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.

Wat is lucht nu precies?

In de troposfeer bevindt zich lucht, een mengsel van een serie gassen waarvan de belangrijkste zijn: stikstof (78%) zuurstof (21%). Verder bevindt zich hierin een vrij klein aandeel aan edelgassen waaronder argon en krypton. Naast de door verschillende processen vrijkomende sporengassen is ook koolstofdioxide (CO2) niet meer weg te denken uit onze huidige maatschappij. CO2 is het gas dat verantwoordelijk is voor het broeikaseffect. Het belangrijkste bestanddeel voor het weer heb ik nog niet genoemd: water. Het komt voor in verschillende fasen: vloeibaar (water), vast (ijs) maar ook als gas (waterdamp). Laten we even bij de gasvorm blijven. De naam waterdamp is eigenlijk verkeerd gekozen aangezien damp per definitie een nevelvormige en zichtbare waas is. Waterdamp is een kleurloos, reukloos en onzichtbaar gas. Overal waar u vertoeft is er in meerdere of mindere mate waterdamp in de lucht aanwezig. Denkt u maar eens aan de bakjes aan de verwarming. Na geruime tijd zijn de bakjes leeg. Het water is dan verdampt en overgegaan in het onzichtbare waterdamp. De meeste waterdamp komt in de onderste 6 tot 7 km van de troposfeer voor. Gemiddeld genomen neemt alle op aarde aanwezige waterdamp voor ongeveer 0,25 % van het totale gewicht van de dampkring in. Zou alle waterdamp in water overgaan (dat noemen we condenseren) dan zou over de gehele aarde een laagje van 2 cm water komen te staan.

Lucht heeft altijd een temperatuur en bevat een bepaalde hoeveelheid waterdamp die altijd aan veranderingen onderhevig zijn. In warmere lucht bewegen de luchtmoleculen sneller door elkaar en veroorzaken meer botsingen dan in een koudere luchtmassa gebeurt. De moleculen nemen in warme lucht derhalve ook meer ruimte in. Dat komt tot uiting in de soortelijke massa of dichtheid. Warmere lucht is namelijk ook lichter dan koudere lucht. Hoe warmer de lucht hoe lichter, hoe kouder de lucht hoe zwaarder de lucht. Per m3 kan men ook zeggen dat in warme lucht minder moleculen zitten. In een warmere luchtmassa zullen er ook meer waterdampmoleculen terechtkomen aangezien bij een hogere temperatuur de verdamping per tijdseenheid sneller verloopt dan bij een koudere luchtmassa. Kort samengevat en simpel vertaald: warme lucht kan meer waterdamp bevatten dan koude lucht.

Relatieve vochtigheid en dampdruk

Nu is het zo dat iedere luchtsoort met een bepaalde temperatuur – beter gezegd: een bepaalde temperatuur van het bestanddeel water(damp) – een maximale hoeveelheid van die waterdamp aankan. Dus hoe warmer de lucht hoe groter ook die maximale hoeveelheid zal zijn.Wordt deze maximale hoeveelheid overschreden, dan zal de lucht oververzadigd raken. Er treedt dan een verstoring in het evenwicht op: er zal dan per tijdseenheid meer condenseren dan verdampen. Hoe komen we in de meteorologie nu aan de term relatieve vochtigheid?

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

Onze aarde wordt omgeven door een gasvormig omhulsel die dampkring wordt genoemd. De dikte van deze dampkring of atmosfeer varieert maar bedraagt omstreeks 800 km. Daarboven gaat men geleidelijk over in de interplanetaire ruimte. In deze dampkring of atmosfeer vinden we een mengsel van verscheidene gassen die naar gelang de hoogte in verschillende concentraties voorkomen. Deze mengsels van gassen wordt binnen de dampkring gehouden dankzij de aantrekkingskracht van de aarde, een onmisbare kracht waar we niet buiten kunnen aangezien in dat geval leven door het ontbreken van zuurstof en stikstof niet mogelijk was geweest. Hoe dichter men bij het aardoppervlak komt, hoe groter deze schijnbare magnetische kracht is.

Wat is luchtdruk nu precies?

