De toestand van het klimaat in Nederland 2008
De toestand van het klimaat in Nederland 2008
De droge zomer van 2003 was niet zo uitzonderlijk: zulke droge jaren zijn er zo af en toe in Nederland. Maar droogte zoals in het voorjaar van 2007 is nog nooit gezien. Dit leidde echter niet tot een record droge zomer, want de droge periode was al voorbij toen de zomer begon.

De invloed van zeewatertemperatuur op kustneerslag
Dat de Noordzee een sterke invloed op het klimaat in Nederland heeft, zal niemand verbazen. Zowel op temperatuur als neerslag is de invloed van de Noordzee onmiskenbaar. Gedurende het hele jaar heeft de Noordzee een temperende invloed op de temperatuur aan de kust. Voor neerslag is de invloed sterk van het seizoen afhankelijk. In het voorjaar warmt het land snel op ten opzichte van de Noordzee. Het relatief koude Noordzeewater zorgt dan voor een onderdrukking van buienactiviteit aan de kust. De kustzone is daarom in het voorjaar en de vroege zomer droog en zonnig ten opzichte van het binnenland, met name in mei en juni. In de late zomer en het najaar is de situatie precies omgekeerd. De Noordzee is dan relatief warm en buienactiviteit wordt versterkt boven dit relatief warme water. In september, oktober en november valt er in de kustzone de meeste regen (zie externe links KNMI Klimaatatlas).


Betekent dit, als aan het eind van een relatief warme zomer de zeewatertemperaturen relatief hoog zijn, dat we dan ook een natte nazomer of herfst aan de kust kunnen verwachten? Nee, niet altijd. Er moet ook (vochtige) lucht worden aangevoerd over zee. Het warme Noordzeewater veroorzaakt op zich geen hevige regen. Maar de buiigheid in lucht die van over zee op ons land afkomt, wordt geactiveerd of versterkt door het warme zeewater.

De extreme neerslag van augustus 2006
Augustus 2006 was een extreem natte maand (zie het eerste hoofdstuk). Een groot gedeelte van de neerslag viel in deze maand in zogeheten buiencomplexen, met een typische schaal van enkele tientallen kilometers. Augustus 2006 werd voorafgegaan door een lange periode met zeer warm weer. De gemiddelde temperatuur in juli bedroeg 22,3 °C. Dit is bijna 5 graden boven het langjarige gemiddelde voor juli en bijna 1 graad warmer dan enige andere zomermaand sinds het begin van de metingen in De Bilt. De temperatuur van de Noordzee was aan het eind van juli zeer hoog. Aan de kust werden watertemperaturen tot 22 °C gemeten.


Kunnen de zeer grote neerslaghoeveelheden in augustus 2006 verklaard worden uit de hoge temperatuur van het Noordzeewater?Dat het antwoord "ten dele" is, zal na het voorafgaande duidelijk zijn. De hoofdoorzaak van de buiigheid was de atmosferische circulatie. Begin augustus kwam er een sterke noordwestelijke stroming op gang, die koude en onstabiele lucht naar ons land voerde. Deze stroming hield de hele maand aan, en veroorzaakte een zeer sterke buienactiviteit. Deze buienactiviteit werd versterkt door het zeer warme Noordzeewater. Maar voor hoeveel?

Kan dat uit de waarnemingen worden afgeleid? Om die vraag te beantwoorden, zou je naar augustusmaanden in het verleden kunnen zoeken met een vergelijkbare circulatie maar een andere Noordzeetemperatuur. Zulke 'analoge maanden' zouden dan de afhankelijkheid van zeewatertemperatuur laten zien. Maar helaas kunnen ook subtiele verschillen in de circulatie een grote invloed hebben op de neerslag. Er zijn dus nogal veel analoge maanden nodig om de invloed van de Noordzeetemperatuur te kunnen onderscheiden van de variaties in regenval door deze subtiele verschillen in de circulatie. Dit blijkt voor maandgemiddelden niet mogelijk te zijn. Er zijn er simpelweg niet genoeg. Maar voor dagelijkse data lijkt dat wel mogelijk (zie box 3.1).

