Algemeen

Het weer wordt beïnvloed door verschillende factoren, zoals de algemene circulatie in de atmosfeer, temperatuurverschillen tussen de equatoriale zone en de polen, en de beweging van de winden. Laten we deze punten eens bekijken:

Algemene circulatie in de atmosfeer:

• De aarde heeft een complex systeem van luchtcirculatie dat de algemene circulatie wordt genoemd. Dit systeem bestaat uit luchtmassa’s die zich verplaatsen over de hele planeet.
• Bij de evenaar stijgt warme lucht op. Naarmate deze lucht hoger komt, koelt het af en beweegt het richting de polen. Daar daalt het weer neer.
• Dit proces creëert winden die van oost naar west waaien op de evenaar (passaatwinden) en van west naar oost op hogere breedtegraden (westerlies).

Temperatuurverschillen:

• De evenaar ontvangt meer zonnestraling dan de polen. Hierdoor warmt de lucht rond de evenaar op en stijgt het omhoog.
• Aan de polen is het kouder en zakt de lucht juist omlaag. Dit temperatuurverschil zorgt voor luchtbewegingen en winden.

Windgedrag:

• Winden waaien van gebieden met hoge druk (waar lucht daalt) naar gebieden met lage druk (waar lucht stijgt).
• De draaiing van de aarde (Corioliseffect) buigt de winden af, waardoor ze een bepaalde richting volgen. Bijvoorbeeld, in het noordelijk halfrond buigen winden naar rechts af.

Subtropische hogedrukgordels:

• Rond 30 graden breedtegraad noord en zuid bevinden zich subtropische hogedrukgordels. Hier daalt de lucht en ontstaat hoge druk.
• Deze gebieden zijn vaak droog en zonnig.

Fronten en luchtmassa’s:

• Fronten zijn grenzen tussen verschillende luchtmassa’s (bijvoorbeeld koude en warme lucht). Wanneer deze fronten botsen, ontstaan weersveranderingen zoals regen of stormen.
• Luchtmassa’s kunnen continentale (droge) of maritieme (vochtige) eigenschappen hebben, afhankelijk van waar ze vandaan komen.

Topografie en lokale effecten:

• Bergen, oceanen en meren beïnvloeden het weer. Bijvoorbeeld, bergketens kunnen regen aan de windzijde veroorzaken (het zogenaamde regenschaduweffect).
• Steden en bebouwde gebieden hebben hun eigen microklimaat door verharde oppervlakken en menselijke activiteit.

Lucht en waterdamp

Onze aarde wordt omgeven door een gasvormig omhulsel die dampkring wordt genoemd. De dikte van deze dampkring of atmosfeer variëert maar bedraagt omstreeks 800 km. Daarboven gaat men geleidelijk over in de interplanetaire ruimte. Het weer, waar we dagelijks mee te maken hebben, speelt zich af in de onderste 10 tot 20 km, ook wel de troposfeer genoemd. Alle wolken en weersverschijnselen vinden hier hun oorsprong. De bovengrens van de troposfeer, de tropopause, ligt dus op 10 tot 20 km hoogte, een hoogte die verschilt per breedtegraad, seizoen en toestand van de atmosfeer. Boven de tropen ligt deze grens hoger dan boven de noord- en zuidpool.

De lucht in de troposfeer is een mix van stikstof (78%), zuurstof (21%), edelgassen zoals argon en krypton, en sporengassen, waaronder koolstofdioxide (CO2). Water, in de vorm van waterdamp, speelt ook een cruciale rol. Waterdamp is een kleurloos, reukloos en onzichtbaar gas dat overal aanwezig is. Warme lucht heeft een lichtere soortelijke massa dan koude lucht en kan meer waterdamp vasthouden vanwege een hogere verdampingssnelheid. Kortom, warme lucht kan meer waterdamp bevatten dan koude lucht doordat de moleculen in warme lucht meer ruimte innemen en sneller bewegen. Dit heeft invloed op de dichtheid van de lucht en het gedrag van waterdamp in de atmosfeer.

Relatieve vochtigheid en dampdruk

In iedere luchtsoort heerst een maximale hoeveelheid waterdamp, afhankelijk van de temperatuur. Warmere lucht kan meer waterdamp vasthouden. Wanneer deze maximale hoeveelheid wordt overschreden, ontstaat er oververzadiging. Dit leidt tot een verstoring waarbij er meer condensatie dan verdamping plaatsvindt. Meteorologen gebruiken de term "relatieve vochtigheid" om deze verhouding aan te duiden, wat aangeeft hoeveel waterdamp er daadwerkelijk in de lucht aanwezig is in vergelijking met de maximale hoeveelheid die mogelijk is.

Vermenigvuldigen we dit met 100 dan komt daar een percentage uit die we relatieve vochtigheid noemen. In de meteorologie wordt de hoeveelheid waterdamp op twee manieren aangeduid, nl. als mengverhouding en als dampdruk.
De mengverhouding is de hoeveelheid grammen waterdamp per kilogram droge lucht. De dampdruk is de druk die de waterdampmoleculen uitoefenen en wordt in hPa (hectopascal) uitgedrukt en vormt een heel klein deel van de totale luchtdruk. Op beide wijzen is er dan ook sprake van een maximale hoeveelheid (maximale mengverhouding en maximale dampdruk of verzadigingsdampdruk).

Voorbeeld:staat uw hygrometer op 75 % dan betekent dit dat de lucht bij de temperatuur die het dan heeft, driekwart van zijn maximale hoeveelheidwaterdamp bevat. Er kan dus – voordat er verzadiging optreedt – nog ca. 25 % in.

