Front
Een front is een scheidingsvlak tussen koude en warme luchtmassa's. Soms wordt de term gebruikt ter aanduiding van een scheidingsvlak tussen droge en vochtige luchtmassa's.
De voorste begrenzing van warmere lucht wordt warmtefront genoemd. Komen we na het voorbijtrekken van een front in koudere lucht dan wordt dat een koufront genoemd. In de meeste gevallen passeert eerst een warmtefront en daarna een koufront. Een koufront en een warmtefront samen vormen een frontaalsysteem. Die draaien, op het noordelijk halfrond tegen de wijzers van de klok in, meestal om de kern van een lagedrukgebied. Omdat een koufront in de regel sneller om die kern draait, dan een warmtefront, zullen in de loop van de tijd, het koufront en het warmtefront, geleidelijk in elkaar schuiven. Dit noemen we een occlusiefront.
De nadering van een front is meestal al te merken aan het weer. Zo zal de wind in de regel al ruim vóór een frontpassage toenemen en geleidelijk van richting veranderen in tegengestelde richting van de wijzers van een klok. Als het front dichterbij komt neemt ook de bewolking toe. Een warmtefront kondigt zich aan met hoge sluierbewolking. Terwijl het warmtefront voorbijtrekt valt er mogelijk lichte regen of motregen. Bovendien verslechtert het zicht en kan het geruime tijd nevelig of mistig zijn.
Ook een koufront wordt gemarkeerd door bewolking. Bij de passage van het front valt meestal intensievere, buiige neerslag. De wind draait dan plotseling in dezelfde richting als de wijzers van een klok en waait achter het koufront meestal uit richtingen tussen west en noord. Na de frontpassage klaart het gewoonlijk op en wordt het zicht aanzienlijk beter.
Een meteorologisch instituut kan het tijdstip van een frontpassage ongeveer bepalen op grond van weerwaarnemingen en computerberekeningen. De activiteit van een front kan echter veranderen en het front kan ook plotseling vertragen. In dat laatste geval blijven we langere tijd aan de voorzijde van het front. Een verkeerde inschatting van het tijdstip van de frontpassage of van de activiteit van het front leidt in vrijwel alle gevallen tot een weersverwachting die niet uitkomt. Vóór een warmtefront uit kan het weer zelfs tijdelijk verbeteren doordat met de naar tussen zuid tot oost gedraaide wind in de regel warmere en drogere lucht wordt aangevoerd.
Het conceptueel model van een front werd voor het eerst beschreven door de Noorse school.
De voorste begrenzing van warmere lucht wordt warmtefront genoemd. Komen we na het voorbijtrekken van een front in koudere lucht dan wordt dat een koufront genoemd. In de meeste gevallen passeert eerst een warmtefront en daarna een koufront. Een koufront en een warmtefront samen vormen een frontaalsysteem. Die draaien, op het noordelijk halfrond tegen de wijzers van de klok in, meestal om de kern van een lagedrukgebied. Omdat een koufront in de regel sneller om die kern draait, dan een warmtefront, zullen in de loop van de tijd, het koufront en het warmtefront, geleidelijk in elkaar schuiven. Dit noemen we een occlusiefront.
De nadering van een front is meestal al te merken aan het weer. Zo zal de wind in de regel al ruim vóór een frontpassage toenemen en geleidelijk van richting veranderen in tegengestelde richting van de wijzers van een klok. Als het front dichterbij komt neemt ook de bewolking toe. Een warmtefront kondigt zich aan met hoge sluierbewolking. Terwijl het warmtefront voorbijtrekt valt er mogelijk lichte regen of motregen. Bovendien verslechtert het zicht en kan het geruime tijd nevelig of mistig zijn.
Ook een koufront wordt gemarkeerd door bewolking. Bij de passage van het front valt meestal intensievere, buiige neerslag. De wind draait dan plotseling in dezelfde richting als de wijzers van een klok en waait achter het koufront meestal uit richtingen tussen west en noord. Na de frontpassage klaart het gewoonlijk op en wordt het zicht aanzienlijk beter.
Een meteorologisch instituut kan het tijdstip van een frontpassage ongeveer bepalen op grond van weerwaarnemingen en computerberekeningen. De activiteit van een front kan echter veranderen en het front kan ook plotseling vertragen. In dat laatste geval blijven we langere tijd aan de voorzijde van het front. Een verkeerde inschatting van het tijdstip van de frontpassage of van de activiteit van het front leidt in vrijwel alle gevallen tot een weersverwachting die niet uitkomt. Vóór een warmtefront uit kan het weer zelfs tijdelijk verbeteren doordat met de naar tussen zuid tot oost gedraaide wind in de regel warmere en drogere lucht wordt aangevoerd.
Het conceptueel model van een front werd voor het eerst beschreven door de Noorse school.
Fronten en drukgebieden
De weerkaart
Wanneer we naar een willekeurige weerkaart kijken zien we twee belangrijke dingen; fronten en druklijnen. De druklijnen geven de heersende luchtdruk aan op de grond. Indien een station op een berg ligt, is de luchtdruk zo gecorrigeerd dat het lijkt alsof het station op zeeniveau zit. Hierdoor ontstaat een kaart waarbij de barometerstanden onderling vergelijkbaar zijn.
We zien dan hoge en lagedrukgebieden. Deze worden benoemd met een L en een H. In een hogedrukgebied daalt de lucht en in een lagedrukgebied stijgt de lucht. Aan het aardoppervlak stroomt de lucht van het hogedrukgebied via een omweg naar het lagedrukgebied. Op grotere hoogte is de stroming juist andersom. Zodanig dat een circulatie ontstaat.
De stroming is niet rechtstreeks, maar globaal gelijk aan de lijnen van gelijke druk met een afwijking naar het lagedrukgebied toe.
Wanneer we naar een willekeurige weerkaart kijken zien we twee belangrijke dingen; fronten en druklijnen. De druklijnen geven de heersende luchtdruk aan op de grond. Indien een station op een berg ligt, is de luchtdruk zo gecorrigeerd dat het lijkt alsof het station op zeeniveau zit. Hierdoor ontstaat een kaart waarbij de barometerstanden onderling vergelijkbaar zijn.
We zien dan hoge en lagedrukgebieden. Deze worden benoemd met een L en een H. In een hogedrukgebied daalt de lucht en in een lagedrukgebied stijgt de lucht. Aan het aardoppervlak stroomt de lucht van het hogedrukgebied via een omweg naar het lagedrukgebied. Op grotere hoogte is de stroming juist andersom. Zodanig dat een circulatie ontstaat.
De stroming is niet rechtstreeks, maar globaal gelijk aan de lijnen van gelijke druk met een afwijking naar het lagedrukgebied toe.
Fronten
Doordat de gebieden waar de luchtstromen beginnen, niet overal even warm of koud zijn, komen koudere luchtsoorten in botsing met warme luchtsoorten.
Dit geeft twee botsingen, namelijk:
Hogedrukgebied
Een hogedrukgebied fungeert als een toevoer van lucht van grotere hoogte. Het is een groot gebied en heel rustig daalt de lucht uit hogere regionen neer. Omdat veel lucht op een plek is stijgt de luchtdruk. Een hogedrukgebied is dus een soort voorraadbak met lucht. Langzaam loopt deze "bak" leeg, terwijl vanuit hogere gebieden de aanvoer doorgaat. De lucht verspreidt zich naar gebieden waar minder druk is.
In een hogedrukgebied:
Lagedrukgebied
Het lagedrukgebied is het afvoerputje van de atmosfeer. Als een soort reusachtige tornado zuigt deze uit de wijde omgeving (500-1000 kilometer) lucht aan. Des te dichter ze bij de kern van het lagedrukgebied zijn, des te wilder de luchtstromen worden.
De lucht gaat in de nabijheid van deze kern ook stijgen. Er ontstaan wolken, want stijgende lucht geeft wolkenvorming. Deze wolken geven uiteindelijk regen, maar zijn niet de veroorzaker van de grote hoeveelheden regen. Dan doen de fronten van de depressie. De lucht wordt uiteindelijk opgezogen en verdwijnt in de hogere atmosfeer.
Op deze hogere niveaus vindt weer een vereffeningstroming plaats naar de daalplaatsen, zoals een hogedrukgebied. Omdat in de kern constant een verlies van lucht is aan de bovenlucht, daalt de druk. Hoe krachtiger het proces wordt, des te lager de druk van de kern. Des te groter de drukverschillen op de weerkaart, des te krachtiger de uitwisseling is tussen hogedrukgebied en lagedrukkern en des te meer wind er staat.
In een lagedrukgebied: - Is altijd bewolking. - Is veel wind (behalve in de kern) - Is het zomers koel en 's winters zacht. - Is de lucht vochtig.
Doordat de gebieden waar de luchtstromen beginnen, niet overal even warm of koud zijn, komen koudere luchtsoorten in botsing met warme luchtsoorten.
Dit geeft twee botsingen, namelijk:
- - in het gebied waar warme lucht aanwezige koude lucht ontmoet en vervangt, daar spreken we van een warmtefront - in het gebied waar koude lucht aanwezige warme lucht ontmoet en vervangt, daar spreken we van een koufront
Hogedrukgebied
Een hogedrukgebied fungeert als een toevoer van lucht van grotere hoogte. Het is een groot gebied en heel rustig daalt de lucht uit hogere regionen neer. Omdat veel lucht op een plek is stijgt de luchtdruk. Een hogedrukgebied is dus een soort voorraadbak met lucht. Langzaam loopt deze "bak" leeg, terwijl vanuit hogere gebieden de aanvoer doorgaat. De lucht verspreidt zich naar gebieden waar minder druk is.
In een hogedrukgebied:
- - Is weinig bewolking.
- Is weinig wind.
- Is het zomers warm en 's winters koud.
- Is de lucht droog.
Lagedrukgebied
Het lagedrukgebied is het afvoerputje van de atmosfeer. Als een soort reusachtige tornado zuigt deze uit de wijde omgeving (500-1000 kilometer) lucht aan. Des te dichter ze bij de kern van het lagedrukgebied zijn, des te wilder de luchtstromen worden.
De lucht gaat in de nabijheid van deze kern ook stijgen. Er ontstaan wolken, want stijgende lucht geeft wolkenvorming. Deze wolken geven uiteindelijk regen, maar zijn niet de veroorzaker van de grote hoeveelheden regen. Dan doen de fronten van de depressie. De lucht wordt uiteindelijk opgezogen en verdwijnt in de hogere atmosfeer.
Op deze hogere niveaus vindt weer een vereffeningstroming plaats naar de daalplaatsen, zoals een hogedrukgebied. Omdat in de kern constant een verlies van lucht is aan de bovenlucht, daalt de druk. Hoe krachtiger het proces wordt, des te lager de druk van de kern. Des te groter de drukverschillen op de weerkaart, des te krachtiger de uitwisseling is tussen hogedrukgebied en lagedrukkern en des te meer wind er staat.
In een lagedrukgebied: - Is altijd bewolking. - Is veel wind (behalve in de kern) - Is het zomers koel en 's winters zacht. - Is de lucht vochtig.
De praktijk
In de praktijk is het allemaal niet zo helder. Een voorbeeld van een weerkaart. Dit is een duidelijke weerkaart, maar soms zijn ze lastiger.
Een volledige depressie boven Europa. Het lagedrukgebied ligt bij Schotland. De lucht op deze kaart draait uiteindelijk naar deze kern toe. Door botsingen van de luchtmassa's zijn fronten ontstaan.
Vanuit de kern gaat een occlusiefront naar Noorwegen. De occlusie krult bijna om de kern heen en we spreken dan ook van een back-bent occlusie.
In Oost Zweden ligt het occlusiepunt. Hier valt waarschijnlijk veel regen. Daar splitst het warmtefront naar oost Polen. Het koufront trekt over Berlijn.
Boven Duitsland dringt zuidelijke lucht omhoog (naar het noorden) en die heeft het koufront in een warmtefront veranderd. Er is een golfvormige storing aan het optreden. Als dit proces doorgaat ontwikkelt boven Luxemburg een nieuw lagedrukgebied.
Boven Ierland ligt een trog. Een gebied met buien die vaak ten zuiden van de kern te vinden is. Aan de luchtdruklijnen te zien, is er sprake van een flink windverschil. Hoe sterker de wind verandert, des te jonger en actiever de buienlijn.
In de praktijk is het allemaal niet zo helder. Een voorbeeld van een weerkaart. Dit is een duidelijke weerkaart, maar soms zijn ze lastiger.
Een volledige depressie boven Europa. Het lagedrukgebied ligt bij Schotland. De lucht op deze kaart draait uiteindelijk naar deze kern toe. Door botsingen van de luchtmassa's zijn fronten ontstaan.
Vanuit de kern gaat een occlusiefront naar Noorwegen. De occlusie krult bijna om de kern heen en we spreken dan ook van een back-bent occlusie.
In Oost Zweden ligt het occlusiepunt. Hier valt waarschijnlijk veel regen. Daar splitst het warmtefront naar oost Polen. Het koufront trekt over Berlijn.
Boven Duitsland dringt zuidelijke lucht omhoog (naar het noorden) en die heeft het koufront in een warmtefront veranderd. Er is een golfvormige storing aan het optreden. Als dit proces doorgaat ontwikkelt boven Luxemburg een nieuw lagedrukgebied.
Boven Ierland ligt een trog. Een gebied met buien die vaak ten zuiden van de kern te vinden is. Aan de luchtdruklijnen te zien, is er sprake van een flink windverschil. Hoe sterker de wind verandert, des te jonger en actiever de buienlijn.
Fohnwind
Een föhn is een warme droge wind die vaak aan de noordzijde van de Alpen waait. De benaming is afgeleid uit het Latijnse "favonius" (warme wind) en het gotische fôhn (vuur). In de Alpen is het een normaal verschijnsel, maar de föhn waait ook op veel andere plaatsen in de wereld, soms onder andere benamingen. Zelfs het Limburgse heuvelland kent soms een zwak föhneffect, wat daar plaatselijk aanleiding kan geven tot zonnig weer en een opmerkelijke temperatuurstijging.
Ontstaan
In het Alpengebied steekt de föhn meestal op aan de voorzijde van een depressie die over Zuid-Frankrijk naar de Middellandse Zee trekt. Daar waait dan een warme zuidenwind, die vochtige lucht naar de Alpen voert. Aan de zuidelijke kant van dat gebergte wordt de lucht gedwongen te stijgen. De stijgende lucht zet uit en wordt daardoor kouder in een proces van adiabatische expansie. De koudere lucht kan minder water vasthouden, er treedt condensatie op waarbij warmte vrijkomt; het gecondenseerde water valt als regen. Wanneer de lucht aan de noordzijde van het gebergte omlaag stroomt, ondergaat zij adiabatische compressie en wordt daardoor warmer. De resulterende luchtstroom is warmer geworden dan de oorspronkelijke, doordat de condensatiewarmte over de berg is meegevoerd. De resulterende lucht is ook droger, omdat waterdamp uit de lucht als regen is gevallen. De noordzijde van het gebergte wordt in deze situatie ook wel de regenschaduw van het gebergte genoemd.
