Vorticiteit, de trog en PVA

In de poll van nieuwe artikels voor de maand april had ik 3 keuzes opgesomd. De keuzes waren een artikel over het hodogram, de andere ging over multicels en de laatste over vorticiteit. Aangezien de vraag aan de lezers was welk artikel men graag eerst had gezien kwam deze verrassend als laatste. Dit artikel behandelt dus de vorticiteit in de atmosfeer en diens implicaties.

In de meteorologie is de benadering van vorticiteit een van de belangrijkste aspecten (zoniet de belangrijkste). Om het belang van vorticiteit uit de doeken te doen is het vooral belangrijk om het begrip vorticiteit uit te leggen. Let op! Dit is op zijn minst een gemakkelijke taak: zowel voor de lezers om te begrijpen als voor mij om te schrijven.

Ik hoop dat ieder1 een dosis inbeeldingsvermogen heeft, aangezien dit u kan helpen om de topics in deze blog-entry te begrijpen. Het is belangrijk om de aspecten die hier worden behandeld visueel in te beelden om zo een detailbeeld te genereren want zoals gezegd: vorticiteit & PVA is geen gemakkelijke topic. Toch... nu is het gedaan met de lezer op voorhand af te schrikken, want ik hoop dat ik zoals vorige blog-entries de aspecten gemakkelijker kan uitleggen dan ze klinken.

Vorticiteit op zich is een veel voorkomend meteorologisch fenomeen. Lage drukgebieden en hoge drukgebieden zijn in essentie een kern van vorticiteit, evenals tornado's, mesocyclonen, book-end vortices, mesovortices, orkanen,... We noemen deze oriëntatie de verticale vorticiteit. Verticaal omdat bij elk vermeld type vorticiteit de as van de vorticiteit verticaal is, terwijl de beweging zich voordoet in de horizontale richting (parallel met de grond).

Het andere oriëntatietype is dus deze over een horizontale as, waarin de spin verticaal is. Voorbeelden daarvan hebben we in eerdere artikels reeds behandeld zoals de barokliene vorticiteit langs een gustfront, de vorticiteit die opgewekt wordt door de verticale windschering in de atmosfeer, een outflowboundary,...

Zie hier een eerder gebruikte illustratie.

Zoals de orientatie van de vorticiteit (de vorticiteits-as) 2 componenten heeft: horizontaal en verticaal heeft de richting waarin de rotatie gebeurt ook 2 mogelijkheden. We spreken over positieve & negatieve vorticiteit. Neem uw rechterhand... Krul uw wijs, middel, ringvinger en pink in de richting van de rotatie. Als je dit toepast op die rol hierboven wijst uw duim ín het scherm bij wijze van spreken. In het geval van horizontale vorticiteit (onthoud: langs een horizontale as) geldt het volgende. Wijst uw duim naar links heb je postitieve vorticiteit. Wijst uw duim naar rechts: negatief.

Bij verticale vorticiteit (vorticiteit langs een verticale as) passen we terug die "rechterhand-regel" toe. Vingers in richting van de rotatie krullen... Wijst uw duim nu, i.p.v. naar links of rechts, omhoog heb je positieve vorticiteit zoals de rotatie van een lagedrukgebied. Als de duim naar beneden is gericht heb je negatieve vorticiteit (hogedrukgebied). Let op dat de rechterhand-regel toepasbaar is in de noordelijke hemisfeer.

Vorticiteit toont ons dus de spin in de atmosfeer en heeft ongeacht de oriëntatie een positieve of een negatieve zin. Positieve verticale vorticiteit is cyclonaal terwijl negatieve verticale vorticitieit anticyclonaal is (rechterhand regel). De richting waar de duim in wijst is de vorticiteits vector en het is deze vector die zowel de as als de vorticiteits-richting weergeeft.

Nu we weten wat vorticiteit eigenlijk inhoudt kunnen we iets dieper beginnen graven in het vorticiteitsverhaal. We hebben het in dit artikel dus eerder over de verticale vorticiteit dan deze over een horizontale as alhoewel voor horizontaal als verticaal dezefde principes gelden.

Het is belangrijk te weten hoe verticale vorticiteit kan opgewekt worden. In de meteorologie wordt vortictieit opgesplitst naargelang welke factoren in acht worden genomen. We spreken over relatieve vorticiteit wanneer we de 2 factoren daarvoor verantwoordelijk bekijken nl. de vorticiteit door de flow van een gas of vloeistof in een curve en/of deze door horiontale schering. Windschering werkt dus inderdaad niet enkel verticaal maar ook horizontaal. 

Bovenstaande afbeelding toont dit passend. We kijken hier vanuit de lucht naar de grond, waarbij de bovenzijde het noorden is en de onderzijde het zuiden. De pijlen zijn een illustratie van de wind (windvectoren). We zien hier een rechte flow maar met een horizontale windschering aangezien zuidelijk de wind sterker is dan noordelijker. Het oranje rad zou dus beginnen spinnen en ons positieve vorticiteit tonen. Om een animatie te zien, verwijs ik jullie graag naar de Fastowarn Youtube page. (https://www.youtube.com/watch?v=s6_dViXkIgk).

Het wiskundig equivalent van deze situatie is

\[{\zeta _r} = \frac{{\Delta V}}{{\Delta x}} - \frac{{\Delta U}}{{\Delta y}}\]

Hier zien we in essentie dat de relatieve vorticiteit gelijk is aan het verschil tussen de verandering van het V component van de wind per verandering in x en hoe het U component van de wind per verandering in y verandert.

De tweede factor in de relatieve vortciteit is deze die opgewekt wordt door een flow in een curvend pad, zoals een lagedrukgebied. In dit geval wordt vorticiteit gegenereerd door de curve van het pad. Deze situatie kan evengoed gepaard gaan met horizontale windschering. Een voorbeeld daarvan vind je hier, waarbij de vorticiteit van het curvend pad en deze door de horizontale windschering mekaar aanvullen.

Ook hierover vind je een animatie terug op de Fastowarn Youtube page (https://www.youtube.com/watch?v=wEOY7OGzkMI).