Dauwpunt

Koelt lucht van een bepaalde temperatuur af dan betekent dat ook aan de hand van voorgaand betoog, de maximale hoeveelheid waterdamp verlaagt wordt. Immers: koude lucht kon minder waterdamp bevatten dan warme. Gaan we ervan uit dat de luchtdruk en de werkelijke hoeveelheid waterdamp constant blijft, dan zal bij afkoelingtot een temperatuur T de maximale hoeveelheid gelijk worden aan de werkelijke hoeveelheid. De lucht zal dan verzadigd raken.Die temperatuur T waarbij verzadiging optreedt, wordt de dauwpuntstemperatuur (Td) genoemd. In de internationale berichtgeving wordt de dauwpuntstemperatuur in de waarnemingen gemeld. Het verschil tussen de gewone luchttemperatuur en de dauwpuntstemperatuur is een maat voor de vochtigheid van de lucht. Hoe kleiner dit verschil is hoe vochtiger de lucht is. Het verschil wordt ook wel dauwpuntsdepressie genoemd. T.o.v. ijs is de maximale dampdruk bij dezelfde temperatuur lager dan t.o.v. water. Dat verschil is ongeveer bij -12 graden het grootst.

Luchtdruk

De aarde wordt omringd door een gasvormige atmosfeer die de dampkring vormt, met een gemiddelde dikte van ongeveer 800 km voordat deze overgaat in de interplanetaire ruimte. Binnen deze atmosfeer bevindt zich een mix van verschillende gassen met variërende concentraties op verschillende hoogtes. Dankzij de zwaartekracht van de aarde worden deze gasmengsels vastgehouden, wat essentieel is voor het mogelijk maken van leven vanwege de aanwezigheid van zuurstof en stikstof. Naarmate men dichter bij het aardoppervlak komt, neemt de schijnbare magnetische kracht toe.

De atmosferische druk verandert dus naargelang de hoogte, wat invloed heeft op verschillende fenomenen en processen op aarde met betrekking tot meteorologie, klimatologie en andere wetenschappelijke disciplines. Deze complexe interactie tussen de atmosfeer en het oppervlak van de aarde speelt een cruciale rol in het in stand houden van de leefbaarheid van onze planeet.

Wat is luchtdruk precies?

Luchtdruk ontstaat door de aantrekkingskracht die de meeste gasmoleculen en de zwaardere moleculen naar de aarde trekt. In de onderste laag van de dampkring, ongeveer 5,5 km dik, bevindt zich de helft van alle moleculen. De andere helft bevindt zich in de veel dikkere laag erboven. Naarmate we van de aarde verwijderen, neemt het aantal moleculen per m3 af, wat merkbaar is wanneer we bijvoorbeeld de bergen beklimmen. Op hogere hoogtes wordt de lucht ijl en bevat minder zuurstof, wat ademhalen moeilijker maakt.

Lucht bestaat uit een mix van gassen die voornamelijk in de troposfeer voorkomen, de onderste laag van de dampkring waar het weer plaatsvindt en waar meer dan 90% van onze lucht zich bevindt. De deeltjes in deze laag botsen regelmatig met het aardoppervlak en creëren zo een kracht per m2. Deze kracht, uitgedrukt in Newton per m2, is afhankelijk van het aantal luchtmoleculen, wat op zijn beurt afhangt van hoogte en temperatuur. Warmere lucht bevat minder moleculen per m3 en oefent dus minder druk uit op een oppervlak van 1 m2.

De luchtdruk wordt gemeten in Hectopascal (hPa) binnen de meteorologie, voorheen waren de eenheden millibar of millimeter kwikdruk gebruikelijk. Evangelista Torricelli ontdekte in 1673 dat de lengte van een kwikkolom in een glazen buis dagelijks varieerde. In de meteorologie wordt liever met de Hectopascal (hPa) gewerkt dan met Pascal als officiële eenheid voor druk. Een druk van 1332,8 Pascal komt overeen met 13,33 hPa.

Een kubieke meter lucht met een dichtheid van 1,2 kg/m3 oefent een kracht van 11,8 Newton uit op een oppervlakte van 1 m2. Aangezien het aantal moleculen lucht per m3 met de hoogte afneemt, daalt ook de luchtdichtheid met de hoogte en is afhankelijk van de temperatuur. Over het algemeen oefent de totale luchtkolom vanaf de rand van de dampkring een kracht van 101.300 Newton per m2 uit op het aardoppervlak.

Hoogte, luchtdruk, luchtdichtheid en temperatuur (volgens ICAO Standaard Atmosfeer) zijn nauw met elkaar verbonden.

Luchtdruk meten

De luchtdruk wordt gemeten met behulp van verschillende soorten barometers. Naast de klassieke kwikbarometer, die is gebaseerd op het principe van Toricelli, zijn er de aneroïde barometer en de digitale quartz barometer. Tegenwoordig worden op moderne weerstations vaak de digitale varianten gebruikt. Deze barometers werken op basis van een kristalbandje dat in verbinding staat met een balg die op zijn beurt in contact staat met de buitenlucht. De meting is gebaseerd op de frequentie die het kristalbandje registreert als gevolg van de heersende luchtdruk.

De aneroïde barometer werkt volgens het principe van het Vidi-doosje. Dit doosje is bijna luchtledig en wordt meer samengedrukt bij hogere luchtdruk. De mate van samendrukking wordt vervolgens via een wijzer weergegeven. Op soortgelijke wijze functioneerde vroeger ook de barograaf.

