zaterdag 19 september 2015

Een revisie van de parcel theorie en CAPE

Nu Henry zich heeft laten gelden in de Benelux en het einde van de zomerperiode zich ongetwijfeld zal beginnen aanmelden, gaan we terug het off-season in, en moeten we er ons stilaan bij neerleggen dat het onweerseizoen 2015 ook ten einde komt. Terug was het een interessante, gevariëerde en warme zomer te noemen met regelmatig aparte onweersettings, settings die ondanks de bloedrode severe-weather parameters een no-show gaven, en alvast een weekend met een van de sterkste supercel-outbreaks in mijn historie van de Benelux meteocommunity. Onweer: zo mooi, maar toch zo gevaarlijk meneer...

Denkt men aan onweer, denkt men ongetwijfeld aan onstabiliteit en de meest bekende parameter CAPE, of in zijn volle glorie Convective Available Potential Energy. Simpel vertaald zien we dit als de hoeveelheid potentiële energie die beschikbaar is voor convectie. Daar deze simpele vertaling ook niet echt klaar en duidelijk zegt wat CAPE nu eigenlijk allemaal inhoudt had ik graag, gebruik makend van de Parcel theorie, een volledige verklaring geboden over wat CAPE nu eigenlijk is, hoe het tot stand komt en welke factoren allemaal in het CAPE verhaal aanwezig zijn.


Ik hoop met dit artikel CAPE in een klaar en duidelijke tekstvorm weer te geven, alsook de wiskunde die erachter schuilt. Alvast geen paniek want beide zijn niet zo moeilijk. Daarentegen zullen we zien dat het erg interessante materie is, en dat we met een basis van differentialen en integralen het verhaal rond hebben.


Waar mogelijk zal ik mijn best doen om het begrip differentiaal en integraal uit te leggen in conceptuele vorm, om het voor de non-wiskundigen onder ons gemakkelijker te maken, en jullie zullen zien dat het allemaal behoorlijk straight-forward is. En is de wiskunde echt te moeilijk, kunt u de wiskunde gewoon overslaan, aangezien de tekstuele vorm nog steeds interessante materie bevat, en ik een poging heb gedaan om de wiskunde in "mensentaal" uit te leggen.

Hoe dan ook lijkt het beginnen met een conceptueel kader van (on)stabiliteit een aangewezen traject, vandaar dat ik jullie allen vraag om op de trein te stappen en de reis naar het eindstation te beginnen. Voor het gemak gaan we eerst condensatie negeren, en het concept benaderen als droog proces.




Stel... We hebben een luchtdeeltje (een lucht- of airparcel) en we liften die op een of andere manier door de atmosfeer naar boven. Wanneer we dat doen zal ons luchtdeeltje beginnen afkoelen en expanderen (uitzetten). Gebeurt deze klim volledig als een droog proces en er dus geen condensatie mee gemoeid is, zal dit luchtdeeltje afkoelen aan de ratio van ongeveer 10°C per kilometer, of preciezer 9.8°C/km. 


We noemen dit de Droog- Adiabatische Lapse Rate of de DALR. "Droog" omdat het een droog proces is (geen condensatie), Adiabatisch omdat de temperatuursverandering enkel teweeg wordt gebracht door een verandering in volume (expansie) en er geen rechtstreekse hitte wordt toegevoegd of afgenomen en Lapse Rate wegens de temperatuurafname het hoogte.

\[{\Gamma _d} =  10^\circ C/km\]
Met andere woorden is de DALR dus de temperatuurafname met hoogte in de vorm van een droog proces waarbij ènkel de verandering in volume door de expansie of contractie het temperatuurverloop van het parcel bepaalt. Brengen we het parcel van de grond naar 1km hoog, verlaagt de druk, begint het te expanderen en koelt het dus 10°C af. Omgekeerd zien we dat de temperatuur 10°C stijgt als we het parcel terug van 1km naar de grond brengen, daar het terug begint te krimpen (contractie). Door het samengedrukt worden van het luchtdeeltje warmt het op zijn beurt terug op, terwijl het samengedrukt wordt omdat het terug in een hogere druk terecht komt.

So far so good...


De notie van stabiliteit of onstabiliteit komt om de hoek kijken wanneer het luchtdeeltje in zijn stijging door de atmosfeer sneller of trager afkoelt dan zijn omgeving: iets wat in de volgende stappen naar voor zal komen.




Bovenstaande illustratie toont ons een luchtparcel onder de vorm van het grijs bolletje, en 2 verschillende lapserates. De rechtse is de temperatuurafname met hoogte van de omgeving en dus hoe traag (of vlug) de omgevingstemperatuur begint te dalen wanneer we in hoogte (Z) beginnen klimmen.


Onderstaande vergelijking toont dat ook mooi aan.

\[\gamma  =  - \frac{{\partial T}}{{\partial Z}}\]
Waarbij de krul voor de T in de teller voor een verschil (d van "difference" & "differentialen") in Temperatuur staat, en de krul voor de Z in de noemer een verschil met hoogte. We lezen dit in pseudo fonetisch als "dee tee, dee zet" en is niets anders dan het verschil in temperatuur "per" verschil in hoogte. Het minteken staat voor de afname in temperatuur met hoogte... Dus per klim in positieve Z (dus hoger in de atmosfeer) daalt de temperatuur. Vandaar dus de -dt/dz.

De linkerlijn toont ons de temperatuurafname met hoogte van het luchtdeeltje. We merken in een oogwenk dat deze lijn schuiner staat dan de lijn van de omgevingstemperatuurafname. Aangezien we merken dat de temperatuur rechts hoger is dan links, zoals aangeduid onderaan de X-as, zien we dat op een bepaald niveau de temperatuur van het luchtdeeltje lager is dan de temperatuur van de omgeving. Hieraan weten we dus dat de temperatuurafname van het luchtdeeltje vlugger is dan de temperatuurafname van de omgeving.

\[{\Gamma _d} > \gamma \]
We noemen deze situatie stabiel. Om het even welk punt we nemen op de linkerlijn zal ons aantonen dat dàt punt, dus de temperatuur van het luchtdeeltje op die hoogte, kouder is dan de temperatuur van de omgeving op dezelfde hoogte.
\[{T_p} < {T_e}\]
In tegenstelling zien we hieronder de andere case. Het diagram is hetzelfde, maar de labels zijn gewoon omgedraaid, waardoor we nu de parcel-lapserate rechts hebben en de lapserate van de omgeving links. Volgen we dezelfde denkpiste of ervoor, zien we dat de linkerlijn nu de temperatuurafname toont van de omgeving, dewelke schuiner staat dan de rechterlijn die de temperatuurafname met hoogte van het luchtdeeltje voorstelt.



De temperatuur klimt nog steeds hoe verder we aan de rechterkant van het diagram gaan, en de hoogte groeit nog steeds hoe hoger we in de illustratie kijken, wat aangetoond wordt door het pijltje links met de Z die de hoogte voorstelt. Nemen we een punt op de rechterlijn, dit om het even waar, zullen we zien dat op elk punt de temperatuur van het luchtdeeltje warmer is dan zijn omgeving. We noemen die situatie onstabiel, omdat de lapserate van de omgeving groter is dan de lapserate van het luchtdeeltje
\[{\Gamma _d} < \gamma \]
en dat onderstaande stelling ook overal op de rechterlijn geldig is
\[{T_e} < {T_p}\]
Zien we dat de 2 lapserates dezelfde zijn, en dat dus de 2 lijnen op elkaar vallen, zien we dat de temperatuur van het luchtdeeltje gelijk zal zijn aan de temperatuur van de omgeving. Deze situatie noemt men noch onstabiel, noch stabiel, maar neutraal.

De conceptuele notie van (on)stabiel brengt ons tot niets anders dan volgende hypothetische vraagstelling. Wat gebeurt er met een luchtdeeltje wanneer we het luchtdeeltje een duw geven naar boven in de atmosfeer toe. Wanneer een luchtdeeltje warmer is dan zijn omgeving, weten we dat dat luchtdeeltje zal stijgen, of naar boven toe zal accelereren liever. De sterkte waarmee het accelereert is proportioneel tot het temperatuurverschil (of liever de absolute waarde van het temperatuurverschil) tussen het luchtdeeltje en de omgeving waarin het zich bevindt.


\[Acceleratie \propto \left| {\left( {Tp - Te} \right)} \right|*g\]
Hoe groter het temperatuurverschil tussen de 2, hoe groter de acceleratie zal zijn, dit zowel in positieve als in negatieve zin. 

