METEOROLOGIE

Windstilte in de haven van Oudeschild en op het Wad

Schaal van Beaufort

Hoe geef je aan dat er bijna geen wind staat, dat er een stevige bries waait of dat het stormt? Zonder te onderschatten of te overdrijven in logboeken en verslagleggingen? Dat was de vraag van de Engelse Zeemacht. Want voor een klein scheep schip nemen golven eerder het formaat ‘monstergolf’ aan dan voor een groot schip. En voor de wind en golven uitzeilend is er een andere beleving dan opboksen tegen wind en getij.

Sir Francis Beaufort

De Ierse schout-bij-nacht Sir Francis Beaufort (1774-1857) slaagde erin om een ‘windschaal’ op te stellen waarin de wind in relatie tot de zeilen van een fregat, een groot Engels zeilschip, en de manoeuvreerbaarheid en snelheid van het schip een bruikbare maatstaf werd. Nauwkeurig omschreef hij welke zeilen er verantwoord konden worden gevoerd, variërend van een zwakke bries tot een zware storm of een orkaan. Beaufort stelde zijn schaal in 1805 beschikbaar.

Beagle-expeditie

De Beaufort-windschaal werd officieel gebruikt tijdens de Beagle-expeditie met aan boord Charles Darwin naar verschillende werelddelen en eilandengroepen gedurende 1831 tot 1835. Nadat gebleken was dat de schaal bruikbaar was werd deze vanaf 1838 de verplichte maatstaf voor ‘All Captains and Commanding Officers of Her Majesty’s Ships and Vessels’ Bij het invullen van de scheepsjournaals. De Schaal van Beaufort werd hoe langer hoe meer bekend ook buiten het Engelse Koninkrijk, in het jaar 1873 werd de schaal internationaal aanvaard, 16 jaar na het overlijden van Francis Beaufort. Tot op de dag van vandaag wordt zijn schaal wereldwijd gehanteerd.

Oorspronkelijke ‘Schaal van Beaufort’

De oorspronkelijke schaal van Beaufort kwam tot stand in 1805 op basis van de zeilvoering van een Engels fregat en haar gedragingen en de benodigde of verantwoorde zeilvoering.

Van 0 tot 4 alle zeilen inclusief de lijzeilen, het schip ligt stil, is net bestuurbaar, kan goed manoeuvreren en maakt goede vaart …

Van 5 tot 8 met schuin van achter inkomende wind kunnen nog net alle zeilen gevoerd worden, de zeilen in de bovenste stengen zijn teveel, ook de zeilen daaronder dienen te worden gereefd …

Van 9 tot 12 alle nog staande zeilen dienen tot zo klein mogelijk te worden gereefd, alleen stormstagzeilen kunnen nog worden gevoerd, alle zeilen weggenomen en ‘voor top en takel’ …

Schaal van Beaufort met kenmerken van de zee

Schaal van Beaufort met de kenmerken van de zee.De windsnelheid in Knopen en meter/seconde

Gedateerde (1898) Schaal van Beaufort met richtlijnen voor schepen

Schaal van Beaufort voor kajuitzeiljacht

Schaal van Beaufort toegepast op een 7/8 getuigd kajuitzeiljacht

Waarom zeil minderen?

A ) Alle materiaal wordt minder zwaar belast
B ) Het is comfortabeler zeilen
C ) Zeilt minstens zo vlot

ONTSTAAN VAN WIND

Er zijn verschillende redenen waarom er wind ontstaat. Feitelijk is wind een luchtverplaatsing, een kolom of een luchtlaag die zich vaak horizontaal verplaatst maar soms vertikaal verplaatst. En in grote lijnen zijn er drie belangrijke redenen waarom zich luchtverplaatsing voordoet, waarbij deze redenen zich ook gelijktijdig voor kunnen doen en elkaar beïnvloeden. Feitelijk hoort de luchtvochtigheid daar ook nog bij, maaar in alle eenvoud:

A) Drukverschillen  in de atmosfeer
B) Temperatuurverschillen  in de atmosfeer
C) Massa- en Volumeverschillen in de atmosfeer

ATMOSFERISCHE LUCHTDRUK

Wempe Regatta barometer

Hogedrukgebied 

Bij Hogedrukgebieden heeft er een ‘opeenhoping’ van luchtmassa plaatsgevonden, anders gezegd, een berg van lucht, op land- en zeeniveau meetbaar als een ‘hoge luchtdruk’. De ‘luchtberg’ van een hogedrukgebied wil onder invloed van de zwaartekracht (ook lucht heeft een gewicht) inzakken. Vanuit de kern ofwel het midden van een hogedrukgebied willen de luchtmassa’s zich naar buiten bewegen, bij het middengebied vandaan om de aanwezige hoge luchtdruk te vereffenen met omgevende lage drukken. Waarbij geconstateerd wordt dat de luchtmassa’s van een hogedrukgebied zich niet rechtlijnig naar de randen begeven maar in een waaier- of spiraalvorm naar buiten. Bij lagedrukgebieden bewegen de winden zich in een waaiervorm naar binnen.

Een hoge- en een lagedrukgebied naast elkaar, waarbij inzichtelijk wordt hoe de windrichtingen in de gebieden zich tot elkaar verhouden als gevolg van het Coriolis-effect.
Een hogedrukgebied aangegeven door middel van ‘isobaren’.

Hoe dichter de isobaren bij elkaar liggen en hoe groter de onderlinge drukverschillen, des te krachtiger de wind. Bij hogedrukgebieden verlopen de isobaren veelal geleidelijker en stabieler dan bij lagedrukgebieden. Door het Coriolis-effect buigt de richting van de windrichting op het noordelijk halfrond met de wijzers van de klok mee. Deze weergave gaat uit van een hogedrukgebied op het noordelijk halfrond. Op het zuidelijk halfrond zou de windrichting van een ‘hoog’ linksom zijn.