Hoe wordt luchtdruk gebruikt?

Luchtdruk speelt een cruciale rol voor meteorologen bij het begrijpen van weerspatronen. Met behulp van luchtdrukmetingen kunnen drukverdelingen op aarde worden geanalyseerd. Meteorologen kunnen hierdoor verschillende druksystemen identificeren, zoals hoge- en lagedrukgebieden, wat inzicht geeft in heersende en te verwachten windrichtingen.

In de luchtvaart is luchtdruk ook essentieel. Piloten kalibreren op hoogte hun hoogtemeters aan de hand van heersende luchtdruk (QNH). Boven een bepaald transitieluchtruim moet worden overgeschakeld naar de standaardhoogtedruk (QNE of SAS) van 1013,25 hPa. Dit niveau bevindt zich meestal op 4000 of 4500 voet (1219 of 1372 m) boven België.

Een druk van 1013,25 hPa geeft de gemiddelde zeeniveaudruk weer volgens de ICAO International Standard Atmosphere (ISA). Deze standaardatmosfeer definieert vaste luchtdrukwaarden voor elk hoogteniveau tot 32 km (zie bovenstaande tabel), ongeacht de werkelijke temperatuur van luchtlagen. Piloten vliegen op basis van deze standaardatmosfeer, waarbij afwijkingen ten opzichte van de werkelijke atmosfeer minimaal zijn.

Conversie en eenheden van luchtdruk:

1 mbar = 1 hPa = 0,75 mm kwikdruk

1 hPa = 0,02953 inch kwikdruk (inches worden voornamelijk in Amerikaanse landen gebruikt)

1 inch = 33,864 hPa

Gevoelstemperatuur

Gedurende koude en winderige winterdagen is het niet de actuele luchttemperatuur wat het direct koud maakt, maar de zogenaamde gevoelstemperatuur of windchill. Deze waarde is niet een temperatuur zoals weerkundigen deze m.b.v. een thermometer meten, maar een maat voor de hoeveelheid aan warmte die delen van blote huid verliezen. De windchill is afhankelijk van de temperatuur en de windsnelheid (liefst gemiddeld). Hoe sneller lucht (de wind) over onze huid stroomt, hoe sneller de warmte hiervan zal worden afgevoerd. Wij ervaren dit als het sneller koud krijgen, aangezien de oppervlakte van de blootgestelde huid hierdoor sneller afkoelt.

Voor de berekening van deze gevoelstemperatuur bestaan verschillende methoden. Door het verschil in de gebruikte factoren en formules komen verschillende uitkomsten voor bij dezelfde aanvangswaarden van temperatuur en windsnelheid. In Nederland maakt men gebruik van de formule die een Amerikaanse textielfabrikant heeft ontwikkeld. Deze Robert Steadman baseerde zijn berekening op het evenwicht tussen warmteverlies en warmteproductie van een gezond persoon. Bij zijn formule gaat hij uit van kleding dat is aangepast aan de weersomstandigheden en dat de persoon met een snelheid van bijna vijf kilometer per uur voortbeweegt.

Er zijn verschillende manieren om de gevoelstemperatuur te meten, zoals het schatten van het effect op de blote huid. Deze waarden liggen lager dan die van de Steadman-methode, die gebaseerd is op een goed gekleed persoon. Voor het meten van de gevoelstemperatuur op de blote huid zijn diverse calculators ontwikkeld. Veel elektronische weerstations, zoals de populaire Weather Monitor 2, kunnen de windchill berekenen, maar ze gebruiken de blote-huidmethode in plaats van de Steadman-methode. Hierdoor zijn de waarden niet direct vergelijkbaar met die van het KNMI tijdens extreme weersomstandigheden, omdat het KNMI de Steadman-methode hanteert.

Buien

Buien behoren tot de meest indrukwekkende weersverschijnselen die er bestaan. Dit komt doordat niet alleen de buienwolken op zich vaak al indrukwekkend kunnen zijn, maar buien gaan ook vaak gepaard met heftige weersverschijnselen. Denk hierbij niet alleen aan matige of zware neerslag in de vorm van regen of sneeuw, maar ook aan hagel, onweer en windstoten. Soms komen nabij buien ook windhozen of zelfs tornado's voor. In dit artikel zullen we enkele geheimen van buien onthullen.

Voor het ontstaan van buien moet de atmosfeer ter plekke aan bepaalde voorwaarden voldoen. Belangrijke factoren zijn onstabiliteit en voldoende waterdamp. Een onstabiele atmosfeer vertoont een aanzienlijk temperatuurverschil met toenemende hoogte. Wanneer lucht onverzadigd is, koelt deze bij opstijging met 1 graad per 100 meter af. Dit staat bekend als droogadiabatische afkoeling.

Bij een adiabatisch proces vindt geen energie-uitwisseling met de omgeving plaats. Gewoonlijk koelt lucht gemiddeld met 0,6 graden per 100 meter bij stijging. Wanneer waterdamp in de lucht condenseert, spreken we van vochtige lucht en zal de temperatuurafname tussen 0,3 en 0,5 graden per 100 meter zijn door de vrijgekomen warmte tijdens condensatie. Een verval tussen 0,6 en 0,9 graden wordt voorwaardelijk onstabiel genoemd en is ideaal voor buienvorming.

