De toestand van het klimaat in Nederland 1996
De toestand van het klimaat in Nederland 1996
Het klimaat van een plaats of gebied wordt beschreven door de gemiddelde waarden, en de dag-op-dag en jaar-op-jaar variaties, van temperatuur, vocht, luchtdruk, wind, bewolking en neerslag. Voorts door gegevens over frequenties van bijvoorbeeld onweer en hagel. Meteorologische instituten leggen deze grootheden al anderhalve eeuw vast. De metingen worden mede gebruikt om lange tijdreeksen samen te stellen. Deze reeksen vormen de basis voor een uitspraak over een al dan niet veranderend klimaat. In een intensief bewoond land als Nederland is de opbouw van lange, betrouwbare meetreeksen echter uiterst moeilijk. Regelmatig moeten meetstations verplaatst worden ten gevolge van veranderingen in de onmiddellijke omgeving, zoals inpoldering of toenemende verstedelijking. Hierdoor ontstaat een overgang in een meetreeks, die, als er geen correctie mogelijk is, de reeks inhomogeen maakt en dus ongeschikt voor trendonderzoek. Homogene meetreeksen zijn maar zelden langer dan honderd jaar.

Het weer in de landen van Noordwest-Europa wordt slechts in beperkte mate bepaald door lokale processen zoals instraling van zonnewarmte. Veel belangrijker is de aanvoer van koude of warme (c.q. droge of vochtige) lucht uit andere streken. Voor Nederland is de ligging bij de westrand van een continent zeer bepalend. Omdat aanvoer van zee 's zomers tot een afkoelend effect leidt, maar 's winters tot tempering van de kou, worden in dit hoofdstuk bij de meteorologische meetreeksen, naast de jaarwaarden, ook de waarden voor de periode van 1 april tot 1 oktober en voor de periode van 1 oktober tot 1 april gepresenteerd. Gemakshalve zullen we daarbij vaak over respectievelijk de zomer en de winter spreken, hoewel de werkelijke meteorologische seizoenen uiteraard geen zes maar drie maanden omvatten. Het jaarnummer van een winter correspondeert met dat van de tweede helft van het winterseizoen, zodat bijvoorbeeld de winter 1947 betrekking heeft op het tijdvak 1 oktober 1946 tot 1 april 1947. De grafieken van jaar- en zomerwaarden zijn gegeven tot en met 1995, bij de wintergrafieken is de winter van 1996 ook meegenomen.

Temperatuur en windrichting
Figuur 1 laat het verloop van de temperatuur te De Bilt zien gedurende de laatste eeuw. De variaties van jaar op jaar in het temperatuurverloop zijn opvallend. Met name opeenvolgende winters kunnen sterk verschillen. Soms waren er lange reeksen van jaren met afwijkende seizoentemperatuur: de koude winters rond 1890 of de vele warme zomers tussen 1930 en 1950. In de lijnen die het lopend langjarig gemiddelde weergeven, leiden zulke aaneenschakelingen tot maxima of minima. Bij het begin- en eindpunt van het lopend langjarig gemiddelde weegt het eerste respectievelijk laatste jaar relatief zwaar mee. De neerwaartse trend sinds 1990 in het lopend gemiddelde van de wintertemperatuur is uitsluitend veroorzaakt doordat de winter van 1996 is meegenomen: zonder deze winter loopt het gemiddelde omhoog.
Figuur 1. Temperaturen te De Bilt (1880-1995/96), gemiddeld over het kalenderjaar, het zomer- en het winterhalfjaar. De zomer wordt in dit rapport beschouwd als durende van april tot en met september en de winter van oktober van het vorige jaar tot en met maart van het aangegeven jaar. De golvende lijn geeft een voortschrijdend gewogen gemiddelde van de 15 dichtstbijzijnde jaren. In de volgende figuren is een aldus berekende lijn ook getrokken.
Figuur 1. Temperaturen te De Bilt (1880-1995/96), gemiddeld over het kalenderjaar, het zomer- en het winterhalfjaar. De zomer wordt in dit rapport beschouwd als durende van april tot en met september en de winter van oktober van het vorige jaar tot en met maart van het aangegeven jaar. De golvende lijn geeft een voortschrijdend gewogen gemiddelde van de 15 dichtstbijzijnde jaren. In de volgende figuren is een aldus berekende lijn ook getrokken.


