Onweerskansen zondag 23 maart 2014

Bij nadering van een diepe trog zullen er buien over de Benelux trekken. Vermoedelijk gebeurt dit in fases, waarbij we mogelijks van 's morgens tot 's middags een passage van buien hebben boven Nederland, dewelke zich ook in het noorden van België kunnen manifesteren.

Naarmate de middag vordert komt er langs het westen terug een nieuwe impuls met buien. Het TPW product toont dit mooi aan waarbij we een vermoedelijke eerste buienlijn kunnen aanschouwen.

De TPW kaarten zeggen ons dat de buienlijn ten westen van de Benelux zich mogelijks zal opsplitsen, waarbij het zuidelijke deel door Frankrijk kan trekken en een noordelijk deel terug over de Benelux trekt.

De buien zijn onderheven aan een sterk diffluent patroon in de 500mb hoogtecontouren, dewelke de verticale beweging enkel in de hand werkt. Aan de basis van de zwakke instabiliteit van enkele 100 m²/s² sbCAPE vinden we de steile lapse rates waarbij de temperatuur op 500mb rond de -35° fluctueert.

Het Skew-T diagram toont ons een lage 0° grens waardoor de buien gemakkelijk van hagel vergezeld kunnen zijn. De afwezigheid van noemenswaardige windschering promoot een organisatie in de zin van zwakke pulse-buien, al dan niet lineair langs de vermelde boundaries op het TPW product.

Op plaatsen waar de buien een gemeenschappelijke coldpool genereren en bij buien die groot genoeg van omvang zijn bestaat de kans op lichte shelfcloud of arcus-vorming. Ook zie ik een kans om mammatus-wolken te spotten aan de achterzijde van deze buien. 

Een loopje van de boundaries in het TPW product vind je hier en toont ons hoe de situatie zich mogelijks zal onplooien en de foci op convectie.

De detectie van een overshooting top en de thermal-V couplet

Het belang van radarbeelden bij het benaderen van noodweersituaties is geen onbekend begrip meer. Afgaand van visuele kenmerken op radar is het mogelijk bepaalde kenmerken van een onweersbui te herkennen en op die basis de sterkte van de onweersbui in te schatten. Meteorologen zoeken tijdens de convectieve situatie naar specifieke kenmerken om waarschuwingen te plaatsen en advies te leveren aan een brede waaier van klanten... Dit om hun te behoeden van gevaar en het materieel en persoonlijk verlies in te dijken.

Het plaatsen van waarschuwingen biedt de bevolking "lead-time", een tijdsraam waarin mogelijks een gebied wordt getroffen door noodweer. Indien dus een feature op radar wordt herkend die een kenmerk is van een noodweerverschijnsel weet de meteoroloog dat er zich naar enige waarschijnlijkheid reeds noodweer voordoet en kan men vanaf dan een "lead-time" genereren voor de gebieden die in het pad liggen van het onweer.

De locatie waarop de feature zich voordoet op radar heeft dus deze luxe niet en wordt frequent genadeloos door noodweer getroffen. Wat je niet kan zien kan je ook niet bestrijden... Maar wat als er een manier was om vóór de radarfeature zich voordoet te weten dat er in een komend tijdsraam een radarfeature zich zal ontwikkelen?

Het klinkt misschien fictie maar dat is het niet.

Terwijl de radar ons dus toont wat er op een huidig moment gaande is zijn er andere bronnen die ons iets kunnen zeggen over het onweer. Deze bron zijn de satelliet images, meerbepaald "enhanced infrared imagery". Onderzoek wijst uit dat de detectie van bepaalde features op satelliet een precursor zijn voor noodweerverschijnselen gaande van een felle klim in CG bliksem tot overvloedige neerslag en wind-events.

De technieken die hier aan bod komen zijn best belangrijk. Sterker zelfs, de infrarood-satellietbeelden zijn soms belangrijker dan radar omdat de detectie van bepaalde eigenschappen op satelliet een precursor zijn van wat er zich op radar zàl afspelen en veel meer "lead-time" genereren om noodweerverschijnselen te anticiperen tot een half uur op voorhand. 

Dit in tegenstelling tot de huidige situatie te beoordelen op radar en zo waarschuwingen te geven die op dat moment eigenlijk te laat zijn daar "het kwaad" reeds aanwezig is. Om die reden leek het mij opportuun om het belang van infrarood-satelliet data bij het benaderen van noodweer in de verf te zetten. Hiervoor bespreken we 2 topics, namelijk de "overshooting top (OT)" en de "thermal-V couplet".

De overshooting top lijkt voor velen een bekend fenomeen. De meesten weten wàt een OT is. De implicaties van een OT daarentegen zijn veelal niet bekend. Wanneer een overshooting top wordt herkend op satellietbeeld is het onmiskenbaar dat de bui in kwestie een sterk exemplaar is maar er is meer aan het verhaal.

Door de advent van steeds betere satellietproducten en mogelijkheden zit het onderzoek van noodweersituaties gebruik makend van satelliet ferm in de lift en het zijn die onderzoeken waar we het in dit artikel over hebben. 

 

We zullen dit artikel in 2 delen en beginnen met de overshooting top om daarna over te gaan naar de thermal-V couplet omdat de overshooting top van deze laatste een onderdeel is.

Eerst en vooral: Wat is een overshooting top (vanaf hier: OT)? Een OT is een koepel-achtige protrusie boven een cumulonimbus-aambeeld dat de intrusie van een updraft door de equilibium level en/of de tropopauze representeert. OT's zijn meestal behoorlijk klein (< 15 km) en hebben veelal een korte levensduur. Zie je een OT weet je dat de bui een sterke stijgstroom heeft.

