10.2 Ontstaan van neerslag
In het hoofdstuk over wolken is besproken dat wolken bestaan uit waterdruppeltjes, onderkoelde waterdruppeltjes, ijskristallen of combinaties daarvan. Van neerslag is pas sprake als deze wolkenelementen groot genoeg groeien om naar beneden te kunnen vallen en het aardoppervlak te kunnen bereiken. Er zijn twee processen die in de wolk de groei van wolkenelement naar neerslagdeeltje kunnen veroorzaken: het coalescentieproces en het Wegener-Bergeron proces.
- het coalescentieproces
In horizontaal uitgestrekte, gelaagde bewolking (stratus, stratocumulus en altocumulus; zie hoofdstuk 9) vallen wolkenelementen aanvankelijk nauwelijks naar beneden. Doordat wolkendruppeltjes niet alle even groot zijn, vallen ze bovendien niet alle even snel; de grotere druppels kunnen de kleinere inhalen en invangen, waardoor ze geleidelijk groeien. Uiteindelijk gaan ze zo sneller vallen en mogelijk vallen ze na herhaald samensmelten als regen- of motregendruppeltje uit de wolk. Dit proces heet het 'coalescentieproces'.

Invangen van kleine druppels door een grote.	Groei van regendruppels door invangen van wolkendruppeltjes.	Het Wegener-Bergeron proces: ijskristallen groeien aan tot sneeuwkristallen ten koste van (onderkoelde) wolkendruppeltjes. (groter). Bron: COMET.

. - het Wegener-Bergeron proces
Een tweede proces om wolkenelementen om te vormen tot neerslag is het Wegener-Bergeron proces, genoemd naar de ontdekkers. Hierbij speelt het verschil in dampspanning tussen water en ijs een rol. In de temperatuurzone tussen -10 en -23 graden (zie het hoofdstuk over luchtvochtigheid), komen zowel onderkoelde waterdruppels als ijskristallen voor. De dampspanning is boven ijs lager dan boven water. Het verschil in dampspanning brengt een waterdamptransport op gang van de waterdruppeltjes (hoge dampdruk) naar de ijskristallen (lage dampdruk). Met andere woorden: de waterdruppeltjes verdampen en de ijskristallen groeien aan ten koste van de waterdruppeltjes. De ijskristallen worden groter en zwaarder en vallen als sneeuw of motsneeuw naar beneden.
Het Wegener-Bergeron proces is voor de neerslag die in Nederland en in andere gebieden op gematigde breedten valt, verreweg het belangrijkst. De meeste neerslag in Nederland is dan ook begonnen als sneeuw; dit geldt ook voor de zomer! Doordat de temperatuur van de lucht aan het aardoppervlak en in een dikke laag daarboven gewoonlijk boven nul is, heeft de sneeuw voldoende gelegenheid te smelten en als regen op de grond terecht te komen.
Soms is de lucht tussen wolk en aardoppervlak zo droog, dat alle neerslag verdampt voor ze de grond kan bereiken. Desondanks geeft de radar in zulke gevallen echo's en wekt het radarbeeld de indruk dat er ook op de grond regen valt.
Afhankelijk van de temperatuur en van eventuele op- en neerwaartse bewegingen in en onder een wolk ontstaan verschillende neerslagvormen. Vooral bij temperaturen rond nul graden is er een grote variëteit. De verschillende neerslagsoorten worden besproken in de volgende paragrafen van dit hoofdstuk

'Warme wolken' bestaan uit uitsluitend vloeibaar water.	'Warme wolken' (links) bestaan uit uitsluitend vloeibaar water; in koude wolken (rechts) komt daarnaast ook onderkoeld water voor en ijs. (Zie ook animatie; bron COMET)

10.3 Regen en motregen
Als de temperatuur van de wolk en van de lucht daaronder boven nul is, bestaat de wolk geheel uit water. Indien de wolk dik genoeg is, doet het coalescentieproces de waterdruppeltjes in horizontaal uitgestrekte bewolking aangroeien tot ze groot en zwaar genoeg zijn om uit de wolk naar beneden te vallen. De bewolking is gewoonlijk niet dik genoeg om grote regendruppels te kunnen opleveren; daardoor valt de neerslag met geringe intensiteit en de druppeltjes zijn klein: motregen. Soms toont het radarbeeld in dit soort gevallen zelfs helemaal geen neerslag. De diameter van motregendruppeltjes is kleiner dan 0.5 mm, de neerslagintensiteit bedraagt minder dan 1 mm per uur. Zijn de waterdruppeltjes groter, dan valt er lichte regen met geringe intensiteit.
Anders wordt het, als de wolk grotere verticale afmetingen heeft en een belangrijk deel van de wolk zich op de hoogte in de atmosfeer bevindt waar de temperatuur onder nul is. Er komen dan hoger in de wolk, waar het meer dan 10 graden vriest, naast onderkoelde waterdruppeltjes ook ijskristallen voor. Nu kan het Wegener-Bergeron proces zijn werk doen en de ijskristallen laten aangroeien ten koste van de wolkendruppeltjes. De neerslagelementen worden zo voldoende groot en talrijk om grotere neerslagintensiteiten mogelijk te maken, zodat de buien doorgaans pittiger zijn en het harder sneeuwt of regent. Regen doet zich voor als de neerslag volledig smelt tijdens de val naar het aardoppervlak; anders valt er (natte) sneeuw (vergelijk figuur).