Terug hier een wiskundig equivalent

\[{\zeta _r} = \frac{{\Delta M}}{{\Delta n}} - \frac{M}{R}\]

Hier is M de raaklijn langs het curvend pad en staat voor de windsnelheid terwijl de "n" staat voor de richtingspijl die in de richting van de vorticiteitskern wijst: dus het punt waarrond het luchtdeeltje circuleert en de R is de radius van het luchtdeeltje tot de kern.

Worden die 2 factoren samengevoegd krijgen we dus de relatieve vorticiteit. Bij deze vorticiteit wordt de coriolis-versnelling genegeerd, vandaar ook dat de relatieve vorticiteit eerder gebruikt wordt voor kleinere systemen en onweersbuien. Voegen we de coriolisversnelling toe aan het vorticiteitsverhaal vinden we de absolute vorticiteit.

\[{\zeta _a} = {\zeta _r} + {f_c}\]

\[{f_c} = 2\Omega \sin (\phi )\]

De coriolis parameter "fc" wordt aan de relatieve vorticiteit toegevoegd waarbij "fc" 2x de omwentelsnelheid "omega" is vermenigvuldigd met de sin van de hoek "phi" (latitude dus).

Deze 2 oorzaken voor verticale vorticiteit zijn met een simpele blik op weerkaarten te benaderen, dit op zowel de lage als hoge niveaus. Vinden we een windveld in een curvend pad weten we nu dat aan de binnenkant van de curve de sterkste vortictieit te vinden is. Aan de andere kant (de buitenkant van de curve) vinden we dan geen of negatieve vorticiteit.

Een kern van positieve vorticiteit wordt een vorticiteits-maximum (vort-max) genoemd terwijl negatieve vorticiteitskernen de term vorticiteits-minimum (vort-min) toegewezen krijgen. m.a.w. Je raadt het al: een lagedruk-kern is een vort-max terwijl een hogedruk-kern een vort-min is.

Op dit moment is het mogelijk dat je denkt "OK: allemaal leuk en zo... maar wat is het nut hiervan?" Wel...

Elke trog die in de meteorologie voorkomt is in essentie vorticiteit dus geeft vorticity maps ons de kans om trogpassages te zien, vóóraleer ze worden getekend door het KMI/KNMI, DWD of Metoffice.

Op bovenstaand voorbeeld zie je duidelijk enkele troggen, zowel de longwave trough als geheel met de aanhangende shortwaves die je kan herkennen aan de vorticiteitswaarden i.c.m. het 500mb hoogtecontourenveld. Overal waar je een kink ziet in de contouren vinden we een trog en natuurlijk de bijhorende vorticiteit.

Hierboven zie je de troggen en hun bijhorende vorticiteit aangeduid. Bekijk vooral de plooien in de contouren. Elke afbuiging is in principe een shortwave trough waarbij de vorticiteit die daarbij hoort zich vertaalt in het versterkte kleurenveld.

Vandaar het belang en de kracht van vorticity-maps in de meteorologie. Op zich al een sterke prestatie om dit te kunnen zien maar ook al is de verpakking mooi gepresenteerd... Wat er onder de verpakking zit is nog handiger dan men denkt. We graven dus nòg iets dieper.

Mensen die me kennen en al horen praten hebben over de meteorologie hebben dit verhaal al talloze keer gehoord, maar zonder dit is het onmogelijk om verder te gaan dus op voorhand zeg ik graag "Beste vrienden, geen nood: ik gebruik deze keer een andere analogie".

Alle grapjes opzij... Nu, iets over "de emmer van Newton"... Stel: je hebt een emmer en je vult die met water en hangt die op aan een touw. Wanneer je het touw begint te torsen tot je niet meer kunt en je laat na lange tijd de emmer los, gaat die emmer beginnen roteren.

Als er genoeg rotatie is van het systeem (de emmer) hebben we een vorticiteitskern in het midden van het water, met de vorticiteit die afneemt naar buiten toe door de frictie met de emmerwand. Het water-oppervlak wordt op dat moment concaaf. Hetzelfde vinden we in de meteorologie. Wanneer je een vorticiteitskern hebt op 500mb hoog, begint het 500mb vlak ook concaaf te worden in de nabijheid van het vort-max.

Dit gegeven heeft grote implicaties voor de situatie op 500mb. Net zoals bij de emmer waar de hoogte van het vort-max zich bevindt, verlaagt door de vorming van de concave feature de hoogte van de 500mb hoogte zich op de weerkaarten. Hoe sterker de vorticiteit hoe dieper deze val natuurlijk. (Doet de term "heightfall" die door Estofex soms gebruikt wordt geen belletje rinkelen?)

Op zich verklaart dat waarom troggen een "kink" vertonen in het 500mb hoogteveld omdat die plooi garant staat voor een lokale verlaging van de 500mb hoogte en zien we ook dat er bij elke trog daadwerkelijk vorticiteit is gemoeid.

We zien duidelijk dat de 500mb hoogte afneemt richting het vortmax en dat bij elke plooi in de 500mb hoogtecontouren vorticiteit is op te merken. Vergelijkt men dit met de eerdere afbeelding waar de troggen op staan zien we een sterke correlatie.

Dit brengt ons bij het fenomeen PVA of positieve vorticiteitsadvectie. Wanneer luchtdeeltjes door een gebied van vorticiteit trekken beginnen ze naar verloop van tijd zelf ook vorticiteit te ontwikkelen om in equilibrium te blijven aan hun omgevingsvorticiteit. Wanneer de luchtdeeltjes uit de vorticiteit trekken (zie onderstaande windvectoren) verplaatsen zij daardoor de vorticiteit in de richting van de wind.

Aangezien de vorticiteit hiedoor wordt geadvecteerd spreken we over vorticiteit-advectie: meerbepaald positieve vorticiteits-advectie want het is positieve vorticiteit die geadvecteerd wordt... PVA dus.

PVA is van groot belang voor de lift en trigger voor buien en het onderhoud van een lagedrukgebied. De reden wordt zodra duidelijk. Daarvoor moet een schema gemaakt worden en zullen we die naargelang de bespreking vordert aanvullen en/of aanpassen met de nodige annotaties.

