Over de oorsprong van supercel-updraft rotatie

Daar het onweerseizoen 2014 gestaag maar zeker op gang komt en er op deze blog al artikels zijn verschenen die de verschillende types onweer en hun bijhorende verschijnselen behandelen is er nog geen enkel artikel gebracht die de oorsprong van de rotatie in de supercel zelf behandelt. Aangezien supercels een "hete" topic zijn en deze de meest gevaarlijke onweersbuien zijn leek het me opportuun om daar een artikel over te schrijven.

Ook heb ik een poll laten rondgaan met terug enkele keuzes welk artikel er graag zou gelezen worden. Deze stond dan ook met kop en schouders boven de rest van de keuzes die later zullen aangevuld worden.

Analoog aan eerdere artikels zullen we een behoorlijke weg afleggen en spreken we terug over vorticiteit: een topic die in de meteorologie altijd en overal meespeelt en behandelen we de stretching & tilting die verantwoordelijk is om de horizontale vorticiteit afkomstig van de windschering te kantelen in de verticale zin en die door een updraft te stretchen.

De vorticiteits-aspecten "stretching" & "tilting" werden al uitvoerig behandeld in eerdere artikels, maar nu dienen we deze vanuit een ander perspectief te benaderen en de toepassing doelgericht te gebruiken om de origine van de supercel updraft rotatie te vinden. We zullen het daarom ook veel hebben over de wind in een "storm-relatief" framework en dus een passage invoeren over de notie van storm-relatieve wind en behandelen we het gevolg en de oorzaak van de afwijkende beweging die supercels hebben t.o.v. de normale buienbeweging.

Een hele waslijst dus. Vandaar dat dit artikel ietwat langer is dan eerdere blog-entries.

Zoals altijd betrek ik er graag wat wiskunde bij maar de formules zullen we vakkundig uit elkaar trekken om de aparte termen van elkaar te kunnen onderscheiden. Om dit artikel te begrijpen heb je dus géén wiskunde kennis nodig. Enkel (zoals altijd) een portie inbeeldingsvermogen die je zal helpen om de topics in dit artikel te visualiseren en als gevolg ook beter te begrijpen. Er zullen geen ingewikkelde berekeningen worden gemaakt, enkel gerefereerd naar een wiskundige notatie.

Nu... Om een roterende updraft te hebben dient onze updraft zich te bevinden in een gebied waar er verticale vorticiteit aanwezig is. Die vorticiteit wordt dan door een stijgstroom in de verticale zin uitgerokken die de vorticiteitskolom doet versmallen waardoor de rotatiesterkte wordt aangespannen. We hebben dit reeds behandeld in het artikel omtrent de tornadische supercel waar bovenstaande afbeelding vandaan komt.

In tegenstelling tot bovenstaande afbeelding waar de vorticiteit enkel in de onderste niveaus te zien is en zo door die "stretching" de non-supercel tornado zijn rotatie krijgt is de rotatie voor de supercel veel dieper en bevindt die zich vanaf de midlevels van 3 - 6km en afhankelijk van de buiendiepte zelfs veel hoger.

De ontwikkeling van supercels is dus van die verticale vorticiteit sterk afhankelijk. Heb je geen verticale vorticiteit of kan die niet gegenereerd worden, heb je ook onmogelijk een supercel, vandaar dat het belangrijk is om de "lokale verandering van verticale vorticiteit over tijd" te weten, wat ons brengt tot "de supercel-formule" (althans: ik noem die graag zo).

Wiskundig gezien is de "lokale verandering van de verticale vortictieit over tijd" de som van de vorticiteits-advectie van de aanwezige verticale vorticiteit (zeta) plus de stretching van de aanwezige verticale vorticiteit (zeta) plus de tilting (kanteling) van de aanwezige horizontale vorticiteit.
\[\frac{{\partial \zeta }}{{\partial t}} =  - \vec V \cdot \nabla \zeta  + \zeta \frac{{\partial w}}{{\partial z}} + {\vec \omega _H} \cdot {\nabla _H}w\]
Hieronder zie je dezelfde formule maar dan uit elkaar gehaald waarbij de verklaring in tekstvorm alles zal duidelijk maken, dus laat je vooral niet afschrikken door deze formule. Ze is best gemakkelijk te interpreteren.