De jaar-op-jaar grilligheid van het Nederlandse temperatuurverloop vindt zijn bron in de steeds wisselende posities van lage- en hogedrukgebieden om ons heen. Deze positiewisselingen zorgen er voor dat soms lucht uit warme streken wordt aangevoerd en dan weer lucht uit koude oorden. Dergelijke omstandigheden kunnen wekenlang aanhouden. De seizoengemiddelde posities van druksystemen kunnen bovendien gedurende vele jaren systematisch afwijken ten opzichte van hun gebruikelijke posities. Dit leidt dan tot jarenlange systematische veranderingen in de verdeling van windrichtingen, zoals te zien is in figuur 2.
Figuur 2. Frequentie van windrichtingen te De Bilt (1906-1995/96). Per halfjaar wordt de 180 graden sector met de gemiddeld warmste aanvoer gepresenteerd, dus 's zomers met een zuidoostelijke windcomponent en 's winters met een zuidwestelijke.
Figuur 2. Frequentie van windrichtingen te De Bilt (1906-1995/96). Per halfjaar wordt de 180 graden sector met de gemiddeld warmste aanvoer gepresenteerd, dus 's zomers met een zuidoostelijke windcomponent en 's winters met een zuidwestelijke.

Voor zowel zomer als winter is het optreden van de windrichtingen getoond die de grootste kans bieden op aanvoer van warme lucht. De overeenstemming van de individuele pieken en dalen in de windrichtingverdelingen (figuur 2) met de pieken en dalen in het temperatuurverloop (figuur 1) is duidelijk, met name in het winterhalfjaar.
Nadere beschouwing leert dat de temperatuur van ieder jaar in goede benadering berekend kan worden uit de gemiddelde eigenschappen van de verschillende luchtmassa's en het aantal dagen dat de verschillende massa's in dat jaar ons land bereikten. Dit geeft aan dat het overgrote deel van de temperatuurfluctuaties inderdaad wordt veroorzaakt door wisseling van luchttransport.

Van speciaal belang voor allerlei menselijke activiteit is het optreden van strenge winters. De befaamde winters van 1940, 1942, 1947 en 1963 zijn in figuur 1 opvallend aanwezig. Een nuttige maat voor de strengheid van het winterweer, zowel relevant voor scheepvaarthinder als voor de schaatssport, is het aantal dagen met bedekking door ijs. Voor de grote rivieren is de ijsbedekking in het verleden goed bekend, maar die wordt sterk beïnvloed door het weer in het stroomgebied in Frankrijk en Duitsland en na de veertiger jaren door warmwaterlozingen.

Figuur 3. Aantal dagen met ijsdek van minstens 7 centimeter, berekend per winterhalfjaar voor een stilstaand water van 2 meter diep uit meteorologische gegevens voor De Bilt (1902-1996).
Figuur 3. Aantal dagen met ijsdek van minstens 7 centimeter, berekend per winterhalfjaar voor een stilstaand water van 2 meter diep uit meteorologische gegevens voor De Bilt (1902-1996).


Voor Nederlandse kanalen en meren zijn er weinig historische gegevens. Het is echter wel mogelijk de ijsdikte af te leiden uit gewone meteorologische gegevens als temperatuur, bewolking en wind. Meer nog dan de reeks van wintertemperaturen toont de reeks van dagen met ijsbedekking (figuur 3) hoe grillig strenge winters over een eeuw verdeeld zijn. Zelfs in de relatief warme periode tussen 1930 en 1950 kwamen ze nog veel voor en ook de huidige nog warmere periode kende recentelijk (1996) een koude winter, zodat we ook bij de huidige stijgende jaartemperatuur nog niet mogen concluderen dat strenge winters tot het verleden behoren.

De recente temperatuurstijging
Alle in dit rapport getoonde temperatuurgrafieken laten voor de afgelopen tien jaar een stijging zien. Een aantal Nederlandse winters is ongekend zacht geweest en ook de zomers waren aan de warme kant, hoewel nog niet vergelijkbaar met de recordhitte van 1947. Veel andere West-Europese stations laten een vergelijkbaar beeld zien. De directe oorzaak van de stijging gedurende het afgelopen decennium is niet zozeer een wereldwijde opwarming door het broeikaseffect, maar eerder het feit dat ons weer de afgelopen jaren vaak gekenmerkt werd door luchtaanvoer vanuit warmere streken. De lucht uit koelere gebieden stroomde dus ergens anders naar toe, en inderdaad was het 's winters de afgelopen tien jaar in Zuidoost-Europa aan de koele kant.