We hebben reeds in een eerder artikel gezegd dat de atmosfeer ver verwijderd van storingen zich in hydrostatische balans bevindt. Dit is een balans tussen de PGF of "Pressure gradient force" die naar boven werkt en de aantrekkingskracht van de aarde die richting het aardoppervlak werkt. Dit is de reden dat we geen poel van gas hebben dicht bij het aardoppervlak en is tevens de reden waarom de aarde überhaupt een atmosfeer heeft.

We gaan vanaf dit principe verder en bekijken wat er gebeurt wanneer we PVA toevoegen in een gebied dat zich voorlopig in hydrostatische balans bevindt. We voegen dus schematisch een storing toe.

Dit is onze situatie in hydrostatische balans. We hebben een uniform 500mb veld die overal even hoog is... Opgelet: Het is een ideaalbeeld dus dit komt nooit in de praktijk zo voor, maar wegens simpliciteit doen we het toch zo.

De graviteit is hier dus in balans met de PGF en er is geen storing in de buurt.

Wat gebeurt er wanneer we PVA toevoegen in deze situatie? Wanneer we PVA introduceren vinden we op 1 zelfde locatie een klim in vorticiteit omdat er vorticiteit wordt geadvecteerd naar een plaats waar er voordien geen was. Hierdoor vinden we een verlaging van de 500mb hoogte en zien we als sleutelpunt dat de hydrostatische balans niet meer behouden wordt.

De PGF wordt sterker omdat het gradiënt tussen de grond en de 500mb hoogte groter wordt (de afstand tussen de 1000mb en de 500mb wordt kleiner) en de hydrostatische balans wordt hierdoor dus gebroken. Wat op zich een waterval van gebeurtenissen genereert die gepaard gaan met de opwaartse beweging die door de PVA wordt opgewekt.

We hebben ook reeds vermeld in een eerdere blog-entry dat de dikte van een atmosferische laag (zoals hier de 1000 - 500mb thickness of de 500mb hoogte) een reflectie is van de gemiddelde temperatuur in die laag. Hoe dikker de laag hoe warmer, en hoe dunner de laag hoe kouder.

Nu... Omwille van de verlaging van onze 500mb hoogte door de vorticiteit (emmer van Newton) zou er ook een reflectie moeten zijn in de zin van een verlaging van de gemiddelde temperatuur in die laag. Die laag moet dus afkoelen.

En wat is voor de natuur de gemakkelijkste manier om lucht af te koelen? De gemakkelijkste manier om lucht te koelen is om die naar een hogere hoogte te brengen. Die methode kost het minste moeite en het is die methode (adiabatische afkoeling) die de natuur kiest om de hydrostatische balans terug in evenwicht te krijgen.

Zoals een sneeuwbal-effect zien we hierdoor een stijgende lucht"kolom" waarbij de bijhorende convergentie & divergentie couplet te vinden zijn. Als er onderaan lucht verdwijnt in opwaartse richting moet die lucht terug worden opgevuld en krijgen we convergentie onderaan, die natuurlijk wordt bijgestaan door de divergentie bovenaan. En daar hebben we onze lift voor buien die aan een trogpassage zijn gelinkt.

Terwijl we de divergentie en convergentie-duo respectievelijk bovenaan en onderaan de luchtkolom vinden vinden we daartussen de LND of de "Level of Non Divergence". Hier vinden we enkel opwaartse beweging. Je zou de vraag kunnen stellen "Heb je bij de opwekking van latente warmte door de vorming van wolken geen warmteontwikkeling die deze afkoeling tegenwerkt"? Is een goede vraag trouwens...

Het antwoord daarop is een éénduidige "Ja", maar de het effect van de adiabatische afkoeling is nog steeds sterker dan de latent-heat release dus het netto-resultaat is nog steeds een afkoeling die het resultaat is van de opwaartse beweging.

Deze structuur is dus sterk analoog aan de vorming en het onderhoud van een lagedrukgebied met de convergentie onderaan en de bijhorende divergentie bovenaan. Vandaar ook dat wanneer een gebied van PVA boven een surface-low trekt dit laag versterkt wordt, of er ene creëert op plaatsen waar er geen is.

Dit is trouwens ook de oorzaak van de vorming van een extratropische cycloon met bijhorende fronten. Een shortwave (een trog: korte golf/kink in het 500mb hoogte patroon) met bijhorende vorticiteit trekt over een surface-boundary gekenmerkt door een temperatuurscontrast. Door de PVA wordt er een verticale opwaartse beweging opgewekt met onderaan in de kolom convergentie, divergentie bovenaan... en de extratropische cycloon wordt geboren.

De coriolis-versnelling treedt in werking en krijgen warmte advectie voor het laag uit terwijl we koude-advectie hebben achter het laag. Op die manier wordt het contrast in temperatuur sterker en sterker en krijgen onze surface fronts hun vorm en oriëntatie. De rest van het verhaal ondervinden we allemaal bij het weertype die typerend is voor de respectievelijke frontpassage.

Al bij al kunnen we om af te sluiten zeggen dat het begrip vorticiteit veelal aan de basis ligt van processen die zich in de lagere niveaus voordoen. Vandaar ook dat het van groot belang is om de 500mb kaarten te bekijken: meerbepaald de 500mb vorticiteit en diens advectie. Elke trogpassage gaat gepaard met enige hoeveelheid vorticiteitsadvectie.

De sterkte van de vorticiteitsadvectie is een functie van 2 dingen: de vorticiteit en de windsnelheid. Hebben we een intense vorticiteitskern maar die wordt aan een trage snelheid geadvecteerd kan de PVA even sterk zijn in de case wanneer de vorticiteit iets zwakker is maar aan een hogere windsnelheid geadvecteerd wordt. 

De optimale situatie natuurlijk is een sterke vorticiteitskern die door een strak windmaximum wordt geadvecteerd waarbij PVA tot het maximum wordt gedreven.

Multicels (deel 2)

Waar we in het eerste deel over de multicel hebben gesproken over de functie van de coldpool en diens mogelijkheid om nieuwe cel-generatie te starten zetten we in het tweede stuk de reis doorheen de multicel-configuratie verder en behandelen we o.a.. de verschillende lineaire vormen, hun neerslagregime en ladingsverdeling.

