Het onweersverhaal: bliksem en (ont)lading (deel 1)

Nu we het off-season terug zijn ingegaan en de zomer achter de rug is, is de tijd aangebroken om de blog terug te vullen met artikels over meteorologie. Het was op onweersvlak een interessante zomer waarbij het (on)nodige noodweer zich terug liet gelden in de vorm van wateroverlast, hagel- en windschade. Naast deze vormen van noodweer bestaat er nog een ander gevaar tijdens onweer. Een gevaar dat veel over het hoofd gezien wordt bij het benaderen van noodweer en onweersituaties: ene die zich volstrekt onaangekondigd en met de grootste willekeur aanmeldt.

We hebben het in dit artikel over bliksem: de vereiste die nodig is om van een onweersbui te kunnen spreken. Doorheen deze bespreking maken we een ferme ontdekkingsreis door de kennis van ontladingen en zullen we bekijken op welke manier een bui een transitie maakt van een gewone regenbui naar onweersbui, alsook welke processen er aan de basis liggen van het ladingsverschil, verantwoordelijk voor de onladingen zelf... Met andere woorden gaan we verder dan de "2 wolken botsen tegen elkaar en genereren statische elektriciteit"-simplificatie.

De bedoeling van dit artikel is de grenzen van de huidige kennis & research af te tasten hoe bliksem & diens interpretatie voor de forecaster, meteoroloog & chaser van dienst kan zijn. Om dit heer en meester te worden moeten we een aantal stappen terug gaan en beginnen bij de microphysica die in de wolk plaatsvindt, aangezien deze processen aan de basis liggen van het opwekken van een ladingsverschil, leidend tot de ontlading.

Als we aan ontladingen denken onderscheiden we eigenlijk 3 soorten, namelijk 

• IC of "intracloud", een ontlading in een onweerswolk
• CC of "cloud to cloud", een ontlading tussen 2 of meerdere onweerswolken en 
• CG of "cloud to ground", een ontlading tussen een onweerswolk en het aardoppervlak

De laatste is diegene die voor schade & slachtoffers kan zorgen bij onweersituaties, is diegene waar stormchasers het meest naar zoeken en is dan ook het hoofdonderwerp van dit artikel. Analoog aan eerdere besprekingen zullen we theoretische concepten van o.a. de elektrificatie & bliksem uiteenzetten, dewelke onze kennis van CG-ontladingen tot een anders niveau kunnen brengen.

Om dit te doen moeten we beginnen in het eerste deel bij een review van de microphysica doorheen de levenscyclyus van een geïsoleerde onweersbui en delven we naargelang deze meerdelige bespreking vordert dieper en dieper in op de aspecten, zodat we als chaser op een andere manier genieten van bliksem en vinden we een kader waarin we de ontlading die we zoeken kunnen plaatsen.

Hoe mooi het lichtspektakel van nachtelijke onweersbuien ook is... Schoonheid & pracht vind je niet enkel in de macroscopie: ook de manier hoe alles op microschaal werkt heeft zijn elegantie & finesse.

Wanneer vochtige lucht begint te stijgen of gelift wordt koelt het uiteindelijk af tot zijn dauwpunt en het luchtdeeltje verzadigt. Als resultaat worden er minuscuul kleine droplets gevormd wanneer de watermoleculen de transitie ondergaan van waterdamp naar de vloeibare toestand.

Dit proces noemt men condensatie.

We weten dat die minuscule droplets niet in pure lucht kunnen ontstaan. Deze droplets hebben een oppervlak nodig om op te condenseren zoals een zandkorreltje, klei en een rijke diversiteit aan andere aerosols. Zo een deeltje wordt een CCN of Cloud Condensation Nucleus genoemd. 

Die kleine droplets (condensatie rond een CCN) ondergaan dan collisies en mergers met andere om zo in omvang verder te groeien tot regendruppels. 

Het proces waarbij ze botsen en mergen tot een grotere droplet en uiteindelijk tot regendruppel wordt het "collision-coalescence" proces genoemd. Bij collision zien we "collisie, botsing" en coalescence betekent niet meer of minder dan samensmelten of mergen. Een typische droplet groeit door condensatie aan een CCN tot een straal van ongeveer 10µm en groeit zo door het collision-coalescence proces verder tot regendruppel.

