zeewind. Verwachte of actuele weercondities belemmeren of bevestigen de mogelijkheid van een zeewind. Indien hierboven wordt aangegeven, dat in de vroege middag een zeewind waarschijnlijk is, kijk dan hieronder. Wanneer komt de zeewindshift Ochtendwind waait vanaf het land. Indien uit de voorgaande pagina is besloten dat er waarschijnlijk een zeewind zal gaan staan, dan is het uit tactische overwegingen handig om te weten wanneer die inzet. Je moet dus de signalen herkennen, die bij het inzetten horen. Zelden zal de zeewind ontstaan indien er op breedtes tussen 40 en 60 een gemeten aflandige wind van meer dan 8-10 kt staat tussen en uur lokale tijd. Uit waarnemingen gemaakt op de, voor zeewind, ideale kust van Zuid-Engeland kan men de conclusie trekken dat zeewind op de meeste vergelijkbare kusten op dezelfde lokale tijden kan optreden. Tijdstip waarop de zeewind moet zijn opgetreden. 88

89 De vorige tabel gaf aanwijzingen wanneer het zeewindfront kan aan komen. Gebruik onderstaande tips om dit moment te herkennen. Gebieden landinwaarts Hieronder de aanwijzingen voor het naderende zeewindfront waaronder de shift naar aanlandige wind. Bij erg droge lucht zullen er waarschijnlijk geen wolken bij het front te zien zijn waardoor de windshift lastiger op te merken is. Gebieden richting zee. Het zeewindsysteem heeft de neiging wolken boven de kustwateren te laten uitspreiden, waardoor het inzetten van de zwakke winden (het anti-zeewindfront) en de daarop volgende wind moeilijk waar te nemen is. Hieronder enige tips. Gezien het feit dat de meeste tijden zeewind voorkomt, wordt deze in dit boek uitgebreid behandeld. Mocht u hierna nog behoefte hebben om ook over de andere soorten winden uitleg te krijgen dan kunt u altijd contact opnemen met Meteo Delfzijl. Een vervolgcursus behoort namelijk tot de mogelijkheden. Het telefoonnummer bevindt zich voor in dit boekwerk. Kleinschalige windshifts: de gedragingen van de wind. Karaktereigenschappen van de wind. In dit hoofdstuk beschrijven we hoe wind kan variëren. De wind heeft altijd een hoofd richting en -snelheid en als de verwachting luidt 'westelijk, kracht 4' wordt daarmee alleen de hoofd richting en -snelheid bedoeld. Maar aan boord van een zeiljacht wordt zelden een bestendige wind ervaren, waardoor de verwachte gemiddelde wind slechts nuttig is als een leidraad. Het zijn dus de gedragingen van de wind die met zijn shifts en snelheidsveranderingen een bruikbare wind moet opleveren. Wind kan tactisch of niet tactisch eigenschappen hebben. Tactische winden moeten iets van een terugkerend patroon vertonen, zodat de stuurman kan anticiperen op windshifts. Ook moeten de shifts in ieder patroon een bepaalde tijd duren zodat erbij overstag gaan voordeel gehaald kan worden. In de praktijk komt het er op neer dat iedere fase zo'n 2 minuten of meer duurt. De voorspelbare windeigenschappen ontstaan uit zgn. vlaagcellen (figuur volgende pagina). 89

90 Dit zijn op zichzelf staande cellen met wind, die zich in het bestaande windveld voegen en die gewoonlijk onder Cu-wolken worden aangetroffen. Meteorologische wetten leiden tot een ruiming (met de wijzers van de klok mee) van de wind in een vlaag aan de voorzijde van een vlaagcel die komt uit de rand van de overhangende Cu. Onder de voorbijtrek- kende wolk komt de wind in de geruimde fase tot rust en gaat weer krimpen (tegen de wijzers van de klok in) om verder te gaan afnemen aan de achterkant van de Cu-wolk. De volgende vlaagcel volgt weer op de dip, waarbij de wind weer gaat aantrekken en ruimen; de geschiedenis herhaalt zich. Deze vlaagcellen komen ook voor in droge lucht zonder bewolking. In feite zitten in de meeste stromingen wel windshifts. De beste omstandigheden doen zich echter voor indien er Cu-wolken aanwezig zijn en de windkracht ligt rond 3-5 Bft. Het patroon met vlaagcellen wordt teniet gedaan als de Cu doorgroeit tot het buienstadium. In dat geval krimpt de wind aan de voorzijde en ruimt na de passage van de ontwikkelde Cu of kan er een buien lijn dwars door het windveld liggen. Het shiftpatroon duurt dan zo'n minuten waarbij iedere bui zijn eigen windpatroon onder zich opwekt. (Op het zuidelijk halfrond is ruimen en krimpen precies andersom.) Dit zijn de standaard tactische patronen van de wind die herkenbaar zijn. Er kunnen ook nog andere patronen voor komen, maar die zijn lastiger te onderkennen. Op dagen waarop door een inversie (soort deksel in de atmosfeer) er geen convectie mogelijk is ontstaat een onvoorspelbaar windshiftpatroon. Het 'vlaagcellen-idee' is nu niet van toepassing, want het onvoorspelbare patroon bevat te veel variaties. Niet-tactische luchtstromen zijn die waarbij zich geen terugkerende patronen voordoen. De windshifts hebben geen bepaalde cyclus en moeten worden geaccepteerd zoals ze zijn, waardoor er moeilijk op geanticipeerd kan worden. Tot deze groep behoren ook de bestendige land- en zeewindcirculaties. Een windtoename van matig naar vrij krachtig kan een mooie tactische wind veranderen in een niet tactische omdat de mate van turbulente wervelingen in de wind er voor zorgt dat de vlaagcellen worden verstoord. Hieronder staat een tabel met daarin de mate van variaties, toepasbaar op windpatronen waar de stuurman rekening mee moet houden. Mate van windvariaties. De variaties tenderen naar het maximum 1 in de voormiddag en 2 in winden die vanaf land komen. 90

91 Wanneer de wind in een shift op kop draait is het verleidelijk om direct te reageren door overstag te gaan. Deze techniek is toepasbaar op alle variabele stromingen mits je bereid bent om zo nu en dan overvallen te worden door turbulente dwarrelwinden die net lang genoeg duren om over de andere boeg te gaan liggen om vervolgens weer terug te draaien en u te dwingen opnieuw overstag te gaan. Beter is het echter, om te proberen de zichtbare variaties in de tactische wind te herkennen. In dat geval reageert u niet op elke onvoorspelbare shift, maar anticipeert u op het te verwachten patroon. De onderstaande windstrook laat zien wat er gebeurt met de wind boven water vlak onder de kust op een dag waarop de zeewind tamelijk laat in de middag inzet. Gedurende de ochtend en een groot gedeelte van de middag zijn de variaties groot en is het shiftpatroon tamelijk onvoorspelbaar. Rond uur wordt de variatie erg groot. Het laatste komt zeer weinig voor en is in de onderstaande tabel ook niet beschreven. Hierna zet deze variatie door tot in de avond, maar rond uur wordt de variatie een tijdje groot tot deze na middernacht klein wordt. De manier waarop de wind van het ene op het andere moment van richting en snelheid verandert kan bekeken worden door gebruik te maken van een grafische windmeter. Dit is een mechanisch of elektrisch apparaat dat verbonden is met de windrichting- en snelheidsmeter. De metingen worden op een papierstrook vastgelegd. Een goed voorbeeld is het figuur hieronder (a), die 10 minuten van een stevige noordelijke wind laat zien. Deze uitlezing komt van halverwege de ochtend. We kunnen zien dat de gemiddelde wind 20 kt bedroeg (dikke 5 Bft) maar in feite werd slechts een enkele keer deze 20 kt geregistreerd, want meestal zat hij er onder of boven. Eén keer ( ) werden uitschieters tot 30 kt genoteerd maar op andere momenten ( S en s) is de wind afgezwakt tot zo'n 12 kt (onderkant van 4 Bft). Over het algemeen waren er drie goed waarneembare snelheidfases. Gedurende de eerste 3 minuten was de wind harder dan het gemiddelde, maar dit werd gevolgd door 5 minuten met een afgezwakte variabele wind. Na zo'n halve minuut met een meer matige wind nam de wind plotseling toe en bleef hard maar erg variabel ( S en verder). 91

92 Van de twee levert de registratie van de richting de meeste variaties op. Hij draait regelmatig naar NNO en dan weer terug naar NNW. Ook nu kunnen we fases herkennen waarop de wind over het algemeen is geruimd (met de wijzers mee) of gekrompen (tegen de wijzers in) t.o.v. de gemiddelde richting. Er is een uitgesproken gekrompen periode van 2 minuten ( ) gevolgd dooreen geruimde periode. Deze periodes worden vergezeld van vlaagcellen die opgewekt worden door op en neer gaande luchtbewegingen van ontwikkelende stapelwolken. De korte variaties komen door turbulente dwarrelwinden. Dit alles maakt dat de wind van seconde tot seconde varieert. Het ruimen en krimpen, windvlagen en dippen, typeren dagen waarop stapelwolken aanwezig zijn en leveren een voorspelbaar patroon met variaties op. Op dagen met laaghangende bewolking en 's nachts is de wind minder variabel. Karakteristieke condities, die bij avond, nacht en vroege morgen horen zijn te zien in het figuur hieronder (b). Het betreft hier een zuidelijke stroming van gemiddeld 15 kt. Figuur (c) toont twee zaken die in de tekst besproken worden. De strook laat een dag zien waarop de zeewind invalt, maar toont ook hoe merkwaardig variabel onvoorspelbare windpatronen zijn. Deze stroken komen van Thorney Island, onderdeel van Chichester Harbour, net ten oosten van de Solent. De opstelling bevond zich op een kleine 5 km uit de kust van Zuid- Engeland, waar zeewind heel gebruikelijk is. Het was in juni, de maand waarop de zeewind het sterkst is en ook vaak optreedt. Op de registratie van de richting is te zien dat de noordoostelijke wind tegen de middag door de zeewind plotseling draait naar het zuiden. De NO-wind is onvoorspelbaar variabel en gaat naar een noordelijke richting om en blijft 20 minuten in die hoek om het volgende uur geleidelijk naar het oosten te draaien. Vervolgens krimpt hij iets sneller naar N en draait daarna voor een half uur naar het oosten. Dit patroon van snelle krimping en geleidelijke ruiming herhaalt zich de gehele morgen totdat de zeewind inzet. Dit merkwaardige gedrag noemen we onvoorspelbaar. Als de zeewind inzet is die altijd minder variabel dan de wind die vervangen is. De bijbehorende snelheidsregistratie laat ook een vreemd gedrag zien. Gedurende tientallen minuten is er nauwelijks wind, om dan weer aan te trekken tot bijna 10 kt. Ook dit hoort bij een onvoorspelbaar windgedrag. Door de bank genomen is te zien dat de zeewind krachtiger is dan de wind die is vervangen en tegengesteld is in richting - de situatie bij een zeewindfront. De wind neemt dan de dagelijkse gang van de snelheid aan om zijn maximum rond te bereiken en dan weer af te nemen tot windstil in de vroege avond. Chichester Harbour wordt omringd door de South Downs en heeft een goed ontwikkelde landwind. Zodra na uur de landwind inzet laat ook deze wind een onvoorspelbaar gedrag zien. Er moet echter een verandering in het luchtdrukpatroon zijn opgetreden, want de NO-wind komt gedurende de nacht sterker terug dan hij in de voorgaande ochtend was. Anders zou de nachtwind zijn aangetrokken tot een paar knopen met een piek vlak na middernacht om weer naar windstil te gaan bij zonsopkomst. Door grondige analyse van de kleine veranderingen in de wind leren we op deze manier veel over hoe de wind zich gedraagt. Het prijsgeven van het windgedrag in het verleden kan gebruikt worden voor het mogelijk gedrag nu. 92

93 93

94 8. Zicht Een van de meteorologische grootheden die uurlijks gemeten en gerapporteerd worden, is het zicht. Voor veel mensen is de precieze waarde niet zo van belang, behalve in zeer dichte mist bij uitzonderlijk slechte zichten van hooguit enkele honderden meters. In de luchtvaart zijn ook andere zichtdrempels van belang, bijvoorbeeld bij het verkrijgen van toestemming om zonder instrumenten te vliegen. Heiigheid, nevel en mist Stofdeeltjes, rook, kleine waterdruppeltjes en neerslag kunnen alle zichtvermindering veroorzaken. In het geval van stofdeeltjes en industriële verontreiniging spreekt men gewoonlijk van heiigheid. Heiigheid treedt vaak op in hogedruksituaties met zonnig weer en een oosten- of zuidenwind. Onder die omstandigheden raakt de lucht van dag op dag sterker verontreinigd. De verontreinigde lucht komt vaak aanwaaien vanuit industriegebieden als het Ruhrgebied, Wallonië of het Antwerpse havengebied. Wanneer kleine waterdruppeltjes in de atmosfeer leiden tot zichtafname, spreekt men van nevel; het zicht mag daarbij niet onder de 1 km komen. Loopt het zicht verder terug, dan spreekt men van mist. Deze hoeft in eerste instantie niet verkeersbelemmerend te zijn. Pas bij dichte of zeer dichte mist ondervindt het wegverkeer hinder. Bij dichte mist bedraagt het zicht minder dan 200 m; bij zeer dichte mist is het zicht hooguit 50m. 94

95 Helder Heiig Mist Meteorologisch zicht Vroeger werd het zicht uitsluitend bepaald 'op het oog'. Een waarnemer schatte het zicht aan de hand van geschikte kenmerkende objecten, zoals gebouwen en boomgroepen op bekende afstand. Het zicht werd in alle richtingen geschat; de laagste waarde zette de waarnemer in het weerrapport. Tegenwoordig wordt het meteorologisch zicht veelal bepaald met instrumenten, wat de verschillende zichtwaarnemingen objectiever en beter vergelijkbaar maakt. Zichtbare baanlengte (RVR) en schuin zicht (SVR) Wanneer het zicht op een luchthaven onder de1500 m zakt, wordt naast het meteorologisch zicht een tweede zichtwaarde gemeld: de zichtbarebaanlengte, ook bekend als de Runway Visual Range of RVR. Dit wordt gedaan omdat de landingslichten bij de baan vaak over grotere afstand te zien zijn dan het 'normale' zicht suggereert. Een vlieger, die zich in de lucht bevindt, kijkt schuin naar beneden door een mistlaag of een andere laag met slecht zicht naar de naderende baan. Doordat zijn blik vlak voor de landing een langere weg door de laag moet afleggen dan wanneer hij horizontaal over de baan zou kijken, is dit schuine zicht, de Slant Visual Range (SVR) slechter dan de heersende RVR. Dat is één van de redenen, dat vliegers wel eens klagen, dat de opgegeven RVR en het meteorologisch zicht nogal afwijken van het door hen waargenomen zicht. Maar SVR's kunnen door de meteo-diensten niet gemeten worden. 95

96 Zicht in neerslag Meting van de RVR op een vliegveld. Het meteorologisch zicht komt zelfs in zeer zware regen- of hagelbuien niet onder 200 meter. Bij een sneeuwbui is dat wel het geval. Wanneer de sneeuwintensiteit 5 mm/uur (omgerekend naar hoeveelheid water die de sneeuw bevat) of meer bedraagt, dan kan het zicht beneden 200 meter komen. In dat geval zal de gladheid in combinatie met het sterk teruggelopen zicht leiden tot gevaarlijke situaties in het verkeer. Het zicht in regen- en sneeuwbuien kan gerelateerd worden aan de neerslagintensiteit. Bij een neerslagintensiteit van 5 mm/uur is het zicht in regen gemiddeld 2500 m, in sneeuw 400m. Voor 10 mm/uur bedragen die zichtwaarden respectievelijk 1700 en 300 m. In een hagelbui hebben de hagelstenen niet allemaal dezelfde grootte, maar er is een bepaalde verdeling van de grootte. De diameter van de meeste stenen ligt tussen de 5 en 20 millimeter. Het blijkt dat het teruglopen van het zicht door hagelstenen maar gering is. Het zicht in een hagelbui loopt vooral terug doordat er in een zomerse hagelbui naast hagel ongeveer een zelfde hoeveelheid regen valt. Mist Net als wolken bestaat mist uit hele kleine waterdruppeltjes, ontstaan door het condenseren van waterdamp. Deze fijne druppeltjes zweven dicht bij het aardoppervlak in de lucht en verminderen het zicht zeer sterk. Hoe meer van die fijne druppeltjes er in de lucht zweven, des te dichter is de mist en des te kleiner de afstand waarop we nog wat kunnen zien. Mist is dus eigenlijk een wolk die laag bij de grond hangt. 96

97 Dichte mist. Mist en dauw Mist ontstaat door afkoeling van lucht tot iets onder de zogeheten dauwpuntstemperatuur, het punt waarop de waterdamp in de lucht gaat condenseren. (Het dauwpunt werd uitvoeriger besproken in het hoofdstuk over luchtvochtigheid). Een deel van het overtollige vocht slaat neer als dauw, dat zich afzet op gras, planten, overige begroeiing en allerlei voorwerpen dicht bij het aardoppervlak. Om naast dauw ook mist te krijgen, moet aan extra voorwaarden zijn voldaan. Afhankelijk van de manier waarop de afkoeling tot stand gebracht wordt, onderscheidt men verschillende typen mist, die hieronder worden besproken. Stralingsmist Stralingsmist ontstaat doordat de bodem warmte uitstraalt, zelf kouder wordt en vervolgens de lucht er vlak boven aan de onderkant afkoelt tot onder de dauwpuntstemperatuur. Dit proces treedt vooral op tijdens heldere nachten, als de ondergrond vrijelijk z'n warmte uit kan stralen. Is er veel bewolking aanwezig, dan koelen bodem en lucht veel minder af, zodat de kans op mist kleiner is. Voorwaarde voor het ontstaan van de mist is dat de afkoeling, die aan de onderkant begint, zich naar boven voortzet. Dat gebeurt alleen als de lucht dicht bij het aardoppervlak met de bovenliggende lucht gemengd wordt. Er moet dus wat wind zijn, want anders is er geen menging, zoals we zagen in het hoofdstuk over wind. Minimaal moet de windsnelheid ongeveer 1 m/s bedragen. Is de windsnelheid kleiner, dan breidt de mist zich niet naar boven uit. Het vocht slaat neer: er treedt uitsluitend dauwvorming op. Anderzijds mag er ook niet te veel wind staan, want dan is de menging weer te sterk. Het luchtlaagje dat zich het dichtst bij de bodem bevindt, wordt dan aan de onderkant weer verwarmd door de menging met de warmere, meestal tevens drogere lucht van boven en mistvorming wordt tegengewerkt. Als de windsnelheid meer dan ongeveer 3 m/s bedraagt, is stralingsmist nauwelijks nog mogelijk. 97