Er zijn verschillende redenen om OT's te localiseren. Het is een gevaar voor het vliegverkeer en iets wat piloten ten alle tijde vermijden. De interactie van de updraft met de stabiele tropopauze genereert namelijk gravitywaves die tot ver van de OT voelbaar zijn en het vliegverkeer aandoen in de vorm van hevige turbulentie.

Regelmatig is de OT een indicatie van hevige neerslag in een onweersbui en maakt het zelfs mogelijk aan te duiden waar de hevigste neerslag zich bevindt. OT's injecteren ook waterdamp in de stratosfeer. Aangezien dit een belangrijk broeikas-gas is heeft dit sterke implicaties voor het klimaat. OT's gaan bijna altijd gepaard met een piek in CG-bliksemactiviteit. En als laatste is het een onderdeel van een thermal-V couplet, wat we dus iets later zullen behandelen.

Om de correlatie tussen de OT's en noodweerverschijnselen te geven ziet u hieronder aan de linkerkant een plot van de detecties van OT's met daarnaast al de severe weather reports van een bepaalde dag.

OT's worden vaak gedetecteerd waar er noodweerverschijnselen worden gerapporteerd, maar dat wil niet zeggen dat èlke detectie van een OT garant staat voor noodweer. Lineaire patronen in de OT detectie (links) tonen dat individuele cellen over langere tijd kunnen geïdentificeerd worden en dusdanig in cycli OT's ontwikkelen.

Een tweede voorbeeld vinden we hieronder waarbij we de objectieve detectie zien van OT's gespiegeld aan de storm reports boven West Europa. Wederom is er een sterke correlatie te vinden... ditmaal over bekend terrein, meerbepaald de befaamde 25 mei 2009 casus.

Hierboven zien we de storm reports, opgezocht via de ESWD: European Severe Weather Database op 25 mei 2009 (van 00UTC tot 18 UTC). Ter vergelijking vinden we hier de OT's die werden gedetecteerd, samen met de SEVIRI helderheidstemperaturen van "a" tot "h".

Wederom zien we een correlatie met de storm reports en de locatie van de OT's. De detectie van een OT is dus sterk gelinkt aan de locaties waar severe weather reports te vinden zijn.

De algoritmes die gebruik worden voor deze detectie zoeken naar een gradiënt in helderheidstemperaturen en deze gradiënten worden gespiegeld aan NWP tropopause en drempels in helderheids-temperaturen die werden afgeleid van 450 OT/thermal-V gebeurtenissen (Brunner et al, 2007).

Voor een manuele detectie zoeken we naar een 6,5° temperatuursverschil met de rest van het aambeeld. Vinden we zo een feature, mogen we dit aanschouwen als de OT van een onweersbui.

Om een voorbeeld te geven van hoe de OT gelinkt is met de neerslagbeelden kunnen we kijken naar onderstaand diagram, waarin links de detectie van de OT te zien is en rechts de pieken in reflectiviteit op verschillende scanhoogtes.

In de 2 linker-diagrammen zien we de detectie van een OT door de piek in echo top. Op de 2 rechterdiagrammen zien we na de OT een dramatische klim in neerslagintenstieit. Hierdoor kunnen we afleiden dat we in de satellietbeelden een hint zien dat in een tijdsraam van 10 tot 20 minuten na de OT de neerslag veel intenser zal worden. 

Een duidelijk kenmerk dat zich op radar laat blijken nadat de satelliet-gegevens dit al hebben aangetoond. Vandaar het belang van de OT te vinden.

Onderzoek wijst uit dat er ook een correlatie is tussen de frequentie van noodweerverschijnselen en de temperatuur van de OT zoals hieronder wordt getoond. Hoe kouder de OT, hoe sterker de kans op tornado's, schadelijke windstoten en hagel, waarbij de 2 laatste het sterkst stijgen en de kans op hevige windstoten eerder een waarschijnlijkheid wordt dan een "kans".

Wat is nu de relatie tussen een OT en de thermal-V structuur?

De thermal-V signatuur is een feature die zch in de infrarood-satellietbeelden manifesteert als een V of boomerang-vorm van koude IR temperaturen (fellere stralingswaarden) die een gebied van warmere helderheidstemperaturen insluit... Best een mond vol, maar wordt zodra duidelijk.

De thermal-V duikt net zoals de OT vaak op in de infraroodbeelden vóór de noodweer-gebeurtenissen (tornado's, hevige windstoten, hagel,...) en is een belangrijke indicator voor een hevige onweersbui.

De "lead-time" die het voorziet voor de eerste rapportage van noodweer is maar liefst een half uur (McCann 1983) en een verpletterende 92% van buien die een thermal-V structuur hebben produceerden volgens het een onderzoek door Brunner et al (2007) een of andere vorm van noodweer.

Deze image, afkomstig van CIMSS toont ons een NOAA-15 RGB product van een supercel, gespiegeld aan hetzelfde beeld maar dan een ander kanaal (enhanced IR 10.8 µm). Vanaf de OT vertrekken er 2 armen van koelere cloudtop-temperaturen, met daartussen een gebied van "warmere" temperaturen. Deze supercel was trouwens verantwoordelijk voor maar liefst meer dan 30 rapportages van noodweer.

De reden waarom de Thermal-V couplet in de vorm van een V is, is omdat de jet (straalstroom op hoge hoogte) langs de OT "wrijft" en die uitspreidt aan de rand van het aambeeld. Vandaar ook de 2 armen van koelere temperaturen. 

