Niet gestrooid! Zo makkelijk maken we ons er in deze workshop ‘Weer en gladheid’ niet van af. We gaan na welke weersomstandigheden gladde wegen in de hand werken, om optimale besluitvorming voor gladheidsbestrijding mogelijk te maken.
Samenstelling en eindredactie: Teksten: Beeldresearch: Foto’s: Satellietbeelden: Radarbeelden: Weerkaarten: Lay-out:
Bij vorst gladde weg, waarschuwt het verkeersbord. Maar voor gladheid is meer nodig dan een temperatuur onder nul. Tijdens de workshop heeft u al gehoord hoe de vork in de steel zit. In dit dictaat kunt u het allemaal nog eens rustig nalezen.
Kees Floor. Kees Floor, Gerrit Hiemstra. Michael Saraber, Henny Vergouw Kees Floor. Kees Floor, Karel Holvoet en anderen. KNMI, DLR, NOAA. KNMI KNMI Kees Floor
De Bilt, oktober 2008. Uitsluitend voor intern gebruik; niet in de handel.
: Winter, weer en wegen.
2
Voorwoord Weer en gladheid in een notendop 1. 1.1 1.2
Inleiding waarom dit dictaat? wat komt aan de orde?
2. 2.1 2.2 2.3 2.4 2.5 2.6 2.7 2.8 2.9
Weersituaties inleiding weertype grootschalige weersystemen luchtsoorten luchtsoortclassificatie koude en warme massa fronten en weeromslagen stromingspatronen winterse weersituaties
3. 3.1 3.2 3.3 3.4 3.5 3.6 3.7 3.8 3.9 3.10
Wind inleiding wat is wind samenhang met weerpatronen structuur van de wind turbulentie windverandering met de hoogte gemiddelde wind windvlagen en verkeershinder windstoten in buien wind en temperatuur
4. 4.1 4.2 4.3 4.4 4.5 4.6 4.7
Luchtvochtigheid inleiding aggregatietoestanden vochtigheidsindicatoren vochtig worden van het wegdek condensatie- en vrieskernen afkoelingsprocessen in de atmosfeer afkoeling door opstijging
5. 5.1 5.2 5.3 5.4 5.5
Mist inleiding gevaren van mist wat is mist ontstaan van mist het gedrag van mist
: Winter, weer en wegen.
5.6 5.7 5.8
mist boven de weg jaarlijkse en dagelijkse gang typische mistsituaties
6. 6.1 6.2 6.3 6.4 6.5 6.6 6.7 6.8 6.9
Bewolking inleiding temperatuurverloop in de atmosfeer samenstelling van wolken wolkenclassificatie verticale indeling hoge bewolking middelbare bewolking lage bewolking verticaal ontwikkelde bewolking
7. 7.1 7.2 7.3 7.4 7.5 7.6
Straling inleiding zonnestraling aardse straling rol van de wind rol van de bewolking gladheidssituaties door straling
8. 8.1 8.2 8.3 8.4 8.5 8.6 8.7 8.8 8.9
Dagelijkse gang inleiding gang van de zonnestraling ritme van de aardse straling dagelijkse gang van de temperatuur invloed op het massakarakter dagelijkse gang van de wind dagelijkse gang van de bewolking dagelijkse gang van de vochtigheid lokale effecten
9. 9.1 9.2 9.3 9.4 9.5 9.6 9.7 9.8 9.9
Niet-meteorologische factoren inleiding de weermotor andere factoren verschillende schalen geografische omstandigheden terreinomstandigheden bodemgesteldheid bodemvochtigheid onderlinge samenhang
3
10. 10.1 10.2 10.3 10.4 10.5 10.6 10.7 10.8 10.9 10.10 10.11
Temperatuur op en bij de weg inleiding temperatuur definities rustige, heldere nacht gladheid in heldere nacht de rol van de wind de rol van de bewolking de rol van de ondergrond invloed van het omliggende terrein invloed van het verkeer weersituaties met gladheid zeer open asfaltbeton (zoab)
11. 11.1 11.2 11.3 11.4 11.5 11.6 11.7 11.8 11.9
Neerslag en vocht op de weg inleiding ontstaan van neerslag regen en motregen ijsregen ijzel sneeuw hagel dauwval en rijpvorming radar en neerslag
12.
Neerslagproducerende weersystemen en weersituaties 12.1 inleiding 12.2 weersytemen en weer 12.3 frontale zones en weer 12.4 weersystemen en luchtmassa's 12.5 passage van een warmtefront 12.6 warme sector 12.7 passage van een koufront 12.8 luchtmassabuien 12.9 buienlijnen en troggen 12.10 weertypen met buien 12.11 het kustfront 12.12 aquaplaning
: Winter, weer en wegen.
13. 13.1 13.2 13.3 13.4 13.5 13.6 13.7
Meteorologisch zicht inleiding begrippen teruglopen van het algehele zicht zicht in regen- en sneeuwbuien zicht in een hagelbui zicht achter het stuur zicht in spat- en stuifwater
14. 14.1 14.2 14.3 14.4 14.5 14.6 14.7 14.8
Weersverwachtingen inleiding waarnemingen wereld meteorologische organisatie wereldwijde telecommunicatie weerprognoses europees weercentrum betrouwbaarheid gladheidverwachtingen
15 15.1 15,2 15.3 15.4 15.5 15.6
Werken met het GMS inleiding het gladheidsmeldsysteem (GMS) gegevensverwerking en analyse gebruikersprogrammatuur alarmen bevriezing van een nat wegdek (P-alarm) condensatiegladheid (Y-alarm) gladheid door winterse neerslag (Y-alarm)
15.7 15.8
16 16.1 16.2 16.3 16.4
De energiebalans van het wegdek inleiding de energiebalans componenten van de energiebalans vorst in de grond
4
Bij het optreden van gladheid speelt het weer een belangrijke rol. Wegbeheerders volgen de actuele weersituatie in hun gebied nauwgezet op het gladheidsmeldsysteem en gebruiken de op maat gesneden uitstaande verwachtingen voor hun besluitvorming over het op pad sturen van strooiploegen. De effectiviteit van de wegbeheerder en zijn of haar medewerkers kan aanzienlijk worden vergroot als voldoende kennis over het weer beschikbaar is. De weersituatie kan dan beter worden ingeschat en het overleg met de meteoroloog verloopt soepeler, zodat beslissingen sneller en doeltreffender genomen kunnen worden. De workshop ‘Winter, weer en wegen’ van KeesFloor.nl/weercursussen is bedoeld om die kennis op een praktische manier aan te reiken. U heeft dit dictaat ontvangen als deelnemer aan de workshop en kunt het gebruiken om de diverse onderwerpen nog eens na te lezen of ter verdere studie van de vele facetten van het weer. De belangrijkste zaken zijn samengevat in het artikel: ‘Weer en gladheid in een notendop’, dat aan de eigenlijke hoofdstukken van dit dictaat voorafgaat en gelezen kan worden zonder enige voorkennis van weer of gladheidsbestrijding. De genummerde hoofdstukken van het dictaat zijn geschikt voor verdere verdieping. Het laatste hoofdstuk, ‘de energiebalans van het wegdek’, biedt de wegbeheerder de meeste details over de processen bij het wegdek die bepalend zijn voor het al dan niet onder nul zakken van de wegdektemperatuur. Ik vertrouw erop dat de workshops ‘Winter, weer en wegen’ samen met dit dictaat u verder op weg helpen bij uw werkzaamheden om gladheid te voorkomen en een veilige afwikkeling van het verkeer mogelijk te maken.
De Bilt, najaar 2008.
Kees Floor
: Winter, weer en wegen.
5
Kees Floor
Drs. Kees Floor MHD (1947) was geruime tijd verbonden aan het KNMI als meteoroloog, docent, projectleider en hoofd van de afdeling Meteorologische Opleidingen. Hij verzorgde cursussen en trainingen voor meteorologen van het KNMI, de Koninklijke Luchtmacht, WNI, MeteoConsult en WeerOnline. Verder was hij betrokken bij opleidingen voor professionele en recreatieve gebruikers van weerkundige informatie, zoals wegbeheerders, agrariĂŤrs, officieren van de brandweer, zeilers en postduivenhouders. Kees Floor studeerde meteorologie en didactiek aan de Universiteit Utrecht (1972) en Human Development in organisations aan de Rijksuniversiteit Groningen (2001). Hij was als docent verbonden aan de lerarenopleidingen van de Universiteit Utrecht en van de Hogeschool van Utrecht, schreef lesmateriaal voor natuurkunde voor het voortgezet tweede- en derdegraads onderwijs en werkte mee aan cursussen van Teleac, Nederlandse Onderwijstelevisie en VARA's Vroege Vogels. Kees Floor heeft talrijke publicaties op zijn naam staan; hij schreef voor onder andere Natuurwetenschap en Techniek, AO-reeks, Zenit, Meteorologica, het Weer! Magazine en de Volkskrant; van die krant was hij tevens 13 jaar de extern redactiemedewerker die onder meer het dagelijkse weerpraatje verzorgde. Ook was hij samensteller van de boeken Winter, weer en wegen (DWW/RWS, 1995), Weerkunde, Meteorolgie voor iedereen (Elmar, 2004) en Het weer op satellietbeelden (Elmar 2005).
: Winter, weer en wegen.
6
‘Bij vorst gladde weg’ waarschuwt een verkeersbord. Maar voor gladheid is meer nodig dan een temperatuur onder nul. Er moet ijs op de weg liggen en de strooiploeg mag nog niet langs zijn geweest.
Voor gladheid is meer nodig dan een temperatuur onder nul.
Elk jaar op 1 november begint het wintergladheidseizoen. Het loopt tot 1 april. Wegbeheerders treffen nu de laatste voorbereidingen voor de gladheidbestrijding. Weerbureaus passen hun werkschema’s aan om de meteorologen de kans op gladde wegen in te laten schatten en de wegbeheerders zo nodig tijdig te kunnen waarschuwen. Het weer speelt namelijk een belangrijke rol bij het ontstaan van gladheid en is ook om andere redenen belangrijk voor de strooiploegen. Door aan het werk te gaan voor de gladheid optreedt, kunnen namelijk ongelukken worden voorkomen, is er minder strooizout nodig en hebben de gladheidbestrijders de tijden waarop ze aan het werk moeten, beter in de hand. Luchttemperatuur Vorst is natuurlijk een belangrijke voorwaarde voor het ontstaan van gladheid. Daarbij is het van belang om een onderscheid te maken tussen verschillende temperatuurgrootheden. In het ‘gewone’ weerbericht gaat het bij vorst om de luchttemperatuur. Het KNMI meet die temperatuur op doorgaans landelijk gelegen officiële waarneemstations op 1,5 m boven het aardoppervlak. Daarnaast hebben wegbeheerders zelf tegenwoordig talrijke meetpunten langs de weg (figuur hieronder). : Winter, weer en wegen.
7
Meting van de luchttemperatuur en het dauwpunt langs de weg op de brug over de Neder Rijn bij Rhenen.
De luchttemperatuur vertoont een dagelijkse gang. In de loop van de dag warmt de zon de bodem geleidelijk op. De temperatuur op waarnemingshoogte loopt daardoor eveneens op. De opwarming gaat door tot halverwege de middag of het begin van de avond. Als de zon te laag komt te staan, weegt de hoeveelheid zonnestraling die de bodem bereikt, niet meer op tegen de hoeveelheid warmte die de bodem uitstraalt. De temperatuur daalt en naarmate de hemel helderder is en de nachten langer duren, is die temperatuurdaling markanter. Rond zonsopkomst wordt uiteindelijk de minimumtemperatuur bereikt. Als de zon in het begin van de ochtend hoog genoeg aan de hemel staat om te kunnen compenseren voor de warmte die de bodem uitstraalt, gaat de temperatuur weer omhoog en begint de temperatuurcyclus van voren af aan. Wegdektemperatuur Dichter bij de grond is de dagelijkse gang meer uitgesproken dan op 1,5 meter hoogte. Overdag is het er warmer, maar aan het eind van de nacht zijn de temperaturen er meestal lager dan op 1,5 meter hoogte. De grasminimumtemperatuur, die wordt gemeten op 10 cm boven kort gemaaid gras, kan daardoor onder nul zakken, terwijl tegelijkertijd de luchttemperatuur boven het vriespunt blijft. Het weerbericht rept dan over vorst aan de grond. De grasminimumtemperatuur is vooral belangrijk in de land- en tuinbouw, omdat bloesems kunnen bevriezen en ook andere gewassen vorstschade kunnen ondervinden. De overlast voor de automobilist blijft beperkt tot het krabben van de voorruit, die door uitstraling net zo snel afkoelt als de gewassen (figuur hieronder).
: Winter, weer en wegen.
8
Autoruiten koelen door uitstraling af, zodat er zich ijs op kan vormen en je voor vertrek moet krabben.
Een wegbeheerder is vooral geïnteresseerd in de temperatuur van het wegdek. Die wordt dan ook op veel plaatsen in het land gemeten (figuur 5). Ook de wegdektemperatuur vertoont een dagelijkse gang die nog weer meer uitgesproken is dan bij de grastemperatuur en de luchttemperatuur. Het asfalt kan in de zomer zo heet worden dat je er een eitje op kunt bakken, heet het in de volksmond. Na een heldere stralingsnacht is het wegdek vaak sterk afgekoeld. De temperatuur van het wegdek wijkt gewoonlijk dus af van de eerder genoemde temperaturen; ze kan, net als de grastemperatuur, onder nul liggen terwijl de luchttemperatuur op 1,5 meter hoogte daar nog boven blijft. Verschillen tussen wegdektemperatuur en luchttemperatuur worden ook nog in de hand gewerkt doordat het wegdek warmte (of kou) kan bufferen. Verder kan er vanuit de bodem warmte naar het wegdek ‘lekken’ of omgekeerd. Bovendien beïnvloedt het gemotoriseerd verkeer de wegdektemperatuur. Met al deze invloeden moet je rekening houden bij het voorspellen van het verloop van de wegdektemperatuur gedurende de nacht. Sneeuw en bevriezing Gladheid doet zich voor als er ijs op de weg ligt. Dat is bijvoorbeeld het geval tijdens of na neerslag. Gladheid door sneeuw is hinderlijk, maar elke weggebruiker kan zien wat er aan de hand is. Ook korrelhagel en korrelsneeuw, neerslagvormen die uit winterse buien vallen, hebben door hun witte tint een signaalfunctie voor gladheid. Veel verraderlijker is gladheid door opvriezing van natte weggedeelten. Het wegdek is dan bijvoorbeeld overdag door regen nat geworden en nog niet opgedroogd op het moment dat de wegdektemperatuur tijdens nachtelijke opklaringen onder nul zakt. Doordat de luchttemperatuur gewoonlijk minder snel daalt dan de wegdektemperatuur, kan de
: Winter, weer en wegen.
9
Meting van de wegdektemperatuur en het elektrisch geleidingsvermogen van het wegdek op de brug over de Neder Rijn bij Rhenen.
buitenthermometer van de auto nog een temperatuur boven nul aangeven als het al glad is. Meteorologen maken vaak nog een onderscheid tussen bevriezing en opvriezing. Bij bevriezing is niet alleen de wegdektemperatuur, maar ook de luchttemperatuur onder nul. Condensatiegladheid Eveneens verraderlijk is de zogeheten condensatiegladheid. Deze treedt op als de lucht erg vochtig is. Als maat voor de vochtigheid dient het zogeheten dauwpunt. Het dauwpunt is de temperatuur waarbij waterdamp begint te condenseren door afkoeling van de lucht. Het effect is bijvoorbeeld te zien aan de druppeltjes op een fles die in de keuken of woonkamer staat en net uit de koelkast komt. Hoe kleiner het verschil tussen temperatuur en dauwpunt, des te vochtiger is de lucht. Als het dauwpunt en de luchttemperatuur dezelfde waarde hebben, bedraagt de relatieve vochtigheid 100%. Condensatie van vocht op het wegdek kan optreden als de temperatuur van het wegdek daalt tot onder de dauwpuntstemperatuur. In de praktijk zie je dat als het verschil tussen dauwpuntstemperatuur en wegdektemperatuur meer dan ongeveer twee graden bedraagt, de weg na twee uur door condensatie nat is. Komt de temperatuur van de weg tegelijkertijd onder nul, dan bevriest het vocht en is er sprake van condensatiegladheid. Als de wegdektemperatuur al onder nul is voor het proces van start gaat, dan treedt er rijpvorming op. Er vormt zich dan direct ijs aan het oppervlak met gladheid als gevolg. Mist is een teken dat de lucht vochtig is Er kan dan ook gemakkelijk vocht op een wegdek neerslaan. Gebeurt dit bij een wegdektemperatuur onder nul, dan spreekt men van aanvriezende mist.
: Winter, weer en wegen.
10
IJzel IJzel ontstaat wanneer regen, motregen of gedeeltelijk uit vloeibaar water bestaande ijsregen op een weg valt waarvan de temperatuur onder nul is. De regen of motregen bevriest dan zodra hij in aanraking komt met de grond of met voorwerpen die kouder zijn dan nul graden; de ijsregen vriest erop vast. IJzel treedt veelal op tijdens de inval van de dooi na een vorstperiode, dus als de vorst nog in de grond zit. Veel regen hoeft er niet te vallen: een beetje motregen is zelfs al voldoende om een weg spiegelglad te maken. Meestal duurt een ijzelperiode niet langer dan enkele uren. In figuur hieronder worden de vier typen gladheid nog eens samengevat. Tevens wordt de kans erop in de verschillende maanden van en rond het gladheidseizoen aangegeven.
Het gladheidseizoen loopt van november tot en met maart. De kans erop is in januari en februari verreweg het grootst. Er worden vier soorten gladheid onderscheiden: condensatiegladheid, bevriezing van natte weggedeelten, sneeuw en ijzel. De figuur geeft globaal aan hoe groot de kans is op de verschillende typen gladheid: van zeer klein (--) tot zeer groot (++).
Gladheidsbestrijding Wegbeheerders, - gemeenten, provincies en het rijk - zijn verantwoordelijk voor de gladheidsbestrijding. Ze beschikken over verwachtingen van WeerOnline of een ander weerbedrijf en over de actuele meetwaarden van het gladheidsmeldsysteem (GMS), die ze via internet kunnen opvragen. Het GMS levert de luchttemperatuur, de temperatuur van het wegdek, het dauwpunt, de relatieve vochtigheid van de lucht en het elektrisch geleidingsvermogen van de weg. De meetlocaties zijn uitgezocht op basis van hun signaalfunctie: het zijn plaatsen waar de wegdektemperatuur gewoonlijk laag is ten opzichte van wegen in de wijde omgeving en vorstgevoelige plekken, zoals brugdekken. Aan het geleidingsvermogen kun je zien of er zout op de weg ligt. Als dat niet het geval is en er wordt gladheid verwacht, dan stuurt de wegbeheerder de strooiploegen erop uit. De ploegen volgen vaste strooiroutes, die vooral in gemeenten vaak met inspraak van de plaatselijke bevolking zijn vastgesteld. In de meeste gevallen wordt het zout nat gestrooid. Het natte zout verwaait minder, waardoor de strooiwagen een snelheid van 70 km/h kan aanhouden; droog strooien kan tot hooguit 40 km/h. Het natte zout laat zich gelijkmatiger over het wegdek verdelen en het kleeft ook beter aan de weg. Als gevolg daarvan is er minder zout nodig en kunnen de strooiploegen al aan het werk voor er gladheid wordt geconstateerd. De werktijden kunnen daardoor gunstiger worden gekozen en strooien in de spits is niet nodig. Voor nat
: Winter, weer en wegen.
11
strooien is wel nieuw materieel nodig. Niet alle gemeenten beschikken daar al over, zodat vooral op lokale wegen soms nog droog wordt gestrooid. In uitzonderlijke gevallen is strooien niet effectief of niet mogelijk en loopt het verkeer volledig vast. Het zijn dezelfde situaties als waarvoor het KNMI waarschuwt met een weeralarm. Bij zeer hevige sneeuwval moet de sneeuw eerst met een schuiver of een sneeuwfrees weggewerkt worden; pas daarna kan er gewoon gestrooid worden. Als er veel wind staat, windkracht 6, is dat onbegonnen werk omdat sneeuwduinen dan steeds weer op nieuwe plaatsen van het wegennet opduiken. Ook hevige ijzel kan problemen opleveren, vooral op wegen met het zogeheten zeer open asfaltbeton (ZOAB) bij weinig verkeer. Het zout blijft niet lang genoeg bovenop het ZOAB liggen en verdwijnt in de gaten van de open structuur van het wegdek. Men strooit dan vaker en leidt het verkeer over ĂŠĂŠn rijstrook, die daardoor drukker bereden wordt. Bij meer dan acht graden vorst, werkt zout strooien niet meer. Meestal is de lucht dan echter erg droog, zodat de weg snel opdroogt en de kans op gladheid relatief klein is.
Bij hevige sneeuwval moet de sneeuw eerst van de weg worden geschoven voor het strooien kan beginnen.
Dit artikel verscheen eerder in Zenit, november 2005.
: Winter, weer en wegen.
12
1.1
Waarom dit dictaat?
In een land als Nederland met z'n drukke wegen en een grote weersafhankelijkheid, leidt winterweer zonder voorzorgs- en bestrijdingsmaatregelen snel tot verkeersopstoppingen en ongelukken. Daaronder heeft niet alleen de economie te leiden, maar ook het sociale verkeer. Sneeuwval, ijzel en bevriezing van het wegdek hinderen het wegverkeer en veroorzaken verkeersonveilige situaties. Vandaar dat gladheidsbestrijding een van de belangrijke taken is die al lange tijd door wegbeheerders met kracht ter hand wordt genomen. Maar niet alleen gladheid is van belang. Ook dichte mist, venijnige windstoten en zware regenval met aquaplaning, leiden tot hinderlijke, ronduit gevaarlijke of zelfs levensbedreigende situaties. Goed wegbeheer, gericht op het voorkomen en bestrijden van gevaarlijke situaties, wordt dan ook steeds belangrijker. In al de genoemde voorbeelden speelt het weer een rol. Goede besluitvorming is altijd gestoeld op kennis van zaken en inzicht in de situatie die voorhanden is of op kan treden. Kennis van het weer en inzicht in de diverse facetten van het weer die een rol spelen bij het optreden van deze gevaarlijke situaties, is dan ook noodzakelijk. In dit dictaat, ‘Winter, weer en wegen’, wordt de benodigde kennis aangereikt.
: Winter, weer en wegen.
13
1.2
Wat komt aan de orde?
De belangrijkste onderwerpen in dit dictaat zijn: 'temperatuur op en bij de weg', 'neerslag en vocht op de weg' en 'neerslagproducerende weersystemen en weersituaties'. Juist deze factoren spelen een cruciale rol bij het optreden van gladheid; ze worden behandeld in de hoofdstukken 10, 11 en 12 en vormen de kern van dit dictaat. In de daaraan voorafgaande hoofdstukken wordt de benodigde voorkennis stap voor stap opgebouwd. Daarbij vormt elk hoofdstuk een afgerond geheel, ook al staan de onderwerpen uit de verschillende hoofdstukken niet los van elkaar. De onderlinge samenhang van de verschillende weerelementen zal uiterst belangrijk blijken. Daarin inzicht te verwerven is een van de moeilijkste aspecten van de meteorologie. Daarom wordt in elk hoofdstuk de relatie met onderwerpen uit andere hoofdstukken besproken en uitgelegd. Er komen ook onderwerpen aan de orde die misschien niet direct te maken hebben met gladheidsbestrijding, maar toch belangrijk zijn voor wegverkeer en wegbeheer. Zo wordt in hoofdstuk 5 ingegaan op mistsituaties, komt het optreden van windstoten aan bod in hoofdstuk 3, gaat hoofdstuk 12 deels over aquaplaning en is hoofdstuk 13 vrijwel geheel gewijd aan zicht achter het stuur onder diverse omstandigheden. Ten slotte wordt in hoofdstuk 14 kort ingegaan op het opstellen van weersverwachtingen in het algemeen en op het maken van verwachtingen voor wegdektemperatuur in het bijzonder.
: Winter, weer en wegen.
14
2.1 Inleiding Het weer wordt voor een belangrijk deel bepaald door de eigenschappen van de lucht die wordt aangevoerd. Nu eens zitten we in lucht die boven zee flink wat vocht heeft opgepikt; dan weer stroomt lucht over Nederland uit die boven de ijsmassa's van de noordpool of de besneeuwde Russische bodem ijzig koud geworden. En in de zomer voeren zuidenwinden warme lucht aan vanuit de Sahara. De waarden van de temperatuur, de vochtigheid en vooral van het dauwpunt zijn karakteristiek voor een bepaalde luchtsoort. Lucht krijgt haar kenmerkende eigenschappen als ze lange tijd ergens vertoeft. Grote hogedrukgebieden maken het mogelijk dat uitgestrekte hoeveelheden lucht lange tijd op een bepaalde plaats verblijven; ze maken, samen met de lagedrukgebieden, op een later tijdstip overigens ook dat de luchtmassa's zich op zeker moment verplaatsen en naar Nederland stromen. In dit hoofdstuk wordt besproken hoe grootschalige weersystemen de verschillende luchtsoorten 'vormen', aanvoeren en afvoeren. 2.2 Weertype Het weer is een boeiend en levendig samenspel van de verschillende weerelementen zoals temperatuur, luchtvochtigheid, wind, zicht, bewolking of zonneschijn en neerslag. Bepaalde combinaties van die weerelementen geven ons een bepaalde gevoelswaarde betreffende het weer. Zo noemen we het 'schraal' als het stevig waait en de lucht tegelijkertijd koud en droog is. Als het warm is en tevens erg vochtig, vinden we het 'broeierig' of 'benauwd'. 'Guur' duidt op koud en winderig weer met regen of buien. Op deze wijze vatten we meerdere weerelementen in één begrip samen. Bij het tot stand komen van een bepaald weertype in Nederland speelt een aantal factoren een rol. Op de eerste plaats zijn er de hoge- en lagedrukgebieden; dit zijn grootschalige weersystemen met afmetingen van honderden tot enkele duizenden kilometers. De ligging van de hoge- en lagedrukgebieden bepaalt wat voor lucht met wat voor eigenschappen naar Nederland stroomt. Als de lucht onderweg is of gedurende langere tijd boven een bepaald gebied verblijft, bepaalt de wisselwerking tussen het aardoppervlak en de lucht welke eigenschappen de lucht krijgt. Zo zal lucht die lange tijd boven zee verblijft, makkelijk veel vocht opnemen; lucht die uit een winters Siberië komt, zal in het algemeen erg koud zijn en lucht in de zomer uit de Sahara erg warm. Het weer bij ons wordt voor een groot gedeelte bepaald door de eigenschappen van de lucht die naar Nederland gestroomd is. Daarbij spelen verder meteorologische processen op kleinere schaal een rol, zoals straling en wolkenvorming. Ook andere, niet-meteorologische factoren zijn van belang; denk aan het tijdstip van de dag en aan terreinomstandigheden, zoals hoogte boven zeeniveau, begroeiing, ligging ten opzichte van water en dergelijke. Uiteindelijk is het weer op een plek die onze belangstelling heeft, het gevolg van de wisselwerking tussen de grootschalige weersystemen, kleinschalige meteorologische processen en nietmeteorologische factoren.
2.3 Grootschalige weersystemen Bepalend voor het weer van dag tot dag over gebieden ter grootte van bijvoorbeeld een continent als Europa zijn de grote hoge- en lagedrukgebieden; ze hebben een doorsnee van ten minste enkele honderden kilometers en kunnen een omvang hebben tot een paar duizend
: Winter, weer en wegen.
15
kilometer. Deze weersystemen regelen het transport over grotere afstanden van lucht met bepaalde eigenschappen; ze halen nu eens warme, vochtige lucht van zuidelijke breedte naar Nederland en voeren dan weer koude heldere lucht aan van noordelijke breedten. Ook bepalen de hoge- en lagedrukgebieden de snelheid waarmee de luchtaanvoer plaats vindt; de belangrijke factor daarbij is het luchtdrukverschil dat optreedt over een bepaalde afstand. Om deze redenen is het voor meteorologen zo belangrijk om na te gaan waar de grote hoge- en lagedrukgebieden liggen en hoe ze zich verplaatsen. Dat kan aan de hand van weerkaarten. De ligging van de weersystemen bepaalt ook de luchtstroming op grote schaal en dus van de gemiddelde windrichting en windsnelheid (zie het hoofdstuk over Wind). Daarmee ligt dan tevens vast waar de lucht vandaan komt die Nederland over enige tijd bereikt. Uit weerkaarten is de gemiddelde windrichting gemakkelijk te bepalen. De lucht stroomt namelijk rond een lagedrukgebied tegen de wijzers van de klok in en rond een hogedrukgebied met de wijzers van de klok mee. In de figuur is dat schematisch weergegeven. Figuur: Richting van de luchtstroming rond een hoge-(links) en lagedrukgebied
In de volgende figuur is een voorbeeld van een weerkaartje van West-Europa weergegeven. Een krachtig hogedrukgebied boven de Noordzee houdt een noordoostelijke stroming in stand, waarmee 's winters koude en droge lucht naar Nederland zou komen zetten: er komt dan ook vorst. In de zomer voert de noordoostenwind eveneens droge lucht aan, die in dat jaargetijde juist warm is; de zelfde weerkaart staat dan garant voor een periode met fraai zomerweer. 2.4 Luchtsoorten Het is niet alleen van belang waar de lucht vandaan komt; ook de eigenschappen van de lucht die over Nederland uitstroomt, zijn belangrijk. Gaat het bijvoorbeeld om warme of koude lucht, is de lucht vochtig of droog, komt er bewolking in voor waar regen of sneeuw uit kan gaan vallen, enzovoort. Als de lucht over een gebied met een omvang van minstens enkele honderden kilometers overal ongeveer dezelfde eigenschappen heeft, dan spreken we van een bepaalde luchtsoort of luchtmassa. Er mogen natuurlijk wel plaatselijke verschillen zijn, maar die moeten betrekkelijk klein zijn. Nu blijkt dat vooral de temperatuur en de vochtigheid kenmerkend zijn voor een bepaalde luchtsoort. Het gebied waar een luchtsoort zich vormt, heet het brongebied.
: Winter, weer en wegen.
16
Weerkaart met in de winter een typische vorstsituatie voor Nederland en in de zomer zonnig en warm weer. De eigenschappen van het brongebied drukken een stempel op de aard van de luchtsoort die ontstaat. Het is duidelijk dat zo'n brongebied tamelijk homogene ondergrond moet bieden, met overal vrijwel dezelfde temperatuur en vochtigheid. Verder moet de lucht er lang genoeg kunnen verblijven om de eigenschappen aan te nemen: ze moet in zo'n brongebied dan ook stagneren of vrijwel stilstaan. Het best wordt aan deze eisen voldaan in hogedrukgebieden boven zee, boven uitgestrekte sneeuwvelden (Siberië), boven woestijnen (Sahara) en boven gelijkmatig begroeide gebieden als bossen en steppen. We kunnen de luchtsoorten indelen naar de geografische positie van de brongebieden. Van belang voor de eigenschappen van de lucht, vooral voor de vochtigheid, is ook nog of het brongebied boven zee ligt of boven land. We spreken van maritieme lucht als het brongebied boven zee ligt. We spreken van continentale lucht als het brongebied boven land ligt. Als een luchtsoort in het brongebied ontstaan is, komt er een moment dat de lucht zich gaat verplaatsen naar andere gebieden. In die andere gebieden wijken de omstandigheden af van die in de 'geboortestreek'. Dat heeft tot gevolg dat de luchtsoort langzamerhand andere eigenschappen gaat krijgen. We zeggen dat de luchtsoort transformeert. De eigenschappen van een luchtmassa bij aankomst in Nederland hangen af van: • • •
het brongebied (bijvoorbeeld Siberië) de weg die de lucht heeft afgelegd (via Rusland of over de Oostzee) de tijd die de lucht onderweg is (is hij langzamerhand wat opgewarmd of afgekoeld of ging de aanvoer daarvoor te snel).
: Winter, weer en wegen.