Lagedrukgebied

Een lagedrukgebied, de naam zegt het al, is een gebied op aarde waar de luchtdruk geleidelijk naar het midden van het gebied afloopt. Een lagedrukgebied kan daarbij een oppervlakte beslaan en een omtrek hebben van duizenden kilometers. Hoe dichter de ‘isobaren’, lijnen met gelijke luchtdruk bij elkaar liggen, hoe sterker de wind in dat gebied. Waarbij ook geldt: hoe groter de onderlinge luchtdrukverschillen van de isobaren, eveneens hoe krachtiger de wind. Zonder het ‘Coriolis-effect’ zou ‘ in theorie’ het lagedrukgebied vollopen met lucht lijnrecht van buiten direct naar het midden. Het ‘Coriolis-effect’ verklaard waarom de lijnen als een waaier om het centrum van het lagedrukgebied lopen. Dikwijls ligt er een langzaam bewegend lagedrukgebied ten noordwesten van Engeland en Schotland of ten Zuiden van IJsland boven de Atlantische Oceaan. Dit verklaard waarom Nederland regelmatig te maken heeft met een Zuidwestelijke windrichting, Nederland bevindt zich dan zuidelijk van het lagedrukgebied. Wanneer dat lagedrukgebied zich beweegt naar het noorden van Scandinavië kan dat leiden tot een Noordwestelijke wind boven de Noordzee.

Een Lagedrukgebied aangegeven door middel van ‘isobaren’.

Hoe dichter de isobaren bij elkaar liggen en hoe groter de onderlinge drukverschillen, des te krachtiger de wind. Door het Coriolis-effect buigt de richting van de wind om. Deze weergave gaat uit van een lagedrukgebied op het noordelijk halfrond. Op het zuidelijk halfrond zou de windrichting met de wijzers van de klok mee zijn, rechtsom.

FRONTEN EN DEPRESSIES

Een ‘front’ is een scheiding tussen twee luchtsoorten, en kan zich uitstrekken van het aardoppervlak tot aan de tropopauze, de overgang van de troposfeer naar de stratosfeer. De tropopauze ligt op een hoogte van 10 kilometer in de poolstreken tot 20 kilometer in de tropen. Tot aan de tropopauze neemt de temperatuur af met ongeveer 6° Celsius per 1000 meter hoogtetoename, in de stratosfeer neemt de temperatuur weer toe op grotere hoogten. De tropopauze is dan ook het overgangsgebied tussen een negatieve temperatuurgradiënt (hoe hoger boven het aardoppervlak, hoe lager de temperatuur) en een positieve temperatuurgradiënt (bij het opstijgen klimt ook de temperatuur).

Warmtefront en koudefront

Bij een ‘warmtefront’ is er sprake van een warme luchtlaag die zich beweegt naar een koelere of koudere luchtlaag, bij een ‘koudefront’ is het tegenovergestelde gaande, dan beweegt zich een koude luchtlaag richting warmere luchtlagen.

Frontale depressie

Een krachtig lagedrukgebied ontstaat bij een ‘frontale depressie’, waarbij warme- en koude luchtlagen in de atmosfeer elkaar verdrijven en verdringen. Warme lucht stijgt altijd op vanwege het lagere soortelijke gewicht. Koude lucht wil dalen vanwege het zwaardere soortelijke gewicht.

Bij zowel een warmtefront als een koudefront zijn de bovenlagen warm en de onderlagen koud. Wanneer een ‘koudefront’ in aanraking komt met een warme luchtlaag, dan zal de koude lucht onder de warme luchtlaag kruipen. Wanneer een ‘warmtefront’ aanstroomt tegen een koude luchtlaag, dan zal deze over de koude luchtlaag omhooggestuwd worden en over de koude laag heen glijden.

Een depressie met warm- en koudefront

Fronten gaan gepaard met wolkvorming en neerslag in de gebieden voor een front uit, en in de ‘troglijn’ van een front. Bij het passeren van het front treedt temperatuurverschil op waarbij in de ‘troglijn’ een ‘windshift’, een verandering van windrichting (op het noordelijk halfrond ruimen van de wind) en een toename van de windkracht optreed, gepaard gaande met heldere luchten waarbij de zon doorbreekt.

Warmtefront, de warme lucht glijdt over de koude luchtlaag heen

Het opstijgen van de warme lucht zal een lagere druk boven het aardoppervlak veroorzaken. De ‘leegte’ die de opstijgende warme lucht doet ontstaan wil opgevuld worden, de luchtdruk daalt en vaak ook de temperatuur, waarbij de luchtvochtigheid in de depressie toeneemt. Meestal ontstaan in beide gevallen bewolking en neerslag. Bij een warmtefront dat over een koudere luchtlaag heen schuift ontstaat geleidelijk cumulusbewolking Cu en regen. Bij een koudefront dat onder een warme luchtlaag schuift ontstaan wolken en heftige regenbuien in een relatief korte tijd.

Passage van een warmtefront

Waarnemingen  bij de passage van een warmtefront

Naderend warmtefront

* De atmosferische druk daalt
* De bewolking daalt
* De temperatuur is constant
* Er komt neerslag
* Het zicht neemt af door de neerslag

Passerend warmtefront

* De atmosferische druk wordt stabiel
* Er is laaghangende bewolking
* De temperatuur stijgt
* De regen gaat over in motregen
* Het zicht blijft beperkt door de neerslag

Waarnemingen bij de passage bij een koudefront

Naderend koudefront

* De atmosferische druk stijgt
* De bewolking bouwt zich op
* De temperatuur daalt
* Opklaringen afgewisseld met buien
* Het zicht is matig, in buien slecht

Passage koudefront

* De atmosferische druk stijgt verder
* De bewolking blijft zoals is ontstaan
* De temperatuur daalt verder
* Het zicht is slecht, buien eventueel met hagel en onweer

Koudefront, de koude lucht ‘kruipt’ onder de warme luchtlaag

Stabiel warmtefront en onstabiel warmtefront

Bij een ‘stabiel warmtefront’ bestaande uit een zekere temperatuur, luchtdruk en luchtvochtigheid vind er nauwelijks verandering plaats bij het langs of over een koudere luchtlaag heen schuiven. De wolkvorming en neerslag blijft gering bij een ‘stabiel warmtefront’.

Bij een ‘onstabiel warmtefront’ is er sprake van verschillende lagen of niveaus, met onderlinge verschillen in luchtvochtigheid en temperatuur. Wanneer een ‘onstabiel warmtefront’ in aanraking komt met koudere luchtlagen vindt er een verstoring plaats met Cumulonimbus (Cb) bewolking met mogelijk regen- of hagelbuien. Dergelijke fronten komen met name in de zomer voor.

