Verder is er een aantal automatische meetpunten, o.m. op enkele boorplatforms voor de Nederlandse kust: Euro-O, Lichteiland Goeree, Meetpost Noordwijk, AUK en K-13.
Bovendien zijn er enkele automatische windpalen: Huibertgat, Texel hors, Oosterschelde, Schaar en Cadzand. Op land zijn automatIsche meetpunten te vinden bij Lauwersoog, Marknesse, Stavoren, Hoorn, Lelystad, Hoogeveen, Nleuw-Beerta, Heino, Hupsel, Herwijnen, Rotterdam (Geulhaven), Arcen, Wilhelminadorp en Oost-Maarland.
Het gaat hier om een min of meer gesloten luchtcirculatie waarbij de lucht opstijgt boven de westelijke Stille Oceaan om dan naar Peru te stromen en daar weer te dalen als gevolg van subsidentie in hogedruk. Vervolgens keert de lucht onderin de atmosfeer weer terug naar zijn oorsprong met behulp van de oostelijke passaatwinden. Het proces begint dan weer opnieuw en is de circulatie rond.
De opbouw van warme massa is daarom stabiel: er is weinig of geen uitwisseling met hogere luchtlagen. De invloed van de wrijving blijft daardoor vooral beperkt tot die onderste niveaus, waarin de wind dan ook vrij sterk gekrompen zal zijn en weinig schommelingen in richting en snelheid zal vertonen. Bij een hoge vochtigheid zal in een warme massa de hemel nagenoeg bedekt zijn met stratus of stratocumulus. Hieruit kan bij voldoende dikte gelijkmatige lichte neerslag vallen. Bij een laag vochtigheidsgehalte van de lucht zal het in warme massa onbewolkt zijn. In een warme massa hopen alle stof- en vochtdeeltjes zich op in de onderste luchtlaag en kunnen niet ontwijken naar hogere luchtlagen. Het zicht is dan ook meestal matig of slecht en vooral in de wintermaanden komt er (soms zeer) hardnekkige mist voor.
Bij voldoende afkoeling aan het aardoppervlak tijdens de nacht kan warme massa overgaan in koude massa. Ook invloeden van land en zee kunnen bij deze transformatie een rol spelen. In het voorjaar, bij een relatief koud zeeoppervlak, kan warme massa, eenmaal boven land aangekomen, overgaan in koude massa. Het kustgebied is dan nog wel bewolkt, maar verder landinwaarts breekt de bewolking en wordt duidelijk cumuliform. In het najaar gebeurt vaak het omgekeerde, met als gevolg dat dan boven land uitgestrekte wolkenvelden ontstaan.
In tegenstelling tot een koufront wordt hier relatief koudere lucht verdrongen door warmere lucht.
Op de weerkaart wordt een warmtefront aangegeven met halve bolletjes.
Typerend voor eeen warmtefront is een periode met gestage regen of motregen.
 |
De warme lucht bevindt zich aan de linkerkant en
kruipt op tegen de koude lucht. Bij de passage van een warmtefront
(dat in de figuur van links naar rechts beweegt), ziet u achtereenvolgens
de volgende bewolking passeren: cirrus (CI), cirrostratus (CS), altostratus (AS) en nimbostratus (NS). De eerste zijn de veerachtige wolken,
de laatste de regenwolken |
Een dag met gemiddeld over 24 uur een temperatuur van 20,2°C draagt dus 2,2 bij aan het warmtegetal.
Zo komen we uiteindelijk tot een totale som die het mogelijk maakt de warmte in een jaar te classificeren. Het warmtegetal beperkt zich niet noodzakelijkerwijs de klimatologische zomermaanden juni, juli en augustus, maar loopt van 1 april t/m 31 oktober.
Als de gemiddelde etmaaltemperatuur op een dag bijv. 15°C is en het langjarige etmaalgemiddelde is 18°C dan is het warmteoverschot op die dag -3 punten. Was het die dag bijv. 20°C dan is het warmteoverschot +2 punten.
Door vanaf 1 januari t/m 31 december al deze waarden op te tellen verkrijgt men het warmteoverschot.
Of het warmwatereffect optreedt en in welke vorm dat gebeurd, hangt af van verscheidene factoren. De onstabiele laag boven het warme water moet minstens 1000 tot 1500 meter dik zijn. Verder moet het temperatuurverschil tussen het water en de lucht op circa 850 meter hoogte meer dan 13 graden bedragen om een krachtige uitwisseling van warmte en vocht op gang te brengen.
