|
|
|
Atmosferische convectie is het resultaat van gedeeltelijke instabiliteit van de omgeving, of temperatuurverschil, in de atmosferische laag.
Het verschijnen van een adiabatische gradiënt in vochtige en droge lucht veroorzaakt instabiliteit en vervolgens vergroot een vermenging van lucht gedurende de dag de hoogte van de planetaire grenslaag, waardoor luchtstromen ontstaan, cumulus ontstaat en de dauwpunten van het oppervlak afnemen. Vochtige convectie veroorzaakt onweersbuien, die vaak verantwoordelijk zijn voor zwaar weer over de hele wereld. Vooral bedreigingen door onweersbuien, waaronder hagel, harde wind en tornado. |
| |
| |
| Er zijn een paar algemene archetypen van atmosferische instabiliteit die overeenkomen met convectie en het gebrek daaraan. Een positieve adiabatische gradiënt en/of bijna verticale helling waar de omgevingslucht sneller afkoelt met de hoogte, duidt op een waarschijnlijker atmosferische convectie, terwijl zwakkere en/of negatieve omgevingsgradiënten suggereren dat dit minder waarschijnlijk is. Dit komt omdat elke gedeeltelijke verplaatsing van lucht meer (minder) vermogen om te stijgen met zich meebrengt, wat een signaal geeft van adiabatische temperatuurverandering op de steile (zwakke) gradiënt van de omgeving. |
| |
| Convectie begint op het vrije convectieniveau (LFC), waar het begint te stijgen door de vrije convectielaag (FCL), en stopt vervolgens op het evenwichts-niveau (EL). De gedeeltelijke stijging zal, als er voldoende momentum is geweest, blijven stijgen tot het bereiken van het maximale gedeeltelijke niveau (MPL) tot een negatief drijfvermogen, waardoor deze gedeeltelijk wordt vertraagd tot een volledige stop |
| |
Versnelling is van weinig belang voor convectie. De weerstand die door lift
wordt geproduceerd, creëert een tegengestelde kracht die het drijfvermogen tegengaat. Dit kan worden gezien als vergelijkbaar met de eindsnelheid van
een dalend object. Deze drijfkracht kan worden gemeten aan de hand van het Convectable Available Energy Potential (CAPE), of de joule aan beschikbare energie per kilogram drijvend luchtpotentieel. Een verhoging van de theoretische snelheid kan uit deze waarde worden afgeleid via substitutie in de kinetische energievergelijking, hoewel deze waarde een onderschatting zal zijn gezien het bovengenoemde sleep- of vangeffect dat het effect van versnelling op een bepaald punt verlengt. |
|
|
 |
| Gunstige omstandigheden voor onweerssoorten en -complexen |
|
| |
| In de atmosfeer betekent dit van het oppervlak tot boven het niveau van 500 hPa, waarbij de tropopauze doorgaans wordt gestopt of gedefinieerd rond 200 hPa. De grootste daling van de atmosferische convectie vindt plaats in de intertropische zone, dit vertegenwoordigt een sterke koppeling tussen het oppervlak en de atmosfeer. bovenste deel van de atmosfeer, dat grotendeels afwezig is op de middelste breedtegraden. Oceaanconvectie komt slechts op een paar plaatsen voor. Hoewel minder dynamisch belangrijk dan in de atmosfeer, is het verantwoordelijk voor de verspreiding van koud water door de lagere lagen van de oceaan. Als zodanig is het belangrijk voor de temperatuurstructuur op lange termijn van de hele oceaan. |
| |
| Initiatie |
| |
