Convectieve bewolking

Wat is convectieve bewolking?

1. Inleiding
Convectieve bewolking ontstaat in de verticale stromingen, die het gevolg zijn van de onstabiliteit van de atmosfeer. Deze onstabiliteit kan veroorzaakt worden door:
a. verwarming aan de onderzijde van een luchtlaag;
b. afkoeling boven in een luchtlaag;
c. optilling of verzadiging van een potentieel onstabiele luchtlaag;
d. een combinatie van de onder a, b en c genoemde effecten.

Boven land komt de dagelijkse gang van convectieve bewolking over het algemeen duidelijk tot uiting. Op heldere ochtenden, waarop de zon het aardoppervlak snel kan verwarmen, zijn de voorwaarden voor het ontstaan van cumulus gunstig. Als de onstabiliteit groot is en de relatieve vochtigheid hoog begint de cumulusvorming vroeg; zij begint laat of in het geheel niet als de atmosfeer slechts weinig onstabiel of stabiel is en de relatieve vochtigheid laag. Na een maximum te hebben bereikt dat meestal in de middag ligt neemt de cumulusactiviteit af en tenslotte lossen de wolken laat in de middag of vroeg in de avond op. Boven zee is de dagelijkse gang van de Cu-vorming meestal erg klein, wanneer er sprake van is valt de grootste activiteit in de nanacht.

De stijgende beweging van convectieve stromingen vermindert of houdt totaal op wanneer deze stromingen stabiele lagen, in het bijzonder inversies, bereiken. De vorm, waartoe de cumuluswolken zich ontwikkelen, hangt hoofdzakelijk af van de verticale afstand tussen het condensatieniveau (het niveau waarop temperatuur en dauwpunt dezelfde waarde hebben) en de basis (onderkant) van de stabiele laag, van de mate van stabiliteit en de dikte (verticale afstand van basis tot top) van deze laag: als ze zeer stabiel is kunnen de cumulustoppen gedwongen worden zich horizontaal uit te spreiden. Is de laag niet erg dik dan spreiden de toppen zich slechts voor een deel uit, terwijl sommige door de laag heen boren.

Waarnemingen hebben aangetoond dat het ontstaan van convectie en de erbij behorende weersverschijnselen zelden een slechts lokaal gebeuren is. Op foto’s van weersatellieten is dikwijls te zien dat convectieve weersomstandigheden meestal gelijktijdig over vrij uitgestrekte gebieden voorkomen en een gevolg zijn van de verticale opbouw van een luchtsoort en van de karakteristieken van de op dat moment dominerende luchtdruksystemen. Dit is een gelukkige omstandigheid omdat de ontwikkeling van een cumuluswolk op zichzelf genomen een proces op slechts zeer kleine schaal is, dat gemakkelijk aan de aandacht zou kunnen ontsnappen als het niet tegelijkertijd over een groot gebied plaatsvond.

2. Het convectie-proces
In Figuur 13.1 is met een dikke curve in het θs,p-diagram de toestandskromme aangegeven zoals deze zich in de vroege ochtend ten tijde van de minimum-temperatuur kan manifesteren; de bijbehorende dauwpuntskromme is als een dikke onderbroken curve getekend. Zou op dit moment een luchtdeeltje met een temperatuur T en een dauwpunt Td van de grond af worden opgetild, dan zou het op het niveau A wellicht zijn optillingscondensatieniveau (ocn) kunnen bereiken. Aldaar is echter de temperatuur van het deeltje.aanzienlijk lager dan de temperatuur van de omgeving zodat het weer terugzakt en niet tot condensatie komt. Door instraling van de zon echter zal de temperatuur van luchtdeeltjes aan de grond steeds hoger worden (T1, T3 enz.) waardoor in de onderste lagen een onstabiele toestand ontstaat; deze geeft aanleiding tot convectie gedurende welke de deeltjes droogadiabatisch afkoelen en de toestandskromme zich onderin wijzigt (voorbeeld curve bij T3). Het ocn komt daarbij steeds hoger te liggen, doch nog steeds blijft op dit niveau de omgevingstemperatuur hoger dan de temperatuur van een van de grond opgestegen luchtdeeltje, zodat het niet tot wolkenvorming komt.