Als we een stijgstroom hebben in een omgeving zonder verticale vorticiteit (verticale vorticiteit = zeta: de krul in de linker term) zien we een vermenigvuldiging met 0 in de eerste en tweede term na de "=". Logisch ook want als er geen verticale vorticiteit aanwezig is (zeta = 0) om mee te starten is er niets te stretchen en geen vorticiteit te advecteren. Vinden we wel vorticiteit aanwezig doorheen de atmosfeer wordt deze vorticiteit door de updraft gebruikt en wordt die vorticiteit dus gestretched in de verticale zin.

Hoe groter de aanwezige verticale vorticiteit des te groter ook de contributie van de verticale vortictieit aan de supercel-updraft rotatie... So far so good.

Hebben we echter géén of amper verticale vorticiteit aanwezig in de atmosfeer zijn de advectieterm & de stretching-term waardeloos en is de enige die de nodige verticale vorticiteit voor onze supercel updraft-rotatie kan opwekken de tilting-term in de vergelijking: vandaar ook het kadertje rond de laatste term. Merk trouwens op dat er zich de laatste term in de vergelijking geen "zeta" bevindt. 

Dit is een héél belangrijk punt. De stretching- en de advectieterm zijn positief en hebben betekenis als er verticale vorticiteit aanwezig is en het ènige proces dat verticale vorticiteit kan genereren is het tilting-proces van de horizontale vorticiteit in de verticale zin.

We weten ondertussen al dat de horizontale vorticiteit wordt opgewekt door de windschering.

We zien in bovenstaande afbeelding een windscheringsprofiel waarbij de west-oost wind met hoogte in snelheid toeneemt en noemen dit westerlijke schering. Omwille van die snelheidstoename vinden we dus niet verwonderlijk ook horizontale vorticiteit. We zien een snelheidstoename van de west-oost wind (U-component van de wind = du/dz) met hoogte. Wanneer we hoger gaan in hoogte (z) gaat "u" ook omhoog dus...
\[\frac{{\partial \vec u}}{{\partial z}} = positief\]
Als er een stijgstroom is, er ontwikkelt er zich ene in dit horizontaal vorticiteitsveld of dit horizontaal vorticiteitsveld trekt over de plaats van een bestaande onweersbui (m.a.w. de windschering spant aan over een bestaande convectieve gebeurtenis) buigt de stijgstroom deze horizontale vorticiteit om in een verticale zin en wordt die dus gekanteld. Dit is het "tiltingsproces".

De volgende afbeelding toont dit treffend waarbij we starten met de horizontale vorticiteit afkomstig van de windschering en de updraft die de vortexlijn in de verticale zin kantelt.

Een vortexlijn moet je zien als een lijn die niet kan gebroken worden. Het is een onbreekbare lijn in een vloeistof dus als die updraft die vortexlijn kantelt blijft die intact en krijg je aan de linkerzijde en rechterzijde van de stijgstroom verticale vorticiteit waarbij je aan de linkerzijde van de updraft cyclonale vorticiteit ziet en aan de rechterzijde anticyclonale.

Bekijken we ditzelfde concept maar dan vanuit het bovenaanzicht zien we diezelfde 2 vortices met de updraft in het midden. We zullen deze updraft de thermodynamische updraft noemen. De reden dat we dit onderscheid maken wordt later duidelijk, maar het sleutelpunt tot hier toe is dat de thermodynamische stijgstroom verantwoordelijk is voor de tilting van de horizontale vortexlijn in de verticale zin, wat ons brengt tot onderstaand bovenaanzicht van hetzelfde gegeven.

Onthoud dat dit mechanisme spreekt over de generatie van de verticale vorticiteit in de midlevels en dus de mid-level mesocycloon. Ontwikkeling van verticale vorticiteit in de low levels die bevorderlijk is voor de low-level mesocycloon is een ander mechanisme maar dit hebben we reeds besproken in het artikel over de tornadische supercel.

Bekijken we dit vorticiteits-paar in de context van een echte onweersbui komen we tot de volgende stap en zullen we de tilting & stretching toepassen op een echte bui en bespreken we de implicaties van de thermodynamische updraft-interactie met de oorspronkelijke horizontale vorticiteit.

We zien links het storm-relatief windprofiel dus hebben we westerlijke storm-relatieve windschering met een toename in de windsnelheid richting het oosten hoe hoger in de atmosfeer. Mochten we grond-relatieve wind willen illustreren zou de lijn aan de tip van de windvectoren beginnen aan de oorsprong onderaan en in de richting van de windschering (oostelijk) doorbuigen tot bovenaan de atmosfeer.

De bui beweegt richting het oosten, uit het scherm. Wanneer de bui dus richting het oosten beweegt ondervindt die ook inflow vanuit het oosten, wat duidelijk te zien is aan het storm-relatief windprofiel linksboven.

