A - 33 Openbare Ruimte en Groen (24) KNMI Klimaatsignaal21

Figuur 4.2 Zeespiegel aan de Nederlandse kust zoals waargenomen en volgens de nieuwe, indicatieve zeespiegelprojecties. De getrokken lijnen in groen, paars, rood geven de mediaan aan van die projecties, het gekleurde gebied de 90%-bandbreedte. Het nulpunt van de mediaanlijnen ligt bij het jaar 2005; de bandbreedte in 2005 komt overeen met de natuurlijke variabiliteit. Figuur 4.2 Zeespiegel aan de Nederlandse kust zoals waarge­ nomen en volgens de nieuwe, indicatieve zeespie­ gelprojecties. De getrokken lijnen in groen, paars, rood geven de mediaan aan van die projecties, het gekleurde gebied de 90%-bandbreedte. Het nulpunt van de mediaanlijnen ligt bij het jaar 2005; de band­ breedte in 2005 komt overeen met de natuurlijke variabiliteit.

Doorkijk naar 2150 en verder vooruit Tijdpad voor 1 en 2 meter zeespiegelstijging Het moment waarop de mondiale zeespiegelstijging (en dus ook de zeespiegelstijging voor de Nederlandse kust) de 1 en 2 meter overschrijdt, hangt met name af van de uitstoot van broeikasgassen en een mogelijk versneld massaverlies van de Antarctische IJskap. Gezien de onzekerheid in de timing van het moment van overschrij­ den heeft het geen zin hierbij onderscheid te maken tussen wereldgemiddelde zeespiegelstijging en zeespiegelstijging voor de Nederlands kust, die immers nauw aan elkaar gekoppeld zijn. In beide gevallen zal de zeespiegelstijging bij een hoog uitstootscenario (SSP5-8.5) de 1 meter waarschijnlijk tussen 2090 en 2140 (bandbreedte van 67%) overschrijden. Maar als we processen die we nu nog niet goed kunnen kwantificeren (zoals het instorten van ijskliffen) ook meenemen, kan de 1 meter rond 2070 overschreden worden en de 2 meter rond 2090 (SSP5-8.5 H++ scenario in figuur 4.4). Zie de paragraaf “De Noordzee in directe verbinding met de

Figuur 4.3 De Thwaites gletsjer. Figuur 4.3 Foto van de Thwaites gletsjer.

oceanen” voor het overschrijden van 1 meter zeespiegelstijging in reguliere scenario’s.

Doorkijk naar 2300 en 10.000 jaar vooruit Figuur 4.4 toont de zeespiegelstijging voor de Nederlands kust tot 2300 voor een aantal scenario’s. De zeespiegel zal bij alle uitstootscenario’s verder blijven stijgen; zelfs als de wereldwijde afspraken die in 2015 in Parijs zijn gemaakt worden nageleefd en de mondiale temperatuurstijging tot maximaal 2°C wordt beperkt.

Jim Yungel (NASA)

KNMI Klimaatsignaal’21

Zeespiegelstijging

30

Verandering in zeespiegel (in m)

++

Figuur 4.4 Zeespiegelscenario’s voor de Nederlands kust tot 2300 voor de SSP1-2.6 en SSP5-8.5 scenario’s en SSP5-8.5 met het meenemen van onzekere ijskap-processen zoals het instorten van ijskliffen aan de rand van Antarctica (SSPS5-8.5 H++). De medi­ aanlijnen van die drie scenario’s kunnen slechts tot 2150 worden berekend. De aangegeven bandbreedte in kleur komt overeen met de waarschijnlijke bandbreedte van 67%.

Figuur 4.4 Zeespiegelscenario’s voor de Nederlands kust tot 2300 voor de SSP1-2.6 en SSP5-8.5 scenario’s en SSP5-8.5 met het meenemen van onzekere ijs­ kap-processen zoals het instorten van ijskliffen aan de rand van Antarctica (SSPS5-8.5 H++). De medi­ aanlijnen van die drie scenario’s kunnen slechts tot 2150 worden berekend. De aangegeven bandbreed­ te in kleur komt overeen met de waarschijnlijke bandbreedte van 67%.

De redenen hiervoor zijn de trage reactie van de

onverminderd doorgaat (SSP5-8.5). Als we

(diepe) oceanen op de opwarming die tot nu toe

processen meenemen die we nog niet goed

heeft plaatsgevonden en het massaverlies van de

kunnen kwantificeren, kan dat zelfs 16 meter

ijskappen. Al deze processen kennen een lange

wereldgemiddeld en voor Nederland 17 meter

reactietijd, waardoor een eenmaal ingezette

worden. De verwachting is dat over 10.000 jaar de

verandering niet zomaar kan worden gestopt.

zeespiegel in evenwicht is met het klimaat en 6-7

Als gevolg hiervan zal de zeespiegel ook na 2100

meter zal zijn gestegen als de mondiale opwarming

blijven stijgen. Rond 2300 zal de zeespiegel

piekt bij 2°C; 10-24 meter bij een piek van 3°C; en

wereldgemiddeld in het lage uitstoot-scenario

28-37 meter bij een piek van 5 °C.

(SSP1-2.6) tussen de 0,3 en 3 meter zijn gestegen en 1,5-7 meter in een scenario waarin de uitstoot KNMI Klimaatsignaal’21

Theo Bos

Zeespiegelstijging

31

5

Arctisch gebied

In het Arctische gebied stijgt de temperatuur twee tot drie keer zo snel als het mondiale gemiddelde. Hiermee samenhangend neemt het zee-ijs in oppervlak en dikte snel af, met ingrijpende gevolgen voor bijvoorbeeld de lokale ecologie en mogelijk zelfs voor het weer in Nederland. De neerslag in het Arctische gebied neemt sterk toe, en zal steeds vaker in de vorm van regen vallen → 5.1. Het Arctische gebied, bestaande uit de deels met zee-ijs bedekte

Er zijn aanwijzingen dat Arctische opwarming het Nederlandse weer kan beïnvloeden.

Arctische Oceaan en de aanpalende landmassa's van Alaska, Canada, Groenland en Siberië, bevat ijs in allerlei vormen (zee-ijs, landijs, permafrost). Het Arctische gebied zal in de (nabije) toekomst verder opwarmen. Het smelten van landijs (de Groenlandse IJskap alsmede vele gletsjers) draagt bij aan zeespiegelstijging, terwijl ook zee-ijs en permafrost versneld zullen wegsmelten. Dit heeft grote gevolgen voor lokale flora en fauna en voor sociaaleconomische ontwikkelingen in het arctische gebied. Bovendien zijn er aanwijzingen dat Arctische opwarming het Nederlandse weer kan beïnvloeden. Dit hoofdstuk geeft een overzicht van de nieuwste inzichten over het opwarmende Arctische klimaat en de mogelijke gevolgen voor Nederland.

KNMI Klimaatsignaal’21

Arctisch gebied

32

Waarnemingen

Toekomst

Het Arctische gebied is de laatste 40 jaar gemiddeld

Volgens de recentste klimaatmodelberekeningen

2°C opgewarmd, met regionale uitschieters naar

– zoals samengevat in het zesde IPCC-rapport

6°C (Spitsbergen). Tegelijkertijd is de zee-ijs-

(2021) – zal in het lage scenario (SSP1-2.6) het

bedekking in de nazomer sinds het begin van de

Arctische gebied in 2100 jaargemiddeld met zo'n

satellietwaarnemingen in 1979 met ongeveer 40%

3,5°C opwarmen ten opzichte van het huidige

afgenomen figuur 5.1. Toch is zee-ijsvolume (dikte

klimaat, en in de winter zelfs met 5,0°C. In het hoge

keer oppervlak) een relevantere maat; het volume­

scenario (SSP5-8.5) gaat het om een toename van

verlies wordt namelijk voor een belangrijk deel

respectievelijk 12°C en 16°C. Ten opzichte van

(60-65%) veroorzaakt door de snelle afname van

eerdere schattingen is dit een iets sterkere

zee-ijsdikte figuur 5.1 en minder door het terug­

opwarming. Vanwege smeltend zee-ijs blijft de

trekken van zee-ijs (oppervlak-afname).

zomerop­warming van de Arctische Oceaan beperkt. Diezelfde modellen laten zien dat zee-ijs in de

IJs weerkaatst meer zonlicht dan de open oceaan.

zomer rond het midden van deze eeuw grotendeels

Door het terugtrekkende zee-ijs absorbeert de

zal verdwijnen figuur 5.1. Omdat Arctische winters

oceaan meer zonlicht (de ijs-albedo-terugkoppeling

vooralsnog wél koud genoeg blijven voor zee-ijs

→ 5.2). In de winter wordt de extra oceaanwarmte

(hoewel in afnemende mate), ondergaat het

door het open water weer aan de koude atmosfeer

Arctische klimaat in de komende decennia een

afgegeven. Hierdoor warmen met name de winters

transitie naar een situatie met relatief dun

in het Arctische gebied zeer sterk op figuur 5.2.

seizoensgebonden zee-ijs.