98 In de figuur hierboven is het ontstaan van stralingsmist schematisch weergegeven. Naarmate de afkoeling sterker is en langer duurt, wordt de laag waarin mist ontstaat, dikker en het zicht slechter. In het winterhalfjaar, als de nachtelijke uitstraling lang duurt, ontstaat zo gemakkelijk een mistlaag van een paar honderd meter dikte. De mist kan dan erg hardnekkig zijn; de zon mist in die tijd van het jaar namelijk de kracht om de mist op te ruimen. In het zomerseizoen duurt de nachtelijke uitstraling niet zo lang en ontstaat er maar een dun laagje mist, dat na zonsopkomst weer snel oplost. Deze grondmist is hooguit 2 m dik en treedt vaak op boven weilanden, waar het vochtig is en snel afkoelt; de mist drijft met wat wind soms de weg op. Plaatselijk kunnen de mistbanken zeer dicht zijn. Advectieve mist Mist kan ook ontstaan als tamelijk warme en vochtige lucht over een koud oppervlak stroomt en daarbij afkoelt tot onder het dauwpunt. De lucht raakt verzadigd met waterdamp, die dan gaat condenseren: er ontstaat mist. Omgekeerd kan ook koude lucht over een warm wateroppervlak stromen. Het verdampende water maakt de binnenkomende lucht vochtiger.als voldoende vocht wordt toegevoerd, treedt condensatie en mistvorming op. Boven sloten, meren en rivieren kan op deze wijze mist ontstaan (zie foto). De koude lucht is vaak afkomstig van het omliggende land. Na zonsondergang daalt de temperatuur daarboven veel sneller dan boven water. De koude lucht is zwaarder en zakt naar beneden, naar het lager gelegen water. De mist die op deze manier ontstaat noemen we slootmist en treedt vooral op in het najaar en voorjaar; hij is dan 's avonds vaak fraai te zien. Advectieve mist die boven een koude zee ontstaat kan erg dik zijn en heet ook wel zeemist. De wind blaast deze mist soms ook het land op. Na een koude periode met ijsvorming in het IJsselmeer doet dit verschijnsel zich ook voor in Flevoland en Friesland. De westen- of zuidwestenwinden voeren dan zachte, vochtige lucht aan die boven het ijs afkoelt tot onder het dauwpunt. De mist is hardnekkig en handhaaft zich zelfs bij windkracht 5 of 6. Ook in een met verse sneeuw bedekt landschap kan op deze wijze mist ontstaan, evenals na een dooiaanval bij een aanvoer van warme, vochtige lucht over een koud landoppervlak. In figuur 2 is het ontstaan van advectieve mist geschetst. 98

99 Wanneer stralingsmist met de heersende luchtstroming mee van de plaats waar hij zich heeft gevormd naar elders wordt gevoerd, spreekt men eveneens van advectieve mist. Zulke mist kan Nederland bijvoorbeeld bereiken vanuit Frankrijk. Als er daar een hogedrukgebied ligt, kan er zich 's nachts mist vormen. Een stroming uit zuid tot zuidwest voert deze mist vervolgens in de loop van de ochtend over België naar ons land. sloot- of kanaalmist. Regenmist en frontale mist Regenmist ontstaat als er regen naar beneden valt die geheel of gedeeltelijk verdampt in de lucht waar hij door valt. De warmte die daarvoor nodig is, wordt aan de lucht onttrokken; deze koelt daarbij af en kan, mede door de toevoer van vocht van de verdampende neerslag, oververzadigd raken. Dit misttype treedt soms op bij fronten en op andere grenzen tussen twee luchtsoorten met verschillende temperatuur en vochtigheid die in een smalle zone gemengd worden. In deze gevallen spreken we meer van frontmist. De frontale mist lijkt veel op laaghangende bewolking, die tot op de grond zakt en waarin het zicht heel slecht is. Regenmist en frontmist zijn gewoonlijk niet gevaarlijk voor het verkeer. 99

100 Rijp, ruige rijp en witte dauw Mist en dauw kunnen zich ook vormen bij temperaturen onder het vriespunt. In dat geval zet er zich geen dauw af, maar rijp. De ijskristallen die zich afzetten op gras, begroeiing en voorwerpen aan het aardoppervlak, geven deze een witte tint. Soms daalt de temperatuur pas onder nul als er zich al dauw heeft gevormd. De dauwdruppels bevriezen dan en krijgen daarbij een witte tint; het verschijnsel heet witte dauw. De waterdruppeltjes die de mist vormen zijn bij een luchttemperatuur onder nul gewoonlijk onderkoeld. Ze bevriezen pas als ze in aanraking komen met voorwerpen. In dat geval spreekt men van ruige rijp. De ruige rijp groeit verder aan naarmate de situatie met onderkoelde mist langer voortduurt; de aangroeirichting is tegen de wind in. Ruige Rijp. 100

101 Gedrag van mist Zeemist en frontale mist zijn bijna onafhankelijk van de windkracht. Zelfs bij windkracht 5 tot 6 kunnen deze misttypen nog ontstaan. Ook aanwezigheid van bewolking speelt nauwelijks een rol. Bij de misttypen waarbij straling een grote rol speelt, werkt het mechanisme veel subtieler. Weinig wind en heldere hemel bevorderen het ontstaan ervan. Veel wind en bewolking werken het ontstaan tegen. Daarnaast is ook de bodemgesteldheid van belang. Zo straalt zand bijvoorbeeld makkelijk warmte uit en het bovenste laagje van de zandgrond wordt daardoor snel kouder. Water verliest zijn warmte veel langzamer en vult het verlies van onderen aan. Boven water ontstaat dan ook geen stralingsmist. Vanzelfsprekend bevordert een watervlakte in de buurt mistvorming wel; het verdampende water maakt de vochtigheid van de lucht veel hoger, zodat minder 101

102 afkoeling nodig is voor het ontstaan van mist. Al deze factoren verschillen van plaats tot plaats erg sterk; bewolking en wind veranderen van uur tot uur. Het maken van een verwachting van plaats en tijd van stralingsmist is daardoor een moeilijke zaak. Mist verdwijnt alleen maar weer door opwarming of door menging met veel drogere lucht. Heeft zich eenmaal een laag mist gevormd, dan kan deze zich heel goed handhaven, ook bij hogere windsnelheden. Toename van bewolking verhindert verwarming door de zon en bevordert dan juist het aanhouden van de mist. Tijdens het ontstaan van de mist, is er uitwisseling van warmte met bovenliggende luchtlagen. Is de mistlaag eenmaal goed ontwikkeld, dan wordt die uitwisseling moeilijker. Ook bij een krachtiger wind blijft die uitwisseling dan vaak slecht, zodat de mist niet zo gemakkelijk meer verdwijnt. De wind verplaatst het mistveld dan alleen maar. Toename van de wind heeft meestal wel het effect dat de mistlaag zelf beter gemengd wordt; plekken met de dichtste mist verdwijnen daardoor. Jaarlijkse en dagelijkse gang van mist In de figuur hieronder is het gemiddeld aantal dagen met mist voor midden-nederland over het jaar weergegeven.de onderste kromme geeft het aantal dagen met dichte mist (zicht minder dan 200 meter) weer. Direct valt op dat in de periode van oktober tot en met januari de kans op mist het grootst is. Dit is het echte mistseizoen. In de zomermaanden is de kans op mist veel kleiner. Ook is de duur van de mist veel korter. In de zomer verdwijnt de mist meestal snel na zonsopkomst, door de sterke zonnestraling. De duur van de mist is dan ook beperkt tot zo'n drie uur en dichte mist tot ongeveer twee uur; veel langer duurt de mist 's zomers bijna nooit. In het mistseizoen daarentegen duurt de mist gemiddeld een uur of zes en dichte mist een uur of vier; er komen in deze periode echter grote afwijkingen voor. Geregeld gebeurt het dat de mist overdag helemaal niet verdwijnt en ook nauwelijks dunner wordt. Frequentie van mist en dichte mist, De Bilt (boven) en dagelijkse gang van mist (rechts). 102

103 In de figuur hierboven is het verloop van de kans op mist op een dag geschetst. We zien heel fraai dat als de zon in de avond net onder is en de uitstraling begint, de kans op mist snel begint toe te nemen. Ook de dikte van de mist neemt toe naarmate de afkoeling groter is. De kans op mist is dus het grootst vlak voor zonsopkomst. De mist is dan ook het dichtst. Na zonsopkomst, als de zonnestraling snel sterker wordt, neemt de kans op stralingsmist snel af. De figuur geeft een gemiddelde weer en er is geen rekening gehouden met andere effecten, zoals toenemen van de wind en dergelijke. Desondanks geeft deze figuur een heel aardig beeld van het verloop van mist en is in de praktijk goed te hanteren. Dat de kans op mist in Nederland in herfst en winter veel groter is dan in het voorjaar, terwijl de zon dan toch even laag aan de hemel staat, hangt samen met de temperatuur van het oppervlaktewater. Die ijlt namelijk na vergeleken met de zonnestand. In de herfst is het water nog warm en koelt maar langzaam af. Het warme water verdampt makkelijker en er ontstaat eerder mist. In het voorjaar is het water afgekoeld en warmt maar langzaam op. Het koude water verdampt moeilijker; vandaar dat de kans op mist in dat jaargetijde kleiner is. Typische mistsituaties In de praktijk is het maken van een verwachting voor mist heel moeilijk, niet alleen voor een bepaalde locatie, maar ook op landelijke schaal. Weersverwachtingen gaan op dit punt geregeld figuurlijk de mist in. Dat neemt niet weg dat er wel degelijk een aantal typische weersituaties is aan te geven waarbij de kans op mist relatief groot is. Het onderkennen van zulke situaties geeft je het voordeel dat je meer verdacht bent op mist en er minder snel door overvallen wordt. We zetten die situaties eens op een rij. Hogedrukgebieden Hogedrukgebieden zijn uitstekende 'broedplaatsen' voor mist. Ze gaan vaak vergezeld van een heldere hemel en weinig wind, een ideale uitgangssituatie voor een sterke nachtelijke uitstraling. Bovendien is bij hogedrukgebieden vaak een zogeheten inversie aanwezig; zo'n luchtlaag in de atmosfeer waar de temperatuur toeneemt met de hoogte, maakt uitwisseling tussen de luchtlagen eronder en erboven vrijwel onmogelijk. Het weer speelt zich onder die omstandigheden af in de onderste paar honderd meter van de dampkring. Deze laag wordt door verdamping, verkeer, verwarming van huizen en gebouwen en industriële processen steeds vochtiger en vuiler; soms vormt zich zogeheten smog. Vooral in de wintermaanden spelen inversies bij het optreden van mist een belangrijke rol. In het zomerseizoen treden in hogedruksituaties geregeld lokale mistbanken op, die plaatselijk erg dicht kunnen zijn. Na zonsopkomst verdwijnen ze snel. In het mistseizoen geeft de aanwezigheid van een hogedrukgebied vaak aanleiding tot mist die zich heel lang, soms de hele dag of zelfs dagenlang, kan handhaven. Als het 103

104 hogedrukgebied afkomstig is uit het zuidwesten van de oceaan, is het al gevuld met vrij vochtige subtropische lucht. Boven land ontstaat bij zo'n hogedrukgebied bij heldere hemel door de nachtelijke afkoeling dan bijna altijd mist. Blijft het hogedrukgebied in de buurt, dan kan de mist zich dagenlang handhaven. Een aanwijzing voor de meteoroloog is vaak dat omringende landen al iets eerder mist melden. Niet elk hogedrukgebied gaat van mist vergezeld. Zo bevat een hogedrukgebied dat komt aanzetten uit Rusland of Scandinavië, vaak veel drogere lucht en de kans op mist is dan kleiner. Wel kan er, als het hogedrukgebied enkele dagen in de buurt blijft, na een paar dagen mist ontstaan door steeds verdere afkoeling van de lucht en door het toenemen van de luchtvochtigheid door verdamping, industrie enzovoort. Plaatselijk kunnen weer enorme verschillen optreden. Ook verplaatst de wind vaak hele mistvelden over grote afstand. Dit soort situaties wordt in het algemeen redelijk goed aangekondigd. Advectieve mist ontstaat geregeld in het najaar als er een hogedrukgebied boven de Britse Eilanden ligt. De noordenwind die dan waait, voert koude polaire lucht aan, die boven de nog warme Noordzee steeds vochtiger wordt. Dat vocht blijft in de onderste laag opgesloten en de hoeveelheid vocht neemt steeds verder toe. Het wordt vooral in de kustgebieden steeds mistiger. Aan mistsituaties veroorzaakt door hogedrukgebieden in het mistseizoen, komt pas een einde als de hogedrukgebieden wegtrekken en plaats maken voor depressies. Trekhoog Mist komt vaak voor bij het overtrekken van een hogedrukgebied of een rug van hoge luchtdruk, vlak voor een depressie. In dit type situaties zie je heel vaak dat bewolking die overdag aanwezig is, 's avonds rond zonsondergang heel snel oplost, waarna het heel helder wordt. De wind valt weg en er is een ideale situatie ontstaan voor een sterke nachtelijke uitstraling. Dergelijke zogeheten trekhogen en ruggen van hoge luchtdruk die voorafgaan aan een depressie, komen meestal vanuit het westen. Boven de Noordzee wordt de lucht dan vochtiger en boven land ontstaat 's nachts mist. Lokaal zijn de verschillen zeer groot. Op sommige plaatsen blijft het helder, andere plaatsen zitten al snel potdicht van de mist. Door het snel trekken van deze systemen duren deze situaties meestal niet langer dan ongeveer een halve dag; daarna neemt de wind op de nadering van de volgende depressie zo sterk toe, dat de mist verdwijnt. Het wel of niet ontstaan van mist in deze situaties hangt sterk af van de precieze ontwikkeling van de lokale weersituatie. Vooral de mate waarin de bewolking oplost en de tijd waarop de rug overtrekt zijn bepalend. Frontpassages Sommige warmtefronten gaan in voorjaar en voorzomer vergezeld van mist, zelfs als er een vrij stevige wind staat. Als een warmtefront vanuit het zuidwesten nadert, dan is de lucht achter het warmtefront erg vochtig en warm. Boven het koude water van Het Kanaal en de Noordzee, maar ook boven het koude IJsselmeer, treedt dan afkoeling en mistvorming op. Door menging in de omgeving van het warmtefront, kan de mist al voor de warmtefrontpassage aanwezig zijn. Soms verdwijnt de mist een eind achter het front; we hebben dan te maken met frontale mist. Het gebeurt echter ook dat de mist zich overal in de warme lucht voordoet en pas optrekt als de warme lucht tijdens een volgend frontpassage wordt verdreven en er drogere lucht binnenstroomt. We kunnen dan beter van advectieve mist spreken. 104

105 Land-zee circulaties Het komt geregeld voor dat mist die zich boven zee gevormd heeft, zich verplaatst naar het land en omgekeerd. Juist een situatie met land- en zeewind die in voorjaar en voorzomer geregeld voorkomt, bevordert dit. Helder weer en weinig wind zijn dan gunstig voor het ontstaan van land- en zeewind en voor mist. Overdag voert de zeewind de mist van zee naar de kust en het land op. 's Nachts draait de circulatie om en tegen de ochtend voert de landwind mist van het land naar zee. Vooral vlak aan zee kan men dan lang last hebben van de mist, die ook plaatselijk wel boven de duinen of zelfs verder landinwaarts kan blijven hangen. 105

106 9. Dagelijkse gang Evenals eb en vloed een dagelijks ritme vertonen, veranderen ook temperatuur, wind en bewolking volgens een dagelijks patroon. Deze veranderingen van de verschillende grootheden hangen onderling samen. In dit hoofdstuk wordt het dagelijkse ritme van die weerelementen behandeld. Gang van de zonnestraling en de aardse straling. In het hoofdstuk over warmte, straling en temperatuur is aan de orde geweest dat zowel de zonnestraling als de aardse straling een belangrijke invloed heeft op het weerverloop van elke dag. Naarmate de zon hoger aan de hemel staat, wordt meer zonnestraling ontvangen. Dus vanaf zonsopkomst neemt de hoeveelheid zonnestraling toe, bereikt haar maximum rond het middaguur om vervolgens weer af te nemen als de zon geleidelijk lager komt te staan. Gedurende de nachtelijke uren, als het donker is en de zon onder is, wordt geen directe zonnestraling ontvangen. In de winter staat de zon in Nederland laag aan de hemel, zodat veel minder straling binnenkomt dan in de zomer. Verder is de daglengte veel korter: ongeveer 8 uur tegen 's zomers zo'n 16 uur; ook daardoor wordt er veel minder straling ontvangen. In de figuren is het dagelijkse verloop van de hoeveelheden zonnestraling die het aardoppervlak bereiken op een heldere dag weergegeven; tevens is de dagelijkse gang van de door de aarde uitgezonden warmtestraling aangegeven. Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel). Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel) en van de door de aarde uitgezonden straling (blauw). Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel) en van de door de aarde uitgezonden straling (blauw). Tussen zonsopkomst en ergens halverwege de middag komt er meer energie binnen dan dat er door uitstraling naar de wereldruimte verloren gaat (net +); 's nachts is dat net andersom (net -) 106

107 Uitstraling door de aarde Het aardoppervlak krijgt niet alleen warmtestraling van de zon, maar straalt zelf ook warmte uit; die uitstraling vindt zowel overdag plaats als 's nachts. De hoeveelheid uitstraling hangt af van de temperatuur; de temperatuur wordt daarbij uitgedrukt in K (Kelvin; de temperatuur in Kelvin = temperatuur in graden C +273). Men noemt een temperatuur uitgedrukt in K de absolute temperatuur; we kwamen dit begrip ook al tegen in hoofdstuk 2. Hoewel naar onze ervaring de temperatuur in de loop van de dag sterk verandert, zijn die veranderingen ten opzichte van de waarde van de absolute temperatuur maar klein. Daarom verandert de door het aardoppervlak uitgestraalde warmte in de loop van de dag en nacht weinig; ook van seizoen tot seizoen zijn de veranderingen niet groot. Dagelijkse gang van de temperatuur In het hoofdstuk over warmte, straling en temperatuur werden verscheidene temperaturen onderscheiden, zoals die van de lucht op de standaardwaarneemhoogte van 1.5 meter boven de grond, de luchttemperatuur dicht bij de grond (grasminimumtemperatuur) en de wegdektemperatuur. Tevens kwam de invloed van de wind en bewolking op het temperatuurverloop aan bod. Gemakshalve wordt ervan uitgegaan dat de wind en de bewolking gegeven grootheden zijn. In werkelijkheid heeft de temperatuur echter een grote invloed op de veranderingen van de wind in de loop van de dag; de veranderingen in bewolking en luchtvochtigheid gedurende dag en nacht hangen eveneens af van het temperatuurverloop. Er is dus een ingewikkelde wisselwerking tussen de verschillende grootheden. Om te begrijpen hoe die wisselwerking plaatsvindt, moeten we onderscheid maken tussen warme massa en koude massa. We spreken van koude massa als de temperatuur van de lucht op 1,5 m hoogte lager is dan die van het aardoppervlak; is het omgekeerde het geval dan hebben we te maken met warme massa. Dagelijkse gang van de temperatuur (rood), de inkomende zonnestraling (geel) en van de door de aarde uitgezonden straling (blauw). Doordat er ook na het middaguur nog meer straling binnenkomt dan er verdwijnt, duurt de opwarming de eerste helft van de middag gewoon voort, ook al staat de zon niet meer op het hoogste punt. 107