De oorzaak van de veranderende voorkeursposities van de druksystemen wordt gezocht in de zogeheten Noord- Atlantische oscillatie. Dit is een verschijnsel waarbij het IJslandse lagedrukgebied in de winter zich zonder aanwijsbare oorzaak versterkt, hetgeen gepaard gaat met een afwijkende temperatuurverdeling van het oceaanoppervlak, met onder meer relatief koud water ten zuidwesten van Groenland. De versterking van het IJslandse lagedrukgebied veroorzaakt bij ons een grotere kans op westelijke stroming en dus op zachte winters. Het versterkte IJslandse lagedrukgebied kan zich soms jaren handhaven voordat de normale toestand terugkeert. Eerder deze eeuw deed dit zich rond 1910 voor, maar het laatste decennium is het in heviger mate teruggekomen. Zowel in het wintertemperatuurverloop als in de windrichtingen (zie figuur 2) zijn deze twee gebeurtenissen goed waarneembaar.
Figuur 1 laat zien dat de zes warmste jaren van deze eeuw alle vielen in het meest recente tijdvak van 1988-1995. Als de jaar-op-jaar temperatuurschommelingen slechts door het toeval bepaald zouden zijn, zou een dergelijke samenklontering hoogst zeldzaam zijn en in een temperatuurreeks van 116 jaar eigenlijk niet voor mogen komen. Het bestaan van trage en langdurig aanhoudende fluctuaties in het temperatuurklimaat plaatst deze gebeurtenis in een ander daglicht. De hevigheid van de Noord-Atlantische oscillatie in het afgelopen decennium maakte de omstandigheden ongewoon gunstig voor het breken van temperatuurrecords. Het is niet bekend hoe lang deze situatie nog zal voortduren.

Het is mogelijk dat de recente Nederlandse temperatuurstijging niet alleen door gewijzigde luchtaanvoer, maar ook door een stijging van de grootschalig-gemiddelde temperatuur wordt veroorzaakt. Bij de wereldwijd-gemiddelde temperatuur is inderdaad sprake van een duidelijke stijging (figuur 4), ofschoon die veel kleiner is dan die in Nederland. Het grootste deel van de stijging van de wereldtemperatuur over de laatste eeuw kan aan natuurlijke variaties worden toegeschreven, zoals de stijging gedurende de jaren dertig. Het wordt echter aannemelijk geacht dat de stijging van 0,3 graden C na 1970 mede veroorzaakt is door het versneld toenemen van broeikasgasconcentraties. Op dit moment is nog niet duidelijk hoeveel die factor precies heeft bijgedragen. Omdat een toename van enkele tiende graden in het niet valt bij de jaar-op-jaar grilligheid van het Nederlandse temperatuurklimaat, is de mondiale temperatuurverhoging niet groot genoeg om de recente temperatuurtoename in Nederland te verklaren.

In theorie is het denkbaar dat het versterken van het broeikaseffect, via beïnvloeding van de Noord-Atlantische oscillatie of via een ander mechanisme, afwijkingen in de atmosferische circulatiepatronen teweeg brengt die tot extra temperatuurstijging in Nederland leiden. Daar echter het bestaan van een dergelijk verband tussen mondiale opwarming en atmosferische circulatie niet aangetoond kan worden, ontbreekt de wetenschappelijke grond om de recente temperatuurstijging in Nederland aan het versterkte broeikaseffect toe te schrijven.

Figuur 4. Wereldgemiddelde jaartemperatuur (1880-1995) (Bron: IPCC 1995)
Figuur 4. Wereldgemiddelde jaartemperatuur (1880-1995) (Bron: IPCC 1995)


Windsnelheid en stormen
De laatste tijd verschenen er berichten in de media dat stormen in aantal en hevigheid zouden zijn toegenomen. Deze berichten zijn in veel gevallen gebaseerd op het toegenomen aantal stormschadeclaims bij verzekeringsmaatschappijen. Het IPCC-rapport concludeert echter dat op grond van meteorologische gegevens geen systematische toename in stormactiviteit is vast te stellen.