Ook is het gekend dat droplets hoger dan de 0° grens nog niet direct nucleatie ondergaan, alhoewel deze droplets zich toch in de vriestemperaturen begeven. We noemen deze conditie "supergekoeld" en deze droplets dragen de naam "supercooled (of supergekoelde) droplets". Droplets beginnen te nucleëren vanaf een temperatuur van ongeveer -10° maar hebben net als het condensatieproces ook iets nodig waarop ze kunnen nucleëren,. Terug een type aerosol, nl een ijs-nucleus (ice-nucleus). Nucleatie is het proces waarbij een supergekoelde droplet rond (of op) een ijsnucleus transitioneert naar ijs.

In tegenstelling tot de aerosols waarop/waarrond condensatie plaatsvindt, zijn dit type aerosols in mindere mate aanwezig in de atmosfeer maar vanaf nucleatie plaatsvindt gebeurt het op 2 mogelijke manieren.

Een bevroren deeltje kan ofwel ingesloten zijn in de droplet en bij een temperatuur vanaf ongeveer -10° nucleëren ofwel komt een droplet in contact met een ijs-nucleus waardoor het onmiddellijk bevriest bij contact. Een ingesloten deeltje bevriest dus van binnen in de droplet naar buiten terwijl het bij de contact-case van buiten naar binnen bevriest, vertrekkend van de locatie waar de droplet contact maakt met de ijs-nucleus.

Wanneer vochtige lucht gelift wordt koelt het na de ontmoeting met diens dauwpunt uiteindelijk af tot zijn frostpoint of vriespunt waar het verzadigd wordt aan ijs. Ijskristallen vormen wanneer watermoleculen van waterdamp transitioneren naar een solide (ijs). Een proces wat depositie of "deposition" noemt.

Dit proces begint vanaf ongeveer -10° maar is het meest prominent bij nog lagere temperaturen. Deze ijskristallen zijn veelal hexagonaal van opmaak alhoewel andere vormen ook voorkomen. Hieronder ziet u het depositieproces die dit type ijskristallen ondergaan met enkele voorbeelden van Wallace & Hobbs (1977).

Wanneer een cumulus begint te ontwikkelen wil dat zeggen dat er vochtige lucht is beginnen stijgen. m.a.w. Op éénzelfde punt in de updraft wordt van aan de onderkant vochtigheid toegevoegd. Het vocht dat aanwezig is in de cumulus noemen we de CLW-hoeveelheid of kortom CLW, afkomstig van Cloud Liquid Water. In het maximum van de updraft vinden we de grootste CLW met een lagere CLW aan de buitenkant. Logisch ook want daar vinden we het maximum aan verticale vocht-advectie.

Koppelen we de voornoemde processen aan elkaar en linken we dit aan het prille begin van een onweersbui: de "shallow cumulus stage" bekomen we onderstaand resultaat waar we schematisch kunnen opmaken waar alles zich situeert. We maken hierbij een onderscheid tussen de CLW die zich onder de 0° grens bevindt en dus warmer is en de supergekoelde CLW die zich in de vriestemperaturen bevindt.

Mits voldoende onstabiliteit is het mogelijk dat de cumulus verder groeit tot een bui. Dit stadium van ontwikkeling noemt men de "towering cumulus stage". Hoe meer waterdamp er condenseert in de wolk hoe meer latente warmte wordt vrijgelaten waardoor de sterkte van de updraft wordt verhoogd. Terwijl in de "shallow cumulus stage" de updraftsnelheden rond de 5 tot 10 m/s bedragen vinden we nu in de "towering cumulus stage" updraftmaxima van 10 tot 15 m/s.

Hierdoor worden dus ook de interne botsingen in de wolk gestimuleerd en krijgt het collision-coalescence proces een boost door een steeds sterker toename van moisture en interne chaotische circulaties in de opbollende cumulus. Daarnaast brengt de updraft ook de kleinere (lichtere) ijsdeeltjes steeds hoger in de atmosfeer. Als de cumulus nog verder blijft groeien penetreert het updraft-maximum met de hoge CLW doorheen de vriestemperaturen in de superkoele regio en krijgen we in deze vriestemperaturen ook een hoge CLW.

