Ontstaan

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 de 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, of indifferent. Dit laatste is ideaal voor de vorming van buien.

 Wat we zien, is namelijk het volgende: is de lucht aan het aardoppervlak warm, en/of is de hogere lucht in de atmosfeer kouder geworden, dan zal een willekeurig pakketje lucht kunnen opstijgen. Zolang deze warmer blijft dan haar omgeving, totdat het niet meer verder kan stijgen. Het beste lukt dit dus in onstabiele lucht. In eerste instantie zien we daar als waarnemer niets van. Dat komt omdat de opstijgende lucht in eerste instantie niet verzadigd is. 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.

De atmosfeer (we spreken hier verder van de troposfeer - de onderste laag van de atmosfeer, waar het weer zich afspeelt) is lang niet altijd tot op grote hoogte onstabiel. De troposfeer wordt aan de bovenzijde begrensd door de tropopauze. Deze bevindt zich nabij de polen op circa 8 km hoogte en nabij de equator op circa 16 km hoogte. Boven de tropopauze is de atmosfeer tijdelijk isotherm, dat wilt zeggen dat de temperatuur met de hoogte (vrijwel) gelijk blijft. Buien zullen daarboven daarom maar zelden boven het niveau van de tropopauze uit kunnen groeien. Alleen in het geval van zeer zware buien kunnen de buienwolken een stukje door de tropopauze heen breken. 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.

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 droogadiabatisch 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.

Bron bovenstaande text: www.meteonet.nl

Soorten (onweers)buien

We kunnen onweersbuien indelen in verschillende soorten door te kijken naar de structuur van de onweersbui.

1. Single-Cell
2. Multi-cell
3. Supercell

Single-cell: Bij deze soort hebben we te maken met één afzonderlijke onweercel of een gebied met onweercellen die geen interactie met elkaar kennen. Dit soort cel heeft doorgaans maar een korte levensduur van gemiddeld 30-40 minuten. Deze cel bestaat uit uit een stijg- en daalstroom welke na korte tijd met elkaar in contact komen en de daalstroom de stijgstroom zal afsnijden. Hierdoor komt er een einde aan de voeding van de bui en zal deze uitsterven. Sommige single-cells kunnen voornamelijk in het zomerseizoen, door voldoende energie (Cape) uitgroeien tot felle onweders.

Op de volgende afbeeldingen ziet men de leevensloop van een bui.

Multi-cell: Bij deze soort hebben we te maken met meerdere cellen die duidelijk invloed op elkaar uitoefenen. Bij deze soort ontstaan er steeds nieuwe cellen en treft men cellen aan in verschillende stadia, van nieuwe tot afgestorven cell. Bij zulke meercellige onweders bestaan uit verschillende stijg- en daalstromen naast elkaar en kan zeker in de zomer uitgroeien tot een groot onweer complex. We spreken van van een MCS (meso-scale convective system).

Een meercellig onweer kan zich manifesteren lags een lijn, welke dan squall-line (buienlijn) word genoemd of een cluster zoals bovengenoemd MCS. Beide systemen houden zichzelf langere tijd in leven en hebben meestal ook een levensduur van meerdere uren.

Op het volgende plaatje zien we het ontstaan van een meercellig onweer (squall-line) boven België op 2 Juni 2008:

Super-cell: Een supercel in eigenlijk het zelfde als een single-cell. Het verschil is dat deze cel door de gunstige dynamische omstadigheden in leven kan blijven omdat de stijg en daalstroom niet met elkaar in contact komen. Bij deze cel onstaat er door gunstige dynamiek o.a. windschering en voldoende onstabiliteit, een (persistente) roterende stijgstroom die niet of nauwelijks interactie vertoont met de daalstroom. Deze soort kan vaak extreme vormen aannemen en gaat vaak gepaard met grote hagel en extreme windverschijnselen.

Het is vaak dat supercel's geassocieerd worden met tornado's, maar dit is niet helemaal waar. Tornado's komen vaak voor bij supercel's maar niet elke supercel gaat gepaard met een tornado.

Er bestaan verschillende soorten supercel's:

• De HP-Supercel (high-precipitation supercell) 
• 
• De LP-Supercel (low-precipitation supercell)
• 
• de mini-Supercel (low topped supercell)