Actief en passief koufront

Bij een ‘actief koufront’ is er sprake van koude luchtmassa’s welke zich duidelijk verplaatsen ten opzichte van het aardoppervlak. Normaliter verplaatsen de koude luchtmassa’s zich op grotere hoogten sneller dan dichter bij het aardoppervlak, omdat de luchtmassa’s daar meer weerstand ondervinden (bergen, bossen, bebouwing). Bij een ‘passief koufront’ verplaatsen de koude luchtmassa’s zich langzaam over het aardoppervlak.

Actief onstabiel koufront

Bij een ‘actief onstabiel koufront’ is er sprake van een front dat zich snel verplaatst, waarbij de windrichting haaks op het frontvlak staat, zowel dicht bij het aardoppervlak als op grote hoogte. Omdat op het hogere niveau meer wind staat (er is minder wrijving met het aardoppervlak) wordt daar voortdurend koude lucht aangevoerd, welke daar over de warme luchtlagen heen schuiven. Hierdoor ontstaan ‘onstabiele luchtlagen’ waarbij de koude lucht ‘omlaag valt’ en warme lucht omhoog beweegt. De warme lucht is nog bij het aardoppervlak aanwezig, terwijl daarboven zich verticale luchtverplaatsingen voltrekken. In deze verticale luchtstromingen komt tot stand waaruit zware neerslag is te verwachten. De cumulonimbus bewolking met zware neerslag dikke wolkenpakken die hoog opklimt, doet zich vooral voor in de zone van de warme luchtmassa’s, en is een zomers verschijnsel.

Actief stabiel koufront

Dit wordt wel genoemd het gemaskeerde koufront dat zich vooral in de winterperiode voordoet. De temperatuur- en luchtvochtigheidverschillennzijn bij deze fronten gering, evenzo de uitwisseling van de verschillende luchtsoorten. Waarmee het front nagenoeg onopgemerkt kan passeren.

Passief stabiel koufront

Bij een ‘passief stabiel koufront’ is er sprake van een koude luchtmassa welke zich langzaam over het aardoppervlak beweegt. De koude luchtlagen dringen zich geleidelijk onder de warme luchtlagen, weliswaar ontstaat daar bewolking en kan er neerslag vallen, maar de meeste neerslag doet zich voor na de passage van het koudefront.

Passief onstabiel koufront

Wanneer er sprake is van warme luchtmassa’ met een relatief hoge luchtvochtigheid en weinig luchtdrukverschillen dus weinig wind, en wanneer de stabiliteit in zulke warme luchtmassa’s wordt verstoord door het front van koude luchtmassa’s, dan ontstaat er een passief onstabiel koufront. De warme lucht wordt geleidelijk omhooggestuwd door de koude luchtmassa’s, er ontstaat cumulus en cumulonimbus bewolking, de warme lucht beweegt zich ook boven de koude luchtmassa’s die onder de warme lucht kruipt, met kans op zware neerslag, hagel en onweer achter het koufront.

Occlusiefront

Occlusiefronten ontstaan doordat koudefronten zich sneller verplaatsen dan warmtefronten. Het ontstaan van een ‘Oclussiefront’ resulteert in koude en warme fronten boven elkaar in het paarse gebied.
Occlussiefront, met een koude – en warme luchtlagen boven en onder elkaar

Coriolis-effect

Een belangrijke invloed op de windrichtingen in weersystemen is het ‘Corioliseffect’, genoemd naar de Franse wis- en natuurkundige Gustave-Gaspard de Coriolis (1792 – 1843) met de volgende uitleg aan de hand van een biljartbal op een biljarttafel. Wanneer de biljartbal wordt weggestoten zal deze zich zichtbaar in een rechte lijn over het biljartlaken verplaatsen (we gaan hierbij niet uit van een eventueel effect/draaiing) aan de biljartbal meegegeven). Maar stel nu eens dat de biljarttafel op een ronddraaiende schijf staat opgesteld. En stel nu eens dat de biljartspeler de biljartbal een stoot geeft met de intentie om de bal in een rechte lijn te laten bewegen. De biljartbal op het laken lag ten opzichte van het biljartlaken stil, maar doordat de biljarttafel als geheel in een draaiende beweging is, is de biljartbal ogenschijnlijk stilliggend wel in beweging. De biljartbal zal een boogvormige baan laten zien wanneer deze ogenschijnlijk rechtuit wordt weggestoten.

Het Coriolis-effect is het duidelijkst zichtbaar in het pad van een object dat in de lengterichting beweegt, dus langs een lengtemeridiaan van noord naar zuid of omgekeerd. Op de aarde zal een object dat zich langs een meridiaan beweegt een schijnbare afbuiging naar rechts ondergaan op het noordelijk halfrond en naar links op het zuidelijk halfrond. Er zijn twee redenen voor dit fenomeen: ten eerste draait de aarde naar het oosten; en ten tweede zijn er een verschillende tangentiële snelheden aanwezig van locaties op de breedtegraden. Hoe hoger de breedtegraad, hoe lager de tangentiële snelheid. Deze snelheid is immers nul aan de polen en bereikt een maximale waarde op de evenaar. Wanneer ter illustratie een kogel noordwaarts zou worden afgevuurd vanaf een punt op de evenaar, dan zou het projectiel oostelijk van zijn noordpad landen. Deze variatie is verklaarbaar omdat het projectiel bij het afvuren vanaf de evenaar ook een oostwaarts gerichte beweging had. Maar als het projectiel vanaf de Noordpool op de evenaar richting de evenaar worden afgevuurd, dan zou het projectiel westelijk van zijn baan uitkomen als gevolg van de draaiing van de aarde. Het ‘mikpunt’ op de evenaar heeft zich immers in oostelijke richting verplaatst.  Een vergelijkbare afwijking vindt in iedere willekeurige richting plaats.

Projectiel afgeschoten vanaf de evenaar
Projectiel afgeschoten vanaf de pool

Het Corioliseffect heeft ook betrekking op de luchtmassa’s in de atmosfeer. Stel je een luchtmassa voor die zich verplaatst over het aardoppervlak (wrijvingen en invloeden aan het aardoppervlak achterwege gelaten). De luchtmassa’s bewegen zich dan vergelijkbaar met de biljartbal in gebogen lijnen. De aarde en de bijbehorende atmosfeer draaien om de denkbeeldige aardas met een draaisnelheid van één omwenteling in een etmaal. Een punt op de evenaar van de aarde beweegt zich daardoor met een snelheid van bij benadering 1666,66 kilometer per uur in een straal rond de denkbeeldige aardas. (40.000 km/24 uur). Een punt dicht bij of op de geografische Noord- of Zuidpool draait ook in één etmaal een rondje om zijn of haar eigen as, maar blijft ten opzichte van de denkbeeldige aardas (zo goed als) op dezelfde plaats. Met andere woorden: op lage breedtegraden bewegen luchtmassa’s zich met een relatief hogere snelheid dan op de hoge breedtegraden van de aarde.