Dankzij de aantrekkingskracht worden de meeste gasmoleculen en die het zwaarste zijn, het dichtst bij de aarde gehouden. De helft van alle moleculen binnen de dampkring vinden we ongeveer in de onderste luchtlaag van 5,5 km dik. De overige helft van de moleculen bevinden zich dus in de veel dikkere laag erboven. Hoe verder we van de aarde af bewegen, hoe minder moleculen we per m3 zullen vinden. Dat merken we zelf al als we de bergen intrekken. Als we vrij hoog zitten, weten we dat de lucht ijler (dunner) wordt. De hoeveelheid zuurstof neemt tegelijkertijd af zodat we meer moeite moeten doen om de gewenste hoeveelheid zuurstof te kunnen inademen.

Lucht is het mengsel van gassen welke we vooral in de troposfeer tegenkomen, de onderste laag van de dampkring van 12-16 km dik alwaar het weer zich afspeelt en waar zich ruim 90% van onze lucht bevindt. De deeltjes die zich onderin deze laag bevinden, botsen regelmatig tegen het aardoppervlak. Gezamenlijk oefenen ze een kracht uit die we per m2 kunnen berekenen. De kracht die we in Newton per m2 uitdrukken is afhankelijk van de hoeveelheid luchtmoleculen wat weer het aantal botsingen zal bepalen. Het aantal moleculen hangt weer af van de hoogte en de temperatuur. Anders gezegd: is de lucht warmer dan zullen er minder luchtmoleculen in één m3 bevinden en oefenen ze totaal minder kracht uit op een vlak van 1 m2. Dat klopt ook. Warmere lucht is lichter dan koudere lucht zodat ook de luchtdruk i.h.a. in een warmere luchtlaag lager is dan in een koudere luchtlaag.

De luchtdruk wordt binnen de meteorologie in Hectopascal uitgedrukt, voorheen was de eenheid millibar of millimeter kwikdruk. Evangelista Toricelli ontwierp in 1673 de buis van Toricelli en ondekte dat de lengte van de kwikkolom in de glazen buis per dag verschilde. Deze buis was 1 meter lang en had een oppervlakte van 1 cm2.

Binnen de meteorologie rekenen we liever niet met Pascal, de officiële eenheid voor druk, maar met de Hectopascal (hPa) hetgeen overeenkomt met de vertrouwde millibar. Een druk van 1332,8 Pascal komt dan overeen met 13,33 hPa (afgerond).
Een drukstijging van 13,33 hPa zal dus in de buis het kwik met 1 cm laten stijgen.

Op deze wijze kan men ook uitrekenen dat een kubus van 1 m3 lucht met een dichtheid van 1,2 kg/m3 een kracht van 11,8 Newton op een oppervlakte van 1 m2 uitoefent. Echter neemt het aantal moleculen lucht per m3 met de hoogte af zodat dus ook de dichtheid van lucht met de hoogte afneemt en ook nog eens van de temperatuur afhangt.

Gemiddeld oefent de totale luchtkolom vanaf de rand van de dampkring op ons aardoppervlak een kracht van 101.300 Newton per m2 uit, wat overeen komt met de massa van 10.336,7 kg (een flinke 10-tonner vrachtauto dus).

Hoogte, luchtdruk, luchtdichtheid en temperatuur(volgens ICAO Standaard Atmosfeer)

Luchtdruk meten

De luchtdruk wordt gemeten met een barometer. Baro is Latijn voor druk. Behalve de reeds besprokenbuis van Toricelli, de eigenlijke kwikbarometer, kan de luchtdruk ook met een aneroïde barometer en eendigitale quartz barometerworden gemeten. Met de laatste soort wordt tegenwoordig op de modern toegeruste weerstations gemeten. Dit principe werkt met een kristalbandje die in verbinding staat met een balg die weer in indirect contact met de buitenlucht staat. Gemeten wordt de frequentie die voortkomt uit de kracht die op het kristalbandje staat en een functie is van de heersende luchtdruk.

Deaneroïde barometerwerkt d.m.v. het doosje van Vidi. Het doosje is nagenoeg luchtledig en wordt bij een hogere luchtdruk meer samengedrukt. De mate van samendrukking van dit doosje wordt overgebracht op een wijzer. Ook de oudere barograaf werkte dikwijls op dezelfde manier.