In het sterk opwarmende klimaat van het Arctische gebied bestaat neerslag in toenemende mate uit regenval, zelfs in de winter → 5.1. Regenval versnelt het smelten van sneeuw en zee-ijs, wat de Arctische opwarming versterkt, en het kan zelfs

Figuur 5.1 Gemiddelde temperatuur, neerslag, zee-ijsoppervlak en zee-ijs­ dikte voor het Arctisch gebied (70-90N) op basis van de meest actuele kli­ maatmodellen (CMIP6) voor het lage (SSP1-2.6 in blauw) en het hoogste scenario (SSP5-8.5 in rood). De doorgetrokken lijnen geven de mediaan voor alle modellen (n= aantal gebruikte modellen), en de modelonzeker­ heid is weergegeven door de lichtgekleurde vlakken (90% bandbreedte). Voor temperatuur en neerslag zijn jaargemiddelde waarden weergegeven, terwijl zee-ijsoppervlak en zee-ijsdikte de waarden voor september repre­ senteren. De zwarte lijnen zijn de waarnemingen.

Figuur 5.1 Gemiddelde temperatuur, neerslag, zee-ijsoppervlak en zee-ijsdikte voor het Arctisch gebied (70-90N) op basis van de meest actuele klimaat­modellen (CMIP6) voor het lage (SSP1-2.6 in blauw) en het hoogste scenario (SSP5-8.5 in rood). De doorgetrokken lijnen geven de mediaan voor alle modellen (n= aantal gebruikte modellen), en de modelonzekerheid is weergegeven door de lichtgekleurde vlakken (90% bandbreedte). Voor temperatuur en neerslag zijn jaargemiddelde waarden weergegeven, terwijl zee-ijsoppervlak en zee-ijsdikte de waarden voor september representeren. De zwarte lijnen zijn de waarnemingen.

aardverschuivingen veroorzaken. KNMI Klimaatsignaal’21

Arctisch gebied

33

Verandering in temperatuur (jaarlijks gemiddelde)

Verandering in neerslag (jaarlijks gemiddelde)

Een belangrijk gevolg van het terugtrekken van zee-ijs is een sterke toename van Arctische neerslag (gemiddeld 40-60% in het hoogste scenario), vooral in de winter. Dit komt doordat een warmere atmosfeer meer vocht naar het Arctische gebied kan transporteren, en doordat meer open water in de Arctische Oceaan een sterke toe­ name in verdamping veroorzaakt. In 2100 is de Arctische atmosfeer bovendien zo sterk opgewarmd, dat regen de dominante vorm van neerslag zal worden, met name in het zomerseizoen → 5.1. Bovenop veranderingen in het gemiddelde klimaat zijn trends in natuurlijke variaties van groot belang, omdat deze extreem warme Zomertemperatuur

Wintertemperatuur

Zomerneerslag

Winterneerslag

of natte jaren veroorzaken. Hoewel de onzekerheden relatief groot zijn, laten klimaatmodellen een eenduidig beeld van de trend zien: de jaar-tot-jaar-variaties in Arctische temperatuur nemen af (van­ wege de dempende werking van meer open water), maar nemen voor Arctische neerslag juist sterk toe (vanwege het toenemende polaire vochttransport → 5.3).

Figuur 5.2 Verandering tussen 1981-2010 en 2071-2100 in jaargemiddelde temperatuur (linksboven) en neerslag (rechtsboven) voor CMIP6-modellen (het gemiddelde van 20 modellen) voor het hoogste scenario (SSP5-8.5). Verandering temperatuur (linksonder) en neerslag (rechtsonder) voor de zomer en de winter.

Figuur 5.2Verandering tussen 1981-2010 en 2071-2100 in jaargemiddelde temperatuur (linksboven) en neerslag (rechtsboven) voor CMIP6-modellen (het gemiddelde van 20 modellen) voor het hoogste scenario (SSP5-8.5). Verandering temperatuur (linksonder) en neerslag (rechtsonder) voor de zomer en de winter.

KNMI Klimaatsignaal’21

Arctisch gebied

34

Arctische bijdrage aan zeespiegelstijging Het Arctische gebied herbergt vele gletsjers, alsmede de Groenlandse IJskap – een van de twee grote ijskappen op aarde. Als de Groenlandse IJskap volledig wegsmelt, dan zou de mondiale zeespiegel met zo’n 7 meter stijgen. Het Arctische klimaat warmde de afgelopen decennia snel op, waardoor het landijs in het Arctische gebied in een versneld tempo wegsmolt. In totaal droeg het smel­ ten van Arctisch landijs in de periode 1971-2017 ongeveer 2 cm bij aan de wereldwijde zeespiegelstijging; ongeveer 20% van de totale zeespiegelstijging. In de komende eeuw wordt verwacht dat het smelten van de Groenlandse IJskap zal leiden tot 7-13 cm zeespie­ gelstijging (afhankelijk van het scenario) op basis van geavanceerde fysische modellen. Omdat Groenland relatief dicht bij Nederland ligt, draagt smelten ervan niet veel bij aan de zeespiegelstijging voor onze kust (zie ook → hoofdstuk 4). Dit komt doordat de aantrekkingskracht van de kleiner wordende ijskap op het omlig­ gende oceaanwater afneemt, wat het effect van het smelten grotendeels compenseert. Het smelten van Arctische gletsjers en kleine ijskappen draagt volgens modelberekeningen ongeveer 5-10 cm bij aan de mondiale zeespiegelstijging rond 2100, afhankelijk van de mate van opwarming.

Richard Bintanja

KNMI Klimaatsignaal’21

Arctisch gebied

35

Gevolgen voor weer en klimaat in Nederland

Ecologische en sociaal-economische gevolgen

De sterke opwarming van het Arctische gebied beïnvloedt de

Het Arctische gebied herbergt een unieke biologische rijkdom,

polaire straalstroom – de slingerende band met zeer hoge wind­

maar het ecosysteem is zeer klimaatgevoelig. Veranderingen in

snelheden op ongeveer 10 kilometer hoogte – die vaak het weer in

marien plankton werken door in de gehele Arctische voedselketen,

Nederland bepaalt. De sterkte, ligging en mate van slingering van

en beïnvloeden de opname van koolstof door de oceaan.

de straalstroom worden deels beïnvloed door het afnemende

De toendra wordt natter en vergroent, en sneeuw smelt in de lente

temperatuurverschil tussen pool en tropen. Het mogelijke gevolg –

eerder weg. Hierdoor verandert de habitat van vele planten- en

een zwakkere straalstroom die sterker zal meanderen – vergroot de

diersoorten, die noordwaarts zullen moeten trekken of verdwijnen.

kans op aanhoudende weersituaties. Dit kan leiden tot langduriger

Ook staan migratiepatronen en broedgedrag van bijvoorbeeld

perioden van hitte, droogte, kou of veel neerslag in Nederland

Arctische trekvogels onder druk → 5.6.

→ 5.5. Anderzijds schept het terugtrekkende zee-ijs ruimte voor sociaalToenemende Arctische neerslag en het versnelde smelten van

economische ontwikkelingen. Zo zal de scheepvaart via de Arctische

sneeuw en landijs zorgen ervoor dat de Arctische Oceaan steeds

Oceaan toenemen omdat de Europa-Azië route via de noordoost­

minder zout wordt. Als dit relatief zoete poolwater naar het

passage zo’n 40% korter is dan de conventionele route via het

noordelijk deel van de Atlantische Oceaan uitstroomt, verzwakt

Suezkanaal; dit is van belang voor bijvoorbeeld de Rotterdamse

het de grootschalige oceaancirculatie. Dit leidt tot een afremming

haven → 5.6. Verder nemen de mogelijkheden voor toerisme

van de Warme Golfstroom, waardoor de temperatuurstijging in

(cruiseschepen), visserij en grondstoffenwinning (olie, gas) toe.

Nederland mogelijk wordt getemperd.