De dauwpuntstemperatuur ondergaat slechts een kleine verandering: er zal wat water, bv. in de vorm van dauw op de bodem en de begroeiing aanwezig, in de atmosfeer verdampen en er zal enige menging met de lucht boven de onderste luchtlagen plaatsvinden als gevolg van het feit dat de door convectie omhoog gebrachte lucht aangevuld moet worden. Meestal blijkt dat het dauwpunt een beetje omhoog gaat, tenzij de lucht even boven de grondlaag te droog is. Een goede schatting van de dauwpuntstemperatuur, die uiteindelijk aan de grond wordt bereikt, kan worden verkregen door op het θs,p-diagram in een laag ter dikte van 50 mb vanaf de grond de gemiddelde maximale mengverhoudingslijn (χ) te schetsen op basis van gelijke oppervlakken (vergelijk de bepaling van de Gold temperatuur in een eerder hoofdstuk); op het snijpunt van deze gemiddelde χ en de grond-isobaar kan dan de bij convectie betrokken dauwpuntstemperatuur worden afgelezen.

Ten tijde T3 zal dus een luchtdeeltje met temperatuur T3 en dauwpunt Td3 van het aardoppervlak omhoog gaan; voordat het evenwel op ocn3 is aangekomen heeft het deeltje reeds een temperatuur verkregen die wederom lager is dan de omgeving, zodat het ocn dus weer niet bereikt zal worden.

Voortgaande instraling doet de temperatuur zover oplopen dat T4 wordt bereikt. Luchtdeeltjes die nu van het aardoppervlak opstijgen zullen ongehinderd omhoog kunnen gaan tot op het niveau C waar de lijn (χ) gesneden wordt (ocn4); in principe vindt daar dus condensatie plaats en elke verdere stijging van het nu verzadigde luchtdeeltje zal met een verzadigd-adiabatisch proces gepaard gaan. Aangezien echter boven het niveau C de toestandskromme links van de verzadigd-adiabaat ligt is het evenwicht hier onstabiel, in dit geval voorwaardelijk onstabiel. Het luchtdeeltje is vanaf niveau C verzadigd en vanaf het moment dat de temperatuur T4 bereikt is zal zich cumuliforme bewolking ontwikkelen.

De temperatuur aan het aardoppervlak, waarbij zich convectieve bewolking gaat vormen, wordt convectie-temperatuur (Tc) genoemd, het niveau C heet convectief condensatie niveau (ccn). Men ziet in Figuur 13.1 de droogadiabaat door Tc en de gemiddelde max. mengverhoudingslijn χ elkaar snijden in het convectief condensatieniveau.

Zolang de atmosfeer t.o.v. het omhoog bewegende luchtdeeltje kouder blijft (d.i. in Figuur 13.1: zolang de verzadigdadiabaat ɣs rechts van de omgevingscurve ligt) zal dit omhoog blijven bewegen; m.a.w. daar waar ɣs de omgevingscurve weer snijdt (niveau D) zal de verticale beweging ophouden. Het oppervlak tussen de omgevingscurve en ɣs en tussen C en D is op een energetisch diagrampapier een maat voor de onstabiliteitsenergie die voor het deeltje beschikbaar is. Met een Engelse term wordt de grootte van dit oppervlak CAPE (Convective Availble Potential Energy) genoemd. In het algemeen is bij een groot oppervlak de onstabiliteitsenergie groter dan bij een klein oppervlak. In alinea 5 komen we hierop terug.

3. De vorming van convectieve bewolking
In het voorgaande is zonder meer de beschouwing over een aan convectie onderworpen luchtdeeltje overgegaan in een beschouwing over convectieve bewolking, m.a.w. over een luchtbel. Enerzijds is een dergelijke overgang begrijpelijk, immers een luchtdeeltje kan nooit een cumuluswolk vormen; anderzijds echter brengt deze overgang een fundamentele wijziging in de benadering van het probleem. Bij de beschouwingen met een luchtdeeltje (ook wel genoemd de “deeltjesmethode”) kon men wel aannemen dat de processen in het deeltje inderdaad adiabatisch verliepen en dat de atmosfeer door de bewegingen van het deeltje niet gestoord werd. Bij de beschouwingen met een luchtbel (de “laagmethode”) worden dergelijke aannamen echter dubieus:

  • a. bij metingen in cumuluswolken wordt nooit een werkelijke verzadigd-adiabatische opbouw aangetroffen; de temperaturen en de hoeveelheid water zijn op vrijwel elk niveau lager dan men op grond van de deeltjesmethode zou verwachten; de verticale temperatuurgradiënt in de wolk bleek vaak groter dan de verzadigdadiabatische temperatuurgradiënt,
  • b. het omhoogbewegen van grote “bellen” lucht wekt tegenstromingen in de omringende vrije lucht op.
  • c. aan de randen van de wolk treedt verdamping op.

3.a Entrainment
De onder a genoemde effecten zijn een gevolg van het feit dat met de omhoogbewegende lucht ook lucht uit de omgeving wordt meegesleurd en in de wolk wordt gebracht, terwijl ook een zekere uitstroming van lucht uit de wolk plaatsvindt; de eigenschappen van de wolk veranderen daardoor gedurig. Het verschijnsel als geheel wordt in de literatuur als “entrainment” betiteld en geniet de laatste jaren veel belangstelling. Het is nog niet goed mogelijk de mate van entrainment in convectieve processen kwantitatief te bepalen; de gevolgen van entrainment kunnen als volgt worden geïllustreerd:

  1. In sommige gevallen geeft de toestandskromme aanleiding om flinke cumulusvorming of het ontstaan van buien te verwachten; in de praktijk echter blijkt de ontwikkeling zich tot de variëteit Cu humilis te beperken of blijven de buien uit.
  2. De radiosonde-opstijging doet op het snijpunt van ɣ en ɣs (punt D in Figuur 1) de top van de wolk verwachten; deze top komt echter in werkelijkheid aanzienlijk lager te liggen.

Wanneer aan de hand van het aërologisch diagram verwacht mag worden dat de wolkentop op 500 mb of hoger zal liggen, dan zullen vrijwel zeker buien optreden als de gemiddelde relatieve vochtigheid tussen het ccn en het 500 mb niveau groter is dan 75 %. Is de gemiddelde relatieve vochtigheid minder dan 30 % dan zijn buien zeer onwaarschijnlijk. Met deze “regels” wordt slechts een deel van de mogelijk voorkomende cumuluswolken gedekt: het is heel normaal dat buien-wolken niet eens tot 500 mb reiken. Niettemin illustreren de regels op uitstekende wijze de invloed van entrainment.

3.b Tegenstromingen
Een luchtbel van enige omvang die betrekkelijk snel omhoog beweegt, wekt in de omringende atmosfeer tegenstromingen op. Deze tegenstromingen doen het temperatuurverschil tussen wolk en omgeving afnemen waardoor dus de onstabiliteitsenergie afneemt. E.e.a. is in Figuur 13.2 geïlustreerd: AB is de toestandskromme van de omgeving, AC is de verzadigd-adiabatische opbouw in de wolk. Op het niveau P is het temperatuurverschil tussen wolk en omgeving dus TC-TD. Door de tegenstroming echter wordt in de omgeving lucht, bv. uit niveau P1 naar het niveau P gebracht; deze lucht wordt daarbij droog-adiabatisch verwarmd en bereikt op P een temperatuur TE. Uit de figuur blijkt zonder meer dat TC-TEC-TD. Ook de tegenstromingen bewerkstelligen dus dat de top van de cumuliforme wolken lager uitvalt.


Figuur 13.2 Het effect van dalende luchtbewegingen rondom een opstijgende luchtbel.

3.c Verdamping
Vooral aan de bovenzijde van de zich in opwaartse richting ontwikkelende cumuluswolk vindt turbulente menging met de omgevingslucht plaats; aan de top van de wolk zal dus de meeste verdamping plaatsvinden. Voor de verdamping wordt warmte aan de wolk onttrokken, de top koelt af en – wanneer men cumuluswolken met het oog waarneemt valt dat duidelijk op – op een gegeven ogenblik verdwijnt de oplossende top plotseling, waarbij de laatste zichtbare fragmenten onregelmatig zijn verdeeld over het volume dat de wolk een moment tevoren nog innam. Het verdampen van de cumulustoppen heeft echter tot gevolg dat de oorspronkelijk droge luchtlaag waarin zij doordringen geleidelijk vochtiger wordt; hierdoor kunnen de volgende toppen zich gemakkelijk ontwikkelen. Het is in dit verband begrijpelijk dat men binnen zijn gezichtskring cumuluswolken in grote verscheidenheid van variëteiten waarneemt.

