Kees Floor - Weerkunde Meteorologie voor iedereen 
 
Hoofdstuk 8 - Dagelijkse gang
 
8.1 Inleiding
Evenals eb en vloed een dagelijks ritme vertonen, veranderen ook temperatuur, wind en bewolking volgens een dagelijks patroon. Deze veranderingen van de verschillende grootheden hangen onderling samen. In dit hoofdstuk wordt het dagelijkse ritme van die weerelementen behandeld.

8.2 Gang van de zonnestraling en de aardse straling

In het hoofdstuk over warmte, straling en temperatuur is aan de orde geweest dat zowel de zonnestraling als de aardse straling een belangrijke invloed heeft op het weerverloop van elke dag. Naarmate de zon hoger aan de hemel staat, wordt meer zonnestraling ontvangen. Dus vanaf zonsopkomst neemt de hoeveelheid zonnestraling toe, bereikt haar maximum rond het middaguur om vervolgens weer af te nemen als de zon geleidelijk lager komt te staan. Gedurende de nachtelijke uren, als het donker is en de zon onder is, wordt geen directe zonnestraling ontvangen.
In de winter staat de zon in Nederland laag aan de hemel, zodat veel minder straling binnenkomt dan in de zomer. Verder is de daglengte veel korter: ongeveer 8 uur tegen 's zomers zo'n 16 uur; ook daardoor wordt er veel minder straling ontvangen. In de figuren is het dagelijkse verloop van de hoeveelheden zonnestraling die het aardoppervlak bereiken op een heldere dag weergegeven; tevens is de dagelijkse gang van de door de aarde uitgezonden warmtestraling aangegeven.
 
Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel).
 
Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel)
en van de door de aarde uitgezonden straling (blauw). 
 
8.5 Invloed op massakarakter
Eigenlijk is het massakarakter een eigenschap van de luchtsoort;
de temperatuur van de lucht is in een bepaalde luchtsoort namelijk een tamelijk vast gegeven. De temperatuur van het aardoppervlak is dat echter niet; daardoor kan het aardoppervlak het karakter van een luchtsoort veranderen.

Juist de zonnestraling en de aardse straling hebben een grote invloed
op de temperatuur van het aardoppervlak en daarmee ook op het massakarakter van de lucht. Op dagen met veel bewolking wordt zowel de instraling van de zon als de uitstraling door de het aardoppervlak getemperd. Op die dagen verandert er dan ook niet zoveel in het massakarakter van de lucht. 

Op wolkenloze dagen of dagen met weinig bewolking hebben de zonnestraling en aardse straling daarentegen een grote invloed op het massakarakter van de lucht; vaak verandert het karakter in de loop van de dag: overdag is de temperatuur van het aardoppervlak hoger dan de temperatuur van de lucht en is er sprake van koude massa; in de avond en nacht zakt de temperatuur van het aardoppervlak onder die van de lucht en verandert de lucht van koude massa in warme massa.
Wind en bewolking zijn op hun beurt weer gekoppeld aan het massakarakter, zoals in de volgende paragrafen zal blijken. >
 
8.6 Dagelijkse gang van de wind
Overdag neemt de lucht boven het door zonnestraling sterk opgewarmde aardoppervlak gemakkelijk de eigenschappen aan van koude massa.
In die koude massa kunnen luchtbellen die aan het aardoppervlak ontstaan en die wat warmer zijn dan hun omgeving, loslaten en opstijgen. De lucht wordt daardoor sterk turbulent en de wrijving neemt af. Daardoor neemt de gemiddelde windsnelheid toe. Naarmate de zon hoger komt, wordt het temperatuurverschil tussen lucht en aardoppervlak groter en neemt de turbulentie verder toe. Vooral als het niet te hard waait, is de dagelijkse gang van de wind duidelijk te zien: In de loop van de ochtend neemt de windsnelheid geleidelijk toe en wordt de wind tegelijkertijd vlageriger. Rond de middag, als de zon op z'n hoogst staat, is de wind ook op z'n sterkst. Als in de namiddag de zon weer zakt, neemt de wrijving weer toe en neemt de windsnelheid geleidelijk af.
In het zomerhalfjaar zien we heteluchtballonnen vaak profiteren van die windafname later in de middag.