Dus de vraag is... Als we een luchtdeeltje een duw geven in opwaartse richting, gaat het luchtdeeltje dan verder beginnen accelereren? Gaat het vertragen en van richting veranderen, of anders gezegd, negatief accelereren en terugkeren naar zijn oorspronkelijke locatie? Of gaat het gewoon blijven bewegen aan de snelheid van de initiële duw naar boven?


Om een eerder wiskundige beschrijving te geven omtrent (on)stabiliteit moeten we de omgeving en het luchtdeeltje afzonderlijk labelen. We maken hierbij een onderscheid tussen een asterisk (*) die het luchtdeeltje voorstelt en een streepje boven de termen die de omgeving aanduidt. Een voorbeeld met de densiteit van de lucht (rho) hieronder.
\[\overline \rho   = Densiteit\_van\_de\_omgeving\]
\[{\rho ^*} = Densiteit\_van\_het\_luchtdeeltje\]
Wat reeds is behandeld in een vorig artikel is dat er wegens het drukverschil tussen onderaan en bovenaan in de atmosfeer een verticaal drukgradiënt is, en dat lucht van hoge druk naar lage druk accelereert. Dit zien we zowel horizontaal tussen hoge- en lagedrukgebieden, maar zulk proces handhaaft zich ook in de verticale zin, van onder naar boven.

Deze acceleratie noemt men de PGF of Pressure Gradient Force. In de verticale zin vinden we dus een opwaarts gerichte PGF. Maar we weten uit ondervinding dat de aarde een gravitatiekracht uitoefent naar beneden. De balans tussen de 2 noemt men de hydrostatische balans, en wordt uitgedrukt door de formule


\[\frac{{\partial \overline p }}{{\partial z}} + \rho g = 0\]
of wanneer we, anders geschreven, de beide spelers van elkaar scheiden het onderstaande bekomen
\[\frac{{\partial \overline p }}{{\partial z}} =  - \overline \rho  g\]
Let er op dat we zoals gezegd de overbar gebruiken om de omgeving aan te duiden.

De formule toont terug een differentiaal, en lezen we dus als "dee pee, dee zet", waarbij de "d" terug een verschil (difference, vandaar de "d") aanduidt. De derivatie van de hydrostatische balans vind je in het voorgaand artikel terug. Nu... de hydrostatische balans is statisch want er is een balans tussen de opwaarts gerichte PGF en de neerwaarts gerichte gravitatie. Erg saai dus want er gebeurt niets.


Het luchtdeeltje daarentegen kan wèl een verticale acceleratie ondervinden, en de beweging van een luchtdeeltje in de verticale zin noemen we "w", de verticale snelheid. Dit komt vanuit de 3 dimensionale windcomponenten of liever de 3d bewegingsvergelijkingen, waarbij de U de zonale wind is (van west naar oost), V de meridionale wind (van zuid naar noord) en W de verticale wind, of dus de opwaartse beweging. De volledige 3 dimensionale wind is dan de som van de 3 componenten.

\[{\overrightarrow V _{_{3d}}} = \overrightarrow {{V_u}}  + \overrightarrow {{V_v}}  + {\overrightarrow V _w}\]
Maar ik mag niet te ver afwijken... Aangezien het luchtdeeltje wèl een verticale acceleratie kan hebben kunnen we dit ook schrijven als een differentiaal, namelijk een term die de verandering in w per tijd aanduidt, wat analoog aan de andere wordt bekomen door een "dee wee, dee tee" te gebruiken.
\[\frac{{d{w^*}}}{{dt}} =  - \frac{1}{{{\rho ^*}}}\frac{{\partial {p^*}}}{{\partial z}}g\]
Als dw*/dt positief is weten we dat "w", dus de verticale snelheid, per tijdsinterval sneller wordt. Met andere woorden... Per tijdstap verder vooruit in de tijd vergroot de snelheid, dus hebben we een positieve acceleratie wanneer de dw*/dt term positief is.

Een veronderstelling dat we ook maken in deze derivatie is dat luchtdeeltjes in hun klim door de atmosfeer in equilibrium zijn met de omgeving. Wat wil dat zeggen... Stel als we het luchtdeeltje in een fractie van een seconde van 1000mb op grondniveau ineens teleporteren naar een luchtdruk van 500mb, gaat het luchtdeeltje aan een immense snelheid beginnen uitzetten, een beetje zoals een schokgolf. 


Maar dat is nooit het geval, want wanneer luchtdeeltjes naar omhoog klimmen passen ze zich stapsgewijs aan hun omgeving aan, waardoor het uitzetten en dus het afkoelen gestaag gebeurt. We noemen het luchtdeeltje bij diens stijging door de atmosfeer "in drukbalans" met de omgeving. 


Aangezien wegens die "drukbalans" de luchtdruk van het parcel gelijk wordt gesteld aan de luchtdruk van de omgeving, kunnen we drukafname van het luchtdeeltje per klim in hoogte gelijk stellen aan de drukafname van de omgeving per verhoging in positieve Z (hoogte)

\[\frac{{\partial {p^*}}}{{\partial z}} = \frac{{\partial \overline p }}{{\partial z}}\]

Met die veronderstelling kunnen we in de verticale versnellingsformule van daarnet de dp/dz met de asterisk gewoon vervangen door de dp/dz met de overbar, waardoor

\[\frac{{d{w^*}}}{{dt}} =  - \frac{1}{{{\rho ^*}}}\frac{{\partial {p^*}}}{{\partial z}}g\]
kan herschreven worden als
\[\frac{{d{w^*}}}{{dt}} =  - \frac{1}{{{\rho ^*}}}\frac{{\partial \overline p }}{{\partial z}}g\]
Als we es terug keren naar daarnet, hebben we een vorm van de hydrostatische balans gezien met de dp/dz van de omgeving in de linkerzijde van een vergelijking, namelijk
\[\frac{{\partial \overline p }}{{\partial z}} =  - \overline \rho  g\]
Wanneer we de dp/dz term in de verticale acceleratie veranderen door de rechterzijde van bovenstaande formule bekomen we
\[\frac{{d{w^*}}}{{dt}} =  - \frac{1}{{{\rho ^*}}}\left( { - \overline \rho  g} \right) - g\]
Isoleren we vervolgens de graviteit vinden we

\[\frac{{d{w^*}}}{{dt}} = g\left( {\frac{{\overline \rho   - {\rho ^*}}}{{{\rho ^*}}}} \right)\]
En nu beginnen we ergens te komen, want deze formule zegt ons dat de verticale versnelling van het luchtdeeltje (dw*/dt) proportioneel is tot het verschil in densiteit tussen het luchtdeeltje en de omgeving. We komen hier bij het luchtballonprincipe uit. Een warme luchtballon stijgt omwille van het feit dat de densiteit van de lucht in de ballon lager is dan erbuiten, en ondervindt zo zijn verticale versnelling. Het principe van Archimedes dus.

Een stelling die zich 100% in de formule toont, want als we nadenken... Is de densiteit van de omgeving (rho met de overbar) groter dan de densiteit van het luchtdeeltje (rho met de asterisk) is de teller positief en is door de deling ineens de hele rechterkant van het = teken positief. Daardoor is de hele vergelijking en dus de verticale versnelling van het luchtdeeltje (dw/dt) ook positief. Het luchtdeeltje zal dus naar boven accelereren... Precies wat we willen dus.


Omwille van de relatie tussen temperatuur, druk & volume volgens de algemene gaswet, kunnen we dezelfde formule ook schrijven in termen van het specifiek volume, waarbij het specifiek volume de ratio is tussen het volume en de massa.

\[\frac{{d{w^*}}}{{dt}} =  - g\left( {\frac{{{\alpha ^*} - \overline \alpha  }}{{\overline \alpha  }}} \right)\]
Hier zien we net hetzelfde resultaat. De verticale acceleratie is proportioneel tot het verschil in specifiek volume tussen het luchtdeeltje en de omgeving. Hoe groter het verschil tussen de 2, hoe positiever dat de volledige rechterkant van de formule wordt. Zodoende wordt de gehele vergelijking hoger in waarde, en krijgen we dus een hogere acceleratie naar boven. Net hetzelfde als ervoor dus, maar in termen van het specifiek volume in plaats van densiteit.

Nu... wegens de relatie tussen volume, temperatuur, druk en densiteit kunnen we bovenstaande formule ook schrijven in termen van temperatuur, namelijk

\[\frac{{d{w^*}}}{{dt}} = g\left( {\frac{{{T^*} - \overline T }}{{\overline T }}} \right)\]
of iets duidelijker
\[\frac{{d{w^*}}}{{dt}} = g\left( {\frac{{{T_{parcel}} - {T_{omgeving}}}}{{{T_{omgeving}}}}} \right)\]
En nu komt de aap eindelijk uit de mouw... De verticale acceleratie van ons luchtdeeltje is in deze vorm proportioneel tot het temperatuurverschil tussen het luchtdeeltje en de omgeving. Precies hetzelfde resultaat als wat we eerst in het conceptioneel model hebben behandeld, in het begin van het artikel.