Hoe gebruiken we luchtdruk?

De luchtdruk is van groot belang voor de weerkundige. Alle beschikbare metingen geven op deze wijze een goed beeld van de algemeen heersende drukverdeling op aarde. De meteoroloog kan zo de verschillende druksystemen (hoge- en lagedrukgebieden) onderscheiden. De ligging van deze systemen geven inzicht op de heersende en te verwachten windrichting.
De onderlinge luchtdrukverschillen over een bepaalde afstand zijn weer een maat voor de windsnelheid.

Ook voor de luchtvaart is de luchtdruk belangrijk. Piloten stellen op een bepaalde hoogte boven het vliegveld de hoogtemeters aan de hand van de heersende luchtdruk in (de QNH). Boven de zogenaamdetransition levelmoet op deQNE of SAS(Standaard Altimeter Setting) van 1013,25 hPa zijn overgegaan. In Nederland ligt dit level meestal op 4000 of 4500 voet (1219 of 1372 m).

Deze waarde van 1013,25 hPa geeft de druk op gemiddeld zeeniveau aan zoals deze volgens deICAO standaardatmosfeer(ISA) is bepaald. Deze standaardatmosfeer geeft voor elke hoogte tot 32 km een vaste waarde voor de luchtdruk (zie tabel boven). Er wordt dan geen rekening gehouden met de werkelijke temperatuur van de luchtlagen. Aangezien elk vliegtuig op deze standaardatmosfeer vliegt, zijn de afwijkingen t.o.v. de werkelijke atmosfeer nagenoeg hetzelfde. In werkelijkheid vliegt een piloot bij een warmere atmosfeer hoger en bij een koudere atmosfeer lager dan zijn hoogtemeter aangeeft.

Conversie en eenheden van luchtdruk

1 mbar = 1hPa = 0,75 mm kwikdruk
1 hPa = 0,02953 inches kwikdruk (inches zijn vooral nog in Amerikaanse landen in gebruik)
1 inch =33,864 hPa

Buien

Buien behoren tot de meest indrukwekkende weersverschijnselen die er bestaan. Dit komt omdat niet alleen de buienwolken op zich vaak al indrukwekkend kunnen zijn, maar ook gaan buien niet zelden gepaard met heftige weersverschijnselen. We denken hierbij niet alleen aan matige of zware neerslag in de vorm van bijv. 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 blootleggen.

Voor het ontstaan van buien moet de atmosfeer ter plekke aan een aantal voorwaarden voldoen. De belangrijkste zijn onstabiliteit en voldoende water(damp) dus vocht. Een onstabiele atmosfeer zal een flink temperatuurverval met het toenemen van de hoogte laten zien. Zolang lucht nog onverzadigd is zal bij het spontaan of gedwongen opstijgen van de (warmere) lucht deze met 1 graad per 100 meter afkoelen. We noemen dit in vakjargon droogadiabatisch afkoelen.

Bij een adiabtisch proces gaan we er vanuit dat er geen energie-uitwisseling met de omgeving plaatsvindt. Normaal gesproken wordt het per 100 meter stijging gemiddeld 0,6 graden kouder. Zodra de waterdamp in de lucht gaat condenseren, spreken we van natte of vochtige lucht en zal door de vrijgekomen warmte tijdens condensatie de afkoeling afgeremd worden en daalt de temperatuur tussen 0,3 en 0,5 graden per 100 meter. Daalt de temperatuur nog minder snel of stijgt deze zelfs, dan spreekt men van stabiele lucht. Is het verval tussen de 0,6 en 0.9 graden dan noemen we dit voorwaardelijk onstabiel. Dit laatste is ideaal voor de vorming van buien.

Deze onverzadigde lucht koelt af maar blijft – als het blijft stijgen – warmer dan de omgeving (vergelijk dat met een heteluchtballon: zolang de ballonvaarder zorgt dat de lucht in de ballon warmer blijft dan de omringende lucht, wint de ballon hoogte). De opstijgende lucht koelt af, maar de hoeveelheid vocht in het pakketje lucht neemt niet af. Echter, koudere lucht kan minder vocht kan bevatten dan warmere lucht. Zodoende bereikt het pakketje lucht op een gegeven moment haar maximale hoeveelheid waterdamp en raakt verzadigd (relatieve vochtigheid is dan 100%). Zodra dat het geval is, begint het ontstaan van de karakteristieke stapelwolken, die we wel cumulus (meervoud: cumuli) noemen. Het niveau waarop cumulus ontstaat is vaak scherp begrensd, vandaar dat de onderkant van een cumuluswolk veelal vlak is. Dankzij het opstijgen krijgt de wolk haar karakteristieke bloemkoolvorm. In een verder stadium kan zo’n cumuluswolk tot een buienwolk (cumulonimbus) uitgroeien.