Tevens is de afstand die de lucht over het warme water aflegt van belang. Hoe groter deze afstand des te heviger zijn de buien (de strijklengte).
Het warmwatereffect is heel duidelijk waarneembaar in de gebieden rondom de grote meren in de Verenigde Staten. Soms is het ook zichtbaar boven het Skagerak, de Oostzee, de Finse Golf, Het Kanaal of de Ierse Zee.
Windhoos die ontstaat boven open water, bijvoorbeeld boven het IJselmeer of de Waddenzee. Een waterhoos is doorgaans minder sterk dan een windhoos, maar komt wel vaker voor dan een windhoos.
Waterkoud is een weertype waarbij na een koude periode, de hemel dichttrekt, de atmosfeer vochtiger wordt en de aantrekkende wind nog altijd koude (vaak continentale) lucht aanvoert. In ieder geval is er geen sprake van vriezend weer. Waterkoud weer kan het hele jaar optreden.
Naast de verwachting biedt het KNMI-Weeralarm informatie over mogelijke gevolgen en risico's. Het weeralarm wordt gemiddeld zo'n 2 tot 6 keer per jaar, en op zijn vroegst 12 uur tevoren wordt gegeven. Wanneer de meteoroloog eerder al aanwijzingen heeft voor bijzondere weersontwikkelingen wordt maximaal 48 uur tevoren een waarschuwing voor gevaarlijk weer uitgebracht en 24 uur tevoren een waarschuwing voor extreem weer.
Voor een weeralarm gelden de volgende voorwaarden:
| Fenomeen | Criterium |
|---|---|
| Gladheid en sneeuwval | * accumulatie sneeuw 0-3 cm/uur of ≥ 10 cm in 6 uur. * sneeuwval of driftsneeuw met wind ≥ 40 km/uur * gladheid door ijzel of ijsregen. |
| Onweer | meer als 500 ontladingen in 5 minuten, al dan niet met hagel. |
| Regen | meer als 75 mm in 24 uur. |
| Temperatuur | geen |
| Wind- en waterhozen | geen |
| Windstoten | * meer dan 100 km/uur. * meer dan 120 km/uur (winterperiode, kuststrook). |
| Zicht | geen. |
Voor de intrede van de radiosonde werd in de jaren twintig van de vorige eeuw met meteorografen die gekoppeld waren aan vliegtuigen hoogtewaarnemingen gedaan. In Nederland werden die vluchten in de regel vanaf vliegheide Soesterberg uitgevoerd.
In 1927 ontwikkelde de Rus Moltchanoff een miniatuurradiozender, die werd bevestigd aan een ballon die de gegevens over de toestand van de atmosfeer op verschillende niveaus naar de aarde kon zenden. In feite ontwikkelde Moltchanoff het prototype van de radiosonde. Op 30 januari 1930 werd zijn eerste volwaardige radiosonde, genaamd '271120', om 13.44 uur plaatselijke tijd bij het Geofysische Observatorium in Pavlovsk opgelaten. De instrumenten bereikten een hoogte van 7,5 kilometer alwaar een temperatuur van -40,7°C werd gemeten. 32 minuten na de lancering werden de meetgegevens in een aerologisch bericht naar de weerinstituten in Leningrad en Moskou gestuurd.
In Nederland begon men in 1947 bij het KNMI in De Bilt met het oplaten van radiosondes, aanvankelijk twee keer per dag. In de eerste jaren werden de ballonnen met een theodoliet (een meetinstrument uit de landmeetkunde) gevolgd, vanaf 1955 ook met behulp van de radar. Van 1985 tot 2006 werd vanuit De Bilt om 00:00, 06:00, 12:00 en 18:00 UTC een weerballon losgelaten. Tegenwoordig vindt op de meeste radiosondestations alleen om 00:00 en 12:00 UTC een meting in de bovenlucht plaats. Daarnaast wordt op marinevliegkamp De Kooy ook om 06:00 UTC een extra ballonoplating gedaan. Ook de weermeetgroep van de Koninklijke Landmacht verricht op onregelmatige tijden radiosondeoplatingen.