Om te onderzoeken of het wind- of stormklimaat in Nederland wellicht toch systematisch is veranderd, zijn meerdere lange homogene reeksen van windmetingen nodig. Zulke reeksen zijn echter zeldzaam. De metingen worden namelijk sterk beïnvloed door - in de tijd veranderende - begroeiing en bebouwing in de omgeving van de windmeters. De exacte invloed van deze veranderingen op de windmeting is meestal onbekend. Een alternatieve mogelijkheid om het windklimaat over een langere periode in beeld te brengen, is gebruik te maken van luchtdrukverschillen. Van de luchtdruk bestaan namelijk wel lange homogene reeksen en uit luchtdrukverschillen tussen drie stations kan een benaderde windsnelheid berekend worden zoals die op enige hoogte boven het aardoppervlak waait. De op deze wijze berekende wind wordt de geostrofische wind genoemd. Zijn snelheid is gemiddeld ongeveer twee keer zo groot als de windsnelheid bij de grond, waar de luchtstroom door wrijving is afgeremd.

De resultaten voor de geostrofische windsnelheid tonen dat er deze eeuw geen sprake is geweest van een systematische toe- of afname. Dit blijkt uit figuur 5. Naast het langjarig verloop van de gemiddelde windsnelheid is hierin het verloop van een vrij willekeurig gedefinieerde extreme geostrofische windsnelheid weergegeven, namelijk van de uurlijkse windsnelheid die gedurende slechts ongeveer 1% van de uren overschreden wordt. De hoogte van die extreme windsnelheid wordt in sterke mate bepaald door het aantal en de sterkte van langdurige zware stormen. Enkele beruchte stormen, zoals die van 1990, zijn zo hevig geweest dat ze de hoogte van een piek in de figuur vrijwel volledig hebben bepaald.

Figuur 5. Gemiddelde en extreme geostrofische windsnelheden in Nederland, berekend uit de uurlijkse luchtdrukverschillen tussen stations in of nabij Groningen, Den Helder en De Bilt (1906-1995/96). De geostrofische windsnelheid is gemiddeld ongeveer twee keer zo groot als de windsnelheid op de normale waarnemingshoogte van 10 meter. De bovenste krommen vormen een maat voor de extreme windsnelheid; zij geven de windsnelheid die in 1% van de uren wordt overschreden.
Figuur 5. Gemiddelde en extreme geostrofische windsnelheden in Nederland, berekend uit de uurlijkse luchtdrukverschillen tussen stations in of nabij Groningen, Den Helder en De Bilt (1906-1995/96). De geostrofische windsnelheid is gemiddeld ongeveer twee keer zo groot als de windsnelheid op de normale waarnemingshoogte van 10 meter. De bovenste krommen vormen een maat voor de extreme windsnelheid; zij geven de windsnelheid die in 1% van de uren wordt overschreden.

In de langjarig gemiddelden van windsnelheden wisselen perioden met hoge en minder hoge extreme windsnelheden elkaar met een zekere regelmaat af. Opvallend is dat de winter en de zomer vrijwel dezelfde pieken en dalen laten zien, al zijn in de winter de snelheden duidelijk hoger. Figuur 5 laat zien dat het laatste minimum in het langjarig gemiddelde van extreme windsnelheden rond 1980 viel, waarna een stijging intrad die inmiddels tot staan lijkt gekomen. In de meest recente jaren waren extreme windsnelheden niet groter dan in de rest van de achter ons liggende eeuw. De extreme windsnelheden (stormen) laten dus wel grote fluctuaties zien, maar zeker geen trend. Hoewel dit resultaat op indirecte windgegevens berust, is de conclusie gerechtvaardigd dat ook het echte windsnelheid-klimaat en het echte stormklimaat geen aanwijsbare trends bevatten.


Golven en waterstanden op de zuidelijke Noordzee
De wind boven de Noordzee veroorzaakt golven en afwijkingen van de waterstanden. Variaties in deze grootheden hangen samen met variaties in het wind- en stormklimaat.
Vast staat dat tussen 1960 en 1990 de hoogte van de golven op de Atlantische Oceaan in de omgeving van Lands End aan de zuidwestpunt van Engeland aanwijsbaar is toegenomen. Dit geldt overigens niet voor de windsnelheid aldaar, zodat die hogere golven blijkbaar in een ander deel van de oceaan opgewekt zijn. Op de Noordzee komen golven doorgaans niet van zo heel ver, zodat de golfhoogte nauwer verband houdt met het windklimaat in het gebied zelf.