Hetzelfde verhaal gaat ook op voor de omgekeerde richting. De föhn kan namelijke zowel aan de noordzijde als aan de zuidzijde van de Alpen optreden.
Nuancering
Dit model verklaart niet alle föhnverschijnselen. De föhn kan ook optreden zonder wolken en regen aan de loefzijde van de berg. Een deel van de warmte in de föhnstroom is dan mogelijkerwijs meegevoerd van de andere kant van de berg, en mogelijk spelen ook complexe turbulentie processen een rol, als ook de vermenging van verschillende luchtlagen.
Gevolgen
In de Alpen is het voorjaar de favoriete periode voor de föhn, maar ook in het najaar en de winter waait die wind vaak. Sommige gebieden in Zwitserland hebben jaarlijks gedurende gemiddeld 33 dagen een warme, zuidelijke föhnwind. Deze houdt soms enkele dagen aan. De temperatuur kan in enkele uren 10-25°C oplopen. Het grootste gemeten verschil in temperatuur was in Brannenburg am Inn: op 29 november 2000 om 23h 22°C, op 30 november 2000 om 6h -3°C. De relatieve vochtigheid kan tot 20% teruglopen, een zeer lage waarde die in Nederland en België niet vaak voorkomt. De gemiddelde snelheid is zo'n 25 kilometer per uur (windkracht 4), maar in windstoten kunnen snelheden van 100 kilometer per uur voorkomen. Een positief aspect van een föhn is dat het zicht zeer helder wordt en de lucht opklaart, wat samenhangt met de droge lucht, en men daardoor schitterend uitzicht over de Alpen krijgt. Een zicht van 100 kilometer en meer is dan mogelijk.
In sneeuwrijke berggebieden vergroot de föhn het lawinegevaar. Ook neemt het aantal verkeersongelukken toe en krijgen veel mensen bij föhnweer last van verhoogde bloeddruk, hoofdpijn, spierpijn, slapeloze nachten en infrageluid. Daardoor is de föhn een belangrijk maatschappelijk verschijnsel. De oorzaak van de fysiologische effekten is wetenschappelijk gezien niet geheel opgehelderd. Als oorzaak wordt enerzijds de snelle luchtdrukwisseling vermoed, anderzijds een lichte uitdroging.
De föhn buiten het Alpengebied
De benaming föhn wordt soms gereserveerd voor het verschijnsel in het Alpengebied. Benamingen voor hetzelfde verschijnsel in andere delen van de wereld zijn zonda in Argentinië, puelche in Chili, chanduy in Mexico, chinook in de Rocky Mountains , sharav in Israël, khamsin in het Arabisch, nor'west arch in Nieuw-Zeeland en halny in de Karpaten.
Ontstaan
In het Alpengebied steekt de föhn meestal op aan de voorzijde van een depressie die over Zuid-Frankrijk naar de Middellandse Zee trekt. Daar waait dan een warme zuidenwind, die vochtige lucht naar de Alpen voert. Aan de zuidelijke kant van dat gebergte wordt de lucht gedwongen te stijgen. De stijgende lucht zet uit en wordt daardoor kouder in een proces van adiabatische expansie. De koudere lucht kan minder water vasthouden, er treedt condensatie op waarbij warmte vrijkomt; het gecondenseerde water valt als regen. Wanneer de lucht aan de noordzijde van het gebergte omlaag stroomt, ondergaat zij adiabatische compressie en wordt daardoor warmer. De resulterende luchtstroom is warmer geworden dan de oorspronkelijke, doordat de condensatiewarmte over de berg is meegevoerd. De resulterende lucht is ook droger, omdat waterdamp uit de lucht als regen is gevallen. De noordzijde van het gebergte wordt in deze situatie ook wel de regenschaduw van het gebergte genoemd.
Hetzelfde verhaal gaat ook op voor de omgekeerde richting. De föhn kan namelijke zowel aan de noordzijde als aan de zuidzijde van de Alpen optreden.
Nuancering
Dit model verklaart niet alle föhnverschijnselen. De föhn kan ook optreden zonder wolken en regen aan de loefzijde van de berg. Een deel van de warmte in de föhnstroom is dan mogelijkerwijs meegevoerd van de andere kant van de berg, en mogelijk spelen ook complexe turbulentie processen een rol, als ook de vermenging van verschillende luchtlagen.
Gevolgen
In de Alpen is het voorjaar de favoriete periode voor de föhn, maar ook in het najaar en de winter waait die wind vaak. Sommige gebieden in Zwitserland hebben jaarlijks gedurende gemiddeld 33 dagen een warme, zuidelijke föhnwind. Deze houdt soms enkele dagen aan. De temperatuur kan in enkele uren 10-25°C oplopen. Het grootste gemeten verschil in temperatuur was in Brannenburg am Inn: op 29 november 2000 om 23h 22°C, op 30 november 2000 om 6h -3°C. De relatieve vochtigheid kan tot 20% teruglopen, een zeer lage waarde die in Nederland en België niet vaak voorkomt. De gemiddelde snelheid is zo'n 25 kilometer per uur (windkracht 4), maar in windstoten kunnen snelheden van 100 kilometer per uur voorkomen. Een positief aspect van een föhn is dat het zicht zeer helder wordt en de lucht opklaart, wat samenhangt met de droge lucht, en men daardoor schitterend uitzicht over de Alpen krijgt. Een zicht van 100 kilometer en meer is dan mogelijk.
In sneeuwrijke berggebieden vergroot de föhn het lawinegevaar. Ook neemt het aantal verkeersongelukken toe en krijgen veel mensen bij föhnweer last van verhoogde bloeddruk, hoofdpijn, spierpijn, slapeloze nachten en infrageluid. Daardoor is de föhn een belangrijk maatschappelijk verschijnsel. De oorzaak van de fysiologische effekten is wetenschappelijk gezien niet geheel opgehelderd. Als oorzaak wordt enerzijds de snelle luchtdrukwisseling vermoed, anderzijds een lichte uitdroging.
De föhn buiten het Alpengebied
De benaming föhn wordt soms gereserveerd voor het verschijnsel in het Alpengebied. Benamingen voor hetzelfde verschijnsel in andere delen van de wereld zijn zonda in Argentinië, puelche in Chili, chanduy in Mexico, chinook in de Rocky Mountains , sharav in Israël, khamsin in het Arabisch, nor'west arch in Nieuw-Zeeland en halny in de Karpaten.
Genualaag
Een Genua laag is een lagedrukgebied die zich moeilijk laat voorspellen. Als koude lucht vanuit het noorden diep Europa binnentrekt en boven het relatief warmere Middellandse zeewater in de Golf van Genua uitkomt, ontstaat er in veel gevallen een actieve depressie. Deze depressie noemt men dus het Genua-laag. De vochtige lucht, de depressie onstaat dus boven zee, trekt vervolgens over de Po-vlakte richting de Alpen (zuidelijke stroming) om daar vol op de Alpen te botsten.
Dit levert doorgaans erg veel sneeuw op omdat de Alpen aan de zuidkant veel sneller stijgen en geen echte vooralpen kennen zoals aan de noordkant. De lucht hoeft tevens maar een korte weg af te leggen vanaf de Middellandse zee en vindt weinig hindernissen onderweg. Hierdoor bereikt de depressie met maximale kracht de zuidkant van de Alpen waar de lucht snel zal stijgen en hierdoor afkoelen. Dit zorgt dus voor veel neerslag. Doorgaans kan je wel rekenen op 50 – 150 cm sneeuw en goede omstandigheden voor de skigebieden.
Dit levert doorgaans erg veel sneeuw op omdat de Alpen aan de zuidkant veel sneller stijgen en geen echte vooralpen kennen zoals aan de noordkant. De lucht hoeft tevens maar een korte weg af te leggen vanaf de Middellandse zee en vindt weinig hindernissen onderweg. Hierdoor bereikt de depressie met maximale kracht de zuidkant van de Alpen waar de lucht snel zal stijgen en hierdoor afkoelen. Dit zorgt dus voor veel neerslag. Doorgaans kan je wel rekenen op 50 – 150 cm sneeuw en goede omstandigheden voor de skigebieden.
Geostrophische wind
Wind die parallel waait aan isobaren, dus in cirkels om een drukgebied. Dit komt doordat er geen wrijving is en de overgebleven luchtdrukkracht en Coriolis kracht in evenwicht zijn.
GKB (Glaskugelbereich)
Het GKB is de Duitse afkorting voor Glaskugelbereich, en geeft aan dat de verwachting nog te ver is van de betrouwbare termijn.
Hadleycel
Gemiddelde verticale windsnelheid bij 500 hPa luchtdruk in juli. Stijgende wind (negatief) waait vooral boven de Kreeftskeerkring waar de Zon loodrecht staat. Dalende wind (positief) waait meer verspreid.
Een Hadleycel (genoemd naar George Hadley, die de cellen voor het eerst beschreef) is een atmosferische circulatiecel in de tropen, die vanaf de thermische evenaar tot 30 graden naar het noorden of zuiden loopt. De windrichting aan het oppervlak (de passaat) is naar de evenaar toe gericht.
Aan de evenaar stijgt warme, natte lucht op tot de tropopauze waar het richting de polen begint te stromen. Rond de 30e breedtegraad daalt de afgekoelde lucht weer, waardoor hier meestal een hogedrukgebied ligt. De lucht zal daarna weer in de vorm van een passaat naar de evenaar stromen, waarmee de cirkel compleet is. In schematische tekeningen zijn er twee Hadleycellen, één vanaf de evenaar naar het noorden en één vanaf de evenaar naar het zuiden.
De breedtegraad waar de Zon recht boven het aardoppervlak staat (de zogenaamde thermische evenaar) verschuift met de seizoenen. Tijdens de zomerzonnewende staat de Zon boven de kreeftskeerkring, tijdens de winterzonnewende boven de steenbokskeerkring, en op andere momenten ergens ertussenin. Alleen tijdens de equinoxen (op of rond 20 maart en 23 september) staat de Zon precies boven de evenaar. De Hadleycellen volgen de beweging van de Zon met een vertraging en verschuiven dus jaarlijks mee met de beweging van de Zon.
Een Hadleycel (genoemd naar George Hadley, die de cellen voor het eerst beschreef) is een atmosferische circulatiecel in de tropen, die vanaf de thermische evenaar tot 30 graden naar het noorden of zuiden loopt. De windrichting aan het oppervlak (de passaat) is naar de evenaar toe gericht.
Aan de evenaar stijgt warme, natte lucht op tot de tropopauze waar het richting de polen begint te stromen. Rond de 30e breedtegraad daalt de afgekoelde lucht weer, waardoor hier meestal een hogedrukgebied ligt. De lucht zal daarna weer in de vorm van een passaat naar de evenaar stromen, waarmee de cirkel compleet is. In schematische tekeningen zijn er twee Hadleycellen, één vanaf de evenaar naar het noorden en één vanaf de evenaar naar het zuiden.
De breedtegraad waar de Zon recht boven het aardoppervlak staat (de zogenaamde thermische evenaar) verschuift met de seizoenen. Tijdens de zomerzonnewende staat de Zon boven de kreeftskeerkring, tijdens de winterzonnewende boven de steenbokskeerkring, en op andere momenten ergens ertussenin. Alleen tijdens de equinoxen (op of rond 20 maart en 23 september) staat de Zon precies boven de evenaar. De Hadleycellen volgen de beweging van de Zon met een vertraging en verschuiven dus jaarlijks mee met de beweging van de Zon.
Hellmanngetal of koudegetal
(Hellmann) Koudegetallen sinds 1901 in De Bilt
Het koudegetal, ook wel aangeduid als het Hellmanngetal (H) naar de Duitse meteoroloog Gustav Hellmann, is een maat voor de koude in het tijdvak van 1 november van het voorafgaande jaar tot en 31 met maart van het genoemde jaar. Voorbeeld: 1963 heeft betrekking op de periode 1 november 1962 tot en met 31 maart 1963. Het wordt verkregen door over dit tijdvak alle etmaalgemiddelde temperaturen beneden het vriespunt te sommeren met weglating van het minteken.
Het koudegetal, ook wel aangeduid als het Hellmanngetal (H) naar de Duitse meteoroloog Gustav Hellmann, is een maat voor de koude in het tijdvak van 1 november van het voorafgaande jaar tot en 31 met maart van het genoemde jaar. Voorbeeld: 1963 heeft betrekking op de periode 1 november 1962 tot en met 31 maart 1963. Het wordt verkregen door over dit tijdvak alle etmaalgemiddelde temperaturen beneden het vriespunt te sommeren met weglating van het minteken.
Hochnebel
Door uitstraling aan de nevel bovengrens vormt zich Hochnebel in de vorm van grens bewolking ( Stratus ).
Kan ook ontaan door opstijgende bodem nevel ( mist )
Hochnebel is een typisch voorkomend verschijnsel binnen een hogedrukgebied (inversie) in de herfst en winter in de Alpendalen en het Alpenvoorland. Door de zwakke zon en lange nachten kan de Hochnebel erg hardnekkig zijn en soms vele dagen aan houden. Boven de Hochnebel bovengrens schijnt onder een strak blauwe lucht de zon.
Is de Hochnebel laag dik genoeg dan kan het er zelfs licht uit gaan regenen of sneeuwen.
Het uitsneeuwen van Hochnebel wordt ook wel "industrie sneeuw" genoemd.
Kan ook ontaan door opstijgende bodem nevel ( mist )
Hochnebel is een typisch voorkomend verschijnsel binnen een hogedrukgebied (inversie) in de herfst en winter in de Alpendalen en het Alpenvoorland. Door de zwakke zon en lange nachten kan de Hochnebel erg hardnekkig zijn en soms vele dagen aan houden. Boven de Hochnebel bovengrens schijnt onder een strak blauwe lucht de zon.
Is de Hochnebel laag dik genoeg dan kan het er zelfs licht uit gaan regenen of sneeuwen.
Het uitsneeuwen van Hochnebel wordt ook wel "industrie sneeuw" genoemd.
Hoogtetrog
Een hoogtetrog is een uitloper van een lagedrukgebied op de weerkaart van ruim vijf kilometer hoogte. ((500 hPa)
hPa en DAM: diktewaarden
hPa is een eenheid voor luchtdruk.