Plaatsen we zoals vermeld een tube in dit scheringsprofiel zien we dat deze zal roteren in de richting die aangeduid is door de groene rotatiepijlen rond de vortexlijnen die werden aangeduid door de annotatie. Wanneer we om welke reden dan ook een updraft triggeren in dit shearprofiel zien we dat de vortexlijn wordt getilt in de verticale zin met ten zuiden van het udpraft maximum de cyclonale vorticiteit en ten noorden van onze stijgstroom de anticyclonale rotatie.

De vraag wordt dus hoe we hieruit een cyclonaal roterende supercel krijgen. Op dit ogenblik kunnen we nìet spreken van een supercel want de netto rotatie is 0 aangezien we evenveel cyclonale als anticyclonale vorticiteit hebben aan de flank van de thermodynamische updraft.

Links vinden we de een cirkel met een "+" en rechts een cirkel met een "-". Cyclonale vorticiteit vinden we dus links en de anticyclonale zin rechts met in het midden de thermodynamische updraft. Het punt is dat er evenveel positieve als negatieve rotatie in de updraft zit met als resultaat dat als we de gehele vorticiteit integreren over de volledige diepte en gebied van de updraft er geen netto rotatie te vinden is.

Met de thermodynamische updraft symmetrisch in het midden en een nulwaarde aan netto-rotatie kunnen we dus niet spreken over een supercel. We hebben géén mesocycloon. We moeten dus iets doen aan onze bui om de bui tot supercel te doen evolueren...

Je vraagt je misschien af waarom in het model de 2 gestippelde gele pijlen zijn getekend die richting het centrum van die vortices wijzen.

De reden waarom is dat het drukveld in die vorticiteit in principe een "cyclostrofisch gebalanceerde vortex" is. Dat betekent dat ongeacht zijn rotatie-richting de druk wordt verlaagd. Je zou daar eigenlijk een "L" als label kunnen plaatsen omwille van die drukverlaging. We noemen deze lagedrukveldjes LPG's of "Lifting Pressure Gradiënts" vanwege de "Lifting Pressure Gradient Force".

Het resultaat is dat je 2 soorten updrafts hebt in deze onweerswolk. We hebben zoals gezegd de thermodynamische updraft - thermodynamisch omdat die gedreven wordt door de latent-heat release van de condensatie - en omwille van die LPG's ook een dynamische updraft, waarbij de term "dynamisch" wijst op het dynamische systeem waardoor de 2 lagedrukvelden worden gecreëerd. Die kernen van lage druk komen er door beweging, meerbepaald rotatiebeweging: niet door de vrijlating van latente warmte.

Hierdoor hebben we ook bewezen dat de "supercel-split" eigenlijk een illusie is, aangezien de thermodynamische updraft 2 dynamische updrafts ontwikkelt. We krijgen dus op een gegeven moment 3 buienkernen voor de prijs van 1.

Een goede vraag zou zijn waarom die gele pijlen naar omhoog worden getekend. Kan het niet zijn dat die pijlen horizontaal van buiten naar binnen of zelfs van boven naar beneden moeten getekend worden? In principe is dat inderdaad zo dat dit laag wordt "opgevuld" langs alle kanten, maar omwille van de warme omgeving en de hoge vochtigheid onderaan waaruit de thermodynamische updraft gebeurt en het feit dat we reeds verticale beweging hebben (thermodynamische updraft) geeft ons een netto-aanvoer van onder naar boven richting het centrum van die LPG's.

Nogmaals: in dit voorbeeld is er omwille van dit vortex-paar géén netto rotatie. In de noordelijke hemisfeer is de updraft van een supercel dominant cyclonaal. Waarom? Het antwoord vinden we in het concept "storm-relatieve wind". We zullen zien dat het ènige, maar dan ook het ènige dat telt op vlak van supercel updraft dynamics de storm-relatieve wind is.

We moeten om de storm-relatieve wind te begrijpen terug gaan naar de basisfysica. Als iemand een bal gooit en die staat op een kar die vooruit rolt gaat de absolute snelheid van de bal gelijk zijn aan de snelheid waaraan de bal wordt gegooid + de snelheid van de kar waarop de persoon staat die de bal gooit.