Om verder te gaan waar we gebleven zijn pikken we de draad terug op bij de lineaire natuur van het forceringsmechanisme. Indien de forcing lineair is (zoals vb een front) is de lineaire natuur van een multicel een rechtstreekse weerspiegeling van de oriëntatie van de boundary waarlangs de multicel zich vormt.

Zoals altijd is de oriëntatie van de windscheringsvector erg belangrijk, maar diens implicatie wordt door velen jammer genoeg sterk onderkend.

Wanneer de 850 - 500mb windscheringsvector parallel staat op de lineaire forcing vinden we als resultaat dat de buien naar elkaar langs die lineaire natuur beginnen uitbreiden. We noemen dit "upscale growth". De wind op hoge hoogte waait dan de neerslag van de cellen downshear waardoor na een bepaald tijdsinterval de lineaire vorm begint te ontwikkelen.

We zien direct dat hierdoor de aparte coldpools ook beginnen te verbreden richting hun buren. Na verloop van tijd vinden we dan veelal een volle lijn en vinden we 1 gemeenschappelijke coldpool.

De grijze pijl is de 850-500mb windshearvector, de groene vlekken zijn de dimensies van het neerslaggebied en de stippellijn is het gustfront. Aangezien de cellen in het beginstadium discreet en geïsoleerd zijn vinden we hun gustfront ook enkel rond de cellen zelf. Na het tijdsinterval "delta-t" zien we het gustfront analoog aan cel-evolutie ook breder worden parallel met de lineaire forcing en na langere tijd (2delta-t) zien we de gemeenschappelijke coldpool die resulteert in 1 gustfront.

Een volwaardige shelfcloud-structuur vinden we daarom voornamelijk in het laatste stadium en wordt gevormd wanneer de cellen een grotere graad van interactie beginnen aangaan en het gezamenlijk gustfront wordt gevormd (middelste afbeelding).

De situatie is anders wanneer de 850-500mb windshearvector onder een hoek op de lineaire forcing staat.

In deze situatie zien we ook dat de cellen groter en breder worden maar nu zien we dat dit niet gebeurt parallel in de richting van de lineaire forcing maar onder (min of meer) dezelfde hoek die de 850-500mb windshearvector op de lineaire forcing heeft.

Hieroor kunnen we gerust (en terecht) de vraag stellen of dit nog kan geklasseerd woden als multicel, daar we ten tijde van "2delta-t" geen gemeenschappelijk gustfront/coldpool zien. Na verloop van tijd zien we toch dat de outflowboundaries van nabije cellen beginnen te interacteren met noorder of zuiderburen dus zien we toch op één of ander manier een inter-coldpool mixing.

Hoe autonomer de cellen en hoe meer ruimte zij hebben om te ademen (bij wijze van spreken) hoe meer kans dat de cel zich kan ontwikkelen tot supercel.

Onthoud dat we hierbij nog niet hebben gekeken naar de beweging van de lineaire forcing, want deze is even belangrijk dan de orientatie van de windschering op de forceringslijn. Sterker zelfs: de beweging van de lineaire boundary is een sterke modulator voor de creatie van supercels.

Als we terug denken aan de laatste blog-entry over het hoogram hebben we gezegd dat het de storm motion is die "beslist" of de bui genoeg heliciteit kan verkrijgen om een mesocycloon te ontwikkelen (supercel worden).

Wanner we dus een geforceerde storm motion hebben in een richting waarbij de storm-relatieve wind gunstig is en ons genoeg heliciteit oplevert voor de vorming van een mesocycloon vinden we mogelijks supercels in de lijn.

De beweging van de boundary waarlangs de convectie gebeurt is hierin de sterkste factor. Indien buien gebonden zijn aan een boundary en die boundary zelf verplaatst zich zal de celbeweging (relatief aan de grond: vb chaser of weerstation) ook een aangepaste trekrichting hebben en het is die veranderlijke beweging die verantwoordelijk kan zijn voor de vorming van supercels.

De afbeeldingen hierboven tonen een situatie waarin een boundary in een rechte lijn is. De term "lineair" spreekt niet over de rechte vorm van de lijn, maar eerder over hoe "vloeiend" de lijn is. Een curvende boundary is dus mogelijks ook gerust lineair, zolang de lijn niet onderbroken en vloeiend blijft.

Op bovenstaande afbeelding zien we dit goed. We zien de surface observations met grondrelatieve flow richting het noorden en de boundary beweegt analoog aan het eerdere diagram richting het ZO. Hierdoor vinden we een aangepaste (geforceerde) afwijkende beweging van de buien en zijn die supercels.

De curve van de boundary heeft ook dezelfde implicaties zoals hierboven beschreven bij de rechte case. Vinden we een sterk curvende boundary met overal min of meer hetzelfde windprofiel vinden we de lineaire natuur op de plaats in de curve waar de shearvector parallel op die boundary staat en vinden we de eerder discrete buien op de locatie waar de shearvectoren onder een hoek op die boundary staan.

Wat buienmode betreft zijn bovenstaande zaken de belangrijkste driver achter de precieze organisatie die multicels omvatten.

Bow echo's bestaan in alle oriëntaties en we vinden zowel kleine exemplaren op de kleinere mesoschalen als grotere. Het bestaan van een bow-echo is een rechtstreeks resultaat van de "descending rear inflow" in het model van Houze en zijn daardoor een indicator van de aanwezigheid van hevige wind aan het oppervlak: géén "kans op", maar de aanwezigheid vàn! 

Terwijl een bow-echo op grote schaal nog steeds een lineaire vorm heeft vinden we ook de LEWP regelmatig terug of het "Line Echo Wave Pattern" en is in wezen een aaneenschakeling van verschillende kleinere bow-echo structuren. Door de golvende natuur van dit patroon spreken we niet zo zeer meer over een lineaire strutuur maar wordt de term QLCS gebruikt: een Quasi Linear Convective System.

(meer informatie over de bow echo met de verwijzingen naar het onderzoek van Atkins 2005-2009 vinden we hier in een eerder artikel).

