Wat is weer? Definitie Het weer is de toestand van de atmosfeer op een bepaald ogenblik en op een bepaalde plaats. Het is een momentopname van parameters die we meten (luchtdruk, temperatuur, luchtvochtigheid, neerslag, wind, bewolking).
Atmosfeer De atmosfeer is het gasomhulsel of de luchtmassa rondom de planeet Aarde, bestaande uit een mengsel van verschillende gassen, en onderworpen aan de aantrekkingskracht van de Aarde. Dit gas is samendrukbaar. De dichtheid van de atmosfeer neemt dan ook langzaam af met de hoogte, tot ze overgaat in de interplanetaire ruimte. Zonder atmosfeer zou er geen leven op Aarde mogelijk zijn. De atmosfeer zorgt namelijk voor het in stand houden van de energiebalans op Aarde, wat er voor zorgt dat het op Aarde niet te warm of te koud wordt. Bovendien houdt de atmosfeer de schadelijke UV-stralen van de Zon tegen. Planten zijn afhankelijk van de zuurstof en koolstofdioxide in de atmosfeer. Ook de mens heeft zuurstof nodig om te ademen. De atmosfeer bestaat uit een mengsel van gassen. Stikstof en zuurstof vormen samen meer dan 99% van de gasmassa. Daarnaast zijn er nog sporengassen, zoals de edelgassen en de broeikasgassen, en vloeibare en vaste deeltjes in suspensie aanwezig. Deeltjes die in de lucht zweven noemt men aërosolen. Er zijn verschillende typen aërosolen, die ruwweg in vijf categorieën in te delen zijn, namelijk: stof, roet, sulfaat, zeezout (ook wel marien aërosol genoemd) en organisch aërosol. Stof en zeezout hebben een typische diameter groter dan 1 µm. Roet, sulfaat en organisch aërosol hebben een typische diameter kleiner dan 1 µm. Deze deeltjes kunnen een natuurlijke oorsprong hebben, maar ze kunnen ook in de lucht gebracht worden door menselijke activiteit. De atmosfeer kan je op verschillende manieren gaan indelen. Eén ervan is de indeling op basis van temperatuur in troposfeer, stratosfeer, mesosfeer en thermosfeer; in de onderste laag, de troposfeer, speelt het weer zich af.
Luchtdruk De luchtdruk is de druk uitgeoefend door het gewicht van een kolom lucht in de atmosfeer op een oppervlak. De luchtdruk staat loodrecht op het aardoppervlak. In de weerberichten wordt de luchtdruk opgegeven in hectopascal (hPa), wat gelijk is aan millibar, de oude eenheid voor de luchtdruk. De lucht om ons heen bestaat uit ontelbare moleculen die constant in alle richtingen bewegen. Deze lucht heeft een gewicht. Dat gewicht van de luchtmassa is niets anders dan de aantrekkingskracht van de Aarde. Hoewel we er niets van merken, oefent de lucht constant een druk op ons uit van gemiddeld 1 kg per cm². De luchtdruk verandert met de hoogte. Enerzijds is de hoogte van de kolom lucht lager met toenemende hoogte en anderzijds wordt de lucht ijler op grotere hoogte. Doordat de luchtmoleculen als gevolg van de zwaartekracht naar de Aarde getrokken worden, is de dichtheid van de lucht het grootst aan het aardoppervlak. Dus ook de luchtdruk is het grootst aan het aardoppervlak en neemt af met de hoogte. Deze afname is niet lineair maar exponentieel; de meeste moleculen bevinden zich in de onderste 16 km. Een vuistregel waarbij deze 16 kilometer een rol speelt, luidt als volgt: bij een stijging van 16 kilometer, wordt het aantal moleculen 10 maal zo klein. In de onderste luchtlagen mag je rekenen dat de luchtdruk daalt met 10 hPa per 100m. Met andere woorden; 90% van de atmosferische luchtmoleculen bevinden zich in de troposfeer. Om de metingen van luchtdruk internationaal te kunnen vergelijken, worden ze herleid naar luchtdruk op zeeniveau.