10.4 Onderkoelde regen en ijsregen
In de winter is de temperatuur van de lucht in de onderste laag van de dampkring bij het aardoppervlak soms onder nul, terwijl tegelijkertijd daarboven een warmere laag zit met een luchttemperatuur boven nul waarin de als sneeuw ontstane neerslagelementen smelten tot regen- of motregendruppels. Valt de regen of motregen daarna door de onderste koude laag, dan daalt de temperatuur van de druppels tot onder nul. Als de regen het aardoppervlak bereikt voor er bevriezing is opgetreden, valt er onderkoelde regen. Indien de vallende neerslag lang genoeg onderkoeld is geweest, bevriest ze geheel of gedeeltelijk. De regen en motregen gaan dan over in ijsdeeltjes; deze vallen als ijsregen op de grond en vormen daar direct een laagje ijs, wat leidt tot gladheid. Als de temperatuur van de grond boven het vriespunt is, dan zullen de ijsdeeltjes aanvankelijk smelten. Het smeltproces kost echter veel energie, die door de bodem geleverd moet worden. De temperatuur ervan daalt dan ook snel tot het vriespunt of zelfs daaronder. De ijsregen blijft als ijzel op de grond, op auto's en op andere voorwerpen achter.

10.5 IJzel
IJzel ontstaat wanneer regen, motregen of gedeeltelijk uit vloeibaar water bestaande ijsregen op een weg valt waarvan de temperatuur onder nul is. De regen of motregen, die soms onderkoeld is, bevriest dan zodra hij in aanraking komt met de grond of met voorwerpen die kouder zijn dan nul graden; de ijsregen vriest erop vast. IJzel treedt veelal op aan het einde van een vorstperiode, dus als de vorst nog in de grond zit. De regen van een overtrekkend warmtefront, bevriest op het wegdek. Veel regen hoeft er niet te vallen: een beetje motregen is zelfs al voldoende om de weg spekglad te maken. Meestal duurt een ijzelperiode niet langer dan enkele uren, want na het passeren van een warmtefront loopt de temperatuur gewoonlijk flink op tot enkele graden boven nul en daardoor smelt het ijs. Soms echter trekt zo'n warmtefront tergend langzaam over of stagneert het zelfs, waardoor een ijzelperiode veel langer kan duren. Ook kan het voorkomen dat de koude lucht zich niet laat verdrijven; koude lucht is namelijk zwaarder dan warme lucht en wanneer continentale zuidoostenwinden koude lucht blijven aanvoeren kan de warme lucht alleen op enige hoogte verder oprukken. Door het gedwongen opstijgen van de zachte lucht wordt bovendien het ontstaan van neerslag verder in de hand gewerkt.

10.6 Sneeuw
De meeste neerslag die in Nederland valt, ontstaat als sneeuw, zoals onder het kopje Wegener-Bergeron proces reeds ter sprake kwam. Neerslag die ontstaat volgens het coalescentieproces kan bij lage temperaturen weliswaar in vaste vorm naar beneden komen, maar de sneeuwvlokken zijn dan niet groot en de neerslagintensiteit blijft klein. Er valt dan zogeheten motsneeuw. Vaak is er op het radarbeeld niets te zien. Motsneeuw bestaat uit zachte, ondoorzichtige, witte, langwerpige korrels met een kleinste diameter van hooguit 2 mm. Op de grond gevallen, springen ze niet op.
Gewone sneeuw bestaat uit sterk vertakte ijskristallen die samengeklonterd zijn tot vlokken; om grote sneeuwvlokken te krijgen mag het niet meer dan vijf graden vriezen. Bij strenge vorst treedt nauwelijks samenklontering op van sneeuwvlokken en resteert er slechts poedersneeuw.
Bij temperaturen rond het vriespunt valt er uit winterse buien soms korrelsneeuw. Korrelsneeuw bestaat uit ronde, ondoorzichtige korrels van 2-5 mm diameter, die opspringen en op een harde ondergrond kunnen breken.
Als het sneeuwt bij een luchttemperatuur boven nul, dan koelt de doorvallende sneeuw de lucht af. Ook tijdens regen koelt de lucht af, zodat regen over kan gaan in natte sneeuw en later in sneeuw.
Vaak komt het voor dat de sneeuw door een luchtlaag valt met een temperatuur boven nul graden. In dat geval zal de sneeuw gedeeltelijk smelten. Op de grond komt dan een mengsel van regen en sneeuw terecht, dat wel 'natte sneeuw' genoemd wordt. Ook hier geldt weer dat het smelten van de sneeuw veel energie kost, die aan de lucht onttrokken wordt. De luchtlaag koelt daardoor snel af tot nul graden, waarna het blijft sneeuwen, wat tot gladheid kan leiden.
Het begrip natte sneeuw kan zowel slaan op sneeuw die valt in gedeeltelijk gesmolten toestand als op smeltende sneeuw op de grond. Als in weersverwachtingen over natte sneeuw gesproken wordt, dan is dat steeds in de eerste betekenis: vallende sneeuw die deels is gesmolten. Het engels maakt een duidelijk onderscheid tussen vallende en liggende natte sneeuw: sleet en slush. Op wegen of startbanen met natte sneeuw (slush) ontstaan soms ijsplakken die verraderlijke gladheid kunnen veroorzaken.