Ballon en parachute:
Het gehele systeem bestaat uit een ballon van rubber of latex waar een touw met een parachute en de radiosonde hangt. Tussen de ballon en de radiosonde zit ongeveer twintig meter lijn. De ballon wordt vlak voor het loslaten gevuld met helium of waterstof. Deze twee gassen zijn soortelijk lichter dan lucht en geven de radiosonde zijn stijgsnelheid. De ballon stijgt met ongeveer vijf meter per seconde (300 meter per minuut).
Het KNMI gebruikt helium. Dit edelgas heeft het voordeel dat het ongevaarlijk is, maar het nadeel dat het kostbaar is. Waterstof daarentegen is explosief en een stuk goedkoper en wordt door de Landmacht gebruikt. Het gebruik hiervan vereist uitgebreide veiligheidsmaatregelen.
Het vullen van de weerballon gebeurt bij het KNMI in de vulhut, een gebouwtje op het meetveld achter het KNMI. Een contragewicht wordt ingesteld om het vulgewicht van de ballon exact te kunnen bepalen. Tijdens het vullen wordt de batterij in de radiosonde geplaatst en worden de sensoren gecontroleerd. Vlak voordat de ballon met de verbonden sonde buiten de vulhut wordt gebracht, dient de verbinding met het grondstation te worden gecheckt opdat direct na loslaten van de ballon de gegevens van de radiosonde ontvangen kunnen worden.
Iedere seconde een meting:
De radiosonde, die kleiner dan een half pak melk is en hooguit 300 gram weegt, bestaat uit een batterij, een GPS ontvanger, een zender en sensoren voor het meten van drie meteorologische grootheden: de luchtdruk, de temperatuur en de relatieve vochtigheid.
Met behulp van een zendertje, dat in de sonde is ingebouwd, worden deze signalen doorgegeven naar de signaalontvanger op aarde bij het grondstation. Uit de ontvangen gegevens kunnen andere waarden als dauwpunt en mengverhouding worden berekend.
Op basis van GPS techniek (zoals bij een navigatiesysteem in de auto), wordt de locatie van de radiosonde ten opzichte van het aardoppervlak op de voet gevolgd. Middels de zender wordt de locatie iedere tien seconden doorgegeven. Luchtdruk, temperatuur en relatieve vochtigheid worden gedurende de gehele oplating eenmaal per seconde gemeten. De positie bestaat uit de hoogte en de lengte- en breedtegraad. Uit de posities wordt per hoogte de richting waarin en de snelheid waarmee de ballon beweegt, vastgesteld en kunnen op deze wijze de windrichtingen en windsnelheden op verscheidende hoogten afgeleid worden. Naast het gebruik van GPS-satellieten kunnen positie en windgegevens in de bovenlucht ook middels andere plaatsbepalingssystemen worden verkregen.
Hoe hoger hoe groter:
De ballonnen zijn gemaakt van een materiaal dat bestand is tegen zeer lage temperaturen (lager dan -75° C) en de op grote hoogte heersende lage luchtdruk. Dit kan natuurrubber, chloroprene of een speciale latex component zijn.
Het gewicht van de ballon kan uiteenlopen van 150 tot 3000 gram. Het KNMI gebruikt ballonnen van 500 en 800 gram.
Als de ballon met radiosonde omhoog gaat, komt deze in steeds ijlere lucht. De ballon wordt door het steeds grotere drukverschil steeds groter. Immers, het drukverschil tussen de druk in de ballon en in de omgevingslucht wordt steeds groter waardoor de ballon uitzet. De meeste weerballonnen zijn 1 tot 1,5 meter in doorsnede op het moment van vertrek. Op zo'n 20 km hoogte is de diameter tot zo'n 3 á 3,5 meter opgelopen (het volume is dan 20 tot 25 maal groter).
Hoe groter het gewicht van de ballon is, hoe groter deze kan worden en hoe hoger de radiosonde kan komen. Voor weerkundige doeleinden is een hoogte van ongeveer 15 kilometer voldoende. Ook voor het meten van de ozonconcentratie worden radiosondes gebruikt. Aangezien de grootste concentraties ozon tussen 15 en 25 kilometer worden gevonden, is hiervoor een zwaardere ballon van bijvoorbeeld 800 gram noodzakelijk. Deze ballonnen kunnen een hoogte van ongeveer 30 kilometer bereiken. Het KNMI doet meestal op de donderdagmiddagen een ozon meting, maar ook op aanvraag.