17
Brongebieden van luchtsoorten en hun meest voorkomende baan naar Nederland. 2.5 Luchtsoortclassificatie De volgende luchtsoorten worden onderscheiden, aangeduid met twee (hoofd)letters, voorafgegaan door een m voor het geval de lucht van maritieme oorsprong is en door een c in het geval de lucht van continentale oorsprong is. In de figuur zijn de brongebieden van deze luchtsoorten weergegeven en hun baan naar Nederland. •
•
•
Arctische Lucht (AL) Hiervan ligt het brongebied boven de poolstreken (Groenland), die gewoonlijk bedekt zijn met ijs. Als deze lucht naar Nederland stroomt, begint ze koud en droog; onderweg warmt ze wat op en ze pikt boven zee en oceaan wat vocht op. Deze luchtsoort speelt in het winterseizoen een belangrijke rol. Winterse buien, die korrelhagel en sneeuw brengen, worden afgewisseld door felle opklaringen. Vooral landinwaarts is er 's nachts weinig wind en daalt de temperatuur vaak tot onder nul. Polaire Lucht (PL) Het brongebied van deze luchtsoort ligt op de gematigde breedten, ruwweg tussen de 40e breedtegraad en de poolcirkel. De continentaal polaire lucht (cPL) is afkomstig uit Rusland en Siberië. In de winter is deze droge lucht koud en komt er vorst, meestal zonder gladheid. In de zomer is de continentaal polaire lucht daarentegen warm. Maritiem polaire lucht (mPL) bereikt Nederland vanaf de Atlantische Oceaan. Als de lucht afkomstig is van noordelijke breedten dan is de temperatuur in deze vochtige lucht min of meer normaal. Overdag is het kwik boven nul; 's nachts daalt de temperatuur bij opklaringen tot rond het vriespunt. In combinatie met een hoge luchtvochtigheid leidt dit vaak tot condensatiegladheid. Komt de lucht zuidelijker van de oceaan, bijvoorbeeld uit de omgeving van de Azoren, dan is het vrij zacht. Gladheid doet zich dan vrijwel niet voor. Alleen bij een dooiaanval aan het eind van een vorstperiode kan in deze luchtsoort gladheid optreden. Tropische Lucht (TL) Deze neemt zijn karakteristieke eigenschappen aan in brongebieden in de subtropen. De lucht bereikt Nederland het hele jaar door met relatief hoge temperaturen.
: Winter, weer en wegen.
18
•
Maritiem tropische lucht (mTL) is altijd erg vochtig. De droge continentaal tropische lucht (cTL) komt uit de Sahara. Equatoriale Lucht (EL) Deze lucht ontstaat in de equatoriale lagedrukzone, is warm en vochtig, maar bereikt Nederland vrijwel nooit.
2.6 Koude en warme massa De in de vorige paragraaf beschreven indeling van luchtsoorten ging uit van de geografische oorsprong van de lucht. Een ander criterium voor het indelen van luchtmassa's dat eveneens veel wordt gebruikt, is het verschil in temperatuur van de lucht en het onderliggende aardoppervlak. We spreken van koude massa (in de figuur met brongebieden hierboven aangeduid als km) als de temperatuur van de lucht op 1,5 m hoogte lager is dan die van het aardoppervlak; is het omgekeerde het geval dan hebben we te maken met warme massa (wm).
Temperatuurverloop in warme massa (links, afkoeling aan de onderzijde) en koude massa (rechts, aanwarming aan de onderzijde) Warme massa wordt in de onderste laag dus door het aardoppervlak afgekoeld en koude massa opgewarmd. Zoals we in de hoofdstukken over neerslagproducerende systemen nog zullen zien, verschillen de weerverschijnselen in de koude massa daardoor heel sterk van die in warme massa. Deze massa-eigenschappen kunnen veranderen door de dagelijkse gang van de temperatuur van het aardoppervlak of doordat de lucht over een ander type ondergrond stroomt. Zo kan een luchtsoort zich in hetzelfde gebied nu eens voordoen als warme massa en dan weer als koude massa. Door het afkoelen van het aardoppervlak wordt de lucht 's nachts warme massa; overdag gaat zij door aanwarming van de bodem weer over in koude massa. Massa-eigenschappen veranderen soms ook als de lucht over een ander type ondergrond met een andere temperatuur gaan stromen, bijvoorbeeld aan de overgang van land naar water of van zand naar klei. In de hoofdstukken 6 en 8, - bewolking en dagelijkse gang, - zal blijken hoe belangrijk deze eigenschap van een luchtsoort is. 2.7 Fronten en weeromslagen Waar twee luchtsoorten aan elkaar grenzen, veranderen de eigenschappen van de lucht, zoals temperatuur en vochtigheid, vaak sterk over korte afstand. De overgangszone tussen twee verschillende luchtsoorten is meestal namelijk smal, zeg enkele tientallen kilometers breed. Zo'n overgangszone heet een front. De verschillen tussen twee luchtsoorten zijn niet alleen
: Winter, weer en wegen.
19
aan het aardoppervlak merkbaar; ook op grotere hoogte vind je ze terug. Een front staat niet loodrecht op het aardoppervlak, maar helt naar voren of naar achteren. Trekt er een front voorbij, dan komen we van de ene luchtsoort terecht in de andere. Met andere woorden: het weer slaat om. Een weeromslag gaat meestal gepaard met onder andere regen of sneeuw en een draaiende en enige tijd toenemende wind. Zo wordt bijvoorbeeld na een vorstperiode continentaal polaire lucht verdreven door maritiem polaire lucht met een temperatuur boven nul. De frontpassage die de overgang markeert, gaat vergezeld van regen, vaak voorafgegaan door sneeuwval, ijsregen, ijzel of combinaties daarvan. In het hoofdstuk over neerslagproducerende systemen wordt hierop nader ingegaan. 2.8 Stromingspatronen Aan de hand van de ligging van de grote hoge- en lagedrukgebieden kan bepaald worden wat de grootschalige luchtstroming is. Er zijn enkele basispatronen, die erg kunnen helpen bij de beeldvorming over het weer voor de komende een tot twee dagen. De meteoroloog spreekt niet van stromingspatroon of stromingstype, maar van circulatietype. In de figuur zijn de voornaamste stromingspatronen schematisch weergegeven. Gebieden met hoge luchtdruk zijn gestippeld weergegeven. Het verloop van de grootschalige luchtstroming is met pijlen aangegeven. 2.9 Winterse weersituaties We kunnen nu voor Nederland een globaal weerbeeld schetsen voor de verschillende circulatietypen en aangeven welke luchtsoort in het winterseizoen in elk van die gevallen aangevoerd wordt. •
•
•
•
Noordcirculatie Dit circulatietype brengt mAL naar Nederland. In deze lucht ontwikkelen zich gemakkelijk winterse buien: sneeuw, regen en hagel worden afgewisseld door felle opklaringen. In de nachten vriest het vaak licht, overdag is de temperatuur meest rond nul. De kans op gladheid is bij deze luchtcirculatie groot. Noordoostcirculatie Nu stroomt er cAL of cPL naar Nederland. Deze lucht is droog en koud. In het algemeen treedt er onder dergelijke omstandigheden een vorstperiode op. Als de vorst invalt, gaat dat vaak vergezeld van gladheid. Na enige tijd zijn de wegen echter droog en is het gevaar voor gladheid geweken, ondanks de lage temperaturen: het hele etmaal door vorst. Oostcirculatie Ook nu stroomt er koude en veelal droge lucht naar Nederland. Dit geeft aanleiding tot ongeveer een zelfde weerbeeld als tijdens noordoostcirculaties. Toch wil er nog wel eens een storing meekomen die sneeuw brengt. Die sneeuw blijft dan liggen zolang dit weerpatroon voortduurt. Zuidoostcirculatie Nu komt er eveneens koude lucht naar Nederland, met veelal hetzelfde weerbeeld als bij oostcirculaties.
: Winter, weer en wegen.
20
Noordcirculatie
Zuidcirculatie •
•
•
Oostcirculatie
Westcirculatie
Zuidcirculatie In het algemeen stroomt er nu warmere en vochtiger lucht naar Nederland. De temperatuur komt boven nul. Als er eerst een vorstperiode (NO circulatie) aan voorafging, dan moeten we rekening houden met sneeuw, ijzel en ijsregen. Na ongeveer een dag zet de dooi sterk door en is de gladheid geweken. Zuidwestcirculatie Nu komt er mTL of, met een omweg, mPL naar Nederland. Dit betekent na een vorstperiode altijd dooi. De temperaturen zijn zowel overdag als 's nachts ruim boven het vriespunt. Bij het begin van dit weerpatroon komt er een warmtefront over met regen, vaak voorafgegaan door uiteenlopende winterse neerslagvormen. De gladheid duurt meestal slechts een paar uur, maar in uitzonderlijke gevallen een halve dag of langer. Er is in deze situatie kans op mist als er opklaringen zijn. West- en noordwestcirculatie Vanaf noordelijke breedten vindt er een aanvoer plaats van mPL, soms ook wel mAL, naar Nederland. De lucht is vochtig, waardoor 's nachts bij temperaturen rond het vriespunt condensatiegladheid kan optreden. Ook een combinatie van mist en gladheid behoort tot de mogelijkheden.
: Winter, weer en wegen.
21
3.1 Inleiding De wind is van grote invloed op het weer: hij transporteert niet alleen lucht over enorme afstanden, maar drukt tevens zijn stempel op lokale schaal. Zo gaat bijvoorbeeld een stevige wind de nachtelijke afkoeling tegen; ook kan de wind in de winter heel wat sneeuw doen opwaaien of bij strooiacties de plaats waar het zout terecht komt be誰nvloeden. In dit hoofdstuk wordt de rol van de wind besproken.
3.2 Wat is wind? Wind is niets anders dan de stroming van de lucht. Wind ontstaat doordat de lucht van plaatsen met hogere luchtdruk naar plaatsen met een lagere luchtdruk beweegt. Deze luchtdrukverschillen zijn op hun beurt weer een gevolg van verschillen in opwarming (voornamelijk door de zonnestraling) of afkoeling. Vindt de verplaatsing van de lucht over heel grote afstanden plaats, dan gaat ook nog de draaiing van de aarde een rol spelen. Het effect ervan werd al in 1857 door de Nederlander Buys Ballot geformuleerd: 'Staat men op het noordelijk halfrond met de rug naar de wind toe, dan heeft men de laagste druk aan de linkerhand. Op het zuidelijk halfrond vindt men de laagste druk aan de rechterhand'. Anders gezegd: door de draaiing van de aarde beweegt de lucht niet rechtstreeks van hoge naar lage druk, maar buigt zij naar rechts af (op het noordelijk halfrond). Het gevolg is dat de lucht zich rond een lagedrukgebied tegen de wijzers van de klok in verplaatst en rond een hogedrukgebied met de wijzers van de klok mee; de luchtstroming is ongeveer evenwijdig aan de isobaren. In weerkaarten zijn lijnen van gelijke luchtdruk (isobaren) weergegeven. De kaartjes tonen een weersituatie met hoge- en lagedrukgebieden. De pijlen geven de stromingsrichting en dus de richting waar de wind heen waait. Als de lucht van de ene plaats naar de andere stroomt, wordt ze daarin gehinderd door de ruwheid van het aardoppervlak; dit veroorzaakt een wrijvingskracht, die de luchtstroming afremt en doet afbuigen. Het gevolg is dat de lucht niet precies evenwijdig aan de isobaren stroomt, maar enigszins naar de lage druk toe. De windrichting maakt een hoek met de richting van de isobaren. In de figuur hieronder geven de pijlen de werkelijke luchtstroming vlak bij het aardoppervlak weer. Door de wrijving is de wind nu toch enigszins van hoge naar lage druk gericht. We zien uit de figuur ook dat de lucht uit het centrum van het hogedrukgebied wegstroomt en naar het centrum van het lagedrukgebied toe.
: Winter, weer en wegen.
22
Figuur: Isobaren en richting van de luchtstroming. De luchtstroming is ongeveer evenwijdig aan de isobaren. De wind waait met de wijzers van de klok mee rond een hogedrukgebied.
3.3 Samenhang met weerpatronen Wind wordt veroorzaakt door verschillen in luchtdruk. Deze luchtdrukverschillen hangen vooral samen met de grote hogeen lagedrukgebieden die het weerpatroon in Europa - en daarmee het weer in Nederland - bepalen. Het kaartje hiernaast is een voorbeeld van een typische wintersituatie. Een hogedrukgebied boven ScandinaviĂŤ veroorzaakt in onze omgeving (noord-)oostelijke winden; de lucht stroomt namelijk met de wijzers van de klok mee rond het hogedrukgebied. De noordoostelijke stroming transporteert koude, zogeheten continentale polaire lucht (zie hoofdstuk 2: weersituaties) uit SiberiĂŤ naar Nederland. Gevolg: koud weer met vorst.
: Winter, weer en wegen.
Figuur: Isobaren en richting van de luchtstroming. Door wrijving met het aardoppervlak volgt de wind de isobaren niet exact, maar maakt er een kleine hoek mee. De wind waait tegen de wijzers van de klok in rond een lagedrukgebied.
Oostcirculatie
23
3.4 Structuur van de wind Voor het beheer van de weg is de wind vlak bij het aardoppervlak op een bepaalde plaats van groot belang. Het gaat daarbij om de onderste tientallen meters van de atmosfeer. In deze laag wordt de wind sterk be誰nvloed door de terreinomstandigheden en door de kleinschalige meteorologische processen. Daardoor vertoont de wind een grillig patroon. We weten wel uit ervaring dat de wind in buien sterk van snelheid en richting kan wisselen; ook hebben we allemaal wel eens gemerkt dat de aanwezigheid van gebouwen, viaducten, bomen, geluidsschermen en dergelijke de wind lokaal sterk be誰nvloedt. In de figuur is een registratie van de wind weergegeven; onder is de windsnelheid afgebeeld, boven de windrichting. Voor alle duidelijkheid: de windrichting is de richting van waaruit de wind waait; bij noordenwind beweegt de lucht dan ook van noord naar zuid. We zien dat de windsnelheid snelle variaties vertoont, met fluctuaties in de orde van seconden tot minuten. Daarnaast zit er ook een verloop in met een duur van ongeveer een halve dag. Hetzelfde geldt voor de windrichting.
Windregistratie op een heldere dag; de tijd loopt van 00 tot 20 uur. 3.5 Turbulentie De wind vertoont altijd een dergelijk fluctuerend gedrag: de luchtstroming is turbulent. Soms zijn de fluctuaties heel sterk, dan weer heel zwak. In de atmosfeer komen namelijk wervels voor met verschillende afmetingen, die de wind dat grillige karakter geven. De grootte van deze wervels varieert van enkele millimeters tot tientallen of honderden meters. Ook de snelheid waarmee de wervels bewegen en ronddraaien varieert sterk. Voor het belangrijkste gedeelte worden die wervels veroorzaakt door de luchtstroming zelf in samenhang met de ruwheid van het terrein waar de wind overheen waait (zie hoofdstuk 9, niet-meteorologische
invloeden op het weer). Daarbij is een terrein des te ruwer, naarmate er meer en hogere obstakels staan, die ook nog behoorlijk verspreid zijn. Een grasoppervlak is tamelijk glad; een gebied met verspreide bomen en struiken die ook weer niet al te aaneengesloten op elkaar staan, erg ruw. Een terrein met hoge gebouwen, is eveneens erg ruw. Hoe ruwer het terrein, des te groter en grilliger de wervels die ontstaan. Daarnaast kan de turbulentie van de wind nog in de hand worden gewerkt door plaatselijk sterk wisselende temperaturen. Hoe sterker de temperatuurverschillen over korte afstand zijn, des te grilliger is de wind.
Gebieden met turbulentie.
Windprofiel.
3.6 Windverandering met de hoogte Dat er wervels ontstaan, waarin de wind voortdurend verandert in richting en sterkte, is mede een gevolg van de verandering van de wind met de hoogte. Direct aan het aardoppervlak moet de wind gelijk zijn aan nul, maar vlak erboven neemt de wind sterk toe met de hoogte. Dat geldt vooral voor de onderste tientallen meters. Vandaar dat op hooggelegen bruggen de invloed van de wind op het rijgedrag van een auto goed merkbaar is. Bovendien liggen zulke bruggen gewoonlijk in glad terrein, waar de invloed van wrijving met het aardoppervlak relatief klein is, wat het effect nog versterkt. De figuur hierboven (rechts) toont het verloop van de gemiddelde windsnelheid met de hoogte, het zogeheten 'windprofiel'.
Figuur: wind rond gebouwen; bovenaanzicht (links) en zijaanzicht. Een obstakel be誰nvloedt het hele windprofiel tot op wat grotere hoogte; in de figuur hierboven is dat schematisch weergegeven. Uit die figuur is ook duidelijk dat er aan de voorkant van een obstakel een stuweffect plaats vindt. Dat is in de winter goed te zien als er sneeuw ligt. Als het stevig waait, zal de wind de sneeuw tegen obstakels blazen en de sneeuw hoopt zich op. Ook wordt de sneeuw door de wervels steeds weer opgewaaid. Aan de achterkant ontstaat een gebied waar het minder waait, maar waar wel veel wervels voorkomen. Ook daar kan sneeuw zich ophopen. Uit de figuur is ook te zien dat het gebied achter het obstakel, dat last heeft van de wervels, vrij groot is. In de praktijk kan de vuistregel gehanteerd worden dat de grootte van dat gebied ongeveer 15 keer de hoogte van het obstakel is. Een flat van 75 m hoog be誰nvloedt de luchtstroming dus nog op een afstand van 1 km. Bij dwarswind op een snelweg waar bijvoorbeeld geluidsschermen staan, kan dat goed merkbaar zijn. Zo kan het gebeuren dat de ene rijstrook door beschutting
: Winter, weer en wegen.
25
tegen de wind weinig last van windstoten ondervindt, terwijl op de ander rijstrook dan sterke vlagen optreden. 3.7 Gemiddelde wind Uit het bovenstaande is duidelijk dat de wind vlak bij het aardoppervlak altijd fluctueert: de wind is vlagerig. Die vlagerigheid hangt sterk af van de aard van het terrein. In het weerbericht wordt in het algemeen gesproken over een bepaalde windsterkte, vaak gedifferentieerd naar binnenland en naar de kustgebieden. Als er reden toe is, wordt ook gewaarschuwd voor windstoten (windvlagen). Daarbij wordt niet gedifferentieerd naar de aard van het terrein. Volgens de voorschriften van de WMO (Wereld Meteorologische Organisatie) moet de wind op meteorologische stations gemeten worden op een hoogte van 10 meter boven een erg open terrein; hierin mogen dus geen obstakels voorkomen. In het weerbericht wordt gewerkt met de over 10 minuten gemiddelde windsnelheid. De windsnelheid en windkracht volgens de schaal van Beaufort hebben dus altijd betrekking op deze gemiddelde wind op 10 meter hoogte in open terrein!
Op locaties langs (snel)wegen wordt de wind eveneens op 10 meter hoogte gemeten. Deze wind (windrichting en windsnelheid) zit in het gladheidsmeldsysteem GMS. Het probleem is echter, dat de wind op deze locaties vaak onder heel verschillende terreinomstandigheden gemeten wordt. Om de wind van het weerbericht te vergelijken met de GMS wind, kan men de volgende vuistregels hanteren:
: Winter, weer en wegen.
26
•
•
•
•
Staat de windmeter van het GMS in open terrein, dan is de GMS wind dezelfde als die van het weerbericht. Staat de windmeter van het GMS in iets minder open terrein, dan is de GMS wind ongeveer 15% lager dan die van het weerbericht. Staat de windmeter in tamelijk ruw terrein, dan is deze wind ongeveer 30% lager dan die van het weerbericht. Is de wind van het GMS gemeten in ruw terrein, dan is deze ongeveer 40% lager dan de wind uit het weerbericht.
Met behulp van deze vuistregels kan dus ook voor een willekeurige locatie de snelheid de wind op 10 meter hoogte geschat worden uit de wind van het weerbericht. Men moet dan alleen de ruwheid inschatten, zoals besproken wordt in hoofdstuk 9 (niet-meteorologische factoren). Het gaat hierbij dus om de gemiddelde wind op 10 meter hoogte. 3.8 Windvlagen en verkeershinder Voor het wegbeheer en verkeer is de wind op 10 meter hoogte wel van belang, maar veel belangrijker nog is de wind op verkeershoogte, zeg op zo'n 1.5 meter. Daarbij zijn de windstoten vaak nog veel belangrijker dan de gemiddelde wind op die hoogte. Zeker bij zijwind, als de wind loodrecht op de weg staat, zijn windstoten gevaarlijk; ze kunnen dan namelijk zo sterk zijn dat voertuigen uit de koers kunnen raken met alle gevolgen van dien. Ook worden voertuigen door zijwind als het ware iets opgetild, waardoor het wegcontact minder wordt. Doordat windstoten vaak voorkomen in situaties met neerslag (regen, hagel, sneeuw) en met teruglopend zicht, zijn de gevaren groot. Windstoten doen zich voor in twee situaties: bij storm en in buien. Windstoten in buien worden besproken in de volgende paragraaf; hier beperken we ons tot windvlagen tijdens stormsituaties. Ze worden veroorzaakt door de turbulentie van de wind. De sterkte van de windvlagen hangt enerzijds af van de ruwheid van het terrein, anderzijds van de gemiddelde windsnelheid. Hoe ruwer het terrein en hoe groter de gemiddelde windsnelheid, des te sterker zijn de windvlagen. Hier volgen een paar vuistregels om de sterkte van windstoten op 1.5 meter boven het wegdek te schatten met behulp van de gemiddelde wind uit het weerbericht (voor berekeningen wordt naar de literatuur verwezen): •
•
•
Uitgaande van wind uit het weerbericht of een volgens WMO-normen gemeten wind kan de gemiddelde verkeerswind op 1.5 meter hoogte geschat worden: die is in open terrein ruwweg 70% van de 10 meter wind. Voor het omrekenen van de gemiddelde verkeerswind op 1.5 meter hoogte van open terrein naar ruwer terrein, moeten we rekenen dat de verkeerswind sterker gereduceerd wordt naarmate het terrein ruwer is; in erg ruw terrein is die reductie ongeveer 50%. De windsnelheid in windvlagen is voor alle terreinomstandigheden ongeveer 10 tot 20 % hoger dan de wind uit het weerbericht.
Registratie van de windsnelheid met windstoten tijdens een bui. 3.9 Windstoten in buien Naast de windvlagen die samenhangen met de turbulentie van de atmosfeer, zijn er ook de windstoten tijdens buien, vooral die met hagel of onweer. In dergelijke buien wordt lucht van grote hoogte plotseling naar beneden verplaatst, zodat de luchttemperatuur daalt; de wegdektemperatuur ondervindt hiervan bijna geen invloed. Die lucht van grote hoogte behoudt vrijwel zijn horizontale verplaatsingssnelheid, die veel groter is dan de windsnelheid vlak bij de grond. Er treedt daardoor een plotselinge toename van de wind op. Dergelijke windvlagen hebben dus niets te maken met de turbulentie van de atmosfeer. In de figuur hierboven is een registratie van zo'n windstoot in een onweersbui weergegeven. Opvallend is ook dat een dergelijke windstoot in het algemeen enkele minuten aan kan houden. Karakteristiek is dat tijdens de windstoot niet alleen de gemiddelde wind sterk toeneemt, maar ook de vlagerigheid. In de praktijk wordt er in weerberichten gewaarschuwd voor windstoten of zware windstoten tijdens onweersbuien. 3.10 wind en temperatuur De wind heeft ook grote invloed op de temperatuur. De wind zorgt ervoor dat de lucht vlak bij het aardoppervlak goed gemengd wordt. Daardoor zal de warmte die de zonnestraling overdag aan het aardoppervlak achterlaat, gemakkelijk afgevoerd worden. In de nacht, als het aardoppervlak sterk afkoelt door uitstraling, zorgt de wind ervoor dat er warmte van de lucht naar het aardoppervlak toe gevoerd wordt. Daardoor wordt de nachtelijke afkoeling sterk tegengewerkt. Is er heel weinig wind, dan is dat effect er niet en kan het aardoppervlak wel sterk afkoelen. Het afkoelingsproces wordt nog bevorderd in een terrein met veel obstakels; deze remmen de wind namelijk sterk af! De wind veroorzaakt niet alleen een gelijkmatiger temperatuurverdeling. Hij doet hetzelfde met het vocht en zorgt ervoor dat dit over een dikkere laag verspreid wordt. Daardoor wordt bijvoorbeeld mistvorming tegengewerkt. Juist als er geen wind is, koelt het sterk af en blijft de vochtconcentratie bij het aardoppervlak hoog. Er treedt dan gemakkelijk condensatie en mist of dauw op. In de hoofdstukken 5 en 11, - 'mist' en 'neerslag en vocht bij de weg', - wordt hierop nog nader ingegaan.
: Winter, weer en wegen.
28
4.1 Inleiding Het vocht heeft een grote invloed op het 'weer' zoals wij dat ervaren. Zaken als zicht, bewolking, neerslag, temperatuur van de lucht en van voorwerpen worden er direct door bepaald. Afkoeling kan leiden tot mist of dauw, wat in de winter kan leiden tot gladde wegen. In dit hoofdstuk wordt de rol van het vocht in de dampkring besproken. 4.2 aggregatietoestanden De hoeveelheid water in de atmosfeer aanwezig is maar heel gering: ongeveer 0.25% van de totale massa van de atmosfeer of slechts 0.0005% van hoeveelheid water die op aarde aanwezig is. Als al het water in de atmosfeer zou uitregenen, dan vormt het een laagje van 2 cm dikte over de aarde. Gemiddeld over de aarde bedraagt de hoeveelheid neerslag ongeveer 100 cm per jaar. We zien dus dat de totale hoeveelheid water gemiddeld zo'n 50 keer per jaar ververst wordt, ofwel één keer per week. Water kan in drie toestanden, - zogeheten aggregatietoestanden of fasen, - in de dampkring aanwezig zijn, namelijk: • • •
in gasvormige toestand: als waterdamp in vloeibare vorm: als waterdruppeltjes in wolken, neerslag, dauw en mist. in vaste vorm: als ijskristallen in wolken, als sneeuw, hagel, ijs of rijp.
Bij de overgang van de gasvormige naar de vloeibare of vaste fase komt warmte vrij; dat is eveneens het geval bij de overgang van de vloeibare naar de vaste fase. Voor de overgangen in omgekeerde richting is warmte nodig. In de figuren hieronder zijn deze processen, samen met de officiële benamingen, weergegeven.
4.3 Vochtigheidsindicatoren Water is in de atmosfeer meest als waterdamp aanwezig. Waterdamp kunnen we niet direct zien, maar we merken het wel aan bijvoorbeeld de behaaglijkheid; ook het zicht hangt sterk af van de hoeveelheid vocht in de lucht. Aangezien de luchtvochtigheid zo'n invloedrijke factor is, zijn er enkele belangrijke grootheden om de hoeveelheid vocht in de lucht aan te duiden. Wie de vochtigheid van lucht met een bepaalde temperatuur wil weten, heeft voldoende de waarde van één van die vochtigheidsindicatoren. We beperken ons hier tot drie: het dauwpunt, de relatieve vochtigheid en de dampdruk. Bij het GMS is om praktische redenen gekozen voor : Winter, weer en wegen.
29
het dauwpunt en de relatieve vochtigheid: als het wegdek afkoelt tot onder het dauwpunt, wordt het na enige tijd nat; als de relatieve vochtigheid oploopt tot 100% treedt condensatie op en kan zich dus mist of dauw vormen. Daarnaast is ook de dampdruk een belangrijke vochtigheidsindicator; hij speelt een rol bij de definitie van relatieve vochtigheid en komt terug in hoofdstuk 11 bij de theorie van neerslagvorming. We gaan nu iets uitgebreider op de drie vochtigheidsindicatoren in. •
•
dampdruk (e) De dampdruk (aangeduid met de letter e) is de kracht die door de waterdampmoleculen in de lucht wordt uitgeoefend op 1 m2. De eenheid waarin we de dampdruk uitdrukken, is de Pascal (Pa). (Ook de luchtdruk wordt gegeven in Pascal, al werkt men daar, om al te grote getallen te vermijden, ook met hectoPascal (hPa); één hPa is gelijk aan 100 Pa. Een hectoPascal komt overeen met 1 millibar (mb), de eenheid voor luchtdruk die vroeger in de meteorologie werd gebruikt). De dampdruk is gering in vergelijking met de luchtdruk. Lucht van een bepaalde temperatuur kan slechts een beperkte hoeveelheid waterdamp bevatten. Komt de hoeveelheid bij een bepaalde maximale grens, dan gaat het teveel condenseren en verschijnt als waterdruppeltjes. Die maximale hoeveelheid levert een maximale dampspanning (es), de verzadigingsdampspanning, die sterk afhankelijk is van de temperatuur. In de figuur is die temperatuurafhankelijkheid van de verzadigingsdampspanning van waterdamp goed te zien. Daarbij maakt het nog verschil of de temperatuur boven of onder nul is. Onder het vriespunt zijn er namelijk twee krommen; dat komt doordat de dampspanning boven ijs lager is dan boven vloeibaar, onderkoeld water. relatieve vochtigheid (rv) De relatieve vochtigheid (aangeduid met rv) is de verhouding tussen de heersende dampdruk (e) en de bij die temperatuur maximaal mogelijke dampdruk (es). Deze verhouding wordt meestal in procenten uitgedrukt. Om lucht met een relatieve vochtigheid van 50% verzadigd te maken, moeten we de hoeveelheid waterdamp dus verdubbelen; bij een luchtvochtigheid van 25% is er zelfs vier maal zoveel waterdamp nodig om condensatie te realiseren.
Verzadigingsdampspanning als functie van de temperatuur t.o.v. water.
: Winter, weer en wegen.
30
Verzadigingsdampspanning als functie van de temperatuur t.o.v. water (blauw) en ijs (geel). •
dauwpuntstemperatuur of dauwpunt(Td) Het dauwpunt Td is die temperatuur waarbij waterdamp begint te condenseren door afkoeling van de lucht zonder dat er vocht wordt toegevoerd of afgevoerd. Bij het bereiken van de dauwpuntstemperatuur is de lucht juist verzadigd met waterdamp; de relatieve vochtigheid is dan net 100%. Denk maar aan het beslaan van brillenglazen als je van buiten in een warme vochtige ruimte komt. De temperatuur van de bril is dan eerst nog lager dan het dauwpunt van de lucht rond de bril, waardoor condensatie optreedt tegen de brillenglazen.
4.4 Vochtig worden van het wegdek De kromme die de verzadigingsdampspanning aangeeft in de figuren hierboven, kan ook opgevat worden als de lijn waarvoor geldt dat de relatieve vochtigheid 100% bedraagt. Bij processen in de dampkring die leiden tot wolkenvorming of tot het ontstaan van mist, is de relatieve vochtigheid opgelopen tot 100% door afkoeling van lucht, door verdamping van water in de lucht of door een combinatie van deze beide processen. Ook bij het vochtig worden van het wegdek spelen deze processen een rol. Soms koelt de lucht af en wordt geen extra vocht toegevoerd. Als de afkoeling dan doorgaat tot het dauwpunt, treedt verzadiging op. Indien tevens het wegdek afkoelt tot onder de dauwpuntstemperatuur van de lucht, dan slaat het vocht als dauw neer op het wegdek. Asfalt wordt op deze manier vochtig. Daalt de temperatuur verder, tot onder nul, en is er voldoende vocht neergeslagen, dan kan bevriezing optreden. Daarbij is het wel zo dat bij bevriezing weer warmte vrijkomt. De vrijkomende warmte kan net voldoende zijn om het proces te stoppen. Soms treedt niet alleen afkoeling op, maar wordt ook nog extra vocht aan de lucht toegevoerd. Dat kan bijvoorbeeld het geval zijn bij ZOAB dat nog water bevat in de poriĂŤn ten gevolge van eerdere regenval. Het vocht verdampt, komt in de lucht terecht en doet zo de relatieve vochtigheid net boven het ZOAB toenemen. 4.5 Condensatiekernen en vrieskernen Om de waterdamp in de lucht te laten condenseren en druppelvorming te krijgen, is het niet voldoende dat de lucht verzadigd is. Er zijn tevens zogeheten condensatiekernen nodig, die het proces van druppelvorming op gang brengen. Zonder dergelijke condensatiekernen is een oververzadiging mogelijk van maar liefst 400%. Iets vergelijkbaars geldt bij bevriezing: zonder de aanwezigheid van zogeheten vrieskernen, kunnen waterdruppeltjes tot uiterlijk min
: Winter, weer en wegen.
