Isentropische benadering van weerkaarten

De stilte op deze blog in de maand juni en dus de afwezigheid van nieuw interessant leesvoer spoorde me aan om terug een artikel aan het repertoire toe te voegen waarbij we een geheel andere benadering van weerkaarten bespreken, namelijk de "isentropische benadering". 

Doorheen deze blog-entry zullen we een reis maken door de interessante geschiedenis van weerkaarten en bekijken we hoe een isentropische analyse verschilt van een isobarische analyse. Geen nood... De vermelde begrippen worden in al hun facetten behandeld.

Alhoewel ik mijn uiterste best zal doen al deze begrippen gedetailleerd te verklaren zal dit artikel mogelijks één van de lastige zijn die op deze blog zal verschijnen aangezien isentropische analyses een van de moeilijkste aspecten zijn van de meteorologie: gewoon al omdat het zodanig afwijkt van de gewoonte om kaarten te bekijken die informatie tonen op een constant drukoppervlak. 

Enige voorafgaande meteo-kennis is dus aangewezen... Toch, zoals gezegd zal ik alles uit de kast halen om het zo goed mogelijk begrijpbaar te maken.

De motivatie voor dit artikel is behoorlijk straightforward. Ik had graag het basis concept van een isentropische analyse en diens interpretatie neergezet voor diegenen die daarin geïnteresseerd zijn en de meteorologie op een andere manier willen benaderd zien.

Sinds de (weliswaar tijdelijke) ondergang van het isentropisch denken in de jaren 1940 is er een periode geweest waar de academische instellingen de topic "isentropische analyses" niet als onderdeel van hun meteorologische opleiding hebben geïntegreerd. Alhoewel die situatie na enige tijd toch terug is gedraaid is er een generatie aan meteorologen (geweest?) die een mindere kennis hebben/hadden van hoe de atmosfeer op een isentropische manier te benaderen. "Mindere kennis" is een zwaar woord. Die generatie is/was er "minder vertrouwd" mee zou ik eerder zeggen.

Veel meteorologen zijn deze benadering nu ook niet gewoon, daar het de "gewoonte" is om meteorologische features op een constant drukoppervlak te tonen: vb temperatuur op 500mb, theta-e op 850mb, windsnelheid op 250mb,...

Voor studenten duurt het een trouwens ook een x aantal weken eer zij in de universiteit met enig gemak vloeiend isentropisch kunnen denken dus wanneer je moeilijkheden hebt met het artikel, wees niet getreurd: je bent niet alleen.

Het is belangrijk te weten wat men bedoelt met "isentropisch". Het is een term die onder te verdelen is in 2 zaken 'Entropie' & 'Iso' (gelijk) en refereert dus naar een constante entropie. In die zin dat een Isentropisch oppervlak een oppervlak van constante entropie is. Aangezien entropie direct proportioneel is tot de potentiële temperatuur is een isentropisch oppervlak ene van constante potentiële temperatuur.

De potentiële temperatuur is de temperatuur dat een luchtdeeltje zou hebben wanneer het adiabatisch wordt gecompresseerd of uitgezet wanneer je het van zijn originele druk naar 1000mb brengt en is een conservatieve eigenschap van luchtdeeltjes die geen verandering in warmte hebben door instraling van de zon, mixing met andere luchtmassa's, loslaten van latente warmte (warmte-ontwikkeling door het condensatieproces) of afkoeling door verdamping. 

Omgezet in mensentaal is dat: weg van de vermelde processen behoudt een luchtdeeltje zijn potentiële temperatuur wanneer het zich horizontaal door de atmosfeer verplaatst.

Alhoewel deze beperkingen (diabatische processen) de applicatie van deze thermodynamische variabele lijken te limiteren is er sterk bewijs dat die diabatische opwarming & afkoeling op synoptische schaal minder van belang zijn. Sommige onderzoekers beweren zelfs dat deze benadering (onder bepaalde condities) toe te passen is op meso-alpha schaal.

Een onderzoek van Hess (1959) toonde dat de entropie phi van een luchtdeeltje als volgt met de potentiële temperatuur wordt gerelateerd:
\[\phi  = {C_p}\ln \theta  + const\]
De vergelijking zegt dat wanneer een luchtdeeltje zich horizontaal verplaatst het niet enkel zijn potentiële temperatuur behoudt maar ook zijn entropie. Een oppervlak, opgesteld met luchtdeeltjes die allen dezelfde potentiële temperatuur hebben bezitten dus allen dezelfde entropie, vandaar ook een "isentropisch" oppervlak.

