METEOROLOGIE

Windwijzer op de zuidelijke toren van Hotel New York, gevestigd in het voormalige hoofdkantoor van de Holland Amerika Lijn in Rotterdam

Weer & wind

Ga naar Marifoonbericht KNMI

Ga naar Scheepsweerbericht KNMI

Ga naar Weerkaart KNMI

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/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.

Schaal van Beaufort met kenmerken van de zee

Schaal van Beaufort met de kenmerken van de zee.De windsnelheid in Zeemijlen / Nautische mijlen per uur.
Schaal van Beaufort toegepast op een 7/8 getuigd kajuitzeiljacht. De windsnelheid in kilometers per uur.

Waarom zeil minderen?

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

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’ …

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) Gewichtverschillen in de atmosfeer

Wind door drukverschillen

Wind door luchtdrukverschil

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.

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.

Wind door temperatuurverschil

Wind door temperatuurverschil

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.

Wind door zwaartekracht

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.

Valwind

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.

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.

Orkanen

Tropische cyclonen ofwel orkanen of tyfonen genoemd zijn berucht en gevreesd vanwege uitermate sterke windkrachten en zware regenval daar waar een orkaan zich voordoen. Een orkaan kan ontstaan bij de volgende omstandigheden: een hoge zeewatertemperatuur, een lage luchtdruk en een hoge luchtvochtigheidsgraad. Een orkaan is daarbij 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 kilometers onderweg zijn geweest.

Ontstaan van een orkaan

Wind, ontstaan van orkanen

Orkanen ontstaan boven de oceanen in de lagedrukgebieden in tropische en subtropische werelddelen. Zeewater verdampt en stijgt op, de warme vochtige lucht koelt bij het opstijgen af, een lagere luchtdruk achterlatend en verzadigd de vochtige en koudere hoge luchtlagen, totdat de lucht zo verzadigd is met vocht dat het begint te regenen. De neervallende regen uit de hogere luchtlagen doen daar een ‘vacuum’ ontstaan, met andere woorden de luchtdruk daalt, de koude regen die in de warme luchtlagen valt koelt de lucht af, eveneens een onderdruk veroorzakend die omgevingslucht ‘aanzuigt’. De neerstrijkende koelere luchtmassa’s worden weer verwarmd door het warme zeewater en stijgen weer op, gemengd met warm verdampt zeewater, de luchtdruk verlagend. In de hogere luchtlagen aangekomen herhaald de cyclus zich opnieuw, om opnieuw als regen neer te vallen. Op deze wijze ontstaat een zich steeds 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. Door het corioleseffect (de aarde draait om haar denkbeeldige aardas en slingert als het ware de atmosfeer in een draaiende beweging) wordt zo een orkaan geboren.

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 en gebergten wordt afgeremd maar meer nog wanneer de cyclus van opstijgende en neerslaande luchtmassa’s wordt doorbroken.

Invloed van de wind op het water: Opwaaiing en afwaaiing

Wanneer de wind langdurig en krachtig uit de zelfde richting over een groot wateroppervlak waait wordt de watermassa van de windrichting afgeblazen. De watermassa hoopt zich aan de ene zijde op met als gevolg een hogere waterstand dan gemiddeld, terwijl het water van elders wordt weggetrokken, een lagere waterstand dan gemiddeld. Wanneer dit zich voordoet in combinatie met getijdewater, of wanneer dit zich voordoet bij hoge waterstanden in de rivieren, of in combinatie met veel afwatering door gemalen die boezemwateren legen op een groter wateroppervlak, dan kunnen er serieuze problemen ontstaan rondom hoge waterstanden. Maar anderszins, wanneer bijvoorbeeld hoogwater zich voor doet kunnen hoge verwachtingen ook weer afgezwakt worden, of verwachte lage waterstanden hoger uitvallen. Met andere woorden, heersende winden kunnen de waterstanden beïnvloeden. Dubbel versterkt spelen deze factoren wanneer er sprake is van springtij, extra hoog water als gevolg van getijden, en een wind met storm- of orkaankracht zorgend voor extra stuwing. Dan kan er sprake komen van bijzonder laag, of uitzonderlijk hoog water. Dit laatste deed zich voor bij de Watersnoodramp van 1953 aan de Nederlandse kust. Door de springvloed stond het zeewater aan de Nederlandse kust al hoger, de noordwester storm vanaf de Noordatlantische oceaan stuwde de springvloed in de Noordzee door opwaaiing hoger op tegen de zeeweringen. Met overstromingen en dijkdoorbraken tot gevolg. Met die wetenschap worden in ons land de zeeweringen aangelegd, berekend op getijden, mogelijke winden. Met als toegevoegde factor de stijgende zeespiegel en de klimaatverandering.