We zijn er echter nog niet. Bevat de lucht vlak boven de aarde maar heel weinig vocht, dan zal het pas op zeer grote hoogte eventueel tot wolkenvorming komen en kan buienvorming zelfs achterwege blijven. We zien dit bijvoorbeeld boven woestijngebieden, waar de lucht gewoonlijk extreem droog is, maar er wel degelijk een groot verschil is tussen de temperatuur aan de grond en die in de hogere luchtlagen. Conclusie: we moeten naast onstabiliteit ook genoeg vocht in de lucht hebben.

Vaak is de lucht alleen tot zekere hoogte onstabiel, bijvoorbeeld tot een hoogte van rond de 5 km. Een bui zal dan ook niet erg hoog reiken. In de winterperiode kan dat evengoed nog flinke buien opleveren. Zelfs korrelhagel en onweer kan dan met wolkentoppen van 15.000 tot 20.000 voet optreden.

Al snel komt een forse bui opzetten, valstrepen verraden hagel.

We kunnen overigens uitrekenen op welke hoogte de wolkenvorming gaat plaatsvinden. Dit doen we met behulp van de temperatuur en de dauwpuntstemperatuur. Als lucht door verschil in temperatuur opstijgt, noemen we dit convectie. We zagen al dat de hoeveelheid vocht in een bepaald pakketje lucht tijdens het opstijgen gelijk blijft. Het pakketje lucht zet echter uit, omdat de luchtdruk hoger in de atmosfeer afneemt. De dampdruk, en ook het dauwpunt neemt af. Theoretisch is af te leiden dat de dauwpuntstemperatuur van een opstijgend pakketje lucht 0,2 graden per 100 meter afneemt. De temperatuur en het dauwpunt komen dus elke 125 meter stijging een graad dichter bij elkaar. Bij een temperatuur van 8 graden en een dauwpunt van 3 graden zal de lucht op 625 meter hoogte dus verzadigd raken en zal de vorming van convectieve cumulusbewolking op gang gaan komen. Op 625 meter ligt dus de basis van de cumulus. De formule luidt: (T-Td) * 125 (in meters) of T-Td * 400 (in voeten).

Bij condensatie van de waterdamp in de lucht komt zoals gezegd warmte vrij. Hierdoor zal de lucht tijdens het opstijgingsproces niet meer zo snel afkoelen, als dat ze droog-adiabatisch deed. Verzadigde lucht maakt een nat-adiabatisch proces door; de temperatuur daalt met 0,3 tot 0,5 graad per 100 meter. Zo lang de bovenkant van de wolk dus warmer blijft dan de omringende lucht zal de wolk blijven doorgroeien. Hoe ver dat proces doorgaat, kunnen we zien aan de zogenaamde toestandskromme, die we vinden in het zogeheten temp-diagram. In dit diagram zien we hoe het verloop van de temperatuur en het dauwpunt van de lucht boven een bepaalde plaats is, zodat hieruit de luchtvochtigheid maar ook eventuele inversies kunnen worden opgespoord. Verder zien we ook de hoogte van de tropopauze en ook gegevens over de wind terug. Zodra op een zeker niveau een inversie of een andere stabiele luchtlaag wordt bereikt, zal het groeien van de wolk stoppen. De top van de wolk zal zich dan gaan uitspreiden en bij grote buienwolken zien we dit vaak in de vorm van een aambeeld. Vaak komt het niet zo ver en zeker als de atmosfeer stabiliseert, zoals bijvoorbeeld tijdens de ontwikkeling van een hogedrukgebied of een rug van hoge luchtdruk, zien we slechts schapenwolken of cumuluswolken, die op gegeven moment afvlakken en zelfs lensvormig kunnen worden. Zien we de cumuluswolken echter in een hoog tempo optorenen, dan is de kans op vorming van buienwolken groot. We zien dit in weerberichten wel aangegeven worden met “towering cumulus”, of cumulus congestus. Op de foto hierboven zien we 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