Tot de jaren zeventig werden de hoogte en de lengte van golven uitsluitend met het oog geschat, hetgeen vrij onnauwkeurig is. Vanaf die tijd zijn systematische instrumentele metingen beschikbaar. Bij een golfmeting wordt het hoogteverschil tussen golftoppen en golfdalen van het wateroppervlak gemeten. De duur van een meting varieert tussen 15 en 30 minuten en omvat honderden toppen en dalen van golven met zeer uiteenlopende hoogte en lengte. Voor het eindresultaat van zo'n meting bepaalt men gemiddelde grootheden over het hoogste derde deel van de golven in de meting. Deze definitie sluit goed aan bij de praktijk van de visuele waarnemer, die immers ook vooral op de hogere golven let.
Figuur 6. Gemiddelde golfhoogten op twee posities in de Noordzee op het Nederlandse deel van het continentale plat (respectievelijk 1973-1995 en 1971-1995). Het meetpunt IJmuiden (rechter grafiek) is 35 km ten westen van de haven, het booreiland K13 (linker grafiek) ligt 100 km ten westen van Texel in de open Noordzee.
Figuur 6. Gemiddelde golfhoogten op twee posities in de Noordzee op het Nederlandse deel van het continentale plat (respectievelijk 1973-1995 en 1971-1995). Het meetpunt IJmuiden (rechter grafiek) is 35 km ten westen van de haven, het booreiland K13 (linker grafiek) ligt 100 km ten westen van Texel in de open Noordzee.

De resultaten van de instrumentele golfmetingen van de afgelopen 25 jaar zijn in figuur 6 getoond voor twee meetpunten in het Nederlandse deel van het continentale plat. Ze geven geen aanwijzing voor een duidelijke toename van de hoogte van de golven op de Noordzee.
Met de analyse van zeewaterstandsgegevens kunnen wij veel verder teruggaan in de tijd dan bij golven. Uit langjarige metingen is bekend dat de jaargemiddelde zeewaterstand aan onze kust al meer dan anderhalve eeuw toeneemt met circa 20 centimeter per eeuw. Deze stijging hangt samen met de bodemdaling en met de toename in wereldgemiddelde temperatuur sinds halverwege de vorige eeuw, maar staat los van het windklimaat.

De actuele waterstand wordt wel bepaald door de wind. Als de wind boven de Noordzee naar ons land toe is gericht, wordt het zeewater langs de kust opgestuwd. Hierdoor valt de vloed hoger uit dan de getijdetafels aangeven. Het verschil tussen de waargenomen en de op astronomische gronden berekende waterstand wordt aangeduid met wateropzet. Omdat de wateropzet versneld stijgt bij toenemende windsnelheden, is de statistiek van wateropzetten zeer nauw verbonden met de statistiek van stormen in het zeegebied rond Nederland.
Figuur 7. Aantal keren per winterhalfjaar dat een storm boven de Noordzee leidt tot een wateropzet boven 90 cm, bepaald uit waterstandsmetingen bij hoogwater te Delfzijl (1882-1994) en Hoek van Holland (1888-1994). De wateropzet bij hoogwater is de opgetreden verhoging van de zeewaterstand ten opzichte van de verwachte hoogte van de vloed bij afwezigheid van weersinvloeden. (Bron: J. Doekes, Rijkswaterstaat)
Figuur 7. Aantal keren per winterhalfjaar dat een storm boven de Noordzee leidt tot een wateropzet boven 90 cm, bepaald uit waterstandsmetingen bij hoogwater te Delfzijl (1882-1994) en Hoek van Holland (1888-1994). De wateropzet bij hoogwater is de opgetreden verhoging van de zeewaterstand ten opzichte van de verwachte hoogte van de vloed bij afwezigheid van weersinvloeden. (Bron: J. Doekes, Rijkswaterstaat)

Figuur 7 geeft een beeld van de wateropzet in Delfzijl en Hoek van Holland. Aangegeven is hoe vaak er sprake was van meer dan 90 centimeter wateropzet tijdens stormen op de Noordzee. Opvallend zijn de grote variabiliteit en het feit dat desondanks de schommelingen in het langjarig gemiddelde vrijwel synchroon lopen met die van de extreme windsnelheden in figuur 5. Evenals de windsnelheid bevat ook de reeks van wateropzetten geen aanwijsbare langjarige trend.