Box 3.1 Dagelijkse neerslag
Om deze figuur te maken zijn waarnemingen van dagelijkse neerslag en van luchtcirculatie uit de periode 1958 - 2006 verdeeld in groepen die min of meer hetzelfde circulatiepatroon hebben. Omdat neerslag sterk van de circulatie afhangt, hoort bij elk circulatiepatroon, dus bij elk van de groepen waarnemingen, een bepaalde gemiddelde neerslaghoeveelheid. Die is horizontaal uitgezet in de figuur. Vervolgens is in elke groep waarnemingen gekeken hoe het verband is tussen de hoeveelheid werkelijk gevallen neerslag en de temperatuur van het Noordzeewater, waarbij onderscheid wordt gemaakt tussen stations aan de kust en meer landinwaarts gelegen stations. Als er weinig of geen verband is tussen Noordzeetemperatuur en de hoeveelheid neerslag is het getal op de linkeras (de z.g. regressiecoëfficiënt), klein of nul. Als er een sterk verband is, is de regressiecoëfficiënt groter.


Figuur 3.1: Verband tussen dagelijkse neerslag en zeewatertemperatuur van de Noordzee in de periode juli, augustus en september.
Figuur 3.1: Verband tussen dagelijkse neerslag en zeewatertemperatuur van de Noordzee in de periode juli, augustus en september.



We zien dat in de groepen met 'droge' circulaties (circulaties waarbij gewoonlijk weinig neerslag optreedt, links in de grafiek) weinig afhankelijkheid tussen zeewatertemperatuur en opgetreden neerslag is. In de nattere circulaties, aan de rechterkant van de figuur, zien we dat een warmere Noordzee duidelijk invloed heeft op de hoeveelheid neerslag, vooral in het kustgebied.

Voor de meest natte circulaties wordt een afhankelijkheid van rond de 15 % per graad gevonden. Bij een twee graden hogere zeewatertemperatuur kan er dus in de kustzone per dag 30 % meer neerslag vallen.

Kustneerslag in een model
Het effect van zeewatertemperatuur op kustneerslag kan ook bestudeerd worden in een klimaatmodel. Hierbij kan de atmosferische circulatie aan het model worden opgelegd. We kunnen in de modelwereld dus vrijwel perfecte analoge maanden met dezelfde circulatie maar met verschillende zeewatertemperaturen creëren. We gebruiken hiervoor het KNMI regionale klimaatmodel RACMO2 (zie box 3.2).


Box 3.2 Regionaal klimaatmodel RACMO2
In een regionaal klimaatmodel worden dezelfde natuurkundige wetten en regels gebruikt als in een mondiaal klimaat model. Maar in een regionaal klimaatmodel worden de berekeningen gedaan in een klein gebied en met een veel hogere ruimtelijke resolutie. Aan de rand van het regionale modelgebied (domein) wordt de atmosferische toestand - wind, temperatuur en vochtigheid - voorgeschreven. De berekeningen hier zijn gedaan met een resolutie van 6 km, een factor 30 hoger dan de huidige mondiale modellen. Dit maakt het simuleren van kleinschalige zomerbuiencomplexen mogelijk. Figuur 3.2 laat het door RACMO2 gesimuleerde neerslagpatroon zien, wanneer het model gevoed wordt met de in augustus 2006 waargenomen zeewatertemperatuur en atmosferische circulatie. Het model reproduceert het waargenomen verschil in neerslag tussen de kustzone en verder in het binnenland. Ook de typische neerslaghoeveelheden in beide zones zijn correct. Op een meer gedetailleerd niveau zijn er echter verschillen. De gesimuleerde neerslaghoeveelheden op en rond het IJsselmeer zijn duidelijk te hoog. De neerslaghoeveelheden in Noord- en Zuid-Holland zijn te laag. Een gedeelte van de verschillen tussen model en waarnemingen kan worden verklaard uit het feit dat de exacte locatie van buien onvoorspelbaar is. Maar er zijn waarschijnlijk ook tekortkomingen in het model, die voor systematische afwijkingen zorgen. Zo lijken buien zich in het model te snel te ontwikkelen, en heeft het model moeite met de clustering van buien zoals die frequent wordt waargenomen. Er wordt op het KNMI gewerkt aan een nieuw fijnmazig model om deze tekortkomingen te verhelpen.


Figuur 3.2: Geobserveerde en gesimuleerde maandsommen van neerslag in augustus 2006. De simulatie is gemaakt met een regionaal klimaatmodel (RACMO2) aangedreven door een realistische atmosferische circulatie en zeewatertemperatuur.
Figuur 3.2: Geobserveerde en gesimuleerde maandsommen van neerslag in augustus 2006. De simulatie is gemaakt met een regionaal klimaatmodel (RACMO2) aangedreven door een realistische atmosferische circulatie en zeewatertemperatuur.