Helaas kunnen intensiverende economische activiteiten ook nadelig uitpakken: extra uitstoot van broeikasgassen en van andere

Tot slot vormt het Arctische gebied een belangrijke spil in de

afvalstoffen (olie, plastic) en toenemende territoriale spanningen.

mondiale koolstofcyclus (bijvoorbeeld via opname van CO2 door de Arctische Oceaan en het vrijkomen van methaan uit permafrost) die mede de versterking van het broeikaseffect bepaalt. Het Arctische gebied zal in de toekomst waarschijnlijk een netto bron van atmosferisch koolstof (CO2 en CH4) worden en zodoende het broeikaseffect versterken. KNMI Klimaatsignaal’21

Arctisch gebied

36

Permafrost De bodem van grote delen van Canada, Siberië en Groenland is permanent bevroren (permafrost). Wereldwijd bestaat 15-20% van de landmassa uit permafrost. Vanwege de opwarming bevriest een steeds kleiner gedeelte in de winter. In de zomer ontdooit juist meer, zodat de actieve laag (de laag die ’s winters bevriest en ’s zomers ontdooit) steeds grotere dieptes in de bodem bereikt. Schattingen geven aan dat het permafrost-oppervlak in de afgelopen eeuw met ongeveer 15% is afgenomen. Afhankelijk van de sterkte van de toekomstige opwarming zal volgens klimaatmodellen uiteindelijk nog eens 40-75% verdwijnen. Bij het ontdooien van permafrost komen – door afbraakprocessen – broeikasgassen als kooldioxide (CO2) en methaan (CH4) vrij → 5.4. De totale hoeveelheid koolstof opgeslagen in permafrost bedraagt ongeveer 5000 gigaton CO2, honderd keer de huidige jaarlijkse uitstoot van broeikasgassen door de mens. Het ontdooien van permafrost zal het broeikaseffect dus versterken en zodoende bijdragen aan de mondiale (en Arctische) opwarming. Een ander nadelig effect is schade aan infrastructuur. Bijvoorbeeld: de schade aan olie- en aardgasleidingen wordt voor veertig procent toegeschreven aan verdwijnend permafrost, waarbij ontsnappend aardgas (methaan) bijdraagt aan het broeikaseffect.

Ontdooiende en uitdrogende permafrostgebieden vergroten de kans op bosbranden en extra luchtvervuiling. Tot slot is aangetoond dat door terugtrekkend permafrost oeroude infectieziektes kunnen vrijkomen, met risico's voor de volksgezondheid als gevolg.

Michael Robinson Chavez/The Washington Post

KNMI Klimaatsignaal’21

Arctisch gebied

37

6

Zomerse hoosbuien

Zomerse buien zijn doorgaans intens en kortdurend. Plotseling optredende extreme zomerbuien kunnen een grote impact hebben op de maatschappij. Ze gaan samen met sterke stijg- en daal­ bewegingen in de lucht, gevoed door hoge temperaturen aan het aardoppervlak en warmte die vrijkomt bij condensatie in de wolk. Extreme buien gaan daarom niet alleen gepaard met wateroverlast, maar meestal ook met onweer, hagel en windstoten. Soms leidt dit tot veel schade aan bijvoorbeeld kassen, gebouwen en voertuigen. In dit hoofdstuk beschrijven we de huidige trend in zomerse hoosbuien en blikken we naar de toekomst – met de kanttekening dat het internationale wetenschappelijk onderzoek naar deze klein­

De toename van de absolute hoeveelheid vocht in de atmosfeer bij opwarming is de belangrijkste reden dat neerslagextremen toenemen.

schalige buien nog volop in ontwikkeling is, zowel qua modellen als qua methodiek.

Waarnemingen Extreme neerslag en vocht De toename van de absolute hoeveelheid vocht in de atmosfeer bij opwarming is de belangrijkste reden dat neerslagextremen toe­ nemen. In Nederland zien we een opgaande trend in vocht in de atmosfeer. In het zomerhalfjaar (april tot en met september) bedraagt de toename bij het oppervlak ongeveer 8% in de periode 1951 tot 2020; dit is echter wel lager dan de 14% die op grond van de temperatuurstijging van ongeveer 2°C verwacht wordt bij gelijkblijvende relatieve vochtigheid. Het aantal dagen met zeer vochtige condities is ook toegenomen: ongeveer een verdubbeling van het aantal dagen met een dauwpunt boven de 18°C. KNMI Klimaatsignaal’21

Zomerse hoosbuien

38

Deze stijging loopt in de pas met de 8% toename

verzadigd raakt en is een maat voor het vochtge­

van het vochtgehalte, maar komt ook overeen met

halte. De trend van toename van atmosferisch

de grootte van de natuurlijke schommelingen,

vocht lijkt de laatste jaren af te zwakken, wat

zodat toeval niet uitgesloten kan worden.

mogelijk samenhangt met een toenemende verdroging van het land (→ zie hoofdstuk 7).

De neerslagextremen in een korter tijdsbestek (minder dan een dag) zijn ook toegenomen.

Omdat toeval een grote rol speelt in waar zware

Deze trend is echter lastiger vast te stellen omdat

buien optreden, kan een eventuele trend in neer­

er veel minder lokaties zijn waar dit gemeten

slagextremen alleen bepaald worden door meer­

wordt. In de loop van de tijd is het aantal stations

dere stations tegelijkertijd bij de analyse te betrek­

met uurlijkse neerslagmetingen toegenomen:

ken. Extremen in de dagelijkse neerslag in het

van vijf in 1951 tot ruim dertig vanaf 1990.

zomerhalfjaar zijn sinds 1951 in een brede strook

De periode 1951-1990 bevat ongeveer evenveel

aan de kust met ongeveer 20% toegenomen

waarnemingen als elke periode van tien jaar na

figuur 6.1. Dit percentage is hoger dan de gemid­

1990. In de laatste dertig jaar is er een toename

delde toename van vocht in de atmosfeer boven

van ongeveer 10-15% in neerslaghoeveelheid per

Nederland. Mogelijk houdt dit verband met de

uur bij de extremen die ongeveer eens per tien jaar

opwarming van de Noordzee, die ongeveer gelijke

of minder vaak voorkomen per locatie figuur 6.2.

tred houdt met die van het land. Daardoor kan er relatief veel verdamping boven zee plaatsvinden.

Opvallend is de grote toename na 2000 van zeer

Ook veranderingen in specifieke stromingen van

zware extremen, met neerslaghoeveelheden boven

de Noordzee of lokale atmosferische processen

de 40-50 mm per uur. Per definitie gaat het om een

kunnen een rol spelen. Op dit moment ontbreken

beperkt aantal gebeurtenissen. Aangezien buien

gegevens en modellen om dit goed te kwantifice­

doorgaans kleinschalig zijn, kan de lagere dichtheid

ren. In het binnenland wordt een kleinere

van het meetnetwerk voor 1990 ook effect hebben

toename van neerslagextremen van circa 10%

op deze constatering. De dagen waarop de zware

geconstateerd.

extremen zijn opgetreden, worden gekenmerkt

Dagsom neerslag (mm)

Het dauwpunt is de temperatuur waarbij de lucht

Figuur 6.1 Dagelijkse neerslagextremen (herhalingstijd eens per vijf jaar, 8-8 uur dagelijkse neerslagsommen) geaggregeerd over stations in een kustzone van ongeveer 50 km breed, en die in het binnenland, voor het zomerhalfjaar (april tot en met september). De lijnen geven het resultaat van een trendanalyse over de hele periode. Extremen aan de kust nemen sneller toe dan die in het binnenland.

Figuur 6.1 Figuur van dagelijkse neerslagextremen sinds 1950 (herhalingstijd eens per vijf jaar, 8-8 uur dagelijkse neerslagsommen) geaggregeerd over stations in een kustzone van ongeveer 50 km breed, en die in het binnenland voor het zomerhalfjaar (april tot en met september). De lijnen geven het resultaat van een trendanalyse over de hele periode. Extremen aan de kust nemen sneller toe dan die in het binnenland.

door een zeer hoge luchtvochtigheid. Bij een dauw­ KNMI Klimaatsignaal’21

Zomerse hoosbuien

39

Stations uurneerslag (mm)

punt van 18°C of hoger hebben buien sterker de

Hagel

neiging om uit te groeien tot grotere complexen

Het KNMI en de Vrije Universiteit Amsterdam

→ 6.1, → 6.2, → 6.3. Het aantal dagen met deze

hebben recentelijk de ruimtelijke verdeling van

zeer vochtige condities is toegenomen sinds 1951.

hagel onderzocht, aan de hand van radarbeelden. In totaal zijn in deze studie 328 dagen met hagel

Onweer

beschouwd. Hoewel in het hele land hagel voor­

In ons land onweert het gemiddeld ongeveer

komt, blijkt dat de hoogste concentratie van

25 dagen per jaar, het meest in het binnenland:

gebeurtenissen met grote hagelstenen wordt

30 dagen of meer. Bepaalde delen van ons land

waargenomen in zuid­oostelijke delen van

hebben soms dagen achtereen onweersbuien.