31
40 graden onderkoeld zijn. Door de natuur geproduceerde condensatiekernen zijn bijvoorbeeld zeezoutkristallen, klei- en zandstof, deeltjes afkomstig van bosbranden of vulkaanuitbarstingen en gecondenseerde deeltjes van door planten geproduceerde gassen. Condensatiekernen afkomstig van menselijke activiteiten, voornamelijk industrie en verkeer, zijn bijvoorbeeld ammoniumsulfaat en druppeltjes zuren, zoals zwavelzuur en salpeterzuur. Hoge concentraties daarvan veroorzaken de milieuvernielende zure regen. Evenals condensatiekernen nodig zijn om het proces van druppelvorming op gang te brengen, zijn zogeheten vrieskernen onmisbaar om wolkendruppeltjes te laten bevriezen. Als vrieskernen fungeren vrij grote kernen met afmetingen van 5 tot 50 micrometer, die aanzienlijk minder talrijk zijn dan condensatiekernen. Vrieskernen zijn uiterst kleine splinters, afkomstig van rotsen en andere mineralen. Bijna alle soorten natuurlijke vrieskernen zijn het meest effectief bij temperaturen rond min 12. In hoofdstuk 11 zullen we zien dat vooral zogeheten gemengde wolken, waarin zowel water als ijs voorkomt, neerslag produceren. Vrieskernen hebben dus een belangrijke taak bij het 'neerslagrijp' maken van bewolking.
4.6 Afkoelingsprocessen in de atmosfeer Wolkenvorming begint in het algemeen door condensatieprocessen in de atmosfeer. Daarvoor is het noodzakelijk dat lucht in voldoende mate afkoelt. De afkoeling van de lucht, zodanig dat condensatie en dus wolkenvorming optreedt, kan op de volgende manieren gebeuren: • • •
door opstijging van lucht, waardoor de temperatuur van de lucht afneemt. door afgifte van warmte, als gevolg van uitstraling of door contact met een koud oppervlak. door menging van warme en koude lucht, waardoor de warme lucht afkoelt en er condensatie op kan treden.
De twee laatste processen leiden in het algemeen tot mistvorming en soms tot wolkenvorming; zie ook het hoofdstuk over mist. Het proces van het opstijgen van lucht leidt tot wolkenvorming en in een later stadium mogelijk tot neerslag.
: Winter, weer en wegen.
32
Opstijgende lucht koelt af. 4.7 Afkoeling door opstijging In de atmosfeer neemt de druk met de hoogte af. Aan het aardoppervlak is de luchtdruk ongeveer 1000 hPa. Op ongeveer 5 kilometer hoogte is dat nog maar de helft, namelijk 500 hPa en op 10 kilometer hoogte is de luchtdruk ongeveer 100 hPa. Als een bel lucht opstijgt in de atmosfeer, komt ze dus op een niveau waar de luchtdruk lager is. De bel lucht zet uit, net zo lang totdat de luchtdruk in de bel gelijk is aan de luchtdruk van de omgeving. Het uitzetten van de luchtbel kost echter energie; die moet ergens vandaan komen. Er vindt in eerste
Als de lucht door opstijging voldoende is afgekoeld, raakt hij oververzadigd en treedt druppelvorming of condensatie op.
: Winter, weer en wegen.
33
benadering geen uitwisseling van warmte met de omgeving plaats, dus de benodigde energie moet uit de luchtbel zelf komen. De energie wordt in de vorm van warmte aan de luchtbel onttrokken, dus de bel koelt af. Naarmate de luchtbel verder opstijgt en hoger komt, koelt ze verder af. Stijgende luchtbewegingen kunnen twee oorzaken hebben: •
•
spontane opstijging Dit is het geval als een luchtbel warmer is dan zijn omgeving. Door de hogere temperatuur is de dichtheid lager en dus weegt de bel wat minder dan de lucht eromheen. Er is dan een resulterende opwaartse beweging die de bel omhoog doet gaan. Dat gaat net zo lang door totdat de temperatuur van de luchtbel weer gelijk is aan de temperatuur van de omgeving of lager. Door de afkoeling kan oververzadiging optreden, zodat er waterdamp condenseert. Wolken die zo ontstaan, kunnen een verticale uitgestrektheid hebben van honderden meters tot enkele kilometers. De snelheid waarmee luchtbellen bij dit proces opstijgen, kan variëren van enkele centimeters tot enkele meters per seconde. Krijgen de zo ontstane wolken voldoende verticale afmetingen, dan zal er neerslag uit de wolk kunnen vallen. In het hoofdstuk over neerslag wordt dat nader besproken. gedwongen opstijging Dit gebeurt bijvoorbeeld als lucht over een gebergte heen moet. Het kan ook zijn dat twee verschillende luchtmassa's op elkaars weg komen en dat het grootschalige stromingspatroon de ene luchtsoort dwingt tegen de andere op te glijden. Dit proces gaat in het algemeen vrij langzaam en leidt hoofdzakelijk tot gelaagde bewolking en mogelijk neerslag; zie hierover verder het hoofdstuk over neerslagproducerende weersystemen en weersituaties.
: Winter, weer en wegen.
34
5.1 inleiding Mist is een van de grootste vijanden van de weggebruiker, zeker als het ook nog glad is. Dat komt doordat mist veelal zeer plaatselijk is of verrassend snel komt opzetten. Vooral in het winterhalfjaar veroorzaakt mist vaak langdurig hinder; ’s zomers is eventuele mist gewoonlijk weer snel verdwenen. Hoewel plaats en tijd van de mist moeilijk exact voorspelbaar zijn, kunnen we toch een aantal typische weersituaties aanwijzen waarbij de kans op mist erg groot is. Alle reden er in dit hoofdstuk dieper op in te gaan.
5.2 gevaren van mist Mist is meestal zo plaatselijk, dat je er compleet door overvallen kunt worden. Het ene moment rijd je nog in stralend helder weer met prima zicht, een paar honderd meter verderop zit je in een dichte mistbank. De verrassing is extra groot als je de weg op gaat zonder de verkeersinformatie of het weerbericht te hebben beluisterd of als de mist niet was gemeld of aangekondigd. Mist heeft de uitwerking dat je meteen gedesoriĂŤnteerd raakt, zeker als je maar een meter of twintig vooruit kunt zien. Alle gevoel voor richting is dan weg. Zulk slecht zicht geeft bovendien aanleiding tot een verkeerd taxeren van de situatie. Geluiden worden gedempt en afstanden worden door het wazige beeld gemakkelijk overschat, zodat andere weggebruikers verder weg lijken te zijn. De wazige overgang tussen lucht en wegdek maakt alles vager en
: Winter, weer en wegen.
35
het geheel leidt bovendien gemakkelijk tot een onderschatten van de snelheid van andere weggebruikers. Treedt er tegelijkertijd nog gladheid op, dan zijn grote kettingbotsingen soms onvermijdelijk. 5.3. wat is mist? Net als wolken bestaat mist uit heel kleine waterdruppeltjes, ontstaan door het condenseren van waterdamp. Deze fijne druppeltjes zweven in de lucht en belemmeren het zicht zeer sterk. Hoe meer van die fijne druppeltjes er in de lucht zweven, des te dichter is de mist en des te kleiner de afstand waarop we nog wat kunnen zien. Officieel wordt in de weerkunde van mist gesproken als voorwerpen op een afstand van 1000 meter of meer niet meer te zien zijn. Kunnen voorwerpen verder weg ondanks de aanwezigheid van kleine waterdruppeltjes nog wel onderscheiden worden, dan spreekt men van nevel. Is het zicht minder dan 200 meter, dan hanteert men de term 'dichte mist'; deze is ronduit verkeersbelemmerend. Wordt het zicht nog veel slechter, minder dan 50 meter, dan wordt gesproken van 'zeer dichte mist'. Een automobilist kan in zeer dichte mist nauwelijks nog reageren als er onverwacht een obstakel opdoemt. Situaties met zeer dichte mist zijn geen uitzondering, maar komen geregeld voor. 5.4 ontstaan van mist Mist ontstaat door afkoeling van lucht tot iets onder de zogeheten dauwpuntstemperatuur, het punt waarop de waterdamp in de lucht gaat condenseren. (Het dauwpunt werd uitvoeriger besproken in het hoofdstuk over luchtvochtigheid). Afhankelijk van de manier waarop de afkoeling tot stand gebracht wordt, onderscheidt men de volgende typen mist:
: Winter, weer en wegen.
36
•
stralingsmist Stralingsmist ontstaat doordat de bodem warmte uitstraalt, zelf kouder wordt en vervolgens de lucht er vlak boven aan de onderkant afkoelt tot onder de dauwpuntstemperatuur. Dit proces treedt vooral op tijdens heldere nachten, als de ondergrond vrijelijk z'n warmte uit kan stralen. Is er veel bewolking aanwezig, dan koelen bodem en lucht veel minder af, zodat de kans op mist kleiner is. Voorwaarde voor het ontstaan van de mist is dat de afkoeling, die aan de onderkant begint, zich naar boven voortzet. Dat gebeurt alleen als de lucht dicht bij het aardoppervlak met de bovenliggende lucht gemengd wordt. Er moet dus wat wind zijn, want anders is er geen menging, zoals we zagen in het hoofdstuk over wind. Minimaal moet de windsnelheid ongeveer 1 m/s bedragen. Is de windsnelheid kleiner, dan breidt de mist zich niet naar boven uit. Het vocht slaat neer op het wegdek: er treedt uitsluitend dauwvorming op. Anderzijds mag er ook niet te veel wind staan, want dan is de menging weer te sterk. Het luchtlaagje dat zich het dichtst bij de bodem bevindt, wordt dan aan de onderkant weer verwarmd door de menging met de warmere, meestal tevens drogere lucht van boven en mistvorming wordt tegengewerkt. Als de windsnelheid meer dan ongeveer 3 m/s bedraagt, is stralingsmist nauwelijks nog mogelijk. In de figuur is het ontstaan van stralingsmist schematisch weergegeven. Naarmate de afkoeling sterker is en langer duurt, wordt de laag waarin mist ontstaat, dikker en het zicht slechter. In het winterhalfjaar, als de nachtelijke uitstraling lang duurt, ontstaat zo gemakkelijk een mistlaag van een paar honderd meter dikte. De mist kan dan erg hardnekkig zijn en soms helemaal niet meer verdwijnen; de zon mist in die tijd van het jaar namelijk de kracht om de mist op te ruimen. In het zomerseizoen duurt de nachtelijke uitstraling niet zo lang en ontstaat er maar een dun laagje mist, dat na zonsopkomst weer snel oplost. Deze grondmist is vaak boven weilanden te zien en drijft met wat wind soms de weg op. Plaatselijk kunnen de mistbanken enig tijd zeer dicht zijn.
Het ontstaan van stralingsmist. Door nachtelijke uitstraling koelt de lucht bij het aardoppervlak af, zodat deze verzadigd raakt (links). Er vormt zich mist, eerst bij de grond, maar deze wordt dikker naarmate de afkoeling langer voortduurt (rechtsonder). De top van de mistlaag koelt eveneens af door uitstraling, zodat de dikte van de mistlaag verder toeneemt (rechtsboven)
: Winter, weer en wegen.
37
•
advectieve mist Mist kan ook ontstaan als tamelijk warme en vochtige lucht over een koud oppervlak stroomt en daarbij afkoelt tot onder het dauwpunt. De lucht raakt verzadigd met waterdamp, die dan gaat condenseren: er ontstaat mist. Omgekeerd kan ook koude lucht over een warm wateroppervlak stromen. Het verdampende water maakt de binnenkomende lucht vochtiger. Als voldoende vocht wordt toegevoerd, treedt condensatie en mistvorming op. Boven sloten, meren en rivieren kan op deze wijze mist ontstaan, die overigens zelden belemmeringen opwerpt voor het verkeer. De koude lucht is vaak afkomstig van het omliggende land. Na zonsondergang daalt de temperatuur daarboven veel sneller dan boven water. De koude lucht is zwaarder en zakt naar beneden, naar het lager gelegen water. De mist die op deze manier ontstaat, noemen we slootmist en treedt vooral op in het najaar en voorjaar; hij is dan 's avonds vaak fraai te zien.
Slootmist boven de Neder Rijn vanaf de Wageningse Berg.
Advectieve mist die boven zee ontstaat, kan erg dik zijn en heet zeemist. De wind blaast deze mist soms ook het land op. Na een koude periode met ijsvorming in het IJsselmeer doet dit verschijnsel zich ook voor in Flevoland en Friesland. De westen- of zuidwestenwinden voeren dan zachte, vochtige lucht aan die boven het ijs afkoelt tot onder het dauwpunt. De mist is hardnekkig en handhaaft zich zelfs bij windkracht 5 of 6. Ook in een met sneeuw bedekt landschap kan op deze wijze mist ontstaan, evenals na een dooiaanval bij een aanvoer van warme, vochtige lucht over een koud landoppervlak. In de figuur hieronder is het ontstaan van advectieve mist geschetst. Wanneer stralingsmist met de heersende luchtstroming mee van de plaats waar hij zich : Winter, weer en wegen.
38
heeft gevormd naar elders wordt gevoerd, spreekt men eveneens van advectieve mist. Zulke mist kan Nederland bijvoorbeeld bereiken vanuit Frankrijk. Als er daar een hogedrukgebied ligt, vormt er zich 's nachts mist. Een stroming uit zuid tot zuidwest voert deze mist vervolgens in de loop van de ochtend over BelgiĂŤ naar ons land.
Het ontstaan van advectieve mist. Warme, vochtige lucht trekt over een kouder aardoppervlak, zodat de temperatuur ervan daalt en de lucht verzadigd raakt, zodat druppelvorming optreedt •
Regenmist en frontmist Regenmist ontstaat als regen naar beneden valt en geheel of gedeeltelijk verdampt in de lucht waar hij door valt. De warmte die daarvoor nodig is, wordt aan de lucht onttrokken; deze koelt daarbij af en kan, mede door de toevoer van vocht van de verdampende neerslag, oververzadigd raken. Dit misttype treedt soms op bij fronten, maar ook op de grens tussen twee heel verschillende luchtsoorten, die in een smalle zone gemengd worden. In deze gevallen spreken we meer van frontmist. De frontale mist lijkt veel op laaghangende bewolking, die tot op de grond zakt en waarin het zicht heel slecht is. Regenmist en frontmist zijn gewoonlijk niet gevaarlijk voor het wegverkeer.
Het ontstaan van frontmist. Regen valt door droge lucht. De regen verdampt, de lucht koelt af en er treedt oververzadiging op, zodat zich mist kan vormen.
: Winter, weer en wegen.
39
5.5 gedrag van mist Zeemist en frontale mist zijn bijna onafhankelijk van de windkracht. Zelfs bij windkracht 5 tot 6 kunnen deze misttypen nog ontstaan. Ook aanwezigheid van bewolking speelt nauwelijks een rol. Bij de misttypen waarbij straling een grote rol speelt, werkt het mechanisme veel subtieler. Weinig wind en heldere hemel bevorderen het ontstaan ervan. Veel wind en bewolking werken het ontstaan tegen. Daarnaast is ook de bodemgesteldheid van belang. Zo straalt zand bijvoorbeeld gemakkelijk warmte uit en het bovenste laagje van de zandgrond wordt daardoor snel kouder. Water verliest zijn warmte veel langzamer en vult het verlies van onderen aan. Boven water ontstaat dan ook geen stralingsmist. Vanzelfsprekend bevordert een watervlakte in de buurt mistvorming wel; het verdampende water maakt de vochtigheid van de lucht veel hoger, zodat minder afkoeling nodig is voor het ontstaan van mist. Al deze factoren verschillen van plaats tot plaats erg sterk; bewolking en wind veranderen van uur tot uur. Het voorspellen van plaats en tijd van stralingsmist is daardoor een moeilijke zaak. Mist verdwijnt alleen maar weer door opwarming of door menging met veel drogere lucht. Heeft zich eenmaal een laag mist gevormd, dan kan deze zich heel goed handhaven, ook bij hogere windsnelheden. Toename van bewolking verhindert verwarming door de zon en bevordert dan juist het aanhouden van de mist. Tijdens het ontstaan van de mist, is er uitwisseling van warmte met bovenliggende luchtlagen. Is de mistlaag eenmaal goed ontwikkeld, dan wordt die uitwisseling moeilijker. Ook bij een krachtiger wind blijft die uitwisseling dan vaak slecht, zodat de mist niet zo gemakkelijk meer verdwijnt. De wind verplaatst het mistveld dan alleen maar. Toename van de wind heeft meestal wel het effect dat de mistlaag zelf beter gemengd wordt; plekken met de dichtste mist verdwijnen daardoor.
5.6 mist boven de weg Door de grotere vochtigheid van weilanden en de afkoelingbevorderende isolerende werking van de grasmat, zal mist meestal eerst daar ontstaan en niet boven het (droge) en door contact
: Winter, weer en wegen.
40
met de bodem soms warmere wegdek. De wind blaast de mist dan de weg op, of de mist zakt de weg op als die in een dal ligt. Staan er bomen of struiken langs de weg, dan kunnen die de mist aanvankelijk nog wel tegenhouden. Bovendien stralen de bomen en struiken warmte naar het wegdek, zodat de temperatuur boven de weg nog wat hoger is dan boven de weilanden. Pas langzamerhand slaagt de wind erin de mist de weg op te blazen. Dat leidt ook tot mistbanken boven de weg: plaatsen waar (dichte) mist is en plaatsen waar nog geen mist is. Is de temperatuur van het wegdek al onder de dauwpuntstemperatuur, dan zal de mist op het wegdek neerslaan. Boven het wegdek is er dan vrijwel geen mist meer, tenzij de aanvoer uit de omgeving sterk is. Daalt de temperatuur van het wegdek door de nachtelijke afkoeling tot onder het vriespunt, dan kan gladheid optreden. Is de temperatuur van het wegdek al onder nul als de mist op komt zetten, dan zal de mist zich als rijp op de weg af kunnen zetten; ook dan ontstaat er dus gladheid. 5.7 jaarlijkse en dagelijkse gang van mist In de figuur hieronder is het gemiddelde aantal dagen met mist voor Midden-Nederland over het jaar weergegeven.
Frequentie van mist en dichte mist. De onderste kromme geeft het aantal dagen met dichte mist (zicht minder dan 200 meter) weer. Direct valt op dat in de periode van oktober tot en met januari de kans op mist het grootst is. Dit is het echte mistseizoen. In de zomermaanden is de kans op mist veel kleiner. Ook is de duur van de mist veel korter. In de zomer verdwijnt de mist meestal snel na zonsopkomst, door de sterke zonnestraling. De duur van de mist is dan ook beperkt tot zo'n drie uur en dichte mist tot ongeveer twee uur; veel langer duurt de mist 's zomers bijna nooit. In het mistseizoen daarentegen duurt de mist gemiddeld een uur of zes en dichte mist een uur of vier; er komen in deze periode echter grote afwijkingen voor. Geregeld gebeurt het dat de mist overdag helemaal niet verdwijnt en ook nauwelijks dunner wordt.
: Winter, weer en wegen.
41
In de figuur hieronder is het verloop van de kans op mist op een dag geschetst. We zien heel fraai dat als de zon in de avond net onder is en de uitstraling begint, de kans op mist snel begint toe te nemen. Ook de dikte van de mist neemt toe naarmate de afkoeling groter is. De kans op mist is dus het grootst vlak voor zonsopkomst. De mist is dan ook het dichtst. Na zonsopkomst, als de zonnestraling snel sterker wordt, neemt de kans op mist snel af. De figuur geeft een gemiddelde weer en er is geen rekening gehouden met andere effecten, zoals toenemen van de wind en dergelijke. Desondanks geeft deze figuur een heel aardig beeld van het verloop van mist en is dus in de praktijk heel goed te hanteren. Dat de kans op mist in Nederland in herfst en winter veel groter is dan in het voorjaar, terwijl de zon dan toch even laag aan de hemel staat, hangt samen met de temperatuur van het oppervlaktewater. Die ijlt namelijk na vergeleken met de zonnestand. In de herfst is het water nog warm en koelt maar langzaam af. Het warme water verdampt makkelijker en er ontstaat eerder mist. In het voorjaar is het water afgekoeld en warmt maar langzaam op. Het koude water verdampt moeilijker; vandaar dat de kans op mist in dat jaargetijde kleiner is.
Dagelijkse gang van mist. 5.8 typische mistsituaties In de praktijk is mist heel moeilijk te voorspellen, niet alleen voor een bepaalde locatie, maar ook op landelijke schaal. Weersverwachtingen gaan op dit punt geregeld figuurlijk de mist in. Dat neemt niet weg dat er wel degelijk een aantal typische weersituaties is aan te geven waarbij de kans op mist relatief groot is. Het onderkennen van zulke situaties geeft je het voordeel dat je meer verdacht bent op mist en er minder snel door overvallen wordt. We zetten die situaties eens op een rij: •
hogedrukgebieden Hogedrukgebieden zijn uitstekende broedplaatsen voor mist. Ze gaan vaak vergezeld van een heldere hemel en weinig wind, een ideale uitgangssituatie voor een sterke nachtelijke uitstraling. Bovendien is bij hogedrukgebieden vaak een zogeheten inversie aanwezig; zo'n laag in de atmosfeer waar de temperatuur toeneemt met de hoogte, maakt uitwisseling tussen de luchtlagen eronder en erboven vrijwel onmogelijk. Het weer speelt zich onder die omstandigheden af in de onderste paar honderd meter van de dampkring. Deze laag wordt door verdamping, verkeer, verwarming van huizen en gebouwen en industriĂŤle processen steeds vochtiger en vuiler; soms vormt zich zogeheten smog. Vooral in de wintermaanden spelen inversies
: Winter, weer en wegen.
42
•
•
bij het optreden van mist een belangrijke rol. In het zomerseizoen treden in hogedruksituaties geregeld lokale mistbanken op, die plaatselijk erg dicht kunnen zijn. Na zonsopkomst verdwijnen ze snel. In het mistseizoen geeft de aanwezigheid van een hogedrukgebied vaak aanleiding tot mist die zich heel lang, soms de hele dag of zelfs dagenlang, kan handhaven. Niet elk hogedrukgebied gaat van mist vergezeld. Als het hogedrukgebied uit het zuidwesten van de Oceaan af komt, is het al gevuld met vrij vochtige subtropische lucht. Boven land ontstaat bij zo'n hogedrukgebied bij heldere hemel door de nachtelijke afkoeling dan bijna altijd mist. Blijft het hogedrukgebied in de buurt, dan kan de mist zich dagenlang handhaven. Een aanwijzing voor de meteoroloog is vaak dat omringende landen al iets eerder mist melden; zeker is dat echter niet. Een hogedrukgebied daarentegen dat komt aanzetten uit Rusland of ScandinaviĂŤ, bevat vaak veel drogere lucht en de kans op mist is dan kleiner. Wel kan er, als het hogedrukgebied enkele dagen in de buurt blijft, na een paar dagen mist ontstaan door steeds verdere afkoeling van de lucht en door het toenemen van de luchtvochtigheid door verdamping, industrie enzovoort. Plaatselijk kunnen weer enorme verschillen optreden. Ook verplaatst de wind vaak hele mistvelden over grote afstanden. Dit soort situaties wordt in het algemeen nog redelijk goed aangekondigd, maar ook hier komen missers voor. Advectieve mist ontstaat geregeld in het najaar als er een hogedrukgebied boven de Britse Eilanden ligt. De noordenwind die dan waait, voert koude polaire lucht aan, die boven de nog warme Noordzee steeds vochtiger wordt. Dat vocht blijft in de onderste laag opgesloten en de hoeveelheid vocht neemt steeds verder toe. Het wordt vooral in de kustgebieden steeds mistiger. Aan mistsituaties veroorzaakt door hogedrukgebieden in het mistseizoen, komt pas een einde als de hogedrukgebieden wegtrekken en plaats maken voor depressies. trekhoog Mist komt vaak voor bij het overtrekken van een hogedrukgebied of een rug van hoge luchtdruk, vlak voor een depressie. In dit type situaties zie je heel vaak dat bewolking die overdag aanwezig is, 's avonds rond zonsondergang heel snel oplost, waarna het heel helder wordt. De wind valt weg en er is een ideale situatie ontstaan voor een sterke nachtelijke uitstraling. Dergelijke zogeheten trekhogen en ruggen van hoge luchtdruk die voorafgaan aan een depressie, komen meestal vanuit het westen. Boven de Noordzee wordt de lucht dan vochtiger en boven land ontstaat 's nachts mist. Lokaal zijn de verschillen zeer groot. Op sommige plaatsen blijft het helder, andere plaatsen zitten al snel potdicht van de mist. Door het snel trekken van deze systemen duren deze situaties meestal niet langer dan ongeveer een halve dag; daarna neemt de wind op de nadering van de depressie zo sterk toe, dat de mist verdwijnt. In figuur 6 is deze situatie geschetst. Het wel of niet ontstaan van mist in deze situaties hangt sterk af van de precieze ontwikkeling van de weersituatie. Vooral de mate waarin de bewolking oplost en de tijd waarop de rug overtrekt, zijn bepalend. Dat is vaak moeilijk precies te voorspellen. frontpassages Sommige warmtefronten gaan in voorjaar en voorzomer vergezeld van mist, zelfs als er een vrij stevige wind staat. Als een warmtefront vanuit het zuidwesten nadert, dan is de lucht achter het warmtefront erg vochtig en warm. Boven het koude water van Het Kanaal en de Noordzee, maar ook boven het koude IJsselmeer, treedt dan afkoeling en mistvorming op. Door menging in de omgeving van het warmtefront, kan de mist al voor de warmtefrontpassage aanwezig zijn. Soms verdwijnt de mist een eind achter het front
: Winter, weer en wegen.
43
•
weer; we hebben dan te maken met frontale mist. Het gebeurt echter ook dat de mist zich overal in de warme lucht voordoet en pas optrekt als de warme lucht tijdens een volgende frontpassage wordt verdreven en er drogere lucht binnenstroomt. We kunnen dan beter van advectieve mist spreken. land-zee circulaties Het komt geregeld voor dat mist die zich boven zee gevormd heeft, zich verplaatst naar het land en omgekeerd. Juist een situatie met land- en zeewind (zie het hoofdstuk over de nachtelijke grenslaag), die in voorjaar en voorzomer geregeld voorkomt, bevordert dit. Helder weer en weinig wind zijn dan gunstig voor het ontstaan van landen zeewind en voor mist. Overdag voert de zeewind de mist van zee naar de kust en het land op. 's Nachts draait de circulatie om en tegen de ochtend voert de landwind mist van het land naar zee. Vooral in de kustgebieden kan men dan lang last hebben van de mist, die ook plaatselijk wel boven land kan blijven hangen.
Mist op de Noordzee dringt Nederland binnen.
: Winter, weer en wegen.
44
6.1 inleiding Wolken spelen een belangrijke rol in het weergebeuren. Ze brengen vaak neerslag, maar ook be誰nvloeden ze de zonnestraling en de aardse straling heel sterk. Vooral de nachtelijke afkoeling, heel belangrijk bij het wel of niet optreden van condensatiegladheid, wordt hoofdzakelijk bepaald door het wel of niet aanwezig zijn van bewolking. De diverse wolkensoorten worden in dit hoofdstuk besproken.
Cumulus. 6.2 temperatuurverloop in de atmosfeer Gemiddeld neemt de temperatuur in de dampkring af met de hoogte: ongeveer zes graden per kilometer in de onderste 10 kilometer van de atmosfeer (dat is ook de laag waarin het weer zich afspeelt). Bij een temperatuur rond plus 10 graden aan het aardoppervlak vriest het op 5 kilometer hoogte zo'n 20 graden; op 10 kilometer hoogte is het dan ongeveer 50 graden onder nul. Die zes graden per kilometer is een gemiddelde; het werkelijke temperatuurverloop is veel grilliger. Er zijn lagen waarin de temperatuur sterker afneemt, maar ook zijn er lagen waarin de temperatuur gelijk blijft of zelfs toeneemt met de hoogte.
: Winter, weer en wegen.
45
Temperatuuropbouw van de atmosfeer. 6.3 samenstelling van wolken Als druppeltjes zuiver water afkoelen, bevriezen ze niet bij nul graden, maar pas bij 20 tot 40 graden onder nul. Nu zijn er in de atmosfeer echter voldoende zogeheten vrieskernen aanwezig om waterdruppeltjes al eerder te laten bevriezen (zie ook het hoofdstuk over vocht in de atmosfeer). Bij temperaturen van ongeveer 12 graden onder nul beginnen de waterdruppeltjes in een wolk al te bevriezen rond zulke vrieskernen. Bij temperaturen onder ongeveer 23 graden onder nul zijn er nauwelijks nog onderkoelde waterdruppeltjes aanwezig. Een wolk die goed ontwikkeld is in de hoogte, bevat in de onderste lagen waterdruppeltjes; daarboven is er een laag met onderkoelde druppeltjes, dan een laag met zowel onderkoelde druppeltjes als ijskristallen en
Temperatuur, water en ijs in een wolk.
ten slotte helemaal bovenin een laag met alleen maar ijskristallen. In de figuur is de opbouw van zo'n wolk schematisch weergegeven. Bij temperaturen van ongeveer 12 graden onder nul beginnen de waterdruppeltjes in een wolk al te bevriezen rond zulke vrieskernen. Bij temperaturen onder ongeveer 23 graden onder nul zijn er nauwelijks nog onderkoelde waterdruppeltjes aanwezig.
: Winter, weer en wegen.
46
6.4 wolkenclassificatie Wolken kunnen op een aantal manieren ingedeeld worden. Allereerst kan onderscheid gemaakt worden tussen gelaagde of stratiforme bewolking en zogeheten cumuliforme bewolking zoals stapelwolken. Gelaagde wolken strekken zich vooral in horizontale richting uit en beslaan grote gebieden; cumulatieve bewolking strekt zich vooral in verticale richting uit en beslaat in het algemeen maar een tamelijk klein horizontaal gebied. Deze indeling is vooral van belang als we kijken hoe wolken ontstaan en samenhangen met weersystemen (zie het hoofdstuk over neerslagbrengende systemen). Daarnaast kunnen wolken met meer detail ingedeeld worden naar de hoogte waarop ze zich bevinden en naar de uiterlijke vorm. Deze indeling wordt hier besproken. 6.5 verticale indeling Hieronder volgt een tabel met de globale indeling naar hoogte van de verschillende wolkentypen.
niveau
wolkenbasis
geslacht
afkorting
hoog
5 - 13 km
middelbaar
2 - 7 km
laag
0 - 2 km
verticaal
0,3 - 2 km
Cirrus Cirrocumulus Cirrostratus Altocumulus Altostratus Stratocumulus Stratus Nimbostratus Cumulus Cumulonimbus
CI CC CS AC AS SC ST NS CU CB
Internationaal worden vier groepen onderscheiden, al naar gelang de hoogte waarop ze voorkomen of de verticale uitgestrektheid. Voor de wolkenhoogte is de wolkenbasis maatgevend De wolkenbasis is de onderkant van de wolk, dus het niveau waarop de condensatie begint. Verder worden tien wolkentypen, zogeheten wolkengeslachten, onderscheiden die in een van deze groepen zijn ingedeeld volgens de tabel. De hoogtes variĂŤren nogal en overlappen elkaar gedeeltelijk.
: Winter, weer en wegen.
47
Indeling naar hoogte van de verschillende wolkentypen.
6.6 hoge bewolking
Cirrus. Cirrus Cirrus is te herkennen aan zijn typische veervorm en vezelachtige structuur. Hij bestaat uit ijskristallen, waarbij scherpe contouren ontbreken. : Winter, weer en wegen.
48
Cirrocumulus
Cirrocumulus Cirrocumulus bestaat uit kleine ijskristallen en heeft het uiterlijk van kleine witte wolachtige vlokjes, soms dicht op elkaar, dan weer met vrij veel blauwe lucht ertussen. Cirrostratus (afbeelding op volgende pagina boven) Cirrostratus bestaat uit ijskristallen en heeft het uiterlijk van een dunne en witachtige wolkensluier die de hemel een melkachtige aanblik geeft. De zon en de maan schijnen er gemakkelijk doorheen en vaak zijn er kringen rond zon of maan te zien (zogeheten haloverschijnselen). Cirrostratus kan heel erg dun en vormeloos zijn en de hele hemel bedekken; soms is er echter ook een zeer scherpe grens tegen een wolkenvrije lucht. Wordt de cirrostratus geleidelijk dikker en gaat ze over in altostratus dan duidt dit op de nadering van slecht weer. 6.7 middelbare bewolking Middelbare bewolking vormt zich meestal tijdens langzame opstijging van uitgestrekte luchtmassa's over grote afstanden. Veelal ontstaan twee soorten middelbare bewolking: altocumulus en altostratus.
: Winter, weer en wegen.
49
Cirrostratus
Altocumulus
: Winter, weer en wegen.