Temperatuur Temperatuur is een maat voor de warmte van een voorwerp. Fysisch wordt de temperatuur van een voorwerp bepaald door zijn kinetische energie. M.a.w. temperatuur is een maat voor de hevigheid van de thermische beweging van atomen en moleculen. De luchttemperatuur op Aarde komt tot stand doordat er een evenwicht ingesteld wordt tussen enerzijds zonnestralen die geabsorbeerd worden (kortgolvige instraling) en anderzijds warmte die uitgestraald wordt (langgolvige uitstraling) door het aardoppervlak. Overdag, als de kortgolvige instraling groter is dan de langgolvige uitstraling, loopt de temperatuur op. Als de zon onder is, ontvangt de Aarde geen zonnestraling meer. Maar het aardoppervlak gaat door met het uitstralen van warmte. Vandaar dat het 's nachts afkoelt. Er is een tijdsverschil tussen het optreden van de maximumtemperatuur en het maximum van de binnenkomende zonnestralen. Doordat er ook na de middag nog meer straling binnenkomt dan er verdwijnt, duurt de opwarming nog een tijdje voort, ook al staat de zon niet meer op het hoogste punt. De nachtelijke afkoeling is verder sterk afhankelijk van het soort oppervlak. Ook de wind en de bewolking spelen hierbij een belangrijke rol.
Wind Wind is eigenlijk niets anders dan de horizontale beweging van lucht. Die beweging ontstaat doordat verschillende krachten op de luchtdeeltjes inwerken.
Gradiëntkracht De belangrijkste kracht die de lucht in beweging doet komen is de gradiëntkracht. Lucht beweegt van gebieden van hogere druk naar gebieden met lagere druk. Het verschil in luchtdruk wordt de drukgradiënt genoemd. Hoe groter het verschil in druk tussen twee luchtmassa's, des te groter de drukgradiënt en des te sterker de kracht van de wind. Op weerkaarten worden isobaren (=lijnen van gelijke druk) gebruikt om aan te geven in welke mate de luchtdruk verandert. Hoe dichter de isobaren bij elkaar liggen, des te sterker de heersende wind.
Figuur 1. Kaart met isobaren
Corioliskracht Doordat de aarde rond haar as draait, ondervinden alle luchtdeeltjes die in beweging zijn een bijkomende kracht, de corioliskracht. De grootte van de corioliskracht is afhankelijk van de breedtegraad. Op de evenaar is de corioliskracht gelijk aan 0, naarmate men zich poolwaarts verplaatst neemt ze toe. De corioliskracht is ook sterker naarmate de windsnelheid groter is. Op het noordelijk halfrond vertonen alle bewegingen een afwijking naar rechts, op het zuidelijk halfrond naar links. In het dagelijks leven merken we niets van deze kracht. Enkel bij grootschalige bewegingen die langer dan enkele uren duren, zoals bij grote lagedrukgebieden, is deze kracht merkbaar. Door het corioliseffect gaat de wind niet meer rechtuit ten opzichte van het aardoppervlak, maar vertoont de lucht een draaiing. Het effect is omschreven in de wet van Buys-Ballot; met de rug naar de wind op het noordelijk halfrond, ligt het lagedrukgebied links, en het hogedrukgebied rechts.
Hoog in de atmosfeer stelt zich, in eerste benadering, een evenwicht in tussen de gradiëntkracht die gericht is naar het lagedrukcentrum, en de corioliskracht die de tegenovergestelde kant opwijst. Deze twee krachten heffen mekaar op. De wind die dan waait wordt de geostrofische wind genoemd. Het luchtdeeltje verplaatst zich evenwijdig met de isobaren, met de hoge druk rechts en de lage druk links. De geostrofische wind is recht evenredig met de horizontale drukgradiënt. Deze wind is de regel op grote hoogten.