Hoe dichter tegen het aardoppervlak, hoe groter de massa lucht is die op ons druk uitoefent, hoe hoger de luchtdruk. Aan de grond is de luchtdruk gemiddeld 1013 hPa. Hoe verder we ons van het aardoppervlak verwijderen hoe lager de luchtdruk.
De vertikale opbouw van onze atmosfeer is van belang voor het weer op korte en langere termijn. De vertikale opbouw van de atmosfeer wordt in kaart gebracht op verschillende drukvlakken (850 hPa, 750 hPa, 500 hPa...).
Zo bevindt zich het 850 hPa ongeveer op 1500 m, weliswaar "ongeveer" omdat dit drukvlak in een lagedrukgebied bvb lager ligt dan in een hogedrukgebied. De 500 hPa bevindt zich bvb ongeveer op 5000 meter.
Hieronder een kaart met de temperaturen op 850 hPa (dus ongeveer 1500 m)
Waarom men met die drukvlakken gaat werken is volgens mij te verklaren in oa de wetmatigheden waarbij de luchtdruk uitgeoefend op een pakketje lucht invloed heeft op de eigenschappen hiervan zoals temperatuur en visa versa. (zie ook adiabatische processen). In principe zal met het dalen van de luchtdruk de temperatuur afnemen door adiabatische expansie (uitzetting). Dit principe vinden we terug in de opbouw van de troposfeer. De laagste luchtdruk vinden we in de hoogste lagen alwaar zich ook koudste temperaturen bevinden. (de stijging van de temperatuur in de stratosfeer valt te verklaren door de invloed van de zon op de aldaar aanwezige ozon).
De meest bruikbare opbouw verkrijgt men aldus door vergelijkingen te doen tussen verschillende drukvlakken gezien er een relatie bestaat tussen luchtdruk, volume en temperatuur.
De "dam" is een éénheid die slaat op de "dikte" van een luchtlaag. Dam wordt weergegeven in decameter.
De 1000/500-diktwaarden bvb geven de dikte van een pakketje lucht heeft tussen het 1000 en 500 hPa -vlak. De luchtlaag zal dikker zijn bij hogere temperaturen en dunner bij lagere temperaturen. 520 dam bvb staat voor 5200m. Hoge diktewaarden kunnen duiden op de aanwezigheid van een hogedrukgebied, lage diktewaarden op een lagedrukgebied. De diktwaarden kunnen ook gebruikt worden om de kans op sneeuw te voorspellen. Zo stelt men dat de kans op sneeuw groot is bij 1000/500-diktewaarden gelijk- of kleiner dan 528 dam voor Vlaanderen of Nederland.
Onderstaande kaart geeft naast de temperaturen op 850 hPa ook de geopotentiële hoogte weer op dat drukvlak uitgedrukt in decameter.
De geopotentiële hoogte is, op een eenvoudige wijze uitgelegd, de hoogte waarop zich een bepaald drukvlak bevindt vanaf het zeeniveau.
Hoe dichter tegen het aardoppervlak, hoe groter de massa lucht is die op ons druk uitoefent, hoe hoger de luchtdruk. Aan de grond is de luchtdruk gemiddeld 1013 hPa. Hoe verder we ons van het aardoppervlak verwijderen hoe lager de luchtdruk.
De vertikale opbouw van onze atmosfeer is van belang voor het weer op korte en langere termijn. De vertikale opbouw van de atmosfeer wordt in kaart gebracht op verschillende drukvlakken (850 hPa, 750 hPa, 500 hPa...).
Zo bevindt zich het 850 hPa ongeveer op 1500 m, weliswaar "ongeveer" omdat dit drukvlak in een lagedrukgebied bvb lager ligt dan in een hogedrukgebied. De 500 hPa bevindt zich bvb ongeveer op 5000 meter.
Hieronder een kaart met de temperaturen op 850 hPa (dus ongeveer 1500 m)
Waarom men met die drukvlakken gaat werken is volgens mij te verklaren in oa de wetmatigheden waarbij de luchtdruk uitgeoefend op een pakketje lucht invloed heeft op de eigenschappen hiervan zoals temperatuur en visa versa. (zie ook adiabatische processen). In principe zal met het dalen van de luchtdruk de temperatuur afnemen door adiabatische expansie (uitzetting). Dit principe vinden we terug in de opbouw van de troposfeer. De laagste luchtdruk vinden we in de hoogste lagen alwaar zich ook koudste temperaturen bevinden. (de stijging van de temperatuur in de stratosfeer valt te verklaren door de invloed van de zon op de aldaar aanwezige ozon).
De meest bruikbare opbouw verkrijgt men aldus door vergelijkingen te doen tussen verschillende drukvlakken gezien er een relatie bestaat tussen luchtdruk, volume en temperatuur.
De "dam" is een éénheid die slaat op de "dikte" van een luchtlaag. Dam wordt weergegeven in decameter.
De 1000/500-diktwaarden bvb geven de dikte van een pakketje lucht heeft tussen het 1000 en 500 hPa -vlak. De luchtlaag zal dikker zijn bij hogere temperaturen en dunner bij lagere temperaturen. 520 dam bvb staat voor 5200m. Hoge diktewaarden kunnen duiden op de aanwezigheid van een hogedrukgebied, lage diktewaarden op een lagedrukgebied. De diktwaarden kunnen ook gebruikt worden om de kans op sneeuw te voorspellen. Zo stelt men dat de kans op sneeuw groot is bij 1000/500-diktewaarden gelijk- of kleiner dan 528 dam voor Vlaanderen of Nederland.
Onderstaande kaart geeft naast de temperaturen op 850 hPa ook de geopotentiële hoogte weer op dat drukvlak uitgedrukt in decameter.
De geopotentiële hoogte is, op een eenvoudige wijze uitgelegd, de hoogte waarop zich een bepaald drukvlak bevindt vanaf het zeeniveau.
500 en 850 hPa vlak
In de weerkunde maakt men gebruik van zogenaamde standaarddrukvlakken. Op deze vlakken bekijkt men hoe koud het is, hoe hard het waait, maar ook hoe hoog het vlak ligt ten op zichte van de standaardatmosfeer. Deze door de ICAO bepaalde atmosfeer geeft gemiddelden in hoogte en temperaturen van deze vlakken. Zo hebben we het 1000, 850, 700, 500, 400, 300, 250, 200 en 100 hPa vlak. Bij warmere lucht onderin de atmosfeer zetten deze lagen naar boven toe wat uit zodat in elk geval de onderste drukvlakken wat hoger komen te liggen. Het verschil in hoogte tussen twee drukvlakken wordt de diktewaarde genoemd en wordt uitgedrukt in decameters (dam). Een voorbeeld van een diktewaarde is in de zomer 560 dam oftwel 5600 m. Dat is dan het verschil in hoogte tussen het 1000- en het 500 hPa drukvlak. In tijden van hoge diktewaarden bevindt zich vaak een hoog in de buurt van ons land en dus is er dan sprake van dalende luchtbewegingen op grote schaal. Door deze dalende luchtbewegingen wordt de lucht warmer (vergelijk met een fietspomp) en gaat ze uitzetten.
De temperatuur neemt af met de hoogte en wel met ca. 0.6 graden per 100 m. Die afname of temperatuurverval hangt af van de stabiliteitstoestand van de atmosfeer op dat moment. Zoals in antwoorden op andere vragen al is beweerd kan er ook sprake zijn van een omkering en neemt de temperatuur zelfs tijdelijk toe met de hoogte (inversie). Hoe warm of koud het op die drukvlakken gemiddeld is, is hieronder af te lezen:
drukvlak hoogte (m) temp.
850 hPa 1457 6
700 hPa 3012 -5
500 hPa 5574 -21
400 hPa 7185 -32
300 hPa 9164 -45
250 hPa 10363 -52
200 hPa 11784 -56
150 hPa 13608 -56
100 hPa 16180 -56
Dit zijn de vastgestelde gemiddelde hoogten en temperaturen volgens de ICAO standaard. Uiteraard zijn er per seizoen grote verschillen mogelijk. Op 850 hPa bijv. kan boven Nederland de temperatuur in tijd van een warme periode oplopen naar 10 tot 15 graden. Het nulgradenniveau kan dan op ongeveer 13.000 voet komen te liggen (ruim 4 km hoogte). In de winter ligt de temperatuur op grote hoogte rond de -60 graden. In de tropen is de troposfeer dikker en neemt de temperatuur tot grotere hoogte af. Daardoor is het daar gekgenoeg nog kouder en kan het ruim -70 graden worden op ca. 15 km hoogte.
De temperatuur neemt af met de hoogte en wel met ca. 0.6 graden per 100 m. Die afname of temperatuurverval hangt af van de stabiliteitstoestand van de atmosfeer op dat moment. Zoals in antwoorden op andere vragen al is beweerd kan er ook sprake zijn van een omkering en neemt de temperatuur zelfs tijdelijk toe met de hoogte (inversie). Hoe warm of koud het op die drukvlakken gemiddeld is, is hieronder af te lezen:
drukvlak hoogte (m) temp.
850 hPa 1457 6
700 hPa 3012 -5
500 hPa 5574 -21
400 hPa 7185 -32
300 hPa 9164 -45
250 hPa 10363 -52
200 hPa 11784 -56
150 hPa 13608 -56
100 hPa 16180 -56
Dit zijn de vastgestelde gemiddelde hoogten en temperaturen volgens de ICAO standaard. Uiteraard zijn er per seizoen grote verschillen mogelijk. Op 850 hPa bijv. kan boven Nederland de temperatuur in tijd van een warme periode oplopen naar 10 tot 15 graden. Het nulgradenniveau kan dan op ongeveer 13.000 voet komen te liggen (ruim 4 km hoogte). In de winter ligt de temperatuur op grote hoogte rond de -60 graden. In de tropen is de troposfeer dikker en neemt de temperatuur tot grotere hoogte af. Daardoor is het daar gekgenoeg nog kouder en kan het ruim -70 graden worden op ca. 15 km hoogte.
Ijsgroeipluim
IJsgroeimodel Het ijsgroeimodel berekent de watertemperatuur of (als de temperatuur onder nul komt) de ijsdikte van een laag stilstaand water van twee meter diep. Het model houdt rekening met de invloed van de temperatuur en met de afkoeling door de wind en verdamping. Ook de invloed van straling wordt in de modelberekeningen meegenomen. Straling zorgt overdag doorgaans voor opwarming, maar 's nachts kan uitstraling bij heldere hemel voor afkoeling zorgen. Al deze effecten worden in de berekeningen meegenomen.Representativiteit
Lokale omstandigheden spelen een belangrijke rol in de groei van de ijsdikte. Een laag sneeuw op het ijs fungeert als een isolatiedeken, waardoor het ijs minder snel groeit. In een dergelijke situatie kan het ijs aan de onderkant door menging met warmer water zelfs afsmelten bij luchttemperaturen onder nul. Bij dooi daarentegen zorgt de isolerende werking van sneeuw juist voor het langzamer smelten van het ijs. Door verschillen in hoeveelheid sneeuw treden er dus ook verschillen in ijsgroei op.Het KNMI ijsgroeimodel houdt rekening met de sneeuwbedekking en zelfs met de veroudering van de sneeuwlaag. De ijsaangroei verloopt bijvoorbeeld ook anders in water waarin een sterke stroming staat.
Bij het vergelijken van waarnemingen van ijsdikte en modeluitvoer is de representativiteit van de meting voor de gemodelleerde situatie van groot belang. Zo is het b.v. belangrijk te beseffen dat de ijspluim voor 2m diep, open water geldt. In dieper water zal in een vorstperiode minder ijs liggen.
50 scenario's
Een bijzonderheid van de door het KNMI gebruikte methode is dat het voor de langere termijn (10 dagen) een vijftigtal scenario's (mogelijke verwachtingen) doorrekent. In de getoonde plaatjes zijn scenario's te zien van de ontwikkeling van de temperatuur of de dikte van de ijslaag. Als de temperatuur onder nul komt geven de lijntjes de ijsdikte (in cm) aan. We weten dat kleine fouten in de uitgangstoestand van de weersverwachting grote effecten hebben op de langere termijn. Om een inschatting te kunnen maken van de onzekerheden in de verwachting worden bewust "fouten" in het model ingebracht waarna de verwachtingen steeds worden herhaald. Het resultaat is een vijftigtal scenario's die worden gekoppeld aan het watermodel. Zo worden waarschijnlijkheidsverwachtingen gemaakt voor de ijsgroei in de komende dagen op basis waarvan de meteoroloog kan zien hoe groot de kans is dat die verwachtingen werkelijkheid worden.Betekenis van de lijnen
De rode lijn is gebaseerd op berekeningen met het hoge resolutie ECMWF-model (16x16km), de blauwe lijn is een herhaling van de berekening met een grover model van een lagere resolutie (32x32km). De groene lijnen zijn op hun beurt de uitkomsten van 50 herhalingen met het lage resolutie model, waarbij bij iedere berekening verstoringen zijn aangebracht in de uitgangstoestand. Deze spreiding van de verschillende scenario's (ensembleleden) geeft een indicatie van de betrouwbaarheid van de verwachtingen. Hoe kleiner de spreiding, dus hoe kleiner de verschillen tussen de verschillende uitkomsten, hoe betrouwbaarder de verwachtingen zijn.Disclaimer
Het KNMI aanvaardt geen aansprakelijkheid voor het niet of slechts ten dele uitkomen van de verstrekte verwachtingen. De levering van de weergegevens door het KNMI geschiedt onder de voorwaarden als bekend gemaakt in de Staatscourant nr. 226 van maandag 21 november 1988.
Lokale omstandigheden spelen een belangrijke rol in de groei van de ijsdikte. Een laag sneeuw op het ijs fungeert als een isolatiedeken, waardoor het ijs minder snel groeit. In een dergelijke situatie kan het ijs aan de onderkant door menging met warmer water zelfs afsmelten bij luchttemperaturen onder nul. Bij dooi daarentegen zorgt de isolerende werking van sneeuw juist voor het langzamer smelten van het ijs. Door verschillen in hoeveelheid sneeuw treden er dus ook verschillen in ijsgroei op.Het KNMI ijsgroeimodel houdt rekening met de sneeuwbedekking en zelfs met de veroudering van de sneeuwlaag. De ijsaangroei verloopt bijvoorbeeld ook anders in water waarin een sterke stroming staat.
Bij het vergelijken van waarnemingen van ijsdikte en modeluitvoer is de representativiteit van de meting voor de gemodelleerde situatie van groot belang. Zo is het b.v. belangrijk te beseffen dat de ijspluim voor 2m diep, open water geldt. In dieper water zal in een vorstperiode minder ijs liggen.