Nederland, met name in Noord-Brabant, Limburg

Voor grotere gebieden (over afstanden van

en Gelderland. Trends in hagel zijn vanwege

honderd kilometer) kunnen over een langere

beperkte en te inhomogene datasets niet goed vast

termijn lokale verschillen aangegeven worden.

te stellen.

Zo heeft de kust op ongeveer 20 dagen per jaar onweer, terwijl een strook van Antwerpen naar Herhalingstijd Figuur 6.2 Uurneerslag in het zomerhalfjaar, april tot en met september, voor de laatste perioden van tien jaar, en de periode 1951-1990, als functie van herhalingstijd. Deze herhalingstijd is benaderd op basis van de frequentie van voorkomen, en kan licht afwijken van officiële neerslagstatistieken, met name voor de extremen. Iedere waarneming boven de 40 mm per uur is weer­ gegeven door een stip.

het Gooi circa 30 onweersdagen telt. In de zomer neemt op enige afstand van de kust de onweersactiviteit sterk toe. Dit komt doordat bij het binnendringen van minder warme lucht de buienvorming vaak pas landinwaarts goed op gang komt. In het najaar en in de winter ligt de piek juist

Figuur 6.2 Figuur van uurneerslag in het zomerhalfjaar, april tot en met september, voor de laatste perio­ den van tien jaar, en de periode 1951-1990, als functie van herhalingstijd. Deze herhalingstijd is benaderd op basis van de frequentie van voorkomen, en kan licht afwijken van officiële neerslagstatistieken, met name voor de extremen. Iedere waarneming boven de 40 mm per uur is weer­gegeven door een stip. Opvallend is de grote toename na 2000 van zeer zware extremen, met neerslaghoeveelheden boven de 40-50 mm per uur.

aan zee: het relatief warme zeewater is dan een

KNMI Klimaatsignaal’21

Zomerse hoosbuien

belangrijke voedingsbron voor onweer. Door de zachte winters van de laatste jaren is de onweers­ activiteit in dit jaargetijde toegenomen; voor de zomerperiode is geen duidelijke trend zichtbaar.

40

Voor de ontwikkeling van zomerbuien zijn ook veranderingen in de verticale temperatuuropbouw

Extreme neerslag en vocht

van de atmosfeer van belang. Zomerbuien ontstaan

Extreme hoeveelheden neerslag nemen toe met de

wanneer het oppervlak relatief warm is, en de

stijging van de absolute vochtigheid. Dit geldt voor

bovenlucht koud. Dat zorgt voor sterke stijgsnel­

alle typen neerslagextremen: van grootschalige

heden met intensieve neerslag. Klimaatmodellen

meerdaagse neerslag in de winter, tot relatief klein­

geven voor de toekomst aan dat de bovenlucht in

schalige en kortdurende neerslag in zomerbuien.

het algemeen sterker opwarmt dan het aardopper­

Voor grootschalige neerslag en voor de gematigde

vlak. Hiermee worden de stijgsnelheden geremd.

breedten is deze benadering vrij precies.

Echter: meer vocht in de atmosfeer leidt ook tot

In Nederland neemt de vochtigheid in de zomer toe

meer condensatiewarmte, waardoor stijgsnelheden

met ongeveer 3-7 % per graad wereldgemiddelde

kunnen toenemen. Het netto-effect van die twee

opwarming figuur 6.3. Dit geeft ook een eerste

compenserende veranderingen op de sterkte van

schatting van de veranderingen in neerslag-

de stijgbewegingen is relatief klein en nog onzeker,

extremen in de zomer. Door een aantal processen

maar waarschijnlijk wel positief voor de zwaarste

zijn er echter aanzienlijke afwijkingen mogelijk.

buien. Hoe sterker de toekomstige toename van

Relatieve verandering uurneerslag (% per graad mondiale opwarming t.o.v. huidig klimaat)

Toekomst

Uurneerslag in huidig klimaat (mm)

stijgsnelheden, des te groter de toename van In de zomer neemt de relatieve vochtigheid af en deze trend zet zich waarschijnlijk in de toekomst voort. Een afname van relatieve vochtigheid leidt tot minder buien en ook tot meer verdamping van neer­ slag voordat die het aardoppervlak bereikt → 6.4. Maar juist dit proces van verdamping versterkt het optreden van koude valwinden, waardoor de buien­ organisatie bevorderd wordt en buien mogelijk sneller kunnen aangroeien tot grotere complexen → 6.5.

KNMI Klimaatsignaal’21

buienintensiteit. Figuur 6.3 Figuur van de verandering in extremen van de uurneerslag per graad mon­ diale opwarming voor twee toekomstscenario’s: in blauw waarbij er weinig verandering is in atmosferische circulatie en relatieve vochtigheid (RH) en waarbij de bovenlucht relatief weinig opwarmt (lijkend op KNMI’14), en in rood waarbij er een relatief grote afname is in relatieve vochtigheid, er een sterkere invloed is van hogedrukgebieden en waarbij de bovenlucht relatief sterk opwarmt. In het tweede scenario treden buien minder vaak op, neemt de hoeveelheid vocht minder sterk toe en is de verandering van neerslagex­ tremen sterk afhankelijk van de extremiteit. De data zijn afgeleid van simu­ laties met het nieuwe klimaatmodel. De onderbroken horizontale lijnen geven de procentuele toenames van de hoeveelheid vocht weer, behorend bij de twee scenario’s. De grafiek laat zien dat niet alle buien even sterk toe nemen in intensiteit en de twee scenario's sterk verschillen. De neerslag in relatief lichte buien (tot 10 mm per uur) zou in het rode scenario zelfs kunnen afnemen door de afname van relatieve vochtigheid en een sterkere invloed van hogedrukge­ bieden. In de nieuwste modelsimulaties (rode scenario) zien we dat de zwaarste buien (met een typische neerslag boven de 50 mm in een uur) het meest verhevigen.

Zomerse hoosbuien

Figuur 6.3 Verandering in extremen van de uurneerslag per graad mondiale opwarming voor twee toekomstscenario’s: in blauw waarbij er weinig verandering is in luchtstroming en relatieve vochtigheid (RH) en waarbij de bovenlucht relatief weinig opwarmt (lijkend op KNMI’14), en in rood waarbij er een relatief grote afname is in relatieve vochtigheid, er een sterkere invloed is van hogedruk­gebieden en waarbij de bovenlucht relatief sterk opwarmt. In het tweede scenario treden buien minder vaak op, neemt de hoeveelheid vocht minder sterk toe en neemt de neerslagintensiteit vooral bij de zwaarste buien (met neerslag boven de 50 mm in een uur) toe. De data zijn afgeleid van simulaties met het nieuwe klimaatmodel. De onderbroken horizontale lijnen geven de procentuele toenames van de hoeveelheid vocht weer, behorend bij de twee scenario’s.

41

Met een nieuwe generatie regionale klimaatmodellen met zeer hoge resolutie (van 2-3 km) kunnen we sinds kort de verticale stijg­ bewegingen goed modelleren. Deze modellen zijn veel realistischer in het simuleren van buien dan de tot nu toe gebruikte klimaat­ modellen → 6.4. Nadeel is dat deze modellen zeer rekenintensief zijn, waardoor slechts relatief korte perioden van tien tot dertig jaar kunnen worden doorgerekend. Eerste uitkomsten van deze model­ len wijzen erop dat de toename van extreme uurlijkse neerslag in zomerbuien in het algemeen minder sterk is dan de bovengrens in de KNMI’14-scenario’s figuur 6.3. Deze bovengrens is mede gebaseerd op de relatie tussen dauwpunt en buien­intensiteit, afgeleid voor het huidige klimaat. Nieuw onderzoek heeft echter aangetoond dat deze relatie tot een overschatting leidt als gevolg van de systematische opwarming van de hogere luchtlagen. Niet alle buien nemen even sterk toe in intensiteit. De neerslag in relatief lichte buien (tot 10 mm per uur) zou zelfs kunnen afnemen door de afname van relatieve vochtigheid en een sterkere invloed van hogedrukgebieden. In de nieuwste modelsimulaties zien we echter vaak dat de zwaarste buien (met een typische neerslag boven de 50 mm in een uur) het meest verhevigen figuur 6.3. Deze veranderingen in de extreme buien zijn mogelijk zo groot als de bovengrens in de KNMI’14-scenario’s.