Bij de evenaar zijn de luchtmassa’s onderhevig aan de grootste snelheden van de draaiende aardbol en haar atmosfeer, bij benadering 1666,66 kilometer per uur. De atmosfeer rondom de rondwentelende aarde (maar ook de wateren van de aarde) ondervinden richting veranderende massakrachten, afhankelijk van de breedte op aarde en daarmee de bijbehorende omwentelingssnelheid. Gustav de Corioles verklaarde hiermee de windrichtingen rondom de hoge – en lage drukgebieden in de atmosfeer.

Wet van Buys Ballot

De Nederlander Christophorus Henricus Dedericus Buis Ballot (1817-1890) is de oprichter van het Koninklijk Meteorologisch Instituut, aanvankelijk gefinancierd bij Koninklijk Besluit door koning Willem III ten behoeve van de (zee)scheepvaart. De nadruk lag op de voorspelling van wind met stormkracht ten behoeve van een veilige vaart, maar ook ten behoeve van een snelle (zeil)vaart.

Buys Ballot omschreef zijn wet als volgt: ‘Met de wind in de rug op het Noordelijk Halfrond ligt het lagedrukgebied aan de linkerhand en het hogedrukgebied aan de rechterhand.’ ‘Met de wind in de rug op het Zuidelijk Halfrond ligt het lagedrukgebied aan de rechterhand en het hogedrukgebied aan de linkerhand.’ Wanneer bekend is waar de hogedrukgebieden en lagedrukgebieden liggen kunnen windrichtingen en windkrachten worden voorspeld. Vanzelfsprekend gaan de stellingen van Buys Ballot op in vlakke open ruimten niet gehinderd door bergen en bebouwing op.

Misverstand

Er wordt wel eens beweerd dat de afvoerputjes van de gootstenen op het noordelijk halfrond linksom, en op het zuidelijk halfrond rechtsom leeg zouden lopen. Een aardige theorie maar niet bewijsbaar, daarvoor is de afstand tussen het ‘noorden en het zuiden van de wasbak’ te gering. Bij menig douchebak bevindt de afvoer zich ook niet in het midden maar in de hoek wat eventuele ‘proeven’ ook weer zouden beïnvloeden. Maar hoe dan ook, het is een aardige veronderstelling.

TEMPERATUUR EN LUCHTVOCHTIGHEID

Temperatuurverschil bij hoogteverschil

De atmosfeer in de hogere luchtlagen is lager dan de temperatuur dichter bij het aardoppervlak. Dat is merkbaar bij het beklimmen van bergen, de vegetatie veranderd, de boomgrens wordt gepasseerd, er kunnen nog gletsjers en besneeuwde bergtoppen zijn. Terwijl er aan de voet van de berg een aangename temperatuur is. Een vliegtuig op grote hoogte zal beduidend lagere temperaturen meten. De temperatuurdaling bij hoogteklimming heeft als eerste reden de daling van de luchtdruk. Wanneer lucht samen wordt gecomprimeerd (zoals in een fietspomp of in een dieselmotor) stijgen zowel de druk en de de temperatuur van de lucht. Wanneer er vacuüm wordt getrokken dalen de druk en de temperatuur van de lucht. Een luchtlaag hoger in de atmosfeer ondervindt een lagere druk. Van het aardoppervlak opstijgende lucht creëert een vacuüm in zichzelf, de luchtdruk en de temperatuur nemen af.

De lucht in de atmosfeer heeft ook een luchtvochtigheidsgraad. Er kan sprake zijn van droge maar ook van natte lucht. De atmosfeer boven woestijnen zal per definitie bestaan uit droge lucht. Boven de oceanen zal de lucht beduidend natter zijn, een hoge luchtvochtigheidsgraad ofwel natte lucht. Het volgende geldt dan ook voor droge lucht:

Gemiddeld koelt de atmosfeer af met 1° Celsius per 100 meter stijging.
Per kilometer stijging zal er een temperatuurverschil zijn van 10 °C.

Temperatuurdaling in hogere luchtlagen

Inversie

In het algemeen daalt de temperatuur van de atmosfeer naarmate de hoogte toeneemt. Bij droge lucht is de afname ongeveer 1° Celcius per 100 meter en bij vochtige lucht is dat ongeveer 0,6° Celcius. Na of aan het eind van een heldere nacht met weinig wind kan de temperatuur tot een bepaalde hoogte ook toenemen met de hoogte. Dit doet zich voor wanneer de zon de bovenste lagen van de atmosfeer al begint te verwarmen maar het aardoppervlak nog niet bereikt. Dit verschijnsel wordt een ‘inversie’ genoemd. De hoogte tot waar de temperatuur afneemt heet de ‘inversiehoogte’. Na het passeren van de ‘inversiehoogte’ is er sprake van een oplopende temperatuur.

Stijgende droge lucht

Wanneer zich een luchtbel in de atmosfeer bevindt van een hogere temperatuur dan de omgeving, dan zal deze luchtbel in de atmosfeer gaan stijgen. De soortelijke massa van de warmere lucht is lager dan die van de omgeving. Is er sprake van droge lucht, dan zal deze tijdens het stijgen in temperatuur afnemen met 1° Celsius per 100 meter ofwel 10° Celsius per kilometer. Het temperatuurverschil ten opzichte van de omgevende lucht blijft gelijk, de warmere luchtbel blijft stijgen. Dit wordt de ‘droog-adiabaat’ genoemd. Er is geen onderlinge uitwisseling van warmte.

Stijgende natte lucht

Wanneer er sprake is van natte lucht, dan blijkt dat natte lucht afkoelt met 0,6° Celsius per 100 meter stijging. De temperatuur daalt met 6° Celsius per kilometer stijging. Wanneer natte luchtbel zich bevindt in een droge atmosfeer vindt er uitwisseling plaats van warmte met de omgeving. Dit wordt het ‘nat-adiabaat’ genoemd. Droge lucht geleid van nature minder goed dan natte lucht, droge lucht koelt daardoor sneller af en warmt ook gemakkelijker op. Dit kan worden verklaard doordat er in droge lucht minder moleculen aanwezig zijn dan in natte lucht waarin waterdamp wordt gevormd. Natte lucht daarentegen is verzadigd van waterdamp, er zijn meer moleculen.