In stabiele lucht daalt de temperatuur minder snel, terwijl bij temperatuurstijging sprake is van stabiele lucht. Voor de vorming van buien is een voorwaardelijk onstabiele atmosfeer dus cruciaal. Dit verklaart mede de intensiteit en onvoorspelbaarheid van buien.

Wanneer onverzadigde lucht opstijgt, koelt deze af maar blijft warmer dan de omgeving als het hoger stijgt, vergelijkbaar met een heteluchtballon. Als de lucht in de ballon warmer blijft dan de omringende lucht, zal de ballon hoogte winnen. Naarmate de lucht stijgt, koelt deze af maar behoudt dezelfde hoeveelheid vocht. Echter, koudere lucht kan minder vocht vasthouden dan warmere lucht. Daardoor bereikt de opstijgende lucht op een gegeven moment de maximale hoeveelheid waterdamp en wordt verzadigd, met een relatieve vochtigheid van 100%. Op dat moment ontstaan de bekende stapelwolken, ook wel cumulus (meervoud: cumuli) genoemd. De vorming van cumulus vindt vaak plaats op een scherp afgebakend niveau, waardoor de onderkant van zo'n wolk meestal vlak is. Door het opstijgen krijgt de wolk zijn kenmerkende bloemkoolvorm. Een cumuluswolk kan zich verder ontwikkelen tot een buienwolk (cumulonimbus).

Naast onstabiliteit is voldoende vocht in de lucht essentieel voor wolken- en buienvorming. In gebieden met zeer droge lucht direct boven de aarde kan wolkenvorming pas op grote hoogte plaatsvinden en kunnen buien zelfs uitblijven. Dit fenomeen is bijvoorbeeld te zien boven woestijngebieden, waar de lucht extreem droog is, maar waar een aanzienlijk temperatuurverschil tussen de grond en hogere luchtlagen bestaat. Kortom, naast atmosferische onstabiliteit is een adequate vochtigheid in de lucht cruciaal voor de vorming van wolken en buien.

Vaak is de atmosfeer slechts tot een bepaalde hoogte instabiel, meestal tot ongeveer 5 km hoogte. Buien zullen dan niet zo hoog komen. Zelfs in de winter kunnen er behoorlijke buien ontstaan, met hagel en onweer met toppen tot 15.000 tot 20.000 voet.

Een stevige bui kondigt zich snel aan, neerslagstrepen verraden hagel.

We kunnen berekenen op welke hoogte wolken zullen vormen door naar de temperatuur en dauwpuntstemperatuur te kijken. Als lucht opstijgt als gevolg van temperatuurverschillen, noemen we dit convectie. Tijdens het opstijgen blijft de hoeveelheid vocht in een luchtdeeltje constant. Het deeltje lucht zet echter uit doordat de luchtdruk hoger is op grotere hoogte in de atmosfeer. Hierdoor neemt de dampdruk en het dauwpunt af. Theoretisch kunnen we afleiden dat het dauwpunt van een stijgend luchtdeeltje met 0,2 graden per 100 meter afneemt. De temperatuur en dauwpunt naderen elkaar elke 125 meter met een graad. Bij een temperatuur van 8 graden en een dauwpunt van 3 graden zal de lucht op 625 meter hoogte verzadigd raken en begint de vorming van convectieve cumuluswolken. Op 625 meter vindt de vorming van cumuluswolken plaats. De formule is: (T-Td) * 125 (in meters) of T-Td * 400 (in voet).

Bij condensatie van waterdamp in de lucht komt warmte vrij. Hierdoor koelt de lucht tijdens het opstijgen minder snel af dan bij een droog-adiabatisch proces. Verzadigde lucht ondergaat een nat-adiabatisch proces; de temperatuurdaling is dan 0,3 tot 0,5 graden per 100 meter. Zolang de bovenkant van de wolk warmer blijft dan de omringende lucht, zal de wolk blijven groeien. Het verloop van temperatuur en dauwpunt in de lucht boven een bepaalde plaats kan worden waargenomen in een temp-diagram. Hieruit kunnen we luchtvochtigheid en inversies afleiden. Ook vinden we informatie over de hoogte van de tropopauze en windgegevens. Als een bepaald niveau een inversie of een andere stabiele luchtlaag bereikt, stopt de wolkgroei. De top van de wolk zal zich dan verspreiden en bij grote buienwolken zie je vaak een aambeeldvorming. Wanneer de atmosfeer stabiliseert, zoals bij de ontwikkeling van een hogedrukgebied of hoge luchtdrukrug, vormen zich slechts schapen- of cumuluswolken die op een gegeven moment afvlakken en zelfs lensvormig worden. Als cumuluswolken snel de hoogte in schieten, is de kans op buienvorming groot. Dit wordt aangeduid als "torende cumulus" of cumulus congestus in weerberichten. De bovenstaande afbeelding toont een kleine bui gezien vanuit een trein.

Wanneer wordt het nu een bui?

Een flinke cumuluswolk op zich zal, ondanks de als gevolg van schaduwwerking soms indrukwekkend donkere kleur, geen neerslag produceren. Dit gebeurt pas zodra de top van de wolk een zekere temperatuur heeft bereikt, dus voldoende is door gestegen. Zodra de wolk geheel of gedeeltelijk tot onder het vriespunt is afgekoeld, zal er nog maar weinig neerslagvorming kunnen optreden. De wolk is dan in de top onderkoeld. Is de temperatuur gedaald tot circa -12 graden, dan begint zich meestal het eerste ijs te vormen. We noemen dit het ijskiemniveau. Het is niet zo dat er neerslag ontstaat door samenvoeging van zeer kleine wolkendruppeltjes. Bevat de wolk ijs, dan zal het neerslagproces makkelijker op gang komen door het feit dat tussen ijs en onderkoeld water een wezenlijk verschil in dampdruk heerst. Ook industrievuil in de wolk kan de neerslagvorming bevorderen, als gevolg van wateraantrekkende (hygroscopsische) eigenschappen.