Met andere (maar ergens dezelfde) woorden blijft een luchtdeeltje dat zich in horizontale richting verplaatst thermodynamisch gebonden aan zijn eigen isentropisch oppervlak (weg van de vermelde diabatische warmteprocessen zoals instraling, latent heat release,...), aangezien het zijn potentiële temperatuur behoudt.

Het mooie aan heel die atmosfeer is zoals Rossby et al in 1937 noteerden: De potentiële temperatuur verhoogt richting het zuiden aan de zelfde ratio als de gewone luchttemperatuur dus kan de troposfeer gezien worden alsof die bestaat uit een groot aantal aan isentropische lagen die geleidelijk zakken van de polen naar de lagere latitudes rond de evenaar.

Hieronder zie je een verticale dwarsdoorsnede van de potentiële temperatuur over een Z-N as. Op de afbeelding is de helling mooi te zien van de warmere lucht links en de koudere lucht rechts. Isentropen hellen neerwaarts richting de warmste luchtmassa en opwaarts richting de koudste. Aan de evenaar is het dan ook warmer dan in de hogere latitudes.

Een belangrijk punt is dat we dus kunnen afleiden dat luchtdeeltjes in hun horizontale verplaatsing ook een verticaal bewegingscomponent hebben wanneer zij van punt a naar punt b trekken. Aangezien een isentropisch oppervlak een 3-dimensionaal oppervlak is en luchtdeeltjes dus langs hun isentropisch oppervlak bewegen (thermodynamisch verbonden door het behoud van entropie/potentiële temperatuur) zien we ineens het adiabatisch component van de volledige opwaarts verticale beweging in de atmosfeer uitgelegd. Prachtig!

Rossby et al (1937) en later Blackadar & Dutton (1970) vonden het nuttig om een luchtdeeltje te taggen met een andere eigenschap terwijl het langs zijn isentropisch oppervlak doorheen de atmosfeer reist. Een voorbeeld daarvan is een moisture-eigenschap zoals de mixing ratio, dewelke trouwens ook zijn waarde behoudt bij droog-adiabatische stijging of daling. Een andere eigenschap die je van een luchtdeeltje kan tracken is de IPV of Isentropische Potentiele Vorticiteit. 

Ondertussen vraag je jezelf misschien af waarom er van isentropische analyses werd afgestapt terwijl het in de jaren 30 zo veelbelovend was. Een betere vraag zou zijn waarom het gebruik van isentropische analyse terug populair & heraangeleerd werd.

Het stijgen en vallen (en hergeboorte) van de isentropische analyse in de studie van systemen op synoptische schaal is behoorlijk interessant op zich. Het historisch perspectief van Bleck in 1973 is hier ferm ingekort, maar het schept een beeld.

Het verhaal begint in 1930. Wanneer ballon-observaties beschikbaar werden begon de vraag boven te drijven welk verticaal coördinatensysteem het meest nuttig was in meteorologische analyses & forecasts. Duitse meteorologen en verschillende Europese collega's hadden de mening dat een constant drukoppervlak de beste keuze was (vb 850mb), terwijl the British Commonwealth en de Verenigde Staten een constant hoogtesysteem (vb 1,5km) beter vonden.

Sommige grote namen van die tijd drongen aan om als derde optie een isentropisch coördinatensysteem te implementeren. Hun argumenten waren niet de minste en argumenteerden dat isentropische weerkaarten de echte 3D beweging van airflow kan tonen en dus veel nuttiger is dan de informatie die je vindt op een 1 enkel drukoppervlak. 

Een terecht argument, want hoeveel keer gebeurt het niet dat je plots vanuit het niets een blob moisture ziet verschijnen op 850mb? Die moisture-vlek op kaart komt daar niet "zomaar". Bij zijn beweging langs het 3D-isentropisch oppervlak prikt die door de 850mb level heen. Vandaar dat je op weerkaarten soms "ineens" bepaalde waarden vanuit het niets ziet verschijnen.

Na een aantal jaar isentropisch denken werd deze methode uiteindelijk niet meer gebruikt en werd er toch geopteerd voor het constant drukoppervlak: hetgeen wat iedereen nu op Wetterzentrale, Wetter3, Lightningwizard of whatever zoekt.

