Mwa, aangezien niemand hier geantwoord heeft zal ik maar even mijn best doen .
Het geheel berust op het feit dat je vooral tijdens en vlak na een grote hoeveelheid neerslag bij een bui de hele opbouw van de grenslaag omgooit.
In het filmpje is de grenslaag voor het onweer uit zogenaamd droogadiabatisch opgebouwd. Dit houdt in dat de boel onstabiel is en dat er, mits er uiteraard ook op hoogte aan bepaalde voorwaarden voldaan wordt, Cu/Cb gevormd kan worden. De hoogte van deze bewolking kun je simpelweg berekenen door 'T-Tdx400=convectieve wolkenbasis in ft' te gebruiken. Daarbij is bewolking onder dit CCN (convectief condensatie niveau, ook wel LFC: level of free condensation) niet aannemelijk. De berekende waarden zijn een hele goede indicatie maar kunnen door minime lokale verschillen soms wat afwijken.
Nu komt de bui binnen en valt er in korte tijd een forse hoeveelheid regen en daalt de temperatuur in de luchtkolom onder de bui. Als dit proces lang genoeg doorgaat wordt de grenslaag vochtiger en stabiel van opbouw, temperaturen aan de grond dalen en je Td loopt op. Door deze stabiele opbouw (isoltherm of oplopende temperaturen met de hoogte) kan het gevallen vocht onder de ontstane inversie geen kant op, vaak zie je na een wolkbreuk dan ook dat het wat nevelig wordt en de wind tijdelijk wegvalt. Dat laatste is ook typisch iets voor een stabiele grenslaag (uitwisseling met bovenliggende luchtlagen stopt op dat moment).
Vlak na de bui zien we dan vaak de temperaturen weer langzaam oplopen waardoor de onderste paar honderd voet weer onstabiel van opbouw worden. Die lagen worden weer droger en er ontstaan weer verticale bewegingen welke het vocht beter verdelen en naar boven kunnen transporteren. In een sounding zul je op dat moment T en Td op enige hoogte (vaak maar enkele honderden ft) zien knijpen, hetgeen leidt tot vorming van St in die vochtigere laag. Soms bolt die bewolking wat op kan het wat cumuliform aan doen.
Het eerder genoemde vocht blijft op enige hoogte aanwezig en verdwijnt pas als deze inversie door aanwarming en/of windtoename verdwenen is. Als je na een bui meteen de zon er weer bij hebt zal die inversie in korte tijd ongedaan gemaakt worden.
Stratus die door windtoename kortstondig gevormd wordt noemen we trouwens turbulentiestratus.
De gevormde lage bewolking verplaatst zich met de heersende winden op lage hoogten (vaak vergelijkbaar met de wind aan de grond). Soms kan dit in de tegenovergestelde richting zijn van de bui zijn. Zeker omdat het windveld vlakbij een bui beïnvloed kan worden door het systeem zelf. In dit laatste geval is de stroming vaak van de bui af gericht (downdraft). In principe kan de verplaatsing van de stratus echter elke willekeurige richting hebben, afhankelijk van de drukverdeling en/of de positie van de bui tov van de waarnemer.
Je kunt stratus ook op andere manieren construeren, maar in geval van zomerse onstabiele omstandigheden midden op de dag is dit de meest voorkomende. Echter, als de grenslaag erg droog is (zoals we al enkele malen hebben gezien dit jaar) of de stabiele opbouw van de grenslaag niet goed uit de verf komt zal stratus zich niet kunnen vormen. We zien daarom lang niet altijd bij elke bui St bewolking terug.
Trouwens, ook voor de hoogte van je stratus geldt de regel T-Tdx400. Je zult begrijpen dat je met een vochtige grenslaag na een bui met een T van 16 en een Td van 14 je eerste stratus onder de juiste omstandigheden vrij laag zal beginnen (tussen 800-1200ft). | Gewijzigd: 7 juni 2011, 18:51 uur, door marsel