50 scenario's
Een bijzonderheid van de door het KNMI gebruikte methode is dat het voor de langere termijn (10 dagen) een vijftigtal scenario's (mogelijke verwachtingen) doorrekent. In de getoonde plaatjes zijn scenario's te zien van de ontwikkeling van de temperatuur of de dikte van de ijslaag. Als de temperatuur onder nul komt geven de lijntjes de ijsdikte (in cm) aan. We weten dat kleine fouten in de uitgangstoestand van de weersverwachting grote effecten hebben op de langere termijn. Om een inschatting te kunnen maken van de onzekerheden in de verwachting worden bewust "fouten" in het model ingebracht waarna de verwachtingen steeds worden herhaald. Het resultaat is een vijftigtal scenario's die worden gekoppeld aan het watermodel. Zo worden waarschijnlijkheidsverwachtingen gemaakt voor de ijsgroei in de komende dagen op basis waarvan de meteoroloog kan zien hoe groot de kans is dat die verwachtingen werkelijkheid worden.Betekenis van de lijnen
De rode lijn is gebaseerd op berekeningen met het hoge resolutie ECMWF-model (16x16km), de blauwe lijn is een herhaling van de berekening met een grover model van een lagere resolutie (32x32km). De groene lijnen zijn op hun beurt de uitkomsten van 50 herhalingen met het lage resolutie model, waarbij bij iedere berekening verstoringen zijn aangebracht in de uitgangstoestand. Deze spreiding van de verschillende scenario's (ensembleleden) geeft een indicatie van de betrouwbaarheid van de verwachtingen. Hoe kleiner de spreiding, dus hoe kleiner de verschillen tussen de verschillende uitkomsten, hoe betrouwbaarder de verwachtingen zijn.Disclaimer
Het KNMI aanvaardt geen aansprakelijkheid voor het niet of slechts ten dele uitkomen van de verstrekte verwachtingen. De levering van de weergegevens door het KNMI geschiedt onder de voorwaarden als bekend gemaakt in de Staatscourant nr. 226 van maandag 21 november 1988.
Ijsgroei en -dikte
IJsaangroei en ijsdikte
15 februari 2010 - De vorming, aangroei van natuurijs is een uiterst ingewikkeld proces dat van verscheidene factoren afhangt. Niet alleen de temperatuur, maar ook wind, bewolking en vochtigheid zijn van grote invloed. Ook de stroomsnelheid, diepte en ligging van het water spelen een belangrijke rol.
IJs op de Waddenzeein de winter van 2010 (foto: Jannes Wiersema)
Op stilstaand water vormt zich eerder ijs dan in een stromende rivier, maar naarmate de waterplas dieper is duurt het langer voordat ijsvorming optreedt. Onder bruggen gaat de ijsvorming langzamer omdat de uitstraling daar minder sterk is net als onder een wolkendek.Bewolking tempert 's nachts de afkoeling, maar beschermt het ijs overdag tegen de warme zon. Is de lucht echter droog dan is ook de verdamping groot, waardoor veel warmte aan het water wordt onttrokken. Onder die omstandigheden zal het ijs ook bij een luchttemperatuur van iets boven het vriespunt aangroeien. In vochtiger lucht is dat niet het geval en zal bij temperaturen boven nul water op het ijs komen te staan.
Wind zal het bevriezingsproces in de regel versnellen, omdat de warmte die vrijkomt bij bevriezing dan snel wordt afgevoerd. Waait het echter hard dan wordt de bevriezing juist vertraagd, omdat het water dan goed mengt en het warme bodemwater omhoog komt. Zo blijven de voor schaatsers zo verraderlijke wakken bestaan, die tijdens een winderige vorstperiode dagenlang open kunnen blijven. Onder een laag sneeuw groeit het ijs in de regel minder snel aan. Het gewicht van de sneeuw kan het ijs onder water duwen. Vooral verse sneeuw is bovendien een slechte warmtegeleider, waardoor het ondergesneeuwde ijs nauwelijks warmte verliest en bevriezing wordt tegengegaan.
Het KNMI heeft op grond van deze factoren computerberekeningen uitgevoerd van de ijsdikte in Midden-Nederland over de afgelopen 30 jaar. Een ijslaag van meer dan 10 cm komt in sommige winters gedurende tientallen dagen voor. In de winter van 1991 was dat op 18 dagen het geval, in de zeer strenge winter van 1963 zelfs op 80 dagen. Die winter moet het ijs een dikte hebben gehad van ruim 40 cm.
In de winter van 1996 bereikte het ijs een dikte van 25 cm en dat was 3 tot 4 cm minder dan in de winter van 1979 en in de winters van 1985, 1986 en 1987. Op 11 januari 1997, aan het eind van de eerste vorstperiode, was het ijs in De Bilt aangegroeid tot 32 cm en daarmee hadden we de dikste ijslaag sinds de winter van 1963.
15 februari 2010 - De vorming, aangroei van natuurijs is een uiterst ingewikkeld proces dat van verscheidene factoren afhangt. Niet alleen de temperatuur, maar ook wind, bewolking en vochtigheid zijn van grote invloed. Ook de stroomsnelheid, diepte en ligging van het water spelen een belangrijke rol.
IJs op de Waddenzeein de winter van 2010 (foto: Jannes Wiersema)
Op stilstaand water vormt zich eerder ijs dan in een stromende rivier, maar naarmate de waterplas dieper is duurt het langer voordat ijsvorming optreedt. Onder bruggen gaat de ijsvorming langzamer omdat de uitstraling daar minder sterk is net als onder een wolkendek.Bewolking tempert 's nachts de afkoeling, maar beschermt het ijs overdag tegen de warme zon. Is de lucht echter droog dan is ook de verdamping groot, waardoor veel warmte aan het water wordt onttrokken. Onder die omstandigheden zal het ijs ook bij een luchttemperatuur van iets boven het vriespunt aangroeien. In vochtiger lucht is dat niet het geval en zal bij temperaturen boven nul water op het ijs komen te staan.
Wind zal het bevriezingsproces in de regel versnellen, omdat de warmte die vrijkomt bij bevriezing dan snel wordt afgevoerd. Waait het echter hard dan wordt de bevriezing juist vertraagd, omdat het water dan goed mengt en het warme bodemwater omhoog komt. Zo blijven de voor schaatsers zo verraderlijke wakken bestaan, die tijdens een winderige vorstperiode dagenlang open kunnen blijven. Onder een laag sneeuw groeit het ijs in de regel minder snel aan. Het gewicht van de sneeuw kan het ijs onder water duwen. Vooral verse sneeuw is bovendien een slechte warmtegeleider, waardoor het ondergesneeuwde ijs nauwelijks warmte verliest en bevriezing wordt tegengegaan.
Het KNMI heeft op grond van deze factoren computerberekeningen uitgevoerd van de ijsdikte in Midden-Nederland over de afgelopen 30 jaar. Een ijslaag van meer dan 10 cm komt in sommige winters gedurende tientallen dagen voor. In de winter van 1991 was dat op 18 dagen het geval, in de zeer strenge winter van 1963 zelfs op 80 dagen. Die winter moet het ijs een dikte hebben gehad van ruim 40 cm.
In de winter van 1996 bereikte het ijs een dikte van 25 cm en dat was 3 tot 4 cm minder dan in de winter van 1979 en in de winters van 1985, 1986 en 1987. Op 11 januari 1997, aan het eind van de eerste vorstperiode, was het ijs in De Bilt aangegroeid tot 32 cm en daarmee hadden we de dikste ijslaag sinds de winter van 1963.
Ijsvorming
Op deze pagina staat het éen en ander over ijsvorming. Bedoeld wordt natuurlijk de vorming van ijs op buitenwater, want dat interesseert ons in het bijzonder.In eerste instantie lijkt het simpel : als het vriest, gaat water over in ijs. Bij nader toezien is het minder simpel. Het begint al met het woordje “het”. Het kan gebeuren, dat je op een bepaald moment ijs waarneemt op daken van auto’s of andere goed geïsoleerde voorwerpen die vrij onder de onbewolkte hemel staan. Het ontlokt veel mensen dan de opmerking: het vriest. De vraag is dan : wat vriest er? Het kan namelijk best zo zijn dat de luchttemperatuur 1 of 2 graden boven 0 is. Het autodak vriest, maar niet de lucht! Zelfs een wegdek kan opvriezen zonder dat de temperatuur van de lucht onder 0 is. Als meteorologen over de temperatuur spreken, dan bedoelen zij de temperatuur van de lucht en het hiervoor genoemde voorbeeld laat zien, dat er meer factoren een rol spelen bij ijsvorming dan alleen de luchttemperatuur.
Waar het om draait is de uitwisseling van warmte tussen het water/ijs en de lucht. In eerste instantie kun je zeggen: als de lucht kouder is dan het water/ijs, dan vindt afkoeling/ijsvorming plaats. Bij temperaturen van de lucht onder 0 zal op den duur ijsvorming plaats vinden. IJsvorming wordt bevorderd door een onbewolkte hemel, (niet te veel) wind en droogte van de lucht. Voordat ijsvorming kan optreden moet het water voldoende zijn afgekoeld. Na een zachte periode kan dat éen tot twee dagen duren. Verder kan gesteld worden: hoe dieper het water, hoe langer het duurt voor het eerste ijs gevormd wordt; het KNMI ijsgroeimodel gaat uit van water van 2 meter diepte. Stroming onder het ijs kan de ijsaangroei afremmen of zelfs omzetten in wegsmelten. Tenslotte kunnen heel lokale factoren, zoals bebouwing nabij het ijs en bruggen negatief werken op de ijsaangroei. En voor ik het vergeet: een sneeuwdek op het ijs is een zeer storende factor omdat de sneeuwlaag als een isolatiedeken werkt.
Temperatuur en ijsvorming
Allereerst de hoofdfactor in de ijsvorming: de temperatuur van de lucht. Er zijn allerlei methoden om uit de temperatuur gedurende enig tijd de dikte van het ijs te schatten. Zo rekenen sommigen met de nachtelijke minima, bijvoorbeeld door deze over een aantal dagen op te tellen en door 5 te delen. Omdat de temperatuur overdag ook een rol speelt gebruik ik altijd het etmaalgemiddelde. Haal het minteken ervan af en tel die getallen op: het koudegetal volgens Hellmann. Bereikt dit de waarde 16, dan zal bij redelijk gunstige andere factoren het ijs tot 6 of 7 cm zijn gegroeid en dus berijdbaar (niet betrouwbaar!)
Het kan soms enige tijd duren voor dat getal van 16 wordt bereikt. Vorig jaar duurde het een hele week voor het ijs dik genoeg was en bij een koudegetal van 18,5. Typisch voor een Nederlandse vorstperiode is een dag of 5. Spectaculair snel ging het in 1987. Na een paar dagen met een beetje vorst stond het koudegetal in Rotterdam op 2,8. In de nacht van 9 op 10 januari viel de vorst met groot geweld binnen. In twee etmalen groeide het ijs tot ongeveer 10 cm dikte. Op maandag 12 januari reed ik de Alblasserwaard rond zonder enig probleem op schitterend ijs. We hebben het dan over etmalen met een gemiddelde van ongeveer -10 (Rotterdam) tot -11 (De Bilt). Dat het nog kouder kan bewijst 1 februari 1956. Op 30 januari viel de vorst in; op 1 februari om middernacht stond het koudegetal op 11 en op 1 februari was de gemiddelde temperatuur in De Bilt -13,7! Het zou voldoende zijn om op 1 februari te kunnen schaatsen, ware het niet dat de krachtige wind de ijsaangroei heeft vertraagd.
IJsvorming en bewolking
Bij de vorming van ijs spelen verschillende vormen van warmteoverdracht. De belangrijkste is de afgifte van warmte aan de koude lucht boven het water of het ijs. Hoe kouder de lucht, hoe sneller het ijs groeit. Tot zover ligt het heel erg voor de hand. Een andere factor is het fenomeen straling. We kennen dat allemaal in de vorm van de warme zonnestraling. Maar niet alleen hete of zeer warme voorwerpen stralen warmte uit: alles zendt straling uit; bij lage temperatuur als onzichtbare warmtestraling en bij hoge temperatuur ook als licht. Die straling van voorwerpen zorgt ervoor dat het ’s nachts bij onbewolkte hemel flink kan afkoelen. Alles, de bodem, planten en voorwerpen zenden straling uit naar de ruimte en koelen zelf zo af. De lucht doet dat ook maar pikt voor een groot deel ook de afkoeling van de bodem mee. Dat we niet te veel warmte verliezen wordt veroorzaakt door tegenstraling uit de atmosfeer. Hier komt het broeikaseffect, zoals dat er altijd geweest is, om de hoek kijken.
Voor ijsvorming betekent dat in de eerste plaats, dat een onbewolkte lucht zorgt voor koude nachten. Bovendien kan het water en het ijs zelf nog iets meer warmte verliezen door uitstraling. Maar zal de zonnestraling overdag dat effect misschien opheffen? Natuurlijk levert de zon overdag warmtestraling die ook door het ijs wordt opgenomen. Maar kijk eens aan: de uitstraling houdt zich niet aan de klok en gaat overdag gewoon door; op schaduwplekken zal ijs daardoor ook overdag beter groeien. Waar de zon op het ijs schijnt zal een groter deel dan elders worden teruggekaatst, waardoor maar heel weinig in het ijs en het water terecht komt. Wel zie je soms, vooral later in het seizoen, water op het ijs bij beschutte zonnige oevers. Per saldo is tot in februari een onbewolkte lucht overdag beter dan een bewolkte bij gelijke temperatuur. Het kan natuurlijk gebeuren, dat de temperatuur overdag lager blijft door aanwezige bewolking. In dat geval is de situatie overdag weer iets gunstiger.
De conclusie luidt dus, dat een onbewolkt etmaal voor ijsvorming gunstiger is dan een bewolkt. In deze vorstperiode is die gunstige factor aanwezig. Vorig jaar met mist en laaghangende bewolking midden in de vorstperiode was de situatie anders; wel bleef de temperatuur overdag op 20 en 21 december erg laag, maar de ijsvorming viel toen toch een klein beetje tegen.
Wind en ijsvorming
Voor de vorming van ijs is de wind een niet te onderschatten factor. In eerste instantie is een flinke wind goed voor de afkoeling van het water en verder aangroei van het ijs. Een sterke wind bevordert de afvoer van warmte uit het water of het ijs. Veel wind is in de beginfase van een vorstperiode ook weer een rem op de ijsvorming. Met name op groot en diep water; daar zal de beweging van het water uitwisseling met diepere lagen, bevorderen en de bevriezing uitstellen. Bovendien is water in sterke beweging moeilijk tot vorming van een mooi ijslaagje te brengen. In het geval van sterke wind en matige tot strenge vorst worden kleine ijsdeeltjes gevormd die met de stroming naar de bodem worden gevoerd. Hierdoor ontstaat grondijs dat later weer in brokken naar de oppervlakte komt. Een mooie ijsvloer zal dat niet worden.