Wrijvingskracht Nabij het aardoppervlak, in de wrijvingslaag, wordt de luchtstroming afgeremd door de wrijvingskracht. De wrijvingskracht is niets anders dan de weerstand die het luchtdeeltje ondervindt van het aard- of zeeoppervlak. De dikte van de wrijvingslaag is afhankelijk van een aantal factoren zoals de ruwheid van het oppervlak. Een open vlakte of een polderlandschap is niet zo ruw, een bosachtig of verstedelijkt gebied is zeer ruw. Een factor die ook van invloed is op de wrijvingskracht en dus op de windrichting en de windsnelheid - is de mate van stabiliteit van de atmosfeer: in een stabiele atmosfeer is de wrijving het grootst. Door de wrijvingskracht neemt de windsnelheid af, want de wrijvingskracht werkt de bewegingsrichting van de luchtdeeltjes tegen. Wetende dat de corioliskracht evenredig is met de snelheid wordt de corioliskracht dus kleiner. De gradientkracht blijft onveranderd en wordt dus groter dan de corioliskracht. De gradientkracht krijgt de overhand en het luchtdeeltje wordt dus richting gradientkracht getrokken.
Figuur2. De invloed van de wrijvingskracht. Zoals je in bovenstaande figuur kan zien wordt het luchtdeeltje in de richting van de lage druk afgebogen. Dit heeft tot gevolg dat in de wrijvingslaag rond een lagedrukgebied de wind in tegenwijzerzin in een samenkomende beweging naar de kern wordt afgebogen. Deze beweging noemen we convergentie. In de wrijvingslaag rond het hogedrukgebied zal de wind in wijzerzin in een uitspreidende beweging van de kern weg worden afgebogen. Deze beweging noemen we divergentie. Deze bewegingszin geldt op het noordelijke halfrond. Op het zuidelijke halfrond is de bewegingszin andersom.
Luchtvochtigheid Luchtvochtigheid verwijst naar de hoeveelheid vocht in de lucht. Water is in de atmosfeer meestal als waterdamp aanwezig. Wij kunnen die niet zien, maar we merken het wel, bvb aan de behaaglijkheid of aan het zicht. Er zijn een aantal grootheden om aan te geven hoeveel vocht er in de lucht zit.
Absolute vochtigheid De absolute vochtigheid is de massa waterdamp die in een bepaald volume lucht aanwezig is.
Dit wordt uitgedrukt in g/m³. Als een luchtbel stijgt of daalt, ondergaat die volumeveranderingen door veranderingen in de omgevende luchtdruk. Bijgevolg zal de absolute vochtigheid veranderen, ook al blijft de massa waterdamp gelijk. Om die reden wordt de absolute vochtigheid niet vaak gebruikt in de studie van de atmosfeer.
Specifieke vochtigheid en mixing ratio Er bestaan andere manieren om vochtigheid uit te drukken, waarbij de invloed van volumeveranderingen geen rol speelt. Specifieke vochtigheid wordt bekomen als men de massa waterdamp vergelijkt met de totale massa van de lucht.
Een andere manier om vochtigheid uit te drukken bestaat erin om de massa waterdamp te vergelijken met de massa van de overblijvende droge lucht.
Beide worden uitgedrukt in g/kg. Specifieke vochtigheid en mixing ratio blijven constant, zolang er geen waterdamp toegevoegd of verwijderd wordt. Het totale aantal moleculen verandert niet. De specifieke vochtigheid varieert met de breedtegraad. Gemiddeld is de specifieke vochtigheid het hoogst in de tropen, en het laagst op polaire breedten.
Dampspanning of dampdruk Een andere manier om de vochtigheid in de lucht uit te drukken is de dampdruk. De dampdruk (uitgedrukt door de letter e) is de kracht die door de watermoleculen in de lucht wordt uitgeoefend op 1 m². De eenheid waarin dampdruk wordt uitgedrukt is de Pascal (Pa). De dampdruk is veel lager dan de luchtdruk en het maximum, de zogenaamde verzadigingsdampspanning, hangt af van de
temperatuur. Als de verzadigingsdampspanning wordt overschreden, condenseert het teveel aan waterdamp. In onderstaande figuur is het verloop van de verzadigingsdampspanning van waterdamp met de temperatuur weergegeven.
