Intense buien hebben een grote invloed op de maatschappij en gaan vaak vergezeld met heftige meteorologische verschijnselen zoals onweer, hagel, windstoten, windhozen en tornado’s.
Intense buien kunnen aanleiding geven tot lokale wateroverlast, beperkingen in het zicht, aquaplaning en schade voor bebouwing, land- en tuinbouw. Er zijn sterke aanwijzingen dat de intensiteit van extreme buien kan veranderen in een toekomstig warmer klimaat. In dit artikel bespreken we de fysische redenen voor deze veronderstelling en onderzoeken we of er een relatie tussen buienintensiteit en temperatuur is in de waarnemingen van Nederland en Hong Kong. Ook kijken we naar de huidige trends, en werpen we een blik in de toekomst met een simulatie met het regionale klimaat model RACMO.
Als maat voor de buienintensiteit gebruiken we de intensiteit van de neerslag gedurende één uur. De reden hiervoor is dat er lange uniforme tijdseries beschikbaar zijn voor uurneerslag. We onderzoeken data van De Bilt (1906-nu), data van 27 weerstations in Nederland (1995-nu), en data van Hong Kong (1885-2009).
Warmere lucht kan meer waterdamp bevatten. De toename van de maximale hoeveelheid waterdamp in lucht voordat verzadiging optreedt gaat met ongeveer 7 % per graad en wordt gegeven door de zogenaamde Clausius-Clapeyron relatie. Deze relatie is gebaseerd op de thermodynamica van vloeistoffen en gassen, en is dan ook onomstreden. Wanneer de relatieve vochtigheid – de verhouding tussen de actuele hoeveelheid vocht en de verzadigingswaarde – niet al te veel verandert zal bij toenemende temperatuur de (absolute) luchtvochtigheid dus toenemen.
Toekomstprojecties met klimaatmodellen geven over het algemeen relatief kleine veranderingen in relatieve vochtigheid nabij het aardoppervlak (in de atmosferische grenslaag). Dit gedrag kan ook worden begrepen uit de energiebalans van het oppervlak (zie Held en Soden, 2006). Boven de continenten wordt er in de zomer wel een afname van de relatieve vochtigheid van 1-2 % per graad opwarming gesimuleerd door klimaatmodellen, in het bijzonder voor gebieden die gevoelig zijn voor grootschalige uitdroging van de grond (O’Gorman en Muller, 2010). Dit zijn vooral grote gebieden in Zuid en Oost Europa. Voor Nederland is het effect van een grootschalige en algemeen optredende bodemuitdroging waarschijnlijk relatief klein (hoewel dit voorjaar misschien anders doet vermoeden) en zal de relatieve vochtigheid ongeveer constant blijven. Het is dus zeer waarschijnlijk dat een toenemende temperatuur in Nederland ook daadwerkelijk leidt tot een toename van de luchtvochtigheid.
Dat meer waterdamp in de atmosfeer kan leiden tot heftigere regen ligt voor de hand; als in de atmosfeer meer vocht zit, kan er in extreme situaties ook meer regen uit vallen. Men zou in eerste instantie verwachten dat de toename van de sterkte van de neerslagextremen de toename van waterdamp zou volgen, en dit is ook voorgesteld in enkele studies (Allen en Ingram, 2002). Er is echter geen sterke reden waarom een toename van 7 % (per graad) in atmosferisch vocht zal leiden tot 7 % sterkere neerslagextremen. Dit komt doordat extremen afhankelijk zijn van meerdere factoren, en deze kunnen ook veranderen in een opwarmend klimaat. Belangrijk zijn de atmosferische stromingen, niet alleen op de schaal van een bui maar ook op de grotere schaal van fronten en lagedrukgebieden, en de atmosferische verticale stabiliteit.
Wat kunnen waarnemingen zeggen over de relatie tussen luchtvochtigheid en neerslagintensiteit? Dit onderzoeken we aan de hand van zeer lange tijdreeksen van 100 jaar en langer van uurlijkse neerslagsommen, in combinatie met de temperatuur en luchtvochtigheid op 2 m hoogte. Allereerst introduceren we echter een aantal grootheden en termen.