50
Altocumulus Altocumulus bestaat uit waterdruppeltjes. Hij ziet er uit als witte en grijze elementen in de vorm van vlokken, ballen of rollen, die regelmatig gerangschikt zijn en een schaduw vertonen. Heel vaak wordt de altocumulusbewolking geleidelijk dichter en gaat ze langzaam over in altostratus: er nadert slecht weer.
Altostratus Altostratus bestaat uit onderkoelde waterdruppeltjes of sneeuwkristallen en heeft het uiterlijk van een min of meer effen sluier. Soms is de zon nog wazig zichtbaar, maar meestal niet. Altostratus vormt de overgang van de hogere cirrostratusbewolking naar de lage en dikke nimbostratusbewolking waaruit regen valt. Altostratus is meestal een voorbode van slecht weer. Wordt de bewolking snel dikker, dan komt er al vaak binnen een paar uur neerslag. 6.8 lage bewolking Stratus Stratus bestaat uit kleine waterdruppeltjes. Dit wolkentype heeft het uiterlijk van een structuurloze grijze wolkenlaag die tot op het aardoppervlak kan reiken en meestal een paar honderd meter dik is. Er kan wat motregen uit vallen en in de winter bij erg lage temperaturen wat motsneeuw of fijne ijsnaaldjes. De druppeltjes zijn 's winters soms onderkoeld en zetten zich dan vast op allerlei voorwerpen. In de winter kan mist overgaan in stratusbewolking die dagenlang blijft hangen en alleen verdwijnt door toenemende wind of door het binnendringen van een andere luchtsoort.
: Winter, weer en wegen.
51
Stratus (boven) en stratocumulus (onder)
: Winter, weer en wegen.
52
Stratocumulus Stratocumulusbewolking is in West-Europa de meest voorkomende wolkensoort; zij is vaak erg hardnekkig. Stratocumulus bestaat uit waterdruppeltjes die in de winter onderkoeld kunnen zijn. De bewolking heeft het uiterlijk van een grijze of witachtige wolkenlaag, waarin lichte en donkere delen elkaar meestal afwisselen. De dikte van de laag is gewoonlijk niet groot en de kans op neerslag is dan ook vrij klein. Stratocumulus ontstaat vaak door het uitspreiden van cumuluswolken tegen een inversie (laag waarin de temperatuur toeneemt met de hoogte). Vandaar dat de laag vaak tamelijk gesloten is en zich dagenlang kan handhaven. Iets dergelijks doet zich in de wintermaanden vaak voor als er een hogedrukgebied ligt boven de Britse Eilanden. Aanvoer van lucht over de Noordzee, waar in een luchtlaag onder een inversie voldoende vocht beschikbaar is, staat dan garant voor dagenlang somber en grijs weer.
Nimbostratus Dit is de klassieke slechtweerwolk. Hij heeft grote horizontale en verticale afmetingen en brengt regen of sneeuw. De wolk heeft een egaal grijs of donkergrijs uiterlijk en bedekt de gehele hemel; er kan urenlang neerslag uitvallen. Nimbostratus ontstaat door het langzaam opglijden van luchtmassa's tegen gebergten of tegen andere luchtmassa's. In de winter valt er sneeuw als de temperatuur overal in en onder de wolk beneden nul is. Nimbostratus is een wolkengeslacht dat karakteristiek is voor de overgang van een koude en onstabiele luchtmassa naar een warme, stabiele.
: Winter, weer en wegen.
53
6.9 verticaal ontwikkelde bewolking
Cumulus Dit is de meest bekende wolkensoort, ook wel stapelwolk genoemd. Hij heeft scherp omlijnde contouren met grote contrastverschillen. Deze wolken komen afzonderlijk voor en hebben de neiging zich in verticale richting te ontwikkelen in de vorm van torens of koepels, waardoor ze aan de bovenkant het uiterlijk van een bloemkool krijgen. Cumuluswolken ontstaan in snel stijgende luchtmassa's waarin voldoende vocht aanwezig. Door de afkoeling tijdens de stijging treedt op zeker moment condensatie op en wordt de wolk zichtbaar. Cumulonimbus Deze buienwolk (zie afbeeldingen op de volgende bladzijde) is de meest indrukwekkende wolk door haar massief uiterlijk en haar zeer grote verticale afmetingen. De toppen bereiken het niveau waar de (onderkoelde) waterdruppeltjes bevriezen en overgaan in ijskristalletjes. De wolk is zo hoog, dat de wolkenelementen aangroeien en als neerslag uit de wolk vallen (zie het hoofdstuk over neerslag). De snelheid waarmee cumulonimbuswolken ontstaan en zich ontwikkelen geeft aanwijzingen over het te verwachten geweld. Hoe sneller de ontwikkeling gaat, des te gevaarlijker het weer (hagel, onweer, windstoten). Cumulonimbuswolken ontstaan in onstabiele lucht waarin sterke verticale bewegingen voorkomen, zoals in koude massa.
: Winter, weer en wegen.
54
: Winter, weer en wegen.
55
7.1 inleiding De zon levert met zijn zonnestraling alle energie die de luchtstromingen op aarde op gang houden. Minder bekend is dat ook de aarde warmte uitstraalt; daarbij koelt het aardoppervlak af. Binnenvallende zonnestraling en uitgaande aardse straling regelen samen met factoren als de wind, bewolking en vochtigheid de temperatuur van lucht en aardoppervlak dus ook van een wegdek. In dit hoofdstuk wordt die samenhang uitgelegd. 7.2 zonnestraling De zon straalt haar energie uit bij een oppervlaktetemperatuur van ongeveer 6000 oC. Een klein deel van de uitgezonden energie valt op de aarde en daarvan bereikt slechts ongeveer de helft het aardoppervlak. De andere helft wordt teruggekaatst de ruimte in of geabsorbeerd en in warmte omgezet door wolken en door gassen in de atmosfeer als waterdamp, koolzuurgas en ozon. De geabsorbeerde energie wordt echter ook weer door de dampkring zelf uitgestraald de ruimte in, zodat er daardoor nauwelijks temperatuurveranderingen in de atmosfeer optreden. In figuur 1 is een en ander schematisch weergegeven.
: Winter, weer en wegen.
56
De zonnestraling die het aardoppervlak bereikt, wordt er gedeeltelijk geabsorbeerd en omgezet in warmte. De mate van absorptie hangt sterk af van de aard van het aardoppervlak. Begroeide en donkere delen, zoals bossen en asfalt, absorberen de straling; witte delen, zoals sneeuw- en ijsvlakten, kaatsen haar terug. Van de straling die door het oppervlak geabsorbeerd wordt, verdwijnt een klein gedeelte de bodem in; die straling warmt zo diepere lagen in de bodem langzaam op. De rest van de door de bodem opgenomen straling levert de energie om bodemvocht te verdampen en om de lucht vlak boven het aardoppervlak op te warmen. De hoeveelheid zonnestraling die we aan het aardoppervlak op een vierkante meter ontvangen, hangt af van de afstand van de aarde tot de zon en van de zonshoogte, zoals in figuur 2 is geschetst. Deze hoeveelheid straling varieert dus in de loop van de dag en ook in de loop van het jaar. De meeste zonnestraling gedurende een etmaal wordt rond de middag ontvangen, als de zon op haar hoogst staat. Evenzo valt er 's zomers, als de zon hoog aan de hemel staat, meer zonnestraling in dan 's winters.
: Winter, weer en wegen.
57
7.3 aardse straling Het aardoppervlak en de atmosfeer zenden zelf ook onafgebroken straling uit. Als de zon onder is, wordt geen zonnestraling meer ontvangen. Het aardoppervlak gaat echter gewoon door met het uitstralen van warmte; ook blijft het nog straling opvangen van de atmosfeer. Die straling is echter onvoldoende om de afkoeling van het aardoppervlak tegen te houden. Doordat de aard van het aardoppervlak van plaats tot plaats sterk varieert, zullen de uitstraling en daardoor de nachtelijke afkoeling eveneens sterk wisselen van plaats tot plaats. De nachtelijke afkoeling wordt echter niet alleen bepaald door uitstraling vanaf het aardoppervlak; ook wind en eventueel aanwezige bewolking spelen een grote rol. 7.4 de rol van de wind De wind bepaalt heel sterk hoe de warmte van het aardoppervlak aan de lucht wordt afgegeven. Lucht is zelf een goede isolator, zodat de warmte vrijwel niet door geleiding overgedragen wordt; de wind brengt echter uitwisseling met de bodem op gang van zowel warmte als vocht. Naarmate er meer wind is, is die uitwisseling effectiever. Overdag, als de zon het aardoppervlak sterk opwarmt, voert de wind de warmte af en draagt hij die over aan de lucht. Dat leidt er toe dat de onderste luchtlagen gedurende de dag sterk opgewarmd worden. Op dezelfde wijze bevordert de wind de verdamping vanuit een vochtige bodem; dit proces is vergelijkbaar met droogwapperen van wasgoed in de wind. Na zonsondergang verandert de situatie. Het aardoppervlak koelt door uitstraling af, maar de lucht erboven nauwelijks. Als het helder weer is met weinig wind, zal de temperatuur van het aardoppervlak snel dalen. In het winterhalfjaar komt de temperatuur van het aardoppervlak dan gemakkelijk onder het vriespunt. De lucht erboven koelt echter niet zo sterk af. De temperatuur op enkele meters hoogte is onder dergelijke omstandigheden in het algemeen wel vijf graden of meer hoger dan de temperatuur vlak bij de grond. Is de lucht erg vochtig, dan kan vlak bij de grond gemakkelijk condensatie optreden doordat de lucht afkoelt tot het dauwpunt. Afhankelijk van de windsnelheid leidt dit tot mist of tot dauwvorming. Is de temperatuur van de bodem of van het wegdek dan al beneden het dauwpunt, dan zal het teveel aan vocht veelal neerslaan als dauw. Het optreden van mist of dauw heeft echter een sterk remmende invloed op de afkoeling; bij condensatie van waterdamp komt namelijk veel warmte vrij, wat verdere afkoeling van de lucht tegen gaat. Is er iets wind, dan zal die ervoor zorgen dat de lucht in de onderste meters gemengd wordt, waardoor de mist zich gemakkelijk naar boven uitbreidt. Is het windstil, dan gebeurt dat niet. De rol van de wind is echter wat gecompliceerder dan tot nog toe werd beschreven. Als de temperatuur van het aardoppervlak door de afkoeling lager is geworden dan de
: Winter, weer en wegen.
58
luchttemperatuur, zal de wind er juist toe bijdragen dat er warmte van de lucht naar het aardoppervlak toe gevoerd wordt. De wind werkt dan dus afkoeling tegen. Hoe meer wind er staat, des te meer wordt de afkoeling tegengewerkt. Bij een kouder aardoppervlak is echter de turbulentie van de zwaardere lucht minder. De windsnelheid neemt daardoor af, wat juist verdere afkoeling in de hand werkt! Wind kan echter ook nog warmte van andere gebieden aanvoeren; we spreken dan van advectie van warmte. Ook dan wordt de afkoeling tegengewerkt. Dit effect doet zich bijvoorbeeld 's nachts voor in de winter, als er wind van zee waait. De lucht boven zee is warmer, waardoor de afkoeling vermindert of stopt. Vooral in de kustgebieden is dit goed merkbaar. De temperaturen liggen er enkele graden hoger dan meer landinwaarts. 7.5 de rol van bewolking Naast de wind speelt ook de bewolking een grote rol bij de nachtelijke afkoeling. In wolken zitten waterdruppeltjes en ijskristallen. Water in vaste of vloeibare vorm gedraagt zich als een bijna ideale straler. Daardoor absorberen wolken vrijwel alle straling die door het aardoppervlak wordt uitgezonden. Afhankelijk van de temperatuur van de wolken, - en dus van de hoogte waarop ze zich bevinden, - zal de bewolking een groot deel van de straling weer terugstralen naar het aardoppervlak. Dit verklaart het verschil in temperatuur na een heldere en na een bewolkte nacht. In een heldere nacht kan de aardse straling ongehinderd naar de wereldruimte verdwijnen, waardoor sterke afkoeling optreedt. Is het daarentegen bewolkt, dan wordt die straling onderschept en in meerder of minderde mate teruggestraald. Daarbij moet nog in rekening gebracht worden dat de atmosfeer zelf ook warmte uitstraalt, gedeeltelijk ook naar het aardoppervlak toe, zoals in de figuur uiterst boven weergegeven. Ook kan het zijn dat nog een gedeelte van de straling die het aardoppervlak bereikt, gereflecteerd wordt. Dat hangt sterk van de aard van het oppervlak af. De hoeveelheid door de aarde uitgezonden straling is ongeveer even groot als de door de atmosfeer naar het aardoppervlak gezonden hoeveelheid. De straling uitgezonden door de wolken ligt in de orde van een tiental procenten van deze waarden. Wolken spelen dan ook een grote rol bij de nachtelijke afkoeling. Of er uiteindelijk meer energie uitgestraald wordt door het aardoppervlak dan er ontvangen wordt, hangt sterk van de bewolking af. Een geringe hoeveelheid bewolking is al voldoende om de balans te laten doorslaan naar ontvangst door het aardoppervlak, zodat de nachtelijke afkoeling sterk vermindert of stopt. Het zal duidelijk zijn dat hierbij ook de wind weer een rol speelt; die bepaalt mede of er net meer warmte wordt toegevoerd of wordt afgevoerd. Verder speelt de terreininvloed ook weer mee. Het geheel is dus een tamelijk ingewikkeld en vooral subtiel proces. Kleine veranderingen of verschillen hebben grote invloed. Dat blijkt ook uit vergelijking van plaatsen waar mist en/of gladheid ontstaat. Er treden vaak grote verschillen op over kleine afstanden. 7.6 gladheidsituaties door straling In veel gevallen is de lucht droog genoeg om geen problemen met mist of gladheid te veroorzaken gedurende winteravonden en stralingsnachten. Uit onderzoek bleek echter dat gladheid en stralingsmist veelal optreden als er een westelijke of noordelijke luchtcirculatie boven Nederland en omgeving staat. Tijdens dergelijke circulaties wordt er lucht via de Noordzee aangevoerd. Deze lucht is in de onderste lagen erg vochtig. Is het onder dergelijke omstandigheden gedurende de avond en nacht helder en valt als gevolg van de dagelijkse gang van de windsnelheid tevens de wind weg, dan vindt sterke afkoeling door uitstraling plaats. De lucht koelt af tot het dauwpunt en er ontstaat, afhankelijk van de windsnelheid, mist of dauw. Vaak ook zal een wegdek sterker afkoelen, tot onder het dauwpunt, waardoor het vocht op het wegdek neerslaat. Verdere afkoeling tot temperaturen rond of onder het vriespunt kan in dit soort situaties leiden tot gladheid, al of niet in combinatie met mist.
: Winter, weer en wegen.
59
Lokale effecten spelen hierbij wel een heel grote rol. Er treden daardoor in die situaties altijd aanzienlijke verschillen op tussen de ene plaats en de andere. Meer weten? De energiebalans van het wegdek wordt verder uitgediept in het laatste hoofdstuk van dit dictaat.
Weerwaarnemingen Hoogeveen. Tussen 22 en 23 uur raakt het bewolkt en komt de nachtelijke afkoeling tot stilstand, waarna de temperatuur weer oploopt. : Winter, weer en wegen.
60
8.1 Inleiding Evenals eb en vloed een dagelijks ritme vertonen, veranderen ook temperatuur, wind en bewolking volgens een dagelijks patroon. Sommige van die patronen zijn ook zichtbaar op het gladheidsmeldsysteem GMS. De veranderingen van de verschillende grootheden hangen onderling samen. In dit hoofdstuk wordt het dagelijkse ritme van die weerelementen behandeld. 8.2 Gang van de zonnestraling en de aardse straling In het hoofdstuk over warmte, straling en temperatuur is aan de orde geweest dat zowel de zonnestraling als de aardse straling een belangrijke invloed heeft op het weerverloop van elke dag. Naarmate de zon hoger aan de hemel staat, wordt meer zonnestraling ontvangen. Dus vanaf zonsopkomst neemt de hoeveelheid zonnestraling toe, bereikt haar maximum rond het middaguur om vervolgens weer af te nemen als de zon geleidelijk lager komt te staan. Gedurende de nachtelijke uren, als het donker is en de zon onder is, wordt geen directe zonnestraling ontvangen. In de winter staat de zon in Nederland laag aan de hemel, zodat veel minder straling binnenkomt dan in de zomer. Verder is de daglengte veel korter: ongeveer 8 uur tegen 's zomers zo'n 16 uur; ook daardoor wordt er veel minder straling ontvangen. In de figuren is het dagelijkse verloop van de hoeveelheden zonnestraling die het aardoppervlak bereiken op een heldere dag weergegeven; tevens is de dagelijkse gang van de door de aarde uitgezonden warmtestraling aangegeven.
Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel).
Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel) en van de door de aarde uitgezonden straling (blauw).
: Winter, weer en wegen.
61
Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel) en van de door de aarde uitgezonden straling (blauw). Tussen zonsopkomst en ergens halverwege de middag komt er meer energie binnen dan dat er door uitstraling naar de wereldruimte verloren gaat (net +); 's nachts is dat net andersom (net -)
8.3 Uitstraling door de aarde Het aardoppervlak krijgt niet alleen warmtestraling van de zon, maar straalt zelf ook warmte uit; die uitstraling vindt zowel overdag plaats als 's nachts. De hoeveelheid uitstraling hangt af van de temperatuur; de temperatuur wordt daarbij uitgedrukt in K (Kelvin; de temperatuur in Kelvin = temperatuur in oC +273). Men noemt een temperatuur uitgedrukt in K de absolute temperatuur; we kwamen dit begrip ook al tegen in hoofdstuk 2. Hoewel naar onze ervaring de temperatuur in de loop van de dag sterk verandert, zijn die veranderingen ten opzichte van de waarde van de absolute temperatuur maar klein. Daarom verandert de door het aardoppervlak uitgestraalde warmte in de loop van de dag en nacht weinig; ook van seizoen tot seizoen zijn de veranderingen niet groot 8.4 Dagelijkse gang van de temperatuur In hoofdstuk 10 (temperatuur op en bij de weg) wordt verder ingegaan op het temperatuurverloop. Daarbij worden drie temperaturen onderscheiden: die van de lucht op de standaardwaarneemhoogte van 1.5 meter boven de grond, de luchttemperatuur dicht bij de grond en de wegdektemperatuur. Tevens wordt daar de invloed van de wind en bewolking op het temperatuurverloop besproken. Gemakshalve wordt ervan uitgegaan dat de wind en de bewolking gegeven grootheden zijn. In werkelijkheid heeft de temperatuur echter een grote invloed op de veranderingen van de wind in de loop van de dag; de veranderingen in bewolking en luchtvochtigheid gedurende dag en nacht hangen eveneens af van het temperatuurverloop. Er is dus een ingewikkelde wisselwerking tussen de verschillende grootheden. Om te begrijpen hoe die wisselwerking plaatsvindt, moeten we terug naar het massakarakter van de lucht.
: Winter, weer en wegen.
62
Dagelijkse gang van de temperatuur (rood), de inkomende zonnestraling (geel) en van de door de aarde uitgezonden straling (blauw). Doordat er ook na het middaguur nog meer straling binnenkomt dan er verdwijnt, duurt de opwarming de eerste helft van de middag gewoon voort, ook al staat de zon niet meer op het hoogste punt. 8.5 Invloed op massakarakter Eigenlijk is het massakarakter een eigenschap van de luchtsoort; de temperatuur van de lucht is in een bepaalde luchtsoort namelijk een tamelijk vast gegeven. De temperatuur van het aardoppervlak is dat echter niet; daardoor kan het aardoppervlak het karakter van een luchtsoort veranderen. Juist de zonnestraling en de aardse straling hebben een grote invloed op de temperatuur van het aardoppervlak en daarmee ook op het massakarakter van de lucht. Op dagen met veel bewolking wordt zowel de instraling van de zon als de uitstraling door de het aardoppervlak getemperd. Op die dagen verandert er dan ook niet zoveel in het massakarakter van de lucht. Op wolkenloze dagen of dagen met weinig bewolking hebben de zonnestraling en aardse straling echter een grote invloed op het massakarakter van de lucht; vaak verandert het karakter in de loop van de dag: overdag is de temperatuur van het aardoppervlak hoger dan de temperatuur van de lucht en is er sprake van koude massa; in de avond en nacht zakt de temperatuur van het aardoppervlak onder die van de lucht en verandert de lucht van koude massa in warme massa. Wind en bewolking zijn op hun beurt weer gekoppeld aan het massakarakter, zoals in de volgende paragrafen zal blijken.
: Winter, weer en wegen.
63
8.6 Dagelijkse gang van de wind
Overdag neemt de lucht boven het door zonnestraling sterk opgewarmde aardoppervlak gemakkelijk de eigenschappen aan van koude massa. In die koude massa kunnen luchtbellen die aan het aardoppervlak ontstaan en die wat warmer zijn dan hun omgeving, loslaten en opstijgen. De lucht wordt daardoor sterk turbulent en de wrijving neemt af. Daardoor neemt de gemiddelde windsnelheid toe. Naarmate de zon hoger komt, wordt het temperatuurverschil tussen lucht en aardoppervlak groter en neemt de turbulentie verder toe. Vooral als het niet te hard waait, is de dagelijkse gang van de wind duidelijk te zien: In de loop van de ochtend neemt de windsnelheid geleidelijk toe en wordt de wind tegelijkertijd vlageriger. Rond de middag, als de zon op z'n hoogst staat, is de wind ook op z'n sterkst. Als in de namiddag de zon weer zakt, neemt de wrijving weer toe en neemt de windsnelheid geleidelijk af. In het zomerhalfjaar zien we heteluchtballonnen vaak profiteren van die windafname later in de middag. Rond zonsondergang, als de zonnestraling nog maar weinig voorstelt en de afkoeling door uitstraling op gang komt, verandert het massakarakter van koude in warme massa. In warme massa wordt de turbulentie van de wind sterk onderdrukt. De wrijving neemt toe en de wind zwakt af. Vooral in de winter kan de wind na zonsondergang vrijwel helemaal wegvallen en wordt het zo goed als windstil. De nachtelijke afkoeling zet dan sterk door. Dergelijke situaties zijn het meest uitgesproken als er gemiddeld windkracht 3 tot 4 staat; de wind kan dan 's avonds bijna geheel wegvallen. Dit komt nogal eens voor als depressies en hogedrukgebieden niet veel van plaats veranderen. De wisselwerking tussen de temperatuur van het aardoppervlak en de wind is nu ook duidelijk. Overdag voert de turbulentie van de wind de warmte van het aardoppervlak af, zodat de temperatuur daarvan niet al te sterk oploopt. De temperatuur op haar beurt regelt de
: Winter, weer en wegen.
64
sterkte van de turbulentie. Er stelt zich een evenwicht in tussen opwarming en turbulentie. 's Nachts is de wisselwerking er ook, maar nu in omgekeerde richting. Zolang er nog wat wind is en de bodem een lagere temperatuur heeft dan de lucht erboven, voert de wind warmte toe aan het aardoppervlak en is de afkoeling minder sterk. Naarmate de afkoeling echter doorgaat, neemt de wind ook verder af en wordt de afkoeling versterkt. Valt de wind geheel weg, dan houdt de warmtetoevoer zelfs op; het aardoppervlak koelt nog weer sterker af. Of de wind wel of niet wegvalt, hangt vaak van kleinigheden af; het evenwicht dat zich instelt tussen wind, bewolking, temperatuur, vochtigheid van de lucht en uitstraling is erg subtiel. 8.7 Dagelijkse gang van de bewolking Naarmate de temperatuur van het aardoppervlak hoger wordt, wordt het koude massakarakter sterker. Dat maakt dat luchtbellen steeds gemakkelijker los kunnen laten van het aardoppervlak en ook dat ze vaak een stuk warmer zijn dan hun omgeving. De temperatuurverschillen tussen luchtbel en omgeving ontstaan veelal door kleine verschillen in de aard van het aardoppervlak. Zolang die bellen lucht warmer blijven dan hun omgeving, stijgen ze verder omhoog. Een bel lucht koelt tijdens het opstijgen weliswaar af, maar juist doordat in koude massa de temperatuur met de hoogte sterk afneemt, blijft de bel gemakkelijk warmer en kan vaak tot grote hoogte doorstijgen. Als de lucht vochtig genoeg is, en de bel ver door stijgt, zal ze op zeker moment afgekoeld zijn tot de dauwpuntstemperatuur; er treedt dan condensatie en wolkenvorming op. De zo ontstane wolken zijn cumuliform en hebben flinke verticale afmetingen. Vaak zien we dat gebeuren op een heldere ochtend. Als de zon net op is, is er nog geen wolkje aan de lucht. Door het oplopen van de temperatuur stijgen steeds meer bellen op en komen ze ook steeds hoger. De lucht in Nederland komt vaak van over zee en is vochtig. Plotseling ontstaan de eerste wolken en binnen een uur is de hemel voor een groot deel bedekt met cumuluswolken. Die bewolking onderschept echter weer een belangrijk gedeelte van de zonnestraling, zodat het aardoppervlak minder opgewarmd wordt. Dat remt weer de wind en ook weer de wolkenvorming. Er ontstaat een evenwicht. Als de wolken hoog
Figuren: Nederland is in de ochtend vrijwel onbewolkt ( links, ca 0630 u zomertijd). In de loop van de dag ontstaan stapelwolken (midden, ca 1500 u), die later geleidelijk weer verminderen (rechts, ca 1800 u). De stapelwolken zijn geordend in zogeheten wolkenstraten). Beeldbewerking: DLR, Oberpfaffenhofen, Duitsland.
: Winter, weer en wegen.
65
Dagelijkse gang van de bewolking. In de ochtend (ca. 10 u plaatselijke tijd) is er eerst weinig bewolking (linksboven). Rond het middaguur is de bewolking al toegenomen (rechtsboven). In de middag, rond 2 uur plaatselijke tijd, begint het er zelfs wat dreigend uit te zien (linksonder). Later in de middag, rond 4 uur, wordt de bewolking minder en vallen er grotere gaten blauw. Bron: Fins Meteorologisch Instituut. genoeg worden, zullen er buien ontstaan en de weg wordt nat. Als in de middag de zon lager aan de hemel komt, daalt de temperatuur van het aardoppervlak; ook de wind neemt af. Bellen lucht krijgen het steeds moeilijker om van het aardoppervlak op te stijgen. Geleidelijk zakt de bewolking in en vooral in de winter zien we vaak dat het rond zonsondergang weer helemaal helder wordt. Ook eventueel aanwezige buien zakken in en verdwijnen. Mogelijk bevriest het natte wegdek. Of de bewolking helemaal oplost of niet, hangt vaak af van de sterkte van het koude massakarakter van de lucht en ook weer van de windsnelheid. 8.8 Dagelijkse gang van de vochtigheid De wind voert overdag niet alleen warmte af van het aardoppervlak; er vindt ook vochtafvoer plaats. 's Nachts worden warmte en vocht toegevoerd. Het onttrekken van vocht aan het aardoppervlak kost warmte: verdampingswarmte. Naarmate het aardoppervlak vochtiger is, zal daarvoor meer warmte nodig zijn; dat werkt overdag een temperatuurstijging tegen. Bij een nat wegdek zal de temperatuurstijging op die manier eerst beperkt blijven, totdat alle vocht verdampt is; pas daarna kan alle zonnestraling gebruikt worden voor verwarming. Aan het opdrogen van het wegdek levert overigens het verkeer eveneens een belangrijke bijdrage. Doordat de temperatuur van de lucht vervolgens sterk kan oplopen, zal de relatieve
: Winter, weer en wegen.
66
vochtigheid van de lucht in de loop van de ochtend wat afnemen om in de middag, als de temperatuurstijging tot staan komt, weer toe te nemen. 's Avonds en 's nachts zal op zeker moment, als de afkoeling sterk genoeg is en de lucht voldoende vochtig, de temperatuur gelijk worden aan de dauwpuntstemperatuur; vanaf dat tijdstip treedt verzadiging op van de lucht. Bij verdere afkoeling zal dan dauw optreden en mogelijk mist ontstaan; eventuele mist wordt afhankelijk van de verdere afkoeling meer of minder dicht. Ook hier be誰nvloedt het vocht zelf het proces sterk. Bij condensatie komt namelijk warmte vrij, die de afkoeling juist weer tegenwerkt. Soms treedt er niet alleen een warmtestroom op van de lucht naar de bodem, maar tevens een vochttransport. Daardoor wordt het juist in de onderste laag van de atmosfeer vochtig. In het algemeen zal in deze situatie het vocht neerslaan als dauw op bodem, wegdek, begroeiing en voorwerpen.
Dagelijkse gang van de temperatuur, de relatieve vochtigheid en het dauwpunt op een onbewolkte dag (links) en een bewolkte dag. Rond het tijdstip van de maximumtemperatuur is de relatieve vochtigheid het laagst, rond zonsopkomst, als de temperatuur ongeveer de laagste waarde heeft, is de relatieve vochtigheid het hoogst. 8.9 Lokale effecten Het dag- en nachtritme kan van plaats tot plaats grote verschillen vertonen. De invloed van het terrein en de bodemgesteldheid (vochtigheid en stralingseigenschappen) zijn juist onder de omstandigheden van rustig weer met sterk dag- en nachtritme goed merkbaar. Het is niet voor niets dat vooral in het voorjaar en najaar er veel plaatselijke mistbanken optreden en niet zoveel grote aaneengesloten mistgebieden. Hetzelfde geldt voor het optreden van gladde wegen door bevriezing. Om die reden moesten de meetlocaties van het GMS zorgvuldig worden uitgekozen; ze bevinden zich op plaatsen die relatief gemakkelijk afkoelen en waar voldoende vocht in de omgeving beschikbaar is.
: Winter, weer en wegen.
67
9.1 inleiding Het weer wordt bepaald door zowel meteorologische factoren als door niet-meteorologische. Voorbeelden van meteorologische factoren zijn: zonnestraling, luchtstromingen en het vocht in de atmosfeer; bij niet-meteorologische factoren kun je denken aan geografische ligging, terreinomstandigheden en bodemgesteldheid. In dit hoofdstuk worden eerst de meteorologische factoren summier aangestipt; daarna komen de niet-meteorologische factoren uitgebreid aan de orde. 9.2 de weermotor Elke dag weer ervaren we dat de dampkring of atmosfeer voortdurend in beweging is en dat het weer steeds sterk wisselt. Er zijn drie meteorologische oorzaken van het weer, die samen als het ware de weermotor vormen: •
•
•
zonnestraling Deze verwarmt het aardoppervlak en pompt elke dag opnieuw energie in het weer. Die zonnestraling wordt, - afhankelijk van het type bodem, - teruggekaatst, opgeslagen als warmte, gebruikt voor verdamping en gebruikt om de lucht te verwarmen. Op de lange duur gezien echter worden de atmosfeer en de aarde niet warmer of kouder. Dat kan alleen als de binnenkomende zonne-energie ook weer als aardse straling verdwijnt, de ruimte in. luchtstroming De hoeveelheid binnenkomende zonnestraling is niet overal gelijk, zodat er plaatselijke en regionale temperatuurverschillen ontstaan. De atmosfeer raakt als het ware uit balans. Zoals zo vaak streeft ze echter naar evenwicht. Dat evenwicht ontstaat doordat zich onder invloed van de temperatuurtegenstellingen grote hoge- en lagedrukgebieden vormen, die op hun beurt de luchtstroming overal op aarde, dus ook in onze omgeving, regelen. Het resultaat van die luchtstromingen is dat er zich een evenwicht instelt, waarbij de temperatuurverschillen niet verder toenemen. De draaiing van de aarde maakt die luchtstromingen gecompliceerd. De essentie is echter dat de atmosfeer ernaar streeft energie of warmte van gebieden met een energieoverschot, zoals de tropen, af te voeren naar gebieden met een energietekort, naar de poolstreken dus. Het warmtetransport wordt verzorgd door stromende lucht. vocht in de lucht Zonnewarmte en luchtstroming samen verklaren nog niet de weerverschijnselen als bewolking, regen, sneeuw, hagel, buien, mist, en dergelijke. Daarvoor is nog het vocht van belang, dat zich in de atmosfeer bevindt. Het vocht komt voor als damp, als vloeibaar water in de vorm van druppeltjes en in vaste vorm als ijskristallen. De hoeveelheid vocht wisselt van plaats tot plaats en van tijd tot tijd. Is er een teveel aan vocht dan kan het als neerslag (regen, sneeuw) uit de lucht verdwijnen. Daarnaast verdampt er vocht uit de bodem en van wateroppervlakken, zodat ook steeds weer nieuw vocht in de atmosfeer wordt gebracht.