Figuur 3. Verband tussen maximale dampspanning en temperatuur Uit de figuur kan men afleiden dat men bij een hogere temperatuur een hogere maximale dampspanning kan bereiken. Zo bedraagt bij een temperatuur van 10°C de verzadigingsdampspanning 12hPa, terwijl dit bij een temperatuur van 30°C toegenomen is tot 42 hPa. Een gevolg hiervan is dat in de zomer wolken meer vocht kunnen bevatten dan in de winter. Daardoor zijn de buien in de zomer heviger, en produceren de wolken veel meer neerslag.
Relatieve vochtigheid De luchtvochtigheid wordt meestal uitgedrukt in de relatieve vochtigheid. Dit is de verhouding tussen de hoeveelheid waterdamp die in de lucht aanwezig is en de maximale hoeveelheid waterdamp die de lucht bij de gegeven temperatuur en druk kan bevatten. Ze wordt uitgedrukt in %. Een voorbeeld: Een m³ lucht van 20°C bevat 5g waterdamp. Lucht van 20°C kan 17,55g/m³ bevatten. De absolute vochtigheid = 5g/m³. De relatieve vochtigheid = (5g/m³)/(17,55g/m³) = 0,28 = 28%. We kunnen het ook anders uitdrukken; een maat voor de hoeveelheid waterdamp in de lucht is de dampdruk, een maat voor de hoeveelheid waterdamp die de lucht maximaal kan bevatten is de verzadigingsdampspanning. We kunnen dus stellen:
Relatieve vochtigheid en temperatuur zijn omgekeerd evenredig. Bij dalende temperatuur neemt het vermogen van de lucht om waterdamp te bevatten af; bij dezelfde hoeveelheid waterdamp neemt de relatieve vochtigheid dan toe. Een voorbeeld: Een hoeveelheid lucht van 11,4 °C die 10,7 cm³/m³ waterdamp bevat, heeft een relatieve vochtigheid van 100 %. Bij een stijging van de temperatuur tot 24,2 °C bedraagt de relatieve vochtigheid 50 %, omdat de lucht dan nog maar de helft aan waterdamp bevat die hij theoretisch zou kunnen opnemen, namelijk 24,1 cm³/m³.
Dauwpuntstemperatuur of dauwpunt (Td) Het dauwpunt is die temperatuur waarbij waterdamp begint te condenseren door afkoeling van de lucht zonder dat er vocht wordt toegevoerd of afgevoerd. Bij het bereiken van het dauwpunt is de lucht juist verzadigd met waterdamp. De relatieve vochtigheid bedraagt 100%. De kromme die de verzadigingsdampspanning aangeeft kan opgevat worden als de lijn waarvoor geldt dat temperatuur en dauwpunt gelijk zijn. Een voorbeeld: Brilglazen die beslaan als iemand van buiten in een warme vochtige ruimte komt; de temperatuur van de bril is lager dan het dauwpunt van de lucht rond de bril, waardoor condensatie optreedt tegen de brilglazen.
Natteboltemperatuur Een tweede manier -naast afkoelen- om lucht verzadigd te krijgen is toevoegen van water. Dat water verdampt waardoor de vochtigheid toeneemt. Verdampen vereist energie, nl. warmte die aan de lucht onttrokken wordt. Hierdoor koelt deze lucht af. Na verloop van tijd raakt de lucht verzadigd, er treedt dan condensatie op. De temperatuur waarbij dat gebeurt is de zogeheten natteboltemperatuur. Zij is altijd hoger dan de dauwpuntstemperatuur. Een voorbeeld: In de badkamer tijdens het douchen; het hete water verdampt, de lucht wordt vochtiger, koelt tegelijkertijd af, bereikt verzadiging en het vocht slaat neer op koude voorwerpen, spiegels en ramen beslaan.