Flinke afstanden:
Het tijdstip van oplating ligt op circa 40 minuten voor 00.00 UTC en 12.00 UTC. Na een kleine twintig minuten is de radiosonde op ongeveer 5,5 km hoogte aangekomen waar nog ongeveer de helft van de luchtdruk op zeeniveau heerst. Na veertig minuten wordt een hoogte van 15 kilometer bereikt. Afhankelijk van de heersende windsnelheden en de windrichtingen kan een weerballon 100 tot 150 kilometer afdrijven, soms iets meer maar in een erg rustige atmosfeer soms wel minder dan 100 kilometers. Op 24 januari kwam de radiosonde even ten oosten van Enschede, net over de grens in Duitsland terecht (afstand ca. 145 kilometer hemelsbreed).
Nadat de ballon op bepaalde hoogte is geklapt, komt de radiosonde aan de opengevouwen parachute naar beneden. Helaas zijn gewone radiosondes slechts eenmaal te gebruiken. Wie zo'n sonde vindt, mag hem houden of kan hem inleveren bij het klein chemisch afval of voor verdere verwerking terugsturen naar het KNMI.
Iedere sonde is voorzien van een briefje met adresgegevens en een beschrijving in Duits, Frans en Engels. Dat is nodig omdat de ballonnen afstanden kunnen afleggen van honderden kilometers, zodat ze in de ons omringende landen terechtkomen. Ozonsondes zijn wel opnieuw bruikbaar. Het KNMI ontvangt deze sondes dan ook graag retour. De gelukkige vinder ontvangt een kleine vinderspremie.
Het dagelijkse weercijfer wordt bepaald over de dagperiode tussen 7 en 19 uur MET (in de zomertijd is dit een uur later).
Er wordt begonnen met 10 puntern waarna eventueel aftrekpunten kunnen worden gegeven.
| Aftek | Criterium | Aanvulling | |
|---|---|---|---|
| Bewoking | 0 pnt | Gemiddelde bedekkingsgraad is kleiner dan 1/8 |
Bepaal de gemiddelde zon bedekkende bewolkingsgraad om 6, 10, 14 en 18 uur |
| 1 pnt | Gemiddelde bedekkingsgraad ligt tussen 1/8 t/m 4/8 |
||
| 2 pnt | Gemiddelde bedekkingsgraad ligt tussen 4/8 t/m 7/8 | ||
| 3 pnt | Gemiddelde bedekkingsgraad is groter dan 7/8 | ||
| Mist | 0 pnt | Als het korter dan 2 uur mistig is geweest | |
| 1 pnt | Als het 2 tot 6 uur mistig is geweest | ||
| 2 pnt | Als het 6 ur of langer mistig is geweest | ||
| Neerslag | 0 pnt | Voor een geheel droge dag | Zie toelichting hieronder |
| 1 pnt | Voor 1 of 2 uurvakken met neerslag | ||
| 2 pnt | Voor 3 t/m 6 uurvakken met neerslag | ||
| 3 pnt | Voor 7 t/m 10 uurvakken met neerslag | ||
| 4 pnt | Voor 11 of 12 uurvakken met neerslag | ||
Wind |
0 pnt | Ten minste 3 uur windkracht ≤ 2 en over geen enkele periode van 3 meer dan windkracht 2 | |
| 1 pnt | Ten minste 3 uur windkracht 3 en over geen enkele periode van 3 meer dan windkracht 3 | ||
| 2 pnt | Ten minste 3 uur windkracht 4 of 5 en over geen enkele periode van 3 meer dan windkracht 6 | ||
| 3 pnt | Ten minste 3 uur windkracht 6 of hoger |
Valt er van 11:20 uur tot 11:40 uur neerslag, dan telt dit als 1 uurvak. Valt er in datzelfde uurvak ook nog neerslag van 11:50 tot 11:55, dan geldt dit nog steeds als 1 uurvak. Het uurvak loopt in dit voorbeeld van 11 uur tot 12 uur.
Maar valt er op een andere dag bijvoorbeeld neersl;ag van 14:55 uur tot 15:05 uur dan geldt dat als 2 uurvakken.