Aangezien de OT de koudste temperatuur heeft en de jet die 2 armen produceert smeert het als het ware de koude temperaturen in die 2 "armen" uit waardoor we een ingesloten gebied hebben met "warmere" temperaturen tussen de 2 armen in... met als resultaat de "V"-vorm.

Buien met een thermal-V hebben dus altijd een OT, zijn altijd gelinkt met een sterke jet en bezitten veelal een vooruit gesmeerd aambeeld (back-sheared anvil).

Hieronder voorzien we een duidelijk Europees voorbeeld. Samen met Chase2be hebben wij deze bui gechaset en gedocumenteerd. Aangezien deze supercel reeds lange tijd actief was en persistent naar rechts afweek leek het mij nagenoeg onmogelijk dat deze bui geen thermal-V couplet of toch tenminste een OT had.

En ja hoor... Zoals verwacht vond ik een textboek voorbeeld met een ferm gescheerd aambeeld. De thermal-V toont zich duidelijk in de fellere helderheidswaarden (schaal aan de linkerkant) met een ingesloten gebied van lagere helderheidswaarden (lagere waarden in de schaal).

De OT vinden we op de locatie waar de 2 armen van de V (de rode kleuren) met elkaar in contact komen. Jammer genoeg zien we op het het 10.7 - 10.8 µm kanaal de OT niet zo duidelijk omdat die gemaskeerd zijn door de 2 vertrekkende "armen".

Om die duidelijk te vinden heb ik me dan gericht op een ander kanaal, namelijk de 6.5 - 6.7 µm of beter gezegd het watervapor-kanaal. Mits de kleurenschaal iets aan te passen was het mogelijk om de OT duidelijker naar voor te brengen, en de thermal-V feller te laten uitkomen.

Merk ook in het watervapor-beeld het donkergrijs aan de onderkant van de supercel op. Dit is een dynamisch geïnduceerde darkzone, en is een indicatie van dalende lucht. De updraft van deze bui was zo sterk dat langs de flank van de bui de lucht neerwaarts circuleert, waardoor de bui zo hevig kon zijn. (Het 6.5 - 6.7µm kanaal behandelen we later in een ander artikel).

Om een visuele blik te werpen op de bui, vind je hieronder een foto genomen door Arne Prové, waar je duidelijk de DCZ van de HP supercel kunt zien.

Graag had ik jullie verwezen naar http://wom.wetteronline.de en aangeraden daar een account aan te maken. Er zijn via die site infrarood-satellietgegevens te bekijken in "near realtime" waaronder een enhanced infrarood product met CTT's (cloud top temperatures).

Op deze manier is het mogelijk de topics in dit artikel in de praktijk toe te passen.

Korte-termijn voorspellingen van onweersactiviteit

Het voorspellen van noodweer is een belangrijk aspect in de meteorologie omdat een severe weather forecast de bevolking sensibiliseert op mogelijke schade aan materiaal, infrastructuur en frequent levens kan redden. Op voorhand weten welke noodweersituatie er zich zal afspelen en hoe het verder evolueert helpt de manier waarop hulpdiensten zich zullen organiseren en hoe de bemanning op de weerdienst wordt verdeeld.

Door de ruimtelijke evolutie van de convectieve omgeving te benaderen kunnen forecasters op een efficiënte manier hun beslissingen nemen omdat ze op die manier meer kennis verwerven over hoe het scenario zich zal uitspelen.

Het onderzoeken wat precies het gevaar zal zijn bij een komende noodweersituatie is een proces dat geen einde kent en kan niet als éénmalige actie worden aanzien. Veel van de technieken die in dit artikel worden behandeld zijn doorheen de volledige convectieve event toe te passen. Zeker voor stormchasers is dit een interessante topic omdat chasers gemakkelijk hun alertheid en overzicht kunnen verliezen éénmaal de onweersituatie zich ontplooit.

In het benaderen van noodweer-events kan bovenstaande flowchart van hulp zijn. Als stormchaser zoekt men best eerst uit wat de convectieve modus van de event is waarna men de juiste methode en tools kan uitkiezen om aan de gedetailleerdere benadering te beginnen. Aangezien er nowcast-tools in het diagram zijn vermeld zoals radar en satelliet heeft het volgen van het diagram het grootste nut tijdens de onweersituatie en net voor het onweer losbarst.

De belangrijkste taken in de anticipatie van de event wat op zijn beurt dan gemakkelijker leidt naar de juiste respons en beslissingen zijn hieronder in een flowchart gegoten.

In het forecasten op korte termijn is dit de meest gehanteerde werkwijze. We bekijken eerst of we in het synoptisch patroon herkenbare patronen kunnen vinden. Daarna evalueren we de omgeving om de locatie en de timing van de onweersituatie te anticiperen. Daarna volgt een benadering van de meest waarschijnlijke scenario's gevolgd door hoe de onweersituatie zal evolueren.

Onthoud: we hebben het in dit artikel over de "short-term forecasts", met andere woorden 0 -6 uur voor de event begint. vb. We weten dat het gaat onweren, de weerdiensten hebben hun forecasts gemaakt en het KMI/KNMI staan over heel de Benelux op "oranje of rood" bij wijze van spreken. Het is op dit moment dat menig chaser begint na te denken... "Wat is mijn chase-target?".

Om die vraag te beantwoorden dienen we dus eerst uit te maken wat er tijdens het chasen te wachten staat. En daar draait dit artikel om.

Ziet ons synoptisch patroon er zo uit?

Indien we een synoptische setup hebben analoog aan deze, wel, dan mogen we in het gearceerd gebied ferme onweersbuien verwachten met supercels & tornado-activiteit. Het synoptisch patroon is onder de chasers beslist niet onbekend. Het is dan ook het patroon indicatief aan een tornado-outbreak, opgemaakt door Barnes & Newton in 1983.