Chris Biesheuvel

KNMI Klimaatsignaal’21

Zomerse hoosbuien

42

Een buiige situatie in het klimaat van nu

Eenzelfde situatie in een 4 graden warmer klimaat

In het huidige klimaat van Nederland zien we dat warmere en vochtigere condities leiden tot grotere buiencomplexen. Simulaties met zeer gedetailleerde modellen laten dit effect ook mm/uur

zien figuur 6.4. Er zijn beperkte aanwijzingen dat een toename van buiengrootte of buienclustering in de toekomst zal doorzetten; dit geldt mogelijk alleen voor de zwaarste buien. De groei van buien hangt mede samen met processen nabij het oppervlak die zeer kleinschalig zijn, zoals de interacties tussen de koude lucht­ stromingen veroorzaakt door de valwinden die optreden bij zware buien.

Hagel, onweer en windstoten De toename van temperatuur en vocht leidt ertoe dat in de toekomst zware buien potentieel sneller kunnen uitgroeien tot complexen die gepaard gaan met onweer, hagel en windstoten. Relaties voor deze fenomenen afgeleid vanuit het huidige klimaat – zoals gebruikt in eerdere generaties klimaatscenario’s – blijken volgens recent onderzoek echter minder goed te werken voor de toekomst. Hierbij spelen diverse factoren een belangrijke rol: systematische veranderingen in de opwarming van de bovenlucht,

Figuur 6.4 Neerslagintensiteit (mm/uur) uit een zeer gedetailleerd model (200 m resolutie) van typische buien voor Nederlandse omstandigheden. Voor warmere dagen in het huidige klimaat groeien buien sneller aan tot grotere complexen en is de intensiteit van neerslag hoger. De groei naar grotere buiencomplexen onder warmere omstandigheden hangt sterk samen met de botsingen tussen de verschillende koude luchtmassa’s en valwinden die ontstaan door verdamping van neerslag → 6.2, → 6.5

relatieve vochtigheid, en de kleinschalige processen van belang bij de vorming van wolkendruppels en ijs. Dit maakt dat de toename in onweer en hagel waarschijnlijk minder groot is dan eerder gedacht.

Figuur 6.4 Kaarten van de neerslagintensiteit (mm/uur) uit een zeer gedetailleerd model (200 m resolutie) van typische buien voor Nederlandse omstandigheden. Links een buiige situatie in het klimaat van nu; rechts eenzelfde situatie in een 4 graden warmer klimaat: we zien grotere complexen van buien, met een hogere neerslagintensiteit.

Mogelijk vormen – net zoals bij de neerslag – de zwaarste buien hierop wel een uitzondering. Nader onderzoek met de nieuwste modellen en gegevens zal dat moeten uitwijzen.

KNMI Klimaatsignaal’21

Zomerse hoosbuien

43

7

Droogte

Ook in een waterrijk land als Nederland kan droogte optreden en kan droogte problemen opleveren voor bijvoorbeeld landbouw, binnenvaart, woonomgeving, waterkwaliteit en natuur. De zeer droge zomers van 2018 en 2019 en het uitzonderlijk droge voorjaar van 2020 hebben dit onderwerp dan ook maatschappelijk op de kaart gezet. In dit hoofdstuk worden deze zomers nader bekeken, in een historisch perspectief gezet, en kijken we vooruit. De centrale vragen daarbij zijn: veranderen de processen die tot droogte leiden door klimaatverandering? En verandert daardoor de kans op droogte?

Wat is droogte?

De zeer droge zomers van 2018 en 2019 en het uitzonderlijk droge voorjaar van 2020 hebben dit onderwerp maatschappelijk op de kaart gezet.

We spreken van droogte wanneer er minder water beschikbaar is dan normaal; er kan dan een watertekort ontstaan. Er bestaan diverse indicatoren om droogte te kwantificeren. Het KNMI gebruikt van oudsher het doorlopend potentieel neerslagtekort, gedefinieerd als de cumulatieve som van de potentiële verdamping minus de neerslag vanaf 1 april, waarbij tussentijdse negatieve waarden op nul gezet worden. Potentiële verdamping10 is de verdamping die zou optreden wanneer planten optimaal van water en nutriënten zijn voorzien. In de zomermaanden is de werkelijke mate van verdamping vaak kleiner dan de potentiële verdamping, bijvoorbeeld wanneer er slechts een beperkte voorraad water in de bodem beschikbaar is.

10 Potentiële verdamping wordt berekend met de formule van Makkink.

KNMI Klimaatsignaal’21

Droogte

44

Het startpunt van 1 april – gekozen als de traditionele start van het

Zomerdroogte in historisch perspectief

groeiseizoen – beperkt de analyse van voorjaarsdroogte, vanwege de aanname dat er op 1 april geen tekort aan bodemvocht is.

De droogte in de zomers van 2018, 2019 en 2020 ligt nog vers in ons geheugen. Maar hoe verhouden deze zomers zich tot droge

Om die reden analyseren we in dit hoofdstuk ook de SPI11, een

zomers in het verleden? Het antwoord op deze vraag is enigszins

internationale droogtemaat gebaseerd op neerslag, en de SPEI12,

afhankelijk van de maat die gebruikt wordt voor het kwantificeren

waarin ook de potentiële verdamping wordt meegenomen.

van droogte. In termen van het maximale neerslagtekort staat de

Met de SPI en de SPEI kunnen we de effecten van droogte op

zomer van 2020 op de 7e plaats, achter 2018 en 1921 (5e en

verschillende tijdschalen bekijken. Bijvoorbeeld: voor de SPEI-6

4e plaats) en 1976, het jaar dat deze lijst aanvoert. 2019 had enkele

wordt voor elke periode van zes maanden beoordeeld hoe het

hele hete dagen, maar dat jaar valt buiten de top-10 van droogste

verschil tussen neerslag en potentiële verdamping afwijkt van het

jaren. Al deze droge zomers werden gekarakteriseerd door een

klimatologisch gemiddelde. Deze droogtematen zijn gedurende

blokkade, een persistent hogedrukgebied over ons deel van Europa,

het hele jaar bruikbaar.

dat stabiel zonnig, droog en warm weer gaf.

Naast deze meteorologische maten van droogte bestaan er ook

Met de SPEI-6, de internationale droogtemaat op basis van neer­

indicatoren die de doorwerking van meteorologische droogte op

slag en potentiële verdamping, is de lengte en de intensiteit van

– bijvoorbeeld – de hoeveelheid bodemvocht en het water in de

historische droogteperioden te vergelijken (figuur 7.1). De meeste

grote rivieren beschrijven. We beperken ons hier echter tot het

jaren hebben slechts korte droge perioden waarbij de droogte niet

beschrijven van trends in voor droogte relevante meteorologische

intens is (linkerbovenhoek in figuur 7.1). Vergeleken met de andere

grootheden.

jaren met een lange droge periode valt op dat 2018 ook in dit perspectief erg droog is geweest, maar niet tot de allerdroogste jaren behoort (middenonder in figuur 7.1).

11 Standardized Precipitation Index 12 Standardized Precipitation Evapotranspiration Index

KNMI Klimaatsignaal’21

Droogte

45

Intensiteit droogte (SPEI−6 waarde)

Figuur 7.1 Waargenomen droogteperioden in historisch perspectief, landelijk gemiddeld op basis van 13 stations. De droogteperio­ den worden gekarakteriseerd door de lengte van de droogte (aantal maanden met de SPEI-6 aaneengesloten onder 0, ofwel lager dan gemiddeld) en de intensiteit (minimale waarde van de SPEI-6 gedurende de droog­ te, waarbij 0 gemiddeld is en -2,5 extreem droog). De SPEI-6 waarde 0 correspondeert met het gemiddelde over de periode 19062020. De kleurcodering relateert aan het jaar waarin de droogte plaatsvond.

Lengte droogteperiode (maanden)

Waarnemingen Zowel de neerslag als de potentiële verdamping is de afgelopen eeuw toegenomen. De mate waarin – en de invloed ervan op droogte – verschilt per seizoen. In de herfst en de winter is de

Figuur 7.1 Waargenomen droogteperioden in his­ torisch perspectief, landelijk gemiddeld op basis van 13 stations. De droogteperioden worden geka­ rakteriseerd door de lengte van de droogte (aantal maanden met de SPEI-6 aaneengesloten onder 0, ofwel lager dan gemiddeld) en de intensiteit (mini­ male waarde van de SPEI-6 gedurende de droogte, waarbij 0 gemiddeld is en -2,5 extreem droog). De SPEI-6 waarde 0 correspondeert met het gemid­ delde over de periode 1906-2020. De kleurcode­ ring relateert aan het jaar waarin de droogte plaatsvond.

neerslag­hoeveelheid groter dan de potentiële verdamping; daar­ door is er sprake van een neerslagoverschot. In deze seizoenen zijn beide variabelen toegenomen gedurende de afgelopen eeuw. In de zomer is er meer potentiële verdamping dan neerslag, waardoor een neerslagtekort ontstaat. Daarnaast laten potentiële verdamping en neerslag ook in de zomer een oplopende trend zien. De toename in potentiële verdamping wordt veroorzaakt door hogere temperaturen en een toename van de zonnestraling.

