Hoofdstuk 8: Dagelijkse gang.
Laatste wijziging: 2 juli 2002

8.1 Inleiding
Evenals eb en vloed een dagelijks ritme vertonen, veranderen ook temperatuur, wind en bewolking volgens een dagelijks patroon. Sommige van die patronen zijn ook zichtbaar op het gladheidsmeldsysteem GMS. De veranderingen van de verschillende grootheden hangen onderling samen. In dit hoofdstuk wordt het dagelijkse ritme van die weerelementen behandeld.

8.2 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.

Figuur linksboven: Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel). Figuur rechtsboven: Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel) en van de door de aarde uitgezonden straling (blauw). Figuur rechts: 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 -)
8.3 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. 8.4 Dagelijkse gang van de temperatuur In hoofdstuk 10 (temperatuur op en bij de weg) wordt verder ingegaan op het temperatuurverloop. Daarbij worden drie temperaturen onderscheiden: die van de lucht op de standaardwaarneemhoogte van 1.5 meter boven de grond, de luchttemperatuur dicht bij de grond en de wegdektemperatuur. Tevens wordt daar de invloed van de wind en bewolking op het temperatuurverloop besproken. 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 terug naar het massakarakter van de lucht.	Figuur: 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 verdwijt, duurt de opwarming de eerste helft van de middag gewoon voort, ook al staat de zon niet meer op het hoogste punt.

8.5 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.

8.6 Dagelijkse gang van de wind

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. 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.

8.7 Dagelijkse gang van de bewolking Naarmate de temperatuur van het aardoppervlak hoger wordt, wordt het koude massakarakter sterker. Dat 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 omhoog. 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 wolken zijn cumuliform en 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 is vochtig. Plotseling ontstaan de eerste wolken en binnen een uur tijds is de hemel voor een groot deel bedekt met cumuluswolken. Die bewolking onderschept echter weer een belangrijk gedeelte van de zonnestraling, zodat het aardoppervlak minder opgewarmd wordt. Dat remt weer de wind en ook weer de wolkenvorming. Er ontstaat een evenwicht. Als de wolken hoog genoeg worden, zullen er buien ontstaan en de weg wordt nat. Als 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 zakken in en verdwijnen. Mogelijk bevriest het natte wegdek. Of de bewolking helemaal oplost of niet, hangt vaak af van de sterkte van het koude massakarakter van de lucht en ook weer van de windsnelheid.   Figuren: 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 ge-ordend in zogeheten wolkenstraten (linksonder). Beeldbewerking: DLR, Oberpfaffenhofen, Duitsland.

	Figuren: Dagelijkse gang van de bewolking. In de ochtend (ca. 10 u plaatselijke tijd) is er eerst weinig bewolking (links). Rond het middaguur is de bewolking al toegenomen (rechts).
	In de middag, rond 2 uur plaatselijke tijd, begint het er zelfs wat dreigend uit te zien (links). Later in de middag, rond 4 uur, wordt de bewolking minder en vallen er grotere gaten blauw.

8.8 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 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 nat wegdek zal de temperatuurstijging op die manier eerst beperkt blijven, totdat alle vocht verdampt is; pas daarna kan alle zonnestraling gebruikt worden voor verwarming. Aan het opdrogen van het wegdek levert overigens het verkeer eveneens een belangrijke bijdrage. Doordat de temperatuur van de lucht vervolgens sterk kan oplopen, zal de relatieve vochtigheid van de lucht in de loop van de ochtend wat afnemen om in de middag, als de temperatuurstijging tot staan komt, weer toe te nemen. 's Avonds en 's nachts zal op zeker moment, als de afkoeling sterk genoeg is en de lucht voldoende vochtig, de temperatuur gelijk worden 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, wegdek, 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.

8.9 Lokale effecten
Het dag- en nachtritme 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 sterk dag- en nachtritme goed merkbaar. Het is niet voor niets dat vooral in het voorjaar en najaar er veel plaatselijke mistbanken optreden en niet zoveel grote aaneengesloten mistgebieden. Hetzelfde geldt voor het optreden van gladde wegen door bevriezing. Om die reden moesten de meetlocaties van het GMS zorgvuldig worden uitgekozen; ze bevinden zich op plaatsen die relatief gemakkelijk afkoelen en waar voldoende vocht in de omgeving beschikbaar is.