Deze twee meteorologen hebben de neerslagtheorie ontwikkeld. IJswolken en waterwolken produceren afzonderlijk weinig neerslag. Neerslag ontstaat voornamelijk in zogeheten gemengde wolken, die uit ijs en (onderkoeld) water bestaan. De temperatuur van de gemengde zone ligt vaak tussen de -10 en -20 graden. Beneden de circa -23 graden zullen er in de wolk overigens meestal alleen maar ijskristallen voorkomen. Het proces berust op het feit dat de maximale dampdruk boven onderkoeld water groter is dan die boven ijs. Hierdoor zal een waterdamptransport plaatsvinden van de druppels naar ijskristallen, zodat deze laatste zullen aangroeien. Het verschil in dampdruk is maximaal bij een temperatuur van -13 graden, zodat bij die temperatuur het zogeheten Wegener-Bergeron proces het snelst gaat. De ijskristallen worden groter en zullen op hun weg naar beneden steeds meer onderkoelde druppels gaan invangen en steeds sneller groeien. Het gewicht wordt groter zodat ook de samengeklonterde ijs- en waterelementen (sneeuw) langzaam zullen gaan vallen. Dit kan enorm snel gaan. Een onschuldige cumuluswolk kan in een kwartier tijd tot een flinke bui zijn uitgegroeid, zodra de top is verijsd. We zien het aan de grond aan het feit dat de wolkentop een vezelstructuur gaat aannemen, die binnen korte tijd tot een aambeeld kan uitgroeien.
Wanneer de elementen zwaar genoeg zijn, zal de neerslag gaan vallen. Dat kan resulteren in grote regendruppels, soms ook in hagel en in de periode oktober – mei ook in korrelhagel en (korrel)sneeuw. Het type neerslag hangt af van de hoogte van het vorstniveau dat tijdens een bui 500 tot 1000 voet (150-300 meter) kan zakken. Met een 0 gradenniveau van 1000 voet of minder valt er meestal sneeuw. Ligt het 0 gradenniveau voor en na de bui op 1500 tot 2000 voet dan is er een reële kans op smeltende sneeuw.

Hagel en turbulentie

Zeker tijdens de zomermaanden kan er in een buienwolk een zeer sterke stijgstroom optreden, zodat de wolk zich snel in verticale richting ontwikkelt. Dit gaat niet regelmatig, zodat in de buienwolk luchtwervelingen, of turbulentie kan ontstaan. Neerslagelementen worden als het ware met geweld door de wolk gestuurd, vallen, komen elders weer in een stijgstroom terecht, worden weer omhoog gevoerd, worden zwaarder, vallen en kunnen op deze manier steeds groter worden. Op deze manier onstaat hagel, waarbij zich in zomerse onweersbuien grote stenen kunnen wormen. Ook kan onweer voorkomen. Als de hagelstenen zo zwaar zijn dat ze niet meer omhoog gevoerd kunnen worden, vallen ze. Tijdens hun val smelten ze deels, waarbij de omringende lucht sterk kan afkoelen, mede als gevolg van vallende regen en/of smeltende sneeuw. Aan de voorzijde van de bui, waar juist sterke stijgstromen optreden, waardoor de luchtdruk aan de grond daalt, kan de koude lucht, met de neerslag met geweld het aardoppervlak bereiken. Dit zien we dan in de vorm van zoms zeer zware windstoten. In de nabijheid van een bui kunnen we soms op enige afstand van de bui al een kille wind voelen, als we de zogenoemde “outflow”, uitstroom van koude lucht, waarnemen.
Tijdens een zomerse onweersbui kan aldus de temperatuur wel met 10 graden in slechts enkele minuten dalen.
We zien het naderen van de neerslag aan een loodgrijze, egale lucht, terwijl er boven de waarnemer vaak een onrustige kolkende lucht te zien is, waarbij bij zware buien wel mammatus- of buidelwolken worden gezien.

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 hetKNMIafgeroepen (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).