Rond zonsondergang, als de zonnestraling nog maar weinig voorstelt en de afkoeling door uitstraling op gang komt, verandert het massakarakter van koude in warme massa. In warme massa wordt de turbulentie van de wind sterk onderdrukt. De wrijving neemt toe en de wind zwakt af.
Vooral in de winter kan de wind na zonsondergang vrijwel helemaal wegvallen en wordt het zo goed als windstil. De nachtelijke afkoeling zet dan sterk door. Dergelijke situaties zijn het meest uitgesproken als er gemiddeld windkracht 3 tot 4 staat; de wind kan dan 's avonds bijna geheel wegvallen. Dit komt nogal eens voor als depressies en hogedrukgebieden niet veel van plaats veranderen. De wisselwerking tussen de temperatuur van het aardoppervlak en de wind is nu ook duidelijk. Overdag voert de turbulentie van de wind de warmte van het aardoppervlak af, zodat de temperatuur daarvan niet al te sterk oploopt. De temperatuur op haar beurt regelt de sterkte van de turbulentie.
Er stelt zich een evenwicht in tussen opwarming en turbulentie.

's Nachts is de wisselwerking er ook, maar nu in omgekeerde richting. Zolang er nog wat wind is en de bodem een lagere temperatuur heeft dan de lucht erboven, voert de wind warmte toe aan het aardoppervlak en is de afkoeling minder sterk. Naarmate de afkoeling echter doorgaat, neemt de wind ook verder af en wordt de afkoeling versterkt.
 
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.
 
Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel).
 
Valt de wind geheel weg, dan houdt de warmtetoevoer zelfs op; het aardoppervlak koelt nog weer sterker af. Of de wind wel of niet wegvalt, hangt vaak van kleinigheden af; het evenwicht dat zich instelt tussen wind, bewolking, temperatuur, vochtigheid van de lucht en uitstraling is erg subtiel. 

8.7 Dagelijkse gang van de bewolking
Naarmate de temperatuur van het aardoppervlak stijgt, wordt het koudemassakarakter sterker en de lucht dus turbulenter. Dit maakt dat luchtbellen steeds gemakkelijker los kunnen laten van het aardoppervlak en ook dat ze vaak een stuk warmer zijn dan hun omgeving. De temperatuurverschillen tussen luchtbel en omgeving ontstaan veelal door kleine verschillen in de aard van het aardoppervlak. Zolang die bellen lucht warmer blijven dan hun omgeving, stijgen ze verder omhoog.  Een bel lucht koelt tijdens het opstijgen weliswaar af, maar juist doordat in koude massa de temperatuur met de hoogte sterk afneemt, blijft de bel gemakkelijk warmer en kan vaak tot grote hoogte doorstijgen. Als de lucht vochtig genoeg is en de bel ver door stijgt, zal ze op zeker moment afgekoeld zijn tot de dauwpuntstemperatuur; er treedt dan condensatie en wolkenvorming op. De zo ontstane stapelwolken hebben flinke verticale afmetingen. Vaak zien we dat gebeuren op een heldere ochtend. Als de zon net op is, is er nog geen wolkje
aan de lucht. 