Bewolking en zonneschijn
Het soort en de mate van bewolking zijn doorgaans visueel bepaald, zodat reeksen van deze waarnemingen zich niet lenen voor trendonderzoek. Om deze reden kan over wijzigingen in het soort bewolking geen uitspraak worden gedaan. Hetzelfde geldt voor mate van bewolking 's nachts. Van de zonneschijnduur zijn echter wel instrumentele reeksen beschikbaar. Deze metingen kunnen beschouwd worden als indirecte bepalingen van de mate van bewolking overdag.


Figuur 8. Instrumenteel bepaalde relatieve zonneschijnduur te De Bilt (1906-1995/96), in procenten van het voor de desbetreffende periode geldende theoretische maximum.
Figuur 8. Instrumenteel bepaalde relatieve zonneschijnduur te De Bilt (1906-1995/96), in procenten van het voor de desbetreffende periode geldende theoretische maximum.


De zonneschijnduur werd tot voor kort gemeten met een grote glazen bol die als een brandglas werkt als de zon schijnt. Door de beweging van de zon langs de hemel ontstaat dan een ingebrand spoor op een strook papier. De lengte van dit spoor bepaalt het aantal uren zonneschijn. Dit is ook een maat voor de (afwezigheid van) bewolking overdag. De laatste jaren wordt de zonneschijnduur uit de registratie van een stralingsmeter afgeleid, waarbij een optimale aanpassing aan de bestaande meetreeksen is nagestreefd.
Het jaargemiddelde van de zonneschijnduur in Nederland bedraagt ongeveer 1500 uur. Omdat de gemiddelde daglengte in het zomerhalfjaar bijna twee keer zo groot is als in het winterhalfjaar, kunnen we de zonneschijnduur beter als percentage van de daglengte uitdrukken. Het jaargemiddelde is dan ongeveer 34% en kan blijkens figuur 8 flink schommelen. Het zomergemiddelde van de relatieve zonneschijnduur is ongeveer 40% en het wintergemiddelde circa 25%. Door de grotere daglengte weegt de zomerzonneschijn sterk mee in het jaarpercentage. Hierdoor lopen de jaar-op-jaar fluctuaties in de zomer- en jaargrafiek vrijwel gelijk op.

In de zomergrafiek zijn aaneenschakelingen van zonnige jaren te herkennen, zoals 1940-1955. Deze perioden vallen vaak samen met aaneenschakelingen van warme zomers van figuur 1. In de wintergrafiek vertoont het langjarig gemiddelde minder schommelingen dan in de zomergrafiek. Van een systematische trend is in de tijdreeksen geen sprake.

Neerslaghoeveelheid
Neerslag wordt gekenmerkt door een sterke variabiliteit. In Nederland valt in een nat jaar ongeveer twee keer zoveel neerslag als in een droog jaar. Door deze sterke variabiliteit zijn eventuele systematische veranderingen in neerslag niet makkelijk te detecteren.
Omdat veel lange meetreeksen van neerslag inhomogeen zijn ten gevolge van veranderingen in de meetopstellingen en het waarnemingsterrein, beperken we ons hier tot metingen met een gestandaardiseerde methode die in het begin van deze eeuw werd ingevoerd. De enige relevante wijziging die zich bij deze methode heeft voltrokken, is een verandering in opstellingshoogte van de regenmeters in de periode direct na de Tweede Wereldoorlog. De metingen die gebruikt zijn voor dit rapport zijn hiervoor gecorrigeerd.

Figuur 9. Neerslaghoeveelheid in Nederland, verkregen door middeling over 13 geselecteerde stations (1907-1995/96).
Figuur 9. Neerslaghoeveelheid in Nederland, verkregen door middeling over 13 geselecteerde stations (1907-1995/96).

Figuur 9 laat de neerslaghoeveelheid in Nederland zien voor opeenvolgende jaren en seizoenen. Afwijkend blijken bijvoorbeeld de droge zomers van de jaren zeventig. Het meest opvallend is echter de toename van de winterneerslag na 1950 en vooral na 1975. Winterhalfjaren met meer dan 500 mm neerslag hebben zich alleen na 1960 voorgedaan. De langjarige afwijkingen in de winterneerslag ten opzichte van de gemiddelde neerslag in de winter zijn voor een deel gekoppeld aan de schommelingen in de temperatuur. Zachte winters zijn vaak neerslagrijk en dat zien we ook bij de recente zachte winters. Door de kleinere variabiliteit van de temperatuur zijn trends in het temperatuurverloop echter beter zichtbaar dan die in het begeleidende neerslagverloop.