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.

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.

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.

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.

Coriolis-effect

De atmosfeer rondom de aarde wordt onder andere gevormd door de luchtmassa’s die met de aarde meedraaien rondom de denkbeeldige aardas met een omwentelingssnelheid van één omwenteling per etmaal. Daarbij ondervinden de met de roterende aarde meebewegende luchtmassa’s in de atmosfeer wrijving aan het aard en zeeoppervlak, zeker ook bij bergen en heuvels. Dichter bij het aardoppervlak worden windsnelheden afgeremd en bij bergen en heuvels worden de windrichtingen veranderd, vergelijkbaar met de invloed die werelddelen en landtongen hebben op de watermassa’s van oceanen en zeeën.

Een belangrijke invloed op de windrichtingen in weersystemen is het ‘Corioliseffect’ 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. Het biljartlaken in de draaiende beweging zal dan onder de zich verplaatsende biljartbal doordraaien, en de bal zal zich met een boog over de tafel bewegen, en op een andere plaats de rand van de tafel raken.

Hiermee is het Corioliseffect te vergelijken: Bij een stilstaande aarde zouden zich luchtmassa’s zich in rechte lijnen verplaatsen, bijvoorbeeld vanuit een hogedrukgebied vanuit het midden naar buiten, of bij een lagedrukgebied van buiten naar binnen. Maar 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 draait om een 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 is er sprake van een grote relatieve snelheid, op hoge breedtegraden een kleinere relatieve snelheid.

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, zodat bijvoorbeeld de luchtmassa’s van het ‘Azoren Hoog’ dat zich vereffenen willen met de omliggende lagedrukgebieden vanuit het midden geen liniaire maar een gebogen richting kent. Waarbij het niet gaat om de windrichting maar om de massakrachten die zich voordoen. De relatieve snelheden waarmee de aarde en de atmosfeer zich bewegen door het heelal gaan gepaard met energie en kracht die zich uit in beweging. De atmosfeer rondom de rondwentelende aarde (maar ook de wateren van de aarde) ondervinden een richting veranderende massakrachten, afhankelijk van de breedte op aarde en daarmee de bijbehorende omwentelingssnelheid. Waarmee de windrichtingen van hoge en lage drukgebieden worden verklaard.

De krachtlijnen langs de aardbol die het Coriolis-effect verklaren.

Hoge – en lagedrukgebieden

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.

Bij hogedrukgebieden zijn de ‘luchtmassa’s’ groter dan bij lagedrukgebieden. Vanuit de natuurkunde wordt gesteld dat hoe groter de massa, hoe meer kracht er nodig is om te versnellen, in stand te houden of te vertragen. Ter illustratie: een trein met goederenwagons en een fietser bewegen zich beiden gelijktijdig met een snelheid van 25 km/uur. Het zal niemand verbazen dat de trein niet gestopt kan worden met de remblokjes van de wielrenner. En stel dat de remmen van het treinstel op de fiets zouden zijn gemonteerd. De wielrenner zal de 25 km/uur alleen met heel veel moeite behalen …

Zo is het ook met de hogedrukgebieden met hun grotere massa (gewicht) dan de lagedrukgebieden. Het Corioliseffect brengt de (zwaardere) hogedrukgebieden op het noordelijk halfrond in een rechtsom draaiende beweging en op het zuidelijk halfrond in een linksom draaiende beweging. Als ware het de ‘zwaardere wielen’ kunnen zij de ‘lichtere wielen’ van de lagedrukgebieden in een tegengestelde beweging brengen. Een verklaring waarom de wind in een depressie (lagedrukgebied) op het noordelijk halfrond een linksom gebogen richting vertoont.

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.
Wempe Regatta scheepsbarometer, messing verchroomd

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.

Hogedrukgebied

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.

Lagedrukgebieden en depressies

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 gewoon 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

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 6,5 graden Celcius 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. 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.

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

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 wolken en regen, bij een warmtefront dat over een koudere luchtlaag heen schuift ontstaat geleidelijk cumulusbewolking Cu en neerslag, bij een koudefront dat onder een warme luchtlaag schuift ontstaan wolken en heftige regenbuien in een relatief korte tijd.

Warmtefront, de warme lucht glijdt over de koude luchtlaag heen.

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 meer verticale scheiding tussen koude – en warme luchtlagen

Ga naar Actuele weerkaart KNMI

U spant de hemel uit als een tentdoek
en bouwt op de wateren uw hoge zalen,
U maakt van de wolken uw wagen
en beweegt u op de vleugels van de wind,
U maakt van de winden uw boden,
van vlammend vuur uw dienaren.

PS 104