Als maat voor de luchtvochtigheid gebruiken we de dauwpuntstemperatuur nabij het oppervlak, op 2 m hoogte. Koelen we een bepaalde hoeveelheid lucht bij gelijke druk af, dan zal de lucht bij een bepaalde temperatuur volledig verzadigd zijn en zal condensatie optreden. Deze temperatuur is de dauwpuntstemperatuur, en deze is alleen afhankelijk van de hoeveelheid waterdamp in de lucht (en de druk, maar variaties daarin zijn verwaarloosbaar in deze context). De dauwpuntstemperatuur is dus een maat voor de absolute luchtvochtigheid. Het verschil tussen de temperatuur en de dauwpuntstemperatuur is weer een maat voor de relatieve vochtigheid. Zijn ze gelijk dan is de relatieve vochtigheid 100 %, want de lucht is dan al verzadigd. Iedere graad verschil tussen de temperatuur en de dauwpuntstemperatuur staat voor ongeveer 4-5 % in relatieve vochtigheid.
We gebruiken data van 27 neerslag stations in Nederland over de afgelopen 15 jaar voor de eerste analyse. Dit geeft in totaal meer dan 400 jaar aan uurlijkse data, waarvan op ongeveer 10% neerslag is opgetreden. De data is eerst ingedeeld op basis van de dauwpuntstemperatuur, in klassen van 2 graden. Voor iedere temperatuursklasse is de verdeling van uurneerslagen bepaald voor uren met neerslag groter dan 0.1 mm. Een aantal van deze verdelingen is geplot in Figuur 1. De neerslagintensiteit neemt duidelijk toe met de dauwpuntstemperatuur. Anders gezegd is de kans op optreden van neerslagextremen duidelijk groter bij hoge dauwpuntstemperaturen. Bijvoorbeeld, een intensiteit van 20 mm per uur of meer treedt bij een dauwpunt van 15 °C ongeveer eens per 1000 uren met neerslag op; bij 19 °C is deze kans toegenomen tot eens per 100 uren. Ter referentie, tijdens de extreme neerslag op 26 augustus 2010 viel er op het KNMI meetstation van Hupsel totaal 142 mm, waarbij op twee uren meer dan 20 mm per uur werd gerapporteerd (25.6 en 27.2 mm) bij een dauwpunt van ongeveer 17 °C.
Figuur 2 laat de afhankelijkheid zien van neerslagextremen als functie van de dauwpuntstemperatuur duidelijker zien. Deze figuur is gemaakt door voor iedere dauwpuntstemperatuurklasse in Figuur 1 bij verschillende overschrijdingskansen de waardes van de intensiteit te bepalen, en deze vervolgens te plotten als functie van de dauwpuntstemperatuur. Een overschrijdingskans van 0.10/0.01/0.001 correspondeert hierbij met respectievelijk het 90/99/99.9 percentiel. Voor de berekening van de verschillende percentielen is gebruik gemaakt van een statistische fit aan de waarnemingen in Figuur 1.
De neerslagintensiteit op de verticale as is logaritmisch geplot, zodat iedere verdubbeling van de neerslagintensiteit overeenkomt met een vaste afstand op de verticale as. Hierdoor wordt een exponentieel verband door een rechte lijn voorgesteld. Voor kleine temperatuurverandering zijn de verschillen tussen een normaal lineair en een exponentieel verband klein, maar voor grote temperatuursveranderingen kunnen de verschillen groot zijn. Bijvoorbeeld, een afhankelijkheid van 14 % per graad geeft bij een exponentieel verband al een verdubbeling bij een toename van 5.3 graden , terwijl die verdubbeling bij een lineair verband pas bij 7.1 graden bereikt wordt. Exponentiële afhankelijkheden van 7 % per graad en 14 % per graad worden in Figuur 2 weergegeven door respectievelijk rechte zwarte en rechte rode stippellijnen.