108 Invloed op massakarakter Eigenlijk is het massakarakter een eigenschap van de luchtsoort; de temperatuur van de lucht is in een bepaalde luchtsoort namelijk een tamelijk vast gegeven. De temperatuur van het aardoppervlak is dat echter niet; daardoor kan het aardoppervlak het karakter van een luchtsoort veranderen. Juist de zonnestraling en de aardse straling hebben een grote invloed op de temperatuur van het aardoppervlak en daarmee ook op het massakarakter van de lucht. Op dagen met veel bewolking wordt zowel de instraling van de zon als de uitstraling door de het aardoppervlak getemperd. Op die dagen verandert er dan ook niet zoveel in het massakarakter van de lucht. Op wolkenloze dagen of dagen met weinig bewolking hebben de zonnestraling en aardse straling daarentegen een grote invloed op het massakarakter van de lucht; vaak verandert het karakter in de loop van de dag: overdag is de temperatuur van het aardoppervlak hoger dan de temperatuur van de lucht en is er sprake van koude massa; in de avond en nacht zakt de temperatuur van het aardoppervlak onder die van de lucht en verandert de lucht van koude massa in warme massa. Wind en bewolking zijn op hun beurt weer gekoppeld aan het massakarakter, zoals in de volgende paragrafen zal blijken. Dagelijkse gang van de wind Iedereen, die 's morgens wegdrijft onder windstille omstandigheden, weet dat hij in de middag op enige wind kan rekenen. Dit gebeurt door gebruikelijke veranderingen in windsnelheid, die gedurende de dag optreden. Deze verandering wordt de dagelijkse gang van de wind genoemd. De dagelijkse gang volgt de zon; als de zon hoog staat, dan is ook de snelheid hoog. Zodra de zon zakt gebeurt dat ook met de snelheid van de wind. Langs de kust heeft de wind de neiging om rond zonsopkomst en zonsondergang de laagste snelheid te hebben. Lage, cumuliforme bewolking volgt ook deze tendens. De ochtend begint helder, waarna richting de middag de eerste Cu ontstaat, die in de avond weer verdwijnt. De nacht verloopt daarna weer nagenoeg wolkenloos. Onder standvastige weersomstandigheden heeft ook hoge bewolking de neiging om gedurende de dag toe te nemen, maar dat heeft niets met dagelijkse gang te maken. Zowel de toename van de wind als van de bewolking wordt veroorzaakt door aanwarming van de aarde door de zon. Op zee komt deze dagelijkse gang niet voor. Onderin de atmosfeer neemt de windsnelheid met de hoogte toe. Door wrijving neemt de wind aan de grond af. Zodra er Cu ontstaat betekent dit dat er in de onderste lagen uitwisseling ontstaat waarbij de harde wind van bovenin gaat uitwisselen met de grondwind. De wind neemt dus toe zodra er Cu ontstaat en neemt dus ook weer af bij het oplossen van de Cu. De uitwisseling stopt en wrijving krijgt de overhand waardoor de wind afneemt. Duidelijk is dat de dagelijkse gang in de eerste plaats wordt gedicteerd door aanwarming en afkoeling van de aarde (zie figuur hieronder). Dit veroorzaakt dus een toename in de loop van de dag en een afname in de avond. De aanwarming zorgt ook voor het ontstaan van de zeewind. Meerwind en berg- en dalwind waaien zowel overdag als 's nachts. De dagelijkse gang van de wind wordt ook door de gradiënt bepaald. Bij teveel gradiënt wordt de lokale wind overwonnen, hoewel de dagelijkse toename er ook is bij een bestendige wind van kracht 6 8 Bft. Wind die wordt veroorzaakt door het verplaatsen van druksystemen kan op ieder moment van de dag toe- en afnemen en hoeft dus niet te passen in de dagelijkse gang. Zulke ongebruikelijke veranderingen in de wind geven aan dat de druk ter plaatse aan het veranderen is. Op de volgende pagina's is een tabel samengesteld die te gebruiken is op die dagen, dat veel zeilers blij zijn om op het water te zitten met niet te veel wind; het is zonnig of er zijn op z'n minst flinke opklaringen. Voor het gebruik van de tabel begin je eerst een 108

109 tijdstip en een plaats te bepalen. Kijk dan welke invloed er op de wind kan zijn. Zoek vervolgens in de gedetailleerde onderdelen naar meer informatie. Onderstaande voorbeelden zijn van toepassing op gematigde breedtes met windsnelheden tussen zwak en 15 kt, gedurende de maanden april t/m oktober. De 'ochtendwind' gaat vooraf aan de aantrekkende wind na zonsopkomst, maar er is nog geen zeewind. Kies de periode en de plaats om te kijken wat de wind kan gaan doen. De wind wordt, behalve door topografie, nog niet beïnvloed door lokale effecten. De matige wind staat op het punt te worden beïnvloed door zeewind en normaal gesproken niet door landwinden. NB Wind als gevolg van actieve systemen zoals onweersbuien, tornado s en hurricanes, hoe ongebruikelijk ook, kunnen op ieder tijdstip van de dag of de nacht optreden. Zij kunnen ieder bestaand windregime 'overrulen'. 109

110 Overdag neemt de lucht boven het door zonnestraling sterk opgewarmde aardoppervlak gemakkelijk de eigenschappen aan van koude massa. In die koude massa kunnen luchtbellen die aan het aardoppervlak ontstaan en die wat warmer zijn dan hun omgeving, loslaten en opstijgen. De lucht wordt daardoor sterk turbulent en de wrijving neemt af. Daardoor neemt de gemiddelde windsnelheid toe. Naarmate de zon hoger komt, wordt het temperatuurverschil tussen lucht en aardoppervlak groter en neemt de turbulentie verder toe. Vooral als het niet te hard waait, is de dagelijkse gang van de wind duidelijk te zien: In de loop van de ochtend neemt de windsnelheid geleidelijk toe en wordt de wind tegelijkertijd vlageriger. Rond de middag, als de zon op z'n hoogst staat, is de wind ook op z'n sterkst. Als in de namiddag de zon weer zakt, neemt de wrijving weer toe en neemt de windsnelheid geleidelijk af. In het zomerhalfjaar zien we heteluchtballonnen vaak profiteren van die windafname later in de middag. 110

111 Rond zonsondergang, als de zonnestraling nog maar weinig voorstelt en de afkoeling door uitstraling op gang komt, verandert het massakarakter van koude in warme massa. In warme massa wordt de turbulentie van de wind sterk onderdrukt. De wrijving neemt toe en de wind zwakt af. Vooral in de winter kan de wind na zonsondergang vrijwel helemaal wegvallen en wordt het zo goed als windstil. De nachtelijke afkoeling zet dan sterk door. Dergelijke situaties zijn het meest uitgesproken als er gemiddeld windkracht 3 tot 4 staat; de wind kan dan 's avonds bijna geheel wegvallen. Dit komt nogal eens voor als depressies en hogedrukgebieden niet veel van plaats veranderen. De wisselwerking tussen de temperatuur van het aardoppervlak en de wind is nu ook duidelijk. Overdag voert de turbulentie van de wind de warmte van het aardoppervlak af, zodat de temperatuur daarvan niet al te sterk oploopt. De temperatuur op haar beurt regelt de sterkte van de turbulentie. Er stelt zich een evenwicht in tussen opwarming en turbulentie. 's Nachts is de wisselwerking er ook, maar nu in omgekeerde richting. Zolang er nog wat wind is en de bodem een lagere temperatuur heeft dan de lucht erboven, voert de wind warmte toe aan het aardoppervlak en is de afkoeling minder sterk. Naarmate de afkoeling echter doorgaat, neemt de wind ook verder af en wordt de afkoeling versterkt. Valt de wind geheel weg, dan houdt de warmtetoevoer zelfs op; het aardoppervlak koelt nog weer sterker af. Of de wind wel of niet wegvalt, hangt vaak van kleinigheden af; het evenwicht dat zich instelt tussen wind, bewolking, temperatuur, vochtigheid van de lucht en uitstraling is erg subtiel. Dagelijkse gang van de bewolking Naarmate de temperatuur van het aardoppervlak stijgt, wordt het koudemassakarakter sterker en de lucht dus turbulenter. Dit maakt dat luchtbellen steeds gemakkelijker los kunnen laten van het aardoppervlak en ook dat ze vaak een stuk warmer zijn dan hun omgeving. De temperatuurverschillen tussen luchtbel en omgeving ontstaan veelal door kleine verschillen in de aard van het aardoppervlak. Zolang die bellen lucht warmer blijven dan hun omgeving, stijgen ze verder. Een bel lucht koelt tijdens het opstijgen weliswaar af, maar juist doordat in koude massa de temperatuur met de hoogte sterk afneemt, blijft de bel gemakkelijk warmer en kan vaak tot grote hoogte doorstijgen. Als de lucht vochtig genoeg is en de bel ver door stijgt, zal ze op zeker moment afgekoeld zijn tot de dauwpuntstemperatuur; er treedt dan condensatie en wolkenvorming op. De zo ontstane stapelwolken hebben flinke verticale afmetingen. Vaak zien we dat gebeuren op een heldere ochtend. Als de zon net op is, is er nog geen wolkje aan de lucht. Door het oplopen van de temperatuur stijgen steeds meer bellen op en komen ze ook steeds hoger. De lucht in Nederland komt vaak van over zee en bevat voldoende vocht om na afkoeling door opstijging wolkenvorming te doen plaatsvinden. Meestal ontstaan in de loop van de ochtend de eerste wolken en binnen een uur daarna is de hemel voor een groot deel bedekt met cumuluswolken. Die bewolking onderschept echter op haar beurt een belangrijk gedeelte van de zonnestraling, zodat het aardoppervlak minder opgewarmd wordt. Dat remt de wind en stopt verdere wolkenvorming. Er ontstaat een evenwicht. Als de wolken hoog genoeg worden, kunnen er buien ontstaan. Wanneer in de middag de zon lager aan de hemel komt, daalt de temperatuur van het aardoppervlak; ook de wind neemt af. Bellen lucht krijgen het steeds moeilijker om van het aardoppervlak op te stijgen. Geleidelijk zakt de bewolking in en vooral in de winter zien we vaak dat het rond zonsondergang weer helemaal helder wordt. Ook eventueel aanwezige buien lossen op en verdwijnen. Of de bewolking helemaal oplost of niet, hangt vaak af van de sterkte van het koude massakarakter van de lucht en ook van de windsnelheid. 111

112 Nederland is in de ochtend vrijwel onbewolkt (figuur rechts, ca 0630 u zomertijd). In de loop van de dag ontstaan stapelwolken (linksonder, ca 1500 u), die later geleidelijk weer verminderen (rechtsonder, ca 1800 u). De stapelwolken zijn geordend in zogeheten wolkenstraten (linksonder). Beeldbewerking: DLR, Oberpfaffenhofen, Duitsland. 112

113 Dagelijkse gang van de vochtigheid De wind voert overdag niet alleen warmte af van het aardoppervlak; er vindt ook vochtafvoer plaats. 's Nachts worden warmte en vocht naar het afgekoelde aardoppervlak toegevoerd. Het onttrekken van vocht aan het aardoppervlak kost warmte: verdampingswarmte. Naarmate het aardoppervlak vochtiger is, zal daarvoor meer warmte nodig zijn; dat werkt overdag een temperatuurstijging tegen. Bij een natte ondergrond zal de temperatuurstijging op die manier eerst beperkt blijven, totdat alle vocht verdampt is; pas daarna kan alle zonnestraling gebruikt worden voor verwarming. Doordat de temperatuur van de lucht vervolgens sterk kan oplopen, neemt de relatieve vochtigheid van de lucht in de loop van de ochtend wat af, om in de middag, als de temperatuurstijging tot staan komt, weer toe te nemen.'s Avonds en 's nachts wordt op zeker moment, als de afkoeling sterk genoeg is en de lucht voldoende vochtig, de temperatuur gelijk aan de dauwpuntstemperatuur; vanaf dat tijdstip treedt verzadiging op van de lucht. Bij verdere afkoeling zal dan dauw optreden en mogelijk mist ontstaan; eventuele mist wordt afhankelijk van de verdere afkoeling meer of minder dicht. Ook hier beïnvloedt het vocht zelf het proces sterk. Bij condensatie komt namelijk warmte vrij, die de afkoeling juist weer tegenwerkt. Soms treedt er niet alleen een warmtestroom op van de lucht naar de bodem, maar tevens een vochttransport. Daardoor wordt het juist in de onderste laag van de atmosfeer vochtig. In het algemeen zal in deze situatie het vocht neerslaan als dauw op bodem, begroeiing en voorwerpen. Dagelijkse gang van de temperatuur, de relatieve vochtigheid en het dauwpunt op een onbewolkte dag (links) en een bewolkte dag.. Rond het tijdstip van de maximumtemperatuur is de relatieve vochtigheid het laagst, rond zonsopkomst, als de temperatuur ongeveer de laagste waarde heeft, is de relatieve vochtigheid het hoogst. Lokale effecten De dagelijkse gang kan van plaats tot plaats grote verschillen vertonen. De invloed van het terrein en de bodemgesteldheid (vochtigheid en stralingseigenschappen) zijn juist onder de omstandigheden van rustig weer met een sterke dagelijkse gang goed merkbaar. Daardoor komen er bijvoorbeeld vooral in het voorjaar en najaar veel plaatselijke mistbanken voor en niet zoveel grote aaneengesloten mistgebieden. Hetzelfde geldt bijvoorbeeld voor het optreden van gladde wegen door bevriezing. 113

114 10. Hoe wordt het weer voorspeld met computermodellen? Het ontstaan Men heeft in de loop der jaren al op vele manieren geprobeerd om het weer te voorspellen, zo werd er vroeger veel gekeken naar verschijnselen in de natuur. Als de bomen snel knoppen vertoonde zou er een vroege lente komen en als dieren veel aten dan was er een koude periode op komst. Met de komst van de computer is het voorspellen van het weer een stuk nauwkeuriger geworden. Zo heeft men in de loop der jaren een aantal computermodellen ontwikkeld die het weer voor een vrij lange periode redelijk goed kunnen voorspellen. Een groot voordeel is dat de hedendaagse modellen zelf kijken in hoeverre de voorspelling klopte en als deze waardes erg afwijken dan past het model zichzelf aan om een volgende voorspelling nauwkeuriger te maken. Dit is echter een zeer traag proces, maar de modellen leren zo wel steeds meer over het weer. Modellen Er zijn een aantal belangrijke modellen die het weer voor onze omgeving voorspellen: 11. GFS (Global Forecast System) = computermodel van de Amerikaanse weerdienst. Deze berekent vier keer per dag de vooruitzichten, om 00.00, 06.00, en uur (UTC). De kaarten die hieruit voortkomen worden ook op Internet gepubliceerd, wat dit een heel aantrekkelijk model maakt voor weeramateurs. 12. ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts) = samenwerkingsverband van weerinstituten uit 24 Europese landen. De afkorting wordt ook gebruikt voor het computermodel van dit centrum. Van dit model wordt ook de KNMI pluim afgeleid. 13. JMA = Het officiële Japanse meteorologische instituut. Ook deze afkorting wordt gebruikt voor het model van dit weerinstituut 14. GEM (Global Environmental Multiscale) = computermodel van het Canadese weerinstituut Meteorological Service of Canada (MSC). 15. GME (Global-Modell) = computermodel van de Duitse weerdienst (DWD). 16. HIRLAM (High Resolution Limited Area Model) = computermodel voor de korte termijn van de weerinstituten uit Denemarken, Finland, Ierland, IJsland, Nederland, Noorwegen, Spanje en Zweden. 17. UKMO (United Kingdom Meteorological Office) = het officiële weerinstituut van Groot- Brittannië (ook wel MetOffice genoemd). Deze afkorting wordt ook gebruikt voor het computermodel van deze dienst. Al deze modellen voorspellen het weer voor onze omgeving, deze voorspelling geeft men weer in een aantal verschillende kaarten. Zo zijn er kaarten met de luchtdruk, de temperaturen op verschillende hoogtes, neerslag voorspellingen, de windrichting op verschillende hoogtes, het dauwpunt en zo zijn er nog wel een aantal. Aan de hand van al deze kaarten van de verschillende modellen wordt het weerbericht voor ons land samengesteld. De voorspellingen zijn echter nog steeds niet geheel te vertrouwen, zo neemt de betrouwbaarheid van de modellen snel af als deze meer dan vijf dagen vooruit kijkt. Ook kan een voorspelling totaal verkeerd zijn omdat er geen rekening is gehouden met een plotselinge verandering in het weer. Zo kan het door sneeuw plots een stuk langer blijven vriezen dan dat er voorspeld werd. De modellen worden echter wel steeds nauwkeuriger al gaat dit niet zo snel. Het zal waarschijnlijk nooit mogelijk zijn om het weer voor een lange periode goed te voorspellen, omdat de atmosfeer daarvoor veel te complex is. Wel zal het voorspellen op korte termijn steeds beter worden, doordat de computers steeds beter worden en meer en sneller berekeningen kunnen uitvoeren. 114

115 Satelliet en radar Satelliet Een andere belangrijke rol in het voorspellen van het weer is weggelegd voor de satelliet. Satellieten zweven in een baan om de aarde en hebben zo een zeer goed overzicht op de weersystemen die zich afspelen in onze dampkring. Zo zijn hoge in lagedrukgebieden goed te onderscheiden vanuit een satelliet, en ook kunnen neerslagfronten gemakkelijk herkend worden door de satelliet. Doordat de satelliet ook is uitgerust met een infrarode camera, kan er ook s nachts geobserveerd worden. Ook is het mogelijk om met de satelliet de temperatuur op de aarde te bepalen, de ijsaangroei te zien, en de warme en koude golfstromen te observeren. Door de waarnemingen van de satelliet samen te voegen met de waarnemingen die op het land gedaan worden kan men een betere voorspelling doen, dan wanneer er alleen gekeken zou worden naar de waarnemingen op het land. Infrarood satellietbeeld Satellietbeeld in kleur Naast de bovenstaande satellietbeelden zijn er ook nog bewerkte satellietbeelden. Hierop zijn duidelijker de hoogten van de wolken af te leiden. Deze te hoger, des te meer kans op neerslag en onweer. Immers de temperatuur van de lucht is lager dan aan de grond. Hieronder een dergelijke afbeelding. 115