Bewolking Ontstaan Wolken ontstaan door de afkoeling van lucht tot het dauwpunt en condensatie van de waterdamp. Om de waterdamp in de lucht te laten condenseren en druppelvorming te krijgen is het niet voldoende dat de lucht verzadigd is. Er moeten zogenaamde condensatiekernen aanwezig zijn om het proces van druppelvorming op gang te brengen. Op die kernen condenseren de waterdampdeeltjes waardoor een druppel ontstaat. Zonder condensatiekernen is oververzadiging mogelijk, waarbij de relatieve vochtigheid waarden bereikt van meer dan 100 %. Voorbeelden van in de natuur voorkomende condensatiekernen zijn zeezoutkristallen, klei- en zandstof, deeltjes afkomstig van bosbranden en vulkaanuitbarstingen… Daarnaast zijn er ook de condensatiekernen afkomstig van menselijke activiteiten, industrie en verkeer, zoals ammoniumsulfaat, zwavelzuur, salpeterzuur. Hoge concentraties daarvan veroorzaken zure regen. Er bestaan vier voorname wolkenvormingsprocessen; de schaal waarop het fenomeen zich gemiddeld voordoet is tussen haakjes weergegeven. - Convectieve wolkenvorming (5 km) Bij convectieve wolkenvorming stijgen warme luchtbellen op ten gevolge van ongelijke opwarming van bodemoppervlakken (vb: asfalt vs grasperk). - Orografische wolkenvormng (150 km) Wanneer (vooral vochtige) lucht langs een berghelling omhoogglijdt, zal waterdamp condenseren en een wolk doen ontstaan. - Wolkenvorming bij een convergentiezone (500 km) De grootste en meest bekende convergentiezone is uiteraard de Intertropische Convergentiezone of ITC, een permanente zone aan de evenaar waar passaatwinden tegen elkaar botsen. De lucht wordt gedwongen om op te stijgen, waardoor wolkenvorming plaatsvindt. - opglijding langs fronten (1500 km) Een dynamisch lagedrukgebied, ook wel frontale depressie genoemd, bepaalt vaak het weer op onze breedteligging. Bij een dergelijk type lagedrukgebied zijn twee smalle, lange wolkenbanden verbonden, die op de scheiding van koude en warme lucht ontstaan. We noemen zo’n wolkenband op de scheidingslijn van twee verschillende luchtmassa’s een front. Het principe van fronten is dat de verschillende luchtmassa’s botsen zonder te mengen.
Classificatie Wolken worden onderverdeeld in geslachten, soorten en varianten, waarbij men zich uitsluitend baseert op het uitzicht van de wolken. Cumulusbewolking ontstaat door convectie. Warme luchtbellen zetten uit, stijgen op en koelen af tot het dauwpunt. De waterdamp gaat condenseren en vormt een stapelwolk. Een belangrijke voorwaarde hiervoor is dat de atmosfeer in de onderste niveaus onstabiel van opbouw moet zijn.
Stratusbewolking is een egale, grijze wolkenlaag zonder structuur. Ze bestaan uit hele kleine waterdruppeltjes. Stratus ontstaat door verzadiging van een luchtlaag. Door afkoeling kan de luchtvochtigheid op een gegeven moment 100% zijn. Het afkoelings- en verzadigingsproces kan op verschillende manieren plaatshebben: sterke uitstraling en lichte turbulentie ’s nachts of ’s ochtends vroeg; uitstroming van warme lucht over een koud oppervlak; optillen van een luchtlaag. De 10 geslachten worden gewoonlijk gerangschikt naar hoogte. Er zijn drie grote categorieën: hoge, middelbare en lage wolken. In alle gevallen wordt bij het bepalen van de hoogte uitgegaan van de basis van de wolk. Een overzicht van het classificatiesysteem wordt gegeven in onderstaande tabel. Tabel 1. Wolkengeslachten (Genera) Genus
Afkorting
Korte beschrijving
Altocumulus
Ac
Wolkenlaag die op middelbare hoogte voorkomt, bestaande uit ballen of rollen, met eigen schaduw en openingen ertussen
Altostratus
As
Egale, witte of grijze wolkenlaag op middelbare hoog
Cirrocumulus
Cc
Wolkenlaag die op grote hoogte voorkomt, bestaande uit kleine wolkenplukjes zonder licht-donkerstructuur, met openingen.