Het uitbreken van wereldoorlog 2 bracht het belang van standaardisatie in de kijker en het feit dat de meeste meteorologen in Europa een constant drukoppervlak gebruikten speelde hiermee beslist een factor in de keuze van het drukoppervlak. Ook was isentropisch denken in de pre-computer era heel moeilijk en minder praktisch voor de meteroloog van dienst. Als kers op de taart werd er dan nog een fout ondtdekt in de montgommery-streamfunction: het equivalent van hoogte contouren, vb op een constant oppervlak: 500mb geopotential height. Geen goed nieuws voor de isentropische toekomst.

Nadat de fout werd opgelost in de Montgommery streamfunction werd het pad schoon gemaakt voor de hergeboorte van het isentropisch denken en werd als basis gebruikt voor enkele hoogstaande onderzoeken die de meteorologie gevormd hebben tot wat we ze nu kennen. De tumult van WO2 is intussen al enige tijd verstreken (1959). 

Een greep uit enkele onderzoeken waarin isentropische analyses prominent waren

• Studie van de wisselwerking tussen de stratosfeer en de troposfeer langs tropopauze-features (Danielson 1959 & 1968; Shapiro, 1980 & Uccellini et al 1985 en anderen)
• Onderzoek van airflow geassociëerd met extratropische cyclonen om de typische wolkenpatronen op satelliet te kunnen verklaren (waaronder Danielsen 1966, Danielsen & Bleck 1967, Browning 1986)
• Het opmaken van isentropische parceltrajecten om de verticale beweging & ageostrophic flow geassociëerd met jetstreaks te kunnen verklaren (oa. Petersen & Uccellini 1979, Haagenson & Shapiro 1979)
• Gebruik van isentropische analyse technieken om een betere resolutie van wind & moisture te verkrijgen in de nabijheid van frontale zones: zowel diagnostisch als op vlak van modellering. (Petersen, 1986)

Zoals je ziet: niet de minste meteorologische figuren die isentropische analyse hebben gebruikt bij boeiende topics. Tijd dus om dit uniek isentropisch perspectief eens te proeven...

 

Als we terug gaan naar onze cross section kunnen we een gedachte experiment uitvoeren. Stel: we hebben in de onderste 500mb een gemiddelde flow van zuid naar noord. Als we herinneren dat luchtdeeltjes bij hun horizontale verplaatsing thermodynamisch gebonden blijven aan hun isentropisch oppervlak en we markeren 2 plaatsen op die Z-N as, nl a & b zien we duidelijk dat het luchtdeeltje over de lengte van zijn traject ook in hoogte klimt. Dit noemen we "Isentropic upglide".

Het omgekeerde vinden we in het traject van b naar c. De lucht (nog steeds verbonden aan zijn isentropisch oppervlak) gaat in het horiontaal traject van b naar c in hoogte dalen. Dit noemen we "Isentropic downglide" en leidt tot subsidentie: neerdalende lucht

Maar we hadden het over a & b. We weten ook dat het in het zuiden warmer is dan noordelijk (wat zich ook toont in de helling van links nr rechts & de waarden van de isentropen). Als die warme lucht noordelijk trekt spreken we dus over WAA: Warm Air Advection want de koudere lucht wordt vervangen door warmere.

Bij de horizontale WAA van punt a naar punt b beklimt het luchtdeeltje de theta-heuvel bij wijze van spreken en trekt die omhoog. Als het luchtdeeltje met zijn moisture content dan zo verder gelift wordt langs het isentropisch oppervlak (Isentropic upglide) bestaat er een punt (hoogte) waar dit luchtdeeltje zal condenseren en op termijn eventueel neerslag zal produceren afhankelijk van de moisturecontent en de helling/hoogte van het isentropisch oppervlak.

Bam! Isentropische klim biedt een antwoord op hoe WAA lift, wolken en mogelijke neerslag genereert!

Wanneer we de structuur van het hedendaags extratopisch cyclonenmodel bestuderen kunnen we prachtig zien dat deze ook volledig op het isentropisch denken is gebaseerd.

We zien de typische structuur van een lagedrukgebied met de frontale features (koufront, warmtefront & occlusie) waarbij de 3D airflow van de extratropische cycloon wordt afbeeld. Voor het koufront zien we de Warm Conveyor Belt. Waar de staart van de pijl begint zie je een hoogte van 900mb, klimmend naar 850, richting 700, 500 & 300 mb. Die klim in milibar die je ziet, is de reis dat een luchtdeeltje langs zijn isentropisch oppervlak maakt en richting lagere druk klimt (hoger in de atmosfeer dus) wanneer het langs het koufront over het warmtefront trekt.