De neerslagextremen laten een duidelijke en sterke toename van de uurintensiteit zien als functie van een toenemende dauwpuntstemperatuur. Voor de hogere temperaturen, boven de 10 °C, volgen de extremen ongeveer een toename van 14 % per graad stijging van de dauwpuntstemperatuur. Dit is twee maal de afhankelijkheid op basis van louter de toename in de hoeveelheid vocht van 7 % per graad die (per definitie) volgt uit de Clausius-Clapeyron relatie. Deze versterkte relatie zal in het vervolg kortweg aangeduid worden met de “2CC relatie” . Voor Figuur 2 is de dauwpuntstemperatuur gebruikt van vier uur voor de neerslagmeting. Dit is gedaan omdat de bui zelf ook het dauwpunt beïnvloed. Vaak zien we dat gedurende een intense bui de dauwpuntstemperatuur zakt, waarschijnlijk doordat droge lucht van grotere hoogte naar het oppervlak wordt getransporteerd. De gevonden relatie is echter wel robuust, en tot waardes van 18-20 °C worden vrijwel identieke resultaten verkregen met zowel de daggemiddelde dauwpuntstemperatuur als de uurwaarneming tijdens de bui. Vrijwel dezelfde relatie wordt ook gevonden wanneer we de analyse herhalen op basis van de daggemiddelde temperatuur. Dit komt doordat de gemiddelde relatieve vochtigheid op dagen met regen niet veel varieert met de temperatuur, en er dus een constant verschil tussen de dauwpunt en de temperatuur is. Ook data van andere stations in West Europa, in België en Noord Zwitserland, geven zeer vergelijkbare resultaten (Lenderink en Van Meijgaard, 2008, 2010).
Wij denken dat de gevonden 2CC relatie een gevolg is van terugkoppelingen in de buienwolk. Een sterk versimpeld beeld van een convectieve buienwolk is weergegeven in Figuur 3. Lucht nabij het aardoppervlak wordt naar de wolkenbasis getransporteerd door de luchtstromingen behorend bij de buienwolk. Er vindt condensatie plaats, en wolkendruppels ontstaan. De wolkendruppels vormen uiteindelijk neerslag. Alhoewel er in zo’n wolk sterke opgaande en neergaande luchtstromingen zijn, is uiteindelijk de netto beweging in de wolk opwaarts. Omdat de temperatuur in de top van een dergelijke wolk zeer laag is en de lucht bij die temperatuur vrijwel geen waterdamp meer kan bevatten, zal uiteindelijk (vrijwel) alle waterdamp uit de grenslaag condenseren tot wolkendruppels, en zal een substantieel gedeelte als neerslag vallen. De mate van neerslagvorming is daarom evenredig met de netto sterkte van de opgaande beweging maal de vochtigheid van de lucht in de grenslaag. Nu is de hypothese dat niet alleen de vochtigheid verandert met de toenemende temperatuur, maar dat ook de sterkte van de opgaande beweging toeneemt. De reden hiervoor is dat wanneer waterdamp condenseert er (latente) warmte vrijkomt, en dit zorgt voor extra stijgende bewegingen in de wolk. Hoe meer waterdamp er condenseert hoe mee warmte er vrij komt, en hoe sterker de opgaande bewegingen kunnen zijn. Deze wolkenterugkoppeling kan er voor zorgen dat de neerslag intensiteit harder omhoog gaat dan de CC relatie aangeeft.
In de wetenschappelijke literatuur zijn echter ook alternatieve verklaringen voor de 2CC relatie voorgesteld (Haerter en Berg, 2009). Een belangrijk argument is dat er andere atmosferische variabelen samen met de (dauwpunts)temperatuur kunnen variëren; atmosferische vocht hoeft niet de enige verandering langs de horizontale as in Figuur 2 te zijn. Zo zijn het bij de lage temperaturen in de winter voornamelijk grootschalige lagedrukgebieden en fronten die aanleiding geven tot neerslagextremen. Hoge temperaturen treden in de zomer op, met vooral neerslag in convectieve buiencomplexen. Omdat convectieve buien aanleiding geven tot intensere neerslag dan frontale neerslag kan dit een versterkte temperatuursafhankelijkheid geven.