Uit waarnemingen blijkt dat vrij kort na het constateren van het plaatselijk ineenzakken van de top uit de cumulus congestus een bui kan vallen. In dit geval zijn wolkendruppels van een voor actieve coalescentie kritieke grootte eerst met de wolkenmassa aan de top mee omhoog gevoerd; de afkoeling door verdamping van de top doet hetzij neerwaartse stromingen ontstaan dan wel beperkt de opwaartse snelheden zodanig, dat deze druppels van kritieke grootte nu wel in de wolk kunnen dalen, en tot coalescentie tot neerslagelementen aanleiding geven.

4. De prognose van convectieve bewolking
Gezien de dagelijkse gang in de vorming van convectieve bewolking wordt hier uitgegaan van de veronderstelling dat van de meteoroloog ’s ochtends, voor 08.00 uur MET, verwacht wordt dat hij/zij een uitspraak doet omtrent het al of niet ontstaan van cumuliforme bewolking en de bijbehorende weersverschijnselen. Figuur 13.1 geeft hieromtrent reeds de sleutel:

a. van de representatieve radiosonde-opstijging van 00.00 uur bepaal je m.b.v. de dauwpuntscurve in de onderste 50 mb de gemiddelde maximale mengverhoudingslijn X; waar deze de toestandskromme snijdt tref je het convectief condensatieniveau aan;

b. vanuit het ccn volg je de droogadiabaat tot aan de grondisobaar en daar lees je TC af, de temperatuur waarbij convectieve bewolking zal ontstaan;

c. je overweegt of de luchttemperatuur in de loop van de dag TC zal overschrijden en zo ja, hoe laat dat het geval zal zijn. Het temperatuurverloop in dezelfde luchtsoort op de vorige dagen op representatieve plaatsen is een belangrijke aanwijzing;

d. gesteld dat TC zal worden overschreden dan zal de basis van wolken moeten worden bepaald. In principe moet deze overeenkomen met de hoogte van het ccn omdat daar de condensatie een begint; men heeft echter ook hier enige oververzadiging nodig waardoor een voorstadium optreedt en de feitelijke wolkenbasis wat hoger ligt. Bovendien treedt tijdens het opstijgen van de convectiebel naar het ccn ook menging met de omgeving op, waardoor vaak drogere lucht in de plaats treedt van vochtiger lucht; dit leidt meestal ook tot een wolkenbasis die boven het ccn ligt. Het is daarom in de praktijk raadzaam de voor het ccn gevonden hoogte in voeten af te ronden naar het naasthogere 500-tal om de verwachte wolkenbasis te krijgen (1800 voet wordt 2000 voet, 2200 voet wordt 2500 voet enz.). Ook om een andere reden verdient het aanbeveling de wolkenbasis wat hoger aan te houden dan met het ccn werd bepaald: heel vaak zal een luchtbel aan het aardoppervlak een hogere temperatuur dan TC kunnen verkrijgen, zonder nochtans meteen tot convectie aanleiding te geven. Er ontstaat dan ter plaatse een zgn. superadiabatische temperatuurgradiënt. De luchtbel zit als gevolg van de wrijving a.h.w. aan het aardoppervlak “gekleefd” en laat eerst los wanneer zij bv. door wat wind wordt losgewerkt. Daarom is voor het begin van de convectie een windsnelheid van tenminste enkele knopen vereist. Verlaat dan zo’n luchtbel met T > TC het aardoppervlak dan volgt zij een andere droogadiabaat en deze snijdt χ wat hoger dan het niveau C. Gemiddeld blijkt de wolkenbasis 25 mb boven het berekende ccn te liggen. De basis van convectieve bewolking kan ook hier worden verkregen met de formule hccn(m) = 125 (T – Td) waarbij T en Td voorstellen de temperatuur resp. dauwpuntstemperatuur op waarnemingshoogte. Immers: de temperatuur van een stijgende luchtbel zal dalen met 1°C per 100 meter, terwijl de dauwpuntstemperatuur afneemt met 0,2°C per 100 meter. T en Td komen met elke 100 meter stijging 0,8°C dichter bij elkaar. Het verschil T – Td wordt dus elke 125 meter stijging 1°C kleiner tot op het ccn T = Td wordt. Voor het bepalen van het ccn in voeten wordt bovenstaande formule: hccn (ft) = 400 (T – Td).