Het is trouwens die isentropische klim van de warm conveyor belt die verantwoordelijk is voor de regen voor het warmtefront uit. Weet je de treksnelheid & moisture content van de atmosfeer kan je zo afleiden hoeveel neerslag er verwacht wordt.

Langs het warmtefront vinden we de Cold Conveyor Belt en is een band met lucht die origineert rond de 850mb, en trekt in horiontaal in de richting van het lagedrukgebied om daarna terug weg te draaien. Deze band met lucht klimt ook isentropisch richting de 800mb naar de 600 & 500mb. Daar vinden we dus ook die "Isentropic upglide" terug.

Wanneer je er bij stil staat is alles in de meteorologie op een isentropische manier te benaderen en biedt het nieuwe inzichten en andere invalshoeken in moeilijke forecast-situaties. Het loont altijd om de 2 methodes samen te gebruiken.

Alles wat we hebben besproken doet zich voor op plaatsen waar er weinig of geen diabatische processen aan het werk zijn zoals latent heat release door condensatie, instraling van de zon, lange golf radiatie van het aard oppervlak en mixing met kolere/warmere luchtmassa's & evaporative cooling. Wanneer deze processen zich voor doen trekt een luchtdeeltje niet langer langs zijn isentropisch oppervlak, maar wordt de toegevoegde warmte omgezet in een instante sprong naar een isentropisch oppervlak hoger. Een afkoeling door een diabatisch proces doet het luchtdeeltje van zijn huidig isentropisch oppervlak een isentroop lager springen.

Wanneer de diabatische effecten dan weer geen invloed meer uitoefenen blijft het luchtdeeltje terug langs zijn huidige isentroop verder 3-dimensionaal trekken in zijn isentropisch traject om door een ander systeem opgeschept te worden waardoor zijn quasi-horizontale reis wordt verder gezet.

Wetend dat de diabatische effecten in de atmosfeer minder zijn in de winter dan in de zomer zijn isentropische benaderingen accurater in de winterperiode waardoor ze heer en meester zijn in het forecasten van winterse neerslag. TROWAL cases zijn ook sterk aan een isentropisch framework gekoppeld, maar dat verhaal kan ik onmogelijk nog toevoegen aan het artikel. Misschien dat ik ooit wel eens een wintercase doe die ik dan bekijk door de isentropische lens, want de TROWAL is een interessant verhaal: zeker voor de winterliefhebbers.

We hebben nog niet eens bekeken welk isentropisch oppervlak je wilt bestuderen om zijn verticaal component te anticiperen tijdens zijn isentropische queeste, dus ik ben er zeker nog niet over uitgetikt.

Is er een keuze? Zijn er meerdere keuzes? Is er een belang van de juiste isentroop te kiezen? Hoe verschilt dit tussen de winter en de zomer? Wat met stabiliteit? Vinden we uitingen van stabiliteit of onstabiliteit in de manier hoe de isentropische oppervlakken t.o.v. elkaar liggen? Mss heeft dat wel te maken met de dikte, of de verticale ruimte tussen de isentropen. Zijn er nadelen verbonden aan het isentropisch framework?

Allemaal vragen die met tijd wel eens op de blog kunnen toegelicht worden. Wordt ongetwijfeld nog vervolgd in latere artikels.

Buiensituatie vrijdag 23 mei 2014

Er bevindt zich nog steeds een complex lagedruksysteem ten westen van het Europees vasteland, meerbepaald tussen het Verenigd Koninkrijk en de Golf van Biscaje, waardoor de zuidelijke aanvoer van warme onstabiele lucht wordt voortgezet. De situatie heeft kennelijk nog steeds eigenschappen van een Spaanse Pluim.

Analoog aan voorgaande situaties vinden we bij nadering van de vorticiteit op 500mb de PVA toenemen waardoor convectieve initiatie wordt voorzien. Door de oriëntatie van de vorticiteits"band" vinden we deze PVA toename niet op éénzelfde tijdstip over het land maar trekt verschillend in tijd over het westen, het centrum en het oosten van het land doorheen de late middag tot avond en vroege nacht.

Aan de grond vinden we een convergentiezone dewelke zich boven Belgie bevindt terwijl de onstabiliteit zich door de aanvoer van de moisture en de opwarming van de zon terug manifesteert richting een acceptabele 1KJ/kg. De samenspraak met de convergentie en de PVA is dus de focus voor convectie, waarbij de convectie in het oosten ook nog wordt bijgestaan door de orografie waar tevens de PVA iets meer geaccentueerd lijkt te zijn.