Figuur 3.3 laat de neerslaghoeveelheid zien als functie van de afstand tot de kust. Voor deze figuur is Nederland opgedeeld in verschillende zones afhankelijk van de afstand tot de kust. De neerslaghoeveelheden in de verschillende zones zijn in de figuur gezet voor stationswaarnemingen en voor twee modelsimulaties met RACMO2. Eén modelsimulatie gebruikt waargenomen zeewatertemperaturen ('warm') in augustus 2006, en één gebruikt een twee graden lagere zeewatertemperatuur ('koud'). De simulatie met hogere zeewatertemperatuur reproduceert het typische verschil tussen de kustzone en het binnenland. Wel is het patroon in het model zeewaarts verschoven, en zijn de neerslaghoeveelheden boven land aan de lage kant. In de simulatie met een lagere zeewatertemperatuur is er nauwelijks verschil tussen de neerslag aan de kust en in het binnenland. Aan de kust bedraagt het verschil tussen beide simulaties zo'n 50 millimeter, ofwel 30 procent. Aangezien het verschil in zeewatertemperatuur 2 graden bedroeg, betekent dit een neerslagtoename aan de kust van zo'n 15 procent per graad.



Figuur 3.3: Neerslag op verschillende afstand van de kust in augustus 2006. De zwarte lijn geeft het gemiddelde op basis van stationswaarnemingen weer, boven zee aangevuld met gegevens van de buienradar (gestippeld). De gekleurde lijnen zijn modelsimulaties met een realistische zeewatertemperatuur ('warm') en een twee graden lagere zeewatertemperatuur ('koud').
Figuur 3.3: Neerslag op verschillende afstand van de kust in augustus 2006. De zwarte lijn geeft het gemiddelde op basis van stationswaarnemingen weer, boven zee aangevuld met gegevens van de buienradar (gestippeld). De gekleurde lijnen zijn modelsimulaties met een realistische zeewatertemperatuur ('warm') en een twee graden lagere zeewatertemperatuur ('koud').



Uit de modelsimulaties kunnen we dus concluderen dat de warme Noordzee een belangrijke bijdrage kan leveren aan sterke buienactiviteit aan de kust, zoals in augustus 2006. Is er ook een verandering in de klimatologie te verwachten? De temperatuur van de Noordzee lijkt vooral sinds de jaren negentig sterk gestegen. Over de laatste vijftig jaar is de trend van de temperatuur in de Noordzee ongeveer twee maal zo groot als de trend in de wereldgemiddelde temperatuur (zie ook het hoofdstuk ''Nederland warmt sneller op dan verwacht''). Heeft de sterke opwarming van de Noordzee een invloed op de klimatologische neerslagverdeling binnen Nederland?

Meer kustneerslag door warmer klimaat?
Figuur 3.4 geeft het verschil weer tussen de neerslag aan de kust (minder dan 30 kilometer van de kustlijn) en het binnenland, zoals we dat gemeten hebben. Zowel het klimatologisch gemiddelde als de verandering over de laatste 55 jaar zijn weergegeven. Het klimatologisch gemiddelde laat zien dat de kust in het voorjaar relatief droog is, en in het najaar relatief nat. Interessant is dat er een trend in het neerslagpatroon zichtbaar is; de kust wordt natter ten opzichte van het binnenland. Omdat de natuurlijke grilligheid van neerslag groot is, is de onzekerheid in de bepaling van de trend ook groot. Toch lijkt de verandering voor de zomer significant te zijn. Het ligt voor de hand deze verandering toe te schrijven aan de sterk oplopende temperatuur van de Noordzee; maar een hard bewijs hiervoor ontbreekt nog.

Figuur 3.4: Waargenomen verschil tussen neerslag aan de kust en neerslag in het binnenland door het jaar heen op basis van 238 neerslagstations. Het klimatologische gemiddelde over de periode 1951-2006 en de verandering over dezelfde periode zijn weergegeven. In grijs is de 10-90 % betrouwbaarheidsband weergegeven. De figuur is gebaseerd op periodes van 3 maanden; 'Jan' verwijst bijvoorbeeld naar het gemiddelde over december, januari en februari.
Figuur 3.4: Waargenomen verschil tussen neerslag aan de kust en neerslag in het binnenland door het jaar heen op basis van 238 neerslagstations. Het klimatologische gemiddelde over de periode 1951-2006 en de verandering over dezelfde periode zijn weergegeven. In grijs is de 10-90 % betrouwbaarheidsband weergegeven. De figuur is gebaseerd op periodes van 3 maanden; 'Jan' verwijst bijvoorbeeld naar het gemiddelde over december, januari en februari.