Op een weerkaart zijn in een bepaald kaartgebied de waarnemingen geplot van een aantal waarnemingsstations. De meteoroloog maakt een analyse van deze weerkaart. Hij zoekt onder meer naar de posities en verplaatsingen van weersystemen als hogedrukgebieden, lagedrukgebieden, fronten, troggen, slechtweergebieden, enz.
De grootte van het kaartgebied hangt af van de termijn waarvoor een weersverwachting wordt gemaakt. Ten behoeve van een weersverwachting van 36 uur vooruit is het kaartgebied uiteraard groter dan voor een verwachting van 6 of 12 uur vooruit. Tegenwoordig worden weerkaarten nauwelijks nog met de hand geanalyseerd. De computers spelen hier een steeds grotere rol.
Er zijn twee soorten weersatellieten: polaire en geostationaire.
Polaire satellieten draaien op een hoogte van 800 à 900 km rond de aarde. De aarde draait ondertussen ook verder om haar as en daardoor bevindt iedere volgende baan van de satelliet om de aarde zich dan ook een stuk verder naar het westen. Hoewel de baan van een polaire satelliet laag is en het signaal dat de satelliet uitzendt sterk, is er toch nogal wat apparatuur voor nodig om een dergelijke satelliet goed te kunnen ontvangen. Het is nodig om de satelliet in zijn baan om de aarde te volgen met een grote schotel en daarvoor is dure apparatuur nodig. Het voordeel van polaire satellieten is dat ze de hele aarde bestrijken.
Geostationaire satellieten draaien rond de aarde op een zo grote hoogte dat de aarde even snel om haar as draait als de satelliet om de aarde. Voor een waarnemer op aarde staan deze satellieten daarom stil. Dat kan alleen in een baan precies boven de evenaar en op een hoogte van ongeveer 36.200 km. Echt helemaal stil staat de satelliet ook weer niet: hij draait kleine 'achtjes'. De satellieten hebben altijd een eigen aandrijfsysteem zodat ze, indien ze langzaam wegdrijven, weer teruggebracht kunnen worden naar de oorspronkelijke positie.
Ze ontstaan in principe alle op ongeveer dezelfde wijze als zware onweerscomplexen en actieve buienlijnen. Noodzakelijke voorwaarden zijn een hoge relatieve vochtigheid van de lucht, een bijzonder grote onstabiliteit en een zeer lage luchtdruk. De wervelstormen zijn te onderscheiden naar hun afmetingen. De tropische cycloon heeft een doorsnede van 200 tot 700 km, de tornado heeft afmetingen van 300 m tot ongeveer 1 km en de windhoos is enkele tientallen meters in doorsnede. Aangezien de meeste van deze winden vrij sterk plaatsgebonden zijn, zijn ze te rangschikken onder de lokale winden.
| Pennr. [m/sec] |
Hoek in ° | Snelheid | Beaufort |
|---|---|---|---|
| 1 | 0 | 0 | 0 |
| 2 | 4 | 2 | 2 |
| 3 | 15,5 | 4 | 3 |
| 4 | 31 | 6 | 4 |
| 5 | 45,5 | 8 | 5 |
| 6 | 58 | 10 | 6 |
| 7 | 72 | 14 | 7 |
| 8 | 80,5 | 20 | 9 |
1. Tropische cycloon bij Australië. Deze wervelstorm trekt in westelijke richting over de Koraal-zee en vervolgens tegen de wijzers van de klok langs de noordoostkust van Australië. Deze Willy-Willy komt vooral voor in de maanden januari t/m maart.
2. Tropische cycloon aan de noordwestkant van Australië. Deze wervelstorm ontstaat in de Timor-zee en trekt vervolgens in zuidelijke richting langs de Australische kust. Deze Willy-Willy komt eveneens vooral voor in de maanden januari t/m maart.
In de eerste plaats de windsnelheid. Hoe groter de gradiënt (het verschil per afstandseenheid) tussen de druksystemen (ofwel: hoe dichter de isobaren bij elkaar liggen), des te sneller de lucht gaat stromen. De bijbehorende natuurkundige kracht heet de gradiëntkracht.