Neerslag

Wanneer lucht afkoelt verliezen moleculen aan onderlinge bewegingssnelheid. Daardoor neemt het volume van lucht af en neemt de dichtheid toe. Per eenheid bevinden zich dezelfde aantal moleculen in een kleiner volume, de minder bewegende moleculen bevinden zich dichter bij elkaar. De moleculen die zich eerst als damp in de lucht bevonden komen bijeen tot nevel, minuscule waterdruppels die samensmelten en die tot regen, sneeuw of hagel kunnen worden, te zwaar ten opzichte van de omgevende lucht.

Adiabatische afkoeling

Onder adiabetische processen in de meteorologie wordt verstaan dat er geen of nauwelijks uitwisseling van warmte plaats vindt vanuit een luchtbel of luchtmassa met de omgevende atmosfeer. Bij het afkoelen van droge of natte lucht binnen een luchtbel in de atmosfeer wordt er energie omgezet, gezien de moleculaire beweging en snelheid ‘kinetische energie’, gelijk aan het begrip ‘warmte’ als gevolg van verandering van luchtdruk en volume. Tijdens het afkoelen als gevolg van luchtdrukverlaging van droge en natte lucht wordt er warmte ofwel energie onttrokken. Om vochtige lucht in temperatuur te laten dalen is meer energie nodig dan bij droge lucht met een lage luchtvochtigheidsgraad. Dit verklaard het verschil tussen de 0,6° Celsius,  (het nat-adiabaat) en de 1° Celsius, (het droog-adiabaat) per 100 meter stijging of daling bij hoogteverschillen.

Stabiele atmosfeer

Wanneer het temperatuurverloop van de atmosfeer zo is dat deze  1° Celsius per 100 meter stijging afneemt, met daarin een stijgende luchtbel die eveneens droog-adiabatisch afkoelt met 1° Celsius per 100 meter, dan blijven de onderlinge verhoudingen van temperatuur,  volume en massa gelijk. De stijgende luchtbel blijft gelijk opdrijven met de atmosfeer, wanneer deze verder zou stijgen koelt de luchtbel sterker dan de atmosfeer af,  neemt af in volume, neemt toe in zwaarte, ondervindt minder opwaartse kracht, het evenwicht tussen atmosfeer en luchtbel wordt hersteld. Een stabiel atmosfeer.

Nat en droog adiabaat (Stabiel)

Wanneer een natte luchtbel (rood) in de grafiek in B zich op ongeveer 800 meter bevindt, is de temperatuur van de luchtbel volgens de grafiek -4° Celcius, en daarmee warmer dan de grafiek volgens het droog adiabaat (blauw). Warme lucht stijgt op wat in B plaats vindt. De natte luchtbel (rood) C bereikt is deze -22° Celcius op een hoogte van 1600 meter, kouder dan de grafiek van de droge adiabaat. Koude lucht is zwaarder, de lucht bij C zakt naar A waar de luchtmassa stabiel wordt.

Onstabiele atmosfeer

Wanneer de luchttemperatuur in de atmosfeer afneemt met 1° Celsius per 100 meter stijging, met daarin een opstijgende luchtbel met minder dan 1° Celsius temperatuurafname per 100 meter stijging, dan zal het volume van de luchtbel in verhouding tot de atmosfeer groter worden, de dichtheid van de luchtbel neemt verhoudingsgewijs af, de luchtbel blijft lichter dan die van de atmosferische omgeving, blijft verder sopstijgen. Een onstabiele atmosfeer.

Nat en droog adiabaat (Instabiel)

Wanneer een natte luchtbel (rood) zich in B bevindt is deze kouder dan de lucht op gelijke hoogte van de droge grafiek. Bij B is de temperatuur -8° Celsius , in de blauwe grafiek -6° Celsius, er bevindt zich koude lucht in een relatie warmere omgeving, deze luchtlaag is zwaarder en zal naar de laagte willen zakken. Bij C is er sprake van warmere lucht op gelijke hoogte als de blauwe grafiek. Deze warmere lucht zal op willen drijven. Er is sprake van instabiliteit.

Onstabiele lucht boven de Atlantische Oceaan

HOE DE WIND WAAIT …

WIND DOOR DRUKVERSCHILLEN

Wind door atmosferische luchtdrukverschillen

Wanneer zich ergens op aarde een hoge drukgebied heeft opgebouwd, dan zijn er elders op aarde lage drukgebieden. En een natuurlijk gegeven is dan dat de hoge druk weg wil stromen richting de luchtlagen van lagere druk. Lucht heeft een gewicht. En hoe hoger de kolom lucht, hoe hoger de druk aan de onderzijde van de kolom lucht, de luchtdruk af te lezen op een barometer. Door de aantrekkingskracht van de aarde, wil de hoge kolom lucht wegstromen over het aardoppervlak naar daar waar minder druk heerst. Hoe groter de drukverschillen en hoe kleiner de onderlinge afstand, hoe sterker de windsnelheid. Anders gezegd, een depressie, een lagedrukgebied wil zich opvullen met luchtlagen uit hogedrukgebieden. En dat kan uitlopen op stormkracht.

WIND DOOR TEMPERATUURVERSCHIL

Wind door temperatuurverschillen

Thermische wind opmeet water door opstijgende lucht boven land

Wind kan ook ontstaan door de invloed van de temperatuur of door temperatuurverschil. Warme lucht stijgt van nature op. Warme lucht zet uit en weegt minder per volumeeenheid ten opzichte van omgevende koelere lucht. de opstijgende warme lucht laat een onderdruk achter die ingevuld wil worden door de koelere lucht uit de omgeving. En daarmee ontstaat er een koelere horizontale luchtstroom als gevolg van de verticale warme luchtstroom. Dit fenomeen doet zich voor langs de oevers van ruim water, wanneer de zon het land heeft verwarmd maar het beweeglijke water door eb en vloed en stroming en werveling koeler blijft. De opstijgende warme lucht boven land trekt de koelere lucht van boven het water aan. Een wind langs de oever als gevolg van thermiek.