De hele situatie is onderheven aan een windscheringsmagnitude in de dikke tieners waardoor de convectie zich naar alle waarschijnlijkheid zal uiten in een multicelsysteem of multicelsystemen. Supercellulaire processen zijn minder aan de orde alhoewel de scheringswaarden behoorlijk dicht bij de 20m/s liggen. Een outflowbounary-buieninteractie kan hier een doorslaggevende factor zijn.

Een lineaire vorm is mogelijk langs de west-oost geörienteerde convergentielijn ongeveer in de regio van de Belgisch-Nederlandse grens. De shearvectoren staan daar ietwat onder een hoek op, waardoor mogelijks een onderbroken lineaire structuur kan gevonden worden (al ben ik over het bestaan en oriëntatie van een lineaire structuur niet 100% zeker). Verder kunnen buien zich ook clusteren en een gemeenschappelijke coldpool vormen waardoor op die manier een ietwat lineaire structuur kan bekomen worden.

Verder is het uitkijken naar de aanwezigheid van de low level vorticiteit in de laag van de grond tot anderhalve kilometer die in het westen van België doorheen de avond wordt geaccentueerd. Een sterke updraft kan deze vorticiteit stretchen waardoor mogelijks een low level spin-up kan gevormd worden die in combinatie met de lage cloudbases kan uitgroeien tot een tornado en/of misschien toch (low-level?) mesocycloon, maar daarvoor dient ten tijde van deze low level vorticiteit dus nog convectie in het westen plaats te vinden.

Ook kan deze low level vorticiteit in het westen als extra focus dienen voor de initiatie van convectie daar dit voor additionele convergentie kan zorgen.

Al bij al kunnen we zeggen dat de meeste kans op onweersbuien voor de zuidelijke helft van de Benelux zal zijn omwille van de superpositie van de convergentie, de latente onstabiliteit en de PVA wanneer in de loop van de late namiddag de vorticitylobes zich via het zuiden zullen aanmelden.

Buiensituatie 22 mei

In het vorticiteits-rijke post-frontale gebied zullen er bij nadering van een trog gemakkelijk buien tot ontwikkeling zien komen.

Door de aanwezige vorticiteit en de hoge scheringswaarden kunnen deze buien eventueel dynamische processen ontwikkelen waardoor funnelclouds (of zelfs een tornado) niet uitgesloten is/zijn... Dit door de typische eigenschappen van een post-frontale luchtmassa (lage cloudbases & rijke vorticiteit)

Enige aandacht is vereist, daar deze buien tijdelijk van enige heliciteit kunnen genieten en zij door de post-frontale lapse-rates in combinatie met de moisture toch in een waardevol CAPE-gebied kunnen ontwikkelen.

De grootste aandacht gaat daarentegen wel uit naar wat de situatie in NO Frankrjik & West Duitsland brengt, waar de beste severe weather parameters zich bevinden door de hoge heliciteit, alhoewel daar minder PVA wordt verwacht, in tegenstelling tot westelijke regio's zoals de westelijke helft van de Benelux en het centrale gedeelte.

Buiensituatie 20 - 21 mei 2013 (woensdag)

De synoptische situatie is grotendeels hetzelfde gebleven waar we in het westen een upper low zien en in het oosten een hoog waartussen warme lucht richting het noorden wordt geadvecteerd.

Noord Frankrijk en de Benelux bevindt zich nog steeds in de warme luchtmassa ten oosten van een koufront dat geen haast heeft om richting het oosten te trekken. Door de steile lapse rates & de aanwezige vochtigheid vinden we surface based CAPE waarden die flirten met de 1500J/kg tot zelfs hoger op sommige plaatsen waarbij we dus een sterk onstabiele situatie krijgen.

Terug vinden we doorheen de mid & upper levels enkele impulsen die voor PVA zorgen dewelke voor extra lift zullen zorgen in samenspraak met een brede convergentieband die zich over de Benelux parallel met de kuststreek bevindt. De superpositie van de impulsen en de convergentie zal naar alle waarschijnlijkheid genoeg zijn om op termijn de CAP te doorbreken en voor mogelijks explosieve convectie te zorgen.

Aangezien de omgeving onderheven is aan sterke windschering die in de late avond tot zelfs richting de vroege nacht steeds aansterkt is de kans op supercels substantiëel. Door de ferme low level storm-relatieve wind zien we dat de storm-relatieve heliciteitswaarden tot diep in de tornadische-supercelrange liggen waardoor naast supercels de kans op (ev. noemenswaardige) tornado's niet te overzien is... Zeker als we de low level jet in beschouwing nemen die zich vanaf Frankrijk aanmeldt en dus bovenop de DLS ook nog eens een krachtige LLS wordt ontwikkeld.

