C.
Floor; Zenit, oktober 1989
Kustbewoners zijn al eeuwenlang vertrouwd met het opkomen en wijken van de zee in de voortdurende regelmaat van eb en vloed. De getijden worden thans berekend tot ver vooruit en de tijden van hoog en laag water zijn te vinden in diverse dagbladen en in het 'gele boekje' van rijkswaterstaat. Toch wordt de regelmaat wel eens onderbroken. Zo'n onderbreking vond bijvoorbeeld plaats langs de kust van Noord Nederland op 14 februari 1989. Het waterpeil steeg die nacht tijdens vloed op min of meer normale wijze, maar ook na het tijdstip dat de getijtafels hoog water aangaven kwam het water nog verder omhoog; het berekende laagwater dat ruim zes uur later had moeten optreden bleef uit! Oorzaak van dit merkwaardige gedrag van de natuur was het weer.Luchtdruk en wind boven het Noordzeegebied kunnen de waterhoogten langs de Nederlandse kust in sommige gevallen even ver uit zijn gemiddelde stand drijven als de getijbeweging. Een berucht voorbeeld is de stormvloed van 1 februari 1953 in Zeeland, waarbij het water te Vlissingen de recordhoogte bereikte van +4m NAP (Normaal Amsterdams peil).
![]() | ![]() |
Water
uit het lood
Een wateroppervlak in rust staat horizontaal. Iedereen
die wel eens met een waterpas heeft gewerkt kent dit principe en maakt daar gebruik
van. Ook een zeeoppervlak zou, naar men mag verwachten, horizontaal moeten staan.
Weliswaar gooien golven van zeegang en deining, opgewekt door de wind ter plekke
of op grote afstand, roet in het eten, maar na gladstrijken zou toch een horizontaal
vlak moeten overblijven. In de praktijk blijkt dat niet het geval. De horizontale
stand geldt alleen bij evenwicht en wanneer er geen andere krachten werkzaam zijn
dan de zwaartekracht. Getijkrachten, een gevolg van de aantrekkingskracht van
de zon en vooral de maan, en weerinvloeden veroorzaken afwijkingen, die soms flink
kunnen uitpakken en rare verrassingen in petto kunnen hebben.
De invloed
van getijkrachten is met een getijtafel al aardig in te schatten. Zo is het bijvoorbeeld
laag water bij Texel op het moment dat het water bij Walcheren zijn hoogste stand
bereikt. Bij een stand van 2m boven NAP bij Zeeland en 1m daaronder ter hoogte
van Texel resulteert een hoogteverschil van 3m over een afstand van ongeveer 200
km, wat overeenkomt met een gemiddelde helling van 1:67.000. De grootste helling,
ergens halverwege, bijvoorbeeld ter hoogte van Katwijk zal dan ongeveer 1.5 maal
zo groot zijn, zeg 1:44.000. Het eb en vloedverschijnsel is op te vatten als een
golfbeweging; de vloedgolf dringt van de oceaan de Noordzee binnen en loopt 'rechtsom'
langs de engelse oostkust naar het zuiden en vervolgens langs de vlaamse, zeeuwse
enhollandse kust naar het noorden.
![]() | ![]() | ![]() |
Figuur
1: Definitie van wateropzet. Men spreekt wel van scheve opzet (scheef in de tijd),
omdat het tijdstip van het gemeten hoogwater niet samenvalt met het berekende
tijdstip. |
Als we deze golfbeweging net als bij de windgolven wegmiddelen houden we toch nog geen horizontale stand van het zeeoppervlak over. De scheefstand moet worden toegeschreven aan meteorologische invloeden; deze maken dat de langs onze kust gemeten waterstanden tijdens hoog en laag water zelden overeenkomen met de door Rijkswaterstaat berekende nivo's, waarbij uitsluitend astronomische invloeden in rekening zijn gebracht. Wind is de belangrijkste spelbreker voor de gebruikers van het 'gele boekje'; verder spelen windveranderingen, luchtdruk en luchtdichtheid een rol. Het verschil tussen het gemeten peilbij hoogwater en het berekende heet opzet. Figuur 1 laat zien dat ook de tijdstippen kunnen verschillen.