Windhoos of wervelwind

In de zomer, en vooral in de nazomer, kunnen in Nederland wervelwinden ontstaan die zich ontwikkelen tot een wind- of een waterhoos. In wezen komen wind- en waterhozen met elkaar overeen, waarbij de waterhoos zich ontwikkelt of beweegt boven water. Lokaal opstijgende warme lucht komt in een werveling door het Coriolis-effect, neemt omliggende warme lucht mee, en stijgt op tot in een wolk waar per definitie een hoge luchtvochtigheid heerst, de vochtige warme lucht wordt zichtbaar als een uit de wolk hangende ‘slurf’. In de windhoos nemen de windsnelheden fors toe met veel geraas, zijn zeer plaatselijk maar kunnen wel een spoor van schade aanrichten over kilometers lang. Bij een waterhoos vult de ‘slurf’ zich met warm water, bij een windhoos boven land met stof, gras, takken of andere voorwerpen.

WIND DOOR GEWICHTSVERSCHIL

Valwind uit de lucht

Wind door hogere luchtdichtheid (downburst)

Bij wind die letterlijk uit de lucht komt vallen is er sprake van ‘valwind’ zoals die zich voor kan doen bij onweersbuien. Warme lucht van de aarde stijgt op, er is sprake van onstabiele luchtlagen. Wanneer dan de warme opstijgende en vochtige lucht aanstoot tegen extreem koude luchtlagen in de atmosfeer, dan wordt het vocht omgezet in hagelstenen die door hun gewicht naar beneden vallen, gelijktijdig met de koude lucht. Waarmee er een vertikale luchtstroom naar beneden gericht is ontstaan die op het aardoppervlak uiteen spat in verschillende richtingen. Een sterke valwind kan flinke schade doen ontstaan en is nauwelijks te voorspellen.

Valwind uit de bergen

Wind door hogere luchtdichtheid

Wanneer zich wind voordoet die luchtlagen beweegt richting heuvels of bergen, en wanneer dit warme luchtstromen zijn vanuit het binnenland of vanuit woestijnen, dan kan het zich voordoen dat deze warme luchtlagen opgestuwd worden naar de koudere toppen van de bergen, waar de opgestuwde lucht afkoeld waardoor het volume afneemt en daarmee zwaarder per volume-eenheid lucht wordt. In het bijzonder wanneer zich daar gletchers, sneeuw- en ijskappen voordoen met grotere temperatuurverschillen of bij een hoge luchtvochtigheidsgraad. Wanneer dan de zware koude vochtige lucht over de bergtop rolt heeft de aantrekkingskracht ofwel de zwaartekracht ofwel het luchtgewicht vrij spel, door aan de lijzijde van de berg af te glijden of rollen. Een wind ontstaan onder invloed van de zwaartekracht, de temperatuur en de luchtvochtigheid.

WEERSYSTEMEN

De complexiteit van het weer

Een gezegde luidt: ‘De vleugelslag van een vlinder kan een storm doen ontstaan.’ In hoeverre deze uitspraak een absolute waarheid is valt te bezien, maar feit is wel dat ‘het weer’ beinvloed wordt door tal van bekende en onbekende factoren. Is het u wel eens opgevallen dat het in het Rotterdamse Havengebied vaker regent dan in Zeeland of het Waddengebied? Dat komt omdat zich boven de Rijnmond door de industrie een hogere concentratie fijnstof bevindt waar waterdamp zich eerder aan hecht. En omdat het water rond de Zeeuwse en Zuid-Hollandse eilanden en de Waddenzee stabieler zijn van temperatuur en bij zonneschijn minder damp en wolken in de lucht veroorzaken. Zo complex is ‘het weer’.

Het weer in West-Europa

Het weer in west-Europa wordt in belangrijke mate beïnvloed door het stabiele hogedrukgebied boven de Azoren, het ‘Azoren-Hoog’. Dit hogedruk weersysteem wordt vrijwel permanent in stand gehouden door een drietal ‘cellen’, gebieden met permanent opstijgende warme lucht en neerdalende koelere of koudere lucht. Tussen de evenaar en de Noordpool bewegen zich drie van deze ‘cellen’, van de 0 graden parallel (de evenaar) tot de 30e breedtegraad de ‘Hadley-cel’, tussen de 30e en de 60e breedtegraad de ‘Ferell-cel’ en tussen de 60e en de 90e breedtegraad (de Noordpool) de ‘Polaire cel’.

Hadley-cel

Een massa lucht die wordt verwarmd krijgt een groter volume en stijgt op. Rond de evenaar wordt de aarde het meest verwarmt door de zon, de gebieden rond de evenaar zijn het dichtst bij de zon en kennen verhoudingsgewijs de langste dagen met het meeste zonlicht. Waardoor er bij de evenaar sprake is van opstijgende warme lucht. Deze lucht beweegt zich bovenin de dampkring tot ongeveer de 30e breedtegraad. Opstijgende lucht doet een lagedrukgebied ontstaan, dalende luchtmassa’s een hogedrukgebied.

Ferrel-cel

Tussen de ‘Hadley-cel’ en de ‘Polaire-cel’ bevindt zich dan de ‘Ferrel-cel’ waarbij de beweging van de luchtmassa’s tegengesteld is aan die van de andere twee cellen. Rond de 30e breedtegraad is er sprake van dalende luchtmassa’s die de dalende luchtmassa’s van de ‘Hadley-cel’ ontmoeten. Rond de 60e breedtegraad zijn er stijgende luchtmassa’s parallel aan de luchtmassa’s van het Polaire systeem.

Polaire-cel

In het polaire gebied gebeurd iets vergelijkbaars: de gebieden rond de 60e breedtegraad zijn warmer dan het gebied rond de 90e breedtegraad, de Noordpool, waarbij ook de Warme Golfstroom van invloed is: de Noorse fjorden bijvoorbeeld vriezen nooit dicht vanwege de Warme Golfstroom. Maar de Noordpool is het verst van de zon verwijderd. Luchtmassa’s rond de 60e breedtegraad stijgen door verwarming op, veroorzaken lagedrukgebieden, en dalen neer rond de Noordpool, het ‘Polaire hogedrukgebied’ veroorzakend.

Smeerenburgbreen, Spitsbergen op de 79e breedtegraad
Van links naar rechts de ‘klimaatzones’ en de ‘cellen’ welke semistabiele hoge- en lagedrukgebieden in stand houden over de breedten tussen de polen en de evenaar

‘Azoren Hoog’

De Portugese eilandengroep de Azoren bevinden zich op de 38e breedtegraad, globaal daar waar de ‘Hadley-cel’ en de ‘Ferrel-cel’ elkaar ontmoeten met luchtmassa’s in een neergaande en daarmee een luchtdruk opbouwend weersysteem. De luchtmassa’s worden als het ware als bergen van lucht opgestapeld. Een hogere luchtdruk doet wolken oplossen en doet zonnige perioden ontstaan.