En met het standaard windowsgeluidje op de achtergrond... Leggen we de bovenstaande formule uit onze derivatie en de CAPE formule hieronder eens onder elkaar

\[\frac{{d{w^*}}}{{dt}} = g\left( {\frac{{{T_{parcel}} - {T_{omgeving}}}}{{{T_{omgeving}}}}} \right)\]
\[CAPE = \int_{LFC}^{EL} {g\left( {\frac{{{T_{parcel}} - {T_{omgeving}}}}{{{T_{omgeving}}}}} \right)} dz\]

"Tadaah..."

Geheel (on)toevallig zien we een frappante gelijkenis tussen de berekening van CAPE en de formule die we met onze derivatie zijn bekomen, waardoor de cirkel bijna rond is en de trein langzaam maar zeker tot een halt komt in het eindstation. Wat ons nu nog rest is bekijken hoe we de CAPE zelf berekenen, aan de hand van de integraalvergelijking, dewelke eigenlijk niets anders is dan een opsomming van de onderstaande reeds gekende formule
\[\frac{{d{w^*}}}{{dt}} = g\left( {\frac{{{T_{parcel}} - {T_{omgeving}}}}{{{T_{omgeving}}}}} \right)\]
maar dan uitgevoerd over elk niveau van de atmosfeer, in de laag waar de temperatuur van de luchtdeeltje hoger is dan de temperatuur van de omgeving, wat zich bevindt tussen de LFC, of de Level of Free Convection en de EL, of de Equilibium Level.

De LFC zegt het zelf, de hoogte vanaf het luchtdeeltje vrij spel heeft (free) en van zichzelf begint te stijgen (positief accelereren) en dus autoconvectief wordt, nèt omwille van de factoren die in dit artikel behandeld zijn. De EL daarentegen is de hoogte waar de temperatuur van het luchtdeeltje terug kouder wordt dan de omgeving, of anders gezegd: het punt waar het luchtdeeltje en de omgeving terug in temperatuurs-equilibium komen, en dus aan elkaar gelijk zijn. In nog andere woorden: de locatie in hoogte waar de positieve acceleratie stopt.


In het verdere verloop van het artikel zullen wij de opgedane kennis linken aan bepaalde eigenschappen van onweersbuien en verklaringen bieden omtrent o.a. de juiste interpretatie van de lifted index of LI, wat het verschil is tussen een dun CAPE profiel en een dik CAPE profiel, alsook wat dit voor onweersbuien inhoudt tot waarom de aanwezigheid van steile lapserates een constructieve situatie biedt voor tornado's. Echt interessante materie dus...




We zullen al deze eigenschappen bekijken in functie van het Skew-T log.P diagram, daar het alle eigenschappen van dit artikel samen in 1 enkele afbeelding brengt. 

De integraalformule van de CAPE zegt ons dat er tussen de ondergrens en bovengrens, respectievelijk de LFC en de EL de berekening moet uitgevoerd worden die zich rechts van het integraalteken bevindt (de lang uitgerekte S)... dit per stap in positieve "dz" (dee zet). 
\[CAPE = \int_{LFC}^{EL} {g\left( {\frac{{{T_{parcel}} - {T_{omgeving}}}}{{{T_{omgeving}}}}} \right)} dz\]
Terug zien we hier een teken dat in de differentiaalvergelijkingen aan bod komt: dz. Letterlijk "integreren" we de formule
\[\frac{{d{w^*}}}{{dt}} = g\left( {\frac{{{T_{parcel}} - {T_{omgeving}}}}{{{T_{omgeving}}}}} \right)\]
per kleine stap omhoog (dz)

Dus vanaf we een punt zien op een Skew-T Log.p diagram waar de parceltemperatuur hoger is dan de omgevingstemperatuur, voeren we de formule van de verticale acceleratie uit (dw/dt), en gaan we een stapje hoger in de atmosfeer. Daar voeren we de formule terug uit op die hoogte, en tellen we die uitkomst, bij de uitkomst van de vorige uitvoering. en zo doen we de herhaling verder tot we aan de EL uitkomen en de temperatuur van het luchtdeeltje terug lager wordt dan de omgeving.

De uiteindelijke CAPE is dus de uitkomst die je krijgt nadat je alle herhalingen hebt overlopen van de LFC tot de EL. Hoe kleiner je de stapjes (dz) maakt, hoe accurater dus ook de CAPE berekening wordt, aangezien we steeds fijner en fijner te werk gaan en we meer herhalingen van de CAPE berekening toepassen.

Dus de CAPE toont ons dus in wezen de positieve verticale versnelling, bekeken over de volledige diepte van de bui, waar de temperatuur van het luchtdeeltje hoger is dan de temperatuur van de omgeving. Deze zone bevindt zich dus tussen de LFC en de EL.

In tegenstelling tot de CAPE, wat ons dus zoals gezegd de positieve verticale acceleratie toont, geïntegreerd tussen de LFC & EL is de Lifted Index iets anders. De lifted index (LI) is niets anders dan het verschil tussen de temperatuur van het luchtdeeltje en de temperatuur van de omgeving, dit op één hoogte, namelijk 500mb: ongeveer dus de midlevels van de atmosfeer. We bekomen de lifted index door de temperatuur van het luchtdeeltje af te trekken van de temperatuur van de atmosfeer.
\[LI = T{e_{500mb}} - T{p_{500mb}}\]
Zien we in de formule dat de temperatuur van het luchtdeeltje, Tp, hoger is dan de temperatuur van de omgeving, Te, is de LI negatief. Is de situatie omgekeerd en is de temperatuur van het luchtdeeltje lager dan de temperatuur van de atmosfeer is de LI positief.

Wat we daarnet hebben gezien is dat de verticale acceleratie van een luchtdeeltje proportioneel is tot het verschil in temperatuur tussen de omgeving en het parcel. Aangezien de LI net het verschil tussen de 2 berekent, maar enkel op een vaste 500mb hoogte, kunnen we afleiden dat de LI iets zegt over de acceleratie van het luchtdeeltje op de hoogte van 500mb.
\[Acceleratie \propto \left| {\left( {Tp - Te} \right)} \right|*g\]
\[LI = T{e_{500mb}} - T{p_{500mb}}\]
Een juiste interpretatie van de LI houdt dus in dat de Lifted Index ons zegt dat er op 500mb een verticale acceleratie aanwezig is, die proportioneel is tot het verschil die door de LI wordt weergegeven. Aangezien de Lifted Index de temperatuur van het luchtdeeltje aftrekt van de temperatuur van de omgeving, gaat de LI er altijd van uit dat de temperatuur van de omgeving hoger is. Wanneer de temperatuur van het luchtdeeltje hoger is, bekomen we een negatieve LI.

Dus nogmaals... indien de LI negatief is, weten we dat er op die hoogte (500mb) een positieve verticale acceleratie aanwezig is, die proportioneel is tot de "negativiteit" van de LI. Hoe verder die negatief gaat, hoe hoger ook de verticale acceleratie. Een positieve LI wil dus niet bepaald zeggen dat er geen CAPE aanwezig is, aangezien het positieve CAPE gebied op een sounding zich eventueel niet tot aan de 500mb hoogte kan begeven.

Een nog juistere interpretatie van een negatieve LI lijkt dus dat er zich alvast CAPE tot boven de 500mb hoogte bevindt, en dat de positieve verticale acceleratie zich dus ook handhaaft tot minimum de 500mb hoogte en daarboven (lagere mb hoogtes). Nu... hoe groter het verschil in temperatuur tussen de omgeving en het luchtdeeltje en hoe dieper de LI, hoe verder de temperatuurlijn en de lijn van de parcel-temperatuur op 500mb uit elkaar liggen. Met andere woorden... hoe dieper negatief de LI, hoe dikker het CAPE profiel op die hoogte is.

Dat beperkt zich liever niet tot tot de 500mb hoogte, maar dat is overal waar de temperatuur van het luchtdeeltje hoger is dan zijn omgeving. Hier hetzelfde, hoe dikker het CAPE profiel is, hoe verder de parcel lijn en de temperatuurlijn uit elkaar liggen... En dus hoe hoger de positieve verticale acceleratie is op de hoogte dat de dikte wordt bekeken. Want onthoud...
\[Acceleratie \propto \left| {\left( {Tp - Te} \right)} \right|*g\]
Hoe lager in de atmosfeer de temperatuurlijn van de omgeving en de parcel-temperatuurlijn ver uit elkaar liggen, hoe dichter bij de grond er zich dus een hogere verticale versnelling bevindt. Dit heeft dus sterke implicaties op een onweersbui in de onderste niveaus. 