Droogte
Neerslagtekort
Droogte is geen grootheid die je direct kan meten. Het is natuurlijk in eerste instantie het gevolg van gebrek aan neerslag. Maar om een goed beeld te krijgen van droogte moet ook rekening worden gehouden met de verdamping. Het verschil tussen de hoeveelheid neerslag en de hoeveelheid verdamping bepaalt of er droogte ontstaat. De verdamping wordt vooral bepaald door aanwezige vegetatie. Het door de vegetatie opgenomen water wordt voor slechts een klein deel in de vegetatie zelf vastgelegd. Het grootste deel verdampt. Die verdamping wordt bepaald door de weersomstandigheden (temperatuur, zonlicht, wind, luchtvochtigheid), het type vegetatie en het beschikbare vocht in de bodem. Verdamping varieert hierdoor ruimtelijk sterk en is moeilijk te meten. Daarom wordt in Nederland, om de verdamping bij bepaalde weersomstandigheden te schatten, vaak de verdamping genomen van grasland dat over voldoende water kan beschikken. Als er gedurende het groeiseizoen minder neerslag valt dan deze referentieverdamping, spreken we van een neerslagtekort. Omgekeerd is er sprake van een neerslagoverschot. Het begrip neerslagtekort, dat dus eigenlijk weergeeft dat er niet genoeg neerslag is gevallen voor optimale groei van gras, kan goed gebruikt worden om zomerdroogte in Nederland te karakteriseren.
Zomerdroogte
Gedurende het groeiseizoen (het zomerhalfjaar) houden periodes met weinig neerslag en/of veel verdamping vaak meerdere maanden aan. Het optreden van een neerslagtekort is dus een normaal verschijnsel. Daarom spreken we meestal pas bij boven-normale neerslagtekorten over droogte.
Figuur 3.5 toont, voor de jaren 2003 tot en met 2007, de ontwikkeling van het neerslagtekort gedurende het zomerhalfjaar (1 april t/m 30 september). Ter vergelijking zijn daarbij steeds drie ontwikkelingen van het neerslagtekort aangegeven:

In het record droge jaar 1976;
Het niveau dat slechts in 5 procent van de jaren wordt overschreden (gemiddeld eens in de twintig jaar);
Het niveau dat in de helft van de jaren wordt overschreden (en in de andere helft dus niet).


Figuur 3.5: 2003
Figuur 3.5: 2003
Figuur 3.5: 2004
Figuur 3.5: 2004











Figuur 3.5: 2005
Figuur 3.5: 2005
Figuur 3.5: 2006
Figuur 3.5: 2006











Figuur 3.5: 2007
Figuur 3.5: 2007












Figuur 3.5 laat zien dat een groot neerslagtekort (ofwel droogte) tijd nodig heeft om zich te ontwikkelen. Serieuze droogte (bijvoorbeeld een neerslagtekort groter dan 200 millimeter) komt slechts eens in de twintig jaar eerder dan eind juli voor. In recordjaar 1976 werd dit niveau echter al een maand eerder bereikt. Zeer grote neerslagtekorten (groter dan 300 millimeter) zullen pas tussen half augustus en half september kunnen optreden. Een figuur als 3.5 laat ook duidelijk zien of het voor de tijd van het jaar droog was of niet. Naast de ontwikkeling van het neerslagtekort in de tijd is ook het grootste (maximale) neerslagtekort gedurende het zomerhalfjaar interessant, want dat is een maat voor de absolute droogte van een jaar en dus of dat jaar als 'droog' de geschiedenis in gaat.

In 2003 steeg het neerslagtekort vanaf de derde week van mei vrijwel onafgebroken door tot een maximale waarde van ongeveer 230 millimeter rond de derde week van augustus en bleef daarna tot eind september redelijk constant. Vooral het moment waarop neerslagtekorten van meer dan 200 millimeter werden bereikt (half augustus) maakt 2003 relatief bijzonder. In 2004 en 2005 was de ontwikkeling van het neerslagtekort heel gemiddeld. In beide jaren lag het maximale neerslagtekort rond de 100 millimeter, een waarde die bij benadering in de helft van de jaren gehaald wordt. De ontwikkeling van het neerslagtekort in 2006 was gemiddeld in april. De eerste helft van mei was droog, maar dat werd gecompenseerd in de tweede helft van mei. Van begin juni tot en met eind juli was het vrijwel droog en steeg het neerslagtekort tot ongeveer 200 millimeter, de maximale waarde dat jaar. Absoluut gezien niet heel uitzonderlijk maar wel redelijk uitzonderlijk voor de tijd van het jaar. 2007, tot slot, kenmerkte zich door een bijzonder droog voorjaar. Het maximale neerslagtekort van dat jaar, iets meer dan 100 millimeter, werd al in de eerste week van mei bereikt. Over de uitzonderlijkheid van het droge voorjaar van 2007 wordt verderop meer verteld.