: Winter, weer en wegen.
68
9.3 andere factoren Zonnewarmte, luchtstroming en vocht zijn de belangrijkste meteorologische factoren die het gedrag van de atmosfeer en van het weer bepalen; het zijn echter niet de enige. De volgende niet-meteorologische invloeden zijn aan te wijzen; soms zijn de effecten sterk, dan weer zwak, soms over grote gebieden, dan weer heel plaatselijk: •
•
•
•
geografische omstandigheden Van belang zijn hier de geografische breedte en de ligging ten opzichte van zee of oceaan. Zo ligt Nederland op gematigde breedte aan de Noordzee. De zee gaat gewoonlijk uitschieters in temperatuur, zowel naar boven als naar beneden, tegen. De zee-invloed is sterk langs de kust en bij aanlandige wind; bij aflandige wind of ver landinwaarts is de zee minder belangrijk. Boven warm zeewater vormen zich gemakkelijk buien, die met de luchtstroming op ongeveer 3km hoogte mee het land binnen kunnen drijven en zich daar van hun neerslag ontdoen. Boven land kunnen die buien zich 's winters meestal niet meer ontwikkelen of in stand houden. terreinomstandigheden Deze beïnvloeden de stroming van de lucht nabij het aardoppervlak. Boven glad terrein, zoals een meren- of poldergebied, wordt een luchtstroming minder gestoord dan boven het ruwe terrein van stad of bos. bodemgesteldheid De warmtecapaciteit en het warmtegeleidingsvermogen van de bodem bepalen in sterke mate de energiehuishouding van het aardoppervlak en van de bodem; ook voor de wisselwerking tussen bodem en atmosfeer zijn die thermische eigenschappen belangrijk. Zo laten zandgronden 's nachts meer afkoeling toe dan klei. bodemvochtigheid De vochtigheid van de bodem bepaalt, samen met de wisselwerking tussen bodem en atmosfeer hoeveel vocht er uit de bodem in de atmosfeer gebracht wordt door verdamping. Daardoor wordt de vochthuishouding van de atmosfeer sterk beïnvloed. Niet voor niets is het in plassengebieden vaak eerder mistig dan elders. En droge zandgronden zijn na een heldere nacht aanzienlijk sterker afgekoeld dan natte kleigrond.
9.4 verschillende schalen De genoemde niet-meteorologische factoren beïnvloeden het weer zowel op de grote schaal als op de kleine. Bij grootschalig denken we aan gebieden van honderden of duizenden kilometers doorsnede, dus van dezelfde omvang als depressies en hogedrukgebieden. Bij de kleine schaal gaat het om een omvang van enkele tientallen kilometers of minder; dat is bijvoorbeeld de schaal van een regen- of sneeuwbui. Op nog kleinere schaal, dat wil zeggen over gebieden met afmetingen in de orde van meters, en zelfs op microscopisch kleine schaal kent het weer eveneens niet-meteorologische invloeden. Voor het wegbeheer is vooral het weer dat varieert van de vrij kleine schaal met afmetingen van tientallen tot honderden meters (mistbanken, windstoten) tot de grote schaal met afmetingen van honderden meters tot honderden kilometers (buien, mistvelden, fronten, hoge- en lagedrukgebieden) interessant. De niet-meteorologische invloeden worden in de volgende paragrafen uitvoeriger besproken. 9.5 geografische omstandigheden Vooral de geografische breedte van een plaats is uiterst belangrijk voor het weer dat men daar mag verwachten. De hoeveelheid zonnestraling die binnenkomt, hangt daar namelijk direct mee samen. Zo schijnt de zon in Nederland gedurende de wintermaanden slechts ongeveer acht uur,
: Winter, weer en wegen.
69
terwijl dat in de zomer maar liefst een uur of veertien is. Ook staat de zon 's winters veel lager aan de hemel dan 's zomers zodat de hoeveelheid zonnestraling die Nederland in de winter treft veel en veel kleiner is dan in de zomer. Enerzijds moet de straling namelijk een langere weg afleggen door de dampkring, anderzijds is ook de hoek waaronder de straling invalt minder gunstig, zoals we later in het hoofdstuk over straling zullen zien. De breedteafhankelijkheid van de hoeveelheid binnenkomende zonnestraling, veroorzaakt het directe verband dat er is tussen geografische breedte en temperatuur. De hoeveelheid energie die door de aarde uitgestraald wordt, is namelijk voor alle geografische breedten min of meer gelijk; ze verschilt ook niet zoveel in zomer en winter. Van belang is verder de ligging van een plaats ten opzichte van de zee. ZeeĂŤn verdampen grote hoeveelheden vocht; ook varieert de temperatuur van het zeewater gedurende het jaar minder sterk dan die van het vasteland. Als gevolg hiervan ondervindt Nederland de sterk matigende invloed van de oceaan en de Noordzee op het klimaat: we hebben geen extreme kou en geen uitzonderlijke hitte; ook is er gewoonlijk voldoende vocht om van tijd tot tijd neerslag mogelijk te maken. Onze winters kennen dan ook vaak een wisselvallig en grillig karakter. Gladheid ten gevolge van opvriezen en bevriezen van natte weggedeelten speelt daardoor een even belangrijke rol als gladheid veroorzaakt door sneeuw of ijzel. Op kleine schaal vinden we de invloed van het water eveneens enigszins terug, zij het in veel mindere mate, bij de ligging van een plaats ten opzichte van water (denk aan plaatsen dicht bij de rivieren, IJsselmeer en Friese meren die gevoelig zijn voor mist en dergelijke). 9.6 terreinomstandigheden Wisselende terreinomstandigheden worden veroorzaakt doordat obstakels die de luchtstroming belemmeren, op de ene plaats talrijker zijn dan op de andere. Grote watervlakten, zoals de Friese meren, zijn tamelijk glad, waardoor de lucht er ongehinderd overheen kan stromen en de wind niets in de weg wordt gelegd. Een zandvlakte of grasvlakte, zoals de IJsselmeerpolders, is een stuk minder glad dan een wateroppervlak; de luchtstroming ondervindt daarvan al wat meer hinder, al is het effect nog maar klein. Anders wordt het als er hier en daar verspreid struiken of bomen in het terrein staan (bomen langs de wegen in polders). De wind moet daar dan over- en omheen en dat gaat niet zo gemakkelijk: de luchtstroming wordt erdoor gehinderd. Het terrein is een stuk 'ruwer' dan een grasvlakte of een wateroppervlak. Nog lastiger wordt het als er geen sprake is van verspreide obstakels, maar als er tamelijk veel bomen en struiken staan. Deze hebben dan bovendien vaak nog verschillende afmetingen, zowel in hoogte als in breedte en lengte; denk bijvoorbeeld aan bomenrijke gebieden (geen aaneengesloten bossen) in Noord-Brabant, Limburg en het oosten van het land. De luchtstroming wordt daar sterk gehinderd en afgeremd. Ook de richting van de door obstakels verstoorde luchtstroming varieert in dit tamelijk ruwe terrein ten opzichte van de richting van de ongehinderde luchtstroming. Een stuk grond met bebouwing, zoals in een dorp of stad of bos, hindert de luchtstroming nog meer en is nog ruwer. In het hoofdstuk over de wind zullen we zien dat de 'ruwheid' van het terrein belangrijk is voor het weer op kleinere schaal. In de figuur zijn vier klassen van ruwheid weergegeven, namelijk erg glad (watervlakten, onbebouwd polderland), tamelijk glad (polderland nabij wegen met bomen, her en der verspreide boerderijen), tamelijk ruw terrein (bomenrijke omgeving, maar geen aaneengesloten bossen of verspreide bebouwing) en erg ruw terrein (bos, stad).
: Winter, weer en wegen.
70
Voor elk van deze klassen is een terrein geschetst dat als voorbeeld kan dienen. Bedenk wel dat er natuurlijk een geleidelijke overgang is van de ene ruwheidklasse naar de andere. De ruwheid van het terrein is niet de enige factor waarmee rekening gehouden moet worden. Van belang is het ook om te weten of een terrein of een weg al dan niet vlak ligt en zo ja, welke kant het geheel op helt. Een helling op het noorden blijft langer koud dan een weg die overdag zon kan vangen. Verder speelt een rol of de omgeving van de weg (tamelijk grootschalig gezien) in een dal of op een heuvel ligt. Zo zal een terrein dat in een dal ligt (bijvoorbeeld rond de snelweg tussen Amersfoort en Apeldoorn) een verzamelplaats zijn voor koudere lucht; koude lucht is namelijk zwaarder dan wat warmere lucht en heeft daardoor de neiging langs de helling van het terrein naar beneden te zakken, onder de warmere lucht door te schuiven en zich dan onderin het dal te verzamelen.
: Winter, weer en wegen.
71
9.7 bodemgesteldheid De bodem oefent zijn invloed vooral uit door zijn stralings- en thermische eigenschappen. Zoals we in het hoofdstuk over straling nog zullen zien, wordt op het aardoppervlak vallende zonne-energie grotendeels gebruikt om de bodem op te warmen. Het aardoppervlak raakt daarna door uitwisselingsprocessen die warmte weer kwijt aan de lucht erboven, die daardoor opwarmt. Tevens verdwijnt er via geleiding een deel van de warmte de bodem in; deze wordt daar opgeslagen. Is het aardoppervlak echter veel kouder dan de bodem, dan staat de bodem weer warmte aan het oppervlak af. Voor deze processen is zowel het vermogen van de bodem om warmte op te slaan, de zogeheten warmtecapaciteit, als het warmtegeleidingvermogen van de bodem van belang. De warmtegeleiding bepaalt daarbij hoe snel warmte door de bodem wordt opgenomen of afgestaan. Dit kan bijvoorbeeld een grote rol spelen bij het glad worden van een wegdek. Als de afkoeling sterk is, kan het wegdek nat worden door condensatie van vocht uit de atmosfeer. Ook kan de temperatuur onder nul komen, waardoor het vocht bevriest en het wegdek glad wordt. Soms kan de warmte die uit de bodem naar het aardoppervlak komt, net genoeg zijn om te verhinderen dat de temperatuur onder nul komt. Even verderop koelt het wegdek van een brug, dat geen bodem onder zich heeft om warmte uit te putten, wel tot onder nul af, zodat daar het natte wegdek bevriest en glad wordt. Er wordt echter maar een gedeelte van de zonnestraling in warmte omgezet in het bovenste laagje van de bodem. Een deel wordt gereflecteerd en een gedeelte dringt direct door tot wat diepere lagen. Zo is een zandbodem niet transparant en zal de zonnestraling slechts in een dun laagje van hooguit een paar millimeter dikte doordringen en dat laagje dan ook sterk opwarmen ('s zomers aan het strand in de felle zon, kun je je voeten op het hete zand branden; 's winters duurt het lang voordat de vorst uit de grond is). Water is echter wel tamelijk transparant en de binnenvallende zonnestraling warmt een dikke laag water op. Het wateroppervlak wordt dan ook niet zo sterk opgewarmd, maar wel wordt er veel warmte opgeslagen doordat de warmte over een dikke laag verdeeld wordt. De stralingseigenschappen voor zonnestraling van de bodem, zijn hierbij dus van groot belang. Is de zonnestraling eenmaal in bodemwarmte omgezet, dan wordt ook weer een groot gedeelte van die warmte door de bodem afgegeven in de vorm van straling; deze zogeheten infrarode straling kunnen we, in tegenstelling tot de straling van de zon, niet zien. Dus ook de stralingseigenschappen van de bodem in het infrarood zijn van belang. Een mooi voorbeeld bieden de stralingseigenschappen van sneeuw. Sneeuw reflecteert vrijwel alle zichtbare licht en absorbeert weinig of niets; sneeuw is dan ook wit. Diezelfde sneeuw absorbeert echter praktisch alle aardse (infrarode) straling en kan die straling tevens goed uitzenden. Dat is ook de reden dat het 's winters boven een sneeuwdek veel sterker afkoelt dan boven grond waar geen sneeuw ligt. 9.8 bodemvochtigheid Door verdamping wordt vocht, dat een cruciale rol speelt bij de vorming van gladheid, uit de bodem in de atmosfeer gebracht. Daarvoor is ook het vochtgehalte van de bodem van belang en natuurlijk de aanwezigheid van water (plassen, rivieren, meren). De capaciteit van een bodem om vocht te bevatten en beschikbaar te hebben voor verdamping, hangt af van de structuur van de bodem. Maar het daadwerkelijke vochtgehalte hangt af van het weer. Zo zal een zandbodem na fikse regen veel vocht bevatten; het vocht wordt meestal echter snel afgevoerd naar diepere lagen, zodat er niet zoveel tegelijkertijd beschikbaar is voor verdamping. Op kleigrond blijft het water vaak staan en het wordt moeilijk en langzaam afgevoerd; er is dan veel vocht beschikbaar voor verdamping. Als het echter lang droog is, verliest een bodem langzamerhand het vocht en droogt uit; er is dan weinig of niets meer beschikbaar voor verdamping. Iets dergelijks speelt een rol bij het verschil in gedrag tussen gewoon asfalt en zoab. Gewoon asfalt heeft weinig poriĂŤn en neemt weinig water op. Zoab
: Winter, weer en wegen.
72
daarentegen neemt veel water op in de poriĂŤn. Dit water kan verdampen en op het wegdek condenseren. Bij afkoeling kan dan bevriezing en gladheid optreden.
Satellietbeeld van Nederland. Wit is koud. De Hollandse duinen zijn het sterkst afgekoeld. Verder zijn sporen zichtbaar van sneeuw, achtergelaten door buien die het land binnentrokken en vervolgens uitdoofden. Bron: KNMI. 9.9 onderlinge samenhang Het zal duidelijk zijn dat de in dit hoofdstuk besproken factoren niet onafhankelijk van elkaar werken, maar elkaar onderling ook beĂŻnvloeden. Zo zal op een warme zomerse dag de temperatuur op zandgronden sterk oplopen. Als er boven een vochtige bodem of in de buurt van meren veel vocht beschikbaar is voor verdamping, dan kan dat bij 'gunstige' wind de lucht boven de zandgronden extra vochtig maken. Zoals we later zullen zien kan dit leiden tot wolkenvorming en er kunnen mogelijk zelfs buien ontstaan. Grasland daarentegen zal onder dezelfde omstandigheden niet zo warm worden, waardoor daarboven niet zo gemakkelijk wolken en buien ontstaan. We zien dat de bodemgesteldheid, de terreinomstandigheden en het vocht in de bodem dan allemaal belangrijk zijn. Bij mistvorming is dat vaak nog sterker. Daar zijn terreinomstandigheden en aanvoer en/of aanwezigheid van vocht en mate van energie-uitstraling door het aardoppervlak erg belangrijk.
: Winter, weer en wegen.
73
Temperatuurmeting bij de weg.
10.1 inleiding Dit hoofdstuk gaat over temperatuur. Voor het optreden van gladheid is de wegdektemperatuur van doorslaggevend belang. Met het GMS kunnen we deze temperatuur dan ook voortdurend volgen. Daarnaast meldt het gladheidmeldsysteem GMS andere temperaturen, zoals de luchttemperatuur op 1.5 meter hoogte. Deze luchttemperatuur wordt ook in weerberichten genoemd, evenals de grasminimumtemperatuur. In dit hoofdstuk worden deze verschillende temperaturen besproken en komt hun onderlinge samenhang aan de orde. Verder wordt nagegaan welke factoren van invloed zijn op die verschillende temperaturen en dus ook op de mogelijkheid van het optreden van gladheid. Daarbij zal blijken dat vooral bewolking en wind een belangrijk stempel drukken op de temperatuur, terwijl daarnaast ondergrond en omliggend terrein een rol spelen. Maar eerst een paar definities:
: Winter, weer en wegen.
74
10.2 temperatuurdefinities
Het meten van de wegdektemperatuur.
De wegdektemperatuur wordt gemeten vlak onder het wegoppervlak. Als de wegdektemperatuur onder nul komt en het wegdek bovendien vochtig is, bestaat er groot gevaar voor gladheid. Meteorologen gebruiken voor hun waarnemingen en verwachtingen gewoonlijk de temperatuur van de lucht die gemeten wordt op 1.5 meter boven de grond, de zogeheten luchttemperatuur. De luchttemperatuur is, net als de wegdektemperatuur, met het GMS af te lezen. Hoewel er wel verbanden zijn tussen de luchttemperatuur, de temperatuur dicht bij de grond en de wegdektemperatuur, kan het verschil tussen de waarden die deze temperaturen aannemen ettelijke graden bedragen; soms liggen luchttemperatuur en grastemperatuur zelfs zes graden uit elkaar. Grote verschillen doen zich vooral voor in rustige, heldere nachten of in situaties waarin de temperatuur van de lucht en die van de bodem sterk uiteenlopen. Voor diverse toepassingen, zoals in de landbouw, meten meteorologen de temperatuur ook op 10 centimeter hoogte boven kort gemaaid gras; de laagste waarde daarvan gedurende de nachtperiode is de zogeheten grasminimumtemperatuur. De grasminimumtemperatuur is maatgevend voor de weerberichtgeving als er gesproken wordt over 'vorst aan de grond'. Men bedoelt dan dat de waarde van de grasminimumtemperatuur onder nul ligt. De grasminimumtemperatuur kan, evenals de luchttemperatuur, sterk afwijken van de wegdektemperatuur: door de isolerende werking van het 10 cm dikke luchtlaagje ondergaat ze de invloed van de bodem minder en op de meetterreinen is geen verkeer. Voor de wegdektemperatuur maakt het nogal wat uit of er 's nachts warmte uit de bodem
: Winter, weer en wegen.
75
komt of dat er juist warmte in de bodem verdwijnt. De temperatuur 贸nder het wegdek geeft hierover informatie en is in het GMS opgenomen. 10.3 rustige, heldere dag en nacht In de figuur hieronder is het verloop van enkele temperaturen weergegeven op een rustige, heldere dag en nacht. Kromme A geeft de zogeheten dagelijkse gang weer van de luchttemperatuur. Duidelijk is te zien dat in de ochtend, als gevolg van de steeds hogere stand van de zon, de luchttemperatuur oploopt. De maximumtemperatuur treedt op ongeveer twee uur na de hoogste stand van de zon; daarna daalt de temperatuur weer. De afkoeling zet in de avond en nacht flink door, tot iets na zonsopkomst. De luchttemperatuur volgt dus heel goed de stand van de zon, zij het met enige vertraging. De temperatuur op 10 centimeter hoogte, de zogeheten grastemperatuur, volgt de luchttemperatuur heel goed. Vooral op dagen met rustig helder weer is de grastemperatuur overdag hoger en 's nachts lager dan de luchttemperatuur. Kromme B geeft de dagelijkse gang weer van de wegdektemperatuur weer. Duidelijk is dat de hoogste waarde veel hoger is dan de maximumtemperatuur van de lucht op 1.5 m; de laagste waarde ligt onder de minimumtemperatuur van de lucht. Verder vertoont ook deze kromme een duidelijke dagelijkse gang
Verloop van luchttemperatuur en wegdektemperatuur op een heldere dag en nacht. De verschillen tussen luchttemperatuur en wegdektemperatuur ontstaan als volgt: Als er weinig wind is, zoals in het geval van de figuur, dan wordt de temperatuur van het wegdek vrijwel geheel bepaald door in- en uitstraling. Overdag wordt de zonnestraling door de bovenste paar millimeter van het wegoppervlak opgenomen en omgezet in warmte; slechts een klein deel ervan wordt doorgelaten verder de bodem in. De temperatuur van het wegdek loopt daardoor snel op. Het temperatuurverschil met de lucht dat zo ontstaat, veroorzaakt warmte-uitwisseling met de lucht, die op haar beurt eveneens warmer wordt, zij het minder snel dan het wegdek. De opwarming van het wegoppervlak en van de lucht komt pas enkele uren na de hoogste zonnestand tot stilstand: tot het zover is ontvangt het wegdek meer straling dan het zelf uitzendt. Tegen het einde van de middag komt er echter een moment dat het wegdek zelf meer straling uitzendt dan het van de zon ontvangt. Vanaf dat tijdstip verandert de situatie drastisch. Nu treedt er warmteverlies op, zodat de temperatuur van het wegoppervlak snel daalt. Er wordt nu vanuit de bodem warmte aangevoerd naar het oppervlak, maar dat is heel weinig. Ook is nu de temperatuur van de lucht hoger en komt er een warmtestroom op gang van de lucht naar de weg. Doordat er nauwelijks wind is, is deze warmtestroom betrekkelijk : Winter, weer en wegen.
76
gering. Als gevolg daarvan bepaalt de straling van het wegdek zelf vrijwel volledig zijn temperatuur. De uitgestraalde warmte komt maar uit een heel dun laagje, zodat de temperatuur van de weg snel daalt. De luchttemperatuur zakt wel, maar veel minder snel; dat komt doordat het warmteverlies aan het oppervlak en door straling beperkt is. 10.4 gladheid in heldere nacht In de vorige paragraaf werd beschreven hoe het wegdek in heldere nachten door uitstraling van warmte afkoelt. Tijdens het winterseizoen kan de temperatuur van het wegdek op die manier gemakkelijk onder het vriespunt komen. Voor gladheid is dan alleen nog vereist dat het wegdek vochtig is of wordt. In een heldere nacht valt er uiteraard geen regen of sneeuw; wel kan het wegdek nat of glad worden door dauwval, rijpafzetting of mist. Dauw ontstaat als de wegdektemperatuur daalt tot onder het zogeheten dauwpunt. De waterdamp in de lucht slaat onder dergelijke omstandigheden op het wegdek neer als vloeibaar water. Bij wegdektemperaturen onder nul zet de waterdamp zich af in de vorm van ijs: rijp. Tijdens het neerslaan van vocht in de vorm van dauw of rijp komt, evenals bij de vorming van mist, warmte vrij; soms is de vrijkomende warmte voldoende om verdere afkoeling te stoppen. Bij voortdurende uitstraling echter zal het vocht bevriezen vanaf het moment dat de temperatuur van het wegdek onder nul komt. Belangrijk voor het voortduren van condensatie is dat er voldoende aanvoer van vocht is. Meestal komt het vocht uit de lucht, maar bij zeer open asfaltbeton kan het vocht ook uit het asfalt komen. In plaats van dauwval, kan er ook mist optreden. Meestal komt daarbij zoveel condensatiewarmte vrij, dat het afkoelingsproces van de lucht vrijwel stopt. Bovendien gaat de mist verdere uitstraling van warmte door het wegdek tegen, zodat de wegdektemperatuur minder snel daalt. Indien de wegdektemperatuur desondanks zakt tot onder nul en er zich mist op het wegdek kan afzetten doordat de wegdektemperatuur lager is dan het dauwpunt, kan de mistaanslag bevriezen en gladheid veroorzaken. Als mist zich vormt bij een luchttemperatuur onder het vriespunt, zijn de mistdruppeltjes onderkoeld; ze kunnen zich dan als ijskristallen afzetten op voorwerpen en het op wegdek. Men spreekt in dat geval van ruige rijp of aanvriezende mist. Het optreden van dauwval of mistvorming hangt vaak af van subtiele verschillen in windsnelheid, bewolking en vochtigheid (zie verder hoofdstuk 11, neerslag en vocht op de weg). 10.5 de rol van de wind Winderige dagen tonen een heel ander beeld dan heldere dagen met rustig weer. Dat komt doordat de wind een effectievere warmte- en vochtuitwisseling mogelijk maakt tussen de lucht en het wegdek. De wegdektemperatuur wordt als het waait vooral bepaald door de warmte-uitwisseling met de lucht erboven. Overdag loopt de wegdektemperatuur niet zo snel op als op windstille dagen; dat komt doordat de turbulente wind veel warmte naar de lucht afvoert en de weg dus een groter deel van de binnenkomende warmtestraling moet delen met de lucht erboven. Wel is de wegdektemperatuur, net als op windstille dagen, hoger dan de luchttemperatuur. Gedurende de nacht veroorzaakt de wind een warmtestroom in omgekeerde richting, dus van de lucht naar het wegdek. Hoe harder het waait, des te groter is die warmtestroom. Bovendien wordt de lucht vlak bij de grond nu erg goed gemengd met lucht daarboven. De luchttemperatuur op 1.5 meter hoogte wijkt daardoor nauwelijks af van de grastemperatuur. Ook het wegdek koelt onder dergelijke omstandigheden maar heel weinig af.
: Winter, weer en wegen.
77
10.6 de rol van bewolking Naast de wind speelt de bewolking een grote rol bij het temperatuurverloop van de lucht en van het wegdek. Overdag houdt bewolking de zonnestraling gedeeltelijk tegen, waardoor de weg aanzienlijk minder straling ontvangt en de temperatuur niet zo sterk oploopt. Gedurende de avond en nacht, als de uitstraling door het wegdek overheerst, is de rol van de bewolking anders. Het wegdek straalt uit, net als in heldere nachten; de straling verdwijnt echter niet in de wereldruimte, maar wordt vrijwel geheel geabsorbeerd door de aanwezige bewolking en voor een belangrijk deel teruggezonden naar het wegdek. Hierdoor wordt de afkoeling sterk tegenwerkt (zie figuur). De hoeveelheid straling die de wolken opvangen en terugzenden, hangt sterk af van de bedekkingsgraad en van het type bewolking. Lage bewolking en mist zijn het meest effectief. Een paar gaten in de bewolking maken echter al dat veel straling toch naar de wereldruimte kan ontsnappen en er veel minder naar de weg teruggestraald wordt. Dus ook als er slechts enkele gaten in het wolkendek voorkomen, kan het wegdek toch sterk afkoelen. Men hoeft dus niet op brede opklaringen te wachten! Als de hemel vervolgens weer dichttrekt loopt de wegdektemperatuur overigens meteen weer op.
Temperatuurverloop op een bewolkte dag In weersituaties met buien komen vrijwel altijd ook opklaringen voor waarbij de wegdektemperatuur flink kan dalen. De combinatie van neerslag uit de buien en een sterk afkoelend wegdek vergroot de kans op gladheid. Als er een omvangrijk neerslaggebied in aantocht is, bijvoorbeeld samenhangend met een warmtefront, dan gaat dat vergezeld van een dik en dicht wolkendek. Tijdens bewolkt weer is de afkoeling van een wegoppervlak minimaal. Vooral na een koude periode, als de vorst nog in de grond zit, is het tijdstip van het overtrekken van de regenzone van groot belang. Als het rond zonsondergang begint te regenen, is er weinig aan de hand. Passeert de regenzone echter pas tegen het einde van de nacht, dan is de situatie geheel anders: de nachtelijke afkoeling kan in dat geval namelijk samen met een koude bodem nog voor de hemel dichttrekt aanleiding geven tot een snelle daling van de wegdektemperatuur. Valt vervolgens de regen op een tot onder het vriespunt afgekoeld wegdek, dan vormt zich ijzel en is gladheid vaak onvermijdelijk. 10.7 de rol van de ondergrond Naarmate het wegdek warmte beter geleidt, kan er gemakkelijker warmte uit de bodem aangevoerd worden of juist naar de bodem worden afgevoerd. Doordat asfalt warmte beter geleidt dan beton, speelt de bodem daar een relatief belangrijke rol. In kritieke situaties kan de : Winter, weer en wegen.
78
stroom van bodemwarmte net de doorslag geven bij het onder nul geraken van de wegdektemperatuur. In het najaar, als de bodemtemperatuur op z'n hoogst is, is dat gunstig: er komt dan warmte uit de bodem naar de weg, die mogelijk net afkoeling tot beneden het vriespunt weet te verhinderen. Na een lange kouperiode daarentegen zit de vorst in de grond. De temperatuur van het wegdek kan dan wel boven nul zijn, maar is lager dan de temperatuur van de lucht er vlak boven. Kortdurende opklaringen zijn dan al voldoende om de temperatuur van het wegdek samen met de extra afkoeling vanuit de bodem tot onder het vriespunt te doen dalen, terwijl de temperatuur van de lucht er vlak boven gewoon enkele graden boven nul is. Is het wegdek dan bovendien nog vochtig, dan wordt het glad. Dit type gladheid is zeer verraderlijk, doordat vorstverklikkers in auto's, die de luchttemperatuur meten vlak boven het wegdek, een temperatuur boven nul aangeven en het ijs op het wegdek vaak doorzichtig is en dus nauwelijks te zien. De snelheid waarmee de bodem kan reageren op temperatuurveranderingen van het oppervlak, wordt bepaald door de warmte-eigenschappen van het wegdekmateriaal, dus door het warmtegeleidingsvermogen en de warmtecapaciteit. Dat verschilt per wegdektype. Hoe poreuzer het asfalt, des te slechter is het geleidingsvermogen. ZOAB bijvoorbeeld is poreuzer dan andere wegdekmaterialen; het bevat dus meer lucht. Nu is lucht een slechte warmtegeleider; de bodemwarmte wordt daardoor in ZOAB minder goed doorgegeven en het wegdek kan dus sneller afkoelen. De rol van de ondergrond is niet voor alle delen van het wegennet dezelfde. Het contact met de bodem is bij de hoger gelegen toe- en afritten veel 'losser'. Bruggen en viaducten hebben zelfs helemaal geen voeling met een ondergrond. Het temperatuurgedrag van deze wegdelen kan daardoor sterk afwijken, vaak in ongunstige zin. Vooral als de bodem relatief warm is moet men erop verdacht zijn dat deze warmtebron bij bruggen en viaducten ontbreekt en bij hoger gelegen toe- en afritten minder effectief is.
Sensor van het gladheidsmeldsysteem op een brug.
: Winter, weer en wegen.
79
10.8 invloed van het omliggende terrein Een volgende factor van invloed op de wegdektemperatuur die hier aan de orde komt is de omgeving waarin de weg zich bevindt. Het terrein oefent zijn invloed uit door be誰nvloeding van de wind. Vooral de zogeheten ruwheid van het terrein is van belang. Boven ruw terrein, dus waar veel begroeiing of bebouwing aanwezig is, is de luchtstroming turbulent. Er vindt veel warmte-uitwisseling plaats tussen lucht en wegdek en tussen verschillende luchtlagen onderling. Als gevolg daarvan wordt afkoeling tegengewerkt. In glad terrein, waar bebouwing en begroeiing de langsstromende lucht minder hinderen, wordt de lucht veel minder gemengd; een wegdek kan dan ook ongeremd afkoelen. In een vlak polderlandschap zet die sterke afkoeling al in bij windkracht 2, ongeveer 2.5 m/s. Ruw terrein kan overigens ook beschutting bieden. Als de weg bijvoorbeeld door een bos loopt, ondergaat het wegdek geen invloed van de wind en kan het daardoor relatief snel afkoelen. Doordat de lucht in een bosachtige omgeving vaak vochtiger is dan elders, is de gevoeligheid voor condensatiegladheid groot (zie voor condensatiegladheid verder hoofdstuk 11, neerslag en vocht op de weg). In een stad, waar bebouwing is, koelt de lucht 's nachts minder af dan op het omringende platteland. Mede door de warmteproduktie van de stad (verwarming door gebouwen, verkeer) is de luchttemperatuur er 's nachts hoger dan in de omgeving; bij een stad als Utrecht zijn wel verschillen gemeten van 7 graden tussen het centrum van de stad en even daarbuiten in de Johannapolder aan de oostzijde. Daarnaast absorberen gebouwen van de stad veel van de uitgestraalde energie; ze stralen die weer naar het aardoppervlak terug, zodat een wegdek minder afkoelt. Dit effect treedt ook op als je op een heldere nacht je auto naast een gebouw hebt staan. De onbeschutte zijde straalt vrijelijk uit en koelt sterk af (ijsvorming op de ruit; krabben). De beschutte zijde ontvangt straling van het gebouw en koelt veel minder sterk af, waardoor ook vaak geen ijsvorming optreedt. 10.9 invloed van het verkeer De temperatuur van een wegdek en de toestand van de weg worden ook be誰nvloed door het verkeersaanbod. Zo is het wegdek 's ochtends om 7 uur soms warmer dan drie uur daarvoor. Op grond van het voortduren van de nachtelijke uitstraling zou je mogen verwachten dat het wegdek om 7 uur kouder is; kennelijk zijn in dergelijke gevallen de warmteproductie door het verkeer en betere warmte-uitwisseling met de lucht, een gevolg van de menging van de lucht die door het verkeer op gang wordt gebracht, voldoende om voor die afkoeling ruimschoots te compenseren. De invloed van het verkeer blijkt ook bij vergelijking van de temperatuur van linker- en rechterrijstrook. Bij weinig verkeer wordt voornamelijk de rechterrijstrook gebruikt, die dan soms meer dan een graad warmer is dan de linkerrijstrook. De hogere wegdektemperatuur van de rechterrijstrook maakt tevens dat deze gewoonlijk eerder opdroogt dan de linkerstrook (zie figuur). Toe- en afritten krijgen in vergelijking met de hoofdrijbaan eveneens relatief weinig verkeer te verwerken; dat draagt eraan bij dat ze sneller afkoelen en vochtig of zelfs glad worden.