Want stel nu... Als er vorticiteit in de onderste niveaus aanwezig is en die positieve verticale versnelling (dikte van het CAPE profiel) zich in hoogte dicht in de nabijheid van de vorticiteit bevindt, hoe gemakkelijker die vorticiteit kan gestretched worden en hoe sterker ook de stretching zal zijn, aangezien de stretching van vorticiteit proportioneel is tot de verticale versnelling die voor de stretching verantwoordelijk is en de sterkte van vorticiteit zelf. Dit kan (en ìs) een constructieve situatie voor de creatie van tornado's en windhozen... Dit zowel voor de nonsupercel-tornado's als de supercel-tornado's.

En zo bekomen we trouwens ook de reden waarom hoge low-level lapserates van de omgevingstemperatuur dus voordelig zijn voor tornadogenese want hoe dikker het CAPE profiel zich bij de grond begeeft, hoe dichter (hoogtegewijs) de vorticiteit zich in de buurt van de verticale versnelling bevindt. Zo zien we dus ook dat de interconnectie tussen de verschillende parameters en dergelijke zo sterk is dat een kleine aanpassing soms verregaande implicaties kan hebben en dat alles op een intrinsieke manier in de meteorologie samenhangt. 

Het is dan ook die samenhang wat de atmosfeer zo een interessante omgeving maakt en is ook de reden dat die zich altijd in een veranderlijke toestand bevindt.

vrijdag 3 oktober 2014

Het onweersverhaal: bliksem en (ont)lading (deel 3)

Om in grote lijnen uit te stippelen wat we in deel 3 van het onweersverhaal rond bliksem en (ont)lading behandelen, bekijken we hier hoe we CG bliksemdata kunnen gebruiken om buien te benaderen die "anders" zijn dan de typische onweersbuien in het warme seizoen.

We doen dit door eerst een onderscheid te maken tussen typische en "andere" buien en dan de theorie van elektrificatie, ladingsdistributie & CG bliksemproductie te introduceren. Door de loop van dit deel bekijken we onderzoeksresultaten die de consistentie tussen de theorie & observatie aan de tand voelt.


Belangrijk te weten is dat de theorie die hier behandelt wordt, minder verfijnd is dan deze eerder behandeld. Al wat nu aan bod kom ligt op of net aan de grens van de huidige onderzoeken.



Foto van Mieke Degevy

Ook gebruiken we de kennis die we hebben opgedaan in de vorige 2 delen. Elke topic die komt berust volledig op de reeds verklaarde processen. Tot nu toe zou u, indien deel 1 en deel 2 werden gelezen, vertrouwd moeten zijn met volgende begrippen en concepten

  • graupel-ijs collisies
  • ijs-ijs collisies
  • cloud liquid water (CLW)
  • opwekken & polarisatie van lading
  • positieve ladingsadvectie
  • geïnduceerde lading op het oppervlak
  • de locatie en frequentie van negatieve en positieve CG's

Zoniet verwijs ik u graag naar deel 1 & deel 2.

We zullen de reis verder zetten en de 2 hoofdzakelijke parameters voor CG-ontladingen bespreken alsook de factoren die de 2 parameters moduleren. We bekijken hoe de CG flashrate (FR) & "procent +CG's" (%P) gedefiniëerd zijn en hoe we observaties van deze aspecten kunnen toepassen in de meteorologie. Daarna gaan we over tot "Negative Strike Dominance" (NSD) & "Positive Strike Dominance" (PSD).

Ook zoeken we naar de verschillen tussen CG ontladingen in het warme en koude seizoen, de factoren die in het spel zitten en bestuderen we waarom hevige NSD-buien regelmatig ongewoon hoge en variabele flashrates (FR) hebben. Daarnaast bekijken we hevige PSD buien en brengen we hypotheses aan bod die deze buien kunnen verklaren.

Alsof dat niet genoeg is bekijken we manieren hoe we als chaser, op zoek naar CG's, lang op voorhand kunnen weten of onze onweersituatie CG ontladingen zal produceren of niet. Een hele boterham dus... Ik zal mijn best doen om alles in 1 deel te stoppen, maar weet echt niet of dit zal lukken. Godja, zoniet doe ik wel een nummer 4...


De "flashrate" van een onweersbui wordt gedefiniëerd op verschillende manieren. Je hebt de CG-"flash count", wat in een bepaalde tijdspanne gewoon het aantal CG's is over een gebied, vb: een onweersituatie is over de Benelux getrokken en je hebt een totaal van 9846 ontladingen. 

Daarnaast heb je de CG-"flash rate" en dat is het aantal CG's per tijd over een specifieke regio. De eenheid is iets zoals ontladingen per minuut of ontladingen per om het even welke tijdspanne: 1min, 5min, 15 min... Ook heb je de ontladingsdensiteit of de "flash density" en is het aantal CG's per tijd & gebied, vb: ontladingen per km² per min

Het percentage van positieve en negatieve CG's wordt gedefiniëerd als 
\[\% P = \frac{{100 \times aantalPositieveCG's}}{{totaalAantalCG's}}\]
\[\% N = \frac{{100 \times aantalNegatieveCG's}}{{totaalAantalCG's}}\]
De "flashrate" van negatieve of positieve CG's hangt af van 3 factoren: ladingsdensiteit, afstand tussen lading & het oppervlak en de "afscherming" door een tegengestelde lading. De "flashrate" van negatieve CG's verhoogt als de densiteit van de dominante negatieve lading verhoogt, de afstand tussen de negatieve lading en het oppervlak verkleint en de afscherming van positieve lading verkleint of verdwijnt (geen nood: die "afscherming" wordt iets verder behandeld waar het van toepassing is).

Onderstaande afbeelding is een tijdreeks van flashrates over 15 min van CG ontladingen in Florida over de periode juni - augustus van 1995 tot 1999. Op de x-as zien we de lokale tijd. De zwarte en rode lijn is de relatieve frequentie van respectievelijk negatieve & positieve CG's en de blauwe lijn is de procent-positieve (%P). Wat we zien is dat de relatieve frequentie van CG's (positief en negatief) begint te stijgen rond de middag wanneer onweersbuien ontstaan. 


Doorheen de "event", vanaf de convectieve initiatie, zien we dat de relatieve frequentie van de negatieve CG's hoger is dan de positieve. De reden hiertoe is dat de buien aan het vormen zijn, en groeien tot hun piekactiviteit op het warmste moment van de dag, dus: gedomineerd door graupel en rijm omdat de updrafts van de buien dan het sterkst zijn. Onthoud: een gezonde updraft staat garant voor verticaal moisture-transport en daardoor een toevoer van materiaal om het rijmproces te stimuleren (hoge CLW).

Na 17u begint de activiteit van de onweersbuien te zakken. Geen verrassing ook, want de temperatuur begint te dalen waardoor de onstabiliteit verdwijnt. Met het verdwijnen van de updraft verdwijnt dus ook de verticale moisture transport, vermindert de aanmaak van graupel en daardoor ook de densiteit van de negatieve lading in mid-levels. We zitten hier nu in de "dissipating cumulus stage" en de lichtere ijsdeeltjes zitten in het aambeeld.

Wat interessant is aan de grafiek is dat vanaf het moment dat de activiteit afneemt er een transitie gebeurt. Vanaf dit punt zijn niet de negatieve CG's het meest frequent maar komen positieve CG's meer voor. Dat reflecteert zich trouwens ook in de dalende %P lijn die naar een minimum zakt bij convectieve initiatie en terug begint te klimmen vanaf de algemene onweersactiviteit door de dagelijkse gang afneemt.

Zo komen we tot 2 nieuwe begrippen: NSD-buien ("negative strike dominated") en PSD-buien ("positive strike dominated)" waarbij een NSD-bui ene is waar de "procent negatieve CG's" (%N) groter is dan 50% en PSD-buien diegene zijn waar de "procent positieve CG's" (%P) groter is dan 50%... dit voor een significant deel in het leven van de bui.
\[NSD = \% N > 50\% \]
\[PSD = \% P > 50\% \]
De typische onweersbui in het warme seizoen is NSD doorheen zijn levenscyclus, behalve bij hun dissipatie waar ze, afhankelijk van hoeveel positieve ijskristallen er effectief in het aambeeld zitten, mogelijks transitioneren naar PSD. 