De RIJ die verantwoordelijk is voor de bow-echo is een gegeven wat eerder door dr Fujita is gedocumenteerd, dewelke we reeds hebben aangehaald in eerdere artikels. Het conceptioneel model door dr Fujita opgesteld (1978!) is de dag van vandaag nog steeds accuraat en toepasbaar.

We beginnen de bow echo met een neerslaggebied onder een ietwat lineaire vorm, waarna de RIJ-downburst begint op te zetten (we zitten nu reeds in stadium B) waardoor de bui verder begint door te buigen in stadium C en verder "uitbuigt" in D & E. We zien aan de uiteinden van de boog 2 gebieden van rotatie en deze vortices noemen we "line end" of "bookend" vortices.

De creatie van deze line-end vortices zijn analoog aan de manier hoe de mesovortices gevormd worden aan de voorzijde van het QLCS (bow echo) gustfront.

Volgens onderzoek door Weisman & Davis (1998) vinden we dezelfde 2 mogelijkheden, namelijk de neerwaartse of opwaartse tilting van horizontale vorticiteit, waarbij de opwaartse case (rechts) volgens het onderzoek de meest waarschijnlijke is.

Naargelang de grootte en duur van het buiensysteem is het mogelijk dat er een andere speler zich moeit met de evolutie van buiensystemen, namelijk de coriolis-"kracht" of de rotatie van de aarde. (kracht staat tussen aanhalingstekens omdat het eigenlijk geen kracht is maar een versnelling).

De rotatie van de aarde heeft een cruciale rol bij de atmosferische circulatie. We weten dat "wind" wordt opgewekt van hoge naar lage druk-gebieden, die op hun beurt worden opgewekt door temperatuursverschillen. De circulatie van de atmosferische flow hebben we te danken aan de impact die de coriolis-"kracht" op die luchtstromen heeft.

Indien buiensystemen een sterke omvang en een lange levensduur hebben zijn zij op termijn ook gevoelig aan de acceleraties die door de coriolis "kracht" worden opgewekt. Het coriolis-effect zoals dit genoemd wordt is sterk afhankelijk van de latitude. Met andere woorden: hoe hoger de latitude (in het noordelijk halfrond: hoe dichter bij de noordpool), des te sterker het coriolis-effect.

In onderstaande afbeelding zien we een bepaald punt op het oppervlak. Dat punt is net zoals de windvector onder te verdelen in 2 componenten: U & V. Het is het locale "V-component" van het punt in kwestie dat de sterkte van het coriolis-effect aangeeft.

Aangezien er aan het uiteinde van een bow-echo bookend-vortices verschijnen heeft het coriolis-effect implicaties op hun evolutie. Waar de bookend-vortex in dezelfde richting spint als de coriolis-"spin" vinden we een versterking van de bookend vortex. Bookend-vortices die niet in de richting van de coriolis-"spin" roteren ondervinden op termijn een afzwakking van hun rotatie.

Kortdurende bow echo's hebben hier minder last van omdat de coriolis-versnelling (alhoewel aanwezig) traag op gang komt vandaar dat de coriolis enkel impact heeft op langdurige systemen. Op termijn vinden we dan een asymmetrische opmaak van de bow-echo omdat de noordelijke bookend de sterkste is, vandaar ook de comma-vorm in D & E van het bow-echo model van dr Fujita.

Buiensystemen laten na afloop soms een MCV achter: een mesoscale convective vortex. Wanneer een buiensysteem veel lantente warmte heeft geproduceerd (condensatie - sterke wolken heeft gevormd) vinden we veelal een poel warmere lucht boven de coldpool.

Door het verticaal "buyoancy gradiënt" wordt de statische stabiliteit onder de warmte-anomalie verhoogd en krijgen we daardoor PV (potentiële vorticiteit).
\[PV = \left( {\frac{{\zeta  + f}}{\rho }} \right)\frac{{\partial \theta }}{{\partial z}}\]
In essentie tellen we hier de relatieve vorticiteit "zeta" bij het coriolis effect "f" op en krijgen we de absolute vorticiteit. De absolute vorticiteit met een bepaalde densiteit "rho" wordt dan vermenigvuldigd met de statische stabiliteit (d-theta/dz). Uit de formule zien we dat de PV verhoogd wordt wanneer de statische stabiliteit wordt verhoogd (d-theta/dz term) alsook wanneer de densiteit van de lucht afneemt of de corioliskracht verhoogt. ("rho" & "f"). MCV's hebben dus net als de asymmetrie van de bow echo meer kans om te bestaan en vinden hun langste levensduur in de hogere latitudes.

Voor meer informatie over het MCV verwijs ik jullie graag naar de onderzoeken van Raymong & Jiang, meerbepaald hun artikel van 15 december 1990.

De systemen die we tot dusver hebben beschreven zijn coldpool-dominant maar er zijn ook grote multicels die niet coldpool dominant zijn. We denken aan de "elevated multicel". Een elevated multicel (en andere hoogte-convectieve gebeurtenissen) impliceert dat de updraft - of liever het parcel-traject - een bron heeft boven het oppervlak waarbij de lucht bij de grond mogelijks zelfs conditioneel stabiel is.

Aangezien de inflow van deze buien zich boven de coldpool bevindt is de coldpool in zo een situatie niet dominant maar kijken we naar andere mogelijkheden die hoogte-convectie ondersteunen. We denken vooral aan mid-level frontogenesis, gelocaliseerde warmte-advectie, zwaartekrachtsgolven & differentiële vorticiteitsadvectie (PVA of PdVA wordt het het laatste april-artikel behandeld).

Deze systemen produceren downdrafts maar de outflow kan geen convectie vanaf de grond produceren omdat de condities bij de grond stabiel zijn.

Een MCS kan ook evolueren naar een MCC of een Mesoscale convective complex. We spreken van een MCC wanneer een MCS een groot, cirkelachtig wolkenschild vormt (geobserveerd door satelliet als CTT of cloudtop temperatures) die een bepaalde dimensie heeft met een specifieke cloudtop temperatuur-verhouding.

Om geclassificeerd te worden als MCC moet er een CTT van max -32°c te vinden zijn over een gebied van 100000 km² of groter, waarbij we een gebied hebben ter grootte van 50000 km² met CTT's van -52°c. Het 6.5µm kanaal is hierbij een goede indicator alsook de 10.7µm daar we bij deze gemakkelijk de CTT kunnen vinden.