(Peter de Vries)

(Karel Holvoet)

(Joost Postma)

10.7 Buien en onweer
Als cumulusbewolking, bij voortdurende aanvoer van warme, vochtige lucht onderin de wolken, kan doorgroeien tot ver boven het 0°C niveau, begint er een verijzingsproces van de wolkendruppeltjes.
Er ontstaan dan zogeheten gemengde wolken, dat wil zeggen cumuli waarin naast vloeibare ook bevroren wolkenelementen voorkomen.
Het Wegener-Bergeron-Findeisen proces kan in deze bewolking de neerslagelementen laten groeien. Naarmate de wolk hoger komt, zullen door afkoeling steeds meer, inmiddels onderkoelde, waterdruppels tot bevriezing overgaan. Dit gebeurt het meest frequent rond -12°C, waar het verschil tussen de maximale dampspanning ten opzichte van water en die ten opzichte van ijs het grootst is (ijskiemniveau). (Het begrip dampspanning werd geintroduceerd in hoofdstuk 6, Luchtvochigheid).
Boven het -20°C niveau is al een zeer groot deel van de druppeltjes bevroren; boven het -30°C niveau komen er nog nauwelijks onderkoelde druppeltjes voor en boven het -40°C niveau helemaal niet meer.
Soms komen er boven het -20°C niveau abnormaal veel onderkoelde waterdruppeltjes voor. Het is gebleken, dat bij die bewolking dikwijls onweer en hagel voorkomt.

10.8 Ontwikkeling van buien
Als de bovenkant van een sterk opbollende stapelwolk (cumulus) gaat verijzen, wordt de omtrek van de bewolking minder scherp omlijnd. De top krijgt een diffuus en gestreept uiterlijk.
Volwassen cumulonimbus kunnen in onze zomer op gematigde breedten een hoogte bereiken van 9 tot 12 km, ruwweg tot vlak onder de tropopauze. In de tropen en subtropen kunnen de toppen doorgroeien tot soms boven 18 km hoogte. In de winterperiode komen de buienwolken bij ons meestal niet hoger dan 4 tot 6 km.
De ver-ijsde toppen van de buienwolk waaien dikwijls uit door de aanwezigheid van krachtige winden op die hoogte; ze krijgen daardoor een aambeeldachtige uitstulping.
Zomerbuien hebben een veel grotere horizontale uitgestrektheid en tonen meer complexvorming dan winterbuien, die meer geïsoleerd zijn en waarin complexvorming niet of nauwelijks plaatsvindt.

Levencyclus van een onweersbui (1): cumulus.	Levencyclus van een onweersbui (2): cumulus congestus.	Levencyclus van een onweersbui (3): cumulonimbus.
Cumulus mediocris	Cumulus congestus.	Cumulonimbus.

10.9 Levenscyclus van een onweersbui
We hebben reeds gezien, dat men diverse stadia in het bestaan van een cumulus, die tot een cumulonimbus uitgroeit, kan onderscheiden. Een normaal ontwikkelde cumulonimbus bestaat uit één enkele "kleine" cel. De neerslag is het meest intensief
bij overgang van het bevriezingsstadium naar het eerste regenstadium.
De grote hoeveelheid vallende neerslag maakt een einde aan de stijging van de opwaarts bewegende vochtige warme lucht, waarmee de wolk "gevoed" wordt en veroorzaakt een krachtige dalende luchtstroming, die downdraught genoemd wordt. Nabij het aardoppervlak spreidt de lucht horizontaal uit (figuur 12.1), wat gepaard gaat met windstoten. Doordat er nu koude lucht onder en rond het buienlichaam is uitgevloeid, wordt de benodigde aanvoer van warme lucht, - de voedingsstroom voor de buienwolk, - afgesneden.