Het Wegener-Bergeron proces

De twee meteorologen die het Wegener-Bergeron proces hebben ontwikkeld, hebben de neerslagtheorie gevormd. Neerslag ontstaat voornamelijk in gemengde wolken die uit ijs en (onderkoeld) water bestaan, terwijl ijs- en waterwolken afzonderlijk weinig neerslag produceren. De temperatuur in de gemengde zone ligt vaak tussen de -10 en -20 graden. Beneden circa -23 graden bestaan er meestal alleen ijskristallen in de wolk. Dit fenomeen is gebaseerd op het feit dat de maximale dampdruk boven onderkoeld water groter is dan die boven ijs, wat leidt tot waterdamptransport van druppels naar ijskristallen. Dit zorgt ervoor dat de ijskristallen aangroeien. Bij -13 graden is het verschil in dampdruk maximaal, waardoor het Wegener-Bergeron proces het snelst verloopt.

Naarmate de ijskristallen groter worden, zullen ze onderkoelde druppels vastleggen en snel groeien tijdens hun weg naar beneden. Het gewicht neemt toe, waardoor samengeklonterde ijs- en waterelementen (sneeuw) langzaam gaan vallen. Een onschuldige cumuluswolk kan binnen een kwartier veranderen in een flinke bui zodra de top bevriest. Dit is te zien aan de vezelachtige structuur van de wolkentop, die zich snel kan ontwikkelen tot een aambeeld.

Als de elementen zwaar genoeg zijn, zal de neerslag vallen, wat kan resulteren in grote regendruppels, hagel en soms zelfs in korrelhagel en (korrel)sneeuw tussen oktober en mei. Het type neerslag is afhankelijk van de hoogte van het vorstniveau, dat tijdens een bui kan dalen tot 500 tot 1000 voet (150-300 meter). Wanneer het 0 gradenniveau 1000 voet of lager is, valt er meestal sneeuw. Als het 0 gradenniveau voor en na de bui tussen 1500 en 2000 voet ligt, is er een reële kans op smeltende sneeuw.

Hagel en turbulentie

Tijdens de zomermaanden kunnen buienwolken soms een krachtige stijgstroom genereren, waardoor de wolk snel verticaal groeit. Deze onregelmatige stijgstroom kan turbulentie veroorzaken in de buienwolk. Neerslagelementen worden als het ware door de wolk heen geslingerd, vallen neer, worden vervolgens weer omhoog gebracht in een andere stijgstroom, worden zwaarder, vallen opnieuw en kunnen zo steeds groter worden. Dit proces leidt tot de vorming van hagel, waarbij in zomerse onweersbuien zelfs grote hagelstenen kunnen ontstaan. Soms kan zich ook onweer voordoen.

Wanneer de hagelstenen te zwaar worden om nog omhoog gebracht te worden, vallen ze naar beneden. Tijdens hun val smelten ze deels, wat leidt tot sterke afkoeling van de omringende lucht, mede door de vallende regen en/of smeltende sneeuw. Aan de voorzijde van de bui, waar sterk stijgende luchtbewegingen plaatsvinden en de luchtdruk aan de grond daalt, kan de koude lucht samen met de neerslag met kracht het aardoppervlak bereiken. Dit resulteert in zeer zware windstoten tijdens het passeren van de bui.

Vlakbij een bui kan men soms al een kille wind voelen door de "outflow" van koude lucht. Een zomerse onweersbui kan binnen enkele minuten de temperatuur met wel 10 graden doen dalen. De nadering van regen is te herkennen aan een loodgrijze, egale lucht, terwijl er boven de waarnemer vaak onrustige, kolkende luchtbewegingen te zien zijn, soms resulterend in mammatus- of buidelwolken bij zware buien.

Neerslaghoeveelheid en intensiteit

De neerslag uit buien is gewoonlijk slechts van korte duur en wisselend van intensiteit. Bij gelijkmatige neerslag spreekt men niet van buien. De intensiteit kan enorm hoog zijn. In Nederland zijn gedurende enkele minuten neerslagintensiteiten van 4 mm/minuut gemeten, terwijl tijdens zomerse onweersbuien een intensiteit van 1,5 tot 2,5 mm per minuut gedurende vijf tot 10 minuten niet uitzonderlijk is. De zomerse buien kunnen in Nederland reiken tot circa 12 km, de hoogte van de tropopauze boven ons land. Soms steken ze er wat doorheen, zodat in uitzonderlijke gevallen wel buientoppen tot 14 km zijn gemeten. Deze wolkentorens kunnen enorme neerslaghoeveelheden produceren, waarbij soms meer dan 100 mm water naar beneden kan komen en hagelstenen tot vier of vijf centimeter. Begin juni 1998 werden op de noordwestelijke Veluwe (in de omgeving van ’t Harde en Nunspeet) hagelstenen tot 8,9 cm in doorsnede waargenomen.
Vaak houdt de regen tijdens buien even plotseling op als ze begon, al zal veel buienneerslag vrij geleidelijk in intensiteit afnemen. Vaak gaat dan ook al snel weer de zon schijnen. Heel af en toe is de begrenzing van de neerslag zo scherp dat deze precies over een straat loopt. Ook kan het op een plek droog blijven, terwijl het een paar kilometer verderop pijpenstelen regent en er tientallen millimeters neerslag kan neerkomen.