Het Azoren Hoog wordt dan ook semi-stationair genoemd, in de zomer van het Noordelijk halfrond ligt de kern van het hogedrukgebied rond de 35e breedtegraad en in de winter rond de 30e breedtegraad. Soms bereidt het Azoren Hoog zich uit richting West-Europa met in de zomer uitzonderlijk zonnig en warm weer tot gevolg, en in de winter mist. Maar desalniettemin een rustige stabiele atmosfeer. De gemiddelde luchtdruk van het Azoren Hoog bedraagt 1024 millibar. Vergelijkbare hogedrukgebieden rond dezelfde breedtegraden zijn het Californië Hoog en het Bermuda Hoog.

‘Doldrums’

Rond de evenaar wordt de aarde het meest verwarmd waarbij de opstijgende luchtmassa’s zich dan ook volop voordoen. Rond de evenaar bevinden zich ook de grote watermassa’s van de oceanen, de Atlantische Oceaan en de Pacific. Door de opstijgende luchtmassa’s is er rond de evenaar (en daarmee de tropische gebieden) sprake van relatief lage luchtdruk maar ook van hoge luchtvochtigheid. De randen van hogedrukgebieden van het Noordelijk- en het Zuidelijk halfrond ontmoeten elkaar rond de evenaar met soms wekenlange windstilten als gevolg. Zeilschepen en -jachten konden en kunnen in de Doldrums wekenlang wachten op wind. Om gek van te worden … Maar tegelijk doen zich rond de evenaar de grote stapelwolken voor met zware neerslag en onweersbuien vanwege de hoge luchtvochtigheidsgraad.

‘Paardenbreedten’

Vergelijkbare omstandigheden doen zich voor rond de 30e breedtegraden van het Noordelijk- en het Zuidelijk halfrond, waar de ‘Hadley-cel’ en de ‘Ferrel-cel’ elkaar ontmoeten. Het zijn de subtropische hogedrukgebieden die zich kenmerken door overwegend droog en zonnig weer met weinig wind, waar de zeilvaart in voedsel- en drinkwatervoorraden degelijk reken8mg mee moest houden.

‘Passaatwinden’

Ten noorden van de evenaar waait de ‘Noordoostelijke passaat’, ten zuiden van de evenaar de ‘Zuidoostelijke passaat’. Deze krachtige en bestendige wind staat er op een halve tot twee kilometer boven het aardoppervlak met een windsnelheid van twintig tot dertig kilometer per uur maar is zeker op zeeniveau merkbaar. Passaatwinden ontstaan door de temperatuurverschillen tussen de gebieden rond de evenaar en de subtropische gebieden (zie de ‘Hadley-cel’) en het draaien van de aarde. Noordelijk van de evenaar waait de Passaat uit het noordoosten, zuidelijk van de evenaar uit het zuidoosten.

‘Kanaalrat’

De naam ‘Kanaalrat’ dankt zijn naam aan Het Kanaal, het zeegebied tussen Engeland en Frankrijk. De toevoeging van ‘rat’ duidt op het stiekeme van dit weerfenomeen, ten tijde van het ontbreken van computermodellen om weer en wind te voorspellen. Onder een ‘kanaalrat’ wordt een relatief kleine maar snel uitdiepende depressie verstaan, een lagedrukgebied dat plotseling een zware tot stormachtige wind kan doen opzetten en zich vanaf de Atlantische Oceaan via Het Kanaal zich naar de Noordzee verplaatst, vaak gepaard gaande met schade of dodelijke gevolgen.

Voorbeelden:
Op de Hemelvaartsdag van donderdag 12 mei 1983 trok er een onverwachte storm over Nederland. Aan de kust, op de Waddenzee en het IJsselmeer stond er kortstondig een zware storm. Vooral mensen die zich op het water bevonden kwamen zo in de problemen, er vielen tien doden en tientallen gewonden. In het weekeinde van 27 en 28 mei 2000 trokken in een korte tijd twee stormdepressies over België en Nederland, ook toen waren er doden te betreuren als gevolg van 11 Beaufort boven land en 12 Beaufort boven zee.

‘Orkanen’

Een orkaan is een tropische storm waarvan de windkracht en – snelheden van 12 Beaufort worden behaald en overschreden. Andere benamingen voor orkaan zijn tropische cycloon, cycloon, tyfoon of taifoen, afhankelijk van het gebied waar deze tropische stormen zich voordoen. Internationaal wordt de term hurricanes gebruikt voor de orkanen die voorkomen in de Atlantische Oceaan, de Caribische Zee en het noordoostelijke deel van de Grote Oceaan. In het noordwestelijke deel van de Grote Oceaan worden orkanen tyfoons ofwel taifoens genoemd. In de Indische Oceaan en de Golf van Bengalen wordt gesproken over tropische cyclonen. Niet iedere tropische storm is een orkaan. Om een tropische storm als orkaan te classificeren dient er aan de volgende drie voorwaarden te worden voldaan:

A) Er is bij een orkaan het gegeven van atmosferische convectie waarbij er in verticale richting verwarmde luchtmassa’s ofwel luchtbellen opstijgen.

B) Er is bij een orkaan het gegeven van een warme kern waarbij de warmste lucht zich in het oog, in het centrum van de circulerende depressie bevindt.

C) Er is bij een orkaan het gegeven van een gesloten systeem zonder dat deze onderbroken wordt door warmtefront, een koudefronten of een occlusiefront zoals bij een ‘gewone’ depressie.

Voor orkanen zijn verschillende benamingen

Een Cycloon, voorkomend aan de Oostkust Afrika in de Indische Oceaan
Een Hurricane, bij Noord- en Zuid America en in het Caraïbisch gebied
Een Typhoon, voorkomend rondom Thailand, de Filipijnen en Polynesie
De Willies, aan de Westkust van Australië
Een Queenie, aan de Oostkust van Australië

Orkaanseizoenen

Tropische cyclonen, orkanen ofwel tyfoons zijn berucht en gevreesd vanwege de buitensporig sterke windkrachten en zware regenval. Deze tropische stormen vinden plaats tijdens het ‘orkaanseizoen’, voor de Atlantische Oceaan wordt uitgegaan van begin juni tot begin december. Voor de Grote of Stille Oceaan op het Noordelijk halfrond wordt uitgegaan van half mei tot half november. Voor de Indische Oceaan op het Zuidelijk halfrond gelegen gaat men uit van begin november tot eind april.