In de meeste MCS situaties in het warme seizoen, is de convectieve regio NSD terwijl het voorwaarts aambeeld & de stratiforme regio zoals we gezien hebben PSD is. Buien die gedomineerd worden door positieve CG's tijdens een significant deel van de volwassen fase ("mature cumulus stage") noemt men PSD-buien, ook al zijn ze NSD voor een deel van hun bestaan.


Onderstaande afbeelding toont uit hetzelfde onderzoek van Zajac & Rutledge (2001) het maandelijks gemiddelde aan CG's over de CONUS: CONtinental United States, waar we direct de ferme groei in aantal CG's zien wanneer we van april in het warme seizoen terecht komen. Op zich niet verwonderlijk, maar het ding wat interessant is aan de grafiek is de rode lijn: de %P.


De %P lijn zakt tot een minimum vanaf april in het warme seizoen en zet dan de klim terug verder in het koude seizoen, waar de "procent positieve" CG's tot boven de 15% klimmen. Met andere woorden leiden we hieruit af dat de hoeveelheid CG's, en meerbepaald de positieve, in het koude seizoen en het warme sterk verschillen.


Er zijn 3 factoren die aan de basis kunnen liggen van het verschil tussen het warme en koude seizoen.


In het koude seizoen zijn de buientoppen lager, dus de afstand tussen de positief geladen deeltjes in het aambeeld en de negatieve lading die wordt opgewekt op het oppervlak is kleiner waardoor een positieve ontlading gemakkelijker plaatst vindt. Daarnaast is dauwpunt-temperatuur lager, dus is er minder moisture beschikbaar met een lagere CLW als resultaat. En we weten dat de ladingstructuur in een lage CLW geïnverteerd is.


Ook hebben we meer windschering in het koude seizoen als in de zomer. Hierdoor zien we dat een aambeeld van een cumulonimbus verder voor de bui uit wordt uitgesmeerd.... wat ons brengt tot de "afscherming" van lading.




Wanneer de horizontale afstand tussen de dominant negatieve lading en de positieve lading niet groot genoeg is fungeert de dominant negatieve lading in de mid-levels soms als een "schild" waardoor de positieve ontlading niet naar het oppervlak trekt, maar in de buientop blijft (IC ontlading tussen de negatieve lading in mid-levels & positieve lading in de buientop). 

Als de horizontale afstand groter wordt, verkleint de kans dat de dominant negatieve lading in de mid-levels als "schild" fungeert waardoor positieve CG's gemakkelijker naar het oppervlak trekken.

CG's in het koude & warme seizoen vertonen dus grote gelijkenissen. Negatieve CG's zijn gekoppeld aan convectieve neerslag & de convectieve regio van een MCS terwijl de positieve gelinkt zijn aan ontladingen uit het aambeeld & de stratiforme regio. Het grote verschil zit hem in het lager aantal CG ontladingen. De lagere onstabiliteit resulteert in een lagere upraft-intensiteit, en in het koude seizoen heb je zoiezo een lagere CLW want de dauwpunten zijn lager. Het verschil onderscheidt zich ook in de geaccentueerde "procent-positieve" (%P) die in het koude seizoen regelmatig boven de 15% uitsteekt.

Tot zover de vergelijking tussen het warme & koude seizoen. Het wordt tijd om de link tussen het gedrag van de updraft & de flashrate (FR) onder de loep te nemen en dat doen we a.d.h.v. onderstaande onderzoeksresultaten.

Volgens onderzoek van Foote & Frank in 1983 en Burgess & Lemon in 1990 vertonen hevige buien en supercels ("gewoon" & tornadische) een sterk variabele flashrate. Ze pulseren als het ware in een tijdsraam van 15 tot 30 min.


Bovenstaande afbeelding is een aanpassing van het onderzoek van Foote & Frank in 1983. Multicels pulseren in intensiteit wanneer nieuwe cellen met de hoofd-cel samensmelten met een pulse in flashrate. Bij de multicel-supercel hybride (de meest voorkomende in onze regio) zien we hetzelfde maar de transitie gebeurt sneller. Supercels pulseren in sterkte wanneer compacte "feeders" van de flanking line met de hoofdcel samensmelten of "mergen".

Onderzoek van Knapp toonde aan dat hevige NSD-buien (vooral supercels) vaak ongewoon hoge flash rates hebben, zowel IC als CG.

De flashrate, inclusief CG's, verhoogt drastisch wanneer de intensiteit van de updraft sterker is. We hebben dit reeds in de eerdere delen gezien. De reden daartoe is dat er vlugger en meer condensatie plaatsvindt, met daardoor een ferme groei in graupel-ijs collisies, resulterend in een hogere densiteit aan negatieve lading in de mid-levels en een hogere positieve ladingsadvectie naar de buientop.

Logisch ook want, (nogmaals): introduceer je meer materiaal waarop de processen zoals het collision-coalescence proces en rijm kunnen plaatsvinden, en dit aan een sneller tempo (updraftsnelheid), creëer je meer kansen op graupel-ijs collisies en creëer je een omgeving waar het ladingsproces positief gestimuleerd wordt.

Op zich verklaart dat ook het ongewoon hoog aantal aan positieve CG's die soms bij supercels voorkomen, en wel op de volgende manier.



Een supercel staat garant voor een hevige updraft, dus als we onze reeds opgedane kennis daarop toepassen weten we dat we een verhoogde CLW hebben omdat er meer moisture, CCN's & ijsnucleae de onweersbui ingestuwd worden.  Als resultaat vinden we een abundantie aan nucleatie, rijm en het collision-coalescence proces. De updraft blijft de ingrediënten voor elektrificatie aan een hoog tempo injecteren. Staat voor zichzelf dat er een hogere bliksemactiviteit is. Deze type lading wordt "enhanced charge" genoemd

Typerend aan supercels is dat hun updraftkolom gekanteld is.  Wegens de verhoogde verticale windschering is de neerslagkolom in bovenstaande bui nu geen verticale "zuil" maar heeft de vorm, aangeduid op bovenstaande afbeelding en wordt de "echo overhang" genoemd.

Het aambeeld wordt ook verder voor zich uitgesmeerd waardoor we een groter bereik hebben waar er aan het oppervlak een negatieve lading kan ontwikkelen. 

In de "echo overhang" vinden we een maximum aan dBZ waarden terug, dus weten we dat daar een grote densiteit aan positieve lading aanwezig is. Als antwoord vinden we daarom soms een negatieve lading die wordt opgewekt aan het oppervlak, afhankelijk of de dominante lading in de "echo overhang" positief genoeg is. We vinden daarom onder de "echo overhang" ook positieve CG's.

Het "procent +CG's" overstijgt daardoor soms de 15% in hevige NSD-buien & supercels.



Merk op dat de dominant negatieve lading zich het dichtst bij de updraft bevindt, waar de hoogste CLW aanwezig is. De meeste CG-ontladingen vinden we dan ook nog steeds rond de updraft terug. 


De sterkere updrafts krijgen door hun verticale snelheid de negatief geladen graupel nog hoger getransporteerd waar ze hun collisies ondergaan in een hoger deel van de supercel. Daardoor vinden we ook de CLW in een hoger deel van de bui en dus ook de dominant negatieve lading. De afstand tussen die lading en het oppervlak is groter dus kunnen CG's kunnen zich moeilijker manifesteren met een (tijdelijk) lagere %P tot gevolg. Hier spreken we van een "elevated charge".

IC-ontladingen worden daarentegen wel in overvloed geproduceerd want het ladingsverschil moet "ergens" geneutraliseerd worden. Hoe dan ook: het resultaat van een hevige supercel-updraft is dat de supercel overnacht een stroboscopisch spektakel biedt zoals op bovenstaande foto (8 - 9 juni 2014: Level3 stormchasers).

Op zich toont ons supercel-bliksemverhaal tot nu toe dat er in elke supercel een soort competitie gaande is tussen de "enhanced charge" die de frequentie van CG's verhoogt en de "elevated charge" die de frequentie van CG's verlaagt.



Bovenstaande afbeelding toont een aanpassing op het onderzoeksresultaat van Kane (1991) die het pulserende gedrag van de flashrates op een grafiek plaatst. We zien een convectieve event in Massachusetts, 2 juni 1989. Wat we zien is de CG flashrate van een groep onweersbuien die over de regio trokken in een tijdsraam van ongeveer 5 uur.