Passen we dit concept toe op de atmosfeer zien we net hetzelfde. Denk aan jezelf op de fiets. Als jij met de fiets aan 20km/u vooruit rijdt en je hebt de wind in de rug aan 30km/u ondervind je een meewind aan 10km/u. Fiets je daarentegen aan een 20km/u en je hebt de wind in uw rug aan 20km/u zal je vanuit uw perspectief (fiets-relatief als het ware) de atmosfeer als kalm aanvoelen en zal het "windstil" zijn. 

Fiets je aan 20km/u en je ondervindt de wind ditmaal van voor aan een 50km/u, vind je het steevast moeilijker om vooruit te geraken en ondervind jij een wind van 70km/u. Dit is namelijk de meest ideale configuratie voor de bui, waarbij de bui zelf een tegenwind ondervindt. De reden hiertoe wordt direct duidelijk, maar hieronder ziet u alvast enkele voorbeelden zoals hier met de fiets aangehaald in de context van een bui.

Net zoals het voorbeeld op de fiets vinden we hierboven hetzelfde concept maar dan in de context van een bui. Net zoals de fiets is de bui nu het coördinatensysteem. De verdere bespreking in dit artikel dient altijd meegaand met de bui benaderd te worden. Beeld je als het ware in dat je jezelf in de storm bevindt of dat jij zelf de bui bent.

In het eerste voorbeeld zien we dat de bui van links naar rechts aan een 40kts vooruit beweegt terwijl de wind in de omgeving ook van links naar rechts beweegt aan 20 kts. Storm-relatief ondervindt de bui dus een tegenwind aan 20 kts (denk aan het fiets-voorbeeld). In het tweede voorbeeld zien we de case waarbij de bui geen wind voelt aangezien de bui aan dezelfde snelheid & richting voortbeweegt als de wind van de omgeving.

Het laatste voorbeeld is daarentegen de optimale situatie waar de bui van links naar rechts beweegt en de wind in tegengestelde richting raast. Hierdoor ondervindt de bui een sterke storm-relatieve wind.

En hier komt het allerbelangrijkste punt van dit artikel: Een sleutelpunt voor supercel-onweersbuien is sterke low-level storm-relatieve wind. Wat een profiler of sounding benadert is de grond-relatieve wind. Nogmaals: Deze zijn volstrekt onbelangrijk. Het ènige dat telt op vlak van supercel-updraft dynamica is de storm-relatieve wind... Je hebt natuurlijk grond-relatieve windobservaties nodig om de storm-relatieve wind te kunnen weten, maar op vlak van supercel-updraft dynamics zijn die onbelangrijk.

Het is wat de bui zèlf ondervindt dat belangrijk is om de generatie van een supercel-updraft mogelijk te maken! Niet de grond-relatieve wind van de omgeving!

Wanneer we terug gaan naar onze 2 cyclostrofisch gebalanceerde vortices onthouden we dat we ten tijde van dit beeld nog geen supercel hebben omwille van de afwezigheid van een netto rotatie. Er is evenveel LPGF (Lifting Pressure Gradiënt Force) in de linker als de rechter vortex.

We weten uit observatie dat in de noordelijke hemisfeer de meeste supercels cyclonaal zijn, vandaar ook de naam "mesocycloon". De vraag hoe we uit deze situatie nu een supercel krijgen (lees: een mesocycloon) blijft tot nu toe nog steeds onbeantwoord. Het is hier dat de storm-relatieve wind om de hoek komt kijken.

De notie is dat als de bui richting het oosten beweegt dat de bui ook een storm-relatieve inflow vanuit het oosten ondervindt. Als we een mesocycloon willen genereren moeten we dus een netto-rotatie ontwikkelen. Wat we dus moeten doen is de linkervortex (zuidelijke) sterker laten spinnen dan de rechtervortex (noordelijke).

De meest efficiënte manier om dit te doen is wat? Stretching, niet?

Met andere woorden dienen we dus een stretching te genereren in de zuidelijke vortex om diens rotatie sterker te laten aanspannen dan de noordelijke. Wat is stretching? Die vortex dient uitgerokken te worden wat we kunnen bekomen door de updraft van de bui te verplaatsen naar de plaats waar de cyclonale LPG zich bevindt.

Nu... Je kan moeilijk de bui vastnemen en die gewoon enkele kilometer verplaatsen maar wat we daarentegen wel kunnen doen is het volgende.

Eerder bewoog de bui dus uit het scherm richting het oosten en ondervond de bui dus die oostelijke storm-relatieve inflow met als resultaat géén netto-rotatie. Laten we de bui daarentegen in een zuidelijke richting trekken, verschuift de storm-relatieve wind (inflow) ook richting het zuiden.