We zien een sterke kruising tussen de LJ (low level jet), de SJ (subtropical jet) en PJ (of de polar jet). Mooi gepositioneerd in de warme sector van een evoluerende cycloon. Volgens het onderzoek van Newton blijkt dat de meeste tornado-outbreaks ten noorden van die subropische jet plaatsvinden.

Een ander veel voorkomend patroon is deze van Johns, 1993. Bij dit patroon vinden we eerder bow-echo's, derecho's en mesovortices. We zien een klassieke, sterk geforceerde synoptische omgeving die regelmatig bij een extratropische cycloon voorkomt. Dit patroon is onderheven aan de hele waaier aan CAPE, afhankelijk van het seizoen. De systemen zijn regelmatig samengaand met droge midlevels.

Merk op dat het patroon gelijkenissen vertoont met het vorige van Barnes & Newton, 1983. Het verschil zit hem in de hoek tussen de Low level jet en de Polar jet. Ze hebben een groter parallel component, waardoor de hodogram een minder prominente curve zal hebben.

Bovenstaande en onderstaande situatie zijn de meest voorkomende setups in West Europa en de Benelux.

Een Spaanse pluim is in wezen te vergelijken met een serie van setups, analoog aan bovenstaand patroon van Johns (1993) waarbij we een trog hebben in de ZW regio van de Golf van Biscaje en de polar jet in een hoge amplitude noordwaarts trekt. 

In plaats van gekoppeld te zijn aan een extratropische cycloon hebben we hierbij meer te maken met een aaneenschakeling van surface-lows. De uitlijning tussen de polar jet en de low level jet (indien aanwezig) is hier ook beter dan het Barnes & Newton model van 1983, wat op zijn beurt een van de redenen is waarom echte tornado-outbreaks in Europa minder frequent zijn dan in de VS.

Bovenstaande afbeelding is een iets aangepast schema van Estofex (http://www.estofex.org), die de seriële natuur aanduidt van het Johns 1993 schema, passend in de Spaanse-pluim configuratie, elk gekoppeld aan een surface low.

Het is belangrijk om te onthouden dat dit enkele van de best gedocumenteerde patronen zijn in het severe weather-gebeuren maar dat de realiteit (meer vaak dan niet) anders is. Noodweer komt trouwens regelmatig voor in situaties waar geen enkel patroon te herkennen is.

Nog een passend patroon is deze voor non-supercel tornado's of landspouts, waarbij we een al dan niet stationair front of boundary hebben, gekenmerkt door steile lapse rates, CAPE (meerbepaald in de low levels 0-3km), weinig CIN, zwakke DLS en grote vorticiteit in de low levels.

Onthoud dat we deze setups niet als "vast" mogen aanzien. De meeste situaties draaien in de realiteit altijd wel iets af van een conceptioneel model en zien we een variatie van een model of zien we eigenschappen van verschillende modellen bij 1 enkele synoptische setup.

Eénmaal we weten met welk model wij te maken hebben of met welk patroon we te maken hebben kunnen we overgaan naar de anticipatie van de event. Hier begint het leuke werk: uitvissen hoe de onweersituatie zal ontplooien. 

Vanaf hier wordt het voor de chasers best interessant. vb De vragen "Waar vind ik de supercels?" of "Stel ik mij oostelijk of westelijk om de zwaarste onweersactiviteit te vinden?" klinken als stormchasers best wel bekend en komen elke maar dan ook èlke chase aan bod.

Bluestein en Weisman hebben met hun numerische experimenten gedemonstreerd dat de evolutie van supercels afhangt van de orientatie van het verticaal windscheringsprofiel en de orientatie van de lijn waarlangs convectie wordt geïnitieerd (forceringslijn). Observaties hebben aangetoond dat de natuur en consequenties van de interactie tussen nabije cellen afhangt van hun verschillende storm-motion en de impact van hun outflow-boundaries. 

Tijdens hun eerste sets simuleerden ze sterke DLS-profielen met een rechte (unidirectionele) hodogram, indicatief aan supercels. Hun resultaten suggereerden dat er een serie van links- en rechts afwijkende supercels worden gegenereerd wanneer de shear-vector onder een hoek van 90° (loodrecht) op de forceringslijn staat. De rightmovers botsen met de leftmovers en de overlevende supercels vinden we enkel aan beide uitersten van de convectieve lijn.

Als de hoek 45° is zoals in de middelste situatie gaan, uitgezonderd de noordelijke, alle left-movers over de outflowboundary trekken van hun noordelijke right-mover en verzwakken. De rightmovers trekken weg van de boundary en ondervinden mogelijks geen interactie met andere buien.

Zien we dat de shearvector parallel loopt met de forceringslijn dan zullen alle leftmovers achter de boundary trekken terwijl de right-movers traag vóór de boundary uit zullen trekken. Op termijn zien we regelmatig bij de rightmovers een interactie met de outflowboundaries van de aangrenzende rightmover(s) en sterven deze buien ook uit. Enkel de laatste cel "downshear" (kijkend in de richting van de windshearvector) ondervindt geen interactie met nabije cellen.

Het onderzoek van Bluestein & Weissman (2000) benadrukte dat de oriëntatie van de windshearvector op de forceringslijn minstens éven belangrijk is dan de thermodynamische & kinematische eigenschappen van een onweersituatie. In sommige gevallen mogen we zelfs zeggen dat het belang van de shearvector/forcerings-oriëntatie het belang van de thermodynamische eigenschappen overtreft.