Ligt er eenmaal ijs, dan is een zwakke tot matige wind wel beter dan windstilte; de wind bevordert afvoer van warmte van het ijs waardoor de ijsaangroei iets sneller gaat dan bij windstilte. Windstilte was het verschijnsel dat op 4 maart 2005 in eerste instantie boven een sneeuwdek tot zeer strenge vorst leidde. In Veenoord probeerde men in die supervriesnacht een ijsvloer te leggen door water te sproeien op het dikke sneeuwdek en zo de eerste marathon op natuurijs binnen te halen. Bij een temperatuur van -18 zou dat toch moeten lukken? De vraag is of het nog wel 18 graden vriest boven een sneeuwdek waarop water gesproeid wordt. Het fenomeen van uitstraling boven het sneeuwdek wordt ter plaatse enige mate teniet gedaan; een zwak windje zou de ijsvormingsproces kunnen bevorderen doordat extreem koude lucht uit de omgeving zou worden aangevoerd. En dat windje ontbrak! Het resultaat was een te dunne ijsvloer waar de schaatsers na korte tijd doorheen gingen.
Een bijkomend verschijnsel is: windwakken. Kleine windwakken zijn er bijna altijd wel te vinden; grote windwakken kunnen soms gevaarlijk zijn. Uit het verleden kennen we een paar beruchte situaties. Zoals in januari 1982, toen na dagen matige tot strenge vorst nog niet alle windwakken waren dichtgevroren. Er zijn toen ook mensen verdronken. In de winter van 95-96 waren grote windwakken een probleem in Friesland; de Elfstedentocht ging uiteindelijk niet door.
Een bijzonder effect van de wind leerde ik op zaterdag 27 januari 1996 kennen. Met een vriend schaatste ik in Friesland op ijs met ontzettend veel windwakken. Toen mijn vriend, te dicht langs een wak schaatsend, door het ijs was gegaan konden we bij een gastvrije boer op verhaal komen. Hij vertelde ons dat door de sterke wind het ijs in de meren wordt opgestuwd, waardoor het water in beweging komt onder het ijs. In de kanalen aan de westzijde ontstaat daardoor stroming die ter plaatse weer wakken doet ontstaan. En dat was precies het gebied waar het onheil geschiedde. Op basis van het koudegetal zou het ijs ruim boven de 10 cm dik geweest moeten zijn, maar dit effect maakte het ijs toen van zeer bedenkelijke kwaliteit.
Wind heeft samen met een voorgeschiedenis van enkele dagen zacht weer ons nu ook parten gespeeld. In de eerste dagen van deze vorstperiode moest het grote water nog afkoelen en kon vervolgens bij meest lichte vorst niet bevriezen vanwege de wind. Het gevolg was, dat het grote water op veel plaatsen tot maandagnacht open heeft gelegen. Het ijs van woensdag was daar dan slechts twee en een half tot drie etmalen oud en veelal aan de dunne kant. Op ondiep water ging het veel sneller en lag de boel plaatselijk zaterdag al dicht; het ijs moet plaatselijk nu al 10 cm dik zijn.
Luchtvochtigheid en ijsvorming
Een ogenschijnlijk onbelangrijke factor bij de vorming van natuurijs is de vochtigheid van de lucht. In werkelijkheid is het vochtgehalte wel van invloed op de snelheid waarmee het ijs gevormd wordt. Als de relatieve vochtigheid van de lucht laag is, zal water of ijs door langs strijkende lucht verdampen. Voor deze verdamping wordt energie (warmte) aan het water of het ijs ontrokken waardoor het water of het ijs meer afkoelt dan alleen uit de temperatuur zou kunnen worden afgeleid. Bij zeer droge lucht van +3° kan daardoor het ijs nog droog blijven en bij 0° kan het ijs een temperatuur onder 0° aannemen. Het gevolg is, dat de ijsvorming bij 0° of iets daar boven nog kan doorgaan; dat is in de winter van 96/97 waargenomen in de periode na 11 januari. Officieel was de vorstperiode ten einde, maar er zijn dagen geweest met een gemiddelde temperatuur iets boven 0 waarop het ijs toch nog aangroeide; de maximale ijsdikte is toen na 11 januari pas bereikt.
In een normale vorstperiode met een tamelijk droge oostenwind groeit het ijs goed. Wordt de lucht erg vochtig, dan neemt de snelheid van aangroeien van het ijs iets af; is daarbij de wind ook afwezig, dan gaat het duidelijk langzamer dan bij een droge wind. Daarbij afgezien van een eventueel negatief effect van de wind bij het dicht vriezen. Vochtig en windstil weer, dan denk ik ook aan mist zoals we die in de vorstperiode van december 2007 meemaakten. Ondanks de toegenomen kou van de laatste dagen van die periode, namelijk 20 en 21 december, groeide het ijs minder dan gehoopt. Wat aan de ene kant winst was door het mistige weer, namelijk de lagere temperatuur overdag, werd teniet gedaan door de vochtigheid van de lucht en de afwezigheid van wind. Ook het omgekeerde komt voor: bij dooi met zachte vochtige lucht condenseert er waterdamp op het smeltende ijs; dit geeft extra warmte waardoor het smelten extra snel gaat. Zo kan het ijs bij een krachtige zuidwestenwind met zachte, vochtige lucht van 10° buitengewoon snel smelten: 10 cm ijs kan in ruim een etmaal weg zijn.
Nog iets over ijsvorming en ijsafsmelt. Er nog een reden om aan te nemen dat smelten doorgaans sneller gaat dan aangroeien. Strijkt koude vrieslucht over een ijslaag, dan neemt de bovenzijde van het ijs een temperatuur aan die tussen 0° en de temperatuur van de lucht in ligt. De temperatuur van de bovenzijde van het ijs is lager naarmate het ijs dikker is; de afgifte van warmte door het ijs aan de lucht neemt dus ook af naarmate het ijs dikker is. Dus : hoe dikker het ijs, hoe langzamer het groeit. Bij smelten ligt dat heel anders: de bovenkant van het smeltende ijs behoudt een temperatuur van 0° en daarmee is de opname van warmte vanuit de lucht bij dooi altijd even groot. NB: ik heb het hier alleen over het temperatuureffect; andere factoren zoals wind, bewolking en vochtigheid kunnen ook bij afsmelten het proces beïnvloeden.
Waterdiepte, stroming en ijsvorming
Op ondiepe slootjes en ondergelopen weilanden wordt vaak al na een paar nachten lichte vorst geschaatst, op het moment dat grote vaarten en plassen nog open liggen. Het is duidelijk: diep water heeft meer tijd nodig om te bevriezen. Vooral als de temperatuur van het water aan het begin van een vorstperiode boven de 4 graden ligt of als er veel wind staat, kan dit een behoorlijke vertraging geven. Eerst moet tot op de bodem het water tot 4 graden zijn afgekoeld en dan pas kan de toplaag afkoelen tot 0. Water van beneden 4 graden is namelijk lichter dan water van 4 graden. Waait het behoorlijk, zeg vanaf windkracht 3, dan vindt door de stroming in het water, veroorzaakt door de wind, menging plaats tussen toplaag en diepere lagen. Ook dat geeft vertraging.
Een storend effect bij de ijsaangroei kan bemaling of lozing zijn. Daardoor ontstaat stroming onder het ijs en kan het ijs onvoldoende groeien of zelfs afsmelten. Of dit het geval is kan alleen ter plaatse worden nagevraagd of uit nieuwsberichten worden afgeleid. Bewoners van de omgeving kunnen meestal wel de plaatsen aangeven waar het ijs altijd zwakker is door stroming, bijvoorbeeld in de buurt van een gemaal.
IJsvorming en sneeuw
Als schaatser heb ik een haat-liefdeverhouding met sneeuw. Een op het juiste moment, namelijk vlak voor een vorstperiode, gevallen pak sneeuw is een geweldige steun. Een sneeuwdek zal de vorst in het algemeen doen verscherpen, in het bijzonder bij onbewolkte hemel. Dit heeft in ieder geval twee, en soms zelfs drie oorzaken. In de eerste plaats weerkaatst een sneeuwdek meer zonnewarmte dan een onbesneeuwde omgeving; de opwarming door de zon overdag is iets minder. In de tweede plaats is een sneeuwdek een isolatielaag die aanvoer van warmte uit de bodem afremt en bij een dikke laag sneeuw zelfs vrijwel uitschakelt. Als gevolg daarvan kan de lucht erboven extra afkoelen waardoor ook in de nacht de temperatuur verder omlaag kan. Daar komt nog iets bij: de afkoeling van de lucht is voor een belangrijk deel afhankelijk van de toplaag van de bodem. Is deze bodem sneeuw dan hebben te maken met een oppervlak dat sterk warmte uitstraalt en dus snel afkoelt. Vooral bij verse sneeuw is dat een aanzienlijke factor, waarbij de temperatuur gemakkelijk 10° in een paar uur daalt.
Die situatie overdag is bedrieglijk: als er weinig wind is kan het boven de sneeuw in de zon ook bij zeer lage temperaturen aangenaam aanvoelen. Je vangt directe zonnestraling en weerkaatste straling vanaf de sneeuw en de waarnemer krijgt zo bijna dubbele zonnewarmte. Een goed opgestelde thermometer ontvangt die straling niet en geeft de luchttemperatuur aan; je kan dan -5° (de lucht) aflezen en toch het gevoel hebben dat het een beetje warm (invloed van de zon) is. Die extra warmte die je voelt is dan juist niet aan de bodem en de lucht toegevoegd.
Een sneeuwlaag heeft meestal een aanzienlijke invloed op de temperatuur, ruwweg kan je zeggen dat het door een sneeuwlaag 5 tot 10° kouder is. We zien dat deze dagen gedemonstreerd aan de temperatuurverschillen tussen het midden en het zuidoosten van het land: waar het in De Bilt tot -10 kwam, stond het kwik in Limburg op veel plaatsen op -18 tot -20. Ook overdag flinke verschillen: De Bilt maximaal -1,3 tegen Ell -7,4. De eerste conclusie zou zijn: een schaatser mag blij zijn met sneeuw, want het wordt dan een stuk kouder. Indirect profiteren we ook van sneeuw als die dicht tegen onze oostgrens ligt en de wind uit het oosten waait. De aldaar afgekoeld lucht zal op weg naar ons meestal weinig opwarmen. Dat laatste is overigens ook nog afhankelijk van de dikte van de koude luchtlaag: hoe dikker deze is, hoe langzamer de opwarming.
Verse sneeuw is, in vaktaal, een uitstekende zwarte straler; meer nog dan verouderde sneeuw. Een zwarte straler is een oppervlak dat sterk warmte uitstraalt en derhalve snel kan afkoelen. Dat snelle afkoelen van een verse sneeuwlaag is natuurlijk afhankelijk van de toestand van de atmosfeer en vindt alleen plaats als er weinig of geen bewolking is. Een heldere nacht met droge lucht is het meest ideaal. Zo zagen we in Ell tussen 17 uur en 20.15 uur op 6 januari 2009 de temperatuur kelderen van -10 naar -20. Iets dergelijks gebeurde op 5 maart 2005 boven een dik en vrij vers sneeuwdek: tussen 16 uur en middernacht ging de temperatuur in Marknesse bijna 20° omlaag. Een dramatischer situatie deed zich voor op 7 december 1980, toen bij Schiphol na een fikse sneeuwbui de temperatuur tussen 15 en 18 uur in de middag omlaag ging van 0 naar -11°. Veel kettingbotsingen door gladheid waren het gevolg. Precies hetzelfde gebeurde een jaar later, op 12 december 1981, in delen van Noord en Zuid-Holland opnieuw: boven verse sneeuw daalde bij Rotterdam de temperatuur tussen 16 en 18 uur van -1 naar -9. Opnieuw veel ongelukken door de gladheid.
Als schaatsers zijn we meestal niet zo blij met een pak sneeuw. Als dit op het ijs valt, wordt dat onzichtbaar en je kunt het ijs niet meer “lezen”. Je ziet niet of het dik is of juist dun op een dichtgevroren wak. Bovendien zie je scheuren niet meer. Een sneeuwlaagje op het ijs dat half ontdooid en weer opgevroren is schaatst niet erg gemakkelijk. Een ander onprettig bijverschijnsel is, dat die isolerende werking van de sneeuw nu juist tegen ons gaat werken. Een laag van 10 cm sneeuw op het ijs doet de aangroei ervan flink afnemen. Ik schat dat het meer dan de helft scheelt. Ligt er echt veel sneeuw op het ijs, bijvoorbeeld 20 cm of meer, dan hebben we echt een probleem: het ijs groeit bijna niet meer. In het verleden is daardoor wel eens een elfstedentocht uitgesteld, zoals is 1963, of in het geheel niet gehouden, zoals in 1979. In beide winters werkte de wind ook nog eens tegen door stukken van het traject goed dicht te stuiven.
Conclusie: we hebben er liever niet te veel van. Of misschien toch wel, als het maar valt vòòr onze schaatsgebieden dicht vriezen. Of laat het maar 50 kilometer naar het oosten vallen, dan profiteren we er nog van bij oostenwind. Maar mooi blijft het wel, schaatsen tussen de besneeuwde velden.
Waar het om draait is de uitwisseling van warmte tussen het water/ijs en de lucht. In eerste instantie kun je zeggen: als de lucht kouder is dan het water/ijs, dan vindt afkoeling/ijsvorming plaats. Bij temperaturen van de lucht onder 0 zal op den duur ijsvorming plaats vinden. IJsvorming wordt bevorderd door een onbewolkte hemel, (niet te veel) wind en droogte van de lucht. Voordat ijsvorming kan optreden moet het water voldoende zijn afgekoeld. Na een zachte periode kan dat éen tot twee dagen duren. Verder kan gesteld worden: hoe dieper het water, hoe langer het duurt voor het eerste ijs gevormd wordt; het KNMI ijsgroeimodel gaat uit van water van 2 meter diepte. Stroming onder het ijs kan de ijsaangroei afremmen of zelfs omzetten in wegsmelten. Tenslotte kunnen heel lokale factoren, zoals bebouwing nabij het ijs en bruggen negatief werken op de ijsaangroei. En voor ik het vergeet: een sneeuwdek op het ijs is een zeer storende factor omdat de sneeuwlaag als een isolatiedeken werkt.