116 Radar De radar is eveneens van groot belang voor het voorspellen op de korte termijn. In de Tweede Wereldoorlog ontdekte men dat men niet alleen vliegtuigen waar kon nemen met de radar, maar dat ook neerslag goed te zien was op dit instrument. Later is de radar daarom verder ontwikkeld voor het opsporen van neerslag. Doordat de radar niet zo n heel groot bereik heeft is het niet mogelijk om radarbeelden van de hele wereld te krijgen, maar om toch een idee te krijgen van waar er neerslag valt, kan men dan weer gebruik maken van de satelliet. Radarbeeld Een andere afbeelding is van weeronline. Dit radarbeeld staat op De blauwe kleur geeft de neerslag en de intensiteit aan. Ook kan heel duidelijk, met behulp van animaties, de trekrichting en verdere ontwikkeling van de buien worden gevolgd. 116

117 Kaart lezen In deze paragraaf zullen de basiselementen voor kaartlezen worden besproken. Er zal vooral gebruik gemaakt worden van het computermodel van de Amerikaanse weerdienst, de GFS. Verder zal er bij elke afbeelding verteld worden wat er te zien is en wat dat voor invloed heeft op het weer in onze omgeving. Om met behulp van de kaarten van het GFS model het weer te kunnen voorspellen is het eerst verstandig om naar het zogenaamde Ensemble van dit model te kijken. Dit is een grafiek waarin 50 mogelijke voorspellingen staan verwerkt. Deze verschillende voorspellingen ontstaan doordat de beginwaarde steeds een beetje veranderd wordt in het model en daardoor worden de verschillende mogelijke scenario s zichtbaar. Als de verschillende lijntjes (members) dicht bij elkaar liggen is de kans dat die voorspelling uitkomt groot. Liggen de lijntjes echter verder van elkaar dan is de onzekerheid van de voorspelling nog groot. Hierboven een ensemble van het GFS model. Deze grafiek voorspelt de temperatuur op de hoogte waar de luchtdruk nog maar 850 hpa is (meestal 1,5 km). Deze temperatuur is zo belangrijk omdat dit sterk van invloed is op het weer in onze omgeving, De temperatuur voorspelt in grote mate in welke vorm de neerslag zal gaan vallen. Ook de voorspelde neerslag wordt weer gegeven onder in de grafiek. Zoals te zien is, is de voorspelling tot 3 maart vrij betrouwbaar, maar na 3 maart wordt de spreiding groter en dus neemt ook de onzekerheid toe. Zoals te zien is zal de gemiddelde 850 hpa temperatuur (witte lijntje) op 28 februari dalen tot rond de -15 C en is er een klein 117

118 neerslagsignaal te zien. Voordat er naar de echte kaarten van deze modeluitvoer wordt gekeken moet er eerst nog gekeken worden of deze kaarten geen rare uitschieters van de berekeningen zijn. Alle kaarten zijn namelijk gebaseerd op de dikke blauwe lijn in het ensemble (de opper ). Te zien is dat deze geen rare uitschieters vertoont, alleen rond 5 maart zit deze vrij laag in vergelijking met de rest van de members en op 9 maart zit de opper weer aan de hoge kant. Hier moeten we rekening mee houden bij het bekijken van de kaarten voor 5 en 9 maart. Dit is de kaart met de voorspelling voor maandag, 28 februari om 6 uur s ochtends engelse tijd. Zoals in het ensemble al te zien was zou de temperatuur op 850 hpa -15 C zijn. Dit is ook te zien op deze kaart. De -15 C lijn ligt namelijk over het westen van ons land waardoor Nederland geheel in deze koude bovenlucht ligt. Doordat de bovenlucht zo koud is, is de kans op sneeuw ook groot. Er moet dan echter wel neerslag vallen, dit is dan ook de volgende stap waar we naar gaan kijken. 118

119 Deze kaart laat zien hoeveel neerslag er wordt voorspeld op 28 februari tussen en uur. Zoals te zien is wordt er maar een heel klein beetje neerslag berekend voor Nederland. Tussen de 0,1 en 0,2 mm zou er kunnen vallen in het westen van Nederland. De kans dat er sneeuw valt is dus heel erg klein op deze dag. Een interessant punt om dan naar te kijken is de temperatuur op deze dag. Hiervoor gebruiken we weer een Andere kaart, die de temperatuur op 2 m hoogte voorspelt. 119

120 Hier is te zien dat de temperatuur in Nederland om uur (engelse tijd) veelal tussen de -6 C en -9 C ligt. In het oosten en zuidoosten van het land kan het zelfs nog iets kouder zijn met temperaturen tussen de -9 C en -12 C. Als er dus wel neerslag valt dan is dit zeker in de vorm van sneeuw. Voor de temperatuur op 2 meter hoogte is het ook handig om naar de pluim van het Europese weerbureau (ECMWF) te kijken. Dit is ook een ensemble, alleen is deze voor de temperatuur op 2 graden hoogte. 120

121 Deze pluim laat het gemiddelde voor De Bilt zien en wat opvalt is dat de temperatuur hier een paar graden hoger ligt dan bij de GFS. Kijkend naar beide modellen zal de temperatuur dus rond de -6 C uitkomen en in het oosten van het land wat kouder. Om te kijken hoe het verdere verloop is, is het belangrijk om te kijken naar de ligging van de hoge- en lagedrukgebieden en de wind. Zoals al eerder gezegd is, spelen hoge en lagedrukgebieden een belangrijke rol bij het verloop van het weer. De ligging hiervan bepaald de windrichting en kracht en ook of er bewolking en neerslag is of niet. Op deze kaart is te zien dat lagedruk in Rusland is en dat er een groot hogedrukgebied op de oceaan ligt. De wind waait altijd met de klok mee om het hogedrukgebied heen en om een lagedrukgebied tegen de klok in. De wind waait ongeveer evenwijdig aan de isobaren, en zo is de windrichting goed te voorspellen. Hiernaast zijn de hoofd windstromingen weergegeven. 121

122 De windsnelheid is ook goed in te schatten bij de luchtdrukkaarten. Hoe dichter de isobaren bij elkaar liggen, des te harder waait het. Zo zal het op de Noordzee harder waaien dan in Nederland zelf. Als we naar de kaart kijken die de windrichting en windkracht voorspelt dan is goed te zien dat er al een vrij goede indicatie was gegeven door te kijken naar de ligging van de drukgebieden. De kaart laat zien dat de wind uit het westen tot noordwesten zal waaien. Dit is te zien aan de streepjes op de kaart. De kant met het uitsteeksel eraan wijst in de richting waar de wind vandaan komt en hoe meer van deze uitsteeksels des te harder is de wind. Dit wordt ook nog apart weergegeven met de verschillende kleuren, welke de windsnelheid in knopen weergeven. Doordat de windrichting hoofdzakelijk west is geworden wordt er steeds warmere lucht aangevoerd. Dit is ook in het ensemble al te zien want na 28 februari gaan de meeste members naar een temperatuur tussen de 0 C en -5 C. Ook zal de neerslag steeds verder het land in trekken en dus neemt de kans op sneeuw in de loop van de dag toe. Na het analyseren van al deze verschillende kaarten zou het weer voor 28 februari voorspeld kunnen worden: De dag zal koud beginnen met in groten delen van het land matige vorst (<-5 C), en in het oosten misschien zelfs strenge vorst (<-10 C). Er waait een matige wind uit het westen, en in de loop van de dag neemt de kans op wat lichte sneeuw toe. 122

123 Door het op deze manier analyseren van de kaarten is dus ook mogelijk om zelf het weer te voorspellen. Er zullen echter altijd nog dingen veranderen aan het weer, waardoor het altijd een moeilijk te doorgronden fenomeen zal blijven. Andere (handige) kaarten. Hieronder staan nog een aantal kaarten afgebeeld die ook kunnen helpen met het samenstellen van het weer en de verwachting. Lifted index Uitleg: De Lifted-index (ook wel 'stijgingsindex') is de temperatuur op het 500 hectopascal - vlak (gemiddeld is dat op ongeveer 5500 meter hoogte, of voet boven zeeniveau), minus de temperatuur van een opstijgend luchtdeeltje vanaf de grond op dit luchtdrukniveau. Als de Lifted-Index (sterk) negatief is dan geeft het aan dat een luchtdeeltje (veel) warmer is dan zijn omgeving, en het luchtdeeltje zal blijven stijgen. Omdat onweerswolken gevoed worden door sterk stijgende luchtstromen is de Lifted- Index een goede indicatie voor de kans op de ontwikkeling van (zware) onweersbuien. 123

124 Cape Convective available potential energy ofwel de onstabiliteitsenergie. Ook hier kan weer worden afgelezen wat de kans op onweer is. De te hoger de waarde, des te groter de kans op onweer. 124

125 Andere weerkaarten. De onderstaande kaart is van de DWD. Hierop is de actuele weersituatie met depressies, isolijnen etc. ingetekend. Daarnaast staat op de figuur hieronder, Bracknell/ MetOffice, de weersituatie van de komende dagen weergegeven. Deze is iets meer ingezoomd op de Atlantische Oceaan en Europa. 125

126 De DWD heeft ook nog een kaart waarop de mate bewolking, de intensiteit van de neerslag en de onweer staat aangegeven. De kaart wordt even genoemd omdat hierop een overzicht wordt gegeven van alle neerslag in één oogopslag inclusief de UK. Daarnaast heeft Weeronline ook nog mooie kaarten waarop de temperaturen, de neerslagverwachtingen en de windsnelheden worden weergegeven. 126

127 En is er nog de windfinder.com kaart. Ook een mooie kaart om te kunnen zien wat de wind de komende tijd gaat doen. 127

128 Andere kaarten. Luchtdrukkaart op zeeniveau. Dit type weerkaarten is het meest gangbaar en wordt in vereenvoudigde vorm ook gebruikt bij publicatiekaartjes in de kranten bij het weerbericht. Deze weerkaarten laten zien hoe welke weer er aan het aardoppervlak heerst. Op de kaart kunnen we de bovengenoemde kenmerken terug vinden. Er staan ook waarnemingen van weerstations op geplot. 128

129 Bovenluchtkaarten. Deze, en onderstaande kaarten, laten zien op welke hoogte boven het aardoppervlak een bepaalde luchtdruk. In hooggelegen gebieden, zoals de Alpen, liggen de drukniveaus vaak beneden het aardoppervlak. Daarom gaan we altijd uit van een standaard atmosfeer van 1000 hpa op zeeniveau. De kaarten worden daarop gecorrigeerd. De zwarte lijnen zijn dus de hoogte contouren in meters waar een gelijke luchtdruk heerst. De rode lijnen zijn isothermen, lijnen van gelijke temperatuur. Bovenluchtkaart 850 hpa. Rond de 1,5 km hoogte in de luchtdruk 850 hpa. De 850 hpa kaart geeft de meteoroloog belangrijke informatie over de te verwachten temperatuur aan het aardoppervlak. Op het aardoppervlak is er een temperatuur verschil tussen de dag en nacht, maar op 1,5 km hoogte er er nauwelijks enige variatie gedurende het etmaal. Gemiddeld kan gesteld worden dat de middag temperatuur in de zomer ongeveer 15 C hoger ligt dan op 1,5 km hoogte. In de winter is dat ongeveer 9 C. Verder is deze kaart een belangrijk hulpmiddel om de ligging van de fronten te bepalen. Bovenluchtkaart 700 hpa. Op ongeveer een hoogte van 3 km is de luchtdruk 700 hpa. Deze kaart wordt vooral gebruikt om de weersontwikkelingen op korte termijn te volgen. De meteoroloog kan uit deze kaart afleiden wat verplaatsings- snelheid zal zijn van depressies, fronten en onweersbuien. Deze verplaatsen zich met ongeveer dezelfde snelheid als de windsnelheid op dit niveau. Bovenluchtkaart 500 hpa. Deze kaart geldt voor een hoogte van 5 km boven het aardoppervlak en laat grote golvingen zien in de luchtstromingen. Deze golven, ook wel Rossby golven genoemd, geven inzicht in veranderingen van het stromingspatroon in de hogere luchtlagen en daarmee de te verwachten wijzingen van de baan de een depressie zal volgen. Bovenluchtkaart 300 hpa. Op ongeveer 10 km hoogte is de straalstroom het sterkst. De straalstroom is een baan met zeer hoge windsnelheden en loopt vaak parallel met fronten. Vergelijk dat met de kaart op zeeniveau. Als eenvoudig hulpmiddel kunnen we stellen dat daar waar de hoogtelijnen het dichtste bij elkaar staan de sterkste winden zullen heersen. Het is gebleken dat voor de zomermaanden een bovenluchtkaart van 200 hpa (12 km) en gedurende de wintermaanden die van 300 hpa (9 km) het meest geschikt is om de straalstroom aan te wijzen. In het voorjaar en najaar, als overgangsseizoen, wordt hiervoor ook wel de 250 hpa kaart gebruikt. Op de bijgaande kaart is de straalstroom met een groene balk aangegeven. De windrichting loopt daarbij van west naar oost. Bovenluchtkaart 100 hpa. De windstromingen op ongeveer 15 km hoogte zijn bepalend voor het weersverloop op langere termijn. Veranderingen in het stromingspatroon op deze hoogte geven daardoor belangrijke informatie over de trekrichting van depressies en hoge drukgebieden nabij het aardoppervlak. Buigt een luchtstroom naar het noorden of zuiden af, dan zal een 129

130 depressie genegen zijn ook deze richting te volgen. Dit type kaarten zijn daarom belangrijk om uitspraken te doen over het weer van de komende dagen. In dit voorbeeld zien we vrijwel geen verandering en dus zal het karakter van het weerbeeld niet wezenlijk veranderen. 130

131 131

132 12. Weeralarm. Wanneer weersomstandigheden worden verwacht, die problemen of overlast kunnen veroorzaken, geeft het KNMI een waarschuwing of Weeralarm uit. Het Weeralarm is de meest ernstige waarschuwing bij extreem weer, veelal op grote schaal. Naast de verwachting biedt het KNMI-Weeralarm informatie over mogelijke gevolgen en risico's. Het Weeralarm wordt uitsluitend bij extreem weer, gemiddeld zo'n 2 tot 6 keer per jaar, en op zijn vroegst 12 uur tevoren wordt gegeven. Wanneer de meteoroloog eerder al aanwijzingen heeft voor extreme weersontwikkelingen wordt maximaal 72 uur tevoren een voorwaarschuwing uitgebracht. Bij weersomstandigheden, die niet voldoen aan de criteria van het Weeralarm, maar wel gevaar opleveren voor specifieke doelgroepen brengt het KNMI een waarschuwing uit. Tot de specifieke doelgroepen horen het verkeer, de watersport, kleine scheepvaart of beroepsvaart en de luchtvaart. Criteria: wanneer brengt het KNMI een Weeralarm uit? Zware storm Windkracht 10 Zeer zware storm Windkracht 11 Orkaan Windkracht 12 Zeer zware windstoten Meer dan 100 km/h Zware sneeuwval Op grote schaal* meer dan 5 cm/h en een vers sneeuwdek van tenminste 5,5 cm* Sneeuwjacht Sneeuw of driftsneeuw bij windkracht 6 of 7 Sneeuwstorm Sneeuw of driftsneeuw bij windkracht 8 of meer IJzel of ijsregen Gladheid op grote schaal* Zwaar onweer Op grote schaal * minstens 15 ontladingen per minuut binnen een straal van 15 kilometer; eventueel (zeer zware) windstoten, slagregens, wolkbreuken of hagel) *Op grote schaal: een gebied minstens ter grootte van een provincie. 132

133 13. Wat is hypothermie? Vooraf. Nederland kent veel water. De kans om op een of andere manier ongewild te water te geraken is niet denkbeeldig. Het buitenwater in Nederland heeft een temperatuur tussen ongeveer 0 graden Celsius 's-winters en 20 graden Celsius -'zomers. Onverwacht in koud water terechtkomen en een grote hoeveelheid lichaamswarmte afstaan aan het water is geen zeldzaamheid. We spreken van hypothermie, onderkoeling, als de kerntemperatuur van het lichaam is gezakt beneden de 35 graden Celsius. Hypothermie komt meestal voor bij zwemmers, sportduikers, windsurfers en zeilers; maar ook bij schaatsers, vissers en andere watersporters die ongewild in koud water terechtkomen. Het lichaam probeert het afkoelen te beperken door meer warmte te produceren en de warmteafgifte tegen te gaan door het opvoeren van de stofwisseling en te gaan rillen, huiveren en klappertanden. Onderkoelingsverschijnselen. In onderstaand schema zijn de verschijnselen bij verschillende lichaamstemperaturen uiteengezet. Lichaamstemperatuur Verschijnselen bij onderkoeling 37 C Toename van de stofwisseling (rillen) 35 C Desoriëntatie, verlaagde hartslag en verwardheid 33 C Spierstijfheid, grote pupillen en verwardheid, rillen en huiveren is gestopt, krampen, onsamenhangend spreken 31 C Geen peesreflexen meer, het slachtoffer kan bewusteloos raken door onvoldoende zuurstoftoevoer 29 C Bewusteloos, geen reactie op pijnprikkels, hartstilstand. Iedere bewusteloze of schijndode waarbij de verdenking bestaat op hypothermie dient gereanimeerd en deskundig opgewarmd te worden. Grens tussen leven en dood. 27 C Dood, geen reanimatie meer mogelijk 133

134 Overlevingstijden. Dit onderstaande schema laat zien hoe de verhouding ligt tussen de verblijfsduur in uren in het water in relatie tot de watertemperatuur: watertemperatuur geschatte overlevingstijd in het water 0 C ongeveer 9 minuten 5 C ongeveer 1 uur 10 C ongeveer 1 uur en 45 minuten 15 C ongeveer 6 uur en 30 minuten 20 C ongeveer 30 uur 25 C ongeveer 4 dagen of langer Wanneer men bijvoorbeeld de gemiddelde zeewatertemperatuur van ca. 16 C 's zomers en 5-6 C 's winters neemt is de kans op onderkoeling bij te water raken reëel. Opmerking: Een zekere spreiding van overlevingstijd kan worden veroorzaakt door o.a.: Dikte onderhuidse vetlaag, lichaamsbouw, gebruik alcohol of medicijnen, kleding, geslacht, windsnelheid, lichamelijke en geestelijke conditie. Temperatuureffecten. De volgende grafiek geeft het effect van kleding en bewegen in water op de daling van de lichaamstemperatuur (na een verblijfduur van 20 minuten in water). 134