Het ontstaan bij een hoge zeewatertemperatuur, een hoge luchtvochtigheidsgraad en een lage atmosferische druk, voortkomend uit de zomer. Een orkaan is zoals gezegd geen ‘gewone’ depressie met een ‘koudefront’ en een ‘trog’ met onstuimig en wisselvallig weer, maar een orkaan is een volkomen gesloten weersysteem waarin koude en warme luchtstromen pas worden doorbroken wanneer de orkaan boven land of kouder water terecht komt. Maar dan kan een orkaan al duizenden Zeemijlen onderweg zijn geweest.

Ontstaan van een orkaan

Orkanen ontstaan op de oceanen, noordelijk en zuidelijk nabij de evenaar in de zogeheten ‘Doldrums’: de relatief windarme lagedrukgebieden in tropische gebieden noordelijk en zuidelijk van de evenaar waar het oceaanwater de temperatuur van rond de 27° Celsius heeft bereikt. Het zeewater aan de oppervlakte verdampt en stijgt op, deze massale luchtverplaatsingen doet de luchtdruk op zeeniveau dalen en veroorzaakt een aanzuigend effect in de omgeving. De warme en vochtige luchtmassa’s stijgen op tot wel 10 tot 12 kilometer hoogte, van nature daalt de temperatuur van droge lucht bij het opklimmen met de hoogte met gemiddeld 1° Celsius per 100 meter,  bij vochtige lucht is dat 0,6° Celsius per 100 meter. Op hoogte gekomen neemt het soortelijk volume van de luchtmassa’s af en raakt de lucht verzadigd, de lucht wordt relatief zwaar, koude waterdeeltjes gaan regendruppels vormen die vanwege hun gewicht naar de warme aarde terugvallen. De neervallende koude regen doet daarop ook in de hooggelegen atmosfeer de luchtdruk dalen, de neerstrijkende koelere luchtmassa’s worden weer verwarmd door het warme zeewater en stijgen weer op, gemengd met warm verdampt zeewater, de luchtmassa’s worden omvangrijker, de luchtdruk verder verlagend. In de hogere luchtlagen aangekomen herhaald de cyclus zich opnieuw, om opnieuw als regen neer te vallen. Op deze wijze ontstaat een zich alsmaar herhalende cyclus die gaandeweg steeds groter en sterker wordt met meer neerslag en sterkere windkracht, als het ware ringen van warme opstijgende en koude neerdalende luchtmassa’s en wolkenmuren. Het Corioliseffect houdt daarbij de cyclus in een draaiende beweging en laat mede een orkaan met windsnelheden van rond de 120 tot 300 kilometer per uur geboren doen worden. Met in het ‘oog’ van de orkaan een relatieve rustige wind. De orkaan blijft daarbij niet liggen op zijn plaats maar zal zich bewegen over het aardoppervlak, waarbij er voor de orkaan uit een ‘boeggolf’ wordt opgebouwd: een gebied waar lage de atmosferische enigszins oploopt om daarna weer af te nemen in het diepe lagedrukgebied dat deel uitmaakt van de orkaan. Een belangrijk verschil met een depressie is daarbij dat een orkaan geen fronten heeft, maar wel gepaard gaat met windkrachten boven 12 Beaufort en veel regen en onweersbuien.

Condities voor het ontstaan van orkanen

* Warme vochtige lucht in de atmosfeer
* Een zeewatertemperatuur van 26,5 ° Celcius of hoger
* De omgeving rondom de Doldrums, vanaf de 2° a 3° NB/ZB vanwege het Coriolis-effect
* De lucht moet ongehinderd kunnen opstijgen tot grote hoogte van minimaal 12 kilometer

Voorbodes van een naderende orkaan

* Een sterk dalende luchtdruk voorafgegaan aan een lichte stijging
* Gevederde bewolking in waaiervormige banen naar een ver weg gelegen middelpunt wijzend
* Onweersbuien en dreiging met neerslag en zware bewolking

Kenmerken van een orkaan

* Een orkaan bestrijkt een groot aardoppervlak met een doorsnede van 500 Zeemijl
* Het ‘oog’ van de orkaan kan relatief klein zijn, rond de 20 tot 30 Zeemijl
* Een orkaan gaat gepaard met uitzonderlijk veel wind en regen
* Er zijn windkracht van 12 Beaufort of meer
* Er zijn windsnelheden mogelijk van 120 tot 300 km/uur
* Het ‘oog’ van de orkaan kan een heldere lucht vertonen,
of bestaan uit sluierbewolking (Cirrus)
* In het ‘oog’ van de orkaan staat er nauwelijks wind

Relatie tussen orkanen en El Niño

Theoretisch zou de kans op, de frequentie en de intensiteit van orkanen, cyclonen en Tyfoons toenemen bij het fenomeen El Niño, waarbij de temperatuur van het oceaanwater in de Stille Oceaan enkele graden hoger ligt dan gemiddeld. Maar het tegendeel doet zich voor. Een orkaan komt niet alleen tot stand door de benodigde temperatuur van het oceaanwater, maar ook wanneer er weinig verschil is tussen de windsnelheden op verschillende hoogten in de atmosfeer, de zogenaamde ‘wimdschering’. Zijn de windsnelheden op grote hoogten beduidend groter dan die lager bij het oceaanoppervlak, dan neemt de kans op het ontstaan van een orkaan af. Dit doet zich voor bij El Niño, de bovenste lagen van de atmosfeer zijn onrustiger, er zijn grotere verschillen in windsnelheden. Aan de voorwaarden voor de geboorte van een orkaan wordt niet voldaan.

Het einde van een orkaan

Een orkaan ‘sterft’ weer en zwakt af tot een ‘gewone storm’ wannneer een orkaan boven land komt waar de wind door wrijving van de grond, bebouwing en gebergten wordt afgeremd maar meer nog wanneer de cyclus van opstijgende en neerslaande luchtmassa’s wordt doorbroken, wanneer de orkaan zich boven koudere watermassa’s beweegt.

Ga naar Actuele weerkaart KNMI