Marc Schols

Er is een grote natuurlijke variabiliteit in neerslag, van jaar-op-jaar, KNMI Klimaatsignaal’21

Droogte

46

a) Groeiseizoen (april - september)

b) Lente (april - mei)

op langere tijdschalen en ruimtelijk binnen Nederland. Dit geeft (mm/100 jaar)

kijken, is de neerslag in de lente en zomer in het kustgebied meer toegenomen dan in het binnenland (zie ook → hoofdstuk 6); daarentegen is de potentiële verdamping meer toegenomen in het binnenland.

(mm/100 jaar)

onzekerheden in de bepaling van trends. Wanneer we vanaf 1965

Deze veranderingen in neerslag en potentiële verdamping beïnvloeden het ontstaan van droogte. Het maximale neerslag­ tekort in het groeiseizoen lijkt iets toe te nemen (figuur 7.2a, zie ook figuur 1.1d in → hoofdstuk 1), echter deze trend overstijgt nog niet overal de natuurlijke variatie van jaar-op-jaar. De maanden april en mei laten sinds 1965 in vrijwel het gehele land een signifi­ cante trend naar hogere waardes van het maximale neerslagtekort zien (figuur 7.2b). Vergelijkbare trendberekeningen op basis van de SPI en de SPEI zijn consistent met deze toename in voorjaars­ droogte, waarbij het signaal sterker is in de SPEI dan in de SPI, omdat daarin ook de trend in potentiële verdamping wordt

Figuur 7.2 Lineaire trend in de maximale waarde van het neerslagtekort (mm/100 jaar) in het (a) groeiseizoen en (b) in de lente, berekend over de periode 1965-2020. Gebieden waar de trend kleiner is dan de natuurlijke variatie (niet statistisch significant) zijn gearceerd.

meegenomen → 7.1. De waargenomen trends kunnen niet zonder meer toegeschreven worden aan klimaatverandering. Met behulp van attributieonderzoek wordt bekeken welke factoren een rol spelen; klimaat­

Figuur 7.2 Kaart van Nederland met de lineaire trend in de maximale waarde van het neerslagtekort (mm/100 jaar) in het groeiseizoen (links) en in de lente (rechts), bere­ kend over de periode 1965-2020. Gebieden waar de trend kleiner is dan de natuurlijke variatie (niet statistisch significant) zijn gearceerd. Links: Het maximale neerslagtekort in het groeiseizoen lijkt iets toe te nemen, echter deze trend overstijgt nog niet overal de natuurlijke variatie van jaar-op-jaar. Rechts: De maanden april en mei laten sinds 1965 in vrijwel het gehele land een signifi­cante trend naar hogere waardes van het maximale neerslagtekort zien.

verandering is dan één van de mogelijke factoren. Als een trend goed wordt gereproduceerd door klimaatmodelexperimenten met oplopende concentraties broeikasgassen, en er geen trend is zonder broeikasgasstijging, kan deze met grote waarschijnlijkheid worden toegeschreven aan klimaatverandering. Voor het Nederlandse KNMI Klimaatsignaal’21

Droogte

47

b) Potentiële verdamping

binnenland is aangetoond dat de toegenomen potentiële verdam­

Pot. verdamping t.o.v. 1991-2020 (mm)

Neerslag t.o.v. 1991-2020 (mm)

a) Neerslag

ping inderdaad kan worden toegeschreven aan klimaatverandering, met als oorzaken een oplopende gemiddelde temperatuur en toe­ genomen zonneschijn. Zonder een duidelijke trend in neerslag lijkt de kans op droogte in het binnenland dus toe te nemen vanwege klimaatverandering → 7.2. In het kustgebied kunnen we de waargenomen trends nog niet zonder meer toeschrijven aan klimaatverandering. Dit komt doordat de huidige generatie klimaatmodellen de trend naar meer zomerneerslag daar niet reproduceert → 7.2. Verschillen in trend

Max. neerslagtekort t.o.v. 1991-2020 (mm)

c) Maximaal neerslagtekort

tussen waarnemingen en modellen kunnen meerdere oorzaken Figuur 7.3 Projecties voor veranderingen in (a) neerslag in het groeiseizoen (mm), (b) potentiële verdamping (berekend met de formule van Makkink) in het groeiseizoen (mm), en (c) maximaal neerslagtekort in het groeiseizoen (mm) in de stroomgebieden van de Rijn en Maas, inclusief

hebben, waaronder bijvoorbeeld lokale effecten van de Noordzee

Nederland, op basis van CMIP6-modelsimulaties (25, 25, en 19 modellen respectievelijk in panelen (a), (b) en (c)). Er worden historische simulaties (grijs) en twee verschillende projecties getoond, het lage emissiescenario (SSP1-2.6, gele lijn) en het hoge emissiescenario (SSP5-8.5, rode lijn). Lijnen tonen de mediaan, de gekleurde banden tonen de zeer waarschijnlijke range (90%). Veranderingen worden getoond ten opzichte van de periode 1991-2020.

en daarna beschikbaar is voor bijvoorbeeld de landbouw of natuur,

Figuur 7.3 Figuren met projecties voor veranderingen in (a) neerslag in het groeiseizoen (mm), (b) potentiële verdamping (berekend met de formule van Makkink) in het groeiseizoen (mm), en (c) maximaal neerslagtekort in het groeiseizoen (mm) in de stroomgebieden Rijn en Maas, inclusief Nederland, op basis van CMIP6-modelsimulaties (25, 25, en 19 model­len respectievelijk in panelen (a), (b) en (c)). Er worden historische simulaties (grijs) en twee verschil­ lende projecties getoond, het lage emissiescenario (SSP1-2.6, gele lijn) en het hoge emissiescenario (SSP5-8.5, rode lijn). Lijnen tonen de mediaan, de gekleurde banden tonen de zeer waarschijn­lijke range (90%). Veranderingen worden getoond ten opzichte van de periode 1991-2020. Figuur a: De modellen voor de lage emissiescenario’s geven geen significante verande­ring voor neerslag en voor de hoge emissiescenario’s een afname van zomerneerslag. Figuur b: Potentiële verdamping neemt in beide scenario’s toe. Figuur c: Het maximaal neerslagtekort neemt het meest toe in het hoge emissiescenario.

KNMI Klimaatsignaal’21

Droogte

die nog niet goed in de modellen gesimuleerd worden. De hoeveelheid water die door de bodem wordt opgenomen, hangt zowel af van de absolute hoeveelheid neerslag als van de intensiteit van de neerslag. Een enkele stortbui is in de bestrijding van droogte minder effectief dan een langere periode met mot­regen. → Hoofdstuk 6 beschrijft de laatste inzichten over verande­ringen in extreme neerslag. Tot slot is – naast de lokale water­beschikbaarheid – ook het water dat via de Rijn en de Maas ons land binnenstroomt van belang tijdens perioden van droogte. Meer informatie hierover is te vinden in → hoofdstuk 8 over wind, neerslag en de gevolgen voor waterbeheer.

48

Toekomst

door scenario’s met veel en weinig circulatieveranderingen (respectievelijk de H- en L-varianten) op te stellen. Recente analyses

De nieuwe generatie mondiale klimaatmodellen (CMIP6) laat voor

laten zien dat deze eventuele veranderingen naar meer oosten-

alle emissiescenario’s een kleine toename van de zomerneerslag

winden in de zomer het gevolg kunnen zijn van twee processen.

in Noord-Europa (Scandinavië) zien en een sterke afname in het

Allereerst vertraagt door klimaatverandering de Golfstroom en

Middellandse Zeegebied. Voor Nederland en de stroomgebieden

warmt de Noord-Atlantische Oceaan minder snel op dan de

van de Rijn en Maas, die in het tussengebied liggen, geven de

omringende gebieden. Dit heeft tot gevolg dat er vaker een hoge-

modellen voor de lage emissiescenario’s geen significante verande­

drukgebied boven de Britse eilanden ontstaat. Verder leidt de

ring en voor de hoge emissiescenario’s een afname van zomer­

sterke opwarming in het Middellandse Zeegebied tot een lage-

neerslag (figuur 7.3a). De potentiële verdamping neemt in beide

drukgebied aldaar. Door beide veranderingen in de luchtdruk zou

scenario’s toe (figuur 7.3b), hoofdzakelijk veroorzaakt door hogere

de aanvoer van de lucht boven Nederland in de zomer vaker

temperaturen. De potentiële verdamping wordt verder versterkt

oostelijk kunnen zijn. → 7.3, → 7.4.

door een geprojecteerde afname van bewolking en de daarmee samenhangende toename van de zonnestraling. De kans op

Bij grote klimatologische veranderingen kunnen terugkoppelingen

droogte, bijvoorbeeld gepresenteerd door een hoog neerslagtekort

optreden die de kans op zomerdroogte sterk doen toenemen.