10.10 Complexvorming
Door het afsnijden van de voedingsstroom en het uitregenen is de levensduur van een eencellige onweersbui beperkt tot 1/2 - 1 uur. De voor de bui langs de grond uitwaaierende koude lucht tilt warme vochtige lucht in de omgeving op en doet deze naar boven stromen, doorgaans vooral de rechter voorzijde van de wolk in, waar nieuwe cellen gevormd kunnen worden.
Bij aaneengegroeide buienwolken kan de uitstoot van koude lucht en de aanvoer van nieuwe warme vochtige "voedings"-lucht zo groot worden, dat complexe systemen ontstaan met een eigen circulatie en voortdurende aangroei van nieuwe cellen (buiencomplex).
Door het selfsupporting-karakter is de levensduur van een buiencomplex veel langer dan die van een individuele cel. De levensduur kan oplopen tot vele uren.

10.11 De vorming van hagel
IJsdeeltjes, die enkele malen in de stijgstroom van de buienwolk terecht komen, kunnen aangroeien tot een hagelsteen.
Op zijn weg door een zone met onderkoelde waterdruppeltjes ontstaat er rond de ijskern een waterfilmpje dat op zijn weg door nog hogere luchtlagen bevriest. Daarna komt de aangegroeide "steen" weer in zwakkere stijgstromen terecht en valt. Het proces kan zich verschillende malen herhalen totdat de sterk aangegroeide hagelsteen uiteindelijk op de grond valt. Hij heeft nu een gelaagde opbouw gekregen. Die gelaagde opbouw komt nog duidelijker tot uiting als tussen de fasen van het invangen van onderkoelde druppeltjes de hagelsteen in onverzadigde lucht van een rijplaag wordt voorzien. Daardoor ontstaan de karakteristieke afwisselend heldere (doorzichtige) en witte (ondoorzichtige) lagen. Op den duur wordt de "steen" zo zwaar dat de turbulente stijgende bewegingen er geen vat meer op krijgen. De steen valt uit de wolk, maar kan intussen tot een omvang van vele centimeters zijn aangegroeid.

Hagelstenen vallen meestal slechts in een klein gedeelte van het totale neerslaggebied. Van opzij gezien kan de weg, die een neerslagdeeltje aflegt tijdens zijn groei tot hagelsteen, goed gevolgd worden. Een neerslagdeeltje bevindt zich in de stijgende stroming, raakt vervolgens in de neergaande tak en komt daarna opnieuw in de stijgstroom. Gedurende die tijd groeit het aan tot een hagelsteen, die tenslotte de aarde bereikt.
Soms wordt de steen omhoog genomen het aambeeld in. Onder het aambeeld verlaat de steen, ver van de eigenlijke bui, dan de wolk. Dit kan een onaangename verrassing zijn voor vliegers, die de bui vermijden, maar in de buurt van het aambeeld toch nog in hagel terechtkomen. De hagel smelt onder het aambeeld en komt als regen op de grond (enkele dikke druppels).

10.12 Soorten onweersbuien
De weersomstandigheden, waaronder onweersbuien gevormd worden, gebruikt men om ze te typeren.

• Convectie-onweer ontwikkelt zich 's zomers, indien een langzaam bewegende vochtige luchtmassa door het aardoppervlak flink wordt verwarmd.
  Dikwijls klonteren buienwolken aaneen tot grote complexen. In thermische lagedrukgebieden vindt 's zomers op uitgebreide schaal onweersontwikkeling plaats. Thermische lagedrukgebieden ontstaan aan het eind van perioden met heet zomerweer bijvoorbeeld boven Frankrijk of het Iberisch schiereiland.
  Een bekend voorbeeld daarvan is het thermische lagedrukgebied, dat in de zomer boven Zuidwest-Frankrijk ontstaat. In dit lagedrukgebied ontwikkelen zich grote buiencomplexen. Het hele systeem wordt nogal eens met de zuidwestelijke bovenstroming naar onze omgeving getransporteerd.
• Frontaal onweer ontstaat door gedwongen opstijging langs een koufrontvlak of een warmtefrontvlak. Door de krachtige stijgstromen langs het koufront kunnen zware buien met onweer ontstaan. De onweersbuien, die langs een warmtefront ontstaan, zijn meestal niet zwaar omdat de stijgstromen er minder krachtig zijn.
• Ook bij orografisch onweer wordt lucht gedwongen "en masse" op te stijgen, nu langs de hellingen van een min of meer dwars op de stroming gelegen bergmassief. Een ander type orografisch onweer is van een thermische oorsprong. Het ontstaat door aanwarming van de lucht boven hete zuidhellingen; op het zuiden georiënteerde hellingen onderscheppen het meeste zonlicht en warmen daardoor het sterkst op.
• Onweer kan ook ontstaan in convergentiegebieden, zoals lagedrukgebieden en troggen (zie hoofdstuk 3). Ook daar vindt namelijk massale gedwongen opstijging van lucht plaats.
  Door het transport van een relatief koele, vochtige luchtmassa over een warm (aard)oppervlak kan de opbouw zo onstabiel worden, dat onweersbuien worden gevormd. Men spreekt dan van advectief onweer.