Opgelet! in het eerste deel heb ik het MCC onder "non-lineair" geplaatst in het schema, maar het kan gerust zijn er onder het cirkelvormig aambeeld een lineaire convectieve gebeurtenis plaatsvindt.

Belangrijk om weten is dat er geen 1 model is om multicel systemen aan te duiden. Er is altijd behoorlijke overlapping tussen de verschillende manieren hoe een bepaalde situatie kan evolueren. Ook zijn lokale invloeden van groot belang zoals o.a. de aanwezigheid van obstructies voor de low level flow (grote bomen, grote gebouwen) en orografie.

Ook vinden we een grote overlap tussen windprofielen voor Bow-echo's & supercels. Hier staat de buienbeweging nog steeds centraal waarbij een optimale buienbeweging de maximale heliciteit oplevert en streamwise vorticity de hoogte in schiet. 

Een duimregel die veel wordt toegepast is hoe de windschering zelf is "opgesteld". Eénzelfde DLS waarde kan op verschillende manieren tot stand komen. Vinden we de sterkste windschering in de onderste niveaus pakweg 0 - 3km zijn bowecho's veelal het resultaat. Vinden we daarentegen dezelfde DLS maar de windschering verdeeld over de volledige 0-6km zijn supercels eerder aan de beurt omdat die situatie bevorderlijk is voor de mid-level mesocycloon (3 - 6 km hoog).

We weten maar al te goed dat een zware buienlijn veelal gepaard gaat met bliksemactiviteit. Hoe sterker het systeem, hoe meer bliksemactiviteit. Met de "sterkte" doelen we op 2 dingen: de efficiëntie waarmee nieuwe cellen tot ontwikkeling kunnen komen door de coldpool-shear interactie en de thermodynamische eigenschappen. Hoe sterker die 2 eigenschappen aanwezig zijn hoe hoger de bliksemactiviteit in een multicel zal oplopen.

Dit schema in acht houdend kunnen we afleiden waar we welk type CG-bliksem kunnen vinden in het MCS. In de convectieve kern verwachten we hoofdzakelijk negatieve CG's en een hoge flashrate. Waarom die hoge flashrate? Wel die vinden we omdat we in die kern de meeste graupel vinden die verantwoordelijk is voor de splitsing van de lading ("charge separation").

De positieve lading aan de cloudtop & overshooting top vinden we omdat de positief geladen deeltjes naar boven worden getrokken (ze zijn lichter) en zo lateraal langs het aambeeld uitspreiden. Dit hebben we te danken aan de updraftsnelheid (>= 10 m/s) waarmee de convectieve regio van een MCS veelal te maken heeft.

In de stratiforme neerslag vinden we zulke sterke convectie niet. De verticale beweging daar, is amper een halve m/s. De lading in de stratiforme neerslag vinden we door de advectie van lading uit de convectieve regio ("seeder-feeder" mechanisme) met de positieve lading in de cloudtop die zich zoals gezegd lateraal uitspreidt.

Momenteel is het in nog niet geweten waar de omcirkelde negatieve lading in de stratiforme neerslag vandaan komt maar observaties hebben aangetoond dat die daar daadwerkelijk is. Men vermoedt dat die belangrijk is voor de IC bliksem, maar onderzoek dient dit nog uit te maken.

De positieve CG's in het stratiforme gebied vinden hun weg door een stepleader die zich richting de omcirkelde negatieve lading begeeft en zo gemakkelijker de weg naar de grond vindt. Ook is de flashrate in het stratiforme neerslaggebied veel zwakker. De reden daartoe vinden we in het feit dat de grootste graupeldensiteit in de convectieve regio te vinden is, en het is die "graupel" - zie het als zachte hagel - die verantwoordelijk is voor de splitsing van de lading.

We hebben daarnet die "stratiforme neerslag" vermeld. Wat is die eigenlijk en welke vormen kunnen die aannemen?

We onderscheiden 3 types stratiforme neerslagtypes namelijk het TS, LS en PS type. Het bovenste type: LS of "Leading stratiform" wordt gekarateriseerd door sterke systeem-relatieve flow van achter naar voor in de hogere niveaus, waardoor het aambeeld vooruit gesmeerd wordt en een "leidend stratiform gebied" genereert. Deze configuratie creëert een minder sterke coldpool waardoor dit systeem niet coldpool-dominant is.

Het tweede voorbeeld (in het midden) is de PS of "parallel stratiform" en vinden we wanneer de upper level systeem-relatieve flow parallel met diens oriëntatie ligt. Dit systeem genereert duidelijk een sterke coldpool aangezien elk neerslaggebied overlapt met de andere cellen, wat ook de reden is waarom een systeem deze configuratie niet lang kan houden.

De TS-situatie, "Trailing stratiform" is de meest voorkomende waarbij we de gekarakteriseerde achterwaartse tilt zien door de coldpool-dominantie. Relatief aan het systeem vinden we de sterkste wind nu onderaan als inflow (mede door het vooruitrushen van de coldpool en zo de nieuwe celgeneratie).

Merk op dat zoals gezegd in het eerste deel: de configuratie gemakkelijk kan veranderen bij de vorming van een coldpool. De reis van de voorwaartse tilt tot de erecte updrafts naar de achterwaartse helling gaat soms ook gepaard met een reis doorheen de stratiforme neerslagtypes van LS naar PS naar TS. De reis van PS naar TS is de meest voorkomende, aangezien bij de PS een nakende coldpool-dominantie een grote waarschijnlijkheid is.

Alhoewel verder onderzoek nodig is om bliksemintensiteit, wind-events en andere verschijnselen op een juiste manier te voorspellen en te anticiperen zien we dat de kennis van multicel systemen beslist behoorlijk groot is.

We kijken al uit naar wat de toekomstige onderzoeken ons brengen.

Multicels (deel 1)

Buiensituaties evolueren in een wijde waaier van mogelijkheden. We zien buien in clusters of groepen, georganiseerd in een lineaire structuur alsook geïsoleerd waarbij de geïsoleerde buien het minst vaak voorkomen terwijl de vermelde organisaties het vaakst optreden.