En dit is precies wat we willen! Hierdoor wordt de zuidelijke vortex sterker gestretched dan de noordelijke. Nu dat de storm-relatieve inflow uit het zuiden komt of een zuidelijk component heeft door het zuidelijk component van de trekrichting gebeuren er eigenlijk 2 dingen. We hebben de tilting van de horizontale vorticiteit in de verticale zin en tegelijkertijd stretchen we de cyclonale vortex...

Wat ons brengt tot een ander sleutelpunt in het supercel-verhaal: stroomsgewijze vorticiteit.

Merk op dat de nu zuidelijke storm-relatieve inflow parallel is met de vortexlijnen! Dit is de meest optimale situatie dat je kunt verkrijgen. Wanneer de storm-relatieve inflow parallel loopt met de vortexlijnen noemen we dit optimale stroomsgewijze vorticiteit die in de cyclonale LPG wordt gepompt.

Met andere woorden: de zuidelijke storm-relatieve inflow en stroomsgewijze vorticiteit zijn sterk gecorreleerd en daardoor krijgen we onze netto-rotatie door op een efficiënte manier de spin van de cyclonale LPG aan te sterken door middel van "selectieve stretching".

Hoe meer dat de storm-relatieve inflow parallel loopt met de low-level vortexlijnen hoe sterker de stroomsgewijze vorticiteit (stroomsgewijs wijst op hoe parallel de inflow & vortexlijnen zijn) en hoe efficiënter de simultane tilting & stretching van de cyclonale vortex is, wat op zijn beurt dan ook resulteert in een sterkere en vluggere switch van onweersbui naar supercel. De sterkte van de storm-relatieve inflow heeft dus sterke invloed op de sterkte en levensduur van een supercel met dezelfde eigenschap: hoe sterker die inflow, hoe heviger de supercel zal zijn.

In het verhaal van de supercel kan je dus onmogelijk rond die storm-relatieve wind heen!

Terwijl de zuidelijke LPG wordt gestretched gebeurt met de noordelijke LPG net het tegenovergestelde. Aangezien de storm-relatieve inflow langs de vortexlijn gaat werkt deze de noordelijke opwaartse LPGF tegen en begint de noordelijke vortex samengedrukt te worden. Het resultaat is natuurlijk dat die noordelijke vortex afzwakt wat ook de reden is dat de leftmover zwakker wordt terwijl de rightmover intenser wordt.

Belangrijk te onthouden is dat de stroomsgewijze vorticiteit op die manier optimaal is omdat het leidt tot de onmiddellijke selectieve stretching van één bepaalde vortex t.o.v. de andere.

We hebben het nog niet gehad over hoe de storm-relatieve wind ineens vanuit het zuiden zou kunnen komen of waarom plots de bui in een andere richting zou bewegen. We weten dat een supercel-initiatie wordt voorafgegaan door een split en dat de right of leftmover veelal overblijft.

Wanneer een bui begint te "rightmoven" vinden we hierbij dus de reden (let op: de reden! niet de oorzaak maar de reden) waarom supercels ineens zo intens worden wanneer zij naar rechts beginnen afwijken. Hierdoor verschuift de storm-relatieve inflow in de richting waar ze naartoe beweegt en voedt die rechtstreeks de cyclonale LPG waardoor we ineens van een krachtige bui naar een monsterlijke mesocycloon en/of een tornadische onweersbui overgaan.

Waarom begint nu plotseling een bui af te buigen en verschuift die low-level storm-relative inflow ineens naar een betere positie?

Bovenstaande afbeelding is een afbeelding van een hypothese van Newton & Frankhauser (1964). Dit concept is een theorie die later werd ontkracht en is een analogie aan de flow rond een obstakel.

De zuidelijke vectoren onderaan stellen een zuidelijke wind voor en de vectoren links die naar rechts wijzen stellen de wind voor in de upper levels (vandaar Vl & Vu). Dus we zien hier daadwerkelijk een windprofiel waarbij de wind in hoogte draait en eventueel aansterkt: veering dus.

De storm-motion zijn de vectoren in stippellijn. De relatieve inflow is de dubbele pijl die je rechts onder ziet. de hyopthese was dat je sterke convergentie hebt in de plaats van de toren (rechts) en dat het door discrete propagatie aangroeit aan de rechterkant. Dus in plaats van naar rechts af te buigen groeide de bui gewoon aan langs de rechterkant, maar deze theorie werd ontkracht.

Een andere hypothese die naar voor werd gebracht was deze van het Magnus effect.