| Een thermische pluim is een verticaal gedeelte van opstijgende lucht op de laagste hoogten van de atmosfeer van de aarde. Thermische pluimen ontstaan door de ongelijkmatige verwarming van het aardoppervlak door zonnestraling. De zon verwarmt de aarde, waardoor de temperatuur van de lucht erboven direct verandert. De warmere lucht zet uit, wordt minder dicht dan de omringende luchtmassa en creëert een thermische depressie. De massa van de lichtere lucht neemt toe, en wanneer dat het geval is, koelt deze af vanwege de uitzetting bij lagere druk. De stijging stopt wanneer deze is afgekoeld tot dezelfde temperatuur als de omringende lucht. Het is een neerwaartse stroming die de thermische kolom omringt. De buitenste afdaling wordt veroorzaakt door koudere lucht die bovenaan de thermische kolom beweegt. Een ander tijdconvectie-effect is de zeebries. |
| |
| Onweersbuien |
Warme lucht heeft een lagere dichtheid dan koude lucht, dus warme lucht stijgt op tot koude lucht, vergelijkbaar met wat er gebeurt in heteluchtballonnen. Wolken vormen relatief warmere lucht die met de koudere lucht een toename van de luchtvochtigheid met zich meebrengt. Wanneer de luchtvochtigheid toeneemt, koelt deze af, waardoor er meer waterdamp in de lucht ontstaat die op het punt staat te condenseren. Wanneer vochtige lucht condenseert, komt er energie vrij in de vorm van latente smeltwarmte, waardoor de opstijgende lucht minder van de omringende lucht kan afkoelen. lucht, waardoor de opkomst van de wolken wordt voortgezet. Als er voldoende instabiliteit in de atmosfeer
aanwezig is, zal dit proces nog lange tijd doorgaan en cumulonimbuswolken vormen, die bliksem en donder veroorzaken. Over het algemeen
hebben onweersbuien drie omstandigheden nodig om zich te kunnen vormen: vochtigheid, een onstabiele luchtmassa en een hefkracht (hitte). |
Elke storm, ongeacht het type, doorloopt drie stadia: de ontwikkelingsfase, de volwassen fase en de verdwijnende fase.
De gemiddelde storm heeft een diameter van 24 km. Afhankelijk van de omstandigheden in de atmosfeer duren deze drie fasen gemiddeld 30 minuten. |
| |
| Er zijn vier hoofdtypen onweersbuien: single cell, multicell, shower en supercell. Die zijn afhankelijk van de instabiliteit en relatieve omstandigheden van de wind in de verschillende lagen van de atmosfeer (Shear). Eencellige onweersbuien ontstaan in verticale windomgevingen met lage schuifkracht en duren slechts 20 tot 30 minuten. Onweersbuien en onweersbuien en lijnen of groepen van georganiseerde onweersbuien kunnen langere levenscycli hebben wanneer ze zich vormen in omgevingen met aanzienlijke verticale windschering, wat de ontwikkeling van sterkere opwaartse luchtstromen en verschillende vormen van zwaar weer bevordert. De supercell is de sterkste onweersbui, meestal geassocieerd met grote hagel, harde wind en tornadovorming. |
|
|
 |
| Stadia van de cyclus van een onweersbui |
|
| |
De latente warmteafgifte van condensatie is de bepaling tussen aanzienlijke convectie en vrijwel geen convectie. Het feit dat de lucht tijdens de wintermaanden over het algemeen koeler is en daarom niet zoveel waterdamp en de daarmee samenhangende latente warmte kan verdragen,
komt doordat significante convectie (onweersbuien) in koelere gebieden in die periode niet vaak voorkomen. De winterstorm is een situatie waarin forceringsmechanismen ondersteuning bieden voor perioden met zeer steile milieusnelheden, wat eerder genoemd een archetype is voor gunstige convectie. De kleine hoeveelheid latente warmte die vrijkomt uit de lucht neemt toe en condenseert vocht tijdens de winterstorm, waardoor dit convectiepotentieel ook wordt vergroot, ondanks dat het minimaal is. |
| |
| Grenzen en forceren |