Wanneer meteorologen en stormchasers dit in acht houden is het mogelijk de juiste locatie van supercels te bepalen en de situatie of chase op de beste manier te benaderen.

Ook hebben Bluestein en Weissman in hun onderzoek verschillende simulaties gedaan waarbij een identiek veeringsprofiel werd gebruikt bij verschillende forcerings-assen (90°, 45°, 0° en 135°). De rechterafbeelding toont het traject van elk spoor, duur en interactie-graad met hun naburige cellen. Supercels zijn aangeduid door de dikke volle lijnen en non-supercels met de dunnere stippellijnen. Links zien we de gesimuleerde reflectiviteit (contouren), updraft (grijze velden) en gustfront (dunne streepjes), dit op 1 uur, 1,5 uur en 2 uur ver in de simulatie en onderaan zien we het gecurvde hodogram.

Wanneer de shear-vector loodrecht op de forceringslijn staat, ontstaat er een geïsoleerde cyclonale rightmover op het einde van de lijn terwijl er een anticyclonale ontstaat helemaal aan het ander uiteinde. Daartussen onstaat een squall line waarbij de cellen in de lijn supercel-eigenschappen bezitten maar er in de mid levels geen duidelijke verticale vorticiteit te vinden is in de doppler-images. De couplets zijn eerder subtiel.

Is de hoek tussen de shearvector en de forceringslijn 45° ontstaat er een lijn met cyclonale supercels die voor langere periode actief blijven. Aanvullend is de cel die zich het verst downshear bevindt een persistente anti-cyclonale supercel met een opmerkelijk lange levensduur.

Opgelet! Deze cel blijft actief... ook al draait de curve van de hodogram wijzersin en zou je enkel anticiperen op cyclonale supercels (rightmovers dus)! 

Wanneer de hoek tussen de shear-vector en de forceringslijn 0° is en de shear-vector dus parallel loopt met de as van forcing vinden we terug de splits maar in dit geval zijn de left-movers diegene die het langer overleven omdat de leftmovers als het ware op de grens van de coldpool blijven die zich aan de westflank uitbreidt.

De uitzondering is de cel het verst downshear waar de rightmover geen interactie ondervindt. De sterkste cellen die na 2 uur in de simulatie nog steeds actief zijn bevinden zich downshear langs (in dit geval noordkant van) de coldpool, inclusief de left en right-mover het meest noordelijk... downshear dus. Tussenin vinden we veelal gewone single, non-supercels.

Als laatste vond je hieronder de situatie waar de hoek 135° is. We zien dat in het beginstadium de evolutie gelijkenissen vertoont met de situatie waarbij we een hoek van 45° vinden tussen shearvector & de boundary. De naburige left en right-movers interacteren na 1 uur, uitgezonderd op het einde van de lijn. Na verloop van tijd ontstaat er toch een gemeenschappelijke coldpool tussen de cellen en krijgen we een multicellulaire squall line tussen de supercels aan beide eindes van de lijn.

De meest zuidelijke cel daarentegen is de dominerende cyclonale supercel en is veruit de sterkste configuratie uit de verschillende shear-boundary hoeken in de simulaties met een sterke hook-echo & V-notch na 1,5 uur. Ook wijkt ze steeds verder en verder van de originele lijn af en ondervindt daardoor geen enkele negatieve cellen- of outflowboundary- interactie.

Als chaser en meteoroloog is het dus van groot belang in de short-term forecast na te gaan hoe de shear is georiënteerd op de forcerings-as. 

Indien de hodogram gespiegeld wordt aan de boundary is het op deze manier uit te maken waar zich de sterkste kansen voor noodweer-verschijnselen zullen afspelen en waar we de sterkste onweersactiviteit vinden. 

Het zijn onderzoeken zoals deze die het leven van meteorologen, stormchasers en de bevolking ferm aangenamer maken.

De relatie tussen temperatuur & de dikte van een atmosferische laag

De meest interessante topic in de meteorologie is (voor mij althans) de toekomst voorspellen. Een meteoroloog voorspelt hoe een weerkundige situatie zich zal ontplooien. Krijgen we morgen regen of mogen we de regenjas binnen laten? Wanneer is het juiste moment om landbouwactiviteiten uit te voeren? Hoe zijn de vliegcondities voor de luchtvaart?... 

Allen vragen die min of meer te beantwoorden zijn mits een juiste interpretatie van weerkaarten. 

Deze weerkaarten worden a.d.h.v. modelberekeningen zoals GFS, ECMWF, RAP, SREF, NOGAPS,... aangemaakt waarbij elk type kaart een stukje van de puzzel geeft hoe de atmosfeer is opgemaakt en hoe deze opmaak over een tijdspanne evolueert. 

Aangezien de lokalisatie en evolutie van bepaalde atmosferische eigenschappen zoals vochtigheid, temperatuur en druk een rechtstreekse aanleiding geven tot meteorologische events waaronder regen, zonneschijn, onweer, mist en storm is het als meteoroloog cruciaal om deze weerkaarten op een juiste manier te interpreteren/benaderen.

De belangrijkste kaarten in de meteorologie zijn de hoogtekaarten, kaarten die informatie geven over een bepaalde hoogte (drukte-coördinaten) in de atmosfeer. We denken aan 250mb, 500mb en 700mb "hoog".

In dit artikel maken we een kleine reis door enkele basics in de meteorologie en staan we stil bij de temperatuur en hoe een temperatuursverandering implicaties heeft op de dikte van een atmosferische laag. Hoe wamer een bepaalde laag in de atmosfeer (vb. 700 tot 500mb) hoe dikker deze laag zal zijn maar... zoals gezegd: "Back to basics".