: Winter, weer en wegen.
80
Verschil in wegdektemperatuur tussen linker- en rechterrijstrook. De linker rijstrook (gesloten cirkels) is ongeveer een halve graad kouder dan de rechterrijstrook. 10.10 weersituaties met gladheid De meteorologische omstandigheden waarbij snelle temperatuurdalingen aan het aardoppervlak kunnen optreden, doen zich bijvoorbeeld voor bij een nachtelijke koufrontpassage. Het front trekt over met veel bewolking, regen en wind, maar daarachter zwakt de wind af, klaart het op en daalt de luchttemperatuur, ideale condities voor een sterke afkoeling van het wegdek. Dit alles kan zich gemakkelijk in een uur voltrekken. Soms zien we op het GMS temperatuurdalingen van het wegdek van een paar graden per uur! Als het wegdek bovendien nog nat of vochtig is door de tijdens het passeren van het front gevallen neerslag, dan leidt dat gemakkelijk tot gladheid, vooral in vlak terrein. Snelle temperatuurveranderingen aan het aardoppervlak doen zich voornamelijk voor bij frontpassages; de ene luchtsoort wordt vervangen door een luchtsoort met totaal andere eigenschappen. Voor het ontstaan van gladheid is zo'n sterke temperatuurdaling overigens niet strikt noodzakelijk. Uit onderzoek bleek dat gladheid veel voorkomt als er in de winter een westelijke of noordelijke luchtcirculatie boven Nederland en omgeving staat; er wordt dan lucht via de Noordzee aangevoerd. Deze lucht is in de onderste lagen erg vochtig. Is het onder dergelijke omstandigheden gedurende de avond en nacht helder en valt als gevolg van de dagelijkse gang van de windsnelheid de wind weg, dan vindt sterke afkoeling door uitstraling plaats. De lucht koelt af tot het dauwpunt en er ontstaat dauw. Een wegdek koelt dan vaak nog sterker af dan de omgeving, vaak tot onder het dauwpunt, waardoor het vocht op het wegdek neerslaat. In de praktijk zie je dat als het verschil tussen wegdektemperatuur en dauwpuntstemperatuur meer dan twee graden bedraagt de weg na ongeveer twee uur door condensatie nat is. Verdere afkoeling tot temperaturen rond of onder het vriespunt kan in dit soort situaties leiden tot gladheid, al of niet in combinatie met mist. Bruggen, in het bijzonder stalen bruggen, viaducten, en op- en afritten zijn hiervoor extra gevoelig. Ook lokale effecten spelen een grote rol. Er treden daardoor in die situaties altijd aanzienlijke verschillen op tussen de ene plaats en de andere. In het voorgaande was er sprake van condensatiegladheid of van het bevriezen van natte wegen. Wegen kunnen uiteraard eveneens glad worden door hagel, sneeuw of ijzel; deze neerslagvormen worden in het volgende hoofdstuk (neerslag en vocht op de weg) uitvoeriger besproken. Bij een noordelijke luchtcirculatie boven Nederland en omgeving, met daarin een aanvoer van koude onstabiele lucht, ontwikkelen zich boven het relatief warme Noordzeewater gemakkelijk winterse buien. Deze buien komen in de kustprovincies gedurende het hele etmaal frequent voor; landinwaarts is dat veelal alleen overdag. Wanneer echter de wind in de avond en nacht niet wegvalt, kunnen deze buien ver : Winter, weer en wegen.
81
Satellietbeeld van een winters Europa. Noord-Nederland is vrij van sneeuw; het zuiden is met sneeuw bedekt. Bron: KNMI. het land binnendringen. De buien geven in het algemeen aanleiding tot zeer plaatselijke gladheid. Gladheid op grote schaal doet zich voor bij een dooiaanval na een vorstperiode. De vorst zit dan nog in de bodem, terwijl ook de lucht erboven nog een temperatuur beneden nul graden heeft. Uit een westelijke richting dringt dan zachtere lucht op naar ons land. De neerslag die bij het passeren van het warmtefront valt, is vaak in eerste instantie sneeuw. In een volgend stadium heeft de warme lucht op enige hoogte zoveel terrein gewonnen dat de sneeuw begint te smelten en overgaat in regen. De regen of motregen, die dan meestal ook nog onderkoeld is, bevriest direct op het wegdek. Veel regen hoeft er niet te vallen: een beetje motregen is zelfs al voldoende om de weg spekglad te maken. We spreken dan van ijzel. Meestal duurt een ijzelperiode niet langer dan enkele uren; na het passeren van het warmtefront, wat vaak gepaard gaat met veel wind (dus veel menging), stijgt de temperatuur gewoonlijk sterk tot enkele graden boven nul en daardoor smelt het ijs. Soms echter trekt zo'n warmtefront tergend langzaam over of stagneert het zelfs. Ook kan het voorkomen dat de koude lucht zich niet laat verdrijven; koude lucht is namelijk zwaarder dan warme lucht en wanneer continentale zuidoostenwinden koude lucht blijven aanvoeren kan de warme lucht alleen op enige hoogte verder oprukken. Door het gedwongen opstijgen van de zachte vochtige lucht wordt : Winter, weer en wegen.
82
bovendien het ontstaan van neerslag verder in de hand gewerkt. Een ijzelperiode kan onder deze omstandigheden soms wel een etmaal aanhouden. Maar zelfs wanneer de warme lucht tot de onderste luchtlagen is doorgedrongen en ook de temperatuur van het wegdek boven nul is gekomen, is het gevaar op gladheid nog niet helemaal geweken. Tijdens een volgende heldere nacht kan het wegdek, door het nog aanwezig zijn van vorst in de grond, opnieuw tot onder vriespunt afkoelen. Als de weg dan nog nat is of nat wordt door dauwafzetting kan het onder deze omstandigheden glad worden. 10.11 zeer open asfaltbeton (zoab) Het zeer open asfalt beton vertoont door een afwijkende samenstelling wat verschillen met dicht asfalt beton. Deze verschillen worden veroorzaakt door een ander thermisch gedrag van het ZOAB-materiaal, voornamelijk door het aanwezig zijn van lucht in de poriën. Zoals bekend is lucht een goede isolator waardoor bodemwarmte in het geval van ZOAB vrijwel niet wordt doorgegeven aan het wegdekoppervlak. De wegdektemperaturen van het ZOAB zijn daardoor in het algemeen lager dan die van dicht asfaltbeton.
Meer weten? Meer informatie over de temperatuur en de stralingsbalans van het wegdek is te vinden in het laatste hoofdstuk van dit dictaat: ‘de energiebalans van het wegdek’.
: Winter, weer en wegen.
83
11.1 Inleiding Een van de belangrijkste oorzaken van het optreden van gladheid is neerslag in de vorm van sneeuw, ijsregen, of hagel. Maar ook regen en dauw kunnen op een koude ondergrond aanleiding geven tot gladde wegen. In dit hoofdstuk wordt besproken hoe neerslag gevormd wordt en onder welke omstandigheden de verschillende typen ontstaan. Verder komt aan bod hoe een wegdek nat kan worden zonder dat er neerslag valt of is gevallen. Ten slotte wordt ingegaan op het gebruik van radar voor het verkrijgen van een gedetailleerd beeld van de neerslag in Nederland. Zichtbelemmering door neerslag komt elders aan de orde.
11.2 Ontstaan van neerslag In het hoofdstuk over wolken is besproken dat wolken bestaan uit waterdruppeltjes, onderkoelde waterdruppeltjes, ijskristallen of combinaties daarvan. Van neerslag is pas sprake als deze wolkenelementen groot genoeg groeien om naar beneden te kunnen vallen en het aardoppervlak te kunnen bereiken. Er zijn twee processen die in de wolk de groei van wolkenelement naar neerslagdeeltje kunnen veroorzaken: het coalescentieproces en het Wegener-Bergeron proces. : Winter, weer en wegen.
84
•
het coalescentieproces In horizontaal uitgestrekte, gelaagde bewolking (stratus, stratocumulus en altocumulus; zie hoofdstuk 9) vallen wolkenelementen aanvankelijk nauwelijks naar beneden. Doordat wolkendruppeltjes niet alle even groot zijn, vallen ze bovendien niet alle even snel; de grotere druppels kunnen de kleinere inhalen en invangen, waardoor ze geleidelijk groeien. Uiteindelijk gaan ze zo sneller vallen en mogelijk vallen ze na herhaald samensmelten als regen- of motregendruppeltje uit de wolk. Dit proces heet het 'coalescentieproces'.
Het coalescentieproces: grote druppels vangen kleinere in.
•
Het Wegener-Bergeron proces: ijskristallen (ice crystal) groeien aan tot sneeuwkristallen (snow crystal) ten koste van (onderkoelde) wolkendruppeltjes (cloud droplets).
het Wegener-Bergeron proces Een tweede proces om wolkenelementen om te vormen tot neerslag is het WegenerBergeron proces, genoemd naar de ontdekkers. Hierbij speelt het verschil in dampspanning tussen water en ijs een rol. In de temperatuurzone tussen -10 en -23 graden (zie het hoofdstuk over wolkenvorming), komen zowel onderkoelde waterdruppels als ijskristallen voor. De dampspanning is boven ijs lager dan boven water. Het verschil in dampspanning brengt een waterdamptransport op gang van de waterdruppeltjes (hoge dampdruk) naar de ijskristallen (lage dampdruk). Met andere woorden: de waterdruppeltjes verdampen en de ijskristallen groeien aan ten koste van de waterdruppeltjes. De ijskristallen worden groter en zwaarder en vallen als sneeuw of motsneeuw naar beneden.
Het Wegener-Bergeron proces is voor de neerslag die in Nederland en in andere gebieden op gematigde breedten valt, verreweg het belangrijkst. De meeste neerslag in Nederland is dan ook begonnen als sneeuw; dit geldt ook voor de zomer! Doordat de temperatuur van de lucht aan het aardoppervlak en in een dikke laag daarboven gewoonlijk boven nul is, heeft de sneeuw voldoende gelegenheid te smelten en als regen op de grond terecht te komen. Soms is de lucht tussen wolk en aardoppervlak zo droog, dat alle neerslag verdampt voor ze
: Winter, weer en wegen.
85
de grond kan bereiken. Desondanks geeft de radar in zulke gevallen echo's en wekt het radarbeeld de indruk dat er ook op de grond regen valt. Afhankelijk van de temperatuur en van eventuele op- en neerwaartse bewegingen in en onder een wolk ontstaan verschillende neerslagvormen. Vooral bij temperaturen rond nul graden is er een grote variĂŤteit. De verschillende neerslagsoorten worden besproken in de volgende paragrafen van dit hoofdstuk.
11.3 Regen en motregen Als de temperatuur van de wolk en van de lucht daaronder boven nul is, bestaat de wolk geheel uit water. Indien de wolk dik genoeg is, doet het coalescentieproces de waterdruppeltjes in horizontaal uitgestrekte bewolking aangroeien tot ze groot en zwaar genoeg zijn om uit de wolk naar beneden te vallen. De bewolking is gewoonlijk niet dik genoeg om grote regendruppels te kunnen opleveren; daardoor valt de neerslag met geringe intensiteit en de druppeltjes zijn klein: motregen. Soms toont het radarbeeld in dit soort gevallen zelfs helemaal geen neerslag. De diameter van motregendruppeltjes is kleiner dan 0.5 mm, de neerslagintensiteit bedraagt minder dan 1 mm per uur. Zijn de waterdruppeltjes groter, dan valt er lichte regen met geringe intensiteit. Anders wordt het, als de wolk grotere verticale afmetingen heeft en een belangrijk deel van de wolk zich op de hoogte in de atmosfeer bevindt waar de temperatuur onder nul is. Er komen dan hoger in de wolk, waar het meer dan 10 graden vriest, naast onderkoelde waterdruppeltjes ook ijskristallen voor. Nu kan het Wegener-Bergeron proces zijn werk doen en de ijskristallen laten aangroeien ten koste van de wolkendruppeltjes. De neerslagelementen worden zo voldoende groot en talrijk om grotere neerslagintensiteiten mogelijk te maken, zodat de buien doorgaans pittiger zijn en het harder sneeuwt of regent. Regen doet zich voor als de neerslag volledig smelt tijdens de val naar het aardoppervlak; anders valt er (natte) sneeuw (vergelijk figuur).
: Winter, weer en wegen.
86
11.4 Onderkoelde regen en ijsregen In de winter is de temperatuur van de lucht in de onderste laag van de dampkring bij het aardoppervlak soms onder nul, terwijl tegelijkertijd daarboven een warmere laag zit, waarin de als sneeuw ontstane neerslagelementen omgesmolten zijn tot regen- of motregendruppels. Valt de regen of motregen door deze onderste koude laag, dan bevriest ze geheel of gedeeltelijk. De regen en motregen gaan over in ijsdeeltjes, al dan niet omringd door water, die ten slotte het aardoppervlak bereiken als ijsregen en daar direct een laagje ijs vormen. Het gevolg laat zich raden: een grote kans op gladde wegen. Als de wegdektemperatuur boven het vriespunt is, dan zullen de ijsdeeltjes aanvankelijk smelten. Het smeltproces kost echter veel energie, die door het wegdek geleverd moet worden. De temperatuur ervan daalt dan ook snel tot het vriespunt of zelfs daaronder. De ijsregen blijft ten slotte als ijzel op het wegdek, op auto's en op andere voorwerpen achter. 11.5 IJzel IJzel ontstaat wanneer regen, motregen of gedeeltelijk uit vloeibaar water bestaande ijsregen op een weg valt waarvan de temperatuur onder nul is. De regen of motregen, die soms onderkoeld is, bevriest dan zodra hij in aanraking komt met de grond of met voorwerpen die kouder zijn dan nul graden; de ijsregen vriest erop vast. IJzel treedt veelal op tijdens de inval van de dooi na een vorstperiode, dus als de vorst nog in de grond zit. De regen van het warmtefront dat de dooiaanval inzet, bevriest op het wegdek. Veel regen hoeft er niet te vallen: een beetje motregen is zelfs al voldoende om de weg spekglad te maken. Meestal duurt een ijzelperiode niet langer dan enkele uren; na het passeren van het warmtefront stijgt de temperatuur gewoonlijk namelijk sterk tot enkele graden boven nul en daardoor smelt het ijs. Soms echter trekt zo'n warmtefront tergend langzaam over of stagneert het zelfs, waardoor een ijzelperiode veel langer kan duren. Ook kan het voorkomen dat de koude lucht zich niet laat verdrijven; koude lucht is namelijk zwaarder dan warme lucht en wanneer continentale zuidoostenwinden koude lucht blijven aanvoeren kan de warme lucht alleen op enige hoogte verder oprukken. Door het gedwongen opstijgen van de zachte lucht wordt bovendien het ontstaan van neerslag verder in de hand gewerkt. IJzel kan vooral op ZOAB problemen veroorzaken. Bij ZOAB ligt een deel van het gestrooide zout op het wegdek; de rest zit in de poriĂŤn van het asfalt. De onderkoelde regen valt op het wegdek en de zoutoplossing verdwijnt in de poriĂŤn; zij kan daardoor geen bijdrage meer leveren aan het smeltproces op het wegdekoppervlak. Bovendien daalt de temperatuur in het ZOAB-materiaal nog iets, doordat de reactie tussen zout (NaCl) en ijs een zogeheten
: Winter, weer en wegen.
87
endotherme reactie is die energie kost. Het wegdek moet die energie leveren en koelt daarbij verder af. 11.6 Sneeuw De meeste neerslag die in Nederland valt, ontstaat als sneeuw, zoals onder het kopje Wegener-Bergeron proces al ter sprake kwam. Neerslag die ontstaat volgens het coalescentieproces kan bij lage temperaturen weliswaar in vaste vorm naar beneden komen, maar de sneeuwvlokken zijn dan niet groot en de neerslagintensiteit blijft klein. Er valt dan zogeheten motsneeuw. Vaak is er op het radarbeeld niets te zien. Motsneeuw bestaat uit zachte, ondoorzichtige, witte, langwerpige korrels met een kleinste diameter van hooguit 2 mm. Op de grond gevallen, springen ze niet op.
Gewone sneeuw bestaat uit sterk vertakte ijskristallen die samengeklonterd zijn tot vlokken; om grote sneeuwvlokken te krijgen mag het niet meer dan vijf graden vriezen. Bij strenge vorst treedt nauwelijks samenklontering op van sneeuwvlokken en resteert er slechts poedersneeuw. Bij temperaturen rond het vriespunt valt er uit winterse buien soms korrelsneeuw. Korrelsneeuw bestaat uit ronde, ondoorzichtige korrels van 2-5 mm diameter, die opspringen en op een harde ondergrond kunnen breken. Als het sneeuwt bij een luchttemperatuur boven nul, dan koelt de doorvallende sneeuw de lucht af. Ook tijdens regen koelt de lucht af, zodat regen over kan gaan in natte sneeuw en later in sneeuw. Een wegdek waar de regen of sneeuw op terecht komt, koelt eveneens af. Weliswaar zal de sneeuw eerst nog smelten, maar al snel daalt de temperatuur van het wegdek tot nul graden en blijft de sneeuw liggen. Gladde wegen zijn het gevolg. Vaak komt het voor dat de sneeuw door een luchtlaag valt met een temperatuur boven nul : Winter, weer en wegen.
88
graden. In dat geval zal de sneeuw gedeeltelijk smelten. Op het wegdek komt dan een mengsel van regen en sneeuw terecht, dat wel 'natte sneeuw' genoemd wordt. Ook hier geldt weer dat het smelten van de sneeuw veel energie kost, die aan de lucht onttrokken wordt. De luchtlaag koelt daardoor snel af tot nul graden, waarna het blijft sneeuwen, wat tot gladheid kan leiden. Het begrip natte sneeuw kan zowel slaan op sneeuw die valt in gedeeltelijk gesmolten toestand als op smeltende sneeuw op de weg. Als in weersverwachtingen over natte sneeuw gesproken wordt, dan is dat steeds in de eerste betekenis: vallende sneeuw die deels is gesmolten. Het engels maakt een duidelijk onderscheid tussen vallende en liggende natte sneeuw: sleet en slush. Op wegen met natte sneeuw (slush) ontstaan soms ijsplakken die de weg verraderlijk glad kunnen maken.
: Winter, weer en wegen.
89
11.7 Hagel Hagel bestaat uit korrels met een afmeting van enkele millimeters tot vele centimeters. Meestal is er een duidelijke concentrische gelaagdheid; de doorzichtigheid van de afwisselende lagen loopt uiteen. De concentrische gelaagdheid ontstaat doordat hagelkorrels gegaan zijn; ze zijn daarbij meerdere malen de nulgraden-Celciusgrens gepasseerd, waarbij met de in een wolk voorkomende stijgende en dalende bewegingen diverse keren op en neer bevriezen en smelten elkaar afwisselden. De sterke op- en neerwaartse luchtbewegingen die nodig zijn, komen hoofdzakelijk voor in een fikse zomerse regen- of onweersbui. Hagel is dan ook voornamelijk een zomerverschijnsel. De hagelstenen kunnen grote afmetingen krijgen, soms wel ettelijke centimeters in doorsnede. Hagel maakt de wegen tijdelijk glad, maar het gevaar zit toch vooral in de schade die aangericht wordt door de vallende hagelstenen. In de winter komt gewone hagel vrijwel niet voor. Wel valt er dan bij temperaturen rond het vriespunt de veel kleinere korrelhagel uit winterse buien. Korrelhagel bestaat uit een kern van korrelsneeuw, waaromheen zich een laagje halfdoorzichtig ijs gevormd heeft. Korrelhagel is dus, net als gewone hagel, diverse keren op en neer geweest in de winterse bui waar hij uit voortkomt. De korrels breken zelden of nooit. Ook korrelhagel veroorzaakt een tijdelijke gladheid. Doordat de korrels rond zijn, blijven ze gemakkelijk liggen en smelten ze maar langzaam op een wegdek met temperatuur boven nul. Meestal worden ze door auto's kapot gereden, waarna het ijs wel smelt. Een bui met korrelhagel duurt een kwartier tot een half uur. De temperatuur van de lucht en die van het wegdek zakken daarbij tot rond het vriespunt. Is de bui voorbij, dan wordt de oorspronkelijke, wat warmere lucht aangevoerd, zodat de korrelhagel kan smelten en de gladheid snel verdwijnt.
Hagelbui.
: Winter, weer en wegen.
90
De weg die een hagelsteen aflegt door een buienwolk.
11.8 Dauwval en rijpvorming Dauw is geen neerslag die ontstaat door een van de processen zoals boven beschreven. Dauw vormt zich als de temperatuur aan het oppervlak daalt tot onder het dauwpunt; dan condenseert waterdamp en vormt zich dauw. Hoe droger de lucht, des te lager is het dauwpunt en des te kleiner de kans op dauw. Doordat bij condensatie warmte vrijkomt, is het voor dauwvorming nodig dat de vrijgekomen warmte wordt afgevoerd; er moet een mechanisme zijn dat het oppervlak afkoelt, anders stopt het condensatieproces en dus de dauwvorming. In het algemeen veroorzaakt de sterke uitstraling in de avond en nacht de temperatuurdaling van het oppervlak. Na zonsondergang koelt het aardoppervlak namelijk af doordat de aarde zelf als warmtebron gaat fungeren. In plaats van door instraling, - overeenkomend met opwarming - wordt de temperatuur nu bepaald door uitstraling, wat leidt tot afkoeling. Verder moet er ook een aanvoer van waterdamp zijn om het condensatieproces in stand te houden. Dat vocht komt meestal uit de atmosfeer. De hoeveelheid waterdamp die de lucht kan bevatten hangt namelijk af van de temperatuur; hoe lager de temperatuur, des te minder vocht erin kan. Het teveel aan vocht zet zich tijdens en na de afkoeling af als dauw. In een bosrijke omgeving en in de buurt van grote wateroppervlakken bevat de lucht gewoonlijk meer vocht dan elders; het wegdek wordt daar dus eerder nat en gladheid doet zich er eerder voor.
: Winter, weer en wegen.
91
Dauw Het vocht dat bij de dauwvorming een rol speelt, kan ook uit de bodem komen of uit het wegdek. In ZOAB kan na regen overdag veel vocht achterblijven. Door de afkoeling van het wegdek tot beneden het dauwpunt vindt er een warmte- en vochtstroom plaats van de atmosfeer, de bodem of het ZOAB naar het wegdekoppervlak. Ook de bodemwarmtestroom is door de afkoeling van het oppervlak naar het oppervlak toe gericht. Alleen bij voldoende uitstraling kan de afkoeling dan ook voortduren. Dauw kan alleen ontstaan bij heldere hemel als de zon onder is. Het wordt gevormd tijdens een uitstralingsproces, waarbij echter ook waterdamp nodig is; de lucht moet dus ook voldoende vochtig zijn. Brengt men een warmte-isolerende laag aan het oppervlak aan, dan wordt de bodemwarmtestroom onderdrukt en wordt de temperatuurdaling aan het oppervlak groter. Een goed gesloten grasmat isoleert thermisch erg goed, wat verklaart waarom in een 'dauwnacht' gras kletsnat is door dauw. Een stuk kale grond en de meeste wegdekmaterialen isoleren minder goed, waardoor de temperatuurdaling veel kleiner is en het wegdek vaak droog blijft. Om dauw te krijgen mag het niet te hard waaien. Te weinig wind is echter ook niet goed: als de windsnelheid te laag is, dan is de turbulente uitwisseling in de atmosfeer erg klein. Ook is er door de afkoeling van het aardoppervlak sprake van warme massa met een stabiele opbouw. In dat geval kan er geen waterdamp aangevoerd worden van de atmosfeer naar het aardoppervlak en blijft dauwvorming uit. Het blijkt dat boven gras dauwvorming alleen optreedt bij windsnelheden van ten minste 0.5 m/s op 2 meter hoogte. Er mag echter ook niet te veel wind staan; bij windsnelheden van meer dan 4 m/s wordt namelijk warmte van hogere luchtlagen naar het aardoppervlak gebracht, waardoor de temperatuur van het aardoppervlak niet veel verschilt van die op 1.5 m hoogte; er treedt dan geen dauwvorming op.
: Winter, weer en wegen.
92
Rijp.
De temperatuur van het wegdek is in nachten met weinig wind en weinig bewolking veel lager dan de luchttemperatuur op 1.5 m. In de maanden januari en februari is ook de bodemtemperatuur laag, zodat geen aanwarming van onderaf optreedt; het verschil tussen wegdektemperatuur en luchttemperatuur bedraagt dan soms meer dan vier graden! Gewoonlijk zakt de wegdektemperatuur dan ook onder de dauwpuntstemperatuur; het teveel aan vocht dat de lucht bevat zet zich dan af op de weg. In de praktijk zie je dat als het verschil tussen wegdektemperatuur en dauwpuntstemperatuur meer dan ongeveer twee graden bedraagt de weg na twee uur door condensatie nat is. Daalt de temperatuur tegelijkertijd tot onder nul, dan bevriest het vocht op de weg en is er sprake van condensatiegladheid. Het omgekeerde proces kan echter ook plaatsvinden. Bij aanvoer van droge lucht met een dauwpuntstemperatuur die twee of drie graden lager ligt dan de wegdektemperatuur, droogt een natte weg na enkele uren op. Als de wegdektemperatuur al onder nul is voor het proces van start gaat, dan treedt er sublimatie op. Er vormt zich dan ijs aan het oppervlak: rijp. Gladde wegen zijn het gevolg. De omstandigheden die gunstig zijn voor dauwvorming liggen dicht bij die welke gunstig zijn voor mistvorming en, in het voorjaar, voor vorst aan de grond. Als er eenmaal mist ontstaan is, dan kan zich geen dauw meer vormen. Dauw, mist en vorst aan de grond zijn verschijnselen die het gevolg zijn van een subtiel evenwicht tussen uitstraling, turbulente uitwisseling van warmte en waterdamp vlak bij de grond en warmtetransport in de bodem. Het is daarom altijd moeilijk deze verschijnselen te voorspellen of vooraf uitsluitsel te geven welk van de verschijnselen zich waar en hoe laat zal voordoen. Alle drie treden op tijdens heldere nachten, maar vorst dicht bij de grond is waarschijnlijker bij lage windsnelheden en
: Winter, weer en wegen.
93
Ruige rijp. een droge atmosfeer. Dan kan dauw niet voorkomen en is ook mist onwaarschijnlijk. De omstandigheden waaronder mist en dauw optreden tonen echter geen grote verschillen; in beide gevallen is de lucht vochtig en de windsnelheid bij mistvorming is nauwelijks hoger dan die bij de vorming van dauw. Onderkoelde waterdruppeltjes die bevriezen bij botsing tegen voorwerpen noemt men ruige rijp of ruige vorst. Ruige rijp kan vooral optreden bij mist als de temperatuur onder nul is. Ook dan wordt het glad en het zicht is slecht. Condensatie op het wegdek kan ook plaatsvinden onder andere omstandigheden dan zich tijdens een heldere stralingsnacht voordoen. Een koud wegdek kan namelijk ook nat worden als er vochtige lucht over uitstroomt.
: Winter, weer en wegen.
94
11.9 Radar en neerslag Het enige instrument dat neerslag over een groot gebied kan detecteren, is de weerradar (figuur onder). De radar verschaft een goed beeld van de verdeling van neerslag over het land. Ook de structuur van neerslagproducerende systemen is in de radarbeelden goed te zien: zijn het afzonderlijke buien of trekt er een groot neerslaggebied over (zie ook hoofdstuk 12, neerslagproducerende weersystemen en weersituaties). Radargolven worden door neerslagelementen zoals regen, sneeuw en korrelhagel gereflecteerd; de veel kleinere wolkendruppeltjes leveren vrijwel geen reflecties op. Uit de hoeveelheid terugontvangen radarstraling kan de neerslagintensiteit berekend worden, zij het niet altijd even nauwkeurig. Als bijvoorbeeld de radarbundel niet geheel gevuld is met regendruppels of als de druppels elkaar afschermen, zijn de gemeten waarden niet geheel representatief voor de neerslagintensiteit. Verder kan er ook een deel van de neerslag onderweg tijdens de val verdampen. Bij de beoordeling van de neerslagintensiteit dient men met deze factoren rekening te houden. Het blijkt verder dat redelijk nauwkeurige intensiteitsmetingen slechts binnen een klein gebied, diameter tussen 100 en 150 km, rond de radar kunnen gebeuren. Verder weg geeft de radar nog wel informatie over neerslag, maar nauwelijks over neerslagintensiteiten. In de figuur is een radarbeeld weergegeven.
Radarbeeld.
: Winter, weer en wegen.
95
12.1 Inleiding In het hoofdstuk 'Neerslag en vocht op de weg' is de samenhang besproken tussen neerslag en bewolking; ook zagen we hoe de neerslagsoort afhangt van de omstandigheden. De weersystemen die de neerslagwolken creĂŤren komen in dit hoofdstuk aan de orde. 12.2 Weersystemen en weer Om bewolking te krijgen zijn opwaartse luchtbewegingen nodig; de opstijgende lucht koelt af en raakt oververzadigd, zodat condensatie optreedt. Zo ontstaan wolken waaruit neerslag kan vallen. In het hoofdstuk 'Neerslag en vocht op de weg' gingen we hier uitvoeriger op in. Stijgende luchtbewegingen komen onder andere voor in lagedrukgebieden. In hogedrukgebieden treden daarentegen juist dalende luchtbewegingen op. Deze doen eventueel aanwezige bewolking oplossen en geven in het algemeen aanleiding tot fraai weer. Neerslagwolken worden dus vooral aangetroffen in en rond lagedrukgebieden. Ook binnen zo'n lagedrukgebied kunnen nog specifieke systemen onderkend worden die neerslag produceren, namelijk frontale zones en buiengebieden.
12.3 Frontale zones en weer Boven verschillende delen van Europa en de Atlantische Oceaan toont de lucht gewoonlijk uiteenlopende eigenschappen: er zijn verschillende luchtsoorten aanwezig. De overgangszones tussen twee luchtsoorten zijn tamelijk smal; deze zogeheten frontale zones zijn slechts enkele tientallen kilometers breed. De luchtmassa's zijn voortdurend in beweging; daarbij is het onvermijdelijk dat de ene luchtmassa de andere verdringt. De koudere luchtmassa, die zwaardere lucht bevat, dringt onder de warme lucht; de warme luchtmassa wordt daardoor gedwongen tegen de koude massa op te glijden. Dat is een langzaam proces en de frontale zone waar dit gebeurt, blijkt ook niet verticaal te staan, maar te hellen. Wordt koude lucht verdrongen door warme, dan glijdt de opdringende warme lucht tegen de koude lucht op en wel in de richting waarin de luchtmassa's bewegen. Het scheidingsvlak tussen de koude en warme lucht is in dit geval van een warmtefront. Wordt warme lucht echter verdrongen door koude, dan wrikt de koude lucht zich onder de warme; die wordt dan dus eveneens gedwongen tegen de koude lucht op te stijgen, maar nu tegen de bewegingsrichting in. De frontale zone van dit zogeheten koufront helt daarom tegen de verplaatsingsrichting in.
: Winter, weer en wegen.