Wind
en luchtdichtheid
De wind oefent op het water een meeslepende
kracht uit, die schuifspanning wordt genoemd. Als het waait is dus niet langer
voldaan aan de voorwaarden voor een horizontaal wateroppervlak (rust en naast
zwaartekracht geen andere krachten werkzaam). Bij een verdubbeling van de windsnelheid
neemt de schuifspanning toe met een factor vier. Ook de diepte is van belang,
omdat de schuifspanning zich als het ware verdeelt over de dikte van de waterlaag.
Verder speelt de dichtheid van de lucht een rol. Zware lucht (koud en/of hoge
luchtdruk) heeft meer 'grip' op het water dan lichte lucht (warm en/of lage luchtdruk)
en geeft daardoor grotere schuifspanningen, scheefstanden en opzetten.
De opstuwing
van het noordzeewater is het grootst bij richtingen tussen noord en west. De hellingen
waar het om gaat zijn nog kleiner dan bij getijgolven. Windkracht 10 a 11 gedurende
9 tot 12 uur boven de gemiddeld 60m diepe Noordzee levert een helling van 1:300.000.
Door de uitgestrektheid van de zee, ongeveer 900 km kan aan de benedenwindse kant
toch een verhoging van de normale waterstanden optreden van ongeveer 3m. Deze
getallen zijn representatief voor de watersnoodramp van 1 februari 1953. Boven
de Waddenzee, die maar 10m diep is, geeft dezelfde wind een zesmaal steilere helling.
Dat levert in Harlingen na slechts 30km Waddenzee een stand op, die toch nog 60cm
hoger is dan in Den Helder.
Fig 2 geeft een indruk van de diepte van verschillende
delen van de Noordzee. De bijdrage van het noordelijk deel van de Noordzee aan
de langs onze kust gemeten wateropzetten is door de grotere diepte ter plaatse
kleiner dan de bijdragen van het zuidelijk deel of van de Waddenzee. Naast de
Noordzee kan ook het Kanaal bijdragen aan de opzet, vooral langs de vlaamse, zeeuwse
en zuidhollandse kust. Bij wind uit zuidwest tot west ontstaan in het Nauw van
Calais flinke verhogingen, die zich langs de vlaamse en zeeuwse kust naar het
noorden voortplanten. De bijdrage van het Kanaal is bij die windrichtingen in
Zuid Nederland groter dan die van vakken van vergelijkbare omvang op de Noordzee.
Luchtdruk en allogene opzet
Ook
wanneer de luchtdruk afwijkt van een gemiddelde waarde wordt het zeeoppervlak
uit zijn ruststand gehaald. Lage barometerstanden geven aanleiding tot een verhoging
van de zeespiegel, hoge barometerstanden tot een verlaging. Elke mb drukafwijking
resulteert in 1 cm verhoging of verlaging. Men spreekt wel van het 'waterbarometereffect':
Wanneer men een barometer niet vult met het zware kwik, maar met het veel lichtere
water is een ruim 10m lange buis nodig om evenwicht te krijgen met het gewicht
van de luchtkolom erboven, d.i. de luchtdruk; een kolom kwik van 76cm weegt namelijk
ongeveer evenveel als een even dikke kolom water van 10m hoogte. Als de atmosferische
luchtdruk van 1000mb overeenkomt met 10m water, danis elke mb goed voor 1cm.
Veel
opmerkelijker is het drukeffect boven diep water, zoals juist boven de rand van
het continentale plat ten westen of noordwesten van Schotland. Diepe depressies
veroorzaken daar een 'berg' water, die langs de schotse noordkust de Noordzee
binnentrekt en net als een getijgolf tegen de wijzers van de klok in de zee rondtrekt.
Een opzet ten gevolge van dit effect te Wick (Noord Schotland) kan 12 uur later
teruggevonden worden langs de Nederlandse kust. Het effect staat bekend als 'external
surge' of allogene opzet, omdat de oorzaak ervan buiten de Noordzee en het continentale
plat ligt.