(figuur 7.3c), neemt toe wanneer het verschil tussen potentiële

Dit geldt bijvoorbeeld voor veranderingen in luchtstromingen in

verdamping en neerslag groter wordt. Deze kans neemt het sterkst

het voorjaar. Droogte in deze periode leidt via allerlei koppelingen

toe onder het hoge emissiescenario.

tussen land en atmosfeer tot een grotere kans op droogte in de zomer. Modellen met een hogere ruimtelijke resolutie, die deze

Neerslag en potentiële verdamping worden in sterke mate bepaald

koppelingen beter beschrijven, voorzien een grotere toename

door grootschalige luchtstromingen; atmosferische circulatie.

van de kans op droogte in de zomer → 7.5. Daarnaast speelt

Westenwinden brengen vochtige lucht naar Nederland, met als

de persistentie van weersystemen – met name die van

gevolg meer neerslag; terwijl lucht uit het oosten meestal droog

hogedrukgebieden – een rol bij de ontwikkeling van droogte-

is, met als gevolg weinig wolken, veel zonnestraling en in de

perioden. Er zijn aanwijzingen dat door veranderingen in de

zomer veel potentiële verdamping. Klimaatmodellen geven geen

straalstroom de persistentie van hogedrukgebieden in de zomer

eenduidig antwoord op de vraag of de circulatie – en daarmee de

toeneemt, wat de duur van warme en droge perioden zou kunnen

windrichtingen – in de toekomst veranderen. In de KNMI-

verlengen → 7.6 (zie ook → hoofdstuk 5).

klimaatscenario’s van 2014 is deze onzekerheid ondervangen KNMI Klimaatsignaal’21

Droogte

49

Een droogte als 2018 in een warmer klimaat Hoe zou een droge zomer als die van 2018 eruit kunnen zien in een warmer klimaat? Met behulp van zogeheten ‘future weather’-experimenten kan hiervan een kwalitatief beeld geschetst worden → 7.7, → 7.8. Met een regionaal klimaatmodel is de droogte van 2018 gesimuleerd in het huidige klimaat en in een klimaat dat 2°C warmer is, waarbij de grootschalige weerpatronen gelijk zijn gehouden → 7.7. In deze mogelijk toekomstige zomer zijn de zomermaanden consequent droger dan ze in 2018 waren. Hogere temperaturen leiden tot meer potentiële verdamping en in de 2°C warmere simulatie valt nog minder neerslag. Hierdoor wordt het neerslagtekort groter (figuur 7.4). Geografisch breidt de droogte zich in alle richtingen uit en bestrijkt deze een groter gebied. In de lentemaanden is het effect van klimaatverandering op de droogte van 2018 minder eenduidig. De warmere simulaties geven een toename van buien in april en mei, waardoor bijvoorbeeld de uitdroging van de bodem iets later in het seizoen begint. Dit illustreert de vele toevalligheden die in het weer zitten, deze blijven ook met klimaatverandering bestaan. De droogte van 2018 had grote impact op de landbouw, scheepvaart en natuur. In samenwerking met kennisinstituut Deltares zijn de resultaten van het experiment doorgerekend met het Landelijk Hydrologisch Model → 7.9.

Aan de hand hiervan kan een illustratief beeld worden gegeven van de mogelijke impact van deze toekomstige droogte bij ongewijzigd waterbeleid. Flip Franssen

KNMI Klimaatsignaal’21

Droogte

50

Bij een toenemend neerslagtekort dalen de grondwaterstanden meer en droogt de bodem verder uit. Hogere temperaturen en minder neerslag leiden tot een grotere watervraag aan het oppervlaktewatersysteem (voor peil­ beheer, beregening en doorspoeling). Wanneer er geen groter aanbod van water is, leidt dit tot een toenemend watertekort. Deze hydrologische veranderingen werken door in allerlei sectoren. Riviertransport werd in 2018 al aanzienlijk bemoeilijkt, en verdere verlagingen van waterstanden zullen leiden tot een aanzienlijke toename van kosten voor de scheepvaart. Ook de landbouw ondervond in 2018 flink schade door de droogte. Het is te verwachten dat bij een groter neerslagtekort de landbouwschade nog verder toeneemt.

Figuur 7.4 Gesimuleerde afwijking van het neerslagtekort in het future weather-experiment met (a) 2018 in het huidig klimaat, en (b) 2018 in een 2°C opgewarmd klimaat. Afwijking ten opzichte van de klimatologie 1991-2020, kaartjes laten de waarde op de laatste dag van de maand zien.

KNMI Klimaatsignaal’21

Droogte

Figuur 7.4 Kaarten van Europa met de gesimuleerde afwijking van het neerslagtekort in het Future Weather-experiment met (a) 2018 in het huidig klimaat, en (b) 2018 in een 2°C opgewarmd klimaat. Afwijking ten opzichte van de klimatologie 1991-2020, kaartjes laten de waarde op de laatste dag van de maand zien. De kaarten laten zien dat in een 2°C warmer klimaat, de droogte zich in juli en september geografisch uitbreidt in alle richtingen.

51

8

Wind, neerslag en de gevolgen voor waterbeheer

De bescherming tegen hoogwater is van vitaal

Wind en stormvloeden

belang voor Nederland. Het gaat hierbij om hoge waterstanden langs de kust door windopstuwing

De wateropzet tijdens stormvloeden langs de

(stormvloeden), en om hoge waterstanden van de

kust wordt door de windsterkte en -richting op

rivieren door hoge afvoeren.

de Noordzee bepaald. Omdat stormen en stormvloeden voornamelijk een winterfenomeen

Veranderingen in de waterstand langs de kust hangen

zijn, beperken we de analyse tot dit seizoen.

af van veranderingen in de windsnelheid en -richting op de Noordzee en van de zeespiegelstijging. In dit

Wind

hoofdstuk worden veranderingen in de wind en het

Over de periode 1950-2020 werd het windklimaat

effect ervan op de waterstand beschreven. De zeespie­

in Nederland en op de Noordzee gekenmerkt door

gelstijging is in → hoofdstuk 4 behandeld. De afvoer

een grote jaar-op-jaar-variabiliteit en sinds de

van een rivier wordt bepaald door regenval, het smel­

jaren 90 door een kleine afname van de gemiddelde

ten van sneeuw en verdamping in haar stroomgebied.

windsterkte (→ hoofdstuk 1). Ook de projecties uit

We concentreren ons hier op de trends in neerslag in

de nieuwste generatie klimaatmodellen (CMIP6)

de stroomgebieden van de Rijn en de Maas, omdat dit

laten voor West-Europa maar kleine veranderingen

indicatoren zijn voor trends in de afvoeren van deze

in het windklimaat zien. Over de zuidelijke Noordzee,

rivieren. Naast (extreem) hoge rivierafvoeren zijn ook

Denemarken en Zuid-Zweden ligt een gebied waar

(extreem) lage afvoeren een probleem, met name voor

de maximale windsterkte toeneemt figuur 8.1,

de zoetwatervoor­ziening en de scheepvaart.

terwijl de rest van het gebied een afname laat zien. Het gebied met de grootste toename ligt dicht bij

De klimaatprojecties laten geen toename van de

de Nederlandse kust (groene punt in figuur 8.1).

windsterkte op de Noordzee en de daarmee gepaard

Het verschil in maximale windsterkte tussen

gaande stormvloeden zien. De neerslaghoeveelheid

1991-2020 en 2071-2100 bedraagt hier 0,35 m/s,

in de stroomgebieden van Rijn en Maas zal in de

of 2% van het gemiddelde jaarmaximum.

winter toe- en in de zomer afnemen, met hogere

Deze verandering is niet significant.

rivier­afvoeren in de winter en lagere rivierafvoeren in de zomer tot gevolg. KNMI Klimaatsignaal’21

Wind, neerslag en de gevolgen voor waterbeheer

52

Figuur 8.1 Kaart van West-Europa met de verandering van de jaarmaxima van de windsnelheid (m/s) in de winter (december -februari) tussen 1991-2020 en 2071-2100 op basis van een hoog emissies­cenario (SSP5-8.5). Toename in rood, afname in blauw. Getoond is de mediaan van 26 CMIP6-modellen. We zien maar kleine veranderingen in het wind­klimaat. Over de zuidelijke Noordzee, Denemarken en Zuid-Zweden ligt een gebied waar de maximale windsterkte toeneemt, terwijl de rest van het gebied een afname laat zien. Het gebied met de grootste toename (groene stip) ligt dicht bij de Nederlandse kust. Figuur 8.2 toont de ontwikkeling in de tijd op deze locatie.