Omwille van de toegevoegde moisture van onder naar boven, het groter wordend aantal collisies, en de steeds koelere temperaturen waarin onze processen zich bevinden groeien hydrometeoren gemakkelijk uit tot objecten die te zwaar zijn om nog door de updraft gedragen te kunnen worden. Ze vallen daardoor naar beneden met een valsnelheid, bepaald door het gewicht en de drag force die het ondervindt tijdens zijn val doorheen de updraft. Het is op dit moment dat de downdraft dus geïnitieerd wordt.

Grote en kleine hydrometeoren botsen onderling frequent door hun verschil in valsnelheid. Wanneer grote ijskristallen botsen met kleine supergekoelde droplets nucleëren ze onmiddellijk bij contact en hechten ze zich aan elkaar want ijs is natuurlijk op zichzelf een ijs-nucleus. Dit gebeuren is een proces dat rijm of 'riming" genoemd wordt.

Hoeveel rijm er plaatsvindt hangt af van de concentratie van supergekoelde droplets. Logisch ook want hoe meer vocht er aanwezig is, hoe meer condensatie, en dus hoe meer droplets zich aan een ijskristal kunnen hechten. In convectieve updrafts rijmen ijskristallen zo fel dat hun oorspronkelijke vorm wordt gemaskeerd. We spreken over hier over de vorming van graupel: onze gekende korrelhagel.

Iets later zullen we zien dat graupel een drijvende factor is in de opwekking van het ladingsverschil verantwoordelijk voor de eerste bliksem van de bui. Dit moment is eigenlijk een sleutelpunt in diens ontwikkeling, wanneer we in de regio van -10, -20°C een radar echo zien verschijnen sterker dan 35 dBZ. Die radar echo hebben we te danken aan de grote hoeveelheid aan graupel die gevormd wordt in het rijmproces, korrelhagel van enkele mm in diameter.

Ook kunnen we op radar de eerste tekenen beginnen zien of de bui nog steeds verder ontwikkelt door de stormtop-divergentie te bekijken via een CAPPI product (een radarimage "gecapped" op een vaste hoogte) of gewoon gebruik maken van een gepaste scanhoek "of elevation angle". Hoe sterker de storm-top divergentie hoe sterker de updraft is, dus is een divergentiecouplet op de top van onze "towering cumulus" een indicator dat die gemakkelijk nog kan doorzetten en verder groeien naar het volwassen stadium.

Op satelliet verraadt dit zich via de steeds koeler wordende cloudtop, gebruik makend van de cloud-top of helderheidstemperaturen op advanced satellite-imagary.

Tot op dit moment, waar we gearriveerd zijn bij het volwassen stadium, de "mature comulonimbus stage" zijn heus nog niet alle aanwezige droplets genucleëerd. Er is nog een rijke hoeveelheid aan supergekoelde waterdruppels aanwezig. Wanneer door de heviger wordende updraft deze supergekoelde droplets nog hoger worden gebracht waar de temperatuur -40°C of lager is beginnen die spontaan op zichzelf te nucleëren: spontane nucleatie of "spontanious nucleation".

Op die temperatuur is er geen ijs-nucleus meer nodig om ijs kristallen te maken. Vandaar ook dat we vanaf een temperatuur lager dan -40° enkel ijskristallen in de cumulonimbus terug vinden. Hier gelden tevens dezelfde principes als daarnet. Tekenen van een gelijke, versterkende of afzwakkende divergentie-couplet op vb CAPPI 8km bieden een indicatie van respectievelijk een stabiele updraft, een updraft die sterker wordt of een onvermijdelijke transitie naar de laatste fase in onze buiencyclus.

De downdraft en neerslag zijn op dit moment reeds van de partij, alsook eventuele CG-ontladingen. Alhoewel alles op dit moment een draaiende machine lijkt te presenteren bereiken we stilaan de piek in bliksemactiviteit, gevolgd door een afbraak van de updraft-intensiteit en dus een afname in verticaal moisture-transport.

Vanaf de updraft in intensiteit vermindert wordt de toevoer van moisture in de cumulonimbus onweerswolk verminderd en uiteindelijk gestopt waardoor er zich een afbraak voordoet in de intensiteit van het collision-coalescence proces en we krijgen een stop van de verdere aanmaak van graupel. De vermindering & uiteindelijke stop van de updraft promoot minder drag-force met de neervallende droplets & ijsdeeltjes, waardoor de donwdraft versterkt wordt en het aantal aanwezige hydrometeoren in de onweerswolk vermindert. Ze vallen er gewoonweg uit als neerslag.