Droogte in de zomer
Droogte ontstaat als de verdamping groter is dan de neerslag. In tegenstelling tot de neerslag hangt de verdamping sterk af van de aard van het oppervlak. De verdamping boven een stad verschilt bijvoorbeeld sterk van die boven bossen en landbouwgebieden.
Bij weinig neerslag en onvoldoende aanvoer van water droogt de bodem uit. Planten reageren hierop door de huidmondjes te sluiten waardoor de verdamping gereduceerd wordt. Men maakt daarom bij begroeide oppervlakken onderscheid tussen de werkelijke en de potentiële verdamping. De potentiële verdamping is de verdamping die plaats zou vinden als de begroeiing optimaal van water is voorzien. De grootte van de potentiële verdamping kan worden berekend uit meteorologische grootheden, maar hangt af van de aard van de begroeiing. Ze wordt meestal gegeven voor kort gras. Bij vochttekorten in de bodem is de werkelijke verdamping minder dan de berekende potentiële verdamping. Het verschil tussen potentiële verdamping en neerslag (potentieel neerslagtekort) bepaalt de hoeveelheid water die men kunstmatig moet aanvoeren via beregening of irrigatie. Voor landbouwkundige doeleinden wordt in Nederland de droogtegraad van een jaar gerelateerd aan het grootste potentiële neerslagtekort binnen het groeiseizoen, dat wil zeggen het zomerhalfjaar.
Figuur 10. Doorlopend potentiële neerslagtekort voor De Bilt van het zomerhalfjaar van 1995 (dikke lijn). Het doorlopend potentiële neerslagtekort is hier het verschil vanaf 1 april tot de aangegeven datum tussen verdamping en neerslag boven kort gras als dat optimaal van water is voorzien. De dunne lijnen geven percentielen weer: voor elke datum geldt steeds dat het potentiële neerslagtekort in 90% van de jaren onder de 90%-lijn ligt en in 10% van de jaren onder de 10%-lijn.
Figuur 10. Doorlopend potentiële neerslagtekort voor De Bilt van het zomerhalfjaar van 1995 (dikke lijn). Het doorlopend potentiële neerslagtekort is hier het verschil vanaf 1 april tot de aangegeven datum tussen verdamping en neerslag boven kort gras als dat optimaal van water is voorzien. De dunne lijnen geven percentielen weer: voor elke datum geldt steeds dat het potentiële neerslagtekort in 90% van de jaren onder de 90%-lijn ligt en in 10% van de jaren onder de 10%-lijn.

Figuur 10 toont voor De Bilt het doorlopend potentiële neerslagtekort van het zomerhalfjaar van 1995, gerekend vanaf 1 april. De waarde 90 mm op 31 juli geeft bijvoorbeeld aan dat de potentiële verdamping in de periode april tot en met juli 90 mm groter was dan de neerslag. Bij een stijgend verloop van de lijn overtreft de dagelijkse potentiële verdamping dus de neerslag. In de periode 18 juni-23 september nam het doorlopend potentiële neerslagtekort toe met ongeveer 210 mm. Voor De Bilt was dit het grootste potentiële neerslagtekort in 1995.
Figuur 11. Grootste waarden van het doorlopend potentiële neerslagtekort van zomerhalfjaren volgens meteorologische gegevens van De Bilt (1911-1995). Het potentieel neerslagtekort is hier het verschil tussen verdamping en neerslag boven kort gras als dat optimaal van water is voorzien.
Figuur 11. Grootste waarden van het doorlopend potentiële neerslagtekort van zomerhalfjaren volgens meteorologische gegevens van De Bilt (1911-1995). Het potentieel neerslagtekort is hier het verschil tussen verdamping en neerslag boven kort gras als dat optimaal van water is voorzien.



Figuur 11 geeft per jaar de grootste waarden van het doorlopend potentiële neerslagtekort voor de periode 1911-1995. Het tekort van 210 mm in 1995 ligt boven het gemiddelde voor De Bilt, maar nog aanzienlijk onder de waarden van ruim 300 mm voor de beruchte droge zomers van 1921, 1959 en 1976. Zonnige en warme zomers, zoals in de periode 1940-1955, zijn vaak droog (figuren 1 en 8). In de jaren zestig kwam een aantal natte zomers voor en waren de potentiële neerslagtekorten relatief gering. In het verloop van het grootste potentiële neerslagtekort van het zomerhalfjaar is geen systematische trend te onderkennen.