Uitstervende buien

Zo kunnen buien zich ontwikkelen, zo sterven buien ook uit. Dit gebeurt, zodra niet meer aan de voorwaarden wordt voldaan voor ontwikkeling van buien, met name wanneer de voedingsstroom van warme opstijgende lucht stagneert. Dit is het geval wanneer als gevolg van de dagelijkse gang de temperatuur ’s avonds aan het aardoppervlak daalt. Vlak boven de grond vormt zich dan een grondinversie, een laagje stabiele lucht. Aan zee koelt het in de winter minder snel af dan in het binnenland, zodat de buienactiviteit in het binnenland verdwijnt, terwijl deze aan zee gewoon doorgaat. Bekend zijn de soms tamelijk actieve onweersbuien aan zee, die soms tot ver in het binnenland met hun weerlicht zichtbaar zijn. Op de foto links zien we een laatste bui van de dag, die wegtrekt en al snel zal zijn verdwenen. Het zal opklaren. Let op de felblauwe kleur van de hemel.

In het voorjaar zien we juist dat buien vooral boven het binnenland ontstaan. Boven het nog koude zeewater is de lucht koud, die echter dankzij de al krachtiger wordende zonnestralingboven het aardoppervlak wordt aangewarmd. Aldus kan de lucht ontstabiel worden, waardoor de buienvorming op gang kan komen.
Maar ook kan de bovenlucht stabiliseren, doordat er in de hogere luchtlagen warmere lucht wordt geadvecteerd( toestroomt). Dit zien we bijvoorbeeld bij de nadering van het warmtefront van een depressie, waarvan de frontale zone op grote hoogte ver vooruit loopt op het front aan het aardoppervlak. Een buiig weertype zal, met het binnenkomen van de hogere en middelbare bewolking van het warmtefront, overgaan in een tijdelijk droog en bewolkt weertype. Soms kan de onderkoelde en/of deels verijsde top van een flinke cumuluswolk in contact komen met het ijs van de opdringende hogere warmtefrontbewolking. In bepaalde gevallen kan de wolk dan toch nog neerslag gaan brengen. We noemen dit verschijnsel inzaaiing, omdat er op deze wijze ijs in de onderkoelde wolk wordt “gezaaid”.

Winterse buien

Deze buien spreken vaak vooral weeramateurs tot de verbeelding, omdat ze soms garant zijn voor een pak sneeuw. Verkeersdeelnemers zijn er vaak minder blij mee, omdat ze plotselinge gladheid kunnen veroorzaken. Winterse buien zijn buien, die naast regen, ook (korrel)hagel en sneeuw kunnen brengen. Vaak valt er tijdens zo’n winterse bui een combinatie van deze neerslagvormen. Hagelstenen zijn vaak kleiner dan 0,5 cm. Boven deze maat spreken we van hagel, daar beneden van korrelhagel. De buitenkant bestaat uit ijs. Ook zien we wel korrelsneeuw, zachte bolletjes, die we wat zien opspringen. Deze laatste neerslagvorm valt bij temperaturen rond het vriespunt. Omdat de temperatuur in de zomer tijdens een bui vaak sterk daalt, heerst de misvatting dat een winterse bui, die bij aanvang regen brengt, wellicht spoedigr een pak sneeuw zal afleveren. De werkelijkheid is echter anders ….Vlak voordat de bui de waarnemer bereikt heeft, is de lucht gewoonlijk relatief droog en heeft een temperatuur van pakweg 5 graden. De natteboltemperatuur van deze lucht is dan vaak rond of net beneden het vriespunt. Dit is belangrijk,want dat betekent niet anders dan dat de vallende neerslag niet of nauwelijks smelt. Het zal in dit geval dan ook gaan sneeuwen of hagelen. Niettemin veroorzaakt de vallende neerslag in de bui een stijging van de natteboltemperatuur, die al snel boven nul zal uit komen. Helaas voor de sneeuwliefhebbers: De sneeuw gaat al spoedig over in regen en de veelbelovende sneeuwbui gaat over in een oer-Hollandse regenbui. Als de neerslagintensiteit groot genoeg blijft kan de neerslag wel weer (deels) overgaan in (natte) sneeuw.
Sneeuwvlokken kunnen we zien als de temperatuur tijdens buiig weer hooguit 6 graden is. Korrelhagel zien we als de temperatuur hooguit 10 tot 13 graden is. In het voorjaar, als er met noordenwinden zeer droge arctische lucht over ons land uit stroomt, kan het wel sneeuwen bij 8 graden maar deze smelt op de ondergrond al snel weg. Dit soort buien trekken vaak snel over en produceren vaak maar weinig neerslag. Winterse buien met sneeuw komen in ons land voor vanaf half oktober tot soms begin mei. Sneeuw, die (even) blijft liggen valt meestal tussen november en half april.
De sneeuw, die uit winterse buien valt, bestaat vaak uit grote vlokken, omdat ze gewoonlijk bij temperaturen van boven nul valt. De sneeuw bestaat voor een deel uit water, zodat men dan eigenlijk spreekt van natte sneeuw, of zoals de Belgen eigenlijk beter verwoorden: smeltende sneeuw.

Foto: Soms zijn er zoveel buien, dat ze de neiging vormen om zich samen te voegen, of te clusteren. Het kan dan soms urenlang regenen of sneeuwen. Maar soms levert dat ook mooie “doorkijkjes” op.