![]() Figuur 2. Diepte Noordzee. | ![]() Figuur 3. Vakkenindeling Noordzee |
Windveranderingen.
Tijdens
een langdurige storm past het zeeoppervlak zich aan aan de nieuwe situatie; er
stelt zich tijdelijk een nieuw evenwicht in. Voor het zover is kunnen beginnende
of recent gearriveerde stormen opzetten veroorzaken, die groter zijn dan de opzetten
van de nieuwe evenwichtsstand. Dat is met name het geval wanneer de 'opzetgolf'
even snel komt opzetten als het windveld nadert. Bij waterdiepten van 29 tot 33m,
zoals in de zuidelijke Noordzee is dit opzwiepeffect het sterkst bij een verplaatssingssnelheid
van het windveld van 15 tot 18 m/s. Het effect treedt ook op bij front- en trogpassages.
Het
opzwiepeffect is op te vatten als een vorm van resonantie. Een tweede vorm van
resonantie treedt op wanneer de tijd tussen twee opeenvolgende stormen gelijk
is aan de natuurlijke trillingstijd van de Noordzee. In zo'n geval mag men bij
een tweede storm, die 15 tot 18 uur na zijn voorganger opsteekt, extra opzetten
verwachten.
Na het plotseling wegvallen van de wind boven die delen van de
Noordzee, die aan de opzet bijdragen, blijft de zee nog 'naschommelen', net als
een grote bak met water. Men noemt dat terugslingering. De trillingstijd in de
noord-zuid richting bedraagt de genoemde 15 tot 18 uur. Na een opzet van 1m tijdens
storm volgt 8 of 9 uur (een halve trillingstijd) later een verlaging van 0.5m;
een volle periode later volgt een extra verhoging van 0.25m.
Stormvloeden.
De
hier beschreven weerinvloeden op de waterstanden langs de kust zijn dagelijkse
verschijnselen, dus bepaald niet uitzonderlijk. Nu eens is er vrijwel geen opzet
('geen afwijking van betekenis'), dan weer gaat het om verhogingen of verlagingen
van een meter. Gemiddeld eens per twee jaar spannen wind en getij op de Noordzee
zo effectief samen tegen dijken en duinen dat beschadigingen resulteren en duinafslag
optreedt. Dan komt het water van de Noordzee zo hoog, dat van een stormvloed gesproken
wordt. Een van die stormvloeden, van 1 februari 1953, vormde de aanleiding tot
de deltawerken. Nog tien andere hoge stormvloeden van de laatste honderd jaar
in Zuid Nederland staan in tabel 1. En verder terug bevat de literatuur nog 124
meldingen van stormvloeden uit de periode 900 tot 1900 na Chr. Het aantal per
eeuw loopt uiteen van een in de tiende eeuw tot 23 in de zeventiende eeuw.
Stormvloeden
te Vlissingen; 1880 t/m 1990 | |
datum | stand boven zeeniveau (in cm boven N.A.P.) |
|
|
Sommige van deze vloeden genieten nog steeds
grote bekendheid. Zo eiste de stormvloed van 14 december 1287 volgens schattingen
van priesters en dekens vijftigduizend mensenlevens. Vooral West-Friesland werd
zwaar geteisterd, waardoor Floris V in het voorjaar daarop weinig moeite had het
te veroveren. De stormvloed van 19 november 1404, waarbij Hugenvliet en IJzendijke
verloren gingen, had een belangrijk aandeel in het tot stand brengen van de Grote
Braakman op Zeeuws Vlaanderen. De Biesbosch herinnert thans nog steeds aan de
St Elisabethsvloed van 18 november 1421. Ondanks dood tij kwam het water zo hoog,
dat 72 parochies werden weggevaagd, tienduizend mensen verdronken en de stad Dordrecht
opeens op een eiland bleek te liggen. De vloed op 'St Felix Quade Saterdach',
5 november 1530, gaf de aanzet tot de ondergang van Reimerswaal op Zuid Beveland.
Het
is moeilijk deze en andere stormvloeden te vergelijken met die van tegenwoordig.