Cirrostratus
Cs
Egale laag dunne bewolking op grote hoogte
Cirrus
Ci
Vezelige witte fijne draden op plukjes, op grote hoogte
Cumulonimbus
Cb
Grote stapelwolk, tot grote hoogte oprijzend, met een rafelige basis en zware neerslag
Cumulus
Cu
Afzonderlijke, gebolde wolken, op laag niveau
Nimbostratus
Ns
Donkere, grijze wolken op middelbare hoogte, vaak reikend naar de grond, en met langdurige neerslag
Stratocumulus
Sc
Wolkenlaag op laag niveau, bestaande uit ballen of rollen met duidelijke openingen en zware licht-donkercontrasten
Stratus
St
Een grijze, egale wolkenlaag op het lage niveau
Neerslag Ontstaan Wolken bestaan uit waterdruppels, onderkoelde waterdruppels, ijskristallen, of combinaties daarvan. Als deze groot genoeg zijn om naar beneden te vallen en het aardoppervlak te bereiken, ontstaat er neerslag. Er zijn twee processen die het ontstaan van neerslag kunnen veroorzaken; het coalescentieproces en het Wegener-Bergeronproces. Het proces van coalescentie of samensmelting is gebaseerd op wolkenelementen met verschil in grootte. De grotere druppels zijn zwaarder en zullen sneller vallen dan de kleinere druppels die min of meer blijven zweven. Door hun grotere valsnelheid zullen de grotere druppels de kleinere op hun weg invangen en aangroeien. Als gevolg van turbulentie in de wolk neemt het aantal botsingen toe en wordt het effect nog groter. De druppels botsen tegen elkaar, smelten samen en groeien totdat ze als regen- of motregendruppel uit de wolk vallen. Het tweede proces is het Wegener-Bergeron-Findeisen proces, genoemd naar de ontdekkers ervan. Dit proces speelt zich af in wolken waar onderkoelde waterdruppels en ijskristallen naast elkaar bestaan, dit is in de temperatuurzone tussen -10 en -23 graden. Hierbij speelt het verschil in dampspanning tussen water en ijs een rol. De dampspanning boven ijs is lager dan boven water bij dezelfde temperatuur. Dit verschil is bij ca. -12°C het grootst. Het verschil in dampspanning brengt een transport van waterdamp op gang van de waterdruppels naar de ijskristallen. Of, met andere woorden, de waterdruppels verdampen en de ijskristallen groeien aan ten koste van de waterdruppels. De ijskristallen worden groter en zwaarder en vallen uiteindelijk als sneeuw of motsneeuw naar beneden. Zodra ze ver genoeg onder de vorstgrens vallen (ongeveer 1500 voet of meer) zal de sneeuw smelten en overgaan in regen. De regendruppels ondergaan in de onderste delen van de neerslaggevende wolk het coalescentie-proces waardoor de druppels verder zullen groeien. Frontale en buiige neerslag worden dus gevormd door deze twee genoemde processen. Hele lichte regen en motregen of motsneeuw ontstaat door coalescentie in bijvoorbeeld stratus en stratocumulus.