Temperatuur en ijsvorming
Allereerst de hoofdfactor in de ijsvorming: de temperatuur van de lucht. Er zijn allerlei methoden om uit de temperatuur gedurende enig tijd de dikte van het ijs te schatten. Zo rekenen sommigen met de nachtelijke minima, bijvoorbeeld door deze over een aantal dagen op te tellen en door 5 te delen. Omdat de temperatuur overdag ook een rol speelt gebruik ik altijd het etmaalgemiddelde. Haal het minteken ervan af en tel die getallen op: het koudegetal volgens Hellmann. Bereikt dit de waarde 16, dan zal bij redelijk gunstige andere factoren het ijs tot 6 of 7 cm zijn gegroeid en dus berijdbaar (niet betrouwbaar!)
Het kan soms enige tijd duren voor dat getal van 16 wordt bereikt. Vorig jaar duurde het een hele week voor het ijs dik genoeg was en bij een koudegetal van 18,5. Typisch voor een Nederlandse vorstperiode is een dag of 5. Spectaculair snel ging het in 1987. Na een paar dagen met een beetje vorst stond het koudegetal in Rotterdam op 2,8. In de nacht van 9 op 10 januari viel de vorst met groot geweld binnen. In twee etmalen groeide het ijs tot ongeveer 10 cm dikte. Op maandag 12 januari reed ik de Alblasserwaard rond zonder enig probleem op schitterend ijs. We hebben het dan over etmalen met een gemiddelde van ongeveer -10 (Rotterdam) tot -11 (De Bilt). Dat het nog kouder kan bewijst 1 februari 1956. Op 30 januari viel de vorst in; op 1 februari om middernacht stond het koudegetal op 11 en op 1 februari was de gemiddelde temperatuur in De Bilt -13,7! Het zou voldoende zijn om op 1 februari te kunnen schaatsen, ware het niet dat de krachtige wind de ijsaangroei heeft vertraagd.
IJsvorming en bewolking
Bij de vorming van ijs spelen verschillende vormen van warmteoverdracht. De belangrijkste is de afgifte van warmte aan de koude lucht boven het water of het ijs. Hoe kouder de lucht, hoe sneller het ijs groeit. Tot zover ligt het heel erg voor de hand. Een andere factor is het fenomeen straling. We kennen dat allemaal in de vorm van de warme zonnestraling. Maar niet alleen hete of zeer warme voorwerpen stralen warmte uit: alles zendt straling uit; bij lage temperatuur als onzichtbare warmtestraling en bij hoge temperatuur ook als licht. Die straling van voorwerpen zorgt ervoor dat het ’s nachts bij onbewolkte hemel flink kan afkoelen. Alles, de bodem, planten en voorwerpen zenden straling uit naar de ruimte en koelen zelf zo af. De lucht doet dat ook maar pikt voor een groot deel ook de afkoeling van de bodem mee. Dat we niet te veel warmte verliezen wordt veroorzaakt door tegenstraling uit de atmosfeer. Hier komt het broeikaseffect, zoals dat er altijd geweest is, om de hoek kijken.
Voor ijsvorming betekent dat in de eerste plaats, dat een onbewolkte lucht zorgt voor koude nachten. Bovendien kan het water en het ijs zelf nog iets meer warmte verliezen door uitstraling. Maar zal de zonnestraling overdag dat effect misschien opheffen? Natuurlijk levert de zon overdag warmtestraling die ook door het ijs wordt opgenomen. Maar kijk eens aan: de uitstraling houdt zich niet aan de klok en gaat overdag gewoon door; op schaduwplekken zal ijs daardoor ook overdag beter groeien. Waar de zon op het ijs schijnt zal een groter deel dan elders worden teruggekaatst, waardoor maar heel weinig in het ijs en het water terecht komt. Wel zie je soms, vooral later in het seizoen, water op het ijs bij beschutte zonnige oevers. Per saldo is tot in februari een onbewolkte lucht overdag beter dan een bewolkte bij gelijke temperatuur. Het kan natuurlijk gebeuren, dat de temperatuur overdag lager blijft door aanwezige bewolking. In dat geval is de situatie overdag weer iets gunstiger.
De conclusie luidt dus, dat een onbewolkt etmaal voor ijsvorming gunstiger is dan een bewolkt. In deze vorstperiode is die gunstige factor aanwezig. Vorig jaar met mist en laaghangende bewolking midden in de vorstperiode was de situatie anders; wel bleef de temperatuur overdag op 20 en 21 december erg laag, maar de ijsvorming viel toen toch een klein beetje tegen.
Wind en ijsvorming
Voor de vorming van ijs is de wind een niet te onderschatten factor. In eerste instantie is een flinke wind goed voor de afkoeling van het water en verder aangroei van het ijs. Een sterke wind bevordert de afvoer van warmte uit het water of het ijs. Veel wind is in de beginfase van een vorstperiode ook weer een rem op de ijsvorming. Met name op groot en diep water; daar zal de beweging van het water uitwisseling met diepere lagen, bevorderen en de bevriezing uitstellen. Bovendien is water in sterke beweging moeilijk tot vorming van een mooi ijslaagje te brengen. In het geval van sterke wind en matige tot strenge vorst worden kleine ijsdeeltjes gevormd die met de stroming naar de bodem worden gevoerd. Hierdoor ontstaat grondijs dat later weer in brokken naar de oppervlakte komt. Een mooie ijsvloer zal dat niet worden.
Ligt er eenmaal ijs, dan is een zwakke tot matige wind wel beter dan windstilte; de wind bevordert afvoer van warmte van het ijs waardoor de ijsaangroei iets sneller gaat dan bij windstilte. Windstilte was het verschijnsel dat op 4 maart 2005 in eerste instantie boven een sneeuwdek tot zeer strenge vorst leidde. In Veenoord probeerde men in die supervriesnacht een ijsvloer te leggen door water te sproeien op het dikke sneeuwdek en zo de eerste marathon op natuurijs binnen te halen. Bij een temperatuur van -18 zou dat toch moeten lukken? De vraag is of het nog wel 18 graden vriest boven een sneeuwdek waarop water gesproeid wordt. Het fenomeen van uitstraling boven het sneeuwdek wordt ter plaatse enige mate teniet gedaan; een zwak windje zou de ijsvormingsproces kunnen bevorderen doordat extreem koude lucht uit de omgeving zou worden aangevoerd. En dat windje ontbrak! Het resultaat was een te dunne ijsvloer waar de schaatsers na korte tijd doorheen gingen.
Een bijkomend verschijnsel is: windwakken. Kleine windwakken zijn er bijna altijd wel te vinden; grote windwakken kunnen soms gevaarlijk zijn. Uit het verleden kennen we een paar beruchte situaties. Zoals in januari 1982, toen na dagen matige tot strenge vorst nog niet alle windwakken waren dichtgevroren. Er zijn toen ook mensen verdronken. In de winter van 95-96 waren grote windwakken een probleem in Friesland; de Elfstedentocht ging uiteindelijk niet door.
Een bijzonder effect van de wind leerde ik op zaterdag 27 januari 1996 kennen. Met een vriend schaatste ik in Friesland op ijs met ontzettend veel windwakken. Toen mijn vriend, te dicht langs een wak schaatsend, door het ijs was gegaan konden we bij een gastvrije boer op verhaal komen. Hij vertelde ons dat door de sterke wind het ijs in de meren wordt opgestuwd, waardoor het water in beweging komt onder het ijs. In de kanalen aan de westzijde ontstaat daardoor stroming die ter plaatse weer wakken doet ontstaan. En dat was precies het gebied waar het onheil geschiedde. Op basis van het koudegetal zou het ijs ruim boven de 10 cm dik geweest moeten zijn, maar dit effect maakte het ijs toen van zeer bedenkelijke kwaliteit.
Wind heeft samen met een voorgeschiedenis van enkele dagen zacht weer ons nu ook parten gespeeld. In de eerste dagen van deze vorstperiode moest het grote water nog afkoelen en kon vervolgens bij meest lichte vorst niet bevriezen vanwege de wind. Het gevolg was, dat het grote water op veel plaatsen tot maandagnacht open heeft gelegen. Het ijs van woensdag was daar dan slechts twee en een half tot drie etmalen oud en veelal aan de dunne kant. Op ondiep water ging het veel sneller en lag de boel plaatselijk zaterdag al dicht; het ijs moet plaatselijk nu al 10 cm dik zijn.
Luchtvochtigheid en ijsvorming
Een ogenschijnlijk onbelangrijke factor bij de vorming van natuurijs is de vochtigheid van de lucht. In werkelijkheid is het vochtgehalte wel van invloed op de snelheid waarmee het ijs gevormd wordt. Als de relatieve vochtigheid van de lucht laag is, zal water of ijs door langs strijkende lucht verdampen. Voor deze verdamping wordt energie (warmte) aan het water of het ijs ontrokken waardoor het water of het ijs meer afkoelt dan alleen uit de temperatuur zou kunnen worden afgeleid. Bij zeer droge lucht van +3° kan daardoor het ijs nog droog blijven en bij 0° kan het ijs een temperatuur onder 0° aannemen. Het gevolg is, dat de ijsvorming bij 0° of iets daar boven nog kan doorgaan; dat is in de winter van 96/97 waargenomen in de periode na 11 januari. Officieel was de vorstperiode ten einde, maar er zijn dagen geweest met een gemiddelde temperatuur iets boven 0 waarop het ijs toch nog aangroeide; de maximale ijsdikte is toen na 11 januari pas bereikt.
In een normale vorstperiode met een tamelijk droge oostenwind groeit het ijs goed. Wordt de lucht erg vochtig, dan neemt de snelheid van aangroeien van het ijs iets af; is daarbij de wind ook afwezig, dan gaat het duidelijk langzamer dan bij een droge wind. Daarbij afgezien van een eventueel negatief effect van de wind bij het dicht vriezen. Vochtig en windstil weer, dan denk ik ook aan mist zoals we die in de vorstperiode van december 2007 meemaakten. Ondanks de toegenomen kou van de laatste dagen van die periode, namelijk 20 en 21 december, groeide het ijs minder dan gehoopt. Wat aan de ene kant winst was door het mistige weer, namelijk de lagere temperatuur overdag, werd teniet gedaan door de vochtigheid van de lucht en de afwezigheid van wind. Ook het omgekeerde komt voor: bij dooi met zachte vochtige lucht condenseert er waterdamp op het smeltende ijs; dit geeft extra warmte waardoor het smelten extra snel gaat. Zo kan het ijs bij een krachtige zuidwestenwind met zachte, vochtige lucht van 10° buitengewoon snel smelten: 10 cm ijs kan in ruim een etmaal weg zijn.
Nog iets over ijsvorming en ijsafsmelt. Er nog een reden om aan te nemen dat smelten doorgaans sneller gaat dan aangroeien. Strijkt koude vrieslucht over een ijslaag, dan neemt de bovenzijde van het ijs een temperatuur aan die tussen 0° en de temperatuur van de lucht in ligt. De temperatuur van de bovenzijde van het ijs is lager naarmate het ijs dikker is; de afgifte van warmte door het ijs aan de lucht neemt dus ook af naarmate het ijs dikker is. Dus : hoe dikker het ijs, hoe langzamer het groeit. Bij smelten ligt dat heel anders: de bovenkant van het smeltende ijs behoudt een temperatuur van 0° en daarmee is de opname van warmte vanuit de lucht bij dooi altijd even groot. NB: ik heb het hier alleen over het temperatuureffect; andere factoren zoals wind, bewolking en vochtigheid kunnen ook bij afsmelten het proces beïnvloeden.
Waterdiepte, stroming en ijsvorming
Op ondiepe slootjes en ondergelopen weilanden wordt vaak al na een paar nachten lichte vorst geschaatst, op het moment dat grote vaarten en plassen nog open liggen. Het is duidelijk: diep water heeft meer tijd nodig om te bevriezen. Vooral als de temperatuur van het water aan het begin van een vorstperiode boven de 4 graden ligt of als er veel wind staat, kan dit een behoorlijke vertraging geven. Eerst moet tot op de bodem het water tot 4 graden zijn afgekoeld en dan pas kan de toplaag afkoelen tot 0. Water van beneden 4 graden is namelijk lichter dan water van 4 graden. Waait het behoorlijk, zeg vanaf windkracht 3, dan vindt door de stroming in het water, veroorzaakt door de wind, menging plaats tussen toplaag en diepere lagen. Ook dat geeft vertraging.
Een storend effect bij de ijsaangroei kan bemaling of lozing zijn. Daardoor ontstaat stroming onder het ijs en kan het ijs onvoldoende groeien of zelfs afsmelten. Of dit het geval is kan alleen ter plaatse worden nagevraagd of uit nieuwsberichten worden afgeleid. Bewoners van de omgeving kunnen meestal wel de plaatsen aangeven waar het ijs altijd zwakker is door stroming, bijvoorbeeld in de buurt van een gemaal.
IJsvorming en sneeuw
Als schaatser heb ik een haat-liefdeverhouding met sneeuw. Een op het juiste moment, namelijk vlak voor een vorstperiode, gevallen pak sneeuw is een geweldige steun. Een sneeuwdek zal de vorst in het algemeen doen verscherpen, in het bijzonder bij onbewolkte hemel. Dit heeft in ieder geval twee, en soms zelfs drie oorzaken. In de eerste plaats weerkaatst een sneeuwdek meer zonnewarmte dan een onbesneeuwde omgeving; de opwarming door de zon overdag is iets minder. In de tweede plaats is een sneeuwdek een isolatielaag die aanvoer van warmte uit de bodem afremt en bij een dikke laag sneeuw zelfs vrijwel uitschakelt. Als gevolg daarvan kan de lucht erboven extra afkoelen waardoor ook in de nacht de temperatuur verder omlaag kan. Daar komt nog iets bij: de afkoeling van de lucht is voor een belangrijk deel afhankelijk van de toplaag van de bodem. Is deze bodem sneeuw dan hebben te maken met een oppervlak dat sterk warmte uitstraalt en dus snel afkoelt. Vooral bij verse sneeuw is dat een aanzienlijke factor, waarbij de temperatuur gemakkelijk 10° in een paar uur daalt.
Die situatie overdag is bedrieglijk: als er weinig wind is kan het boven de sneeuw in de zon ook bij zeer lage temperaturen aangenaam aanvoelen. Je vangt directe zonnestraling en weerkaatste straling vanaf de sneeuw en de waarnemer krijgt zo bijna dubbele zonnewarmte. Een goed opgestelde thermometer ontvangt die straling niet en geeft de luchttemperatuur aan; je kan dan -5° (de lucht) aflezen en toch het gevoel hebben dat het een beetje warm (invloed van de zon) is. Die extra warmte die je voelt is dan juist niet aan de bodem en de lucht toegevoegd.