96
In de figuren is schematisch weergegeven hoe de fronten hellen als verschillende luchtmassa's bewegen en op elkaar botsen. De warme lucht is in principe warme massa, die niet spontaan opstijgt, maar daartoe gedwongen wordt. Dit is een situatie waarbij vooral horizontaal uitgestrekte, gelaagde bewolking ontstaat, die echter wel geleidelijk tot grote hoogte kan reiken. De koude lucht daarentegen is koude massa; hierin kunnen luchtbellen wel spontaan opstijgen. In die koude luchtmassa's ontstaat daardoor gewoonlijk verticaal ontwikkelde bewolking: cumuluswolken die uiteindelijk over kunnen gaan in cumulonimbus, zodat er buien optreden. Dat betekent dat het weer tijdens het passeren van een warmtefront wezenlijk verschilt van dat tijdens de passage van een koufront. Voordat we dat in wat meer detail bespreken, zullen we eerst nagaan hoe de verschillende luchtmassa's ten opzichte van depressies en hogedrukgebieden gesitueerd zijn. 12.4 Weersystemen en luchtmassa's De lagedrukgebieden die bij ons het weer bepalen, ontstaan vaak op de scheiding tussen warme, vochtige luchtmassa's die zich in het zuiden bevinden en koude, drogere luchtmassa's ten noorden daarvan (figuur onder, 1). Dat gebeurt middels een ingewikkeld proces, waarop hier niet in detail ingegaan wordt. Het komt er in het kort op neer dat in de scheidingszone, het zogeheten polaire front, golvingen ontstaan (figuur onder, 2), die onder bepaalde omstandigheden groter worden (figuur onder, 3 en 4). Het ontstaan van deze golvingen hangt nauw samen met stromingen op 5 tot 10 kilometer hoogte in de atmosfeer, waar zich de zogeheten straalstroom bevindt. Een zich ontwikkelende golf gaat gepaard met dalingen van de luchtdruk aan het aardoppervlak en versterkte stijgende luchtbewegingen, uiteindelijk resulterend in een lagedrukgebied met afmetingen van honderden kilometers. Gezien het stromingspatroon rond een lagedrukgebied (tegen de wijzers van de klok in), beweegt de koudste lucht aan de achterkant van de depressie naar het zuiden (figuur onder, 4 en 5) en de warme lucht aan de voorkant naar het noorden. De voorste begrenzing van de koude lucht, het
: Winter, weer en wegen.
97
koufront ( ), verplaatst zich sneller dan de voorste begrenzing van de warme lucht (warmtefront, ). Waar de warme lucht de koude lucht heeft ingehaald, of beter opgetild, ligt het occlusiefront; dat is in de tekeningen in paars weergegeven.
: Winter, weer en wegen.
98
Ontwikkeling van een occlusie (occlusion) van opzij (profile view) en van boven (map view). Doordat er eerst een uitstulping van warme lucht in de koude lucht is geweest, bevindt zich helemaal aan de voorkant van de depressie ook koude lucht, die door een vorig lagedrukgebied daar terecht is gekomen. Trekt een depressie voorbij, dan zitten we dus eerst in koude lucht. Vervolgens passeert een warmtefront en komen we in warme lucht. Na enige tijd passeert een koufront en komen we weer in koude lucht. Meestal is deze koude lucht nog een stuk kouder dan de koude lucht aan de voorkant van de depressie. In de figuren op de vorige bladzijde is de ligging van de luchtmassa's ten opzichte van het lagedrukgebied geschetst, waarbij ook het warmtefront en koufront getekend zijn. Tevens is de bewegingsrichting van het geheel weergegeven.
12.5 Passage van een warmtefront De helling van een warmtefront is maar klein, zodat het proces langzaam en geleidelijk verloopt. De snelheid waarmee de lucht stijgt, ligt in de orde van enkele honderden meters per uur. Merk op dat stijgsnelheden liggen in de orde van centimeters per seconde, terwijl horizontale windsnelheden in de orde van meters per seconde liggen. Ver voor het front uit, dus op honderden kilometers afstand, nemen we de warme lucht al waar in de hogere luchtlagen, dat is op zo'n 8 tot 10 kilometer hoogte. Hier is de temperatuur laag, en er komen meest ijskristallen voor. We zien de bewolking in de vorm van windveren: cirrusbewolking. In de onderste luchtlagen is de lucht nog koud; er kan zich daar wat cumulusbewolking hebben gevormd. In dat stadium is er nog weinig bewolking en overdag dus veel zon. De bewolking in de hogere luchtlagen wordt, naarmate het warmtefront dichterbij komt, dichter en komt ook op lagere niveaus. Ten slotte is de bewolking via cirrostratus, en altostratus in een dik pak nimbostratus overgegaan waaruit neerslag valt. De wind krimpt en trekt aan; een krimpende wind draait tegen de wijzers van de klok in. De luchtdruk daalt, eerst langzaam, dan sneller. De situatie bij een warmtefront is in de figuur hiernaast weergegeven. Uit zo'n dik pak bewolking valt langdurig regen, in de winter ook sneeuw of ijsregen vallen.
12.6 Warme sector Na het passeren van het warmtefront zijn we in de warme sector terecht gekomen. De wind ruimt, dat wil zeggen draait met de wijzers van de klok mee; hij neemt veelal echter nauwelijks in kracht af. De luchtdruk daalt niet verder, maar stijgt ook niet. Meestal loopt in de winter de temperatuur flink op, zeker als het front uit het westen komt. De sneeuw of ijsregen die tijdens de warmtefrontpassage valt, gaat dan snel in gewone regen over. Hoe harder het regent, des te gunstiger dat is om een eind te maken aan de gladheid: ijs en sneeuw worden met de regen vermengd, smelten en verdwijnen. Soms echter houdt het in de warme sector snel op met regenen. Ligt er dan sneeuw of ijs op de weg, dan duurt het veel langer voordat deze verdwenen zijn. De warme lucht erboven heeft er veel minder vat op dan de (warme) regen. 12.7 Passage van een koufront en van een occlusie Na enige tijd neemt de bewolking in de warme sector op de nadering van het koufront weer toe; ook neemt ze grote verticale afmetingen aan. De koude lucht dringt vaak met geweld onder de warme lucht, waardoor deze gedwongen wordt snel op te stijgen. De stijgsnelheid bedraagt soms enkele m/s, de zelfde orde van grootte dus als de horizontale snelheid. Vlak voor het koufront ontstaan door deze ontwikkelingen soms heftige regen- of onweersbuien. De wind krimpt tijdelijk, draait dus tegen de wijzers van de klok in, en neemt sterk in kracht toe. In de buien voor het front komen windstoten voor. De luchtdruk daalt onafgebroken. Op het moment dat het koufront passeert, ruimt de wind sterk en bereikt zijn grootste kracht, terwijl de luchtdruk op z'n laagst is. Na de koufrontpassage stijgt de luchtdruk weer, zelfs tot boven de waarde aan de voorzijde van het front. In de figuur is schematisch de passage van een koufront weergegeven. Een occlusiepassage vertoont de kenmerken van zowel een koufrontpassage als een warmtefrontpassage. De warme sector ontbreekt.
: Winter, weer en wegen.
100
12.8 Luchtmassabuien. Achter het koufront stroomt er koude lucht binnen. Die lucht heeft het karakter van koude massa; er ontwikkelen zich gemakkelijk de typische cumuluswolken, die uit kunnen groeien tot buien. Men spreekt dan van luchtmassabuien, omdat ze kenmerkend zijn voor de luchtmassa. Komt er in de winter een koufront over vanuit het westen, dan heeft de lucht achter het front meestal een temperatuur boven nul; uit de buien valt dus regen. In de avond en nacht echter,
: Winter, weer en wegen.
101
als tijdens opklaringen de wind wegvalt, kan de temperatuur bij het aardoppervlak gemakkelijk onder nul komen. Een nat wegdek kan dan bevriezen en glad worden. Komt een koufront in de winter uit het noorden of noordwesten, dan heeft de lucht achter het front een temperatuur rond het vriespunt. Boven de Noordzee ontwikkelen zich dan de zogeheten winterse buien, met regen, korrelhagel en sneeuw. Ze drijven met de wind landinwaarts en laten daar hun neerslagsporen achter (vergelijk satellietbeeld aan het eind van hoofdstuk 9). Deze buien geven vaak aanleiding tot zeer plaatselijke gladheid. 12.9 Buienlijnen en troggen Soms zijn de buien min of meer langs een lijn georganiseerd. Die buien zijn dan zwaar en gaan vergezeld van heftige windstoten. Zo'n lijn waarlangs de buien gerangschikt zijn heet wel een squall-line. Soms komt er achter een koufront een zone voor waarin de buienactiviteit sterk toeneemt en waar het ook harder waait. In dat geval spreekt men van een trog. Soms zijn de weerverschijnselen in zo'n trog heftiger dan tijdens de passage van het koufront. Buienlijnen en troggen zijn op radarbeelden goed te volgen. De neerslagintensiteit is vaak erg hoog. 12.10 Weertypen met buien In de winter zijn er twee typen situaties met winterse buien. Op de eerste plaats is dat een noordwest- of noordcirculatie, waarbij noorden- of noordwestenwinden koude, zogeheten polaire lucht over het relatief warme water van de Noordzee aanvoeren. Boven zee ontwikkelen zich dan buien. De aangevoerde lucht is koud; de neerslag valt in de vorm van regen, sneeuw en korrelhagel. De vaak krachtige wind drijft de buien ver landinwaarts. Dat kan leiden tot gladde wegen. Overdag zal tijdens opklaringen de temperatuur tussen de buien door vaak wat oplopen, wat de sneeuw doet verdwijnen. In de avond en nacht duurt de buienactiviteit gewoon voort. Door de daling van de temperatuur, meestal tot onder nul, blijft de sneeuw liggen en bevriezen nu ook natte wegen. Zo'n buiensituatie kan enkele dagen aanhouden. Een tweede soort situaties met winterse buien treedt op als er zich boven MiddenEuropa een lagedrukgebied bevindt. De lucht is dan koud en er komen buien tot ontwikkeling. Deze buien geven vaak sneeuw, maar soms ook hagel en regen. Zo'n situatie kan dagenlang voortduren en aanleiding geven tot een pak sneeuw. Figuur rechts: Een buienlijn
: Winter, weer en wegen.
102
12.11 Het kustfront De situatie met een krachtige noordwestelijke luchtstroming met buien, moet niet verward worden met de situatie van het zogenoemde kustfront. In het eerste geval drijven de buien door de wind landinwaarts. De situatie met het kustfront ontstaat in najaar en winter, als de Noordzee relatief warm is en het land koud. Als er dan een rustig weertype heerst en er dus weinig wind staat, kan zich de landwindsituatie ontwikkelen. Dan waait de wind van land naar zee. Boven de warme Noordzee ontstaan wel winterse buien, maar de buienactiviteit blijft vrijwel beperkt tot een zone boven zee en een smalle strook boven land. De buien kunnen maar heel weinig het land binnen dringen. De buienzone boven zee heeft het karakter van een koufront of trog, maar ze verplaatst zich nauwelijks. Zo'n situatie kan in de winter in een smalle kuststrook, bijvoorbeeld op de Waddeneilanden, een flink pak sneeuw achterlaten.
Satellietbeeld van een sneeuwbrengend weersysteem. DLR/NOAA. 12.12 aquaplaning Er is sprake van aquaplaning als water tussen de banden van een rijdende auto en het wegdek niet snel genoeg door de banden wordt verwijderd. De auto verliest het contact met de weg en gaat slippen. De meer bekende soort aquaplaning is de dynamische, die kan optreden tijdens zware buien. Vanaf rijsnelheden van ongeveer 80 km/uur neemt bij waterlaagdikten van meer dan 1 mm de kans op aquaplaning al flink toe. Wanneer regenintensiteiten optreden van 20 mm/uur of meer, dan moet op gewone asfaltwegen rekening gehouden worden met aquaplaning. Doordat regenwater in de openingen van het zeer open asfaltbeton kan verdwijnen, is de kans op aquaplaning op wegen, bedekt met dit soort asfalt, aanzienlijk afgenomen.
: Winter, weer en wegen.
103
13.1 Inleiding Automobilisten moeten een ruim zicht hebben op het overige verkeer en op de weg. Hier wordt het begrip zicht nader uitgediept en wordt nagegaan hoe het zicht benvloed wordt door verschillende meteorologische factoren. 13.2 Begrippen Wit zonlicht bestaat uit een mengsel van alle kleuren van de regenboog. Voorwerpen reflecteren licht van verschillende kleur of stralen dat uit. Het licht doorkruist de ruimte tussen object en oog in verschillende richtingen en intensiteiten. Wanneer de ruimte waterdruppels of sneeuwvlokken bevat, verandert het lichtpatroon tussen oog en object. Door waterdruppels en sneeuwvlokken wordt het licht gebroken en verstrooid. Daardoor wordt de hoeveelheid licht die het oog ontvangt, verminderd; tegelijkertijd neemt de zichtbaarheid van objecten af. Een weerwaarnemer bepaalt het zicht aan de hand van geschikte kenmerkende objecten, zoals gebouwen en boomgroepen. De afstanden van deze zichtkenmerken in het terrein worden nauwkeurig bepaald. Het zicht wordt over de gehele horizon van 360 graden geschat. Het slechtste zicht komt terecht in het weerrapport. Wordt het zicht minder dan 2000 meter, maar blijft het groter dan 1000 meter, dan spreken we van nevel. Wordt het zicht minder dan 1000 meter, dan noemen we dat mist. Bij een zicht van minder dan 200 meter is de mist dicht; hij is dan verkeersbelemmerend. Een zicht van minder dan 50 meter is gevaarlijk en we spreken dan van 'zeer dichte mist'.
: Winter, weer en wegen.
104
13.3 Teruglopen van het algehele zicht Met radar is het verband bepaald tussen neerslagintensiteiten en het teruglopen van het zicht in regen-, sneeuw- en hagelbuien. Het algemene zicht, dus niet het zicht achter het stuur, maar dat zoals het met een zichtmeter in het veld langs de weg bepaald zou worden, komt zowel in heel zware regen- als hagelbuien met een neerslagintensiteit van meer dan 100 mm/uur niet onder 200 meter. Bij een sneeuwbui is dat wel het geval. Wanneer de sneeuwintensiteit 5 (waterequivalente) mm/uur of meer bedraagt, dan kan het zicht beneden 200 meter komen. In dat geval echter zal de gladheid veel meer gevaar opleveren dan het sterk teruggelopen zicht. Zicht (m; afgerond) RR (mm/uur) 10% > regen 10% < 10% .> sneeuw 10% < 5 3600 2500 1400 700 400 200 10
2500 1700 1000 500
300
100
20
1800 1200 700
250
150
60
50
1100 700 400
120
75
30
100
750
75
45
20
500 300
13.4 zicht in regen- en sneeuwbuien Het zicht in regen- en sneeuwbuien kan gerelateerd worden aan de intensiteit van radarreflecties en daarmee aan de intensiteit van de neerslag van regen en sneeuw. In bovenstaande tabel zijn enkele zichtwaarden gepresenteerd zoals uit radarintensiteiten (RR; in mm per uur) afgeleid en zoals die gemeten zouden kunnen worden met behulp van zichtmeters langs de weg, dus niet zoals de automobilist die achter het stuur waarneemt. Het gaat om richtwaarden; exacte getallen zijn door de beperkte nauwkeurigheid van radarmetingen niet te geven. Bij verwachte waarden voor de neerslagintensiteit zijn de marges groter. Er is geen rekening gehouden met stuif- en spatwater. In de tabel is ook de zichtwaarde weergegeven waarboven of waaronder 10% van de werkelijke zichtwaarden zich bewegen. 13.5 Zicht in een hagelbui In een hagelbui hebben de hagelstenen niet allemaal dezelfde grootte, maar er is een bepaalde verdeling van de grootte. De diameter van de meeste stenen ligt tussen de 5 en 20 millimeter. Men kan ook in een hagelbui de zichtafname berekenen uit de verdeling van de groottes. Het blijkt dat het teruglopen van het zicht enkel door hagelstenen maar gering is. Het zicht in een hagelbui loopt vooral terug doordat er in een zomerse hagelbui naast hagel ongeveer dezelfde hoeveelheid regen valt. 13.6 Zicht achter het stuur Het zicht achter het stuur is niet hetzelfde als het zicht gemeten met een zichtmeter. Doordat men een voorwaartse snelheid heeft ten opzichte van de neerslag (regen, hagel of sneeuw) loopt het zicht sterk terug en wel des te meer naarmate men harder rijdt. Hier volgen enkele vuistregels: Wanneer de weerradar regenintensiteiten van 30 mm/uur of meer geeft, dan kan op snelwegen, waar de snelheid van de auto ongeveer 100 km/uur bedraagt, het zicht teruglopen : Winter, weer en wegen.
105
tot minder dan 200 meter. Uit metingen is gebleken dat het soms gedurende een tiental seconden zeer hard kan regenen, waarbij regenintensiteiten van 200 mm/uur mogelijk zijn. Het zicht achter het stuur kan dan opeens sterk teruglopen, tot minder dan 100 meter. Gemiddeld komen deze kortdurende maar extreem hoge regenintensiteiten in Nederland op elke plek, dus ook op de weg, gemiddeld maar drie keer per jaar voor. Deze gebieden kunnen door de beperktheid in plaats en tijd, niet met weerradar waargenomen worden. Door het plotselinge karakter ervan, wordt de automobilist veelal verrast, waardoor het gevaar dat ermee gepaard gaat, erg groot is. Dat gevaar kan nog versterkt worden doordat de automobilist geneigd is te gaan remmen, wat de kans op slippen door aquaplaning sterk vergroot.
13.7 Zicht in spat- en stuifwater De banden van een snel rijdende auto moeten soms grote hoeveelheden water wegdrukken om het contact met het wegdek te behouden en om aquaplaning te vermijden. Wanneer bijvoorbeeld een personenauto, waarvan de voorbanden een breedte hebben van 14 cm, met 90 km/uur over een weg met een laagje water van 1 mm rijdt, dan moet per seconde ongeveer 7 liter water door de banden worden verwijderd. Door vrachtwagens wordt dit water voor een vijfde deel omgezet in stuifwater. Het stuifwater komt ook op de voorruit van de passerende auto en zal naast de vallende regen nog eens extra het zicht belemmeren. Berekeningen leren dat het zicht achter het stuur van een auto die bij een waterlaagdikte van 0.4 mm met ongeveer 100 km/uur een vrachtauto passeert, kan teruglopen tot 70 meter. Bij 0.8 mm is het zicht nog maar ongeveer 30 meter. De structuur van het wegdek (asfalt, ZOAB, klinkers) speelt een belangrijke rol in de capaciteit om het water af te voeren en is dus van grote invloed is op het zicht achter het stuur.
: Winter, weer en wegen.
106
14.1 Inleiding In de voorgaande hoofdstukken hebben we allerlei aspecten van het weer behandeld die een rol spelen bij het beheer van wegen. De opgedane kennis geeft de mogelijkheid weerinformatie beter te benutten bij het nemen van beslissingen over het beheer van wegen. Speciale weerberichten zijn de belangrijkste bron van informatie over het actuele weer en de ontwikkeling ervan. In dit hoofdstuk gaan we in op hoe de weerberichten tot stand komen en hoe betrouwbaar de weerinformatie is.
14.2 Waarnemingen Het weer wordt niet alleen bepaald door grootschalige weersystemen; ook kleinschalige weersystemen, natuurkundige en meteorologische processen in de dampkring en nietmeteorologische factoren spelen een rol. Al die verschillende invloeden dragen bij aan het weer op een bepaalde plaats op een bepaald tijdstip. Als we het weer gedetailleerd willen weten, zouden we al deze factoren precies moeten kennen. Dat alleen al is volstrekt onmogelijk. Zo zou, om kleine systemen exact te kunnen beschrijven, ook op overeenkomstig kleine schaal gemeten moeten worden. Voor systemen met afmetingen van een paar honderd meter, zoals tornado's of buien, zou dan een heel dicht meetnet nodig zijn met stations op een afstand van een paar honderd meter van elkaar. Dat is in de praktijk natuurlijk niet te realiseren. Nu is het gelukkig bijna nooit zo dat alles tot op een tiende millimeter nauwkeurig bekend moet zijn. In het algemeen is een niet al te gedetailleerde beschrijving voldoende, waarvoor een niet al te fijn waarneemnetwerk volstaat. Toch geldt dat hoe meer detail nodig is en hoe kleinschaliger de bepalende factoren en processen zijn, des te fijnmaziger is het vereiste waarneemnetwerk. 14.3 Wereld Meteorologische Organisatie Om bepaalde weersituaties tijdig aan te zien komen, zijn gegevens nodig afkomstig uit een groot gebied. Het weer in Nederland op zeker tijdstip wordt niet alleen bepaald door de omstandigheden in Nederland zelf, maar kan al dagen eerder op duizenden kilometers afstand in de maak zijn. De gegevens van bijvoorbeeld Amerika, Rusland of China zijn ook nodig om
: Winter, weer en wegen.
107
een goede uitspraak te doen over de weersontwikkeling in Nederland. Alle weerwaarnemingen worden dan ook wereldwijd uitgewisseld. Om deze internationale uitwisseling van berichten goed te laten verlopen, is de Wereld Meteorologische Organisatie (WMO) opgericht. De WMO is een onderdeel van de Verenigde Naties en is gevestigd in Genève; de meeste landen in de wereld zijn erbij aangesloten.
14.4 Wereldwijde telecommunicatie De weerwaarnemingen worden wereldwijd verzonden via een speciaal telecommunicatienetwerk, dat ook door de WMO beheerd wordt. Alle landen zijn daarop aangesloten. Via dit netwerk verspreidt het KNMI Nederlandse weerwaarnemingen wereldwijd en ontvangt het ook weer alle berichten uit andere landen. Uiteindelijk heeft het KNMI op deze wijze ongeveer een kwartier na waarnemingstijd de beschikking over de weerrapporten uit Europa en na ongeveer een uur over de waarnemingen van het noordelijk halfrond. 14.5 Weerprognoses Zijn de weergegevens eenmaal beschikbaar, dan is de volgende stap om de gegevens te analyseren, zodat een beeld van de heersende toestand verkregen wordt. Daartoe worden de gegevens in weerkaarten geplot en door de meteoroloog geanalyseerd. De weerkaart verschaft inzicht in de ligging van de hoge- en lagedrukgebieden en de verschillende luchtsoorten en hun scheidingszones, de zogeheten fronten. Door patronen op geanalyseerde weerkaarten te extrapoleren, kan de meteoroloog zich ook een beeld vormen over de weersontwikkeling tot ongeveer een dag vooruit. Dat weerbeeld is niet erg gedetailleerd. Om op die termijn meer detail te krijgen en ook voor de beeldvorming van de weerontwikkelingen verder vooruit, voldoet de extrapolatiemethode niet meer; daarvoor zijn gecompliceerde modellen van de atmosfeer nodig, die met behulp van supercomputers doorgerekend worden. Om zulke berekeningen te kunnen maken, is het wel nodig de toestand van de atmosfeer op een bepaald moment voor de gehele wereld te kennen. Naast de extrapolatiemethode en de computermodellen worden ook veel statistische methoden gebruikt ter ondersteuning van het maken van een weersverwachting. Dergelijke methoden
: Winter, weer en wegen.
108
geven veelal een kansverwachting voor het optreden van een bepaald weerverschijnsel. Die kansverwachting is dan gebaseerd op de uitkomsten van de modellen, maar ook op klimatologische gegevens en de invloed van lokale omstandigheden. Statistische methoden geven de mogelijkheid in beperkte mate weersverwachtingen die in feite voor een wat groter gebied gelden, zodanig aan te passen, dat ze meer voor bepaalde plaatsen of kleinere gebieden gebruikt kunnen worden.
Weerkaart.Bron: KNMI. 14.6 Europees weercentrum In de jaren zeventig heeft een groot aantal landen in Europa gezamenlijk een weercentrum opgericht, het ECMWF (Europees Centrum voor Weersvoorspellingen op Middellange Termijn); daar staat een supercomputer die het weer met behulp van een geavanceerd computermodel tot een dag of tien vooruit kan berekenen. Dat vergt enkele uren rekentijd en gebeurt een keer per dag. Zo'n computermodel kan niet overal op aarde het weer uitrekenen, maar doet dat op een beperkt aantal punten, die regelmatig over de aarde verspreid zijn. We zeggen dat zo'n model op een rooster van punten de berekeningen uitvoert. Daarbij kan men zich niet beperken tot het berekenen van het weer vlak bij de grond; ook wat zich in de hogere luchtlagen afspeelt, is van enorm belang voor het weer aan de grond (en omgekeerd). Zo'n computermodel rekent het weer daarom uit voor een groot aantal lagen boven elkaar. Het Europese weercentrum is gevestigd in Reading in Engeland. Meerdaagse verwachtingen zijn gewoonlijk gebaseerd op de resultaten van dit centrum. Bij verwachtingen op een termijn tot een dag vooruit worden eveneens computermodellen van de atmosfeer gebruikt. Deze zogeheten regionale modellen rekenen vaker per dag en met meer detail maar over een kleiner gebied.
: Winter, weer en wegen.
109
14.7 Betrouwbaarheid Hoe goed de atmosfeermodellen tegenwoordig ook zijn, ze hebben ook beperkingen, waarvan we er een aantal noemen: •
•
•
•
de uitgangstoestand is nooit precies bekend In principe moet de toestand van de atmosfeer precies bekend zijn om een goede verwachting te kunnen maken. De waarneemmogelijkheden zijn echter beperkt. Is de schaal van de weersystemen te klein, dan kan die onvoldoende in kaart gebracht worden, zodat de onnauwkeurigheid van de berekeningen toeneemt. de modellen zijn beperkt De modellen die gebruikt worden, rekenen op computers en zijn daardoor beperkt: ze kunnen nooit de gehele werkelijkheid weergeven, zelfs niet als alle schalen van het weer onbeperkt nauwkeurig bekend zouden zijn. natuurkundige processen ten dele bekend De natuurkundige processen die het weer bepalen zijn maar in beperkte mate bekend. Alleen door het maken van vereenvoudigde modellen van de verschillende processen, kunnen bruikbare modellen van de atmosfeer gemaakt worden. onvermijdelijke onvoorspelbaarheid Naast deze factoren speelt nog een rol dat de atmosfeer maar in beperkte mate voorspelbaar is. Kleine verstoringen in de uitgangstoestand kunnen leiden tot meerdere vervolgtoestanden die onderling zeer sterk uiteenlopen en al na enkele dagen resulteren in volslagen verschillende weersituaties voor een bepaald gebied.
Uit het bovenstaande blijkt hoe moeilijk het is om op de wat langere termijn het weer gedetailleerd te berekenen. Op de korte termijn, bijvoorbeeld bij een verwachting voor de komende nacht, blijven er eveneens voldoende onzekerheden over, zoals geregelde gebruikers van weerberichten zullen kunnen beamen. Komt de wegdektemperatuur net wel of net niet onder nul? Komt er mist? De afkoeling die ergens optreedt, en de vorming van mist hangen beide sterk af van de omstandigheden ter plaatse. Soms zijn er grote verschillen tussen twee locaties en zijn die voldoende bekend om te kunnen zeggen waar gladheid of mist zal optreden en waar niet. Meestal zijn de verschillen echter erg subtiel en kan geen zekerheid gegeven worden. 14.8 Gladheidverwachtingen Voor gladheidverwachtingen is bijvoorbeeld een verwachting van de minimumtemperatuur van groot belang. De meteoroloog die zo'n verwachting opstelt, gebruikt hiervoor de beschikbare waarnemingen en zijn eigen vakkennis; daarnaast zijn voor een beperkt aantal locaties statistische methoden beschikbaar. Bij het ontwikkelen van dergelijke methoden gaat men uit van een groot aantal waarnemingen uit het verleden; onderzocht wordt welke temperatuurdalingen bij welke weersomstandigheden zijn opgetreden. Uitgangspunt voor de methode is de maximumtemperatuur of een temperatuur later in de middag; hiervan wordt de statistisch bepaalde temperatuurdaling afgetrokken, om de uiteindelijke minimumtemperatuur te krijgen. Bepalend voor de grootte van de afkoeling zijn vooral de bewolking, de
: Winter, weer en wegen.
110
Meteoroloog maakt de gladheidsverwachting windsnelheid, de vochtigheid van de lucht en soms ook de windrichting. In de winter is ook de aanwezigheid van een sneeuwdek belangrijk: het verschil met kale grond bedraagt al gauw enkele graden. Al deze invloeden worden door de meteoroloog op hun effect beoordeeld; ze zijn ook in de statistische methoden verwerkt. Naast opgetreden of door de meteoroloog verwachte waarden van weervariabelen, dienen ook de uitkomsten van berekeningen met computermodellen van de atmosfeer als basis voor minimumtemperatuurverwachtingen. Bij verwachtingen op de wat langere termijn wordt deze methodiek steeds belangrijker. Verwachte waarden voor de wegdektemperatuur zijn voor het voorkomen dan wel bestrijden van gladheid van groot belang. Dit geldt vooral bij de beslissing om 's avonds of in het begin van de nacht al of niet preventief wegenzout te strooien. Ook hierbij kan de meteoroloog zijn eigen inzichten toetsen aan de uitkomsten van statistische methoden of van computermodellen. In dergelijke computermodellen voor het volgen van de wegdektemperatuur worden temperatuurveranderingen in het wegdek afgeleid uit berekende waarden van de inkomende en de uitgezonden warmtestraling, van de warmte-uitwisseling met de lucht en van de warmtegeleiding met de bodem onder de weg. Daarbij speelt uiteraard de wind een belangrijke rol, die op zijn beurt be誰nvloed wordt door de terreinruwheid; ook dat is in dergelijke modellen verwerkt. Be誰nvloeding van de wegdektemperatuur door het verkeer is vaak nog onvoldoende meegenomen. Uitgaande van een gegeven wegdektemperatuur rond het middaguur en van door de meteoroloog verwachte veranderingen in luchttemperatuur, vochtigheid, wind, bewolking en neerslag, berekenen de modellen het verloop van de wegdektemperatuur. De modelberekeningen hebben betrekking op een beperkt aantal punten.
: Winter, weer en wegen.
111
15.1 Inleiding Wegbeheerders moeten tijdig reageren op het ontstaan van een gladheidsituatie. De meeste wegbeheerders hebben een groot gebied waarvoor ze verantwoordelijk zijn. Het voorbereiden en inzetten van een strooiactie kost daardoor veel tijd. Als de strooiactie nog ingezet moet worden als de eerste gladheid is geconstateerd, dan is het te laat. Wegbeheerders zullen daarom moeten anticiperen op mogelijke gladheid. De strooiactie moet in de ideale situatie afgerond zijn voordat het glad wordt. In Nederland komen drie vormen van gladheid voor: 1. Condensatiegladheid 2. Gladheid door bevriezing van een nat wegdek 3. Gladheid door winterse neerslag Condensatiegladheid is de meest voorkomende vorm van gladheid in Nederland. Tegelijkertijd is het de gevaarlijkste vorm, doordat automobilisten niet of nauwelijks kunnen zien dat het glad is. Dat neemt niet weg dat de andere vormen van gladheid ook gevaarlijk zijn voor het verkeer. Om goed te kunnen anticiperen op te verwachten gladheid, beschikken de meeste wegbeheerders over een gladheidsmeldsysteem (GMS) en over meteorologische ondersteuning. Met een GMS is condensatiegladheid en bevriezing van natte wegen goed waar te nemen; wegbeheerders kunnen er ook goed op anticiperen met behulp van de alarmen die een GMS gegenereert. Gladheid door winterse neerslag is alleen met meteorologische ondersteuning goed te verwachten. Beelden van de neerslagradar zijn hierbij belangrijke informatie. In dit hoofdstuk worden de hulpmiddelen voor de wegbeheerders behandeld. In eerste instantie komt het GMS aan de orde en vervolgens worden de verschillende gladheidsituaties behandeld. 15.2 Het gladheidsmeldsysteem (GMS) Met een gladheidsmeldsysteem kunnen wegbeheerders op elk gewenst moment inzicht krijgen in de gladheidstoestand van het wegennet waarvoor ze verantwoordelijk zijn. Een gladheidsmeldsysteem bestaat uit een aantal meetpunten waarmee de weersomstandigheden en de conditie van de weg op een aantal plaatsen van het wegennet worden gemeten. De meetpunten worden opgesteld op de locaties die het meest gevoelig zijn voor het optreden van gladheid. Op een GMS-meetpunt worden de volgende gegevens gemeten: • Luchttemperatuur op 1,5 m hoogte • Relatieve vochtigheid op 1,5 m hoogte • Wegdektemperatuur (meerdere punten op verschillende rijstroken) • Geleidbaarheid van de weg (vaak op meerdere punten op verschillende rijstroken) • Temperatuur van de ondergrond (meestal op slechts enkele meetpunten) • Windrichting en windsnelheid (op een enkel meetpunt) Bij deze metingen zijn enkele opmerkingen te maken:
: Winter, weer en wegen.