e. In eerste aanleg zou je de top van de wolk moeten vinden daar waar de verzadigdadiabaat door het ccn de toestandskromme weer snijdt. Als gevolg van de in de vorige paragrafen behandelde effecten zal de werkelijke hoogte van de wolkentop lager moeten zijn; het is gebleken dat je de top van de wolk gerust 25 mb onder het niveau D mag verwachten. Je zal daarbij nog een zekere afronding kunnen toepassen die afhankelijk is van de grootte van het oppervlak tussen C, ɣ, D en ɣs; immers naarmate het oppervlak groter is, is de onstabiliteit ter plaatse groter, zodat aldaar de luchtbel een grotere versnelling zal ondervinden en over een grotere kinetische energie gaat beschikken. Door de traagheid zal de bel dus gemakkelijk nog in de reeds stabiele atmosfeer er boven doorschieten zodat de top wat hoger komt dan D-25 mb.

f. De bedekkingsgraad (N) van de convectieve bewolking vormt bij de prognose een probleem, waardoor de oplossing vrijwel uitsluitend moet worden gezocht in het beschouwen van de weersituatie in dezelfde luchtsoort op de voorafgaande dagen. Een empirische regel, die wel enig houvast biedt is de volgende:

Je dient bij toepassing ervan wel te bedenken dat bij krachtige wind de convectiebellen “verwaaien” waardoor ook vele zeer kleine cumuli ontstaan, die zich o.m. door entrainment niet kunnen handhaven. De werkelijke bedekkingsgraad is dan kleiner dan de met de regel afgeleide N. Overigens wordt van de meteoroloog niet verwacht dat hij/zij zich tot op 1/8 nauwkeurig uitspreekt en daardoor valt de “score” wel mee.

De prognose van neerslag uit convectieve bewolking sluit uiteraard nauw aan bij de behandeling van de neerslagvorming. In grote trekken blijkt dat een wolk neerslag kan geven, indien zij dik genoeg en/of de temperatuur boven in de wolk laag genoeg is. Afgezien nu van de “warm cloud rain” en de “motregenbuien” uit stratocumulus kan toch wel worden gesteld, dat in Nederland de cumuluswolk bij behoorlijke vertikale afmeting het 0°C-niveau moet overschrijden om neerslag te geven. Reikt de wolkentop tot boven het -7°C-niveau en is de relatieve vochtigheid in de atmosfeer tussen het ccn en de hoogte van de wolkentop groot genoeg, dan moeten vrijwel zeker buien verwacht worden. Hoe hoger de wolk zich ontwikkelt en hoe breder het onstabiliteitsoppervlak tussen toestandskromme en ɣs is, des te intensiever zal de neerslag zijn.

In punt f werd reeds vermeld dat bij krachtige wind cumuluswolken zich minder gemakkelijk vormen. Ditzelfde verschijnsel speelt uiteraard ook een rol bij de vorming van buien. Van nog meer invloed dan de windsnelheid is echter de vertikale windschering. Bij grote windscheringen zullen de aangroeiende neerslagelementen gemakkelijk uit de voorover hellende wolk vallen en verdampen voor ze het aardoppervlak kunnen bereiken. Dit heeft tot gevolg, dat de intensiteit en de frekwentie van de buien minder groot zijn dan op grond van de toestandskromme kan worden verwacht. Indien de onstabiele laag reikt tot 700 mb is een windschering van 30 kts of meer in de laag 1000-700 mb i.h.a. voldoende om dit verschijnsel te doen optreden. Hetzelfde geldt voor een windschering van 60 kts of meer in de laag 1000-500 mb indien de onstabiliteit tot 500 mb reikt. Indien zich ondanks de aanwezigheid van grote vertikale windscheringen toch buien ontwikkelen, bv. t.g.v. zeer grote onstabiliteit of geforceerde optilling tegen een frontvlak, kunnen deze buien die dan meestal tot zeer grote hoogte reiken, een zeer lange levensduur bezitten.