We zien een gestage stijging in CG-flashrate doorheen de event en een afdaling in de uurlijkse CG flashrate-lijn (zwart). Op zich zegt ons dat niet zo veel: gewoon dat de algemene CG flashrate doorheen de convectieve event stijgt & daalt. De rode lijn is véél interessanter... Op de rode lijn zien we de CG flashrate over 5 minuten en die toont 4 pulsen: rond 18:15, 18:45, 19:30 & 20:15u 

Wanneer we dat reflecteren naar het tijdstip van de "severe weather reports", die ook chronologisch staan, zien we dat die gebeuren nadat het pulserend gedrag wordt gestart. Andere cases toonden gelijkaardige resultaten. De resultaten spreken over de mogelijkheid om in de CG-bliksemdata naar een pulserend gedrag te zoeken bij de benadering van een bui. Deze kan een indicatie zijn dat de bui binnen dit en enige tijd noodweer kan produceren.

Nog een interessant onderzoek omtrent de polariteit van CG's komt van Smith et. al (2000). Hier zien we de theta-e aan het oppervlak boven Kansas met de negatieve CG's (blauwe bolletjes), positieve CG's (oranje bolletjes) en de "stormtracks". Het doel van het onderzoek was uit te maken waar buien initiëren relatief aan een "theta-e" rug en de polariteit van de buien te onderzoeken.



De meeste buien ontstaan aan de westelijke zijde van de theta-e rug, (niet verwonderlijk) aan het grootste theta-e gradiënt. Het opmerkelijke aan deze afbeelding is dat elke bui die aan de westelijke kant van de theta-e rug onstaat en de theta-e tong doorkruist van polariteit verandert vanaf ze de andere kant van de theta-e tong intrekt.

Nog opmerkelijker is dat de buien aan de westelijke kant van de theta-e tong PSD zijn. Ze initiëren als PSD bui en transitioneren naar NSD vanaf de bui aan de andere kant van de theta-e rug komt. En... niet één, maar èlke bui vertoont dit gedrag, uitgezonderd bui "Ro" & "O", die aan de andere kant van de rug ontstaan. Die 2 buien zijn doorheen hun volledige leven NSD.


Het onderzoek leidde tot een soort conceptioneel model die de polariteits-transitie en de link met de theta-e rug visualiseert, waarvan hieronder onze ingekleurde versie staat geïllustreerd.


Bui "A" initiëert in het hoge theta-e gradiënt aan de westelijke kant van de theta-e rug en transitioneert bij passage van de rug-as van PSD naar NSD. Bui "B" initiëert ook in het hoge gradiënt van de theta-e rug maar kruist de rug-as niet. Deze blijft PSD doorheen zijn levensloop en bui C initiëert aan de oostelijke kant van de theta-e rug. Deze blijft NSD doorheen zijn volledige verloop.

Over het hoe en waarom van PSD buien is nog niet zo veel bekend. We zitten hier aan de uiterste grens van de wetenschap. PSD-buien zijn buien die in de buienkern gedomineerd worden door positieve CG's doorheen een significant deel van het volwassen stadium. PSD-buien met een hoge positieve CG flashrate produceren gewoonlijk hagel-events en produceren soms ook tornado's (vb +CG FR > 1.5/minuut).

"Long-track" tornado's en EF5-schade wordt ook regelmatig geassociëerd met zware PSD buien. 3 mei 1999 is o.a. zo een case, waar een groot deel van Moore (Oklahoma) van de kaart werd geveegd.

Zo weet je nu als chaser ook waar je het best moet zijn om de initiatie van de buien mee te maken: de meeste initiatie begint in het grootste gradiënt aan de westelijke kant van een theta-e rug.

Stel, je hebt een onweersituatie en je wilt als chaser weten of de situatie CG's zal produceren. Met de opgedane kennis kunnen we om dit drieluik af te sluiten, die vraag gemakkelijk beantwoorden als we een sounding erbij nemen. Dit is eentje van de 'sounding-tutorial' op onze Youtube page.



We hebben doorheen dit 3-delig werk gezien dat nucleatie begint bij een temperatuur van -10°C en dat de updraft de ingrediënten voor onze processen, verantwoordelijk voor het ladingsverschil, aanvoert. De updraft van de bui kan je zien a.d.h.v. een CAPE-profiel op een station- of modelsounding. 

Hoe meer latent-heat release, hoe breder uw CAPE-profiel zal uitkomen en hoe sterker uw verticale versnelling zal zijn. Hoe hoger uw CAPE-profiel, hoe hoger de buientop zal zijn. m.a.w.: hoe hoger de updraft reikt.
Als in een situatie uw CAPE profiel tot hoger dan de -10°C komt kan je onweer verwachten, want het profiel toont een upraft (hoge CLW) tot boven de -10°C waar nucleatie, rijm en dus elektrificatie kan plaatsvinden.

CAPE-profielen die niet ver boven de -10° grens geraken worden dus minder geëlektrificeerd dan CAPE-profielen die veel hoger dan de -10°C komen, want breng je een hogere CLW in een diepere laag van de cumulonimbus introduceer je niet enkel een hogere CLW maar ook een groter volume aan CLW in de superkoele regio met een hevigere elektrificatie tot gevolg.

Profielen die tot iets hoger dan de -10°C geraken geven veelal zwakke sporadische ontladingen en bevatten regelmatig korrelhagel (graupel) als neerslag. De updraft is te zwak om de graupel hoog en lang genoeg in de mid-levels te krijgen of houden. De bron voor de opbouw van een dominant negatieve lading en daardoor mogelijke ontladingen, lekt er als het ware uit.

De duimregel is: hoe hoger uw CAPE-profiel boven de -10°C uitkomt, hoe hoger de flashrate van zowel CC, IC als CG. 

Een CAPE-profiel daarentegen die op soundings niet boven de -10° grens uitkomt elektrificeert amper of helemaal niet om ontladingen te produceren. Het staat dan ook als een paal boven water dat dit voor bliksemfotografie geen interessante situatie zal zijn.

... Wat niet wil zeggen dat de situatie met een laag, ontladingsloos CAPE-profiel geen mooie structuren zoals een shelfcloud kan brengen. Een shelfcloud hangt eerder af van het contrast in temperatuur tussen de coldpool & de omgevingstemperatuur.

donderdag 2 oktober 2014

Het onweersverhaal: bliksem en (ont)lading (deel 2)

Verder bouwend op het eerste deel in het meerluik rond bliksem en ontladingen zetten we na onze review van de microfysica & cloud-dynamics, de ontdekkingsreis verder en plaatsen we de vermelde processen - tot zover de research in de meteorologie reikt - in het kader van de elektrificatie van een bui. We beginnen daarom met een kleine schets doorheen de geschiedenis.

In de jaren 1920 hadden wetenschappers een notie van de algemene ladingsverdeling van onweersbuien: de normale dipool (+ & -). Europese wetenschappers hebben monitoren geplaatst die het magnetisch veld detecteren en zijn tot de dipool structuur gekomen door de polariteit te meten bij passage van onweersbuien.


Doorheen de periode vanaf 1940 vonden onderzoekers een correlatie tussen de initiële elektrificatie en de vorming van graupel. In de jaren 1950 hebben wetenschappers, gebruik makend van wolkenkamers in het lab, kunnen aantonen dat er inderdaad elektrische lading wordt uitgewisseld en dat graupel daarin de hoofdrol speelt.


Later werk van Takahashi et al in 1978 heeft de uiteindelijke resultaten schematisch opgelijst waar we 3 hoofdzakelijke mogelijkheden onderscheiden hoe de uitwisseling van lading te werk gaat.


Op z'n minst een interessant experiment! Je hebt een "wolkenkamer" waarin zich een roterende staaf bevindt. In die kamer zweven er supergekoelde droplets en ijskristallen door elkaar. Terwijl die staaf roteert verzamelt het rijm. Die rijm op de roterende staaf wisselt met de botsende ijskristallen lading uit. Een ladingsuitwisseling die zowel variëert in polariteit als fysisch mechanisme dat er achter schuilt.


In de linker kolom zien we de eerste manier waarbij een ijskristal in een hoge CLW (cloud liquid water) tegen de koele rijm botst en hierdoor enkele van de fijne vertakkingen van rijmkristalletjes afbreekt. Hierdoor krijgt de rijm een positieve lading en dragen de afgebroken rijm"takjes" de negatieve lading. 


De tweede is deze waarbij de rijm iets warmer is. Hier zien we een ijskristal dat tegen de rijm botst en wegens de zachtere natuur van de rijm (vochtiger & warmer) scheurtjes in het rijm-oppervlak maakt. De rijm krijgt hierdoor een negatieve lading en het ijskristal een positieve.