We ondescheiden daarom onweersbuien in 3 verschillende klasses nl. de single cel, supercel & multicel waarbij een multicel deel uitmaakt van de single (al dan niet super)cel. In deze 2-delige blog-entry hebben we het over de interacties die buien met andere buien kunnen ondervinden, resulterend in de multicel-configuratie en vergelijken we de verschillende multicel-types met elkaar.

De groep multicel bevat verschillende structuren die allen hun eigen patroon en eigenschappen hebben en is daarom een brede term. Onderstaand diagram toont ons hoe multicel-systemen kunnen geclassificeerd worden.

We zien dat kleine multicels kunnen geklasseerd worden in 2 subtypes: dominante coldpool of niet, terwijl grote multicels in een sqall line, MCS of een MCC configuratie zijn. We zullen zien dat elk klasse of type verschillende eigenschappen bevat terwijl de windschering in elk multicel type (groot of klein) een cruciale rol speelt in de organisatie en het onderhoud van multicel systemen.

Ook bekijken we de coldpool-dominantie bij de grote multicels, de 3 subtypes van de lineaire groep en de 2 non-lineaire configuraties, waaronder het reeds vermelde MCC en het MCV.

Het is misschien het aangewezen moment om de term "multicel" zelf te verklaren zodat we weten waarover we praten.

In de meteorologie spreekt men van een multicel wanneer er in een gebied meer dan 1 cel aanwezig is waarbij ze dicht genoeg in elkaars omgeving zijn dat ze elkaar op één of andere manier beïnvloeden. Meestal bevatten ze dezelfde coldpool en neerslag-gebied.

Wanneer er neerslag onder een cumulonimbus onweerswolk wordt geproduceerd koelt de lucht af naar de wetbulbtemperatuur. Die "poel" van koude lucht noemt men de coldpool.

De coldpool speelt in het onderhoud van multicels een belangrijke rol. De sterkte van de coldpool en de bijhorene outflow is afhankelijk van de diepte van de coldpool en diens temperatuursverschil met de omgeving.

De creatie van de coldpool vinden we in de aanwezigheid van verdampingsprocessen, "evaporative cooling" genoemd. Hierbij zien we dat de neerslag verdampt en daardoor warmte uit de omgeving onttrokken wordt en in het verdampingsproces wordt stopt met als resultaat: afkoeling. We danken dit aan de 1e wet van de thermodynamica: "Energie kan nooit gecreëerd of vernietigd worden: enkel omgezet".

De kleinste multicels (meso-gamma schaal) ondervinden een configuratie waarbij we veelal verschillende cellen zien, elk in een eigen stadium van ontwikkeling. Nieuwe cellen worden gevormd voor de oude cellen uitsterven en gebeurt in hun directe omgeving waarbij hun wolken niet meer apart te onderscheiden zijn en de volledige wolkendimensie verschillende neerslagkernen kan bevatten.

Cel A is de oudste cel en bestaat enkel uit outflow (neerslag) terwijl cel B in haar piek zit. Cel C & D zijn de nieuwe cellen in hun updraft-stadium. Dit type multicel is meestal niet groot genoeg om een lineaire configuratie aan te nemen alhoewel ze gerust langs een lineaire boundary kan ontspringen. Aangroei (cel-initiatie) vinden we op een voldoende afstand van de zwakke coldpool.

De zwakke coldpool is meestal onvoldoende om nieuwe cel-initiatie te starten, vandaar dat we bij deze systemen veelal moeten kijken naar externe forcing en instabiliteit om de duur en evolutie te benaderen. We zien de cel-motion naar rechts, maar deze aanvoer kan in elke richting gebeuren. We spreken hier over de niet-dominante coldpool case.

Zoals gezegd kan een klein multicel-systeem toch gedomineerd worden door een sterke coldpool... zeker wanneer de omgeving waarin de multicel zich voordoet bevorderlijk is voor diens creatie. We denken aan het "what comes up, must come down" principe, dus een sterke instabiliteit en een hoog vochtigsaanbod.

Met de trekrichting van de cellen naar links vinden we de nieuwe cel-generatie aan de rechterkant: de voorzijde van de coldpool. De forcering gebeurt al dan niet langs een grens maar diens voorbestaan is nu grotendeels afhankelijk van de efficiëntie waarmee de coldpool nieuwe cel-generatie ontwikkelt. Deze systemen zijn dan ook gekend om nog actief te zijn terwijl de forcing ervoor enige tijd is verdwenen.

Door de voorwaartse translatie van de coldpool vinden we de nieuwste convectie primair op die flank. De zijpanelen van de Belgocontrol radar zijn hiervoor een handige tool omdat zij de stadia van de buien kunnen laten zien, dit zowel in een west-oost als een zuid-noord as.

In grote multicels vinden we veelal verscheidene cellen in een gelijkaardig stadium van ontwikkeling. Een squall line is ofwel een multicel groot genoeg om lineaire vormen te ontwikkelen ofwel een lijn, bestaand uit single of multi/supercels, terwijl een QLCS of "Quasi Lineair Convective System" ergens in diens evolutie een minder of niet-lineaire vorm heeft aangenomen. Een MCS is een multicel (of squall line) met een aangeengesloten neerslag-gebied die in minstens één richting de 100km behaalt. 

Veel multicels halen het lengte-criterium niet, maar opereren nog steeds op mesoschaal. Grote multicels móeten daarom niet 100% aan dit criterium voldoen (aldus NOAA). Men spreekt in de meteorologische wereld regelmatig van een "klein MCS", maar we kijken al iets te ver vooruit...

Het is belangrijk te weten hoe een coldpool in staat is om nieuwe celgeneratie te starten vooraleer we verder gaan en de verschillende lineaire types behandelen. Hoe werkt die opstuwing precies?

We moeten terug denken aan windschering en het alom bekende gedachte-experiment uitvoeren...

Plaatsen we een rad (of in dit geval een rol) gaat die door de toename van de windsnelheid met hoogte beginnen roteren en krijgen we vorticiteit langs een horizontale as. Wanneer de horizontale vorticiteit van de omgeving (door de windschering) samenwerkt met de horzontale vorticiteit langs de coldpool en we daardoor een gecombineerde opstuwing vinden kan die genoeg zijn om de nieuwe cellen te genereren.