(wisselbeeld).

(groter)

10.13 Elektrische en akoestische verschijnselen
Karakteristiek voor een onweersbui zijn de elektrische ontladingen (de bliksem) en de daarmee gepaard gaande donder. Door verschillende mechanismen, die allen gelijktijdig of na elkaar werken, kunnen electischeladingsverdelingen in de wolk ontstaan. De ladingsverdeling brengt een potentiaalverschil in de wolk te weeg, maar ook tussen naburige wolken en tussen de wolk en de aarde. Het potentiaalverschil kan zo groot worden, dat de "isolator" lucht op een bepaalde plek doorslaat. De vonkoverslag van het ene naar het andere ladingsgebied wordt bliksem genoemd. Een ontlading kan plaatsvinden tussen wolk en aarde (ca. 40% van de ontladingen), tussen wolken onderling, tussen de delen van de wolk en tussen de wolk en de omringende lucht .

Vier soorten bliksemontlading: (a) van de wolk naar boven (sprites), (b) van de wolk naar de grond, (c) binnen een wolk en (d) van wolk naar wolk.

Het gemiddelde jaarlijks aantal dagen dat donder wordt gehoord in Nederland. Klik op de afbeelding voor een vergroting.	Het gemiddelde jaarlijks aantal dagen dat donder wordt gehoord in Europa. Klik op de afbeelding voor een vergroting.	Totaal aantal bliksemontladingen in Nederland in de periode 26 januari 2000 tot 1 juli 2005. Klik op de afbeelding voor een vergroting.

De bliksem veroorzaakt een grote verhitting van de lucht, die daarop explosief uitzet, hetgeen een akoestisch verschijnsel (schokgolf) teweeg brengt, dat donder wordt genoemd. Door weerkaatsing van het geluid tegen voorwerpen en luchtlagen met verschillende temperaturen krijgt een donderslag zijn rommelend karakter.
Per dag komen er rond de aarde ongeveer 50.000 onweersbuien voor; dat is, als men de levensduur van een onweersbui op enkele uren schat, 1500 onweersbuien. per uur. De grootste frequentie vindt men in de tropen. In de poolstreken komt nauwelijks onweer voor. In onze gematigde streken kan het hele jaar onweer voorkomen, maar de piek ligt duidelijk in de zomer. In Nederland komen er per jaar gemiddeld 25 a 30 dagen met onweer voor, waarvan de helft in de maanden juni, juli en augustus. In Nederland worden elk jaar enkele mensen door de bliksem getroffen.

10.13.1 Mooiweerstroom
In een ongestoorde atmosfeer is er een normale ladingsverdeling met een overmaat aan positieve ionen hoog in de atmosfeer (ionosfeer) en negatieve aan het aardoppervlak (figuur rechts, geheel rechts).
Tussen de ionosfeer en het aardoppervlak komt een geringe lekstroom voor (2,7 microampère [µA] per km2). Dit is de zogeheten mooiweerstroom. In de onderste meters van de atmosfeer staat een veldsterkte van 200 V/m.
Gerekend over de gehele aarde heeft de mooiweerstroom een stroomsterkte van 1400A. Indien de ionosfeer niet voortdurende zou worden opgeladen, zou de mooi weerstroom de ionosfeer binnen een halfuur hebben ontladen (via de mooiweerstroom). Blijkbaar is er dus een opladingsmechanisme, een generator: de onweersbuien.
Een onweersbui zal de ionosfeer dus gemiddeld 1A opladen. Deze stroomsterkte heerst gemiddeld over de gehele levensduur van de bui (figuur rechts, geheel links).