Vooral berichten over de oudere stormvloeden zijn schaars en onbetrouwbaar. Bovendien
bestond er vroeger geen definitie van het begrip stormvloed. De oudste gedocumenteerde
vloed is die van 14 en 15 november 1775; toen werden weergegevens en opgetreden
waterstanden voor het eerst genoteerd. Toch zou het nog honderd jaar duren voor
nauwkeurige gegevens werden bijgehouden. Een inmiddels algemeen gehanteerde definitie
van stormvloeden werd pas voorgesteld in 1939: een vloed die door de wind wordt
opgestuwd tot boven het peil dat gemiddeld eens in de twee jaar optreedt. De hoogte
van dit peil varieert met de plaats en loopt uiteen van +2.15m NAP in Den Helder
tot +3.27m NAP te Vlissingen en +3.34m NAP te Delfzijl. Op grond van de definitie
zou men zo'n 50 beschrijvingen per eeuw mogen verwachten; kennelijk is niet elke
stormvloed ernstig genoeg geweest om in de annalen te worden opgenomen als watersnoodramp.
Opzetverwachtingen
De
dreiging van de zee, mede veroorzaakt door weerinvloeden, riep een behoefte op
aan opzetverwachtingen. Dit leidde op het KNMI tot de ontwikkeling en het gebruik
van verwachtingsmethoden voor wateropzet. Hoewel in het begin van de vijftiger
jaren reeds onderzoek was verricht, vooral naar de invloed van de wind op de opzet,
raakte een en ander in een stroomversnelling door de ramp in 1953. De wateropzetverwachtingen,
beter bekend als de verwachting van de afwijking van de waterstanden, droegen
aanvankelijk vooral het karakter van een veiligheidsmaatregel: bij volgende stormvloeden
wilde de verschillende overheden graag gewaarschuwd zijn. Dat veiligheidsaspect
telt nog steeds, maar tijdens de uitvoering van de deltawerken kwam er tevens
een accent te liggen op de 'werkbaarheid' van het weer voor bepaalde operaties.
Verder zijn opzetverwachtingen nodig om de diepte van de vaargeulen in de Noordzee
naar de havens van Rotterdam en Amsterdam te kunnen berekenen; vooral bij de vaart
op Rotterdam met grote olietankers komt die diepte erg nauw. Het KNMI heeft speciale
afdelingen, zogeheten hydro-meteorologische centra, die zich met de uitgifte van
opzetverwachtingen bezighouden; ze zijn gevestigd in Hoek van Holland en Middelburg.
Bij
het opstellen van een opzetverwachting gebruikt de meteoroloog op die centra onder
andere een methodiek, die bekend staat als de vakkenmethode. De methode gaat uit
van actuele en verwachte windrichtingen en windsnelheden boven de Noordzee en
het Kanaal. Hiertoe is het Noordzeegebied verdeeld in een aantal vakken (zie figuur
3), omdat werken met een gemiddelde wind voor de hele Noordzee en met een gemiddelde
waterdiepte te onnauwkeurige opzetverwachtingen zou opleveren. De noordvakken
zijn het diepst (vgl fig 2) en liggen het verst weg; het effect van en opzet veroorzakende
wind is langs de zuidhollandse en zeeuwse kust pas 9 uur later merkbaar. Windrichting
en -snelheid boven het zuidelijk deel van de Noordzee hebben al na 3 uur effect.