Door het oplopen van de temperatuur stijgen steeds meer bellen op en komen ze ook steeds hoger. De lucht in Nederland komt vaak van over zee
en bevat voldoende vocht om na afkoeling door opstijging wolkenvorming te doen plaatsvinden. Meestal ontstaan in de loop van de ochtend de eerste wolken en binnen een uur daarna is de hemel voor een groot deel bedekt met cumuluswolken. Die bewolking onderschept echter op haar beurt een belangrijk gedeelte van de zonnestraling, zodat het aardoppervlak minder opgewarmd wordt. Dat remt de wind en stopt verdere wolkenvorming.
Er ontstaat een evenwicht. Als de wolken hoog genoeg worden, kunnen er buien ontstaan. Wanneer in de middag de zon lager aan de hemel komt, daalt de temperatuur van het aardoppervlak; ook de wind neemt af. Bellen lucht krijgen het steeds moeilijker om van het aardoppervlak op te stijgen. Geleidelijk zakt de bewolking in en vooral in de winter zien we vaak dat het rond zonsondergang weer helemaal helder wordt. Ook eventueel aanwezige buien lossen op en verdwijnen. Of de bewolking helemaal oplost of niet, hangt vaak af van de sterkte van het koude massakarakter van
de lucht en ook van de windsnelheid.
 
Nederland is in de ochtend vrijwel onbewolkt
(ca 0630 u zomertijd). 
 
In de loop van de dag ontstaan
stapelwolken (ca 1500 u)  
 
die later geleidelijk weer verminderen
(ca 1800 u).
 
 
Dagelijkse gang van de bewolking.  In de ochtend (ca. 10 uur) is er weinig bewolking   
 
 
Rond het middaguur is de bewolking al toegenomen 
 
In de middag, rond 2 uur plaatselijke tijd, begint het er zelfs wat dreigend uit te zien  
 
Later in de middag, rond 4 uur, wordt de bewolking minder en vallen er grotere gaten blauw
 
 
Dagelijkse gang van de temperatuur, de relatieve vochtigheid en het dauwpunt op een onbewolkte
dag (links) en p;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.
 
8.8 Dagelijkse gang van de vochtigheid
De wind voert overdag niet alleen warmte af van het aardoppervlak; er vindt ook vochtafvoer plaats. 's Nachts worden warmte en vocht naar het afgekoelde aardoppervlak toegevoerd. Het onttrekken van vocht aan het aardoppervlak kost warmte: verdampingswarmte. Naarmate het aardoppervlak vochtiger is, zal daarvoor meer warmte nodig zijn; dat werkt overdag een temperatuurstijging tegen. Bij een natte ondergrond zal de temperatuurstijging op die manier eerst beperkt blijven, totdat alle vocht verdampt is; pas daarna kan alle zonnestraling gebruikt worden voor verwarming. Doordat de temperatuur van de lucht vervolgens sterk kan oplopen, neemt de relatieve vochtigheid van de lucht in de loop van de ochtend wat af, om in de middag, als de temperatuurstijging tot staan komt, weer toe te nemen.'s Avonds en 's nachts wordt op zeker moment, als de afkoeling sterk genoeg is en de lucht voldoende vochtig, de temperatuur gelijk aan de dauwpuntstemperatuur; vanaf dat tijdstip treedt verzadiging op van de lucht. Bij verdere afkoeling zal dan dauw optreden en mogelijk mist ontstaan; eventuele mist wordt afhankelijk van de verdere afkoeling meer
of minder dicht. Ook hier beïnvloedt het vocht zelf het proces sterk. Bij condensatie komt namelijk warmte vrij, die de afkoeling juist weer tegenwerkt. Soms treedt er niet alleen een warmtestroom op van de lucht naar de bodem, maar tevens een vochttransport. Daardoor wordt het juist in de
onderste laag van de atmosfeer vochtig. In het algemeen zal in deze situatie het vocht neerslaan als dauw op bodem, begroeiing en voorwerpen.

8.9 Lokale effecten

De dagelijkse gang kan van plaats tot plaats grote verschillen vertonen. De invloed van het terrein en de bodemgesteldheid (vochtigheid en stralingseigenschappen) zijn juist onder de omstandigheden van rustig weer met een sterke dagelijkse gang goed merkbaar. Daardoor komen er bijvoorbeeld vooral in het voorjaar en najaar veel plaatselijke mistbanken voor en niet zoveel grote aaneengesloten mistgebieden. Hetzelfde geldt bijvoorbeeld voor het optreden van gladde wegen door bevriezing.