135 Gekleed in water geeft dus minder daling van de lichaamstemperatuur dan ontkleed en door niet te zwemmen verliest men ook minder warmte. Overlevingstijdformule. Onderzoekers hebben na een aantal proeven een formule uitgewerkt, waarin het verband wordt gelegd tussen de tijdsduur die een "drenkeling" in het water ligt en de daling van de lichaamstemperatuur tot ongeveer 30º C, waarbij de grens is bereikt tussen leven en dood. De overlevingsformule luidt voor een stilliggend gekleed persoon met een reddingsvest: Overlevingstijd in minuten = ,2 0,0785 -(0,0034 x watertemp. in C) Omgerekend zal bij 12 C watertemperatuur er een overlevingstijd zijn van 206 minuten oftewel 3 uur en 26 minuten. Overlevingskansen. Grove tijdschaal van de overlevingskansen van een drenkeling die niet bewusteloos is geraakt: watertemperatuur wetsuit gekleed naakt 5 C 3 uur 1 uur ½ uur 10 C 9 uur 3 uur 1 uur 15 C 12 uur 5 uur 2 uur 20 C 15 uur 8 uur 4 uur 135

136 Windchill-index. Ons lichaam kan ook onderkoeld raken door een combinatie van windsnelheid en luchttemperatuur. Dit wordt windchill genoemd. Dit komt veel voor bij bijvoorbeeld windsurfers en zeilers. De windchill is de koude die men werkelijk voelt. De onderstaande windchill - index geeft een risicoschatting aan voor het optreden van bevriezingsletsels van de onbedekte huid in relatie tot windsnelheid en luchttemperatuur: WINDCHILL - INDEX Windsnelheid in Luchttemperatuur in C Klein risico Groot risico Zeer groot risico Beaufort m/s stil 2 lichte bries 3 zachte bries 4 matige bries 4 matige bries 5 stevige bries krachtige wind krachtige bries 7 matige storm Voorbeeld: Bij windstil weer (0-1 meter per seconde) en een luchttemperatuur van + 10 C voelen we de koude ook als 10 C. Bij krachtige wind (13,4 m / sec) en een luchttemperatuur van 10 C, dan voelt de omgevingstemperatuur als -2 C aan en is er een klein risico voor bevriezing van de blote huid ondanks dat de luchttemperatuur + 10 C is. 136

137 Tot slot. Dat veel onderkoelingsgevallen fataal aflopen, is helaas een feit gestaafd door vele krantenberichten. Het ZID heeft er een klapper vol van. Mensen raken in paniek, hebben geen kennis van de gevaren en denken dat alleen zwemmen uitkomst kan brengen. Onderkoeling is dan fataal, terwijl ze misschien een overlevingskans hadden als ze energie en warmte hadden gespaard en rustig de redders / lifeguards hadden afgewacht in de HELP-houding die ze tijdens een ABC-diploma opleiding hadden kunnen leren. Verdere informatie. Onderkoeling en Verdrinking. Dr. R.O. van Kesteren en anderen. Uitgever: GGD Utrecht - Utrecht ISBN: Internet: 137

138 14. Symbolen en codes. Om te kunnen communiceren met elkaar hebben we onze taal in woord en geschrift. Vaak is dit slechts een lokaal hulpmiddel om met elkaar in contact te komen. Een Chinees zal een gesprek in het Nederlands niet kunnen volgen. Dit maakt communicatie erg moeizaam. Om daaraan tegemoet te komen communiceren diverse wetenschappen in voor iedereen binnen deze wetenschap of beroep met een eigen 'taal'. Een voorbeeld is de muziek. Elke musicus kan het notenschrift lezen en zonder problemen een Japans deuntje naspelen, ongeacht zijn moedertaal. Door met pictogrammen of symbolen te werken kan ook elke meteoroloog waar ook in de wereld weerkaarten van andere landen lezen. Aan de basis van deze symbolen staat een weerrapport in codevorm. Ook deze codes zijn wereldwijd gestandaardiseerd. Het spreekt voor zich dat berichten in codevorm gemakkelijker te verspreiden en te analyseren zijn dan uitvoerige geschreven weerberichten, nog afgezien van de taal waarin deze geschreven zijn. Omdat er enkele tienduizenden weerstations in de wereld zijn en omdat berichten snel verspreid en geanalyseerd moeten kunnen worden, wordt in de meteorologie hoofdzakelijk met gecodeerde berichten gewerkt. Dit wordt al zo gedaan sedert de komst van de telegraaf. Op deze wijze konden grote stromen data binnen korte tijd verspreid en verwerkt worden. De belangrijkste coderingen hebben ook een symbool. In de hier getoonde symbolenset kunt u nagaan wat de weerkaart u te vertellen heeft. Op dit moment worden op deze weerpagina de volgende symbolen met hun codering afgebeeld. Klik op de opties hiernaast. Stationplots. N Bedekking in achtste delen 4 7 dd Windrichting in ff Windsnelheid in m/s of knopen 4 20 VV Zicht 5 66 ww Huidig weer 4 80 W 1 Verleden weer 4 9 W 2 Verleden weer 4 8 PPP Luchtdruk op zeeniveau in hpa TT Temperatuur in C 2 20 N h Bedekking lage wolken 5 4 C L Type lage bewolken 4 2 h Hoogte lage wolken 5 3 C M Type middelbare bewolking 4 5 C H Type hoge bewolking 4 2 T d T d Dauwpunt in C 2 14 a Luchtdruktendens 4 3 pp Luchtdruktendens in 0,1 hpa

139 Bovenlucht. dd Windrichting in ff Windsnelheid in m/s of knopen 4 20 TT Temperatuur in C 2-6 T d T d Dauwpunt in C 2 5 Hoogte Niveau waarop een bepaalde luchtdrukwaarde gemeten wordt Luchtdruk, met weglating van de 9 of 10 in het getal. 2 Afgerond op hele graden. 3 Op waarnemingen van de bovenlucht wordt gekeken op welke hoogte een luchtdruk heerst. Gangbare hoogtekaarten zijn 850, 500, 300 en 100 hpa. Dit voorbeeld is een 850 hpa plot. Ten behoeve van de luchtvaart komen ook plots en kaarten voor waarop de luchtdruk op een vaste hoogte in voeten gegeven worden. 4 Symbool. 5 Code. 139

140 Synoptische code. Inleiding. Een weerkundige synoptische code is een verkorte zakelijke weergave van meteorologische waarnemingen, gedaan op een bepaald tijdstip. In dit voorbeeld gaan we aan de hand van een fictief rapport de synoptische code ontrafelen met gegevens die noodzakelijk zijn om een stationsplot (sectie 0 en 1) te maken. In een later stadium zullen hier ook de andere secties opgenomen worden. Het rapport begint met een header. Hierin staan enkele kerngegevens over de herkomst en tijdstip van de waarnemingen. Elk landstation is verplicht om sectie 0 en 1 in de synoptische rapporten op te nemen. In deze sectie wordt de plaats van het station aangegeven en de belangrijkste waarnemingen. Hiervoor is het onderstaande model gebruikelijk. Codegroepen welke niet in gebruik zijn worden in het rapport weggelaten. In de uitleg worden deze codes wel vermeld, maar in het voorbeeldrapport ontbreken deze dus. Naast de internationale codegroepen zijn er ook regionale en nationale codegroepen in gebruik. De laatste twee worden wel genoemd in de onderstaande overzichten maar niet nader behandeld. Heeft u hier vragen over, dan kunt u hierover contact met ons opnemen. Landstation. HEADER S M N L 1 0 E H D B SECTIE 0 M i M i M j M j Y Y G G i w I I i i i A A X X SECTIE 1 i R i X h V V N d d f f 1 s n T T T 2 s n T d T d T d 3 P o P o P o P o 4 P P P P 5 a p p p R R R t R 7 w w W 1 W 2 8 N H C L C M C H 9 h h / / SECTIE D s v s 0 s n T w T w T w 1 P wa P wa H wa H wa 2 P w P w H w H w 3 d w1 d w1 d w2 d w / / P w1 P w1 H w1 H w1 5 P w2 P w2 H w2 H w2 6 I s E s E s R s I C E klare_taal c i S i b i D i z i SECTIE s n T x T x T x 2 s n T n T n T n 3 E s n T g T g 4 E' s s s 5 j 1 j 2 j 3 j 4 6 R R R t r N s C h s h s 8 N s C h s h s 8 N s C h s h s 9 S p S p s p s p SECTIE N' C' H' H' C t SECTIE Deze sectie bevat coderingen die per land verschillend zijn. Derhalve wordt deze niet nader verklaard. 140

141 Header SMNL10 EHDB De eerste twee letters geven het waarnemingsuur aan volgens onderstaande tabel. Daarna volgt de landcode, in dit geval Nederland en het bulletin nummer. Dan volgt de locatie indicator, voor de Bilt als verzamelstation/hoofdstation van Nederland is dat EHDB. De reeks getallen die daarop volgt geven achtereenvolgens dag van de maand (03) en het uur waarop het rapport betrekking heeft (1800). Symbool Omschrijving WAARNEMINGSUREN Uren CUT SI Synopt Intermediate Hours 03:00; 09:00; 15:00; 21:00 SM Synopt Main Hours 00:00; 06:00; 12:00; 18:00 SN Synopt Non Standard Hours Alle overige uren. Sectie 0 Code Omschrijving Voorbeeld Commentaar M i M i M j M j YYGGi w IIiii M i M i M j M j M i M i M j M j YYGGi w YY Kenletters van het rapport en deel van het rapport. Dag van de maand. AAXX 03 AAXX Landstation BBXX Ship GG Actuele waarnemingstijd, afrond op het meest nabije hele uur. 18 i w IIiii Windindicator II Bloknummer 06 06=Europa Iii Stationsnummer =De Bilt 1 windsnelheid in m/s 0=Windsnelheid geschat 1=Windsnelheid volgens windinstrumenten windsnelheid in knopen 3=Windsnelheid geschat 4=Windsnelheid volgens windinstrumenten Sectie 1 Code Omschrijving Voorbeeld Commentaar 141

142 i R i X hvv i R i R i X hvv Nddff 1s n TTT 2s n T d T d T d 3 P o P o P o P o 4PPPP 5appp 6RRRt R 7wwW 1 W 2 8N h C L C M C H Indicator omtrent het opnemen of weglaten van neerslaggegevens. 1 1 melding in sectie 1 2 melding in sectie 3 3 niet opgenomen 4 onbekend i X Indicator soort station. 1 1 bemand, opgenomen 2 bemand, weggelaten 3 bemand, niet aanwezig 4 autom, opgenomen 5 autom, weggelaten 6 autom, niet aanwezig. h Hoogte boven het aardoppervlak van de basis der laagste waargenomen wolken. VV Horizontaal zicht. 66 Nddff N Gedeelte van de bedekt met wolken. 7 dd Windrichting t.o.v. ware N in tientallen graden. 23 ff Windsnelheid in knopen. 20 1s n TTT 1 Kengetal. 1 s n Cijfer dat het teken van de temperatuur aangeeft. 0 0=positief of 0 C; 1=negatief TTT Luchttemperatuur in tiende graden s n T d T d T d 2 Kengetal. 2 s n Cijfer dat het teken van de temperatuur aangeeft. 0 0=positief of 0 C; 1=negatief T d T d T d Dauwpuntstemperatuur in tiende graden P o P o P o P o 3 Kengetal. P o P o P o P o Luchtdruk in tienden van hpa's op stationsniveau Duizendtallen worden weggelaten. 3 4PPPP 4 Kengetal. 4 PPPP Luchtdruk in tienden van hpa's op zeeniveau 0105 Duizendtallen worden weggelaten. 5appp 5 Kengetal. 5 a Karakter luchtdrukverandering in afgelopen 3 uren Ppp 6RRRt R Bedrag van luchtdrukverandering op stationsniveau in de afgelopen 3 uren in tienden van hpa. 6 Kengetal. 6 RRR Neerslaghoeveelheid in de periode t R 013 Neerslag in mm; enkele druppels = 990; 0,1=991 enz. t R Duur van de periode waarover de neerslag is bepaald in eenheden van 6 uur eindigend op het waarnemingstijdstip

143 7wwW 1 W 2 7 Kengetal. 7 ww Weer op het moment van waarneming en het afgelopen uur. W 1 W 2 Verleden weer. 98 8N h C L C M C H 8 Kengetal 8 N h Gedeelte van de hemel bedekt met wolken C L (of C M indien geen wolken C Laanwezig). C L Lage wolken. 2 C M Middelbare wolken. 5 C H Hoge wolken =onbewolkt 1=max of 1/8 2=2/8, enz 9=geen schatting mogelijk / geen waarneming Sectie 2 Sectie 2 wordt alleen gebruikt voor kuststations welke ook maritieme waarnemingen verrichten. Code Omschrijving Voorbeeld Commentaar 222D s v s 0S n T w T w T w 1P wa P wa H wa H wa 2P w P w H w H w 3d w1 d w1 d w2 d w2 4P w1 P w1 H w1 H w1 5P w2 P w2 H w2 H w2 6I s E s E s R s ICE+of klare taal of ci S i b i D i z i 222D s v s 222 Sectie aanduiding D s Richting waarin de golven worden waargenomen / landstation v s Vaart van schip over afgelopen 3 uren (n.v.t.) / landstation 0S n T w T w T w 0 Kengetal S n Cijfer dat het teken van de temperatuur aangeeft. T w T w T w Zeewater temperatuur 163 1P wa P wa H wa H wa 1 Kengetal Uit instrumentale metingen P wa P wa Golfperioden in seconden =positief of 0 C; 1=negatief H wa H wa Golfhoogten in eenheden van halve meters 02 01=0,5; 02=1m enz. 2P w P w H w H w Uit schattingen 2 Kengetal Uit P w P w H w H w 3d w1 d w1 d w2 d w2 3 Kengetal Golfperioden in seconden Golfhoogten in eenheden van halve meters d w1 d w1 d w2 d w2 Richting waaruit de deiningsgolven komen t.o.v. het ware noorden in tientallen graden. Richting waaruit de deiningsgolven komen t.o.v. het ware noorden in tientallen graden. Alleen als er twee verschillende deiningen te onderscheiden zijn. 143

144 4P w1 P w1 H w1 H w1 4 Kengetal P w1 P w1 H w1 H w1 Deiningsperioden in seconden Deiningshoogten in eenheden van halve meters 5P w2 P w2 H w2 H w2 5 Kengetal P w2 P w2 H w2 H w2 6I s E s E s R s Deiningsperioden in seconden Deiningshoogten in eenheden van halve meters Wordt weggelaten als er maar één deiningsrichting is. 6 Kengetal I s IJsafzetting op schepen 1 door stuifwater; 2 door mist; 3 door 1 en 2; 4 door regen; 5 door 1 en 4. E s E s Dikte van ijsafzetting op schepen in cm R s Karakter van ijsafzetting op schepen 0 neemrt niet toe; 1 neemt langzaam toe; 2 neemt snel toe; 3 smelt of brokkelt; langzaam af; 4 smelt of brokkelt snel af. ICE+of klare taal of c i S i b i D i z i c i S i b i D i z i Concentratie en rangschikking zee-ijs Ontwikkelingsstadium van het ijs IJs oorspronkelijk op land gevormd Richting van het zee-ijs Toestand en ontwikkeling van zee-ijs in voorafgaande 3 uur Sectie 3 Deze sectie bevat coderingen welke regionaal worden vastgesteld. Onderstaand het Europese model. Nationaal wordt vastgesteld of deze sectie al of niet wordt toegevoegd aan de synops. Code Omschrijving Voorbeeld Commentaar 333 1s n T x T x T x 2s n T n T n T n 3Es n T g T g 4E'sss 5j 1 j 2 j 3 j 4 6RRRt r 8N s Ch s h s 9S p S p s p s p Sectie aanduiding 0S n T x T x T x 0 Kengetal Sn TxTxTx Cijfer dat het teken van de temperatuur aangeeft. Maximum luchttemperatuur in tienden graden tussen 6 en 18 UT, opgenomen in het rapport van 18 UT =positief of 0 C; 1=negatief 1S n T n T n T n 1 Kengetal 144

145 Sn TnTnTn 3Es n T g T g Cijfer dat het teken van de temperatuur aangeeft. Minimum luchttemperatuur in tienden graden tussen 18 en 6 UT, opgenomen in het rapport van 6 UT. 0=positief of 0 C; 1=negatief 3 Kengetal E Toestand van de grond, geen sneeuw of ijs 0=droog 1=vochtig 2=doorweekt (plassen) 3=overstroomd 4=naakt, bevroren 5=ijzel 6=los stof/zand, deel van omgeving 7=los stof/zand, gehele omgeving 8=dikke laag los stof of zand, gehele omgeving 9=droog en gebarsten /=bedekt met sneeuw/ijs Sn TgTg 4E'sss 4 E' Cijfer dat het teken van de temperatuur aangeeft. Toestand van de grond bedekt met sneeuw of ijs 0=positief of 0 C; 1=negatief Grasminimum in hele graden van de afgelopen nacht. 0=voornamelijk sneeuw/ijs 1=vaste/natte sneeuw, <1/2 omgeving 2=vaste/natte sneeuw, >1/2 omgeving 3=effen laag vaste/natte sneeuw, 1/1 omgeving 4=oneffen laag vaste/natte sneeuw, 1/1 omgeving 5=losse droge sneeuw, <1/2 omgeving 6=losse droge sneeuw, >1/2 omgeving 7=effen laag losse droge sneeuw, 1/1 omgeving 8=oneffen laag losse droge sneeuw, 1/1 omgeving 9=sterke opeenhopingen Sss Sneeuwhoogte in cm 001=1cm 002=2cm, enz 997= >0,5cm 998=onderbroken dek 999=geen meting of onbetrouwbaar 5j 1 j 2 j 3 j 4 5 Kengetal j1j2j3j4 6RRRt r 6 Kengetal Aanvullende set gegevens over veranderingen aan het weer. Details RRR Neerslaghoeveelheid 001=1mm 002=2mm, enz; 990=enkele druppels; 991=0.1mm 992=0.2mm, enz. tr 8N s Ch s h s 8 Kengetal Neerslagduur in uren Voor elke wolkenlaag worden de gegevens opgenomen Ns Bedekkingsgraad 2 0=onbewolkt 1=max of 1/8 2=2/8, enz 9=geen schatting mogelijk / geen waarneming 145