De derde manier is deze waarbij een ijskristal botst tegen koude rijm, die gecoat is met een iets warmer filament. Hierdoor krijgt het ijskristal de negatieve lading en de rijm de positieve en de ijskristallen nemen als het ware een portie van het warm filament van de rijm af en scheuren wat van de warme coating op de rijm weg.




Trekken we deze analogie door naar onze onweersbui zien we dat tijdens de graupel-ijs collisies de rijm (graupel) negatief of positief wordt geladen, afhankelijk van de CLW en de temperatuur waarin het proces zich voordoet. De graupel krijgt een negatieve lading in een hoge CLW-omgeving wanneer de temperatuur -10°C of minder is. Bij temperaturen rond het vriespunt geeft een grupel-ijs collisie een positieve lading aan de rijm of de graupel.


Het exacte proces verantwoordelijk voor de transfer van lading is tot op heden nog een open vraagstuk in de meteorologie.


Wanneer we de processen van het voorgaande deel en de net behandelde splitsing van lading samenbrengen doorheen de volledige levenscyclus van de cumulonimbus bekomen we de volwaardige elektrificatie verantwoordelijk voor bliksem.




In de "shallow cumulus stage vinden we zoals we reeds hebben gezien nog geen graupel. We gaan terug uit van de veronderstelling dat dit een single cel onweersbui is en geen onderdeel van een squall-line of MCS (dat komt later aan bod). Ook passen we dit toe op een onweersbui in het warme seizoen met dus een hoge CLW.

Gaan we over naar het tweede stadium: de "towering cumulus stage" zien we reeds verandering. Initiële elektrificatie begint in de mid levels bij het vormen van graupel (depositie & rijm). De elektrificatie is het resultaat van miljoenen collisies tussen graupel en ijskristallen, waarbij per collisie een kleine hoeveelheid lading wordt getransfereerd..

Omdat de graupel groeit en dus zwaarder wordt blijft het iets lager in de mid levels door de updraft omhoog gehouden. De lichtere ijskristallen worden door de udpraft verder opwaarts getransporteerd waardoor er een hoge densiteit negatieve lading in de mid levels blijft terwijl de top van de bui positief geladen wordt door de advectie van positief geladen deeltjes in opwaartse richting.


We noemen dit in de meteorologie positieve ladingsacvectie of "positive charge-advection". Hoe langer dit proces duurt hoe sterker het ladingsverschil zal zijn tussen de midlevels en de upper levels. De natuur komt onder stress te staan en moet ingrijpen. Verschillen in lading moet geliquideerd worden. En om dat zo snel mogelijk te doen heeft moeder natuur een eenvoudige oplossing...


En... Plets! een eerste ontlading kan eventueel ontspringen onder de vorm van IC (intracloud). 


Binnen dit aan aanzienlijke tijd bekijken we de CG ontladingen maar eerst moeten we met onze opgedane kennis omtrent de microfysica & ladingsplitsing nog de "dissipating cumulus stage" benaderen. Hier vinden we geen updraft meer en is zoals reeds aangehaald in deel 1, de verticale toevoer van vocht gestopt. De substantie om verder aan rijmen te doen wordt dus niet verder in de wolk meer geïntroduceerd.


Hierdoor krijgen we een vermindering van graupel omdat die als neerslag uit de uitstervende updraft valt. Met de vermindering van graupwel wordt de negatieve lading in de mid-levels vermindert waardoor het ladingsverschil ook kleiner en kleiner wordt.


Het resultaat is dat we een vermindering zien in bliksemintensiteit en dat de buienbasis begint re eroderen. Er doet zich daarentegen nog steeds positieve ladingsadvectie voor en de positieve deeltjes zitten nu helemaal bovenaan in het aambeeld.




Om samen te vatten herhalen we dat de initiële elektrificatie gebeurt rond de -10°C tot -20°C en dat de 2 hydrometeoren hiervoor verantwoordelijk graupel & ijskristallen zijn. Door collisies tussen de 2 types hydrometeoren in een hoge CLW bij temperaturen rond de -15°C is de resulterende lading van de 2 respectievelijk negatief voor graupel en positief voor de ijskristallen.


Om even terug te gaan naar de afbeelding, gebaseerd op het onderzoek van Takahashi, is net dàt ook de reden waarom ik een kader heb getrokken rond de collisie met de "warme" rijm. Met "warm" doelen we op de supergekoelde condities (vandaar de quotes).


Eens elektrificatie is gebeurd in de onweersbui moeten er andere dingen gebeuren eer we CG-ontladingen kunnen zien. Om dus tot onze hoofd-topic over te gaan moeten we eerst nog enkele zaken bekijken, namelijk de opgewekte lading op het aardoppervlak en bekijken we hoe en waar de ontlading precies begint.


De volgende discussie toont terug de 4 stadia in de levenscyclus van de onweersbui en illustreert de locatie, polariteit en hoeveelheid lading die op het aardoppervlak wordt opgewekt. Daarbij maken we gebruik van deze fysische principes
  • de aarde en waterobjecten zijn elektrische geleiders
  • op het oppervlak van geleiders bewegen negatieve en positieve ladingen onmiddellijk als antwoord op de elektrische krachten
  • tegengestelde ladingen ondergaan een aantrekkingskracht en gelijke ladingen stoten af
  • de kracht van de aantrekking of repulsie is een functie van de afstand waarover het ladingsverschil plaatsvindt en de magnitude van het ladingsverschil

In de "shallow cumulus stage" vinden we geen graupel, dus ook geen graupel-ijs collisies: resulterend in geen lading in de wolk en dus geen opwekking van lading op het aardoppervlak. In de "towering cumulus stage" vinden we door de vorming van negatief geladen graupel in de midlevels en positieve lading aan het oppervlak.

Beweegt de cumulonimbus onweerswolk van punt a naar punt b zal de positieve lading aan het oppervlak als een schaduw de translatie van de cumulonimbus meevolgen. Wanneer we verder gaan naar het volwassen stadium ("mature cumulonimbus stage") vinden we door de aanmaak van alsmaar meer graupel een steeds verhoogde positieve lading aan het oppervlak als antwoord op de dominant wordende negatieve lading door grapelvorming & depositie rond de -10°C tot -20°C. 

De densiteit van de graupel en dus ook de hoeveelheid negatieve lading is veel groter dan de positieve lading rond de "melting layer", dus vinden we nog steeds positieve lading aan het oppervlak. Ook vinden we onder het aambeeld reeds aangroei van negatieve lading aan het oppervlak: dit door de positieve ladingsadvectie van de lichtere ijskristallen verticaal naar het aambeeld.

De precieze oorzaak van de kleine positieve lading rond de 0°C grens is tot op heden ook nog een onbekend vraagstuk, maar onderzoek wijst aan dat die daar daadwerkelijk aanwezig is.

In de "dissipating cumulonimbus stage" vinden we zoals gezeg deen sterke vermindering van graupel omdat de updraft afzwakt en verdwijnt. Daardoor zien we ook een ferme vermindering in de densiteit van negatieve lading in de midlevels want de aanwezige graupel valt als neerslag uit de cumulonimbus, resulterend in een lagere positieve lading onder de neerslagkern.  Op dit moment zien we op het aardoppervlak de grootste negatieve lading opgewekt onder het aambeeld, daar het aambeeld verheven zit van positief geladen ijskristallen. 

Nu... Wanneer de cumulonimbus van de "towering cumulus stage" naar de "mature cumulus stage" trekt is het moment aangebroken dat we de beste kans hebben op onze eerste negatieve CG's. Het stappenproces is als volgt...


Onthoud dat we in de mid levels negatieve lading hebben, afkomstig van de vorming van graupel en positieve lading daarboven, afkomstig van de positief geladen ijskristallen. Ijskristallen zijn zoals aangehaald lichter dus worden deze naar boven gebracht door de updraft, terwijl de zwaardere graupel naar een lager niveau in de cumulonimbus onweerswolk valt en daar de hoge densiteit aan negatieve lading verder blijft aandikken zolang er materiaal (moisture, CCN's & ijs nucleae) verticaal de wolk intrekt richting de supergekoelde regio.

Tussen de dominante negatieve lading van de graupel/rijm en de kleine positieve lading rond het vriesniveau (net onder de 0°C grens) ontstaat er een magnetisch veld-maximum. Het is daar dat de ontlading begint en niet in het midden van de negatieve lading zoals veel wordt gedacht.

Uit het elektrisch veld-maximum vertrekt zowel een positieve als een negatieve "leider" zoals dat wordt genoemd. De positieve leider vertrekt van het elektrisch veld-maximum naar de negatieve lading van de graupel omhoog en de negatieve vertrekt richting het aardoppervlak. Onderzoek hint naar de rol van de positieve lading van de "melting-layer" bij dit proces, die verantwoordelijk kan zijn voor de eerste prille aantrekkingskracht naar beneden.