Figuur 8.1 Verandering van de jaarmaxima van de windsnelheid (m/s) in de winter (december -februari) in West-Europa tussen 1991-2020 en 2071-2100 op basis van een hoog emissie-scenario (SSP5-8.5). Toename in rood, afname in blauw. Getoond is de mediaan van 26 CMIP6-modellen. De groene stip geeft de positie aan van de grootste toename van de mediaan. Figuur 8.2 toont de ontwikkeling in de tijd op deze locatie.

Figuur 8.2 laat voor de locatie met de grootste toename (groene stip in figuur 8.1) de bandbreedte van de trends van de windsnel­ heden in alle modellen en hun mediaan zien. De toename komt voor rekening van wind uit zuidwestelijke richting figuur 8.3. Voor de wateropzet langs de Nederlandse kust is die minder relevant dan wind uit noordelijke richtingen. De figuren 8.1- 8.3 gelden voor het emissiescenario met de grootste klimaatverande­ ring aan het einde van de 21e eeuw (SSP5-8.5). De andere scenario’s leveren vergelijkbare figuren op, maar met duidelijk kleinere veranderingen.

Wateropzet Een eerste indruk van de gevolgen van veranderingen in wind voor de wateropzet is verkregen met een vereenvoudigd water­

Figuur 8.2 Figuur van de ontwikkeling van de maximale windsnelheid van 1950 tot 2100 op de locatie van de grootste toename (groene stip) in figuur 8.1, in de winter (december-februari) voor het hoge emissiescenario (SSP5-8.5) op basis van CMIP6-modelsimulaties (26 modellen). Getoond zijn de afwijkingen ten opzichte van het gemiddelde in de referentieperiode 1991-2020. De gekleurde banden geven de zeer waarschijnlijke range (90%) van de 26 klimaatmodellen weer, en de rode lijn hun mediaan.

standsmodel → 8.1, → 8.2, dat aangedreven is door de winden uit de klimaatprojecties. Figuur 8.4 laat de verandering van de gemodelleerde eensper-jaar-wateropzet in Hoek van Holland zien. De mediaan van de klimaatmodellen over de historische periode toont een afname, maar gezien de grote range is die niet significant. Hetzelfde geldt voor de projecties. De belangrijkste conclusie van figuur 8.4 is dat de bovengrens van de 90%- band in de projecties niet uitkomt boven die van de historische periode. Maar ondanks dat er geen effect van de wind is op de hoogste waterstanden, nemen de hoog­ ste waterstanden in de toekomst wel toe doordat de gemiddelde

Figuur 8.2 Ontwikkeling van de maximale windsnelheid op de locatie van de groene stip in figuur 8.1 in de winter (december-februari) voor het hoge emissiescenario (SSP5-8.5) op basis van CMIP6-modelsimulaties (26 modellen). Getoond zijn de afwijkingen ten opzichte van het gemiddelde in de referentieperiode 1991-2020. De gekleurde banden geven de zeer waarschijnlijke range (90%) van de 26 klimaatmodellen weer, en de rode lijn hun mediaan.

zeespiegel stijgt → hoofdstuk 4.

KNMI Klimaatsignaal’21

Wind, neerslag en de gevolgen voor waterbeheer

53

Noordoost

Zuidoost

Neerslag in de stroomgebieden van Rijn en Maas dagen/jaar

Neerslagveranderingen sinds 1950 Toenames in het voorkomen van laagwater (meestal in de zomer) en van hoogwater13 (meestal in de winter) in het Rijn-Maasstroomgebied hebben potentieel een grote impact. Hoog- en laag­ water worden door verschillende neerslagkarakteristieken bepaald. Voor hoogwater is de maximale 10-daagse14 gebiedsneerslag in

Zuidwest

het winterhalfjaar (oktober-maart) een veelgebruikte indicator,

Noordwest

en voor laagwater de minimale 90-daagse gebiedsneerslag in het zomerhalfjaar (april-september). Deze worden verder aangeduid met respectievelijk hoogwater- en laagwater-indicator. De laagwater-indicator (figuur 8.5, zwarte lijnen) laat sinds 1950 een gestage – en gemiddeld over de gehele periode significante – afname van -2,7 % per tien jaar zien. Deze afname is iets sterker dan de -2,1 % per tien jaar in de gemiddelde neerslag in het zomerhalfjaar in het Rijnstroomgebied tussen 1950 en 2018 → 8.3. De trend in de hoogwater-indicator (rode lijnen) is minder eenduidig. Over de gehele Figuur 8.3 Verandering tussen 1991-2020 en 2071-2100 van het aantal dagen per winter (december-februari) met een daggemiddelde windsnelheid van meer dan 11 m/s (40 km/uur, windkracht 6) en windrichting noordoost, zuidoost, zuidwest, en noordwest in het hoge emissiescenario (SSP5-8.5). Alleen winden uit zuidwestelijke richtingen laten een toename zien. Getoond is de mediaan van 26 klimaatmodellen. Figuur 8.3 Kaarten van West-Europa van de verandering tussen 1991-2020 en 2071-2100 van het aantal dagen per winter (decem­ber-februari) met een daggemiddelde windsnelheid van meer dan 11 m/s (40 km/uur, windkracht 6) en windrichting noordoost, zuidoost, zuidwest, en noordwest in het hoge emissiescenario (SSP5-8.5). Alleen winden uit zuidwestelijke richtingen laten een toename zien.

Getoond is de mediaan van 26 klimaatmodellen.

KNMI Klimaatsignaal’21

periode is de relatieve afname gemiddeld per jaar ongeveer half zo groot (-1,4 % per 10 jaar) als voor de laagwater-indicator en

13 Met hoog- en laagwater worden hier respectievelijk hoge en lage waterstanden in de rivieren bedoeld, niet te verwarren met hoog-/laagwater aan de kust (hoge en lage wateropzet / waterstanden van de zeespiegel). 14 Het is niet per definitie een neerslagduur van precies 10 dagen die relevant is, in werkelijkheid betreft het duren tussen de 4 en 20 dagen, mede afhankelijk van de voorgeschiedenis. 10 dagen is een praktisch gekozen duur die in het midden ligt.

Wind, neerslag en de gevolgen voor waterbeheer

54

Figuur 8.4 Figuur van de procentuele verandering van de eens-per-jaar-wateropzet in Hoek van Holland voor 1950 tot 2100 ten opzichte van de periode 1991-2020 volgens een vereenvoudigd waterstandsmodel. Zwart is voor de historische periode (t/m 2020), en de kleuren zijn voor de toe­komstprojecties volgens het lage (SSP1-2.6; rood) en het hoge (SSP5-8.5; blauw) emissies­cenario. De doorgetrokken lijnen zijn de medianen, en de gekleurde banden de zeer waarschijnlijke (90%) range van alle gebruikte klimaatmodellen. (Gebaseerd op simulaties van 21 CMIP6-klimaatmodellen). Figuur 8.4 laat de verandering van de gemodelleerde eens-per-jaar-wateropzet in Hoek van Holland zien. De mediaan van de klimaatmodellen over de historische periode toont een afname, maar gezien de grote range is die niet significant. Hetzelfde geldt voor de projecties. De belangrijkste conclusie van figuur 8.4 is dat de bovengrens van de 90%-band in de projecties niet uitkomt boven die van de historische periode.

afname van de gemiddelde afvoer in het zomerhalfjaar bij Lobith in de periode 1950-2018 → 8.3 – is de kans op laagwater (in de zomer) in de stroomgebieden van de Rijn en de Maas waarschijnlijk geleidelijk toegenomen. Er is geen aanleiding om te veronderstellen dat de kans op hoogwater (in de winter) in het Rijn-Maas stroom­ gebied is veranderd in het verleden. Significante trends werden ook niet gevonden in een eerdere studie naar trends in de hoogste jaar­

Verandering tov 1991−2020 (%)

niet significant. In lijn hiermee – en met een (net niet significante)

Figuur 8.4 Procentuele verandering van de eens-per-jaar-wateropzet in Hoek van Holland ten opzichte van de periode 1991-2020 volgens een vereenvoudigd waterstands­ model. Zwart is voor de historische periode (t/m 2020), en de kleuren zijn voor de toekomstprojecties volgens het lage (SSP12.6; rood) en het hoge (SSP5-8.5; blauw) emissiescenario. De doorgetrokken lijnen zijn de medianen, en de gekleurde banden de zeer waarschijnlijke (90%) range van alle gebruikte klimaatmodellen. Gebaseerd op simulaties van 21 CMIP6-klimaatmodellen.