Op een bepaald aspect bij het beschouwen van de toestandskromme dient hier nog gewezen te worden: vaak zal men in een gebied met anticyclonaal gekromde isobaren waarnemen dat de ontwikkeling van convectieve bewolking minder hevig is dan men op grond van alleen de toestandskromme zou verwachten. Het spreekt vanzelf dat dan subsidentie een rol speelt. Vooral wanneer een subsidentie-inversie aanwezig is moet rekening gehouden worden met het feit dat deze gaandeweg zakt en de vertikale ontwikkelling van bv. buienwolken kan tegenhouden.

Na het bereiken van de maximum-temperatuur wordt de convectie geleidelijk minder sterk en zal geheel stoppen, zodra zich aan het aardoppervlak een inversie gaat vormen. De wolk zal aan de rand verdampen. Ten gevolge van de hierbij optredende afkoeling ontstaan dalende bewegingen, waardoor de verdamping wordt bevorderd. De cumulusbewolking zal hierdoor gaan oplossen. In dit stadium is dikwijls Sc cumulogenitus waar te nemen. Het oplossen zal uiteraard sneller gaan naarmate de omringende lucht droger is. Vooral ’s winters kan de cumuliforme bewolking die boven de Noordzee is ontstaan zich ’s nachts lang handhaven. Bij sterke NW-winden kan deze bewolking vrij ver landinwaarts komen alvorens op te lossen.

5. De prognose van onweer
De belangrijkste factoren voor het optreden van (onweers)buien zijn:

  • grote hoeveelheden beschikbare convectieve potentiële energie (Engels: Convective Available Potential Energy: CAPE) die door convectie vrij kan komen. Op een temp wordt deze energie gerepresenteerd door het oppervlak tussen de toestandskromme en de verzadigd adiabaat die waarlangs de luchtbellen opstijgen (in figuur 13.1 is dit het oppervlak tussen de punten C en D omsloten door de verzadigd adiabaat en de toestandskromme).
  • verticale windschering over de gehele diepte van de convectieve laag.

De zwaarte van de onweersbuien hangt af van het aantal buien waarin de CAPE vrijkomt: veel kleine buien of enkele grote.

5.1 Windschering heeft het volgende effect:

  • als er geen schering is, vallen de stijgende en dalende bewegingen (Engels: updraught en downdraught) samen. Aanvankelijk groeit de wolk en worden de stijgingen versterkt; dan valt er neerslag in de bovenste delen van de wolk. De neerslag valt door het gebied met stijgende bewegingen, waardoor deze verzwakt worden en de wolk zakt snel in.
  • Als de windsnelheid met de hoogte varieert, maar niet in richting, dan zijn de stijgende bewegingen schuin omhoog gericht en valt de neerslag naast het gebied met stijgende bewegingen. Stijgende en dalende bewegingen bestaan naast elkaar en de wolk blijft langer bestaan dan in het geval zonder schering. Eventueel kunnen de stijgende bewegingen gestopt worden aan het aardoppervlak door het uitspreiden van de koude dalende bewegingen onder de bui.
  • Is er schering in zowel snelheid als richting, dan kunnen er complexe mesoschaal buiensystemen ontstaan. Deze kunnen zich zelf vaak urenlang in stand houden, tamelijk onafhankelijk van opwarming van het aardoppervlak.

5.2 Bewegingsrichting van buien:
Als een cumulonimbus zich over een diepe laag uitstrekt en er over die laag een merkbare windschering is, dan wordt de de bui gestuurd door de wind op het niveau ter hoogte van ongeveer een derde van zijn diepte: Hbasis+1/3(Htop-Hbasis). Dit sturingsniveau is veelal in de buurt van 700 hPa.