Het idee hierachter is dat wanneer je een roterend object hebt in een flow van links naar rechts er een lagere druk gecreëerd wordt op de locatie waar de flow in de zelfde richting vloeit als de rotatie door de accumulatie van beide snelheden en een hogere druk in de locatie waar de rotatierichting van het object in de tegengestelde richting is van de flow.

Hierdoor wordt via het Bernoulli effect een PGF (Pressure Gradient Force) opgesteld van hoge naar lage druk met als resultaat de afwijkende beweging van de bui richting de lagere druk.

Ook deze theorie werd ontkracht. Nochthans werkt deze theorie in het concept van een voetbal die je een curvend traject kan geven, maar we weten dat een bui geen vast object is. Vandaar dat ook deze theorie niet staande bleef.

Tot slot kwam er een hypothese van Rotunno & Klemp in 1982, namelijk de lineaire theory van een geïsoleerde updraft.

Deze theorie is diegene die tot op de dag van vandaag nog steeds staande blijft en het idee erachter is dat er door een veeringsprofiel (wind die wijzers-in draait met hoogte) een variabele drukverdeling wordt opgewekt.

Die verdeling is zo dat we aan de linkerkant (zuidelijk in het schema) in de lage niveaus een hoge druk hebben en een lage druk bovenaan, terwijl dat aan de noordelijke kant net het tegenovergestelde is. Hierdoor vinden we aan de zuidkant een verticaal PGF waardoor we langs de zuidkant een verticale aangroei vinden van nieuwe updraft impulsen terwijl we in de hogere niveaus een PGF vinden van noord naar zuid. 

Deze 2 zijn volgens Rotunno & Klemp de 2 drijvende factoren achter de afwijkende beweging richting het Z of toch tenminste propagatie met een zuidelijk component. Belangrijk om weten is dat deze theorie nog altijd niet bewezen of ontkracht is, maar dat deze (tot vandaag de dag) de meest plausibele is en diegene is die als "waar" aanzien wordt.

Europese tornado's in cijfers

Terwijl aan de andere kant van de oceaan er op regelmatige basis onderzoek wordt gedaan naar tornado's is dit ten tijde van vandaag in Europa nog ver te zoeken. Om die pijnlijke stilte te breken ben ik op het idee gekomen om de tornado's in Europa in cijfers te plaatsen.

Het materiaal in dit artikel is bedoeld om de tornadoreports op te lijsten en hoe zij over de tijdspanne van 2002 tot en met 2014 zijn geëvolueerd. Dit laat ons toe in bepaalde diagrammen (dewelke wij hieronder zullen overlopen) te ontdekken of Europa eigenlijk wel een tornado-seizoen heeft en wat het verschil aan tornado activiteit is in en buiten het "onweerseizoen".

Eerst wat geschiedenis...

In 2002 werd Estofex opgericht: the "European Storm & Forecasting Experiment" en is een non profit organisatie die in staat om waarschuwingen voor noodweer te bieden met de nadruk op convectieve gebeurtenissen. Estofex loopt hand in hand samen met het ESSL: the "European Severe Storms Laboratory" die beheerder is van de ESWD (European Severe Weather Database).

In deze databank vinden we meldingen van weerbureaus, skywarn-instanties en andere bronnen die noodweer melden en zo het hoe, waar en wanneer van convectieve events vastgelegd kan worden.

Op deze gegevens zijn onderstaande diagrammen gebaseerd waar we beginnen bij 2002 (oprichting Estofex) tot dit jaar: 2014.

De reden waarom er begonnen is bij 2002 is niet omdat er geen tornadoreports pre 2002 zijn maar omdat die minder representabel zijn van het "echte" aantal daar Estofex nog niet actief was in de Europese meteorologie. Vergeleken met de jaren post 2002 zien we duidelijk hogere cijfers dan pre 2002.

Toch toont bovenstaand diagram wel iets anders en is het niet volledig nutteloos. Bemerk de significante sprong die in Europa is gemaakt in de verzameling van tornado-events in Europa... Zeker na 2002 zien we een opmerkelijke stijging, waar de geboorte van Estofex en het ESSL zonder meer een grote factor in speelt.

Gebruik makend van die data zijn vanaf 2002 alle tornado's opgelijst en geklasseerd volgens het jaar en de maand waarin die voorkwamen waardoor het duidelijk wordt dat er over tornado's in Europa duidelijk wel iets te vertellen valt.