De tweede grootheid is de windrichting. Deze hangt vooral af van de positie van de hoge- en lagedrukgebieden op een bepaald moment. De lucht stroomt niet rechtstreeks van het hoge- naar het lagedrukgebied. Onder invloed van de Coriolis-kracht buigt de luchtstroming af.3
Verder worden richting en snelheid van de wind bepaald door veranderingen in luchtdruk (isallobarische wind) en de wrijving die de luchtstromingen aan het aardoppervlak ondervinden (de wrijvingskracht). In een ongestoorde situatie met weinig wrijving, boven zee of in de bovenlucht, stroomt de lucht bijna evenwijdig aan de isobaren. Naast deze wind ten gevolge van het luchtdrukpatroon, kan wind ook ontstaan door temperatuurverschillen. Een voorbeeld hiervan is de zeewindcirculatie. Overigens zijn er ook nog allerlei verticale luchtbewegingen in de atmosfeer, maar deze zijn niet in het begrip wind begrepen. De aard van de wind wordt op heel veel plaatsen op aarde door lokale omstandigheden bepaald.
Kompasrichting waar de wind vandaan komt ten opzichte
van het ware noorden, de geografische noordpool (dus niet ten opzichte
van de magnetische noordpool). Een westenwind bijvoorbeeld is een wind
die vanuit het westen waait. Voor meteorologische doeleinden wordt de windrichting
opgegeven in booggraden. Een noordenwind wordt gemeld met 360°, een oostenwind is 90°, een zuidenwind
180° en een westenwind 270°. De windrichting wordt gemeten met
behulp van een anemoscoop (windwijzer), waarvan de meest eenvoudige de
windvaan is. Daarnaast kan de windrichting globaal worden vastgesteld met
behulp van rook, een wimpel of een windzak. Volgens internationaal vastgelegde
voorschriften van de Wereld Meteorologische Organisatie worden de windrichting
en -snelheid altijd gemeten op precies 10 meter boven de grond op vlak
en open terrein. Door lokale omstandigheden is dit niet altijd mogelijk,
zoals op booreilanden. In dergelijke gevallen wordt de wind echter naar
een 10-meterwind herleid. In de SYNOP wordt, eveneens volgens internationale
afspraak, altijd het tienminutengemiddelde gepresenteerd, en wel over de
tien minuten direct voorafgaande aan het waarnemingstijdstip.
In sommige jaren, onder andere in 2004 en 2005 begint de winter op 21 december; in 2080, 2084, 2088, 2092 en 2096 zelfs al op 20 december. De verschillen in tijdstippen en soms ook data zijn het gevolg van het feit dat het kalenderjaar geen geheel aantal dagen telt, en van het invoeren van een schrikkeldag. De zon staat bij het begin van de winter het laagst boven de horizon en komt in Midden-Nederland op om ongeveer kwart voor negen op en gaat om half vijf in de middag onder. Deze astronomische winter eindigt overigens op 21 maart om 02.00 uur.
Het begin van de winter betekent de kortste dag van het jaar, maar dat houdt niet dat de zon dan het laatst opkomt en het vroegst ondergaat. Al vanaf 13 december gaat de zon later onder en pas op 30 december blijft het 's ochtends het langst donker. Dat komt doordat de aardbaan rond de zon niet cirkelvormig is, waardoor de zon in de winter iets sneller beweegt dan in de zomer. Het gevolg is dat de zon nu dagelijks iets later door het zuiden gaat.
Ook is de daglengte (het verschil in tijdstip van opkomst en ondergang van de zon) afhankelijk van de geografische breedte. Zo heeft Zuid-Frankrijk al op 9 december de vroegste zonsondergang en de meest late zonsopkomst op 3 januari.
Men kan wolken waarnemen omdat de wolkenelementen een zeer kleine onderlinge afstand hebben en het (zon)licht erdoor wordt verstrooid. Wolken bevinden zich in het onderste gedeelte van de atmosfeer en ontstaan doordat waterdamp in de atmosfeer in bepaalde omstandigheden condenseert op daar aanwezige deeltjes (condensatiekernen). Een wolk kan op een aantal manieren weer verdwijnen, namelijk door uitregenen, door verdampen, door opwarming of door menging met een drogere luchtlaag.
Dit is een min of meer lange gesloten wolkenbaan met een lengte-breedte verhouding die groter is dan 4:1. Zij heeft een breedte van maximaal 1°. Vaak kan de wolkenband geassocieerd worden met een koudefront.