146 C Wolkengeslacht 8 Hshs Wolkenhoogte in ft 45 00=<100 ft 01=100 ft 02=200 ft, enz tot 50=5000 ft; 56=6000 ft 57=7000 ft, enz tot 80=30000 ft, 81=35000 ft, 82=40000 ft, enz tot 88=70000 ft 89= >70000 ft; 90=0-50m 91=50-100m 92= m 93= m 94= m 95= m 96= m 97= m 98= m 99= >2500m of geen wolken 9S p S p s p s p 9 Kengetal SpSpspsp Bijzondere weersverschijnselen beginnend met: 901 tot 910: aanduiding van tijdsstippen op hele uren: 911 tot 919: wind en zeegang: 920 tot 928: ijsafzetting, driftsneeuw, gekleurde of zware neerslag: 940 tot 949: zonneschijn en wolken Sectie 4 Sectie bevat wolkengegevens voor bergstations. De coderingen zijn gelijk als voor andere landstations, met dien verstande dat nu niet van de wolkenbasis wordt uitgegaan, maar van wolkentoppen. De codes moeten dus andersom gelezen worden. Zie voor verklaring bij de codes zonder de accenten. Code Omschrijving Voorbeeld Commentaar 444 N'C'H'H'C t Sectie aanduiding N'C'H'H'C t N' C' H'H' Kengetal Wolkengeslacht Hoogte wolkentoppen boven zeeniveau in hectometers C t Beschrijving bovenkant der toppen 0=wolkenflarden Vlakke bovenkant: 1=gesloten dek 2=kleine openingen 3=grote openingen Golvende bovenkant: 4=gesloten dek 5=kleine openingen 6=grote openingen 7=vrijwel gesloten tot gesloten dek op optorende wolken 8=groepen wolken met optorende wolken 9=twee of meer lagen op verschillende niveaus 146

147 SFLOCS (Bliksemrapporten). Inleiding Onweer behoord tot een van de meest interessante weersverschijnselen. Nog steeds zijn alle geheimen van donder en bliksem niet opgelost. Vraag is ook vaak of het in een bepaalde regio heeft geonweerd en hoe zwaar het onweer geweest is. Wereldwijd wordt in vele landen daarom het aantal ontladingen geteld. De UKMO (De meteorologische dienst van het United Kingdom) maakt elk half uur een rapportage van het aantal ontladingen voor geheel Europa. Deze rapporten worden SFLOCs genoemd en betekent: SFerics LOCations. Met sferics worden alle elektrische ontladingen in de atmosfeer bedoeld welke radiostraling veroorzaken. Met moderne bliksemtellers kunnen inslagen tot op een paar kilometer nauwkeurig bepaald worden. De SFLOC rapporten vatten deze gegevens samen in velden met een raster van 0,5 voor de geografische lengte en breedte. Onderstaand een overzicht welke rapporten beschikbaar zijn en wanneer deze gepubliceerd worden. Observatie Tijd Aanmaaktijd Tijd beschikbaar Rapporttype HH-30 to HH+00 HH+00 to HH+10 HH+10 to HH+15 SFUK30 EGRR YYGG00 HH+00 to HH+30 HH+30 to HH+40 HH+40 to HH+45 SFUK31 EGRR YYGG30 Het SFLOC rapport HEADER S F U K 3 0 E G R R Y Y G G 0 0 HH = uur, YY = datum, GG = GMT uur SFLOC RAPPORT S F L O C n G G x 4 a i A i 9 n f x 4 a i A i L a L a L o L o k S F L O C / = Header De header geeft eerst het soort rapport aan. In dit geval een rapport over blikseminslagen. Het getal 30 of 31 geeft aan op welk halfuurvak het rapport betrekking heeft. Zie daarvoor de bovenstaande tabel. De letters EGRR melden welk station het rapport heeft opgesteld. In dit geval de UKMO, de meteorologische dienst van Groot Brittanië. De groep YYGG00 geeft achtereenvolgens: de dag van de maand, het uur in UT en het halfuur waarop het rapport is aangemaakt. Code Omschrijving Voorbeeld Commentaar SFLOC SFLOC 6661n SFLOC 6661n GGx 4 a i A i L a L a L o L o k 9n f x 4 a i A i L a L a L o L o k Sferic LOCation bulletin, kengegevens van het rapport 6661 Aanduiding om aan te geven dat een automatisch netwerk gebruikt is voor de waarnemingen n Type apparatuur 1 0=EA systeem 1=UKMO ATD systeem 2=UKMO ATD systeem, gecorrigeerd op fouten. 147

148 GGx 4 a i A i GG x 4 Tijdstip van het rapport in UTC De hemisfeer waarop het rapport betrekking heeft 0 Noord a i Soort en eigenschappen van de ontladingen / /=geen opgave, 0=geen ontladingen, 2=geïsoleerd, 4=verspreide haarden, 6=haarden op een lijn liggend, 9=geen rapport wegens technische problemen. A i Foutcorrectie bij n=2 0 Correctie en frequentie 0=Geen opgave (nvt) 1 <50 km en <1/s km en <1/s 3 >50 km en <1/s 4 <50 km en >1/s km en >1/s 6 >50 km en >1/s 7 <50 km en te hoge frequentie om te kunnen tellen km en te hoge frequentie om te kunnen tellen 9 >50 km en te hoge hoge frequente om te kunnen tellen L a L a L o L o k Wordt niet opgegeven als n = 0 of 1 9n f x 4 a i A i 9 Aanduiding automatische waarnemingen n f Hoogste aantal ontladingen in een periode 10 minuten voor het half uur waarvoor het rapport geld. x 4 De hemisfeer waarop het rapport betrekking heeft 0 0=1 1=2 tot 3 2=4 tot 8 3=9 tot 15 4=16 tot 24 5=25 tot 35 6=36 tot 48 7=49 tot 63 8=64 tot 80 9=81 of meer /=geen specificatie 0 Noord a i Soort en eigenschappen van de ontladingen 2 /=geen opgave, 0=geen ontladingen, 2=geïsoleerd, 4=verspreide haarden, 6=haarden op een lijn liggend, 9=geen rapport wegens technische problemen. A i Foutcorrectie bij n=2 0 Correctie en frequentie 0=Geen opgave (nvt) 1 <50 km en <1/s km en <1/s 3 >50 km en <1/s 4 <50 km en >1/s km en >1/s 6 >50 km en >1/s 7 <50 km en te hoge frequentie om te kunnen tellen km en te hoge frequentie om te kunnen tellen 9 >50 km en te hoge hoge frequente om te kunnen tellen L a L a L o L o k L a L a Geografische breedte in hele graden 38 L o L o Geografische lengte in hele graden

149 k Indicator voor halve graden 0 0=Oosterlengte als opgegeven 1=Oosterlengte +0,5 in breedte 2=Oosterlengte +0,5 in lengte 3=Oosterlengte +0,5 in L+B 4=Oosterlengte in hele graden 5=Westerlengte als opgegeven 6=Westerlengte +0,5 in breedte 7=Westerlengte +0,5 in lengte 8=Westerlengte +0,5 in L+B 9=Westerlengte in hele graden Dit blok wordt telkens herhaald voor elk geografisch vak waarvoor 9n f x 4 a i A i geldig is. Daarna volgt opnieuw een 9n f x 4 a i A i groep. Dus bijvoorbeeld 92x 4 a i A i. Dit wordt op zijn beurt weer gevolgd met de geografische vakken waarvoor de waarnemingen geldig zijn. Het eind van het rapport wordt aangegeven met "=". SYNOPS in Nederland. De SYNOP in Nederland wordt door alle KNMI stations elk uur gemaakt. Op sommige militaire vliegvelden gaat men na uur vaak over op een onbemande situatie en zijn de SYNOPS afwijkend en bevatten dan geen gegevens over wolken en weergesteldheid. Door automatische stations wordt altijd op onbemande basis waarnemingen gemaakt (voorbeelden zijn Nieuw Beerta, Hupsel, Heino, Westdorpe enz.). En... voor de volledigheid de actuele stationslijst van Nederland: stat.no ICAO Stationsnaam geogr. positie hoogte boven zeespiegel (m) EHVB VALKENBURG (NAVY) NL 5211N 00425E IJMUIDEN NL 5228N 00435E TEXELHORS WP NL 5300N 00443E EHKD DE KOOY (NAVY) & NL 5255N 00447E F3 NL 5451N 00444E EHAM AMSTERDAM/SCHIPHOL NL 5218N 00446E EHVL VLIELAND NL 5315N 00455E BLOEMENDAAL NL 5225N 00433E BERKHOUT AWS NL 5239N TERSCHELLING(LGT-H) NL 5322N 00513E TERSCHELLING HOORN NL 5323N 00521E K13\A NL 5313N 00313E AUK ALFA NL 5624N 00204E MEETPOST NOORDWIJK NL 5216N 00418E NOORDELIJKE ZEERAAF NL 6114N 00109E EHDB DE BILT NL 5206N 00511E EHSB SOESTERBERG RNLAFB NL 5208N 00516E STAVOREN AWS NL 5253N 00521E HOUTRIB NL 5232N 00526E LELYSTAD AWS NL 5227N 00523E EHLW LEEUWARDEN RNLAFB NL 5313N 00545E MARKESSE AWS NL 5242N 00553E EHDL DEELEN RNLAFB NL 5204N 00553E LAUWERSOOG AWS NL 5342N 00612E HEINO AWS NL 5226N 00616E HOOGEVEEN AWS NL 5244N 00631E EHGG GRONINGEN/EELDE NL 5308N 00635E HUPSEL AWS NL 5204N 00639E HUIBERTGAT WP NL 5334N 00624E NIEUW BEERTA AWS NL 5312N 00709E EHTW TWENTE RNLAFB NL 5216N 00654E CADZAND WP NL 5123N 00323E

150 06310 VLISSINGEN NL 5127N 00336E OOSTERSCHELDE WP NL 5141N 00336E SCHAAR NL 5139N 00342E WESTDORPE AWS NL 5132N 00354E LE GOEREE NL 5156N 00340E EURO PLATFORM NL 5200N 00317E WILHELMINADORP AWS NL 5132N 00355E HOEK VAN HOLLAND NL 5159N 00406E THOLEN WP NL 5131N 00408E EHWO WOENSDRECHT RNLAFB& NL 5127N 00420E ROTTERDAM AWS NL 5153N 00419E EHRD ROTTERDAM AIRPORT NL 5157N E CABAUW TOWER NL 5158N 00456E EHGR GILZE-RIJEN RNLAFB NL 5134N 00456E HERWIJNEN AWS NL 5152N 00509E EHEH EINDHOVEN RNLAFB NL 5127N 00525E EHVK VOLKEL RNLAFB NL 5139N 00542E ELL NL 5120N 00552E EHBK MAASTRICHT AIRPORT NL 5055N 00547E ARCEN AWS NL 5130N 00612E 0019 Voorbeelden SYNOPS: / = // = = = / = 150

151 Fronten, luchtdruk, wind en zicht. a Karakter luchtdrukveranderingen in afgelopen 3 uren Symbool Code Toets Omschrijving a KARAKTER LUCHTDRUKVERANDERING IN AFGELOPEN 3 UREN. 0 Alt-93 Stijgend, daarna dalend; luchtdruk is dezelfde als, of hoger dan drie uren tevoren 1 Alt-94 Stijgend, daarna standvastig; of stijgend, daarna langzamer stijgend; luchtdruk is hoger dan drie uren tevoren. 2 Alt-95 Stijgend (regelmatig of onregelmatig); luchtdruk is hoger dan drie uren tevoren. 3 Alt-96 Dalend of standvastig; daarna stijgend; of stijgend, daarna sneller stijgend; luchtdruk is hoger dan drie uren tevoren. 4 Alt-97 Standvastig; luchtdruk is dezelfde als drie uren tevoren. 5 Alt-98 Dalend, daarna stijgend; luchtdruk is dezelfde als, of lager dan drie uren tevoren. 6 Alt-99 Dalend, daarna standvastig; of dalend, daarna langzamer dalend; luchtdruk is lager dan drie uren tevoren. 7 Alt-100 Dalend (regelmatig of onregelmatig); luchtdruk is lager dan drie uren tevoren. 8 Alt-101 Stijgend of standvastig, daarna dalend; of dalend, daarna sneller dalend; luchtdruk is lager dan drie uren tevoren. 151

152 Fronten. Symbool Omschrijving Koudefront. Koudefront in de hogere luchtlagen. Koudefront aan het aardoppervlak en in de hogere luchtlagen. Warmtefront. Warmtefront in de hogere luchtlagen. Warmtefront aan het aardoppervlak en in de hogere luchtlagen. Stationair front. Occlusie van koude- en warmtefront Occlusie van koude- en warmtefront in de hogere luchtlagen. ddff Wind dd WINDRICHTING (t.o.v. van het ware noorden in tientallen graden). Code Omschrijving 00 stil veranderlijk ff WINDSNELHEID IN KNOPEN ff Is de gemiddelde windsnelheid over 10 minuten voorafgaande aan de waarnemingstijd. Heeft zich in de genoemde periode van 10 minuten een plotselinge verandering voorgedaan in de windrichting en/of snelheid, dan wordt het gemiddelde bepaald over het tijdvak tussen het tijdstip van verandering en het tijdstip van de waarneming. Windsnelheden van meer dan 100 knopen worden gemeld met drie cijfers. 152

153 Windvaantjes Symbool Omschrijving Stilte >3 knopen. 3 tot 7 knopen. 8 tot 12 knopen. 13 tot 17 knopen. 18 tot 22 knopen. 28 tot 23 knopen. 48 tot 52 knopen. 58 tot 62 knopen. 98 tot 102 knopen. Opmerkingen Een knoop is bijna 0,5 m/s. De richting van het stokje geeft de windrichting aan. Het cirkeltje van het windvaantje staat op de plaats van het weerstation. In het cirkeltje van het windvaantje wordt de bedekking van de wolkenlucht aangegeven. 153

154 Synoptische symbolen. ww karakter van het weer in het afgelopen uur en op het moment van de waarneming Symbool Code Toets Omschrijving 00 Alt-33 Ontwikkeling van de bewolking in het afgelopen uur niet waargenomen of niet waar te nemen; de gemelde karakteristieke verandering in het uiterlijk van de lucht heeft betrekking op het afgelopen uur. 01 Alt-34 Bewolking in het algemeen afgenomen wat de hoeveelheid en/of de dichtheid en/of de verticale ontwikkeling betreft; de gemelde karakteristieke verandering in het uiterlijk van de lucht heeft betrekking op het afgelopen uur. 02 Alt-35 Uiterlijk van de lucht in het algemeen onveranderd; De gemelde karakteristieke verandering in het uiterlijk van de lucht heeft betrekking op het afgelopen uur. 03 Alt-36 Bewolking in het algemeen toegenomen wat de hoeveelheid en/of de dichtheid en/of de verticale ontwikkeling betreft; De gemelde karakteristieke verandering in het uiterlijk van de lucht heeft betrekking op het afgelopen uur. 04 Alt-37 Zicht verminderd door rook (b.v. door bos- of heidebrand), industriestof of vulkanische as; heiigheid, rook, stof of zand. 05 Alt-38 Heiigheid; zichtbeperking hoofdzakelijk als gevolg van stof, rook, zand e.d.; heiigheid, rook, stof of zand. 06 Alt-39 Stof in de lucht, niet veroorzaakt door wind op of nabij het station tijdens de waarneming; heiigheid, rook, stof of zand. 07 Alt-40 Stof of zand in de lucht, veroorzaakt door wind op of nabij het station tijdens de waarneming, maar geen goed ontwikkelde stof- of zandhoosjes en geen stof- of zandstorm binnen de gezichtskring of op zee: hoog verwaaiend stuifwater; heiigheid, rook, stof of zand. 08 Alt-41 Goed ontwikkelde stof- of zandhoosjes, waargenomen op of nabij het station tijdens de waarneming of in het afgelopen uur, maar geen stof- of zandstorm; heiigheid, rook, stof of zand; heiigheid, rook, stof of zand. 09 Alt-42 Stof- of zandstorm tijdens de waarneming binnen de gezichtskring of op het station in het afgelopen uur; heiigheid, rook, stof of zand. 10 Alt-43 Nevel; het zicht is beperkt t.g.v. waterdruppeltjes of ijskristalletjes, maar het bedraagt 1000 m of meer waargenomen. 154

155 11 Alt-44 Mist (ijsmist) op het station niet hoger reikend dan plm. 2 m op land of 10 m op zee (laaghangende mist); geen gesloten laag. 12 Alt-45 Mist (ijsmist) op het station niet hoger reikend dan plm. 2 m op land of 10 m op zee (laaghangende mist) min of meer gesloten laag. 13 Alt-46 Bliksem, lichten of weerlicht, donder niet hoorbaar, geen neerslag op het station. 14 Alt-47 Neerslag binnen de gezichtskring, welke het aardoppervlak niet bereikt. 15 Alt-48 Neerslag binnen de gezichtskring, welke het aardoppervlak bereikt, doch op grote afstand (d.i. naar schatting meer dan 5 km) van het station. 16 Alt-49 Neerslag binnen de gezichtskring, welke het aardoppervlak nabij, doch niet op het station, bereikt. 17 Alt-50 Onweer tijdens de waarneming, maar geen neerslag op het station. 17a Alt-51 Onweer op afstand; verwijderd donder en bliksem waargenomen (afstand meer dan 10km), al of niet met regen op het station. Deze code is in gebruik bij de vereniging. 17b Alt-52 Alleen donder gehoord; geen neerslag op het station en geen bliksem. Deze code is in gebruik bij de vereniging. 18 Alt-53 Zware windstoot (stoten) op het station of binnen de gezichtskring, in het afgelopen uur of tijdens de waarneming. 19 Alt-54 Water- of windhoos (hozen) op het station of binnen de gezichtskring, in het afgelopen uur of tijdens de waarneming. 155

156 20-29 Symbool Code Toets Omschrijving NEERSLAG, (MIST OF IJSMIST) OF ONWEER OP HET STATION IN HET AFGELOPEN UUR, MAAR NIET TIJDENS WAARNEMING 20 Alt-55 Motregen (niet met ijzel) of motsneeuw; niet in de vorm van buien. 21 Alt-56 Regen (niet met ijzel); niet in de vorm van buien. 22 Alt-57 Sneeuw; niet in de vorm van buien. 23 Alt-58 Regen en sneeuw of ijsregen (bevroren regen); niet in de vorm van buien. 24 Alt-59 Motregen of regen met ijzel; niet in de vorm van buien. 25 Alt-60 Regenbui(en). 26 Alt-61 Sneeuwbui(en) of bui(en) met regen en sneeuw. 27 Alt-62 Bui(en) met korrelhagel, korrelsneeuw of hagel, eventueel vergezeld van regen. 28 Alt-63 Mist (of ijsmist). 29 Alt-64 Onweer (met of zonder neerslag). 156

157 30-39 Symbool Code Toets Omschrijving STOFSTORM, ZANDSTORM OF DRIFTSNEEUW 30 Alt-65 Lichte of matige stof- of zandstorm; is afgenomen in het afgelopen uur. 31 Alt-66 Lichte of matige stof- of zandstorm; zonder merkbare verandering in het afgelopen uur. 32 Alt-67 Lichte of matige stof- of zandstorm; is begonnen of toegenomen in het afgelopen uur. 33 Alt-68 Zware stof- of zandstorm; is afgenomen in het afgelopen uur. 34 Alt-69 Zware stof- of zandstorm; zonder merkbare verandering in het afgelopen uur. 35 Alt-70 Zware stof- of zandstorm; is begonnen of toegenomen in het afgelopen uur. 36 Alt-71 Lichte of matige lage driftsneeuw; het zicht op ooghoogte is niet merkbaar verminderd. 37 Alt-72 Zware lage driftsneeuw; het zicht op ooghoogte is niet merkbaar verminderd. 38 Alt-73 Lichte of matige lage driftsneeuw; het zicht op ooghoogte is wel merkbaar verminderd. 39 Alt-74 Zware lage driftsneeuw; het zicht op ooghoogte is wel merkbaar verminderd. 157

