Hoofdstuk 8 van: Kees Floor: Weerkunde, Meteorologie
voor iedereen, Rijswijk 2004. Versie 30 mei
2006.
8.1
Inleiding
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.
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.
|
|
|
Dagelijkse gang van de inkomende
zonnestraling (geel). |
| 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 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 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 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 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 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.
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.
|
|
|
Dagelijkse gang van de bewolking. In de ochtend (ca. 10 u plaatselijke tijd) is er eerst weinig bewolking |
Rond het middaguur is de bewolking al toegenomen | In de middag, rond 2 uur plaatselijke tijd, begint het er zelfs wat dreigend uit te zien. |
|
| |
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 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.
8.9 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.