Polar flow

Dit verschijnsel zien we in Nederland soms ook. Het is een lagedrukgebied, afkomstig van hoge breedten. Vaak ontstaan ze langs de Noorse kust. Het lagedrukgebied bevat geen fronten.Met dit systeem hangen vaak zeer felle (sneeuw)buien samen, die soms tientallen centimeters sneeuw kunnen afleveren. In bijna elke winter komt er wel eentje in ons land voor, al levert dat niet altijd een dik pak sneeuw op. Soms komt het ook tot onweer, al beperkt zich dat tijdens winterse buien vaak tot een of enkele donderslagen. Tegenwoordig pikken we dankzij de moderne computers en weersatellieten deze systemen vroeg genoeg op , voorheen werden we door deze Polar Lows soms onaangenaam verrast als op de Waddeneilanden de eerst onverwachte sneeuwbuien vielen.

Stormen

De laatste jaren lijkt Europa iets vaker geplaagd te worden door stormen dan de jaren daarvoor. Toch is dat na uitvoerig onderzoek door de Klimatologische Dienst van het KMI niet zo gebleken. Ook zijn de stormen niet direct zwaarder geworden; de zwaarste storm in België waaide namelijk al meer dan 55 jaar geleden.

Wat is officieel een 'storm'?

Storm is wanneer de gemiddelde windsnelheid over een periode van 10 minuten minimaal 75 km/uur bereikt. Deze snelheid komt overeen met 20,8 m/s of 41 knopen. Dit is tevens de ondergrens van windkracht 9 op de schaal van Beaufort. Een zware storm (windkracht 10) begint bij een snelheid van 90 km/uur, een zeer zware storm – een windkracht 11 – bij 103 km/uur en windkracht 12 (orkaan) bij 117 km/uur of hoger. Belangrijk is dus dat men altijd uitgaat van een gemiddelde windsnelheid over 10 minuten. Vroeger bepaalde de waarnemer dat zelf door denkbeeldig de windregistratie te middelen, tegenwoordig berekent de computer nauwkeurig de gemiddelde snelheid. Een windstoot van 75 km/uur is dus nog géén storm! Een windstoot is een kortdurende momentopname en daarom niet representatief als bepalende factor.

Hoe ontstaat een storm?

Vanaf september nemen op het Noordelijk Halfrond de temperatuursverschillen tussen de tropen en noordpool toe. In de periode oktober t/m maart zijn deze verschillen het grootst. Dit openbaart zich door actieve depressies die door toestroming van warme en koude luchtsoorten op de Atlantische Oceaan gevormd worden. De warmere lucht wordt door de koude lucht opgetild In de nabijheid van een krachtige straalstroom (een medegevolg van de temperatuursverschillen) wordt op 7 tot 10 km hoogte de lucht a.h.w. weggezogen en dat bevordert het uitstromen van lucht bovenin de atmosfeer. Onderin wordt de lucht aangezogen om het tekort aan te vullen. Zolang de uitstroom bovenin groter is dan de instroom aan het aardoppervlak, diept de depressie uit, d.w.z. de luchtdruk daalt in het centrum. Zolang dit proces doorgaat worden ook de luchtdrukverschillen over een horizontale afstand steeds groter. Dit resulteert in een toename van de wind. Uiteindelijk leidt dit tot hoge gemiddelde windsnelheden die windkracht 9 of hoger kunnen bereiken. Dan hebben we dus een storm of wellicht zwaarder dan dit. Hoe zwaar de storm wordt is dus niet zozeer afhankelijk van de luchtdruk in de kern van de depressie, maar veel meer van de grootte van de luchtdrukverschillen rond de kern. Op de weerkaart (zie analyse onder) kunnen we dat zien aan de hand van de isobaren, de lijnen die punten met een gelijke luchtdruk verbinden. Hoe dichter deze lijnen op elkaar staan, hoe sneller de luchtdruk op een bepaalde horizontale afstand afneemt ofwel hoe groter de luchtdrukverschillen zijn.

Begin november 2000 zagen we een diepe depressie waarvan de kern dichtbij Nederland op de weerkaart lag. Dit leidde niet tot een storm aangezien de luchtdrukverschillen aan de west- en zuidzijde pas op grotere afstand van de depressie hoger waren. Daar was – o.a. in Frankrijk, Golf van Biskaje en in het noorden van Spanje – wel sprake van een storm tot zware storm. Dat is op zich vrij normaal. Het gebied met de grootste luchtdrukverschillen en de krachtigste wind ligt meestal ten zuidwesten of westen van de stormdepressie, vaak op ongeveer 100 tot 200 km van de kern vandaan en strekt het windveld zich uit tot ongeveer 600 á 700 km van de kern. Dat kan nogal eens variëren.

Wanneer kun je in Nederland een storm verwachten?