Een sneeuwlaag heeft meestal een aanzienlijke invloed op de temperatuur, ruwweg kan je zeggen dat het door een sneeuwlaag 5 tot 10° kouder is. We zien dat deze dagen gedemonstreerd aan de temperatuurverschillen tussen het midden en het zuidoosten van het land: waar het in De Bilt tot -10 kwam, stond het kwik in Limburg op veel plaatsen op -18 tot -20. Ook overdag flinke verschillen: De Bilt maximaal -1,3 tegen Ell -7,4. De eerste conclusie zou zijn: een schaatser mag blij zijn met sneeuw, want het wordt dan een stuk kouder. Indirect profiteren we ook van sneeuw als die dicht tegen onze oostgrens ligt en de wind uit het oosten waait. De aldaar afgekoeld lucht zal op weg naar ons meestal weinig opwarmen. Dat laatste is overigens ook nog afhankelijk van de dikte van de koude luchtlaag: hoe dikker deze is, hoe langzamer de opwarming.
Verse sneeuw is, in vaktaal, een uitstekende zwarte straler; meer nog dan verouderde sneeuw. Een zwarte straler is een oppervlak dat sterk warmte uitstraalt en derhalve snel kan afkoelen. Dat snelle afkoelen van een verse sneeuwlaag is natuurlijk afhankelijk van de toestand van de atmosfeer en vindt alleen plaats als er weinig of geen bewolking is. Een heldere nacht met droge lucht is het meest ideaal. Zo zagen we in Ell tussen 17 uur en 20.15 uur op 6 januari 2009 de temperatuur kelderen van -10 naar -20. Iets dergelijks gebeurde op 5 maart 2005 boven een dik en vrij vers sneeuwdek: tussen 16 uur en middernacht ging de temperatuur in Marknesse bijna 20° omlaag. Een dramatischer situatie deed zich voor op 7 december 1980, toen bij Schiphol na een fikse sneeuwbui de temperatuur tussen 15 en 18 uur in de middag omlaag ging van 0 naar -11°. Veel kettingbotsingen door gladheid waren het gevolg. Precies hetzelfde gebeurde een jaar later, op 12 december 1981, in delen van Noord en Zuid-Holland opnieuw: boven verse sneeuw daalde bij Rotterdam de temperatuur tussen 16 en 18 uur van -1 naar -9. Opnieuw veel ongelukken door de gladheid.
Als schaatsers zijn we meestal niet zo blij met een pak sneeuw. Als dit op het ijs valt, wordt dat onzichtbaar en je kunt het ijs niet meer “lezen”. Je ziet niet of het dik is of juist dun op een dichtgevroren wak. Bovendien zie je scheuren niet meer. Een sneeuwlaagje op het ijs dat half ontdooid en weer opgevroren is schaatst niet erg gemakkelijk. Een ander onprettig bijverschijnsel is, dat die isolerende werking van de sneeuw nu juist tegen ons gaat werken. Een laag van 10 cm sneeuw op het ijs doet de aangroei ervan flink afnemen. Ik schat dat het meer dan de helft scheelt. Ligt er echt veel sneeuw op het ijs, bijvoorbeeld 20 cm of meer, dan hebben we echt een probleem: het ijs groeit bijna niet meer. In het verleden is daardoor wel eens een elfstedentocht uitgesteld, zoals is 1963, of in het geheel niet gehouden, zoals in 1979. In beide winters werkte de wind ook nog eens tegen door stukken van het traject goed dicht te stuiven.
Conclusie: we hebben er liever niet te veel van. Of misschien toch wel, als het maar valt vòòr onze schaatsgebieden dicht vriezen. Of laat het maar 50 kilometer naar het oosten vallen, dan profiteren we er nog van bij oostenwind. Maar mooi blijft het wel, schaatsen tussen de besneeuwde velden.
Intertropische convergentiezone (ITCZ)
Rond de Evenaar ligt een gordel van buien. Vooral later op de dag komen deze buien tot ontwikkeling. Deze gordel staat bekend als de Intertropische Convergentiezone (ITCZ) en is de grens tussen het weer op het noordelijk en zuidelijk halfrond. Deze gordel staat ook wel bekend als het Intertropical Front.
Grensgebied
De ITCZ is een van de belangrijkste weersystemen op aarde. Het is de oorspronkelijke kraamkamer voor orkanen en een belangrijke factor bij de moesson. De ITCZ is één van de veroorzakers van regen in de tropen. Er komen dagelijks circa 40.000 onweersbuien voor, de meeste in de buurt van dit gebied.
Ontstaan
In de buurt van de evenaar is de zonnestraling maximaal. De band waar de lucht het sterkst opwarmt verschuift met de seizoenen mee. Aan de grond wordt lucht aangevoerd door zowel de noordoostpassaat van het noordelijk halfrond als de zuidoostpassaat van het zuidelijk halfrond. Beide passaatwinden maken onderdeel uit van een uitwisseling van lucht tussen het lagedruk bij de Evenaar en het subtropische hogedrukgebied op 25 tot 35 graden Noorderbreedte.
Het weer in de ITCZ.
In de ITCZ bevinden zich veel onweersbuien. Het is een gebied van 50 tot 500 kilometer breed met relatief weinig wind en een iets lagere luchtdruk. Er heerst een warm en vochtig weertype. De middagtemperatuur is rond de 32 graden en de nachttemperatuur rond de 26 graden.
Onder de ITCZ is sprake van een dagelijkse gang. Aan het eind van de ochtend vormen zich cumuluswolken. Later groeien deze uit tot cumulonimbuswolken. Tussen 15.00 en 16.00 uur ontwikkelen zich buien. Deze buien gaan vaak gepaard met onweer. Tijdens zo’n bui kan op een plaats makkelijk 50 tot 100 mm regen in een paar uur tijd vallen. In de nacht sterven de buien uit en lossen de wolken op. De ochtend begint na zo’n zware bui vaak met mist of lage bewolking, die na zonsopkomst snel weer oplost.
De onweerswolken hebben een basis van 300 meter en toppen tot 17 kilometer hoogte. Vaak clusteren ze samen. Tussen de onweersclusters in onder de ITCZ is het helder en droog.
Op middelbare hoogte verschijnt altocumulus en altostratus als gevolg van het uitspreiden van de warme lucht naar het noordelijk en zuidelijk halfrond. Deze bewolking varieert in hoogte en dikte. Nog hoger is cirrostratus zichtbaar.
Verplaatsing
De ITCZ verplaatst zich met de zonnestand. Daarbij ijlt ze ongeveer drie maanden na op de hoogste stand van de zon. De zone volgt in feite de warmere gebieden. Is het ten noorden van de ITCZ warmer, dan gaat ze naar het noorden en is het ten zuiden warmer, dan beweegt de zone naar het zuiden.
Grensgebied
De ITCZ is een van de belangrijkste weersystemen op aarde. Het is de oorspronkelijke kraamkamer voor orkanen en een belangrijke factor bij de moesson. De ITCZ is één van de veroorzakers van regen in de tropen. Er komen dagelijks circa 40.000 onweersbuien voor, de meeste in de buurt van dit gebied.
Ontstaan
In de buurt van de evenaar is de zonnestraling maximaal. De band waar de lucht het sterkst opwarmt verschuift met de seizoenen mee. Aan de grond wordt lucht aangevoerd door zowel de noordoostpassaat van het noordelijk halfrond als de zuidoostpassaat van het zuidelijk halfrond. Beide passaatwinden maken onderdeel uit van een uitwisseling van lucht tussen het lagedruk bij de Evenaar en het subtropische hogedrukgebied op 25 tot 35 graden Noorderbreedte.
Het weer in de ITCZ.
In de ITCZ bevinden zich veel onweersbuien. Het is een gebied van 50 tot 500 kilometer breed met relatief weinig wind en een iets lagere luchtdruk. Er heerst een warm en vochtig weertype. De middagtemperatuur is rond de 32 graden en de nachttemperatuur rond de 26 graden.
Onder de ITCZ is sprake van een dagelijkse gang. Aan het eind van de ochtend vormen zich cumuluswolken. Later groeien deze uit tot cumulonimbuswolken. Tussen 15.00 en 16.00 uur ontwikkelen zich buien. Deze buien gaan vaak gepaard met onweer. Tijdens zo’n bui kan op een plaats makkelijk 50 tot 100 mm regen in een paar uur tijd vallen. In de nacht sterven de buien uit en lossen de wolken op. De ochtend begint na zo’n zware bui vaak met mist of lage bewolking, die na zonsopkomst snel weer oplost.
De onweerswolken hebben een basis van 300 meter en toppen tot 17 kilometer hoogte. Vaak clusteren ze samen. Tussen de onweersclusters in onder de ITCZ is het helder en droog.
Op middelbare hoogte verschijnt altocumulus en altostratus als gevolg van het uitspreiden van de warme lucht naar het noordelijk en zuidelijk halfrond. Deze bewolking varieert in hoogte en dikte. Nog hoger is cirrostratus zichtbaar.
Verplaatsing
De ITCZ verplaatst zich met de zonnestand. Daarbij ijlt ze ongeveer drie maanden na op de hoogste stand van de zon. De zone volgt in feite de warmere gebieden. Is het ten noorden van de ITCZ warmer, dan gaat ze naar het noorden en is het ten zuiden warmer, dan beweegt de zone naar het zuiden.
Midden op de foto zijn de regenbuien zichtbaar die op de ITCZ zijn ontstaan.
Boven de Pacific liggen de buien in een rechte lijn, doordat er geen landmassa's zijn die het patroon verstoren.
De ITCZ is herkenbaar op twee manieren:
Of is sprake van een zone van 10 graden breedte met buien, of van een bewolkingsband van 2-3 graden met veel luchtverstoringen.
De ITCZ verplaatst zich van noord naar zuid en volgt met drie maanden vertraging de hoogste zonnestand.
De zone beweegt van half september tot februari zuidwaarts en van maart tot half september noordwaarts. De ITCZ bereikt de eerste helft van september het meest noordelijke punt in China op 25 graden Noorderbreedte. Het meeste zuidelijkste punt is 20 graden Zuiderbreedte in Australië. De grootste verschuiving naar het noorden vindt plaats in Juni.
De ITCZ komt boven land verder van de evenaar door de opwarming van het land. Een zeemassa zorgt voor minder opwarming en daardoor heeft het front een mindere neiging te bewegen.
Boven de Atlantische Oceaan en de Stille Oceaan beweegt de ITCZ zich nauwelijks naar het noorden of het zuiden. Op sommige delen van de oceanen komt de ITCZ niet eens op het zuidelijk halfrond. Wanneer een El Niño gaande is en bij Zuid Amerika het zeewater warmer is, beweegt de ITCZ zich zuidelijker.
De ITCZ is wel het duidelijkst aanwezig boven zee en goed herkenbaar op satellietfoto's.
Boven de Pacific liggen de buien in een rechte lijn, doordat er geen landmassa's zijn die het patroon verstoren.
De ITCZ is herkenbaar op twee manieren:
Of is sprake van een zone van 10 graden breedte met buien, of van een bewolkingsband van 2-3 graden met veel luchtverstoringen.
De ITCZ verplaatst zich van noord naar zuid en volgt met drie maanden vertraging de hoogste zonnestand.
De zone beweegt van half september tot februari zuidwaarts en van maart tot half september noordwaarts. De ITCZ bereikt de eerste helft van september het meest noordelijke punt in China op 25 graden Noorderbreedte. Het meeste zuidelijkste punt is 20 graden Zuiderbreedte in Australië. De grootste verschuiving naar het noorden vindt plaats in Juni.
De ITCZ komt boven land verder van de evenaar door de opwarming van het land. Een zeemassa zorgt voor minder opwarming en daardoor heeft het front een mindere neiging te bewegen.
Boven de Atlantische Oceaan en de Stille Oceaan beweegt de ITCZ zich nauwelijks naar het noorden of het zuiden. Op sommige delen van de oceanen komt de ITCZ niet eens op het zuidelijk halfrond. Wanneer een El Niño gaande is en bij Zuid Amerika het zeewater warmer is, beweegt de ITCZ zich zuidelijker.
De ITCZ is wel het duidelijkst aanwezig boven zee en goed herkenbaar op satellietfoto's.
Midden op de foto zijn de regenbuien zichtbaar die op de ITCZ zijn ontstaan.
Boven de Pacific liggen de buien in een rechte lijn, doordat er geen landmassa's zijn die het patroon verstoren.
De ITCZ is herkenbaar op twee manieren:
Of is sprake van een zone van 10 graden breedte met buien, of van een bewolkingsband van 2-3 graden met veel luchtverstoringen.
Het passeren van de ITCZ.
Wanneer de ITCZ zijn noordelijkste positie heeft in augustus hebben landen als Suriname een meer zuidoostelijke wind en korte tijd relatief droog weer met heldere luchten. De korte droge tijd die duurt in Suriname bijvoorbeeld van augustus tot en met september/oktober. De ITCZ wil echter snel weer terug naar het zuiden. Als deze naar het zuiden trekt medio November is het gedurende 1 a 1 ½ maand erg regenachtig; de korte regentijd.
In een maand valt met gemak 350 millimeter. Het blijft hierna langere tijd ''droog'', met wat meer noordoostenwinden; de lange droge tijd. Pas eind april begin mei bollen de dikke stapelwolken al weer op ten zuiden van Suriname en rollen uiteindelijk over het land (en natuurlijk ook omliggende landen als de Guyana's en bijvoorbeeld Venezuela); de lange regentijd die aanhoudt tot circa eind juli, soms langer. Het is dan uitermate vochtig, klef en zweterig weer.
Kracht van de ITCZ.
In de tropen is het interessant om te weten of de ITCZ een sterk of een zwak karakter heeft. Des te sterker, des te meer regenval en des te noordelijker of zuidelijker de band komt.
Een en ander houdt verband met de kracht van het subtropisch hogedrukgebied rond 30 graden noorder- en zuiderbreedte. Dit gebied staat bekend onder de naam Paardenbreedten en is wegens het ontbreken van wind berucht bij zeilers.
Bij een sterker hogedrukgebied blijft de ITCZ dichter bij de Evenaar. Bij een zwak hogedrukgebied juist verder van de Evenaar. Des te groter de afstand van de ITCZ van de Evenaar, des te groter de kans op een tropische cycloon. Een buiengebied in de buurt van de ITCZ, in combinatie met het Corioliseffect geeft een goede kans op het ontstaan van een cycloon. Op de Evenaar is geen Corioliseffect en dus ontstaat er hier geen cycloon. Een verdere voorwaarde voor het ontstaan van een tropische cycloon is dat het zeewater warm genoeg is, minimaal 27 graden Celsius.