158 40-49 Symbool Code Toets Omschrijving MIST (OF IJSMIST) TIJDENS DE WAARNEMING 40 Alt-75 Mist binnen de gezichtskring tijdens de waarneming (niet op het station, ook niet in het afgelopen uur); de bovenkant van de mist bevindt zich op een grotere hoogte dan de waarnemer. 41 Alt-76 Mistbanken. 42 Alt-77 Mist, bovenlucht zichtbaar; is in het afgelopen uur dunner geworden. 43 Alt-78 Mist, bovenlucht onzichtbaar; is in het afgelopen uur dunner geworden. 44 Alt-79 Mist, bovenlucht zichtbaar; geen merkbare verandering in het afgelopen uur. 45 Alt-80 Mist, bovenlucht onzichtbaar; geen merkbare verandering in het afgelopen uur. 46 Alt-81 Mist, bovenlucht zichtbaar; is opgekomen of dikker geworden in het afgelopen uur. 47 Alt-82 Mist, bovenlucht onzichtbaar; is opgekomen of dikker geworden in het afgelopen uur. 48 Alt-83 Mist, met afzetting van rijp of ruige rijp, bovenlucht zichtbaar. 49 Alt-84 Mist, met afzetting van rijp of ruige rijp, bovenlucht onzichtbaar. 158

159 50-59 Symbool Code Toets Omschrijving MOTREGEN 50 Alt-85 Motregen, van tijd tot tijd; licht tijdens de waarneming. 51 Alt-86 Motregen, onafgebroken; licht tijdens de waarneming. 52 Alt-87 Motregen, van tijd tot tijd; matig tijdens de waarneming. 53 Alt-88 Motregen, onafgebroken; matig tijdens de waarneming. 54 Alt-89 Motregen, van tijd tot tijd; zwaar tijdens de waarneming. 55 Alt-90 Motregen, onafgebroken; zwaar tijdens de waarneming. 56 Alt-91 Motregen met ijzel, licht. 57 Alt-92 Motregen met ijzel, matig of dicht. 58 Alt-93 Motregen en regen, licht. 59 Alt-94 Motregen en regen, matig of zwaar. 159

160 60-69 Symbool Code Toets Omschrijving REGEN 60 Alt-95 Regen, van tijd tot tijd; licht tijdens de waarneming. 61 Alt-96 Regen, onafgebroken; licht tijdens de waarneming. 62 Alt-97 Regen, van tijd tot tijd; matig tijdens de waarneming. 63 Alt-98 Regen, onafgebroken; matig tijdens de waarneming. 64 Alt-99 Regen, van tijd tot tijd; zwaar tijdens de waarneming. 65 Alt-100 Regen, onafgebroken; zwaar tijdens de waarneming. 66 Alt-101 Regen met ijzel, licht. 67 Alt-102 Regen met ijzel, matig of dicht. 68 Alt-103 Regen of motregen en sneeuw, licht. 69 Alt-104 Regen of motregen en sneeuw, matig of zwaar. 160

161 70-79 Symbool Code Toets Omschrijving SNEEUW 70 Alt-105 Sneeuw, van tijd tot tijd; licht tijdens de waarneming. 71 Alt-106 Sneeuw, onafgebroken; licht tijdens de waarneming. 72 Alt-107 Sneeuw, van tijd tot tijd; matig tijdens de waarneming. 73 Alt-108 Sneeuw, onafgebroken; matig tijdens de waarneming. 74 Alt-109 Sneeuw, van tijd tot tijd; zwaar tijdens de waarneming. 75 Alt-110 Sneeuw, onafgebroken; zwaar tijdens de waarneming. 76 Alt-111 IJsnaalden, ijslaatjes (met of zonder mist). 77 Alt-112 Motsneeuw (met of zonder mist). 78 Alt-113 Poolsneeuw (met of zonder mist). 79 Alt-114 IJsregen (bevroren regen). 161

162 80-90 Symbool Code Toets Omschrijving BUIIGE NEERSLAG OP HET OGENBLIK VAN WAARNEMING 80 Alt-115 Regenbui, licht. 81 Alt-116 Regenbui, matig of zwaar. 82 Alt-117 Wolkbreuk. 83 Alt-118 Bui met regen sneeuw, licht. 84 Alt-119 Bui met regen sneeuw, matig of zwaar. 85 Alt-120 Sneeuwbui, licht. 86 Alt-121 Sneeuwbui, matig of zwaar. 87 Alt-122 Bui met korrelhagel of korrelsneeuw, eventueel met regen of met regen en sneeuw, licht. 88 Alt-123 Bui met korrelhagel of korrelsneeuw, eventueel met regen of met regen en sneeuw, matig. 89 Alt-124 Bui met hagel, eventueel met regen of met regen en sneeuw, doch zonder donder, licht. 90 Alt-125 Bui met hagel, eventueel met regen of met regen en sneeuw, doch zonder donder, matig of zwaar. 162

163 91-99 Symbool Code Toets Omschrijving ONWEER IN HET AFGELOPEN UUR OF TIJDENS DE WAARNEMING (NEERSLAG TIJDENS DE WAARNEMING) 91 Alt-126 Onweer in het afgelopen uur maar niet tijdens de waarneming, lichte regen tijdens waarneming. 92 Alt-127 Onweer in het afgelopen uur maar niet tijdens de waarneming, matige of zware regen tijdens waarneming. 93 Alt-128 Onweer in het afgelopen uur maar niet tijdens de waarneming, sneeuw, regen en sneeuw, korrelsneeuw of hagel tijdens waarneming, licht. 94 Alt-129 Onweer in het afgelopen uur maar niet tijdens de waarneming, sneeuw, regen en sneeuw, korrelsneeuw of hagel tijdens waarneming, matig of zwaar. 95 Alt-130 Onweer tijdens de waarneming, licht of matig, zonder hagel, korrelhagel of korrelsneeuw, maar met regen en/of sneeuw tijdens de waarneming. 95a Alt-131 Onweer tijdens de waarneming, licht of matig, zonder hagel, korrelhagel of korrelsneeuw, maar met regen tijdens de waarneming. 95b Alt-132 Onweer tijdens de waarneming, licht of matig, zonder hagel, korrelhagel of korrelsneeuw, maar met sneeuw tijdens de waarneming. 96 Alt-133 Onweer tijdens de waarneming, licht of matig, met hagel, korrelhagel of korrelsneeuw tijdens de waarneming. 97 Alt-134 Onweer tijdens de waarneming, zwaar, zonder hagel, korrelhagel of korrelsneeuw, maar met regen en/of sneeuw tijdens de waarneming. 97a Alt-135 Onweer tijdens de waarneming, zwaar, zonder hagel, korrelhagel of korrelsneeuw, maar met regen tijdens de waarneming. 97b Alt-136 Onweer tijdens de waarneming, zwaar, zonder hagel, korrelhagel of korrelsneeuw, maar met sneeuw tijdens de waarneming. 98 Alt-137 Onweer, gepaard met stof- of zandstorm tijdens de waarneming. 99 Alt-138 Onweer, zwaar, met hagel, korrelhagel of korrelsneeuw tijdens de waarneming. 163

164 W1W2 Verleden weer. Symbool Code Toets Omschrijving W VERLEDEN WEER 0 Alt-73 Bewolkt gedeelte 4/8 of minder in het gehele tijdvak. 1 Alt-74 Bewolkt gedeelte meer dan 4/8 in deel van het tijdvak en 4/8 of in een ander deel van het tijdvak. 2 Alt-75 Bewolkt gedeelte meer dan 4/8 in het afgelopen tijdvak. 3 Alt-76 Zandstorm, stofstorm of hoge driftsneeuw. 4 Alt-77 Mist (ijsmist) of zware heiigheid. 5 Alt-78 Motregen, geen bui(en). 6 Alt-79 Regen, geen bui(en). 7 Alt-80 Sneeuw, of regen sneeuw gemengd, geen bui(en). 8 Alt-81 Bui(en). 9 Alt-82 Onweder(s) met of zonder neerslag. / Geen waarneming. 164

165 Fujita (tornadoschaal). F Lichte (stormachtige) tornado F Gematigde tornado F Zware tornado F Zeer zware tornado F Vernietigende tornado F Extreem zware tornado F-6 >513 Zeer extreem zware tornado Lichte schade; Afgewaaide schoorstenen; omgewaaide ondiep wortelende bomen; schade aan verkeersborden. Matige schade; De beneden limiet is het begin van de tornado windsnelheden. Dakbedekking wordt weggeblazen; stacaravans worden van de fundering getild, of waaien om; auto's worden van de weg geblazen; garages worden vernietigd. Zware schade; Daken worden weggeblazen; stacaravans vernietigd; boomkruinen van grote bomen knappen af; kleine objecten worden projectielen. Zeer zware schade; Daken en muren van goed geconstrueerde huizen storten in; treinen worden omgeblazen; meeste boomkruinen knappen af. Verwoestend; Goed geconstrueerde huizen gaan tegen de vlakte; gebouwen op zwakke funderingen worden opgetild en verplaatst; auto's worden projectielen. Totale Verwoesting; Sterk gebouwde boerderijen worden opgetild en elders neergekwakt; auto's worden opgetild en als projectielen gelanceerd over meer dan 100 m; alle takken breken van bomen; staalconstructies bezwijken. Totale Verwoesting; Deze kracht kan niet beoordeeld worden; als zij al optreedt, dan is dat niet meer af te lezen aan schade veroorzaakt door F-4 of F-5 schade. Projectielen als auto's en koelkasten veroorzaken zelf al zoveel secundaire schade dat de F-6 schade niet meer waar te nemen valt. Waarschijnlijk zal de F-6 sterkte alleen af te leiden aan windsporen op de grond. 165

166 Saffir-Simpson (hurricaneschaal). TD <34 <62 Tropische Depressie TS Tropische Storm S Hurricane (P > 980 hpa) S Hurricane (P hpa) S Hurricane (P hpa) S Hurricane ( hpa) S-5 >135 >250 Hurricane (P < 920 hpa) Golven 1-2 m boven normaal Golven 2-3 m boven normaal Golven 3-4 m boven normaal Golven 4-6 m boven normaal Golven >6 m boven normaal Lichte schade; Aan bomen en struiken, niet verankerde woonwagens en reclame masten. Overstroming van laag gelegen kustwegen, schade aan pieren. Matige schade; Bomen waaien om, flinke schade aan reclame masten. Lichte schade aan dakbedekking, enkele gesprongen ruiten en deuren. Laag gelegen kustwegen 2 uur voor maximum overstroomd. Vernieling van pieren, boten losgeslagen van anker. Uitgebreide schade; Met omgewaaide bomen, vernieling van woonwagens en van reclame masten. Overstroming van laag gelegen kustgebieden 3 tot 5 uur voor maximum overstroomd, tot 13 km van de kust. Vernieling van objecten in het water aan kust, ook door rondzwervend afval. Extreme schade; Veel omgewaaide bomen, verwoesting van woonwagens reclame masten, afgewaaide daken. Zware schade aan de kustlijn, laag gelegen kustgebieden (tot 3 m boven zeeniveau) tot ver in het binnenland (10 km) overstroomd. Catastrofale schade, Meeste gebouwen hebben schade aan daken, alle bomen omgewaaid, zeer zware schade aan objecten aan de kustlijn tot hoogte van 5 m boven zeeniveau en tot 450 m vanaf de kust. Uitgebreide laagland overstromingen tot meer dan 15 km landinwaarts. 166

167 Zicht. Code km Code km Code km Code km 00 <0,1 25 2,5 50 5, ,1 26 2,6 51 nvt ,2 27 2,7 52 nvt ,3 28 2,8 53 nvt ,4 29 2,9 54 nvt ,5 30 3,0 55 nvt ,6 31 3, ,7 32 3, ,8 33 3, ,9 34 3, ,0 35 3, ,1 36 3, ,2 37 3, ,3 38 3, ,4 39 3, > ,5 40 4, <0, ,6 41 4, ,05-0,2 17 1,7 42 4, ,2-0,5 18 1,8 43 4, ,5-1,0 19 1,9 44 4, ,0 45 4, ,1 46 4, ,2 47 4, ,3 48 4, ,4 49 4, >50 Opmerkingen. Indien het horizontale zicht in verschillende richtingen gelijk is, wordt het VV met het kleinste zicht gemeld. Indien het zicht ligt tussen twee in de tabel gegeven afstanden, wordt het codecijfer voor de kleinste afstand gemeld. Voor het melden van zicht op zee worden de codecijfers gebruikt. 167

168 15. Lokale effecten. Piet Paulusma heeft ooit in een boek met de titel Bar en Boos het volgende geschreven: Van Zoutkamp tot Ter Apel. Een mooie voorjaarsdag. In Pieterburen wijst de thermometer 16º aan. Op hetzelfde tijdstip waant men zich in Ter Apel met 24º in hartje zomer. Het scheelt een jas tussen de beide plaatsen. Datzelfde kan in de winter gebeuren, maar dan andersom. In Ter Apel kunnen bij -10º best de ijsbloemen op de ramen staan, terwijl de temperatuur in Pieterburen rond het vriespunt schommelt. Ook qua windkracht kennen het noorden en de zuidelijkste punt van de provincie grote verschillen. Wanneer in bijvoorbeeld Jipsingbourtange geen zuchtje wind staat, kan een fietser in Roodeschool best op moeten boksen tegen windkracht zes of zeven. Het antwoord op de vraag hoe dat kan is heel simpel: de invloeden van het water zijn door allerlei omstandigheden niet overal hetzelfde in de provincie. Groningen mag dan net als heel Nederland wetenschappelijk gewoon een zeeklimaat hebben, dat wil nog niet zeggen dat er geen verschillen zijn. Het zeeklimaat van Groningen is anders dan van bijvoorbeeld Zeeland of Limburg. Zelfs de regio's in de provincie verschillen onderling. Misschien minder vergaand dan Noord- en Zuid- Nederland, maar verschil is er wel degelijk. Met dank aan de Waddenzee, de Duitse Bocht, Eems en Dollard. Het gemiddelde weer in Lauwersoog is toch enigszins anders dan in Marum, of in het meest zuidelijke dorp van de provincie: Munnekemoer. Ook tussen dorpen als Oudeschip, Nansum, Termunterzijl en Nieuw-Statenzijl aan de Eems en de Dollard en dorpen als Kiel-Windeweer, Bareveld en Jipsingboermussel tegen de Drentse grens aan zijn zeker verschillen, ook al zijn ze minimaal. Zelfs tussen de noordelijkste en zuidelijkste dorpen kunnen die verschillen merkbaar zijn. Oudeschip, het noordelijkste dorp van ons land heeft door de invloeden van de Waddenzee en de Eems toch te maken met andere weersinvloeden dan Nieuw-Statenzijl op de grens van Nederland en Duitsland in het bekken van de Dollard. Meren zijn in Groningen dun gezaaid, maar we kunnen er niet omheen dat het Zuidlaardermeer, het Paterswoldermeer en het Schildmeer toch van invloed zijn op het weer in de omgeving. En dan hebben we het nog niet eens over de Waddeneilanden. Want Schiermonnikoog mag dan behoren tot Friesland, het is toch een beetje een Gronings eiland. Rottumeroog en Rottumerplaat hebben eveneens te maken met andere weersinvloeden, al heeft niemand er sinds de onbewoonde staat iets aan. Over het hoe en waarom van het weer en het gemiddelde weer in de verschillende streken van de provincie gaat dit hoofdstuk. Wind en het zeewater hebben grote invloed op het zeeklimaat in Groningen. Dat zeewater zorgt in de winter tijdens een vorstperiode nog wel eens voor een interventie. Zo'n interventie -letterlijk vertaald tussenkomst - betekent tijdens vorst een dooiaanval en in voorjaar en zomer op warme dagen plotselinge afkoeling halverwege de middag. Dit geldt vooral voor het Waddenkustgebied en de Waddeneilanden. Deze warmere of koudere lucht dringt soms ook door in de hele provincie. ' Vanzelfsprekend waait het in Groningen, vooral op het kale 'Hogeland' veel, vaak en soms hard. De gemiddelde temperatuur ligt tussen de acht en negen graden, de regenneerslag is gemiddeld 780 mm per jaar en het aantal zonuren bedraagt jaarlijks gemiddeld 1780 uren. Groningen opdelen volgens de klimatologie is niet mogelijk, omdat de hele provincie een zeeklimaat heeft. Vandaar dat is gekozen voor een indeling naar streek. In elk gebied speelt het zeeklimaat een hoofdrol terwijl er toch door allerlei invloeden verschillen zijn. Ligging aan de Waddenzee, de Eems of de Dollard, het coulissenlandschap grenzend aan 168