| Ondanks het feit dat er een laag in de atmosfeer kan zijn die positieve CAPE-waarden heeft, zal de grotere betekenis van de convectie die in de FCL optreedt niet worden gerealiseerd als het pakket er niet in slaagt het niveau te verhogen. Dit kan om verschillende redenen voorkomen. In de eerste plaats is het het resultaat van een laag, oftewel remming van convectie (CIN/CINH). Het proces dat deze remming kan eroderen, is door het aardoppervlak te verwarmen en te forceren. Dergelijke forceermechanismen dwingen een opwaartse verticale snelheid af, gekenmerkt door een snelheid die relatief laag is dan wat je aantreft in een elektrische stroom van een opwaartse luchtstroom. Hierdoor is het niet echt de lucht die in uw LFC wordt geduwd die de remming "doorbreekt", maar eerder de kracht die de remming adiabatisch afkoelt. Dit zou de temperatuurstijging met de hoogte die aanwezig is tijdens een thermische inversie tegengaan of "eroderen" |
| |
| De mechanische kracht die kan leiden tot de erosie van remming is er een die een soort evacuatie van massa in de hogere delen van de atmosfeer creëert, of een overschot aan massa in de lagere niveaus van de atmosfeer, wat tot lagere niveaus zou kunnen leiden. niveaus van divergentie ten opzichte van respectievelijk de laagste niveaus van convergentie. Naar boven zal vaak de verticale beweging volgen. In het bijzonder een koud front, zee-/meerbries, windvlaagfront, of het forceren van dynamische vorticiteit (positieve differentiële vorticiteitsadvectie) van de atmosfeer, zoals de depressies, zowel korte als lange lengtes, dynamische straalstroom door Coriolis-onbalans en geforceerde drukgradiënten, die geostrofische wind veroorzaakt, kan ook opwaartse verticale snelheden creëren. Er zijn tal van andere configuraties waarmee opwaartse verticale snelheden kunnen worden gecreëerd. |
| |
| Gevaren Zorgen over ernstige diepe vochtige convectie |
| |
Drijfvermogen is een sleutel tot de groei van onweersbuien en is noodzakelijk voor alle ernstige bedreigingen binnen een onweersbui. Er zijn andere processen, niet noodzakelijkerwijs thermodynamisch, die de opwaartse kracht kunnen vergroten. Deze omvatten opwaartse rotatie, convergentie
op laag niveau en evacuatie van massa uit de top van de opwaartse luchtstroom via sterke wind op het hoogste niveau en de straalstroom. |
|
| Hagel |
| Net als andere neerslag in cumulonimbuswolken begint hagel als waterdruppels. Naarmate de druppels stijgen en de temperatuur onder het vriespunt daalt, worden ze onderkoeld water en bevriezen ze bij contact met condensatiekernen. Een dwarsdoorsnede door een grote hagelsteen toont een ui-achtige structuur. Dit betekent dat de hagelsteen is gemaakt van dikke en doorschijnende lagen, afgewisseld met lagen die dun, wit en ondoorzichtig zijn. Vroegere theorie suggereerde dat hagelstenen werden onderworpen aan meerdere afdalingen en stijgingen, waarbij ze in een vochtige zone terechtkwamen en opnieuw bevroor toen ze werden opgeheven. Men dacht dat deze op en neer gaande beweging verantwoordelijk was voor de opeenvolgende lagen van de hagelsteen. Nieuw onderzoek (gebaseerd op theorie en veldonderzoek) heeft aangetoond dat dit niet noodzakelijkerwijs waar is |
| |
 |
| Hagel schacht |
|
|
 |
Zware onweersbuien met hagel kunnen een karakteristieke
groene kleur vertonen. |
|
| |
De opwaartse luchtstroom van de storm, met opwaarts gerichte windsnelheden tot 180 kilometer per uur, blaast de zich vormende hagelstenen de wolk in. Terwijl de hagelsteen opstijgt, komt hij in gebieden van de wolk terecht waar de concentratie van vocht en onderkoelde waterdruppels varieert. De groeisnelheid van de hagelsteen verandert afhankelijk van de variatie in vochtigheid en onderkoelde waterdruppels die hij tegenkomt.