De ITCZ in Afrika.
In Afrika vormt de ITCZ de grens tussen droge hete lucht in het noorden (Sahara) en warme vochtige lucht in het zuiden. In West-Afrika komt de ITCZ in het midden van augustus tot 19 graden Noorderbreedte. In Oost-Afrika komt deze grens tot 17 graden Noorderbreedte, maar bij de Rode Zee zelfs tot 23 graden. In september beweegt de grens zich snel zuidwaarts.
Wanneer de ITCZ ten zuiden van zijn normale positie blijft, beleeft de Sahel een droog jaar. Onderzoek in Nigeria en waarschijnlijk representatief voor de rest van Afrika toont aan dat de regenval piekt 8 graden ten zuiden van de ITCZ-grens. Op 10 graden ten zuiden van de ITCZ neemt de neerslag sterk af. Aan de kust bij de Golf van Guinee is deze tijdelijk zo weinig dat wordt gesproken over een klein droog seizoen in juli en augustus.
In maart is de ITCZ naar het verst naar het zuiden getrokken. In West Afrika blijft de zone bij gebrek aan opwarmend land op het noordelijk halfrond. Ook is het zeewater aan de oostkant van de Atlantische Oceaan veel kouder dan het water aan de oostkant van Afrika. In het oosten trekt de grenszone ver naar het zuiden, tot 16 graden Zuiderbreedte. In Midden Afrika heeft de zone zelfs een Noord-Zuidligging. Wanneer de zone naar het zuiden beweegt, ligt de regenpiek enkele breedtegraden ten noorden van de ITCZ-grens.
De ITCZ in Azië en Australië.
In augustus bereikt de ITCZ in Azië het meest noordelijke punt. In India is dat de zuidkant van de Himalaya. De zuidoostelijke wind ten zuiden van de ITCZ ontmoet dan de zuidwestelijke moessonwind. Rond de ITCZ ontstaan dan zogenaamde moessondepressies in het noorden van het land die naar het westen trekken.
In China komt de noordelijke ITCZ tot 25 graden Noorderbreedte en zorgt voor regen. In januari trekt de zone zich snel terug naar het zuiden, waar in Australië 20 graden Zuiderbreedte wordt gehaald. De zone beweegt zich in dit deel van de wereld over grote afstand.
De ITCZ in Zuid Amerika.
De ITCZ bereikt in augustus de 12 graden Noorderbreedtelijn. Eind november trekt deze naar het zuiden en komt de zone boven het Amazonegebied tot stilstand. Op de oceanen rond Zuid Amerika beweegt de zone zich vrij weinig en blijft deze op het noordelijk halfrond. Globaal beweegt de zone zich daar tussen de 12 en 3 graden Noorderbreedte.
Tweede zuidelijke ITCZ
Aan de hand van de windgegevens die uit Quik-SCAT metingen van weersatellieten zijn afgeleid, blijkt een tweede zuidelijke ITCZ het hele jaar door aanwezig te zijn op de twee oceanen naast Zuid Amerika.
De zuidelijke ITCZ ontstaat doordat de zuidoostpassaat nabij de Evenaar aan windsnelheid verliest. De aangevoerde lucht wordt samengedrukt en stijgt op.
De tweede ITCZ is zwakker dan de noordelijke. Belangrijkste reden is dat de convergentie ontstaat boven kouder zeewater. Dit is vooral water dat van grote oceaandieptes omhoog komt, waardoor de lucht hierboven minder gemakkelijk stijgt. Hierdoor gaat de zuidelijke ITCZ met minder wolkenvorming gepaard en is deze op satellietfoto's minder duidelijk herkenbaar.
De zuidelijke ITCZ heeft in tegenstelling tot zijn sterkere noordelijke variant nauwelijks een windsprong. Zowel ten zuiden als ten noorden van het systeem heerst een zuidoostelijke wind. De zuidelijke ITCZ is boven deze oceanen het hele jaar door aanwezig, omdat de normale ITCZ hier niet op het zuidelijke halfrond komt.
Boven de Pacific liggen de buien in een rechte lijn, doordat er geen landmassa's zijn die het patroon verstoren.
De ITCZ is herkenbaar op twee manieren:
Of is sprake van een zone van 10 graden breedte met buien, of van een bewolkingsband van 2-3 graden met veel luchtverstoringen.
Het passeren van de ITCZ.
Wanneer de ITCZ zijn noordelijkste positie heeft in augustus hebben landen als Suriname een meer zuidoostelijke wind en korte tijd relatief droog weer met heldere luchten. De korte droge tijd die duurt in Suriname bijvoorbeeld van augustus tot en met september/oktober. De ITCZ wil echter snel weer terug naar het zuiden. Als deze naar het zuiden trekt medio November is het gedurende 1 a 1 ½ maand erg regenachtig; de korte regentijd.
In een maand valt met gemak 350 millimeter. Het blijft hierna langere tijd ''droog'', met wat meer noordoostenwinden; de lange droge tijd. Pas eind april begin mei bollen de dikke stapelwolken al weer op ten zuiden van Suriname en rollen uiteindelijk over het land (en natuurlijk ook omliggende landen als de Guyana's en bijvoorbeeld Venezuela); de lange regentijd die aanhoudt tot circa eind juli, soms langer. Het is dan uitermate vochtig, klef en zweterig weer.
Kracht van de ITCZ.
In de tropen is het interessant om te weten of de ITCZ een sterk of een zwak karakter heeft. Des te sterker, des te meer regenval en des te noordelijker of zuidelijker de band komt.
Een en ander houdt verband met de kracht van het subtropisch hogedrukgebied rond 30 graden noorder- en zuiderbreedte. Dit gebied staat bekend onder de naam Paardenbreedten en is wegens het ontbreken van wind berucht bij zeilers.
Bij een sterker hogedrukgebied blijft de ITCZ dichter bij de Evenaar. Bij een zwak hogedrukgebied juist verder van de Evenaar. Des te groter de afstand van de ITCZ van de Evenaar, des te groter de kans op een tropische cycloon. Een buiengebied in de buurt van de ITCZ, in combinatie met het Corioliseffect geeft een goede kans op het ontstaan van een cycloon. Op de Evenaar is geen Corioliseffect en dus ontstaat er hier geen cycloon. Een verdere voorwaarde voor het ontstaan van een tropische cycloon is dat het zeewater warm genoeg is, minimaal 27 graden Celsius.
De ITCZ in Afrika.
In Afrika vormt de ITCZ de grens tussen droge hete lucht in het noorden (Sahara) en warme vochtige lucht in het zuiden. In West-Afrika komt de ITCZ in het midden van augustus tot 19 graden Noorderbreedte. In Oost-Afrika komt deze grens tot 17 graden Noorderbreedte, maar bij de Rode Zee zelfs tot 23 graden. In september beweegt de grens zich snel zuidwaarts.
Wanneer de ITCZ ten zuiden van zijn normale positie blijft, beleeft de Sahel een droog jaar. Onderzoek in Nigeria en waarschijnlijk representatief voor de rest van Afrika toont aan dat de regenval piekt 8 graden ten zuiden van de ITCZ-grens. Op 10 graden ten zuiden van de ITCZ neemt de neerslag sterk af. Aan de kust bij de Golf van Guinee is deze tijdelijk zo weinig dat wordt gesproken over een klein droog seizoen in juli en augustus.
In maart is de ITCZ naar het verst naar het zuiden getrokken. In West Afrika blijft de zone bij gebrek aan opwarmend land op het noordelijk halfrond. Ook is het zeewater aan de oostkant van de Atlantische Oceaan veel kouder dan het water aan de oostkant van Afrika. In het oosten trekt de grenszone ver naar het zuiden, tot 16 graden Zuiderbreedte. In Midden Afrika heeft de zone zelfs een Noord-Zuidligging. Wanneer de zone naar het zuiden beweegt, ligt de regenpiek enkele breedtegraden ten noorden van de ITCZ-grens.
De ITCZ in Azië en Australië.
In augustus bereikt de ITCZ in Azië het meest noordelijke punt. In India is dat de zuidkant van de Himalaya. De zuidoostelijke wind ten zuiden van de ITCZ ontmoet dan de zuidwestelijke moessonwind. Rond de ITCZ ontstaan dan zogenaamde moessondepressies in het noorden van het land die naar het westen trekken.
In China komt de noordelijke ITCZ tot 25 graden Noorderbreedte en zorgt voor regen. In januari trekt de zone zich snel terug naar het zuiden, waar in Australië 20 graden Zuiderbreedte wordt gehaald. De zone beweegt zich in dit deel van de wereld over grote afstand.
De ITCZ in Zuid Amerika.
De ITCZ bereikt in augustus de 12 graden Noorderbreedtelijn. Eind november trekt deze naar het zuiden en komt de zone boven het Amazonegebied tot stilstand. Op de oceanen rond Zuid Amerika beweegt de zone zich vrij weinig en blijft deze op het noordelijk halfrond. Globaal beweegt de zone zich daar tussen de 12 en 3 graden Noorderbreedte.
Tweede zuidelijke ITCZ
Aan de hand van de windgegevens die uit Quik-SCAT metingen van weersatellieten zijn afgeleid, blijkt een tweede zuidelijke ITCZ het hele jaar door aanwezig te zijn op de twee oceanen naast Zuid Amerika.
De zuidelijke ITCZ ontstaat doordat de zuidoostpassaat nabij de Evenaar aan windsnelheid verliest. De aangevoerde lucht wordt samengedrukt en stijgt op.
De tweede ITCZ is zwakker dan de noordelijke. Belangrijkste reden is dat de convergentie ontstaat boven kouder zeewater. Dit is vooral water dat van grote oceaandieptes omhoog komt, waardoor de lucht hierboven minder gemakkelijk stijgt. Hierdoor gaat de zuidelijke ITCZ met minder wolkenvorming gepaard en is deze op satellietfoto's minder duidelijk herkenbaar.
De zuidelijke ITCZ heeft in tegenstelling tot zijn sterkere noordelijke variant nauwelijks een windsprong. Zowel ten zuiden als ten noorden van het systeem heerst een zuidoostelijke wind. De zuidelijke ITCZ is boven deze oceanen het hele jaar door aanwezig, omdat de normale ITCZ hier niet op het zuidelijke halfrond komt.
Inversie
Een inversie is een term uit de meteorologie die aangeeft dat de temperatuur in een laag van de atmosfeer een omgekeerd verloop heeft dan normaliter het geval is. Normaal wordt het steeds kouder, hoe hoger men in de troposfeer (onderste 11 km. van de atmosfeer) komt. Bij een inversie wordt het over een gedeelte van de hoogte steeds warmer.
Doordat koude lucht zwaarder is dan warme lucht, dat wil zeggen een hogere dichtheid, heeft koude lucht de neiging om te dalen terwijl warme lucht de neiging heeft te stijgen. Normalitair leidt dit tot een zekere circulatie waarbij koude lucht aan de grond wordt opgewarmd en warme lucht op grotere hoogte afkoelt. In sommige situaties krijgt de koude zware lucht de kans niet om op te warmen en blijft op lagere hoogte hangen.
Een inversie treedt in Nederland vaak 's zomers op, bij windstil en onbewolkt weer gedurende de nacht. In dit geval komt het doordat de bodem dan sterk afkoelt en de lucht hierboven warm is na een warme dag. In Azië koelt het land 's winters enorm af waardoor ook vaak een inversielaag kan ontstaan. Op bergtoppen van 1500-2000 meter kan het in Siberië soms tot 20 graden warmer zijn dan in de dalen als daar een inversielaag blijft hangen.
Doordat koude lucht zwaarder is dan warme lucht, dat wil zeggen een hogere dichtheid, heeft koude lucht de neiging om te dalen terwijl warme lucht de neiging heeft te stijgen. Normalitair leidt dit tot een zekere circulatie waarbij koude lucht aan de grond wordt opgewarmd en warme lucht op grotere hoogte afkoelt. In sommige situaties krijgt de koude zware lucht de kans niet om op te warmen en blijft op lagere hoogte hangen.
Een inversie treedt in Nederland vaak 's zomers op, bij windstil en onbewolkt weer gedurende de nacht. In dit geval komt het doordat de bodem dan sterk afkoelt en de lucht hierboven warm is na een warme dag. In Azië koelt het land 's winters enorm af waardoor ook vaak een inversielaag kan ontstaan. Op bergtoppen van 1500-2000 meter kan het in Siberië soms tot 20 graden warmer zijn dan in de dalen als daar een inversielaag blijft hangen.
Inversielaag
Een inversielaag kan zichtbaar worden bij een rookpluim uit een schoorsteen. Doordat de warme lucht uit de rookpluim een relatief warme luchtlaag tegenkomt, stijgt de rookpluim niet verder en verspreidt de rook zich horizontaal. Men ziet dan een verticale rookkolom, die zich plotseling op een bepaalde hoogte horizontaal uitbreidt, alsof de pluim bij een glazen plafond is aangeland. Smog treedt daardoor met name op ten tijde van een inversie.
Een eigenschap van een inversielaag is dat geluid daar tegen gereflecteerd wordt. Bij een inversie is geluid daardoor op aanzienlijk grotere afstand hoorbaar dan zonder inversie. In de duivensport kan inversie aanleiding zijn voor oriëntatieproblemen bij duiven waardoor verliezen ontstaan. Luchtvervuiling blijft door inversie in de winter boven de grotere Siberische en Noord-Chinese steden hangen, wat grote smogproblemen geeft.
Een eigenschap van een inversielaag is dat geluid daar tegen gereflecteerd wordt. Bij een inversie is geluid daardoor op aanzienlijk grotere afstand hoorbaar dan zonder inversie. In de duivensport kan inversie aanleiding zijn voor oriëntatieproblemen bij duiven waardoor verliezen ontstaan. Luchtvervuiling blijft door inversie in de winter boven de grotere Siberische en Noord-Chinese steden hangen, wat grote smogproblemen geeft.
Isotherm
Een isotherm is een isolijn van constante temperatuur op een kaart.
Isothermen worden veel gebruikt op weerkaarten om grootschalige temperatuurverdelingen aan te duiden. Ook in de thermodynamica, met name in fasediagrammen worden isothermen gebruikt.
Isothermen worden veel gebruikt op weerkaarten om grootschalige temperatuurverdelingen aan te duiden. Ook in de thermodynamica, met name in fasediagrammen worden isothermen gebruikt.
Isothermie
Een luchtlaag heeft een isotherme opbouw wanneer de temperatuur in die luchtlaag in de verticale richting niet verandert. Een isotherme luchtlaag is, evenals de inversie, absoluut stabiel van opbouw.