Een stap verder zien we dat de positieve leider verder omhoog klimt tot het de positieve lading tegen komt van de ijskristallen in het bovenste deel van de cumulonimbus.



Gelijke lading stoot af, waardoor de positieve leider niet meer verder kan klimmen. De negatieve leider reist daarentegen wel verder naar beneden, dit om een tweevoudige reden. De positieve lading die wordt opgewekt aan het oppervlak (als antwoord op de dominant negatieve graupel in de wolk) "lokt" de negatieve leider als het ware naar beneden. Ten tweede induceert de negatieve leider tijdens zijn reis naar het oppervlak aan diens uiteinde een positieve lading onder zich waardoor die in stapjes dieper en dieper kan propageren. Vandaar ook de naam "step-leader".

Dus zowel de positieve lading van het aardoppervlak lokt de negatieve stepleader naar beneden alsook de positieve lading net onder het uiteinde van de dalende negatieve stepleader.

Eénmaal de stepleader de grond heeft aangeraakt zien we de wolk oplichten in de midlevels en hebben we de "return stroke". Het is deze die de bliksem visueel zichtbaar maakt en verantwoordelijk is voor de echte donderslag. De leaders tasten als het ware de beste weg af richting het aardoppervlak en de "return-stroke" is de volwaardige bliksemontlading zelf die een weg aflegt die door de step-leaders wordt bepaald.

Aangezien de dominante lading verantwoordelijk voor deze ontlading negatief is, is deze CG dan ook een negatieve CG.

In tegenstelling tot de negatieve CG vinden we de positieve CG-ontlading. Deze komt er omwille van dezelfde reden als de negatieve. In die zin dat er een elektrisch veld-maximum gegenereerd wordt tussen de positieve geladen ijsdeeltjes in het aambeeld (hoger dan -40°C) en de negatieve lading die wordt opgewekt aan de onderkant van het aambeeld waar de ijsdeeltjes als precip eruit beginnen vallen.



Hier vindt hetzelfde proces plaats zoals de negatieve CG. Eerst een stepleader die de weg plavijdt voor de uiteindelijke "return-stroke". Het enige verschil is de polariteit van de ontlading: positief bovenaan & negatief onderaan i.p.v. andersom bij de negatieve CG- case.

We zijn bijna rond in onze reis doorheen de microfysica en cloud-dynamics van onweersbuien. Nu we het ontladingsproces en de processen voor ontladingen hebben bestudeerd op een geïsoleerde onweersbui is het nu tijd om te kijken hoe ontladingen (meerbepaald CG's) zich gedragen wanneer ons onweer nu geen single geïsoleerde bui is, maar een multicel of MCS.

Hieronder ziet u een afbeelding dewelke ik heb gebaseerd op het werk van Houze et al (1989 - BAMS). Het toont een dwarsdoorsnede van een MCS met de 3 gekende regio's: het voorwaarts aambeeld, de convectieve en de stratiforme regio. Het MCS beweegt in deze tekening van links naar rechts.


In de convectieve regio hebben we de verhoogde dBZ waarden, getoond door de rode contouren, met de nieuwste bui zichtbaar in het cirkeltje met de max dBZ in mid-levels (voor de hoofdkern uit). Het omcirkelde gedeelte in de stratiforme regio stelt de verhooge dBZ waarden voor, geassociëerd met de "melting layer". Op radar zie je dit als een band van verhoogde reflectiviteit: vandaar de naam "brightband".

Convectieve regio's van MCS's zijn gekarakteriseerd door sterke verticale beweging: 10m/s of hoger en een hoge CLW. De vorming van ijs is door depositie en rijm, wat hetzelfde dominante proces is bij de geïsoleerde onweersbui waar we een grote hoeveelheid graupel verwachten.

De stratiforme regio daarentegen is een ander verhaal. Stratiforme regio's verschillen in die zin dat de verticale bewegingen veel zwakker zijn: ongeveer 0,1m/s. Waar we de sterkste updraft vinden, hebben we zoals we gezien hebben ook de grootste CLW omdat daar de grootste verticale moisture-transport plaatsvindt. Met andere woorden vinden we in de stratiforme regio een lage CLW.

In de stratiforme regio wordt ook ijs geadvecteerd, afkomstig van de convectieve regio en dat ijs groeit in de stratiforme regio door depositie en aggregatie verder. Aggregatie is de term wanneer ijskristallen tegen elkaar botsen en aan elkaar beginnen kleven. Onthoud dat we door de lage CLW amper graupel hebben in het stratiforme gedeelte dus het rijmproces is hier secundair.


Voorbeelden van geaggregeerde ijskristallen en depositie vind je hierboven: wederom materiaal van Wallace & Hobbs (1977). Ze tonen de klevige natuur van ijskristalletjes, die gevormd worden door depositie. Ze blijven zo aan elkaar plakken tot sneeuw-achtige structuren (foto's a tot c). Hoe de afzonderlijke ijskristalletjes eruit zien zie je ter herhaling nog es vermeld in de onderste reeks.

In een lage CLW, die dominant is in een stratiforme updraft, geeft de collisie tussen gerijmde aggregaten en ijskristallen een positieve lading aan het grootste aggregaat en een negatieve aan het kleiner ijskristal. Met andere woorden biedt de positieve lading van aggregaten een geïnverteerde ladingstructuur dan diegene in de geïsoleerde onweersbui & convectieve regio van een MCS of multicel.

Ook belangrijk te onthouden is dat er in een lage CLW lagere lading wordt doorgegeven dan bij een hoge CLW.



Vatten we hieronder samen vinden we in de convectieve regio van een MCS of multicel dezelfde processen terug als in de geïsoleerde onweersbui. Een hoge hoeveelheid graupel en een hoge CLW met daardoor een dominant negatieve lading in de mid-levels en de minder zware positief geladen deeltjes die tot in het aambeeld door de updraft geadvecteerd wordt. Door de dominant negatieve lading in de mid-levels wordt op het aardoppervlak een positieve lading opgewekt.

Door stormtop-divergentie worden die positieve deeltjes in het aambeeld naar achter gebracht alsook naar voor. Het voorwaartse aambeeld vertoont ook dezelfde analogie met de geïsoleerde onweersbui, in die zin dat we een positieve lading hebben en negatieve lading aan het aardoppervlak.

Het grote verschil zit hem in het stratiform gedeelte waar we advectie hebben van ijsdeeltjes uit de convectieve regio met de vorming van gerijmde aggregaten.

De dominante lading in de stratiforme regio: diegene in de mid-levels boven het dBZ maximum, geassociëerd met de "bright-band", is in tegenstelling tot de convectieve regio positief. De reden daartoe is tweevoudig. Enerzijds heb je ijskristalletjes van bovenaan de buientop die in het stratiforme gedeelte worden geadvecteerd, maar de grootste reden is de botsing tussen de aggregaten en ijskristallen die zich in deze lage CLW voordoen.

Onthoud dat zulke collisies een positieve lading geven aan de grotere aggregaten en een negatieve aan het lichtere ijskristal. Om die reden vinden we die negatief geladen deeltjes iets hoger: ze zijn lichter dan de zwaardere positief geladen aggregaten.

De negatieve lading die geassociëerd wordt met de "melting-layer" is net zoals bij de geïsoleerde onweersbui nog een openstaand vraagstuk. Vermoedelijk zijn het daarentegen wel dezelfde processen.

Omwille van de ladingstructuur vinden we dus vooral negatieve CG's in de convectieve regio, waar de flashrate ook het hoogst is. De positieve CG's hebben het voor het zeggen in het voorwaarts aambeeld en de stratiforme regio aangezien de dominante lading daar positief is, maar moeten het stellen met een lagere flashrate.

Waarom dat verschil in flashrate? De convectieve regio zit in de midlevels verheven van de graupel. De densiteit is daar veel groter en je hebt in die regio door de convectieve updraft een blijvende toevoer van materiaal zoals CCN's en ijsnucleae waarop de processen zich kunnen voortzetten (hoge CLW). De stratiforme regio wordt gedomineerd door een lage CLW en hoe lager de CLW hoe minder lading er per collisie wordt opgewekt.

In het volgende deel behandelen we de bespreking rond CG's verder en bekijken we hoe je gebruik makend van modeldata als chaser of meteoroloog op voorhand kunt weten of een onweer veel CG's zal bevatten of niet, leren we over PSD & NSD buien en wat die ons kunnen zeggen en bieden we verklaringen hoe de bliksem zich gedraagt in een supercel.

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