112
Figuur: Situatieschets meetpunt GMS provincie Zeeland
Luchttemperatuur en relatieve luchtvochtigheid: deze worden op 1,5 m hoogte gemeten naast de weg. Uit de luchttemperatuur en de relatieve vochtigheid wordt het dauwpunt berekend. Het dauwpunt is een belangrijk gegeven, omdat dit bepalend is voor het ontstaan van condensatiegladheid. Bij sommige meetsystemen wordt daarom gebruik gemaakt van geforceerde luchtcirculatie: met een ventilator wordt lucht langs de thermometer en relatieve luchtvochtigheidsmeter geblazen. Bij andere meetsystemen wordt gebruik gemaakt van natuurlijke ventilatie. Wegdektemperatuur: deze wordt gemeten met sensoren die vlak onder of gelijk met het wegdekoppervlak zijn aangebracht. Vaak zijn verscheidene sensoren aangebracht, zeker als de rijbaan uit twee of meer rijstroken bestaat, zoals op snelwegen. Op de linker rijstrook is meestal minder verkeersactiviteit, zodat die vaak iets kouder is dan de rechter rijstro(o)k(en). Bij bruggen worden soms verschillende sensoren toegepast om de situatie op de brug en op het talud te meten. Geleidbaarheid: deze wordt gemeten met sensoren die de geleidbaarheid meten tussen twee metalen ringen waarvan de bovenkant gelijk is met het oppervlak van het wegdek. Is de weg droog, dan kan er geen elektrische stroom lopen tussen de twee ringen. De geleidbaarheid is dan nul. Is de weg vochtig, dan loopt de geleidbaarheid op naar maximaal 100 ÂľS. Bevat het vocht zout, dan is de geleidbaarheid veel groter. Afhankelijk van de zoutconcentratie, kan de geleidbaarheid oplopen naar 500 tot 800 ÂľS. Samengevat levert dit de volgende situaties op voor de geleidbaarheid van de weg (Gw):
: Winter, weer en wegen.
113
• • •
Gw = 0 : Gw > 0 : Gw > 100 :
de weg is droog de weg is nat er ligt zout op de weg
De geleidbaarheid van een droge weg is altijd nul, ook al ligt er zout op de weg. Om geleidbaarheid te meten is altijd vocht nodig. Nu is het zo dat zout hygroscopisch is, zodat ook onder droge omstandigheden de weg altijd wat vochtig is. Zout op een droge weg is echter moeilijk meetbaar. In de praktijk zal de wegbeheerder altijd weten wanneer er zout gestrooid is. Temperatuur ondergrond: deze wordt op slechts enkele punten gemeten. De reden is dat deze weinig varieert van plaats tot plaats. Het is daardoor voldoende de temperatuur van de ondergrond op een beperkt aantal plaatsen te meten. Wel is het belangrijk de diepte van deze meting te weten. De diepte is namelijk bepalend voor de temperatuur. 15.3 Gegevensverwerking en analyse De waarnemingen worden lokaal op het meetpunt opgeslagen. Via een communicatienetwerk worden de gegevens elke 5 minuten uitgelezen en opgeslagen in een centrale computer. De plaats van de meetstations is essentieel voor een goede werking van het GMS. Het ontstaan van gladheid is namelijk sterk afhankelijk van lokale factoren. Uit ervaring weten de meeste wegbeheerders wel wat de gevoeligste locaties zijn. Daarnaast kunnen er metingen worden uitgevoerd om na te gaan waar de koudste plaatsen voorkomen. Deze metingen worden gedaan in een heldere nacht met weinig wind. Onder die omstandigheden zijn de randvoorwaarden van de energiebalans overal hetzelfde en wordt de oppervlaktetemperatuur van de weg voornamelijk door lokale effecten bepaald. Vanuit een rijdende auto wordt in zo’n nacht de oppervlaktetemperatuur van het hele wegennet gemeten. Uit deze metingen komen de koudste plaatsen duidelijk naar voren. Op deze plekken worden de meetpunten geïnstalleerd. 15.4 Gebruikersprogrammatuur Een GMS levert enorm veel gegevens op. De wegbeheerders beschikken over programmatuur om deze gegevens op een overzichtelijke manier te bekijken. Er zijn twee soorten programma’s om de gegevens van het GMS te bekijken: 1. off-line PC-programma 2. web-based applicatie Het verschil tussen beide is dat bij het off-line programma de software op de PC van de wegbeheerder is geïnstalleerd terwijl de web-based applicatie in essentie een website is. Bij het off-line PC-programma start de wegbeheerder op zijn of haar PC het programma op en door middel van een telefoon- of internetverbinding worden de laatste gegevens van het GMS uit de centrale computer opgehaald. Na het verbreken van de verbinding kan de wegbeheerder de gegevens op de PC bekijken en analyseren. Het voordeel van het off-line PC-programma is dat het relatief goed beveiligd is en dat er geen continue (internet)verbinding nodig is. De web-based applicatie bestaat uit een website die met een gewone internet-browser (Internet Explorer, Mozilla Firefox, Netscape, etc.) bekeken kan worden. De website is beveiligd met een gebruikersnaam en wachtwoord, zodat niet jan-en-alleman er gebruik van kan maken. De website is gekoppeld aan een database en bij het opvragen van een grafiek of tabel worden de gegevens uit de database op het beeldscherm gepresenteerd. Het voordeel van een web-based applicatie is dat de wegbeheerder op elke PC die op het internet is aangesloten, het GMS kan raadplegen. Daarnaast is het mogelijk om met een zakcomputer (pda) met een internetverbinding de gegevens van het GMS te bekijken.
: Winter, weer en wegen.
114
Figuur: Voorbeeld van een off-line PC-programma (boven) en van een web-based applicatie : Winter, weer en wegen.
115
De gegevens van het GMS kunnen op verschillende manieren gepresenteerd worden. Het GMS biedt de volgende mogelijkheden: 1. tabel 2. grafiek 3. kaart Ook bieden de meeste gebruikersprogramma’s de mogelijkheid om weersverwachtingen, radarbeelden en satellietbeelden te bekijken. 15.5 Alarmen Eén van de belangrijkste functies van het GMS is het genereren van alarmmeldingen. Met de alarmen wordt de wegbeheerder tijdig gewaarschuwd voor een potentiële gladheidsituatie. De alarmen worden automatisch door het GMS gegenereerd op basis van drempelwaarden die de wegbeheerder zelf kan instellen. De alarmmeldingen kunnen met de gebruikersprogramma’s bekeken worden, in samenhang met de waarnemingen. Een andere belangrijke functie van het GMS is dat alarmmeldingen kunnen worden verstuurd naar een semafoon of GMS-telefoon. Het GMS genereert verschillende alarmmeldingen. Het soort alarmmelding geeft informatie over de gesignaleerde omstandigheden. Het GMS kent de volgende basis-alarmmeldingen: • T-alarm: de wegdektemperatuur komt onder nul • G-alarm: de weg wordt vochtig (de geleidbaarheid loopt op) • N-alarm: er valt neerslag in de neerslagmeter • C-alarm: er treedt condensatie op • Z-alarm: er is zout op het wegdek aanwezig Daarnaast zijn er nog enkele bijzondere alarmmeldingen: • P-alarm: bevriezing van een nat wegdek • Y-alarm: er treedt condensatiegladheid op of er valt winterse neerslag • V-alarm: het P-alarm is geblokkeerd Het P-alarm en het Y-alarm zijn eigenlijk combinaties van andere alarmmeldingen. Bevriezing van een nat wegdek wil zeggen dat de weg nat is (G-alarm) en dat de wegdektemperatuur onder nul komt (T-alarm). Condensatiegladheid treedt op als er condensatie (C-alarm) optreedt bij een wegdektemperatuur onder nul (T-alarm). Winterse neerslag is te detecteren als er neerslag valt (N-alarm) terwijl de wegdektemperatuur onder nul is (T-alarm). Samengevat komt dit neer op het volgende: • P-alarm = G-alarm + T-alarm • Y-alarm = C-alarm + T-alarm óf N-alarm + T-alarm Om te voorkomen dat de meetpunten van het GMS P- en Y-alarmen blijven genereren zolang er aan de criteria is voldaan, worden de P- en Y-alarmen onderdrukt. Dat gaat als volgt: • P-alarm: wordt slechts eenmaal per 6 uur gegenereerd. • Y-alarm: wordt slechts eenmaal per gebeurtenis gegenereerd. Het V-alarm is bedoeld om P-alarmen voor een langere periode te onderdrukken. Deze voorziening is bedoeld voor situaties met natte wegen en temperaturen onder nul, maar waarbij er al een strooiactie is uitgevoerd. In die situatie blijven de meetpunten P-alarmen genereren terwijl er geen gevaar voor gladheid is. Een strooiactie heeft namelijk een werkingsduur van ongeveer 3 etmalen. Het strooizout blijft op de weg liggen en houdt zijn werking. Door verkeersactiviteit wordt het zout geleidelijk van de weg af gereden. Dit is overigens wel afhankelijk van de neerslag. Als er regen valt, verdwijnt het zout eerder van de weg.
: Winter, weer en wegen.
116
15.6 Bevriezing van een nat wegdek (P-alarm) Bevriezing van natte wegen is door de wegbeheerder meestal goed te herkennen met het GMS. Voorwaarde is dat de wegen nat zijn voordat de wegdektemperatuur onder nul komt. Dit komt bijvoorbeeld voor als er vlak voor een heldere nacht nog een paar buitjes vallen, waarna de wegdektemperatuur onder nul daalt. Voor de wegbeheerders zijn dit lastige situaties. Er kan dan namelijk niet te vroeg gestrooid kan worden, omdat het zout dan door de buien weer van de weg afspoelt. De beelden van de neerslagradar en contact met de meteorologische dienst zijn dan essentieel om het moment van strooien goed te plannen. Soms wordt er besloten om te gaan strooien terwijl er nog enkele buien vallen, maar dat wordt dan geaccepteerd om te voorkomen dat te laat begonnen wordt. Gladheid door bevriezen van natte wegen is met het GMS als volgt te herkennen: • De wegen zijn nat. Dat betekent dat de geleidbaarheid tussen 0 en 100 zit, in de praktijk tussen 50 en 100. Er is dan al een G-alarm. • De wegdektemperatuur daalt onder nul -> T-alarm en direct een P-alarm. Let op: in bovenstaande situatie zou de wegbeheerder bij het ontvangen van een G-alarm te laat zijn. Het is dan al glad, terwijl de strooiactie dan nog moet beginnen. In de praktijk wordt de drempel om het T-alarm te generen daarom niet op 0ºC gezet, maar op +0,5ºC. Vervolgens wordt met de wegdektemperatuurverwachting van de meteorologische dienst bepaald of er een strooiactie wordt ingezet of niet.
Figuur: Voorbeeld van bevriezen van een nat wegdek.
: Winter, weer en wegen.
117
15.7 Condensatiegladheid (Y-alarm) Condensatie van vocht op het wegdek ontstaat als de wegdektemperatuur daalt onder de dauwpuntstemperatuur van de lucht. Condensatiegladheid ontstaat als bij dit proces de temperatuur van het wegdek onder nul komt. Condensatiegladheid is de gevaarlijkste en meest voorkomende vorm van gladheid in Nederland. Het is zo gevaarlijk doordat het al kan optreden bij luchttemperaturen boven nul. Veel auto’s zijn uitgerust met een thermometer die de temperatuur van de buitenlucht weergeeft op een hoogte van ongeveer 1 meter. Zolang die enkele graden boven nul is, denken veel automobilisten dat het niet glad kan zijn. De wegdektemperatuur kan dan echter al onder nul zijn, zonder dat de automobilist dat in de gaten heeft. Bovendien ontstaat deze vorm van gladheid pleksgewijs: het eerst op de koudste locaties. Condensatiegladheid is voor de wegbeheerder met behulp van het GMS goed te herkennen. Er zijn twee situaties denkbaar: het condensatieproces begint bij een wegdektemperatuur boven nul en het condensatieproces begint als de wegdektemperatuur al onder nul is. Situatie 1: Tweg > 0 • Wegdektemperatuur daalt onder de dauwpuntstemperatuur: condensatie begint -> Calarm • Geleidbaarheid loopt tegelijkertijd op -> G-alarm. Bij verdergaande condensatie loopt de geleidbaarheid verder op, de weg wordt steeds vochtiger • Daalt de wegdektemperatuur onder het vriespunt -> T-alarm en direct ook een Y-alarm Situatie 2: Tweg < 0 • Wegdektemperatuur is onder nul. Dat betekent dat er al een T-alarm is. • Wegdektemperatuur daalt onder de dauwpuntstemperatuur: condensatie begint -> Calarm en direct ook een Y-alarm. • Omdat de weg dan ook vochtiger wordt, zal er ook een G-alarm gegeneerd worden. Let op: in de meeste gevallen ontstaat condensatiegladheid als de wegdektemperatuur onder het dauwpunt daalt en ook onder nul komt. Echter, er kan ook condensatiegladheid optreden als het dauwpunt oploopt bij wegdektemperaturen die al onder nul zijn. Dit komt niet zo vaak voor omdat dat meestal te maken heeft met het passeren van een warmtefront. In de meeste gevallen gaat dat vergezeld met bewolking, meer wind en hogere luchttemperaturen, zodat dan doorgaans de wegdektemperatuur boven nul komt voordat het condensatieproces begint. Vooral in de late winter en het vroege voorjaar na een vorstperiode kan deze situatie zich toch wel voordoen. Verder is het zo dat in de praktijk de drempel om het T-alarm te generen niet op 0ºC wordt gezet, maar op +0,5ºC. Vervolgens wordt met de wegdektemperatuurverwachting van de meteorologische dienst bepaald of er een strooiactie wordt ingezet of niet. Zou het T-alarm pas gegenereerd worden bij een wegdektemperatuur van 0ºC, dan is er al gladheid aan het ontstaan en is de wegbeheerder te laat. 15.8 Gladheid door winterse neerslag (Y-alarm) Wegbeheerders kunnen gladheid door winterse neerslag (sneeuw of ijzel) op zich goed herkennen met het GMS, maar zou de wegbeheerder alleen het GMS gebruiken, dan wordt de strooiactie altijd te laat ingezet. Juist bij sneeuw en ijzel moet het zout op de weg liggen voordat de neerslag begint. Zout strooien over een besneeuwde of beijzelde weg heeft nauwelijks effect. Daarom is bij deze situaties een weersverwachting onontbeerlijk.
: Winter, weer en wegen.
118
Figuur: Voorbeeld van een situatie met condensatiegladheid op een brug.
In het GMS is gladheid door winterse neerslag goed te herkennen. Specifiek voor de deze situatie is het N-alarm: • Er valt neerslag -> N-alarm • Wegdektemperatuur daalt onder het vriespunt -> T-alarm en direct een Y-alarm Andersom kan ook: • Wegdektemperatuur onder het vriespunt -> T-alarm • Er valt neerslag -> N-alarm en direct ook een Y-alarm Let op: bij deze vorm van gladheid zit er een adder onder het gras. Er is een situatie denkbaar dat er neerslag valt tussen de meetpunten. Deze neerslag wordt dus niet opgemerkt door het GMS, dat daarmee suggereert dat er geen neerslag valt. Bij deze vorm van gladheid is een nauwe samenwerking met de meteorologische dienst noodzakelijk. In de praktijk zal de meteorologische dienst de wegbeheerder in een vroeg stadium informeren over de kans op winterse neerslag. Ook worden er meestal afspraken gemaakt over het bewaken van de weersituatie en het waarschuwen van de wegbeheerders door de meteorologische dienst.
: Winter, weer en wegen.
119
16.1 Inleiding Bij gladheidsbestrijding is de temperatuur van het wegdek verreweg de belangrijkste factor. Daarom gaan we er in dit hoofdstuk nogmaals op in en ditmaal wat dieper. Gladheid kan alleen optreden als de temperatuur van het wegdek onder nul is of onder nul komt. Door veranderingen in de meteorologische omstandigheden kan de wegdektemperatuur in korte tijd sterk variëren. Deze variatie in de wegdektemperatuur wordt veroorzaakt door veranderingen in de energiebalans: - ontvangt het wegdek meer energie dan het verliest, dan stijgt de wegdektemperatuur, - verliest het wegdek meer energie dan het ontvangt, dan daalt de wegdektemperatuur. - Als de energiestromen van en naar het wegdek in balans zijn, dan blijft de temperatuur gelijk. Veranderingen in de temperatuur van het wegdek zijn daardoor altijd terug te voeren op veranderingen in de energiebalans.
16.2 De energiebalans Het wegdek moet voldoen aan de wet van behoud van energie. Deze wet houdt in dat energie niet kan verdwijnen. De wet van behoud van energie is eenvoudig op te schrijven in de volgende vergelijking: Toegevoerde energie = afgevoerde energie + verandering van de opgeslagen hoeveelheid energie in het wegdek De energiebalans van een wegdek bestaat uit verschillende componenten. De belangrijkste daarvan is de netto straling. De netto straling is de drijvende kracht van de energieuitwisseling van een wegdek. De netto straling is de component die het evenwicht uit balans brengt. De andere componenten zijn nodig om de balans weer in evenwicht te brengen. De componenten die een rol spelen zijn de volgende: 1. De netto straling (Q*). Overdag is de netto straling een energiestroom naar het wegdek toe. In een heldere nacht is de netto straling een energiestroom van het wegdek af. 2. Opwarmen van de luchtlaag boven de weg (H). Andersom kan er ook energie worden onttrokken aan de luchtlaag boven de weg. Deze term wordt ook wel de “voelbare warmtestroom” genoemd. 3. Verdampen of condenseren van water (LvE). Verdampen kost energie en de waterdamp die hierdoor ontstaat, verplaatst zich naar de atmosfeer boven het wegdek en daarmee verplaatst ook de energie zich van het wegdek naar de atmosfeer. De tegenhanger van verdampen is condenseren. Als dit gebeurt, wordt energie uit de atmosfeer naar het wegdek toe getransporteerd. 4. Opwarmen van de bodem (G). Als het oppervlak van de weg opwarmt, warmt ook geleidelijk het hele wegpakket op als gevolg van warmtegeleiding. Andersom, als het oppervlak van de weg afkoelt, wordt er door geleiding warmte uit de ondergrond aangevoerd. Dit wordt ook wel de bodemwarmtestroom genoemd. 5. Opslag van energie in het wegdek zelf (ΔS).
: Winter, weer en wegen.
120
In de vorm van een vergelijking ziet de energiebalans van een wegdek er als volgt uit: Q* + H + LvE + G + Î&#x201D;S = 0 Omdat de nettostraling de drijvende kracht is bij de energie-uitwisseling aan het oppervlak van de weg, wordt deze vergelijking ook wel geschreven als: Q* = H + LvE + G + Î&#x201D;S
: Winter, weer en wegen.
121
Uit het voorgaande is gebleken dat alle componenten van de energiebalans zowel positief als negatief kunnen zijn. Positief is in dit verband: naar het wegdek toe gericht, negatief is in dit verband: van het wegdek af gericht. Het bijzondere van de energiebalans van het wegdek is dat de balans eigenlijk nooit in evenwicht is. De som van de componenten van de energiebalans is daardoor bijna nooit nul. Als de som van de energiebalans positief is, is er op het wegdek een overschot aan energie en het gevolg daarvan is dat de wegdektemperatuur oploopt. Is de som van de energiebalans negatief, dan is er een tekort aan energie en dan daalt de temperatuur van het wegdek. 16.3 Componenten van de energiebalans De verschillende componenten van de energiebalans hebben een grote invloed op de wegdektemperatuur en op het optreden van gladheid. In deze paragraaf wordt de invloed van de verschillende componenten verder uitgewerkt. 16.3.1 Netto straling (Q*) De netto straling is de optelsom van alle vormen van straling van het wegdek. In het kader van de gladheidsbestrijding zijn er verschillende soorten straling die een rol spelen en die gezamenlijk de netto straling bepalen. De volgende vormen van straling spelen een rol: 1. kortgolvige inkomende straling (zonnestraling) 2. kortgolvige uitgaande straling (gereflecteerde zonnestraling) 3. langgolvige inkomende straling 4. langgolvige uitgaande straling In het overzicht hierboven is onderscheid gemaakt tussen kortgolvige straling en langgolvige straling. Dit onderscheid heeft te maken met de bron van de straling. Elk object met een temperatuur boven het absolute nulpunt zendt naar alle kanten elektromagnetische straling uit. Volgens de wet van Wien is de golflengte van de uitgezonden straling korter (paarser, meer ultraviolet) naarmate de temperatuur van het object hoger is. De wet van Wien luidt als volgt: λm = 2897,8/T μm Het oppervlak van de zon heeft een temperatuur van ongeveer 6000 Kelvin en zendt dus straling uit met een golflengte van ongeveer 0,5 μm. Het aardoppervlak heeft een gemiddelde temperatuur van ongeveer 288 K. De golflengte van de straling vanaf het aardoppervlak bedraagt daarom ongeveer 10 μm (infrarood). Ook de hoeveelheid energie die een object uitzendt is afhankelijk van de temperatuur van het object. Hiervoor geldt de wet van Stefan-Boltzmann. Die luidt als volgt: M = σT4 (W.m-2) De factor σ is de Stafan-Boltzmann constante en is gelijk aan 5,6697 10-8 W.m2 K-4. Uit deze formule blijkt dat de hoeveelheid uitgezonden energie zeer sterk afneemt naarmate de temperatuur van het object lager wordt. Voor het bepalen van de netto straling zijn de volgende energiestromen van belang: 1. zonnestraling. Dit is kortgolvige straling die alleen overdag beschikbaar is, want 's nachts is de zon er niet. Bovendien varieert de hoeveelheid zonnestraling zeer sterk gedurende de dag en in de loop van het seizoen. Hoe lager de zon boven de horizon staat, hoe minder zonnestraling er op het wegdek valt. Bewolking schermt de zonnestraling af. Afhankelijk van het soort bewolking kan er toch nog kortgolvige zonnestraling op het wegdek terecht komen. Dit is zonnestraling die door de waterdruppeltjes verstrooid wordt. Daarom heet dat ook wel diffuse kortgolvige straling
: Winter, weer en wegen.
122
2. Langgolvige straling van bewolking. Deze langgolvige straling is zowel overdag als 's nachts aanwezig (mits er bewolking aanwezig is natuurlijk). Hoe dikker de bewolking, hoe meer straling deze produceert. Verder is het zo dat lage bewolking een hogere temperatuur heeft en daardoor meer straling produceert dan hoge bewolking. 3. Langgolvige straling uit de atmosfeer. Ook als het onbewolkt is, komt er toch nog wat langgolvige straling naar beneden. Deze is afkomstig van stof en luchtmoleculen (hoofdzakelijk waterdamp, kooldioxide en ozon). Hoe meer waterdamp de lucht bevat, hoe groter deze stralingscomponent is. Droge, koude lucht bevat relatief weinig waterdamp en stof, zodat deze stralingscomponent dan minimaal is. 4. Gereflecteerde zonnestraling. Dit is kortgolvige straling die door het wegdek weer teruggekaatst wordt naar de atmosfeer. Dit proces speelt vooral een rol als de weg (en de omgeving) bedekt is met sneeuw of ijs. De verhouding tussen ontvangen en gereflecteerde kortgolvige straling wordt weergegeven door het albedo. Hieronder staat een overzicht van het albedo van verschillende materialen. gras vers gevallen sneeuw oude sneeuw ijs asfalt nieuw beton oud beton staal geverfd oppervlak rode baksteen
0,26 0,82-0,99 0,40-0,50 0,40-0,50 0,15 0,35 0,25 0,80 0,50-0,70 0,32
5. Langgolvige straling van het wegdek. Deze straling is slechts afhankelijk van de temperatuur van het wegdek. Overdag als de zon op de weg schijnt, is deze stralingscomponent relatief hoog, maar aanmerkelijk kleiner dan de inkomende zonnestraling. 's Nachts neemt de langgolvige straling geleidelijk af, naarmate het wegdek kouder wordt. 6. Langgolvige straling van de omgeving. Omringende gebouwen en taluds produceren ook langgolvige straling. Vooral wegen die diep tussen taluds liggen, worden daardoor in een heldere nacht minder koud dan wegen die gelijk liggen met het omringende terrein. De netto straling is de optelsom van al deze hierboven beschreven componenten. Op de volgende pagina staan twee figuren waarin de verschillende stralingstermen zijn weergegeven voor de situatie overdag (boven) en de situatie in de nacht (onder). 16.3.2 Voelbare warmtestroom (H) De voelbare warmtestroom is het opwarmen van de lucht boven de weg, of juist het afkoelen van de lucht boven de weg. Dit proces treedt op als er een temperatuurverschil is tussen de lucht boven de weg en het wegdek zelf. Bij dit proces is er sprake van een vertikaal transport van energie (“warmte”) in de lucht boven de weg. Bij dit proces speelt turbulentie een belangrijke rol. Als het windstil is, kan de energie zich moeilijk door de lucht verplaatsen. Staat er wat wind, dan wordt de lucht door elkaar “geroerd”. Lucht die door het wegdek wordt afgekoeld of opgewarmd, wordt dan gemakkelijk vervangen door warmere, respectievelijk koelere lucht.
: Winter, weer en wegen.
123
Figuur: Stralingstermen overdag (boven) en in de nacht.
: Winter, weer en wegen.
124
Als we het begrip turbulentie is dit verband beter bekijken, dan zijn er twee soorten turbulentie: 1. Mechanische turbulentie. Dit is het geval als er wind staat. 2. Turbulentie door vrije convectie. Dit is een soort “wind” die ontstaat door het opwarmingsproces zelf. Warmere lucht is lichter dan koude lucht en stijgt daarom op. Koudere lucht beweegt dan naar beneden. Voor de gladheidsbestrijding voert het te ver om verder op dit onderwerp in te gaan. De volgende punten zijn in dit verband van belang: 1. Bij weinig wind of windstil weer is de voelbare warmtestroom relatief laag. Het is dan moeilijk om energie (“warmte”) uit de lucht boven de weg te verplaatsen naar het wegdek. In het algemeen is het zo dat hoe minder wind er staat, hoe meer het wegdek afkoelt. Beschutte plaatsen zullen daardoor sneller afkoelen dan open liggende plaatsen. Als er overal weinig wind is, maakt dit geen verschil. 2. Hoe kouder de lucht boven de weg is, hoe kleiner de voelbare warmtestroom is. Het gaat hierbij om het temperatuurverschil tussen de weg en de lucht er boven. 16.3.3 Verdamping en condensatie ( LvE) Voor verdamping (en condensatie) van waterdamp, gaat in veel gevallen hetzelfde verhaal op als voor de voelbare warmtestroom (H) in de paragraaf hiervoor. Turbulentie speelt een grote rol en ook de vochtigheid van de lucht boven het wegdek (eigenlijk gaat het hierbij om de dampspanning). We zullen in dit kader niet verder op deze aspecten ingaan. Voor de gladheidsbestrijding zijn de volgende punten van belang: 1. Turbulentie bevordert het transport van (verdampings)energie van het wegdek naar de lucht er boven. Als de netto straling negatief is (in een heldere nacht) geldt hetzelfde, maar dan bevordert het juist de transport van (condensatie)energie naar het wegdek toe. 2. Hoe groter het dampspanningsverschil tussen wegdek en de lucht erboven, hoe groter het transport van energie van wegdek naar de lucht erboven of andersom. Koude lucht kan minder vocht bevatten dan warme lucht. Naarmate het wegdek verder afkoelt ten opzichte van de lucht erboven, hoe meer dauw of rijp er op het wegdek ontstaat. Hierbij gaat het om het dauwpunt van de lucht. Daarom ontstaat er in droge lucht nauwelijks condens of rijp op de weg. Overdag is het andersom. Hoe warmer het wegdek wordt ten opzichte van het dauwpunt van de lucht erboven, hoe meer water het wegdek kan verdampen. Het is belangrijk op te merken dat de voelbare warmtestroom en het energietransport verdamping en condensatie elkaar aanvullen. De beschikbaarheid van water speelt daarbij een cruciale rol. De volgende voorbeelden lichten dat toe: Voorbeeld 1: Als de stralingsbalans positief is (dat wil zeggen als de netto straling positief is) en de weg is nat, dan wordt de beschikbare straling verdeeld over beide processen. Het water op de weg gaat verdampen en tegelijkertijd stijgt de temperatuur van het wegdek langzaam. Op het moment dat al het water verdampt is (de weg is droog), wordt alle energie gebruikt voor de voelbare warmtestroom. Voorbeeld 2: In een heldere nacht is de stralingsbalans negatief. Daardoor koelt de weg af. Om dit te compenseren wordt energie onttrokken aan de lucht boven het wegdek. Het wegdek blijft daardoor afkoelen en ook de lucht er boven koelt af. Op het moment dat de luchttemperatuur daalt tot het dauwpunt, gaat het condensatieproces meedoen. Dit is een extra energiebron, zodat het energieverlies van het afkoelende wegdek beter gecompenseerd kan worden. Op het moment dat het condensatieproces mee gaat doen, koelt het wegdek minder snel af.
: Winter, weer en wegen.
125
16.3.4 Bodemwarmtestroom (G) De bodemwarmtestroom is een belangrijke component in de energiebalans van een wegdek. Het belangrijkste proces hierbij is geleiding van energie (“warmte”). De energie stroomt hierbij van warm naar koud. Niet alle materialen geleiden de warmte even gemakkelijk. Er is sprake van een weerstand. Deze weerstand is voor elk materiaal anders. Deze weerstand noemen we de warmtegeleidingcoëfficiënt. Verder is het zo, dat opwarmen van het ene materiaal meer energie kost dan bij ander materiaal. Dit wordt aangegeven met de soortelijke warmte. Dit is de hoeveelheid energie die nodig is om 1 kilo 1 graad op te warmen. Opwarmen en afkoelen van de weg en de ondergrond gebeurt van bovenaf. Op een diepte van bijvoorbeeld 1 meter, is er gedurende een dag nauwelijks een verandering van temperatuur merkbaar (over een langere periode is dit overigens wel zo). De drijvende kracht voor temperatuurverandering in de bodem is de energiebalans en dan voornamelijk de netto straling. Als de netto straling negatief is, koelt het oppervlak van de weg af. Door deze afkoeling ontstaat er een temperatuurverschil met de laag direct onder het wegoppervlak. Daardoor komt er een energiestroom van deze laag naar het oppervlak op gang en daardoor koelt ook deze laag (wat) af. Vervolgens ontstaat er een temperatuurverschil met de laag daar weer onder, zodat er weer een energiestroom gaat lopen, enzovoort. De karakteristieken van de materialen waarvan de weg is opgebouwd, bepalen hoe groot de respectievelijke energiestromen worden en hoe snel een totaal wegpakket afkoelt.
Figuur: verloop netto straling en bodemtemperatuur op verschillende diepten.
: Winter, weer en wegen.
126
Overdag, als de netto straling positief is, gebeurt het omgekeerde. Het oppervlak van de weg warmt op en wordt warmer dan de weg daar direct onder. Er ontstaat een temperatuurverschil en daardoor komt er een energiestroom op gang van warm naar koud. Het laagje direct onder het oppervlak warmt daardoor op en wordt warmer dan het laagje daar weer onder, enz. Als de energiestroom aan het oppervlak varieert, is het logisch dat de energiestromen in de bodem ook variÍren. Omdat warmtegeleiding tijd kost, zal het maximum van de energiestroom in de grond daardoor later zijn dan het maximum aan het oppervlak. Dit verschijnsel is goed te zien aan het verloop van de bodemtemperatuur. Zie hiervoor de figuur op de volgende pagina. De netto straling kent niet alleen een dagelijkse gang, maar ook een verloop gedurende het jaar. In de loop van het winterseizoen koelt de ondergrond steeds verder af. Net als bij de dagelijkse gang in de bodemtemperatuur treedt hierbij ook een vertraging in de tijd op. De faseverschuiving is (afhankelijk van de diepte) 1 à 2 maanden. Dat heeft als consequentie dat de bodemwarmtestroom vanuit de grond naar het oppervlak van de weg toe in het voorjaar geringer is dan in het najaar en in de winter. 16.4 Vorst in de grond Een bijzondere situatie doet zich voor als de vorst in de grond zit. Dat wil zeggen dat de temperatuur van de bodem tot een bepaalde diepte onder het vriespunt is. Het ontdooien van de grond gebeurd van bovenaf. Dat betekent dat er een situatie ontstaat waarbij de bovenste laag van de grond of de weg boven nul is, terwijl daaronder nog een bevroren laag zit. Deze bevroren laag vormt een barrière voor de energiestroom vanuit diepere bodemlagen. Er is dan maar heel weinig vorst nodig om de bovenste laag van de weg weer te laten bevriezen. Deze situatie kan vooral ontstaan na een lange periode met vorst die gevolgd wordt door kwakkelweer (afwisselend vorst en dooi).
: Winter, weer en wegen.
127
Van dezelfde auteur:
Weerkunde, Meteorologie voor iedereen. Kees Floor/KNMI; Uitgeverij Elmar, Rijswijk, ISBN 9789038914893; 20062
: Winter, weer en wegen.
Het weer op satellietbeelden. Kees Floor; Uitgeverij Elmar, Rijswijk, ISBN 9789038916255; 2005.
128