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. e temperatuur op haar
beurt regelt de sterkte van de
turbulentie.
Er stelt zich een evenwicht in
tussen opwarming
en turbulentie.
's Nachts is de wisselwerking er
ook, maar nu in omgekeerde richting.
Zolang er nog wat wind is en de
bodem een lagere temperatuur heeft
dan de lucht erboven, voert de wind
warmte toe aan het aardoppervlak en
is de afkoeling minder sterk.
Naarmate de afkoeling echter
doorgaat, neemt de wind ook verder
af en wordt de afkoeling versterkt.
Valt de wind geheel weg, dan houdt
de warmtetoevoer zelfs op; het
aardoppervlak koelt nog weer sterker
af.
Of de wind wel of niet wegvalt,
hangt vaak van kleinigheden af; het
evenwicht dat zich instelt tussen
wind, bewolking, temperatuur,
vochtigheid van de lucht en
uitstraling is erg subtiel.
8.7 Dagelijkse gang van de
bewolking
Naarmate de temperatuur van het
aardoppervlak stijgt, wordt het
koudemassakarakter sterker en de
lucht dus turbulenter. Dit maakt dat
luchtbellen steeds gemakkelijker los
kunnen laten van het aardoppervlak
en ook dat ze
vaak een stuk warmer
zijn dan hun omgeving. De
temperatuurverschillen tussen
luchtbel en omgeving ontstaan veelal
door kleine verschillen in de aard
van het aardoppervlak. Zolang die
bellen lucht warmer blijven dan hun
omgeving, stijgen ze verder omhoog.
Een bel lucht koelt tijdens het
opstijgen weliswaar af, maar juist
doordat in koude massa
de
temperatuur met de hoogte sterk
afneemt, blijft de bel gemakkelijk
warmer en kan vaak tot grote hoogte
doorstijgen. Als de lucht vochtig
genoeg is en de bel ver door stijgt,
zal ze op zeker moment afgekoeld
zijn tot de ; 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. |
|
 |
|
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). |
|
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. |
 |
|