10.13.2 De ladingsverdeling in een wolk
In de wolk ontstaat door ladingsscheiding via de neerslagelelementen een verdeling met bovenin een overmaat aan positieve lading en onderin een negatieve. Het maximale spanningsverschil bedraagt 300 millioen V/m. Veelal komt er onderin de wolk nog een klein gebied voor met een overmaat aan positieve ionen.
Onder de negatieve wolkenbasis wordt er een positief veld aan het aardoppervlak geïnduceerd. Boven het positieve aambeeld ontwikkelt zich in de ionosfeer een negatief veld. Het veld is dus tegengesteld gericht aan het mooiweerveld, dus loopt er nu een stroom omhoog. Soms komt er in de winterperiode een omgekeerde ladingsverdeling voor, dus een negatief geladen wolkentop en een positieve basis. In dit type wolken komen weinig, maar zware ontladingen voor.
De bliksem
Ook binnen de onweerswolk vinden de voornaamste ladingstranporten door lekstromen plaats. De bliksem komt op de tweede plaats, namelijk wanneer de ladingsscheidende mechanismen zo intensief zijn, dat in korte tijd grote spanningsverschillen worden opgebouwd.
Onder de wolk worden de electronen (-) in de aardkorst gedreven, zodat de aarde daar plaatselijk een + lading krijgt. Het electrische veld is daarom omhoog gericht.
De doorslagspanning van droge lucht bedraagt 3 millioen V/m De electrische spanning in het veld onder een onweersbui is meestal 100 tot 1000x kleiner dan de doorslagspanning.
De bliksem wordt alleen gevormd doordat door onregelmatige verdeling van de lading de doorslagspanning plaatselijk wordt benaderd. Er vindt dan enige vonkvorming plaats, waardoor een geïoniseerd kanaal ontstaat, waarin de geleiding sterk toeneemt. Dit kanaal heeft een doorsnede van enkele centimeters.
Het proces herhaalt zich in een kettingreactie, de zogeheten voorontlading. Stootsgewijs groeit de voorontlading al vertakkend omlaag. Aan de punt heeft de voorontlading de electrische spanning (-) van de wolkenbasis (zie figuur).

Ontwikkeling van voorontlading en vangontlading.	Beeld van dezelfde bliksem met stilstaande en met bewegende camera.	Ontwikkeling van voorontlading en vangontlading.

Ontwikkeling van voorontlading en vangontlading
Het voorontladingskanaal licht telkens iets op, maar dit is slechts zichtbaar te maken met een snel draaiende camera.
Komt het voorontladingskanaal in de buurt van de aarde (bv. h = 100m), dan neemt het spanningsverschil in die onderste 100 m enorm toe, zodat er boven spitse punten dan geen sprake meer is van lekstromen, maar zelfs van vonkvorming (St. Elmusvuur), net zoals onder de wolkenbasis bij de naderende voorontlading; men noemt hem de vangontlading (+).
Zodra voor- en vangontlading contact maken is er kortsluiting tussen de aarde en de wolk: er is een volledig geioniseerd ontladingskanaal gevormd.
Daarin vindt de hoofdontlading (-) plaats. Deze voert negatieve elektriciteit (elektronen) naar de aarde. Volgens de definitie van elektrische stroom is de bliksem dus van de aarde naar de wolk gericht. Het ontladingskanaal kan een aantal keren worden gebruikt (secondaire ontladingen).

10.14 Bliksemgevaar
De bliksem is één van de gevaarlijkste weersverschijnselen. Het is dan ook raadzaam om bescherming te zoeken, zeker wanneer het onweer nabij is en de tijd tussen bliksem en donder minder dan 10 seconden bedraagt. Het gevaar om persoonlijk door de bliksem getroffen te worden is relatief gering, maar de gevolgen kunnen ernstig zijn.

Onweersbuien kondigen zich meestal luid en duidelijk aan en ook in de weersverwachting wordt de kans op onweer aangegeven. Bij sommige onweerscomplexen wordt zelfs een weeralarm uitgegeven, meestal in verband met de zeer zware windstoten of de overvloedige neerslag die wordt verwacht. Bij naderend onweer
kun je het best naar binnen gaan en de ramen gesloten houden. Veilig is ook een afgesloten auto of metalen caravan, omdat bij een blikseminslag de
lading direct wordt afgevoerd. De restlading die op de auto achterblijft is zo gering dat je na een inslag niet tegen een paaltje hoeft te rijden. Wacht echter met uitstappen tot het onweer voorbij is.
Het licht van de bliksem is bijzonder fel en een nabije inslag kan je verblinden. Automobilisten moeten behalve op windstoten en zware regen ook daarop bedacht zijn. Binnenshuis kun je beter niet te dicht bij het raam staan. Bij een (nabije) blikseminslag zal de stroom zich een weg banen langs leidingen en daarom is het, om schade aan apparatuur te beperken, aan te raden tijdig stekkers uit de antenne-aansluitingen te halen en de telefoonaansluiting los te koppelen van de computer. Tijdens onweer kun je, zeker als uw huis niet beveiligd is tegen de bliksem, ook beter geen bad of douche nemen en kranen, radiatoren en wasmachines niet aanraken. Wie buitenshuis overvallen wordt door het onweer en geen goede schuilplaats vindt, kan zich het best zo klein mogelijk maken door op de hurken te zitten. Houd daarbij de voeten tegen elkaar, zodat de stroom niet door het lichaam kan lopen. Schuil nooit onder een alleenstaande boom, langs een bosrand of in de buurt van een metalen afrastering; ook bij een inslag dicht in de buurt kun je namelijk verwondingen oplopen.
Bij naderend onweer kun je meren, vaarten en de zee, ook vanwege plotselinge windstoten, het best verlaten: zwemmen, surfen en varen is dan levensgevaarlijk. Alleen boten met een afgesloten metalen hut zijn binnen veilig. Ook in een tent loop je groter risico dan binnenshuis, in een auto of een metalen caravan.