Hier zien we de maandelijkse verdeling van de tornado events. Elke lijn in de grafiek representeert 1 jaar en de kleur waartoe het jaar behoort vinden we in de legende onderaan. Beginnend bij januari zien we tot april een nagenoeg stabiel aantal tornado's over Europa waarbij het verhaal vanaf mei begint te veranderen. Terwijl het aantal tornado's vanaf mei duidelijk stijgt vinden we in het jaarlijks aantal tornado's toch sterke fluctuaties. 

Tijdens het onweerseizoen (lees: mei t.e.m. augustus) vinden we in Europa dus ook de sterkste stijging in tornado-activiteit terug.

Bemerk vooral de sterke piek in tornado activiteit in de zomer van 2006. De zomer van 2006 was een enorm hete zomer, waarbij verspreid in Europa hitterecords werden gebroken en de langdurige en extreme hittegolven jammerlijk ook slachtoffers heeft gemaakt. 

Een mogelijke correlatie tussen het aantal tornado's en extreme warmte/hitte is dus niet ver te zoeken. Deze stelling heeft eigenlijk vergaande implicaties en biedt een bevestiging van de onderzoeken die in de Verenigde Staten rond tornado's wordt gedaan.

In zowat elke severe weather parameter staat de onstabiliteit en dus de CAPE centraal. Aangezien CAPE een functie is van de temperatuur en de vochtigheid is de link tussen tornado's en warmte niet ver te zoeken.

We lijsten er hier eens enkele op:

Supercel composite parameter

\[SCP = (\frac{{muCAPE}}{{1000}})*(\frac{{ESRH}}{{50}})*(\frac{{BWD}}{{20}})\]

Hier zien we dat we de SCP bestaat uit 3 termen: een instabiliteitsterm, heliciteit en de windschering (0-6km). De methode die in het SPC - Storm prediction center - voor de supercel composite gebruikt wordt is deze waarbij de BWD (de shear-term) als een "check" fungeert.

In die zin dat wanneer het verschil in windsnelheid, dus de windschering tussen 6km & 10m hoogte (BWD= Bulk wind difference) hoger is dan 20 m/s die term gewoon "1" wordt, terwijl de term onveranderd blijft wanneer de windschering tussen de 10 en 20 m/s ligt. Wanneer daarentegen de windschering lager is dan 10 m/s wordt deze term een "0", waardoor natuurlijk heel de supercelcomposite 0 wordt.

Het thermodynamisch aspect speelt dus een grote rol in het forecasten van supercels die op hun beurt verantwoordelijk zijn voor het gros van de tornado's.

Energy helicity index

\[EHI = \frac{{(mlCAPE*SREH)}}{{160000}}\]

Deze parameter toont ons de mogelijkheid tot de generatie van een updraft in de vorm van een helix en dus zo het potentiëel op een roterende stijgstroom. Terug zien we dat naast de heliciteit de CAPE een centrale plaats heeft en een doorslaggevende factor speelt.

Zowel voor de parent storm verantwoordelijk voor de tornado als voor de tornado zelf vinden we hetzelfde verhaal.

Significant tornado parameter

\[STP = (\frac{{mlCAPE}}{{1000}})*(\frac{{DLS}}{{20}})*(\frac{{SR{H_{0 - 1}}}}{{10}})*(\frac{{(2000 - LCL)}}{{1500}})*(\frac{{(150 - CIN)}}{{125}})\]

We vinden niet verwonderlijk de mlCAPE terug dus mogen we met enige geruststelling suggereren dat de warme zomer in 2006 implicaties heeft gehad op het aantal tornadoreports waarmee 2006 helemaal bovenaan staat als we de onderstaande maandelijkse accumulatie aan tornado-reports bekijken.

Over de periode van 2002 tot en met april 2014 vinden we hierboven dus die accumulatie terug. De reden dat 2006 helemaal bovenaan staat op vlak van het aantal tornado's is dus geen verrassing meer. Opmerkelijk (maar daarom niet minder normaal) vinden we een behoorlijke range aan tornado aantallen terug, maar alle curves tonen éénzelfde verhaal: Een significante stijging vanaf mei en na augustus een soort normalisatie.

Merk op dat 2014 ten tijde van dit artikel hoger zit dan alle jaren voordien (2002 - 2013). Op zich zegt dit nog niets over het volledige jaar, maar het is terug een indicatie dat warmere temperaturen aan diens basis kunnen liggen. Zeker wanneer we deze te warme winterperiode in acht nemen lijkt het aannemelijk dat de temperatuur terug de drijvende factor is achter het aantal tornado's.