Op atomair niveau zijn luchtdeeltjes constant in beweging en botsen met elkaar. De densiteit (hoeveelheid luchtdeeltjes) moduleert de energie en het aantal botsingen van de deeltjes wat zich op zijn beurt vertaalt in “druk”. De densiteit in een gebied heeft een recht-evenredige relatie met de druk, dus als de densiteit verhoogt, verhoogt de druk en als de densiteit verlaagt, verlaagt de druk.

We weten dat de densiteit van de atmosfeer per hoogte afneemt. Dat hebben we te danken aan de graviteit die de lucht naar beneden trekt. Als we de luchtdruk meten met een stijgende ballon (zie de bovenstaande stijgcurve) dan zien we omdat de densiteit per klim in hoogte afneemt de luchtdruk ook afneemt.

De aarde oefent aantrekkingskracht uit op luchtmoleculen en trekt die naar het oppervlak (de bodem van bovenstaande doos). Waarom hebben we dan geen plas luchtmoleculen op de bodem en een leegte bovenaan? Lucht is een gas, en daarom verspreiden de luchtmoleculen zich uit in alle richtingen om een uniforme druk te creëren. 

Wanneer luchtdruk niet uniform is ontstaat er een kracht van hogere druk naar lagere druk en wordt de “drukgradient- kracht” (PGF – Pressure Gradient Force)
genoemd. In de atmosfeer vertaalt zich dat in een PGF van hogere druk aan het oppervlak naar lagere druk bovenaan. De natuur wil een balans creëren tussen de “PGF” (kracht naar boven) en de aantrekkingskracht “g” (kracht naar beneden).

De balans tussen die 2 krachten noemt men de “hydrostatische balans” en dat verklaart waarom er geen plas luchtmoleculen aan het oppervlak te vinden is.

Ver verwijderd van storingen, fronten, orkanen en buien is de horizontale beweging in de atmosfeer is veel groter dan de verticaal opwaartse beweging. De verticale PGF is gebalanceerd met het gewicht van de atmosfeer.

In zijn meest algemene vorm is de sterkte van de PGF of Pressure Gradient Force tussen 2 punten p1 en p2, waar p1 > p2, proportioneel tot het drukverschil (p1 - p2) gedeeld door de afstand (D) tussen de 2. We moeten ook de massa van de lucht in acht nemen, waarbij we de densiteit uitdrukken in de waarde ρ (“rho”).
\[PGF = \frac{{(drukverschil)}}{{(densiteit*afs\tan d)}} = \frac{1}{\rho }(\frac{{p1 - p2}}{D})\]
Als we deze wiskundige formule eens vergelijken met de formule voor de 2e wet van Newton, F=ma, dan is PGF eigenlijk kracht per massa (F/m), wat PGF een versnelling maakt. Aangezien we verticaal werken veranderen we voor het gemak de afstand (D) door de H van hoogte. Hierdoor is de sterkte van de verticale PGF (PGFv)
\[PG{F_v} = \frac{1}{\rho }(\frac{{p1 - p2}}{H})\]
waarbij p1 en p2 de druk voorstelt op 2 verschillende hoogtes (ook hier is p1 > p2 of, anders gezegd, p2 is op een hogere hoogte gemeten als p1), gescheiden door een verticale afstand, Hoogte (H). De densiteit ρ (“rho”) refereert naar de gemiddelde denstiteit voor onze luchtlaag in kwestie.

In een atmosfeer in hydrostatische balans is de verticale PGF (PGFv) en de acceleratie door de aantrekkingskracht van de aarde (g) gelijk aan elkaar.
\[\frac{{\left( {p1 - p2} \right)}}{{\rho H}} = g\]
Na wat herschikkingswerk in deze formule bekomen we onderstaande vergelijking.
\[\left( {p1 - p2} \right) = \rho gH\]
Omdat de hoogte groter wordt hoe meer je naar boven gaat (best logisch) wordt voor H als volgt een positieve waarde berekend.
\[H = ({H_2} - {H_1})\]
H2 en H1 refereren naar de hoogtes waar zich respectievelijk druk 2 (p2) en druk 1 (p1) bevindt want (H2 is een hogere hoogte dan H1). Dus…
\[\left( {{p_1} - {p_2}} \right) = \rho gH\]
kan ook geschreven worden als
\[\left( {{p_1} - {p_2}} \right) = \rho g({H_2} - {H_1})\]
of
\[\left( {{p_1} - {p_2}} \right) =  - \rho g({H_1} - {H_2})\]
Dit is de hydrostatische vergelijking en zegt ons hoeveel de druk vermindert met hoogte in de atmosfeer (als we veronderstellen dat de atmosfeer zich in “hydrostatische balans” bevindt). Daar draait het in de natuur altijd om. De natuur creëert altijd een evenwicht of een balans. 

Een drukverschil moet gebalanceerd worden. Een temperatuursverschil moet geliquideerd worden, … Moeder natuur laat geen extremen of uitersten toe, hoe klein de waarden van de afwijkingen ook mogen zijn. Het is deze balancering, de poging dat de natuur doet om de atmosfeer in balans te krijgen dat verantwoordelijk is voor de atmosferische beweging in al haar complexiteit...

Het samenbrengen van de wet van Boyle en de wet van Charles geeft ons de algemene gaswet of “Ideal gas law”. Maar wat kunnen we daaronder verstaan? Wat is een ideaal gas?

De kenmerken van een "ideaal gas" beschouwen we als volgt

Moleculen botsen volkomen elastisch, dat wil zeggen zonder netto verlies van kinetische energie. Energie-overdracht van het ene op het andere molecuul is wel mogelijk.