Video van bliksemontladingen 'gewoon' en vertraagd. (groter).

Luchtstromingen rond een onweersbui.

10.15 De luchtcirculatie in en om een zware bui
De luchtcirculatie in de beginfase van de wolk is als volgt. Midden in de wolk is de stijgstroom het grootst, aan de zijkanten minder, doordat de stijging wordt afgeremd door de niet stijgende of zelfs dalende lucht buiten de wolk. Op het grensgebied van de wolk ontstaan wervels, opgewekt door de veranderingen in de windsnelheid en de windrichting met de hoogte. De wolk is volwassen na de vorming van neerslagelementen.
In de figuur rechts is de luchtcirculatie getekend in, onder en rond een zware (onweers)bui.
De vallende neerslag vernietigt op den duur de stijgende luchtbeweging in een groot deel van de wolk. Er ontstaat een krachtige daalstroom (downdraught). Afhankelijk van de doorsnede ervan wordt de daalstroom microburst (1-4 km) of downburst (4-10 km) genoemd.
De daalstroom komt tot stand doordat:
a de regen in haar val veel lucht meesleurt;
b de lucht door verdampende druppels wordt afgekoeld, waardoor de lucht zwaarder wordt dan de omgeving.
De omlaagstortende lucht moet bij het aardoppervlak zijdelings uitwijken en dringt onder de daar aanwezig warme lucht. In de bewegingsrichting van de volwassen buiencel stuwt de koude lucht de warme lucht omhoog, soms wel tot meer dan 20 km voor de bui uit. De voorzijde van de uitvloeiende koude lucht wordt mesokoufront of windstotenfront (gustfront) genoemd.
Een deel van de opgetilde warme en veelal vochtige lucht wordt naar de buiencel gezogen, wordt onstabiel en stijgt op, daarbij een of meerdere nieuwe buiencellen vormend. Als de oude cel na een levensduur van een half uur tot een uur uitgeregend is en deels opgelost, hebben één of meerdere nieuwe cellen het volwassen stadium alweer bereikt. In het grensgebied van de daal- en stijgstromen (schering van de vertikale wind!) is de turbulentie meestal matig tot zwaar, soms zelfs extreem.
Ook in het grensgebied van de uitstromende koude lucht en toestromende warme (verticale windschering!) kan de turbulentie zwaar zijn, omdat er dikwijls krachtige wervels worden gevormd. De uitstromende koude lucht veroorzaakt ook plaatselijk horizontale windschering. Uit deze beschrijving blijkt dat in en nabij buien alle soorten windschering en wervels voorkomen.Vandaar dat buien soms schade kunnen aanrichten aan bijvoorbeeld bossen of tenten; ook is het raadzaam dat zweefvliegers, ballonvaarders en piloten van kleinere vliegtuigen uit de buurt van buien blijven.

10.16 Tornado's en hozen
In grote buienwolken ontstaan bij sterk onstabiel weer soms hozen of tornado's. Dat zijn snel roterende kolommen lucht in en onder een bui. Ze kunnen ontstaan als de wind sterk toeneemt met de hoogte, dus bij een grote vertikale windschering.
De lucht die aan de rechter voorzijde een buiencomplex binnendringt en dan omhoog beweegt, kan in haar opwaartse beweging worden versneld, als op 3 km hoogte een laag droge, relatief koude lucht wordt aangevoerd. Deze droge lucht veroorzaakt samen met de vochtige lucht onderin de atmosfeer een potentieel onstabiele opbouw, die de stijgende lucht in de bui een extra opwaartse kracht levert. In grote Cb's komen opwaartse snelheden voor in de orde van 30-40 m/s.
Als er in de atmosfeer een flinke toename van de wind met de hoogte plaats vindt en een flinke ruiming van de wind, kan er in de opwaarts bewegende lucht een draaibeweging worden opgewekt.
Deze draaibeweging begint op een hoogte tussen 4 en 8 km. Dikwijls ontstaat er eerst een draaibeweging rond een horizontale as, die door de windschering wordt opgewekt. De krachtige opwaartse stroom kantelt de draaias in een vertikale stand. De windruiming met de hoogte (windschering) versterkt de draaibeweging rond de vertikale as.
Als de draaibeweging eenmaal goed op gang is gekomen, wordt aan de buitenzijde lucht uit de draaiende luchtmassa geslingerd, waardoor de luchtdruk in het centrum ervan gaat dalen. Dit veroorzaakt een toenemende luchtdrukgradiënt, die de draaibeweging doet toenemen. De draaiende kolom groeit vervolgens in de wolk naar beneden en wordt daarbij smaller. Dit veroorzaakt een toename van de draaibeweging aan het uiteinde van de trechter en weer uitslingeren van lucht. Het is een zichzelf versterkend proces.
Als de draaiende luchtkolom beneden de wolkenbasis komt, is hij goed te zien; de in het lagedrukcentrum gecondenseerde waterdamp maakt een bewegende slurf zichtbaar, die omgeven is door flarden snel draaiende bewolking. In die fase lost de slurf dikwijls weer op. Groeit hij door naar het aardoppervlak, dan vult hij zich met stof en kleine voorwerpen en/of water, dat hij op enige hoogte weer uitslingert. Hoewel de luchtdruk in een hoos of tornado ca. 10% lager kan zijn dan in de omgeving en door de zuigkracht schade kan ontstaan, voorzaken vooral de hoge windsnelheden de meeste schade.
Er is in de VS eens een windsnelheid berekend (anemometers overleven een tornado niet) van 444 km/h. De meeste tornado's hebben een windsnelheid die varieert van 120 tot 250 km/h. De doorsnede en levensduur variëren van een paar meter en een paar minuten tot respectievelijk een paar honderd meter en enkele uren.
In België en Nederland komen zware windhozen, die we zouden kunnen vergelijken met de Amerikaanse tornado's, gelukkig niet veel voor, omdat de aanvoer van een laag droge lucht op een hoogte van ongeveer 3 km weinig voorkomt tijdens een onstabiele weersituatie.
Waterhozen komen wat meer voor. Ze worden in de nazomer en herfst waargenomen onder Cb's die tijdens een aanvoer van koude massa boven het nog warme kustwater en grote meren zijn gevormd. In het Waddengebied en in Zeeland worden ze dan vrij veel waargenomen.