169 Friesland, het veenkoloniale gebied ingeklemd tussen de Duitse grens en de Hondsrug in Drenthe vervullen een belangrijke bijrol en geven elk gebied een eigen klimaatskarakter. Het Groninger waddengebied. Het wad en het waddengebied zijn een verhaal apart. Opvallend is natuurlijk dat het er altijd waait. Even opvallend is het grotere aantal zonuren en de geringere kans op regen. De smalle stroken land, die geheel worden omringd door water, zijn allemaal verschillend, maar ze hebben één ding gemeen: flink wat meer zon dan gemiddeld in Nederland. Het weer en het klimaat op de Waddeneilanden worden zowel beïnvloed door de Noordzee aan de noordkant als de Waddenzee aan de zuidkant. Het zeewater heeft ontzettend veel invloed op het weer en werkt als het ware stabiliserend op de temperatuur. Want waar de wind op de Waddeneilanden - en dat geldt ook voor de Friese Waddeneilanden - ook vandaan komt, hij komt altijd over water. Als het water koud is, dus 's winters en in het vroege voorjaar, koelt de lucht die over zeewater wordt aangevoerd af. Is het water daarentegen in de zomer en herfst warmer, dan wordt de lucht juist verwarmd. Door die verschillen in temperatuur kunnen wolken, regen, zeedampen en mist ontstaan. Zeewater koelt namelijk én langzaam af én warmt langzaam op. Het gevolg daarvan is dat de verschillen in temperatuur van land en zee op de Waddeneilanden, bewoond of onbewoond, door de verhouding land/water kleiner zijn dan op het vasteland. Daardoor ontstaat minder snel bewolking. Want zoals bekend ontstaat bewolking door temperatuurverschillen waar koude en warme luchtmassa's elkaar ontmoeten. Typerend voor de Waddeneilanden is dat in de winter de temperaturen over het algemeen iets hoger liggen dan op het vasteland. Uitzonderingen bevestigen ook hier de regel; soms is de temperatuur lager. Dat is mede afhankelijk van of, en hoe snel, de Waddenzee bevriest. De wind en een keiharde noordoostelijke of oostelijke stroming spelen daarin een belangrijke rol. Als dat laatste het geval is, heeft het water niet zoveel invloed. Dan stroomt de koude lucht in een te hoog tempo over het warme zeewater, waardoor opwarming niet of nauwelijks plaatsvindt. Wel ontstaan dan vaak buien. Kustfront. Is de intensiteit van deze buien groot en blijven ze beperkt tot de Waddeneilanden en de kustgebieden dan is er sprake van een kustfront. Deze kustfronten komen vooral voor in de winter. Door het relatief nog warme zeewater ontstaan makkelijk sneeuwbuien, waardoor de Waddeneilanden en de kustgebieden soms volop sneeuw hebben, terwijl in de rest van het land geen sneeuwvlok te bekennen is. Warme lucht over koud zeewater heeft andere gevolgen; kans op meer bewolking, bijvoorbeeld in het voorjaar. Mist of zeedampen behoren tot de mogelijkheden, waardoor het kil en koud blijft, terwijl het juist dan ver landinwaarts zachter is. Zeker als de wind uit het noorden, westen of noordwesten komt. Het gebeurt een enkele keer dat een eiland omgeven is door mist, of door zeedampen, maar dat op het eiland zelf de zon schijnt. Dat heeft te maken met lokale opwarming. Soms hangen de zeedampen zelfs tot op het strand. Dit verschijnsel komen we ook tegen op de stranden aan de kust in de rest van het land. Voor de langste dag neemt de zee, na de langste dag geeft de zee, is niet zomaar een gezegde. Er zit wel degelijk een filosofie achter. Het eerste deel van de zomer is het zeewater kouder dan het land, waardoor minder buien ontstaan. Zeewater neemt namelijk langzaam warmte op en straalt daardoor minder warmte uit. Land straalt in die tijd relatief meer warmte uit, dus ontstaan voor de langste dag de buien op het land en drijven richting zee weg. Na de langste dag is dat minder het geval. Anders wordt het natuurlijk wanneer het al vroeg in het jaar warm is, zoals in het voorjaar van 2000, waardoor de temperatuur van het zeewater eerder stijgt. Dan krijgen ook de Waddeneilanden meer buien en is dagenlang regen geen uitzondering. Een westelijke 169

170 stroming, die zorgt voor bewolking en buien vanaf zee, is daaraan debet. Als dit plaatsvindt is er meestal sprake van een slechte zomer. Met een zeeklimaat behoort dat nu eenmaal tot de mogelijkheden. Heel positief voor de Waddeneilanden is dat door de kleinere buienkans het aantal zonuren groter is. Dat de buien sneller overtrekken dan boven het vasteland is een fabeltje. Het heeft meer te maken met het getij en de temperatuur van het zeewater. De buien die vanaf het vasteland komen en richting waddengebied trekken, blijven bestaan of doven uit, afhankelijk van de watertemperatuur van de Waddenzee en de hoeveelheid drooggevallen land (eb). Bereiken deze buien de Waddeneilanden wel, dan kunnen ze voor de relatief koudere Noordzee blijven hangen. Dit is vooral het geval bij vloed. Vaak klinkt dan: 'Eerst moet de vloed voorbij zijn, alvorens de bui wegtrekt of oplost!' Aardig is dat het er in de zomer 's nachts niet echt koud wordt. Zwoele nachten zijn geen uitzondering. Als het zeewater eenmaal een temperatuur van achttien, negentien graden heeft, wordt het veel minder koud dan op het vasteland. Natuurlijk straalt de zandgrond wel iets kou uit, maar omdat de oppervlakte klein is koelt het minder af. Een heel verschil met 'het landklimaat' in bijvoorbeeld Ter Apel. Door verdamping van het warmere zeewater en toestroming van koudere lucht in de hogere luchtlagen is de kans op windhozen in het waddengebied groter. Meestal gaat het om een waterhoos, een windhoos boven water. Kustgebied. Op het kustgebied, zeg maar het gebied tussen Lauwersmeer en Eemshaven - Hunsingo - heeft de zee eveneens grote invloed. Wat voor de Waddeneilanden geldt, geldt deels voor de kustgebieden die grenzen aan de Waddenzee. Deels want de wind kan hier ook van land komen: uit het oosten, zuiden en zuidoosten. Gevolg: het zeewater heeft minder invloed. In het vrij kale landschap zonder veel obstakels om de wind te breken waait het eigenlijk altijd. Ook hier kan een kustfront in de winter voor sneeuw zorgen, terwijl in de rest van de provincie geen sneeuwvlok valt. De sneeuwgrens ligt over het algemeen op de lijn Zoutkamp, Winsum, Delfzijl, vaker iets dichter tegen de kust aan. Andersom kan natuurlijk ook; ligt landinwaarts sneeuwen langs de kust niet. In beide gevallen is de invloed van het nog relatief warme zeewater dé oorzaak. Zeedampen kunnen tot die lijn ook invloed hebben. De wind van zee heeft namelijk invloed tot zo'n dertig kilometer landinwaarts. Hoe verder landinwaarts, des te meer de wind wordt onderbroken door bebouwing en bebossing, des te minder last van zeedampen. In het voorjaar zien we in het kustgebied dezelfde verschijnselen als op de Waddeneilanden, met dien verstande, dat op het vasteland de temperatuurverschillen groter kunnen zijn. Toch is de kans op zware nachtvorsten in het noordelijkste deel van Groningen kleiner dan meer landinwaarts. Daarom is dit gebied zo geschikt voor land- en tuinbouw. Door het afkoelingseffect van het zeewater is de kans op zware buien met hagel in de zomer eveneens minder groot dan bijvoorbeeld in Limburg of op de Veluwe. Qua zonuren is er niet veel verschil met de rest van Groningen. Wel is er in het voorjaar wat meer bewolking dan in het zuiden en oosten van de provincie. Daar staat echter tegenover dat het in het najaar eerder opklaart. In het voorjaar en vooral in de voorzomer zorgt zeewind halverwege de middag voor afkoeling. Door het warme land en het koude water ontstaat op mininiveau een luchtdrukverschil tussen zee en land; boven land lage druk en boven zee hoge druk. Daardoor stroomt op een warme dag in de loop van de middag koude lucht van zee binnen en valt de temperatuur terug tot zo'n zestien graden. 's Winters als de wind van de Noordzee komt, dooit het vaak direct in de kustgebieden. Dan kan het zelfs licht regenen, terwijl in de rest van de provincie wat sneeuw valt. Elke winter tijdens een vorstperiode kennen we een of twee lichte interventies, dooiaanvallen: plotselinge storinkjes die boven de Noordzee ontstaan en de wind richting noordwest 170

171 drijven waardoor warmere lucht vanaf zee binnenstroomt. De effecten van zo'n interventie zijn in het kustgebied het sterkst merkbaar; is het in Kloosterburen 4, maar in Onstwedde rond het vriespunt. Lauwersmeergebied. Veel invloed heeft het Lauwersmeer door het relatief kleine wateroppervlak niet, toch is de invloedsfactor op de lucht niet uit te vlakken. Datzelfde geldt voor bijvoorbeeld het Paterswoldsemeer, het Zuidlaardermeer en het Schildmeer. De watertemperatuur speelt zeker een rol. Wat en hoe groot die rol is heeft ook te maken met de ligging. Het Lauwersmeer heeft door de ligging aan de Waddenzee een andere invloed dan het 'besloten' Zuidlaardermeer. Maar spoken kan het op elk water, niet zozeer door de wind, ook door verschillende diepten. Menselijk handelen beïnvloedt het weer eveneens. Inpolderen of het juist weer onder water zetten van land, het omleggen van rivieren en irrigatieprojecten in droge gebieden dragen in meer of mindere mate toch zorg voor veranderingen. Inpolderen oefent invloed uit op het weerpatroon, omdat lokaal of regionaal de verhoudingen land-water veranderen. Volgens de bewoners rond het Lauwersmeergebied is sinds de inpoldering van de Lauwerszee het regenpatroon veranderd: minder regen en de zware buien, die vroeger voor de kust bleven hangen, drijven veel sneller weg. Langs Eems en Dollard. Dit gebied heeft de kenmerken van het kustgebied, maar ook een aantal andere (eigen)aardigheden. Het noordelijke deel van dit gebied, tot ongeveer Delfzijl, wordt duidelijk beïnvloed door de Waddenzee en de Duitse Bocht. Het zuidelijke doet vooral langs de Dollard, merkt wel de effecten van de zeewind, maar in veel geringere mate. Omdat het wateroppervlak veel kleiner is warmt het water namelijk eerder op of koelt het eerder af dan van de Noordzee of de Waddenzee. Bovendien speelt het Duitse vasteland over de relatief smalle strook water een grote rol. Koude lucht vanuit het oosten en noordoosten krijgt minder kans om boven water op te warmen, waardoor de kans op sneeuw in dit gebied groter is dan in de rest van de provincie. Voor een kou-inval met bijvoorbeeld ijzel een zelfde laken een pak. Bij oostenwind zorgt het kleinere wateroppervlak ook in de zomer voor minder afkoeling dan een westen- of noordenwind. Wat buien en onweersbuien betreft tonen Eems en Dollard wel hun invloed, juist door het kleinere oppervlak. Hoe vaak blijft een bui niet hangen boven land, omdat 'hij nait over de Dollard hain kin'. De Dollard heeft minder invloed, hooguit zorgt het ondiepe water ervoor dat een bui niet doorzet. Westerkwartier. Het Westerkwartier kan qua weerpatroon opgedeeld worden in een noordelijk en zuidelijk deel. De denkbeeldige scheidingslijn loopt van Stroobos op de Fries-Groningse grens via Zuidhorn tot de stad Groningen. Het Reitdiep vormt de bovengrens van deze weerkundige indeling. Dit noordelijke deel wordt duidelijk beïnvloed door de Waddenzee. Hetgeen voor het kustgebied geldt, geldt ook voor dit gebied, zij het in iets mindere mate. In het zuidelijke deel wint de invloed van het land het van de zeeïnvloeden. Dat land sneller afkoelt en opwarmt dan water is hier duidelijk merkbaar. Bovendien moeten we de invloed van de bossen in zuidoost Friesland en het noorden van Drenthe niet uitvlakken. Bossen vertonen dezelfde neiging als zeewater: ze warmen langzaam op, maar houden de warmte wel vast. Dat betekent dat de lucht in de bossen in het eerste deel van het jaar koud is en in het tweede deel warm en vochtig. Als er dus een bui komt is het een flinke bui. 171

172 De ligging tussen Waddenzee en bosrijk landschap maakt het Westerkwartier gevoeliger voor buien, vooral in het voorjaar. Door de inrichting van het fraaie coulissenlandschap waait het hier wel veel minder hard, dan in bijvoorbeeld het kustgebied. Dat komt omdat de wind wordt gebroken door de bomen en het struikgewas. Ook qua temperatuur is het in dit deel van Groningen wat aangenamer dan in het aangrenzende Hunsingo. Fivelingo. Het klimaat en het weer in dit gebied is heel complex: aan de oostkant wordt het weer beïnvloed door de Eems en in het noorden door de Waddenzee, terwijl vanuit het westen en zuiden landinvloeden merkbaar zijn. Het is daarom eigenlijk een mix van invloeden zoals we die kennen in het Westerkwartier en de kustgebieden. Groningers in Fivelingo krijgen van beide wat. Duidelijk is dat in het voorjaar en het eerste deel van de zomer de buien stevig kunnen zijn. Duurswolde/Oldambt. De invloeden uit het oosten (Duitsland), het noorden vanaf zee, het kale veenkoloniale gebied en de Drentse Hondsrug die duidelijk als een buffer dient, zorgen ervoor dat het in bijvoorbeeld Duurswolde en Oldambt 's zomers wat warmer is en 's winters wat kouder dan in de rest van de provincie. Een kou-inval uit het noorden of noordoosten klapt hier het eerst binnen, waardoor het in dit gebied' s winters ijzig koud kan zijn. Daar staat tegenover dat de warme lucht vanuit het oosten hier in de zomermaanden ook het eerst is. En door de Hondsrug, die dit gebied nogal beïnvloedt, is de buienactiviteit minder groot. Westerwolde. In Westerwolde zijn de extremen het grootst. Ingeklemd tussen Duitsland en de Hondsrug en aan de noordkant het Oldambt is dit deel van Groningen in de zomer zonder meer het warmst en in de winter het koudst. Vanuit Duitsland stroomt in de winter de koude oostenwind genadeloos toe. In de zomermaanden daarentegen zorgt dezelfde oostenwind voor hogere temperaturen. De Hondsrug is een ware buffer voor de buien vanuit het zuiden en zuidwesten, waardoor het ook hier minder regent. Vooral tussen dit meest zuidelijke deel van de provincie en het noordelijk deel is er een merkbaar 'klimaatsverschil', het kan op een en dezelfde dag best een jas schelen, soms zelfs een jas en een trui. En wat te denken van een regenjas of paraplu. Bron: Bar en Boos - Groningen en het weer door Piet Paulusma en Roely Boer, ISBN

173 16. Begrippen. adiabatisch proces: in de meteorologie een proces waarbij aan een bepaalde hoeveelheid lucht van buitenaf geen warmte wordt toegevoerd of onttrokken; er vindt geen uitwisseling van warmte met de omgeving plaats. Een adiabatisch proces wordt door lucht ondergaan, wanneer deze verticale bewegingen doormaakt. advectief onweer: onweer dat op een andere plaats in ontstaan en door de heersende hoogtewind wordt aangevoerd. Buiencomplex: samenklontering van meerdere Cu- en Cb-wolken, die dan cellen worden genoemd. Hoewel elk van deze cellen een voor een bui normale levensduur heeft van ongeveer 30 minuten, worden voortdurend cellen vervangen door nieuwe, waarde de levensduur van zo n complex aanzienlijk langer kan zijn. coalescentieproces: proces van de vorming neerslag. Dit proces speelt zich af in een wolk. De wolkenelementen zijn te klein om als neerslag het aardoppervlak te kunnen bereiken. Het coalisatie-proces is het samenvloeien van kleinere wolkendruppeltjes, door botsing onder bepaalde omstandigheden, waardoor grotere neerslagelementen ontstaan die de wolk kunnen verlaten. Die botsingen van de wolkendruppels zijn vooral een gevolg van turbulentie in de wolk. Verder worden botsingen veroorzaakt door het feit dat neerslagelementen die verschillende van grootte zijn, ten opzichte van de lucht ook een verschillende valsnelheid hebben. De grotere halen de kleinere elementen in en vormen na botsing op die manier nog weer grotere elementen. De intensiteit van de op deze wijze gevormde neerslag is meestal niet groot. Condensatie: de overgang van water in dampvormige toestand naar vloeibare toestand. Convectie: verticale luchtbewegingen door plaatselijke verwarming van het aardoppervlak door de zon. convectie-onweer: ontwikkelt zich 's zomers, indien een langzaam bewegende vochtige luchtmassa door het aardoppervlak flink wordt verwarmd. Convergentie: een luchtstroom waarin de luchtdeeltjes naar elkaar toestromen. Corioliskracht: één van de krachten die samen de richting en snelheid van de wind bepalen. Dampspanning: afzonderlijke druk van een bepaald gas in een gasmengsel. In de meteorologie wordt hiermee de druk van de waterdamp in de atmosfeer bedoeld. Depressie: lagedrukgebied. Downburst: daalstroom. Downdraught: krachtige dalende luchtstroming. Frontaal onweer: onweer dat samenhangt met de passage van een front. De meeste frontale onweders komen voor bij een koufront, in het bijzonder na een hele warme dag. De koude lucht dringt dan als het ware onder de warme lucht en dwingt deze om extra snel op te stijgen. Halo: volledige of gedeeltelijke, gekleurde of witte ringen om de zon of de maan. 173

174 Hogedrukgebied: gebied rondom een punt waar de luchtdruk de maximale waarde heeft. Isobaar: isolijn, die op een weerkaart met gelijke luchtdruk verbindt. Koudefront: onderdeel van een frontaal systeem. Bij de passage van een koufront komt een waarnemer op een bepaalde plaats op het aardoppervlak van de warme in de koude lucht. krimpende wind: verandering van de windrichting op een bepaalde plaats tegen de richting van de klok in, bijvoobeeld van west naar zuid. Lagedrukgebied: gebied rondom een punt waar de luchtdruk een minimale waarde heeft. Luchtdrukgradiëntkracht: verval van de luchtdruk loodrecht op de isobaren. Mesokoufront: windstotenfront Mist: meteorologische meteoor, bestaande uit uiterst fijne, meestal microscopisch kleine waterdruppeltjes, die in de lucht zweven en het zicht aan het aardoppervlak beperken. Een wolk die op straat ligt. Occlusiefront: een frontaal systeem bestaat in de beginsituatie uit een koufront en een warmtefront. Onstabiliteit: indien de temperatuurafname van beneden naar boven in de atmosfeer groter is dan gemiddeld. orografisch onweer: onweer die ontstaat doordat lucht gedwongen wordt "en masse" op te stijgen langs de hellingen van een min of meer dwars op de stroming gelegen bergmassief. potentiaal verschil: het potentiaalverschil wordt gedefinieerd als de hoeveelheid arbeid die per ladingseenheid verricht moet worden om een elektrische lading van het tweede punt naar het eerste punt te verplaatsen. ruimende wind: verandering van de windrichting op een bepaalde plaats in de richting van de klok, bijvoorbeeld van zuid naar west. squall-line: buienlijn. Stijgstromen: schering van de verticale wind. thermische lagedrukgebied: lagedrukgebied dat ontstaat als gevolg van sterke plaatselijke verwarming van de lucht. Turbulentie: het vóórkomen van stratiforme bewolking in de grenslaag. De wind en de turbulentie zorgen voor een vereffening van het vochtgehalte in de grenslaag. Verzadigingspunt: dit is het punt waarbij de lucht, die verzadigd is met waterdamp, omdat bij de heersende temperatuur de hoeveelheid waterdamp in de lucht gelijk is aan de maximale op te nemen hoeveelheid. Warmtefront: bij de passage van een warmtefront komt een waarnemer op een bepaalde plaats op het aardoppervlak van de koude in de warme lucht. 174

175 Wegener-Bergeron proces: proces van de vorming van neerslag, genoemd naar de meteorologen die deze neerslagtheorie hebben ontwikkeld. Windschering: markante horizontale of verticale gradiënt in de windsnelheid en/of windrichting. Wrijvingskracht: in feite de hinder die een luchtstroming aan het aardoppervlak in de beweging ondervindt door obstakels. 175

176 176