Aan het begin van de 19de eeuw kwamen de Franse natuurkundige Lamarck en de Engelse meteoroloog Howard tot lijsten met afbeeldingen van wolken. De indelingen van Lamarck en Howard verschilden niet veel van elkaar, maar die van de Engelsman vond toch meer weerklank, omdat hij de wolken voorzag van Latijnse namen, iets waar men vooral in de wetenschappelijke wereld (plant-, dier-, geneesen scheikunde), al aan gewend was. Volledig op Howards indeling geënt, verscheen in 1932 De internationale atlas der bewolkingen en toestanden van den hemel. Deze wolkenatlas was samengesteld door een Internationale Commissie voor de bestudering der wolken, die in 1921 bijeenkwam.
Onder toezicht van de WMO, de Wereld Meteorologische Organisatie, is in 1956 een verbeterde uitgave van de Internationale wolkenatlas verschenen. Deze is op dit moment op de hele wereld nog steeds in gebruik. De indeling is als volgt:
I. eerste indeling: 10 geslachten Deze wolkengeslachten worden nog onderscheiden in 4 families, naar de hoogte waarop ze voorkomen. A. De hoge wolken, hoger dan 6 km. Deze wolken bestaan uit kleine ijskristalletjes. B. Middelbare bewolking, tussen 2,5 en 6 km. Wolken in deze etage bestaan meestal uit onderkoelde waterdruppels. C. Lage bewolking, lager dan 2,5 km, bestaande uit waterdruppels met soms wat kristallen korrelsneeuw. D. Bewolking die zich niets van deze indeling aantrekt. Meestal cumuliforme bewolking (stapelwolken), die de basis (de onderkant) in de onderste etage heeft en helemaal tot in de hoogste etage kan opbollen.
II. tweede indeling: 14 soorten De tweede indeling vertelt iets over de vorm van de diverse wolken.
III. derde indeling: 9 variëteiten Deze derde indeling heeft voor een deel betrekking op de manier waarop de wolken zijn gerangschikt. De overige variëteiten geven de mate van doorschijnendheid aan.
IV. bijkomende vormen en verschijnselen Een beschrijving van het uiterlijk van de wolk.
In het schema is aangegeven welke combinaties van geslachten, soorten, variëteiten en bijkomende vormen en verschijnselen kunnen voorkomen.
| Stratus | 0 - 1000 mtr |
| Cumulus en cumulonimbus | 500 - 1500 mtr |
| Nimbostratus met lichte neerslag | 1500 - 2000 mtr |
| Nimbostratus met zware neerslag | Belangrijk lager dan 1500 mtr maar zelden beneden 500 mtr |
| Stratus fractus en cumulus fractus | 50 - 500 mtr |
| Stratocumulus | 500 - 2500 mtr |
| Altostratus en altocumulus | 2000 - 6000 mtr |
| Cirrus; cirrostratus en cirrocumulus | 6000 - 10000 mtr |
Rijen van meestal cumulus of cumulus-achtige wolken die parallel gerangschikt zijn in de onderste lagen van de atmosfeer. Ze zijn soms waar te nemen vanop de grond, maar op satellietbeelden zijn ze vaak snel te herkennen.
Dit proces voltrekt zich bijvoorbeeld als een hoeveelheid lucht wordt gedwongen een stijgende beweging te ondergaan, zoals bij convectie (de convectieve bewolking), bij gedwongen optilling over bergruggen en langs frontvlakken wanneer een koude luchtsoort zich onder een warmere luchtlaag dringt, zoals dat in lagedrukgebieden op grote schaal voorkomt (de frontale bewolking).
Tijdens de stijgende beweging koelt de lucht in een droog-adiabatisch proces af. De hoogte waarop de condensatie plaatsvindt, het condensatieniveau, hangt af van de vochtigheid in die lucht. Is de vochtigheid van de opstijgende lucht groot, dan zal de wolkenbasis laag zijn; bij van origine drogere lucht is de wolkenbasis hoger.
Boven het condensatieniveau zal de afkoeling in een verzadigdadiabatisch proces plaatsvinden. Bewolking kan ook ontstaan door contact van vochtige lucht met een koud oppervlak. De luchtlaag koelt dan ook af, met als gevolg de vorming van dauw, rijp, mist, of laaghangende bewolking. Soms kunnen wolken ontstaan door uitstraling, en dus afkoeling, aan de bovenkant van een vochtige laag.