Voor
een opzetverwachting volgens de vakkenmethode heeft de meteoroloog (verwachte)
windgegevens nodig van minstens zes verschillende delen van de Noordzee of het
Kanaal en veelal geldig op verschillende tijdstippen; verwachtingen voor de waddenkust
maken tevens gebruik van de verwachte windsnelheid ter plaatse. Wanneer de meteoroloog
deze gegevens verzameld resp. geproduceerd heeft berekent hij met behulp van een
tabel of een eenvoudig computerprogramma de bijdrage aan de wateropzet van elk
vak,veroorzaakt door de wind boven dat vak; de som van deze
bijdragen geeft
het totale windeffect. Voor zover de weersituatie dat vereist wordt de invloed
van een afwijkende luchtdruk, van de dichtheid van de lucht of het optreden van
allogene opzet of windveranderingseffecten in de berekeningen betrokken. Doordat
de waterstanden te Wick ook bij het KNMI binnenkomen, kan de meteoroloog zien
of er daar sprake is van allogene opzet, die zich naar de Nederlandse kust kan
voortplanten. De ingevoerde winden worden bepaald voor 4 delen van de kust: Zeeland
en Zuidholland (Vlissingen, Oosterscheldedam en Hoek van Holland), kustgebied
rond IJmuiden, het westelijk waddengebied (Den Helder en Harlingen) en het oostelijk
waddengebied (Delfzijl). Voor alle genoemde plaatsen worden de opzetberekeningen
uitgevoerd; in de nabije toekomst komen daar nog twee op zee gelegen posities
bij.
Computerverwachtingen
Het
verloop van de waterstanden boven de Noordzee wordt thans ook gevolgd en voorspeld
met computermodellen van het Noordzeegebied. Het zijn de 'natte' tegenhangers
van de atmosfeermodellen, die al zo lange tijd succesvol prognoses van de atmosfeer
maken. Wateropzetmodellen zijn in Nederland overigens ook al meer dan 10 jaar
in gebruik. De natte modellen zijn afhankelijk van het succes van de atmosfeermodellen;
de door deze 'droge' modellen geanalyseerde en verwachte winden vormen voor hen
de basisgegevens, van waaruit de berekeningen kunnen starten.
De winst van
de eerste generatie wateropzetmodellen zat hem in het grotere aantal punten waarvoor
de berekeningen uitgevoerd konden worden, zodat een nauwkeuriger beeld verkregen
werd dan bij de zes tot acht punten van de vakkenmethode. Het windpatroon kon
gedetailleerder worden ingebracht, het verloop van de diepte werd werkelijkheidsgetrouwer
en de looptijden van de opzetgolf vanuit het zeegebied waar de wind staat naar
de kust kon preciezer worden aangegeven. Bovendien werd de allogene opzet automatisch
in rekening gebracht.
Een tweede generatie wateropzetmodellen houdt tevens
rekening met de wisselwerking tussen opzet en getij. Hoge waterstanden leiden
tot een diepere zee, waarin de opzetgolf zich sneller verplaatst, zodat het tijdstip
van hoogwater vroeger komt te liggen. Bij laag water is de zee minder diep; daardoor
kan de wind het water effectiever opzwiepen. Zo is bijvoorbeeld de gemiddelde
opzet te Vlissingen bij hoogwater slechts 3/4 van de gemiddelde opzet bij laagwater.
Berekeningen voor het tijdstip van laagwater werden door de eerste generatie wateropzetmodellen
nog niet uitgevoerd. Ze waren uitsluitend ontwikkeld vanuit een veiligheidsoptiek;
werkbaarheid voor de kustwaterbouw, de offshore industrie en de mammoettankervaart
speelde nog geen rol. De huidige modellen verdisconteren ook de Corioliskracht
of de afwijkende kracht van de aardrotatie, die eveneens een horizontale evenwichtsstand
van de zee tegenwerkt. Net als stromende lucht (Wet van Buys Ballot) ondervindt
stromend zeewater een afwijking naar rechts. Door verschillende oorzaken, die
hierboven reeds genoemd werden, kan het noordzeewater in stroming geraken: door
getijwerking, ten gevolge van een 'waterberg' die samenhangt met een depressie
ten noordwesten van Schotland of daartoe gedwongen door de wind. Bij een zuidenwind
van 8 bft (windkracht 8) boven de zuidelijke Noordzee gaat het water stromen met
een snelheid van ongeveer 30cm/s. De bijbehorende helling bedraagt 1:300.000.
In
de toekomst wil men de wateropzetmodellen niet langer uitsluitend voeden met windgegevens;
dan zullen ook langs de
Noordzeekust en op zee gemeten waterstanden gebruikt
worden om de actuele situatie en de veranderingen daarin op korte termijn zo goed
mogelijk te beschrijven en te voorspellen.