Wat het komend onweerseizoen ons zal brengen is momenteel nog koffiedik kijken maar als we een hypothetische exponentiële stijging hanteren analoog aan de rest van de curves kan het gerust zijn dat de 2014-tornadocurve tot hoge hoogtes kan klimmen. Toch: zoals gezegd is dit nog steeds pure speculatie.

Bemerk ook in 2013 de aanhoudende stijging in het aantal tornadoreports na de zomermaanden. 2013 werd gekenmerkt door een aanslepende lange nazomer, dewelke ons terug tot dezelfde conclusie leidt dat de correlatie tussen de warmere temperaturen en het aantal tornado's niet te onderkennen is.

Als we het aantal tornado's per maand uitmiddelen over de jaren waarin dit onderzoek is gebeurd vinden we volgend resultaat.

Zoals vermeld vinden we in het Europees koude-seizoen een stabiel aantal tornado's in Europa zonder noemenswaardige flux. Dan wordt er een exponentiële stijging gevonden in het aantal tornado's die vanaf mei behoorlijk lineair verder stijgt en waarbij dus de zomermaanden primeren en het grootst aantal tornado's brengen.

De maand augustus prijkt ongeveer even hoog als juli. De reden daartoe is de sterke piek in 2006, dus hou dit in het achterhoofd bij de interpretatie.

Hoe dan ook vinden we na de zomermaanden een sterke daling richting december maar vinden we nog steeds hogere cijfers dan de periode januari-maart. Dit leidt ons tot de conclusie dat Europa duidelijk een tornadoseizoen kent. Sterker zelfs: we vinden een primair en een secundair seizoen.

Het primaire seizoen begint vanaf mei en duurt grofweg tot en met augustus met de "tornado-prime time" in juni, juli & augustus terwijl het secundaire seizoen zich afspeelt in de periode tussen september en december.

We kunnen dus met een gerust hart zeggen dat het tornadoseizoen in Europa reeds 2 weken bezig is.

Buiensituatie dinsdag 6 mei 2014

Na de neerslag morgen bij passage van een koufront wordt er een tweede impuls verwacht die na de opklaringen 's middags een buiensituatie promoot, onderhevig aan sterke scheringswaarden en een ietwat matige instabiliteit. Aan de neus van een theta-e uitloper zullen er mogelijks langs diens NNO-ZZW tot NO-ZW geörienteerde as buien ontstaan die zich naarmate de convectieve event vordert kunnen structureren in een buienlijn.

De windschering en diens oriëntatie op de boundaries geeft een sterke indicatie om een gestructureerde buienlijn te verwachten die via Noord Frankrijk langs het ZW van de Benelux met een noordelijk component het oosten van de Benelux verlaat. De convectieve gebeurtenis geniet een instabiliteit van enkele 100 J/kg terwijl de sterkte van de windschering hoge waarden behaalt.

Aangezien het rechte windscheringsprofiel en de afwezigheid van sterkere low level stormrelatieve wind is de kans op supercels niet substantiëel, doch bestaand... althans op locaties waar de buien discretie genieten. Buien kunnen omwille van de heliciteitswaaren in de 100 - 200 m²/s² range gerust rotatie ontwikkelen, indien zij van de gewone stormmotion naar rechts beginnen afwijken in een traject die de betere heliciteit oplevert en zij niet verstoord worden door nabije buien.

De relatief hoge SRH in combinatie met de CAPE geeft ons volgens de methode van het SPC (Storm prediction center: waar de shear-term als "check" fungeert) als resultaat voor de Supercel Composite-formule een verhoogd SCP-signaal. Deze setup ondersteunt in principe de vorming van supercels maar hun ontstaan is dus zoals vermeld afhankelijk van de stormmotion en de discretie van de buien.

De buien zijn mogelijks vergezeld van hevige windstoten en zware neerslag op korte tijd. Door de lage cloudbases is een tornado ook niet uitgesloten. De relatief hoge treksnelheid van de buien dijkt het gevaar van wateroverlast iets in, maar de hoge PWAT gebiedt toch enige waakzaamheid, zeker in geval van "training" waarbij verschillende buien in successie over dezelfde locatie trekken.

De trigger vinden we in een upper level feature in de vorm van een trog die zich laat gelden in de lagere niveaus en invloed uitoefent op de aanwezige low-level boundaries. We zien duidelijk sterke vorticiteitsadvectie van over Frankrijk naar de Benelux. De opwaartse beweging die daarmee gepaard gaat is de trigger en fungeert als modulator voor de buien die zich langs de low level boundaries zullen oriënteren.

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.