De onderlinge aantrekkingskracht tussen de moleculen en de potentiële energie zijn verwaarloosbaar.

Ook al verandert de temperatuur of druk, blijft het gas steeds in gastoestand.

De algemene gaswet beschrijft hoe ideale gassen zich gedragen onder invloed van druk, temperatuur, volume en het aantal gasdeeltjes (uitgedrukt in mol”).
\[pV = nRT\]
Hier is p de druk in Pa (N/m²), V het volume in kubieke meter (m³), n de hoeveelheid gas in "mol" (= aantal moleculen gedeeld door de constante van Avogadro), R de gasconstante (8,314472 J·K−1mol−1) en T de absolute temperatuur in K.

De uiteenzetting van de gaswetten zijn van groot belang in de meteorologie en zij geven ons een beeld hoe gassen zich gedragen en de implicaties van die wetten op vlak van o.a. het drukgradiënt (PGF of Pressure Gradient Force) en de dikte van de atmosfeer.

We hebben reeds bekeken hoe de luchtmoleculen druk genereren door hun constante beweging en hun botsingen. Als de lucht opwarmt zullen de moleculen in de lucht (N2, O2, …) energetischer zijn, sneller bewegen en meer botsingen genereren.

Als de druk in een luchtkolom hetzelfde blijft en de temperatuur verhoogt, dan moet het volume dus vergroten. Nu... Als moleculen energetischer zijn zullen ze dus ook verder uitspreiden om het zelfde aantal botsingen te hebben als de druk constant blijft. 

Bij een koudere temperatuur zullen het aantal botsingen dus kleiner zijn (luchtmoleculen bewegen trager) dan bij een hogere temperatuur (snellere beweging).

Hier onder vindt u een vergelijking hiervan. Warmere lucht neemt meer plaats in voor dezelfde hoeveelheid gas (aantal moleculen) dan koude lucht, waardoor de atmosferische dikte ook groter is dan die van koude lucht.

Meteorologen denken veel in “lagen”. Een laag stelt een verticale afstand voor van 1 hoogte tot een andere. De verticale afstand tussen 2 drukvelden voorbeeld 1000mb tot 500mb. De afstand tussen die 2 lagen noemt men de dikte van die laag. 

Als voorbeeld heb ik een plot gemaakt van de dikte 1000mb, dicht bij de zeespiegel tot 500mb. Omdat luchtmoleculen meer plaats innemen op plaatsen waar de temperatuur hoger is, is het zo mogelijk a.d.h.v. de dikte van een laag te zien waar de grootste temperatuur zich bevindt.

Voor droge lucht is de dikte van een atmosferische laag proportioneel tot de absolute temperatuur, gemeten in Kelvin (K), waar 0°C = 273K

Op bovenstaande illustratie is het duidelijk te zien dat de dikte van de laag 1000mb (min of meer aan de grond) en 500mb veriëert. Op het 3D oppervlak zijn verschillende toppen en dalen te zien maar algemeen bekeken groeit de dikte hoe verder je naar het zuiden gaat.

De onderstaande afbeelding illustreert dit passend en ziet u hetzelfde beeld maar dan in zijaanzicht, waar je goed kan opmerken dat aan de linkerkant van de afbeelding de dikte het laagst is (richting Noordpool = kouder) en aan de rechterkant (richting Evenaar = warmer) de dikte het grootst is.

Omdat er vaak gewerkt wordt met hoogtes geplot op een constant druk oppervlak vb de 700mb of 850mb "hoogte" is de dikte van een laag zoals hier 1000mb – 500 mb gemakkelijk te berekenen. De laagste hoogte in meter trek je van de hoogste hoogte af en je krijgt de dikte van uw laag.

Door de relatie temperatuur en volume zoals beschreven in de algemene gaswet is het gemakkelijk uit te maken waar de warmste temperaturen zich bevinden. Men hoeft gewoon te kijken naar de dikte van de laag, om te weten waar de warme en koude luchtmassa’s te vinden zijn.

We keren terug naar de hydrostatische balans...

\[\frac{{({p_1} - {p_2})}}{H} = \rho g\]

of

\[\left( {{p_1} - {p_2}} \right) = \rho gH\]

We zien dat de verandering in druk over een bepaald hoogteverschil (H) gelijk is aan de gemiddelde densiteit van die laag vermenigvuldigd met de aantrekkingskracht van de aarde

De algemene gaswet toont ons dat

\[{P_{avg}} = {\rho _{avg}}R{T_{avg}}\]

Waar Pavg = gemiddelde druk is van de laag, R de universele gasconstante is van droge lucht, ρ avg = de gemiddelde densiteit is en Tavg = de gemiddelde temperatuur voorstelt.

Deze relatie is geldig wanneer we vochtigheid negeren en het luchtparcel als "droog" aanzien.

Als we vochtigheid in acht nemen in deze vergelijking moeten we de gemiddelde virtuele temperatuur gebruiken (Tv,avg), waar Tv,avg = Tavg (1+ 0.61w) en w de gemiddelde mixing ratio (absolute hoeveelheid waterdamp) is voor de laag in kwestie.

De gemiddelde temperatuur wordt uitgedrukt in Kelvin. Dit is belangerijk want het is de temperatuur relatief aan het absolute 0-punt die we gebruiken en niet het vriespunt van water.