Het is daarom interessant om ook te kijken naar een totaal andere klimaatzone dan West Europa. Hier analyseren we een zeer lange reeks uurwaarnemingen gemaakt op het “Hong Kong Observatory” (HKO) vanaf 1885 tot 2009. Resultaten staan in de rechterkant van Figuur 2. Tot een dauwpuntstemperatuur van 23 °C blijken extremen in HKO ook te voldoen aan de 14 % per graad afhankelijkheid zoals gevonden in de Nederlandse data. Sterker nog, bij gelijk dauwpunt is de waarde voor het meest extreme 99.9 percentiel vrijwel identiek voor Nederland en Hong Kong. Omdat de grootschalige atmosferische condities in Hong Kong en Nederland totaal verschillend zijn, en convectieve neerslag een veel grotere rol speelt in de data van Hong Kong, is dit een sterke aanwijzig dat de gevonden 2CC relatie inderdaad met de kleinschalige dynamica van convectieve buien te maken heeft. De 2CC relatie lijkt dus vrij universeel te zijn, hoewel we het liefst nog een paar neerslagreeksen uit verschillende delen van de wereld zouden willen analyseren om dit verder te onderbouwen.
Kan de gevonden relatie tussen uurlijkse neerslagextremen en dauwpuntstemperatuur ook gebruikt worden om langjarige trends in neerslagextremen te verklaren? We maken nu gebruik van de reeks van De Bilt vanaf 1906 tot nu. Extremen worden bepaald uit 15 jaar periodes, voortschrijdend met stappen van 1 jaar. Zoals eerder gebruiken we de neerslagverdeling op uren met neerslag, en kijken naar de 95, 99, en 99,5 percentielen. Deze percentielen corresponderen ongeveer met de neerslaghoeveelheden die respectievelijk eens per 10, 50, en 100 dagen optreden. De reden om naar de statistiek van natte uren te kijken is dat deze statistiek minder afhankelijk is van toevallige variaties in de atmosferische circulatie dan de statistiek van alle uren. Hierdoor kan een beter inzicht in het gedrag van de extremen verkregen worden (zie ook Lenderink et al. 2007). De veranderingen gemiddeld over deze percentielen is weergegeven in Figuur 4. De afzonderlijke percentielen geven echter vergelijkbare resultaten (Lenderink et al. 2011). De analyse is gedaan voor de zomermaanden juni, juli, en augustus (JJA), en de periode mei tot oktober (MJJASO) hierna kortweg aangeduid met zomerhalfjaar.
Figuur 4 laat duidelijk zien dat de laatste 10 jaren de neerslagintensiteit uitzonderlijk hoog was. Gemiddeld over het zomerhalfjaar zijn de extremen (ruim) 10 % hoger dan in enige andere periode sinds 1906. Voor de zomermaanden is dit percentage zelfs ruim 15 %. Alhoewel de onzekerheid in de schattingen voor deze extremen redelijk groot is, lijkt de toename in de laatste jaren niet door toeval veroorzaakt.
In Figuur 4 wordt ook de tijdsevolutie van de dauwpuntstemperatuur weergegeven. In de figuur is deze vermenigvuldigd met 14 % per graad, zoals we verwachten op basis van de 2CC relatie. Hierbij beschouwen we de anomalie in de dauwpuntstemperatuur die hoort bij dagen met extreme neerslag (uurintensiteit boven de 90 percentiel waarde). Er is een opvallend goede overeenkomst tussen de curve van de dauwpuntstemperatuur en die van de extreme neerslag, in het bijzonder voor het zomerhalfjaar. Wel lijkt een afhankelijkheid van 14 % per graad een kleine overschatting te zijn, en geeft 11 % per graad de beste overeenkomst voor het zomerhalfjaar en 13 % per graad voor de zomermaanden, juni tot augustus. Hieruit concluderen we dat de stijging van de dauwpuntstemperatuur de toename van de intensiteit van zware buien goed kan verklaren.