Onweer
Neerslag, met name buiige neerslag, kan samengaan met onweer. Hoewel de kans op blikseminslag op een bepaalde plaats niet groot is, kan een individueel trefgeval veel schade veroorzaken.
Pas sinds 1987 worden bliksems afzonderlijk geregistreerd, zodat we voor het verleden gebruik moeten maken van de door waarnemers gehoorde donder. De homogeniteit van deze reeks kan niet gegarandeerd worden, onder meer omdat pas na 1945 weerstations met een 24-uurs wacht gebruikelijk werden. De waarnemingen van vijf stations zijn gemiddeld om een zo betrouwbaar mogelijke maat voor het hele land te krijgen.

De resultaten laten voor de zomer geen merkbare trend zien. Een duidelijke correlatie van zomeronweer met de temperatuur is er niet, omdat onweer niet zozeer ontstaat in langdurig warme of koele zomerperiodes, maar juist in zomers met sterk wisselend weer: mooi zomerweer wordt dan vaak onderbroken door het binnenstromen van koele oceaanlucht. Opvallend is de recente toename van onweer in de winter, die waarschijnlijk samenhangt met de hogere frequentie van zachte en natte winters. Overigens gaat winteronweer met minder blikseminslagen gepaard dan de zomerse onweersbuien, zodat we niet mogen concluderen dat het bliksemgevaar de laatste decennia merkbaar is toegenomen.

Is het klimaat veranderd?
Van diverse meteorologische grootheden zijn lange meetreeksen beschikbaar. Die tonen dat het klimaat van Nederland op al zijn onderdelen voortdurend varieert. Hierbij lopen grillige jaar-op-jaar fluctuaties en trage fluctuaties door elkaar. De variaties zijn duidelijk gekoppeld aan afwijkingen van de atmosferische stromingen van het gemiddelde. Bij de jaar-op-jaar fluctuaties bepaalt de toevalligheid van de dagelijks wisselende toestand van deze stromingen hoe deze afwijkingen gemiddeld per jaar uitvallen; de trage fluctuaties worden veroorzaakt door tijdelijke systematische afwijkingen van deze stromingen van lange duur, mogelijk samenhangend met trage processen in de oceaan. Door de specifieke ligging van Nederland, met aan zijn westkant een oceaan en aan zijn oostkant een groot continent, hangt ons weer wel zeer gevoelig samen met de richting van de luchtstromingen. Dit leidt tot een uiterst variabel klimaat.
De afgelopen jaren toont een aantal meteorologische grootheden afwijkingen ten opzichte van hun gedrag in het voorafgaande deel van de eeuw. Dit geldt voor temperatuur, neerslag en onweer. De oorzaak hiervan is een versterking van het IJslandse lagedrukgebied gedurende het laatste decennium, die ervoor zorgde dat er een afwijkende gemiddelde toestand van luchtstromingen optrad. Door deze toestand was de kans op hoge temperaturen toegenomen, vooral voor de winter. Temperatuur, neerslag en onweer zijn geen losstaande verschijnselen, en met de hogere temperaturen vertoonden ook neerslaghoeveelheid en onweersfrequentie het afgelopen decennium afwijkingen, hoewel deze soms meer versluierd zijn door de grote jaar-op-jaar grilligheid. Daar niet bekend is of het versterkte broeikaseffect een rol kan spelen bij het versterken van het IJslandse lagedrukgebied, ontbreekt de wetenschappelijke grond om het afwijkende weer van het afgelopen decennium aan het broeikaseffect toe te schrijven

Mondiaal gezien is er eveneens sprake geweest van een opwarming, vooral in de afgelopen twintig jaar. Deze stijging bedraagt slechts een derde van de Nederlandse temperatuurstijging. Doordat de wereldgemiddelde temperatuur een lage variabiliteit kent, komt deze stijging duidelijk in de grafieken naar voren. In tegenstelling tot de veel grotere Nederlandse temperatuurstijging heeft de wereldtemperatuurstijging, ondanks zijn thans nog relatief kleine waarde, nu een niveau bereikt dat hij niet meer volledig aan natuurlijke oorzaken wordt toegeschreven.