Als we beide zijden delen door RT, kunnen we de algemene gaswet als volgt herschrijven.
\[\frac{{{P_{avg}}}}{{R{T_{avg}}}} = {\rho _{avg}}\]
Nu plaatsen we het linkerdeel van bovenstaande vergelijking waar ρ staat in de ondertaande formule
\[\frac{{\left( {{p_1} - {p_2}} \right)}}{H} = \rho g\]
en krijgen we dit
\[\frac{{\left( {{p_1} - {p_2}} \right)}}{H} = \left( {\frac{{{P_{avg}}}}{{R{T_{avg}}}}} \right)g\]
Met een beetje reorganisatie vinden we het volgende
\[\frac{{\left( {{p_1} - {p_2}} \right)}}{H} = \frac{{g{P_{avg}}}}{{R{T_{avg}}}}\]
We vermenigvuldigen beide zijden door H
\[\left( {{p_1} - {p_2}} \right) = \frac{{Hg{P_{avg}}}}{{R{T_{avg}}}}\]
Deel beide zijden door Pavg
\[\frac{{\left( {p1 - p2} \right)}}{{{P_{avg}}}} = \frac{{Hg}}{{R{T_{avg}}}}\]
Om de constanten g en R te isoleren herorganiseren we de formule naar
\[\frac{{\left( {{p_1} - {p_2}} \right)}}{{{P_{avg}}}} = \left( {\frac{g}{R}} \right)\left( {\frac{H}{{{T_{avg}}}}} \right)\]
Indien we vochtigheid negeren ziet de formule er zo uit
\[{\rm{ln}}\left( {\frac{{{{\rm{p}}_{\rm{1}}}}}{{{{\rm{p}}_{\rm{2}}}}}} \right) = \left( {\frac{{\rm{g}}}{{\rm{R}}}} \right)\left( {\frac{H}{{{T_{avg}}}}} \right)\]
En de bovenstaande vorm wordt veelal door elkaar geschud om H te vinden
\[H = \left( {\frac{{R{T_{avg}}}}{g}} \right)*\ln \left( {\frac{{{P_1}}}{{{P_2}}}} \right)\]
De aantrekkingskracht g en de gasconstante R zijn constanten. Als we 2 drukvelden vastzetten, dan is de dikte van de laag (H) proportioneel tot de gemiddelde temperatuur (Tavg). Als Tavg daalt of stijgt, zal de dikte van die laag ook proportioneel dalen of stijgen.

De eenheid van de diepte of hoogte van een bepaalde laag (H) noemt de geopotentiële meter of gpm. Om een beeld te geven wat een geopotentiële meter is: denk gewoon aan 1 gewone meter (m). De term geopotentiële meter refereert enkel naar het minieme verschil in graviteit op een bepaalde latitude waar de meting of berekening wordt gedaan.

Op die manier is het mogelijk op een upper air map zoals de 500mb hoogtekaart aan de hoogte af te leiden waar de temperatuur het hoogste is en waar dus de warmste luchtmassa zich bevindt.

Onweerskans maandag 03 maart 2014

Na de frontpassage van maandag zal er in de post-frontale luchtmassa in Frankrijk langs een naderende boundary buien worden getriggerd. Deze buien zullen vermoedelijk gepaard gaan met (weliswaar lichte) onweersactiviteit aangezien we op 15Z de surface based CAPE de 400 J/kg zien overstijgen. 

De divergerende hoogte-contouren boven het gebied van interesse (CAPE-veld) tonen ons een diffluent patroon wat bevorderlijk is voor de opwaartse beweging. Als we de 500mb vorticitykaart bekijken zien we in het Noorden van Frankrijk een vort-max die zich tussen 15Z & 18Z richting het westen van België begeeft.

Indien wij in België onweersbuien zullen vinden is het beslist door de nadering van deze feature, waarbij de vorticiteit geadvecteerd wordt richting West-Vlaanderen. Het is dit vort-max die de motor aandrijft voor de opwaartse beweging en dus de buienvorming (PVA: positive vorticity advection).

In samenspraak met de PVA vinden we een curvende boundary langs het Westen van België en door Frankrijk te zien aan het Theta-E gradiënt. Deze luchtmassa dient als brandstof voor de buien en zal verantwoordelijk zijn voor de oriëntatie van de convectie (indien dit zich voordoet).

Deze boundary toont zich ook op het TPW (total precipitable water)- product waar we over de volledige diepte van de atmosfeer de totaal beschikbare waterhoeveelheid zien in mm.

De TPW-as toont dezelfde gelijkenissen als de Theta-E boundary, in die zin dat die ietwat diffuus is en ongedefiniëerd. Toch zien we een duidelijke TPW-plas. Buienvorming langs en in deze "poel" (de vermelde boundary) is dus een grote waarschijnlijkheid.

Noemenswaardige windschering is afwezig waardoor sterk georganiseerde buien niet aan de orde zullen zijn. Ook kunnen we de enige organisatie enkel verkrijgen door het ietwat lineair gebogen karakter van deze boundary maar zoals gezegd: de boundary mist enige definitie wat ook te zien is aan de lichte windshift die zich langs het TPW-gradiënt manifesteert.

Alhoewel er geen noodweer wordt verwacht laat de hoeveelheid CAPE ons vermoeden dat deze buien niet zonder enige bliksemactiviteit zullen evolueren. Het is daarom niet ondenkbaar dat we bij nadering van de boundary & PVA in het westen en zuid-westen van België onweer kunnen zien.

De koers van het vort-max, de daarbijhorende PVA en de daadwerkelijke integriteit van de boundary (staart van een occlusie) zijn de spelers die al dan niet onweer zullen toelaten. Zoekend naar boundaries & vorticiteitsmaxima zijn de satelliet-loops (http://www.sat24.nl) uw vriend.