Aangezien het aantal hydrometeoren aan een sneller tempo vermindert dan de toevoer van verse moisture & gunstige CCN's komen we hierdoor toe aan het laatste stadium in de buiencyclus en kan onze review van de microphysica & cloud-dynamics worden afgerond.

We zien dat de basis van de bui erodeert door de verdere afname van hydrometeoren en dat naarmate het dissipatiestadium ("dissipating cumulus stage")verder evolueert, de downdraft verzwakt met een afname aan neerslag. Ontladingen vinden we op dat moment enkel nog terug in de upper levels van de onweersbui.

Om de lengte van dit artikel in te korten sluit ik hierbij het eerste deel in dit meerluik af. Een verdere verdieping berust geheel op processen die in dit deel beschreven staan. In het volgende deel (of de volgende delen) bekijken we de elektrificatie van onweersbuien en gaan we over tot de ladingsverdeling en hoe die tot stand komt. Dan evolueren we verder tot de ladingsverdeling in een multicel of MCS en maken we een onderscheid in de positieve & negatieve ontladingen.

Eénmaal dat gedaan is kunnen we overgaan tot de interpretatie van de polariteit van zowel de positieve als negatieve ontladingen en leren we nieuwe topics zoals PSD & NSD-buien alsook wat die voor de forecaster en/of stormchaser kunnen inhouden.

"Eerst kruipen vooraleer we beginnen te lopen".

(illustraties: eigendom van Dzengiz Tafa - Fastowarn, tenzij anders vermeld. Bij gebruik: verwijzen naar dit artikel en auteur)

Severe weather potentiëel zondag 10 augustus 2014

Morgen wordt het restant van (dikke) Bertha rond het moederlaag aan Ierland geslingerd en passeert in de loop van de dag als shortwave over de Benelux.

De WCB, geassociëerd met deze passage geeft ons een WAA-regime met verhoogde Theta-E waarden dewelke met de geforecaste lapse rates een CAPE profiel genereert van een +1000 m²/s². Verwacht wordt dat in de convergentie voor het koufront uit convectie zal worden getriggerd die met de vroege CAPE-buildup tegen de middag reeds behoorlijk intens kunnen zijn en vergezeld van onweer.

Heel de convectieve situatie is onderheven aan windprofielen ondersteunend voor gestructureerd onweer. Zowel de Deep layer shear als heliciteit scheert verhoogde toppen en bereikt respectievelijk een 30 m/s (waarvan nog meer dan 10m/s cloud depth shear) en een dikke 200 m²/s², wat op zijn beurt dan resulteert in verhoogde supercel indices.

De shearvectoren staan onder een hoek op de boundary wat de suggestie van een grotere cel-autonomiteit in de hand werkt. Om die reden kunnen de buien zich mogelijks ontplooien tot supercels of toch op z'n minst supercellulaire processen ontwikkelen. Het superceltype zal (afgaand op het stormrelatief windprofiel) hoogst waarschijnlijk van het classic type zijn, alhoewel met deze hoge TPW values een HP variant ook mogelijk is.

Aangezien de stormmotion erg snel is wordt de kans op wateroverlast serieus ingedijkt, ook al zijn de TPW values erg hoog. Enige waakzaamheid is vereist bij de oriëntatie van eventuele lijnfeatures aangezien deze door training een neerslagtrein over éénzelfde gebied kunnen brengen waardoor locaal toch wateroverlast kan optreden, maar zoals gezegd is dit door de hoge treksnelheid minder een issue.

Het grootste gevaar ligt hem in de windprofielen waarin deze convectieve situatie onstaat. Met een 700mb windveld flirtend met de 50 kts zijn hevige windstoten eerder een waarschijnlijkheid dan een kans. Bow echo's of een LEWP lijkt me door de 0-3km shear ook een plausibele uitkomst, aangezien Suprecels & Bow echo's een grote overlap hebben.

Vergelijk alvast de hoge severe-weather parameters op deze hodo van onze chasetarget morgen. (ZO Nederland 15 UTC). Supercels, longtrack supercels, tornadic supercels, bow echo's, aanhoudende bow-echo's, zowat elke parameter die zijn "treshold" heeft bereikt staat in het rood. diegene die tekort komen staan in het zwart in de kader rechtsonder.

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).