Figuur 3.6 geeft vanaf 1906 tot en met 2007 het maximale neerslagtekort gedurende het zomerhalfjaar. Het jaar 1976 heeft het record met een maximaal neerslagtekort van ongeveer 360 millimeter en wordt, in de top 5, gevolgd door 1959, 1947, 1911 en 1921. Met ongeveer 230 millimeter komt 2003 op de zevende plek. Er is tussen 1906 en 2007 geen trend in het maximale neerslagtekort waarneembaar. Statistische methodes geven aan dat het maximale neerslagtekort in 1976, van 360 millimeter gemiddeld in Nederland, ongeveer eens per negentig jaar voorkomt terwijl een maximaal neerslagtekort van 230 millimeter, zoals in 2003, gemiddeld ongeveer eens per tien jaar voorkomt. Als we in 2003 ook rekening houden met het moment in het zomerhalfjaar waarop de grote neerslagtekorten van 200 tot 220 millimeter bereikt werden (rond half augustus), dan geldt daarvoor een herhalingstijd van ongeveer twintig jaar.

Figuur 3.6: Het maximale neerslagtekort in het zomerhalfjaar (april t/m september in blauw) en in het voorjaar (maart en april in rood) vanaf 1906.
Figuur 3.6: Het maximale neerslagtekort in het zomerhalfjaar (april t/m september in blauw) en in het voorjaar (maart en april in rood) vanaf 1906.


Regionale verschillen in zomerdroogte
Doordat er binnen Nederland regionale verschillen zijn in neerslag en verdamping bestaan er ook regionale verschillen in het maximale neerslagtekort en het moment in het jaar waarop dat wordt behaald. Zoals we hierboven, in het stukje over kustneerslag, al vertellen, hebben de kustregio's in de vroege zomer vaak iets minder bewolking dan meer landinwaarts gelegen regio's. Het gevolg is dat er aan de kust dan vaak iets minder neerslag valt en dat de zonneschijnduur en dus de verdamping er iets groter zijn. Beide effecten leiden tot een groter neerslagtekort.
In tabel 3.1 is Nederland opgedeeld in zes regio's en wordt voor elk van deze zes regio's zowel voor 1976 als voor 2003 het maximale neerslagtekort in het zomerhalfjaar met de bijbehorende herhalingstijd gegeven.

Tabel 3.1: Maximaal neerslagtekort (mm) in het zomerhalfjaar in 1976 en 2003 voor zes verschillende regio's en voor Nederland als geheel met de bijbehorende herhalingstijden in jaren tussen haakjes.
JaarKustregio'sLandregio's

Noord WMidden WZeelandNoord OMidden OMaasgebiedNL
1976 410(85)390(90)445(190)335(60)310(45)380(95)360(90)
2003290(12)260(12)265(8)180(5)185(7)190(4)230(10)


Het droge voorjaar van 2007
In figuur 3.5 hadden we al het uitzonderlijk droge voorjaar van 2007 opgemerkt. Onder normale omstandigheden is het een goede keuze om de berekening van het neerslagtekort op 1 april te starten. De eerste april wordt beschouwd als het begin van het groeiseizoen. Vanaf 1 april zijn de (lucht)temperatuur en de hoeveelheid zonnestraling voldoende voor de meeste planten en gewassen om te gaan groeien. Begin april is dan ook het moment waarop gemiddeld genomen in Nederland de verdamping groter wordt dan de neerslag en er dus een neerslagtekort gaat ontstaan. Maar wanneer het voorjaar uitzonderlijk droog en warm is, kan er op 1 april al een (klein) neerslagtekort ontstaan zijn. Zo ook in het voorjaar van 2007 waarin er tussen 22 maart en 6 mei (46 dagen) geen neerslag van betekenis is gevallen en het boven normaal warm was. Deze situatie leidde ertoe dat er al vóór 1 april een neerslagtekort werd opgebouwd, dat uitzonderlijk groot was voor de tijd van het jaar. Hoe uitzonderlijk, is te zien in figuur 3.6 waarin naast het neerslagtekort in het zomerhalfjaar ook het maximale neerslagtekort in de maanden maart en april is weergegeven (de rode staafjes). In 2007 is het voorjaarstekort van bijna 100 millimeter nog ruim 20 millimeter groter dan het voorjaarstekort in 1996, 1974 en 1976, de top drie van de historische reeks tot en met 2006.