De RKW-Theorie (genoemd naar Rotunno, Klemp & Weissman, 1988) zegt net dat! "Het liften van luchtddeeltjes tot hun LFC is het meest efficiënt wanneer er een balans is tussen de sterkte van de coldpool-circulatie en de circulatie van de omgeving."

Hieronder zie je de presentatie van dit gegeven in een afbeelding van Markowski.

Aan de linkerkant zien we de 2 vorticiteitsvectoren (coldpool & omgeving) in dezelfde richting draaien en daardoor kunnen we ook geen gezamenlijke opstuwing vinden. Langs de rechterkant daarentegen zien we de verticale circulatie van de coldpool en omgeving samenwerken met hun vorticiteitsvectoren elkaars tegenpool.

Er dient dus een correlatie te zijn tussen de sterkte van de windschering en de coldpool om een optimale situatie te garanderen voor een verder onderhoud van de multicel-configuratie.

Het RKW onderzoek bracht de sterkte van de coldpool-circulatie onder in een term "C" en de sterkte van de windschering in "delta-U". De verhouding daartussen zegt ons het verhaal van de gemaximaliseerde lift.

Bovenstaande afbeelding is een aanpassing van het materiaal op "Meted", waar we een simulatie zien van een interactie tussen de coldpool (koude kleurvulling) en de omgeving. Wanneer de verticale windschering primeert wordt de lucht downshear getrokken vooraleer het de LFC bereikt. 

In het tweede paneel zien we de optimale situatie. Hier is de coldpool-circulatie en deze door de windschering in balans. We zien duidelijk dat we diepe lift hebben tot aan de LFC en zo onze nieuwe celgeneratie hebben. Het derde paneel toont ons de situatie wanneer de coldpool-circualatie sterker is dan deze door de shear (of de afwezigheid ervan). De lucht wordt dan over de coldpool getrokken waardoor de LFC mogelijks niet kan bereikt worden.

De RKW-resultaten bieden ook een verklaring waarom de helling van de updrafts in een multicel met tijd kan veranderen. Wanneer de multicel geen coldpool heeft hellen de buien in de richting van de aansterkende wind met hoogte. De precieze helling van de buien vinden we in de ratio tussen de updraft en de verticale windschering. Een zwakke updraft in een te sterk gescheerde omgeving scheurt daardoor de upraft kapot waardoor buienvorming niet lukt.

Wanneer de coldpool zich ontwikkelt begint de circulatie van de coldpool meer en meer invloed te hebben op de overheersende schering-circulatie. Daardoor komen de updrafts eerder recht te staan. Wanneer de coldpool nog sterker wordt begint het systeem naar achter te tillen, analoog aan de eerder gemelde simulaties omdat de coldpool nu de dominante factor in het spel is geworden.

Omdat de updraft nu boven de coldpool hangt vinden we boven de coldpool dus een verlaging van de luchtdruk. Deze drukval wekt een circulatie op waarbij lucht van achter de bui naar voor wordt gebracht. 

In het schema zien we de horizontale vorticiteit die langs de updrafts worden gegenereerd en de vorticiteit langs de coldpool. De vorticiteitsvectoren bovenaan en onderaan versterken die voorwaartse flow nog eens waardoor over enige tijd een RIJ wordt gevormd: de "Rear inflow jet". 

Op bovenstaande figuur (van houze et al 1989) zien we dit als de "descending rear inflow", net als de "ascending front to rear flow" die de stijgbeweging in de multicel aanduidt. De natuur van die interface met bijhorende shelfcloud verklaart op zijn beurt dan ook waarom de meeste CG activiteit net achter de passage van de shelf/acrus-structuur te vinden is.

Het is daar langs die interface dat de meest chaotische beweging zich bevindt wat resulteert in een sterkere opwekking van statische elektriciteit met als gevolg het nodige ladingsverschil tussen de bui en de aarde.

Door die "back to front flow" kunnen buienlijnen na verloop van tijd beginnen doorbuigen en bekomen we een bow-echo met als motor die RIJ.

De sterkte van de RIJ is veelal afhankelijk van de sterkte van de instabiliteit. Hoe sterker de updrafts, hoe heviger de "front to rear" flow gaat zijn en hoe dieper de drukval boven de coldpool en hoe sterker de coldpool uiteindelijk kan zijn (onthoud: "what comes up must come down").

Eén van de grote missers in de huidige meteorologie is het forecasten en nowcasten van zo een RIJ. Indien men juiste en tijdige wind-forecasts wenst te pinpointen dient er verder onderzoek te gebeuren want dit is ten tijde van vandaag nog steeds onmogelijk.

Een veelgebruikte methode die wordt gehanteerd in de short-term forecasts is dat er op de radiale snelheidsbeelden gezocht wordt naar een "MARC" signatuur (Mid Altitude Radial Convergence). Er wordt een dwarsdoorsnede gemaakt loodrecht op de multicel-as en daarop wordt gekeken of doorheen de cross-section in een opwaartse richting een soort "muur" wordt gezien.

Een mogelijk voorbeeld daarvan vinden we hier en is een illustratie van een onderzoek door Przybylinski in 1995.

De lineaire vorm die grote multicels frequent aannemen zijn een reflectie van de uitgerekte lift die voorkomt langs een extern forceringsmechanisme zoals een lineaire boundary of een front en wordt gemoduleerd door de coldpools & diens interacties die inwendig tot stand komen.

Een front zorgt voor lineaire forcing, maar indien de DLS windshearvector sterk is en haaks op het front staat (of eender welke boundary) blijven buien eerder autonoom en zien we geen "groei" richting elkaar langs het lineair forceringsmechanisme.

Wanneer de DLS windshearvector parallel staat op de forcerings-as zien we een lineaire configuratie als resultaat, maar deze vormen en hoe die tot stand komen bekijken we in het tweede deel. Voorts zal er dieper worden ingegaan op de neerslag- en ladingsdistributie, bow echo's en hoe de coriolis-force (f) de systemen kan beïnvloeden.

Hopelijk tot dan.