5.3 Forecasting van onweer:
Voor het forecasten van onweer zijn een aantal regels en indices ontwikkeld. Voor een
overzicht zie het Forecasters’ Reference Book. Wij behandelen hier de volgende

5.3.1 Indicatie over onweer uit hoogte van de wolkentop:

  • top beneden 4000 meter: onweer onwaarschijnlijk
  • top tussen 4000 en 5000 meter: onweer waarschijnlijk
  • top boven 5000 meter: onweer zeer waarschijnlijk

5.3.2 Boyden Index
De Boyden Index (I) kan uit temp-gegevens berekend worden:

I = (Z-200) – T

Hierin is Z de dikte van de laag 1000-700 hPa in dam en T is de temperatuur (in Celsius) op 700 hPa.
Onweer is waarschijnlijk als I >= 94-95. Deze index geldt alleen in de omgeving van west-Europa.

5.3.3 Rackliff Index
Deze wordt gegeven door

T =θw900 – T500

waarin θw900 de 900 hPa potentiële natteboltemperatuur ( C) is en T500 de 500 hPa temperatuur ( C) is.
Als T>29-30 dan is onweer waarschijnlijk.

5.3.4 Potentiële instabiliteits index
Deze wordt gegeven door:

P = θw500 – θw850

Onweer is waarschijnlijk als P negatief is.

De hierboven genoemde objectieve forecastingtechnieken moeten niet op zichzelf staand gebruikt worden, maar in samenhang met patronen die op synoptische weerkaarten te zien zijn. Temps alleen tonen niet altijd in voldoende mate de uitgebreidheid van het onweersrisco. Vaak laten temps die vóór het uitbreken van onweer beschikbaar zijn de exceptionele instabiliteit niet goed zien. De instabiliteitsindices zijn daarom slechts een gids voor de instabiliteit op het moment van de ballonoplating.

5.3.5 Factoren die leiden tot extra vrijkomen van (convectie-) energie moeten terdege in beschouwing genomen worden, zoals:
– positie en verplaatsing van hoogtetroggen of lagen. Onweersbuien treden vooral op langs of aan de voorkant van een hoogtetrog of laag.
– Bestaan en verplaatsing van low-level convergentielijnen, zoals fronten.
– hogerliggende gebieden kunnen soms extra opgewarmd worden.

5.3.6 Andere nuttige synoptische gereedschappen:
– dauwpuntstemperatuur analyse. Tongen met hoge dauwpunten kunnen helpen risicogebieden te definiëren.
– θw analyse van 850 hPa. Analoog aan dauwpuntsanalyse
– Verschil in θw op 500 en 850 hPa
– cyclonale kromming van grond-isobaren

5.4 Condities die gunstig zijn voor zwaar onweer:
Zware buien zijn mesoschaalsystemen die zich kunnen ontwikkelen tot zware (onweers)buien. Belangrijke punten om op te letten:

  • Sommige van de zwaarste en uitgebreide onweersactiviteit is opgetreden 12-18 uur nadat een temp een warme laag liet zien boven een convectieve laag. Zo’n laag kan het vroegtijdig vrijkomen van convectieve energie verhinderen, waardoor de energie opgebouwd wordt en explosief kan vrijkomen.
  • In zware onweders is de dauwpuntstemperatuur vaak hoger dan 13°C en kan zelfs vaak waarden rond 18°C bereiken. Op 850 hPa worden analoge waarden voor θw ervaren. Winden waaien meest uit ZO tot ZZW, met snelheden tussen 20-30 kts en in een nauwe tong.
  • Advectieve van droge lucht op middelbaar niveau. Met potentiële instabiliteit aanwezig, kunnen θw-waarden op 500 hPa 2-5 °C lager zijn dan op 850 hPa. Winden op 500 hPa moeten 20-40 graden geruimd zijn t.o.v. die op 850 hPa, snelheid 35-50 kts.
  • Verdere ruiming boven 500 hPa, met 300 hPa winden in de sector ZZW-W en snelheden 50-85 kts zijn goede condities om de dalende bewegingen in een gunstige positie te plaatsen voor het genereren van zware buien.
  • Positieve vorticiteits advectie (PVA) op 500 en 300 hPa. Dit gebeurt in de regel in de regio voor een hoogtetrog of hoogtelaag. Vorticiteitscontouren kruisen de hoogtecontouren onder een hoek van 30° of meer.