Verwacht wordt dat er in de late avond dus sterke onweersbuien ontwikkelen. Een denkbaar scenario is deze waarbij de event mogelijks wordt voorafgegaan door een geïsoleerde convectieve gebeurtenis, gevolgd door een squall line vanuit Frankrijk. Een ander scenario is mogelijks dat er in Frankrijk geïsoleerde buien zullen ontstaan - goed mogelijk zijn dit supercels - dewelke zich naarmate ze de Benelux intrekken zullen oriënteren in een (al dan niet onderbroken) squall line of MCS waarbij mogelijks verspreide windschade te vinden is wanneer zich een RIJ kan ontwikkelen.

Hoe dan ook lijkt over het westelijke Europese vasteland clustering en de vorming van een squall line/MCS op termijn onvermijdelijk al is het best mogelijk dat sommige buien hun autonomiteit beter kunnen bewaren waarbij doorheen de volledige event de kans op supercels en windverschijnselen sterk behouden blijft.

Al bij al een gevaarlijke situatie die best wat meteo-awareness vraagt.

Buiensituatie 20 - 21 mei 2013 (dinsdag)

Tussen een complex lagedrukgebied boven de atlantische oceaan en een hoog in het oosten wordt een Spaanse pluim-achtige setup opgezet waarbij warme lucht naar ons wordt geadvecteerd vanuit het zuiden. Op het watervaporkanaal is dit duidelijk te zien waarbij we de trog ten westen tot noordwesten van het Iberisch schiereiland vinden.

Onderheven aan steile lapse rates is de aangevoerde luchtmassa steeds onstabieler van aard naargelang de forecastperiode vordert (20 - 21 mei). Met een mixing-ratio ietwat aan de lage kant blijft de CAPE ook aan de lage kant terwijl het het koufront morgen de benelux nadert vanuit het Westen.

Verwacht wordt dat er in de loop van de 2 dagen door de trage oostelijke progressie van het front convectie zal worden getriggerd dewelke door de onstabiliteit waarschijnlijk zullen vergeld worden van ontladingen en onweer.

De huidige denkpiste is dat er buien zullen ontstaan langs het CAPE gradiënt bij toenadering van een vorticity-lobe die vanuit het zuiden richting het noorden trekt... Eén grote valkuil is de locatie van de upper-level forcing. De vorticiteit verantwoordelijk voor de PVA blijft in de modellen staan, maar diens locatie fluctueert constant van west naar oost en terug.

Wanneer de PVA in superpositie komt met de boundary lijkt ons het moment waarop de convectie het gemakkelijkst getriggerd kan worden.

Afhankelijk van fluctuerende boundary-orientatie kunnen we een buienmode zien met een lineair karakter alsook eerder geïsoleerde cellen. De windschering neemt vanaf morgenavond toe waardoor ook de organisatie van deze buien ook sterker en sterker kan worden. De hoge heliciteitswaarden ondersteunen in principe supercels, zeker richting de late dinsdagavond maar vooral woensdag (die forecast komt in de loop van morgen).

Afhankelijk van de buienmode (mede door de exacte oriëntatie van de surface boundary) moeten we dus uitkijken wat de situatie brengt. Indien de buien een eerder geïosoleerd karakter bezitten kunnen die hoe later op de avond uitgroeien tot sterke exemplaren en eventueel supercellulaire processen ontwikkelen, terwijl een lineaire vorm eerder multicel-structuur kan ondergaan onder de vorm van een squall line/MCS met de orientatie langs het traag oostelijk progresserend koufront.

Indien een lineaire structuur wordt gehandhaafd vinden we de grootste mogelijkheid op supercels dan mogelijks aan het einde van de lijn (tail-end charlie's).

Mogelijks vinden we nog een speler in het spel: namelijk het seabreeze-front: de grens tussen de landbreeze & de seabreeze, dewelke zich vandaag ook op satelliet toonde. Dit geeft ons mogelijks een extra focus voor convectie... Al bij al dus een complexe en moeilijke forecast.

Het loont om morgen de surface observations & de satellietbeelden te bekijken om de boundaries te kunnen spotten, alsook de telltale signaturen van PVA (lichte cirrus & midlevel clouds).

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.