10.17 Radar en neerslag
Het enige instrument dat neerslag over een groot gebied kan detecteren, is de weerradar. De radar verschaft een goed beeld van de verdeling van neerslag over het land. Ook de structuur van neerslagproducerende systemen is in de radarbeelden goed te zien: zijn het afzonderlijke buien of trekt er een groot neerslaggebied over (zie ook het volgende hoofdstuk over neerslagsystemen).
Radargolven worden door neerslagelementen zoals regen, sneeuw en korrelhagel gereflecteerd; de veel kleinere wolkendruppeltjes leveren vrijwel geen reflecties op. Uit de hoeveelheid terugontvangen radarstraling kan de neerslagintensiteit berekend worden, zij het niet altijd even nauwkeurig. Als bijvoorbeeld de radarbundel niet geheel gevuld is met regendruppels of als de druppels elkaar afschermen, zijn de gemeten waarden niet geheel representatief voor de neerslagintensiteit. Verder kan er ook een deel van de neerslag onderweg tijdens de val verdampen. Bij de beoordeling van de neerslagintensiteit dient men met deze factoren rekening te houden. Het blijkt verder dat redelijk nauwkeurige intensiteitsmetingen slechts binnen een klein gebied, diameter tussen 100 en 150km, rond de radar kunnen gebeuren. Verder weg geeft de radar nog wel informatie over neerslag, maar nauwelijks over neerslagintensiteiten. Dat komt doordat de radar daar alleen de neerslag ziet die zich hoger in de atmosfeer bevindt; de neerslag daaronder is door de kromming van het aardoppervlak voor de radar onzichtbaar geworden. In de figuur is een radarbeeld weergegeven.

Onweersbuiencomplex op de radar.	Slecht zicht tijdens sneeuwval.

10.18 Zicht in regen- en sneeuwbuien
Het zicht in regen- en sneeuwbuien kan gerelateerd worden aan de intensiteit van radarreflecties en daarmee aan de intensiteit van de neerslag van regen en sneeuw. In onderstaande tabel zijn enkele zichtwaarden gepresenteerd zoals uit radarintensiteiten (RR; in mm per uur) afgeleid en zoals die gemeten zouden kunnen worden met behulp van zichtmeters langs de weg, dus niet zoals de automobilist die achter het stuur waarneemt. Het gaat om richtwaarden; exacte getallen zijn door de beperkte nauwkeurigheid van radarmetingen niet te geven. Bij verwachte waarden voor de neerslagintensiteit zijn de marges groter. Er is geen rekening gehouden met stuif- en spatwater. In de tabel is ook de zichtwaarde weergegeven waarboven of waaronder 10% van de werkelijke zichtwaarden zich bewegen.

10.19 Zicht in een hagelbui
In een hagelbui hebben de hagelstenen niet allemaal dezelfde grootte, maar er is een bepaalde verdeling van de grootte. De diameter van de meeste stenen ligt tussen de 5 en 20 millimeter. Men kan ook in een hagelbui de zichtafname berekenen uit de verdeling van de groottes. Het blijkt dat het teruglopen van het zicht enkel door hagelstenen maar gering is. Het zicht in een hagelbui loopt vooral terug doordat er in een zomerse hagelbui naast hagel ongeveer dezelfde hoeveelheid regen valt.