Storm ontstaat in Nederland meestal bij actieve – niet per definitie altijd diepe – depressies die vanuit Engeland over de Noordzee richting Scandinavië koersen. Vaak zien we dit gebeuren wanneer het stormlaag met de kern over het midden van de Noordzee trekt zodat het windveld Nederland bedekken kan. Afhankelijk waar de grootste luchtdrukverschillen zitten kan dat óf in het noorden óf inhet midden en zelfs in Limburg tot een storm leiden. Meestal waait de storm dan uit west of zuidwestelijke richting maar ook uit het noordwesten wanneer de wind over de vlakke Noordzee een lange afstand zonder grote invloed van wrijving kan afleggen, kan de storm flink uitpakken. Trekt de kern van de depressie juist ten zuiden van ons land langs dan passeert het windveld ook ten zuiden en blijft de west- of zuidwesterstorm in Nederland uit. Wijzigt op het laatste moment de koers van de depressie dan kan de storm ons land of een gedeelte daarvan op het laatste moment missen. Zulke veranderingen dienen door de meteoroloog zoveel mogelijk op tijd worden ingeschat zodat voorkomen kan worden om ten onrechte voor storm te gaan waarschuwen. De gerenommeerde weerbureaus volgen de ontwikkelingen op de voet en passen de weersverwachtingen aan als daar aanleiding toe is. Het KNMI heeft – zoals is afgesproken – het laatste woord.
Een stormwaarschuwing wordt dus alleen door het KMI afgeroepen (zie onderaan verder).

In het voorjaar en de zomer kunnen we in Nederland een heuse maar meestal kortdurende storm verwachten wanneer kleine depressies via het Kanaal langs onze kust of over ons land trekken en zich daarbij snel ontwikkelen tot een zogenaamde Kanaalrat.

De zwaarste stormen bij ons

Zoals gezegd kunnen stormen vooral in de periode oktober tot en met april opsteken en wordt er meestal in een smalle kuststrook en op de Waddeneilanden windkracht 9 gemeten, soms zelfs korte tijd windkracht 10. Meestal is windkracht 10 (de zware storm) van korte duur. Een zeer zware storm of een orkaan komt vrij weinig voor en beperkt zich meestal tot boven de open Noordzee of Atlantische Oceaan. De hoogste gemiddelde windsnelheid tijdens een storm werd gemeten op 7 september 1944 in Vlissingen waar een maximaal uurgemiddelde van 122 km/uur (34 m/s of 66 knopen) werd bereikt wat de windmeter kostte; dit komt overeen met een windkracht 12. Maximaal haalde de wind naar schatting uit tot 175 km/uur (48.6 m/s of 94 knopen).

De buiencluster vormt zich dan tot een tropische depressie, deze depressie onderscheid zich van een gewone depressie doordat deze geen duidelijk waarneembaar warmte en koufront heeft. Wanneer de depressie zich zover heeft gevormd dat er windkracht 7 gemeten wordt, wordt er gesproken van een tropische storm. Als alle factoren gunstig genoeg zijn dan kan deze storm uitgroeien tot een orkaan. De windkracht bereikt dan windkracht 12, er ontstaat een oog in het centrum van de orkaan en de neerslag gebieden rond het oog zijn dan zeer intensief. In het oog van de orkaan is het windstil en doet het bijna vredig aan. De trekrichting van orkanen op het noordelijk halfrond is over het algemeen noordwest tot west.Orkanen die het Caribische gebied en de VS bereiken zijn meestal afkomstig uit Afrika, ze worden met de noordoostpassaat over de Atlantische oceaan gevoerd. In het Caribische gebied en in het zuiden en zuidoosten van de VS kunnen orkanen zeer grote schade tot gevolg hebben.

Wat ook goed herkenbaar is, is de stroming tegen de wijzers

van de klok in om de cycloon heen. Van linksboven op de foto draait a.h.w. de wolken linksom en spiraalsgewijs naar het centrum toe. Direct rond het oog (het meest zwarte vlekje) is een iets minder donker gedeelte erom heen waar te nemen. Dat is de schaduw die wordt geprojecteerd op de binnenkant van de 12-15 km hoge wolkenmuur. Die wolkenmuur (‘circular exhaust cloud’) bestaat uit hoog reikende aaneengeregen buienwolken (cumulonimbi) waar doorgaans de zwaarste neerslag en de sterkste windsnelheden voorkomen. Met name het noordoostelijke kwadrant 10 tot 50 mijlen van het oog vandaan is het gevaarlijkste gebied van een tropische cycloon. De noordoostelijke kwadrant is, gezien in de trekrichting van de cycloon, het rechterboven gedeelte. Op het voorbeeld van de foto is dat het gedeelte direct boven het oog. Hier stijgt de vochtige en warme lucht met 50 tot 100 km per uur op.

Aan de toppen vindt dan een horizontale uitstroming plaats van uit ijsdeeltjes bestaande wolken, de zgn. sluier- of cirruswolken die ver tot buiten de eigenlijke cycloon kunnen uitspreiden. Ook stroomt er lucht terug naar beneden, het oog in. Deze lucht wordt gaandeweg warmer en veroorzaakt het vrijwel geheel oplossen van wolken binnenin het centrum. De vorstgrens in het oog ligt dan ook een stuk hoger dan net rond het oog (zie doorsnede).

Zoals reeds opgemerkt komen de grootste windsnelheden vlak rond het oog voor in een zone die varieert tussen de 10 en 100 km rond het middelpunt van het oog. De diameter van het oog dat vaak niet geheel rond is maar meer elliptisch van vorm is, is van 20 tot 30 km breed. De lange as van de ellipsvorm ligt in de bewegingsrichting van het oog. Precies in het centrum is de windsnelheid vrij laag en bedraagt de windkracht 3 of 4 (matig), soms zelfs nog iets minder.

Tornado's in onze contreien

Ook in onze gebieden komen er elk jaar wel meldingen binnen van windhozen. Het komt echter niet vaak voor dat deze hozen veel schade veroorzaken. Toch zijn er in de afgelopen eeuw enkele hozen geweest die zich kunnen meten met de Amerikaanse tornado’s.