Tot nu toe hebben we gekeken naar conditionele verdelingen: de extremen zijn berekend over alleen natte uren, en de dauwpuntstemperatuur hoort bij dagen met extreme neerslag. Uiteindelijk zijn we geïnteresseerd in absolute extremen (over natte en droge uren tezamen), en de vraag hoe de langjarige trend in de temperatuur deze extremen beïnvloedt. Verdere analyse laat zien dat het bovenstaande beeld niet wezenlijk verandert. Variaties in de absolute extremen van de uurneerslag vertonen over het algemeen iets meer ruis doordat toevallige variaties in de atmosferische circulatie een iets grotere rol spelen; het algemene beeld met de hoge waardes in de laatste jaren blijft onveranderd (Lenderink et al. 2011). De temperatuur en de dauwpuntstemperatuur vertonen over de laatste eeuw eenzelfde opwaartse trend van iets meer dan 1.5 °C als die van de dauwpuntstemperatuur op zeer natte dagen. Variaties op een kortere tijdschaal van 20-50 jaar zijn er echter wel verschillend (Figuur 5). De gelijke trend in temperatuur en dauwpuntstemperatuur ondersteunt de hypothese van een gelijkblijvende relatieve vochtigheid.
Eerst kijken we hoe uurlijkse neerslagextremen in een simulatie met het regionale klimaatmodel RACMO veranderen. Deze simulatie voor de periode 1950 tot 2100 is gedreven door uitvoer van het mondiale klimaatmodel MIROC; één van de 5 modellen gebruikt voor de KNMI’06 klimaatscenario’s (Lenderink et al. 2007). Deze simulatie met RACMO projecteert grote veranderingen in de extremen van de uurneerslag voor het eind van deze eeuw: gebiedsgemiddeld voor west Europa een toename van zo’n 60-80 % ten opzichte van het huidige klimaat. De bijbehorende temperatuurstijging in deze simulatie is circa 4 graden, en dit levert ongeveer een toename van de uurneerslagextremen op van ongeveer 14 % per graad.
De toename in neerslagextremen die volgt uit deze simulatie met RACMO blijkt echter een uitzondering te zijn. Wanneer we de uitvoer van meerdere regionale modellen bekijken (bijvoorbeeld de modelsimulaties van het ENSEMBLES project;) dan blijkt dat het merendeel van de simulaties een veel lagere verandering in uurlijkse neerslagextremen geeft. De modelprojecties voor het eind van deze eeuw geven alles tussen vrijwel geen verandering tot de bovengenoemde 60-80% toename. Gedeeltelijk lijkt de lage verandering in sommige modellen te worden veroorzaakt door een (te) sterke uitdroging van de bodem. Ook blijkt dat de modellen de waargenomen relatie tussen de uurneerslag en (dauwpunts)temperatuur, zoals weergegeven in Figuur 2, slechts ten dele kunnen representeren, en dat er vooral voor de hogere temperaturen en bij sterke uitdroging afwijkingen kunnen optreden. De modellen moeten op dit punt dus nog verbeterd worden. Er wordt bijvoorbeeld gewerkt aan een generatie van nieuwe klimaatmodellen op basis van een niet-hydrostatische dynamica waarbij atmosferische convectie opgelost wordt. Tot het zover is dat deze nieuwe modellen daadwerkelijke worden toegepast blijft de waarde van modelprojecties van extreme, kortdurende neerslag voor de toekomst beperkt.
De gevonden 14 % per graad relatie tussen neerslagintensiteit en dauwpuntstemperatuur zou ook kunnen worden gebruikt voor een extrapolatie naar de toekomst. Natuurlijk kleven er nadelen aan een dergelijk vergaande statistische extrapolatie. Volgens de KNMI’06 scenario’s neemt de temperatuur in Nederland in de zomer tussen de 1.7 tot 5.6 graden toe aan het eind van deze eeuw. Als we de gevonden 2CC relatie voor een toekomstprojectie gebruiken dan zouden de extremen in neerslagintensiteit tussen de 25 % en de 108 % kunnen toenemen.
Dit onderzoek wordt gefinancierd door het project Kennis voor Klimaat (KvK).
De oorspronkelijke versie van dit artikel is gepubliceerd onder: Lenderink G. G.J. van Oldenborgh, E van Meijgaard, and J. Attema. (2011) Intensiteit van extreme neerslag in een veranderend klimaat. Meteorologica, nr 2, 17-20.