Soorten neerslag Neerslag wordt onderverdeeld naar de vorm waarin het de bodem bereikt. Dit is afhankelijk van het ontstaansproces, van de temperatuur en van eventuele op- en neerwaartse bewegingen in en onder een wolk. Vooral bij 0°C is er een grote verscheidenheid aan neerslagvormen. In wat volgt worden de verschillende vormen besproken. Regen en motregen Motregen is de lichtste vorm van regen. Het is neerslag met een geringe intensiteit (minder dan 1mm per uur) en kleine druppels (kleiner dan 0,5 mm diameter). Motregen en lichte regen met geringe intensiteit ontstaat doorgaans in horizontaal uitgestrekte bewolking, waar de temperatuur van de wolk en van de onderliggende lucht boven 0°C is. Hier doet het coalescentieproces de waterdruppels aangroeien tot ze zwaar genoeg zijn om uit de wolk naar beneden te vallen. Als wolken grote verticale afmetingen hebben, bevindt een belangrijk deel van de wolk zich op een hoogte waar de temperatuur lager is dan 0°C. Waar het meer dan 10°C vriest komen er in de wolken onderkoelde waterdruppels en ijskristallen voor en kan het Wegener-Bergeron-Findeisen proces zijn werk doen. De neerslagelementen worden voldoende groot en talrijk, zodat grotere
neerslagintensiteiten mogelijk worden. Als de neerslag volledig smelt tijdens de val naar het oppervlak krijgt men regen. Onderkoelde regen en ijsregen In de winter kan het voorkomen dat de temperatuur van de onderste lagen van de atmosfeer onder nul graden is, terwijl er zich daarboven een warmere luchtlaag bevindt met een temperatuur boven nul. In deze warmere zone smelten de neerslagelementen die als sneeuw ontstaan zijn tot regendruppels. In de koudere zone daalt de temperatuur van de regendruppels onder nul. Er valt onderkoelde regen als de regendruppels het aardoppervlak bereiken vooraleer ze zijn bevroren. Als de vallende neerslag lang genoeg onderkoeld geweest is, bevriest die geheel of gedeeltelijk. De regen gaat dan over in ijsregen. Ijsregen leidt tot gladheid want vormt direct een laagje ijs op de grond. IJzel IJzel ontstaat wanneer neerslag (regen, motregen, gedeeltelijk uit vloeibaar water bestaande ijsregen)valt op een ondergrond waarvan de temperatuur onder nul is. De neerslag bevriest zodra hij in contact komt met het koude oppervlak. Sneeuw Sneeuw bestaat uit sterk vertakte ijskristallen die samengeklonterd zijn tot vlokken. Om grote sneeuwvlokken te krijgen mag het niet meer dan 5°C vriezen. Bij strenge vorst kunnen de sneeuwvlokken nauwelijks samenklonteren, en blijft het bij poedersneeuw. De meeste neerslag in België en Nederland ontstaat als sneeuw. Afhankelijk van de temperatuur van de lucht zal de sneeuw geheel of gedeeltelijk smelten en als regen of natte sneeuw de grond bereiken. Als de lucht kouder is dan 0°C, bereikt de neerslag als sneeuw de grond. Regen kan ook overgaan in natte sneeuw of later in sneeuw, aangezien de doorvallende sneeuw de lucht afkoelt. Soms is er ook sprake van motsneeuw: neerslag die ontstaat volgens het coalescentieproces en onder vaste vorm naar beneden komt bij lage temperaturen. Hagel Hagelstenen ontstaan als ijsdeeltjes in een buienwolk enkele malen in de stijgstroom van die wolk terechtkomen. Op zijn weg door een zone met onderkoelde waterdruppels, ontstaat er rond een ijskern een waterfilmpje, dat bevriest op zijn weg naar nog hogere luchtlagen. Daarna komt de aangegroeide steen weer in zwakkere stijgstromen terecht en zakt. Dit proces kan zich een aantal keren herhalen tot de steen zo zwaar is dat de turbulente stijgende bewegingen er geen vat meer op hebben. De hagelsteen valt uiteindelijk op de grond, soms met een omvang van vele centimeters. Hagelstenen vallen meestal slechts in een klein gedeelte van het totale neerslaggebied.