De aangroeisnelheid van deze waterdruppels is een andere factor in de groei van de hagelsteen. Wanneer de hagelsteen een gebied binnendringt
met een hoge concentratie waterdruppels, vangt hij deze laatste op en krijgt hij een doorschijnende laag. Als de hagelsteen naar een gebied beweegt waar voornamelijk waterdamp beschikbaar is, krijgt hij een laag ondoorzichtig wit ijs |
| |
| Bovendien hangt de snelheid van de hagelsteen af van zijn positie in de opwaartse luchtstroom van de wolk en zijn massa. Dit bepaalt de variërende dikte van de lagen van de hagelsteen. De aanwassnelheid van onderkoelde waterdruppels op de hagelsteen hangt af van de relatieve snelheden tussen deze waterdruppels en de hagelsteen zelf. Dit betekent dat de grotere hagelstenen over het algemeen op enige afstand zullen staan van de sterkere opwaartse luchtstroom, waar ze meer tijd kunnen doorbrengen met groeien. Naarmate de hagelsteen groeit, komt er latente warmte vrij, waardoor de buitenkant in een vloeibare fase blijft. De buitenste laag ondergaat "natte groei" en is plakkerig of meer klevend, dus een enkele hagelsteen kan groeien door botsing met andere kleinere hagelstenen, waardoor een groter geheel ontstaat met een onregelmatige vorm. |
| |
De hagelsteen zal tijdens de onweersbui blijven stijgen totdat zijn massa niet langer door de opwaartse luchtstroom kan worden ondersteund.
Dit kan minstens 30 minuten duren, afhankelijk van de kracht van de opwaartse luchtstroom in de hagelproducerende onweersbui, waarvan de top gewoonlijk meer dan 10 kilometer hoog is. Vervolgens valt het naar de grond terwijl het blijft groeien, gebaseerd op dezelfde processen, totdat het de wolk verlaat. Het zal later beginnen te smelten als het in de lucht boven het vriespunt terechtkomt. |
| |
Een uniek traject in de onweersbui is dus voldoende om de laagachtige structuur van de hagelsteen te verklaren. Het enige geval waarin we
meerdere trajecten kunnen bespreken is bij een meercellige onweersbui waarbij de hagelsteen uit de top van de ‘moedercel’ kan worden geworpen en kan worden opgevangen in de opwaartse luchtstroom van een intensere ‘dochtercel’. Dit is echter een uitzonderlijk geval. |
| |
| Downburst |
| Een downburst wordt veroorzaakt door een kolom zinkende lucht die, nadat hij het grondniveau heeft bereikt, zich in alle richtingen verspreidt en in staat is schadelijke rechte windsnelheden van meer dan 240 kilometer per uur te veroorzaken, waarbij vaak schade wordt veroorzaakt die vergelijkbaar is met, maar te onderscheiden van die veroorzaakt door tornado's. Dit komt omdat de fysieke eigenschappen van een uitbarsting compleet anders zijn dan die van een tornado. Schade door neerwaartse uitbarstingen zal vanuit een centraal punt uitstralen wanneer de dalende kolom zich uitspreidt bij een botsing op het oppervlak, terwijl schade door tornado's neigt naar convergente schade die consistent is met roterende winden. Om onderscheid te maken tussen tornadoschade en schade als gevolg van een neerstorting, wordt de term lineaire wind toegepast op schade als gevolg van microbursts. |
| |
 |
| Cumulonimbuswolk boven de Golf van Mexico in Galveston, Texas |
|
|
 |
| Een downburst |
|
| |
Downbursts zijn bijzonder sterke neerwaartse bewegingen van onweersbuien. Neerstortingen in lucht die neerslagvrij is of virga bevatten,
staan bekend als droge uitbarstingen; degenen die gepaard gaan met neerslag staan bekend als natte uitbarstingen. De meeste uitbarstingen zijn minder dan 4 kilometer lang: dit worden microbursts genoemd. Uitbarstingen die groter zijn dan 4 kilometer worden soms macrobursts genoemd. Neerstortingen kunnen over grote oppervlakken voorkomen. In het extreme geval kan een derecho een enorm gebied bestrijken van meer
dan 320 kilometer breed en meer dan 1.600 kilometer lang, dat wel twaalf uur of langer kan duren, en wordt geassocieerd met enkele van de
meest intense rechte stukken. lijnwinden, maar het generatieve proces verschilt enigszins van dat van de meeste uitbarstingen. |
| |
| Tornado |
| Een tornado is een gevaarlijke roterende luchtkolom die in contact komt met zowel het aardoppervlak als de basis van een cumulonimbuswolk (onweerswolk), of in zeldzame gevallen een cumuluswolk. Tornado's zijn er in vele maten, maar vormen doorgaans een zichtbare condensatietrechter waarvan het smalste uiteinde de aarde bereikt en is omgeven door een wolk van puin en stof. |
| |
De windsnelheden van tornado's liggen over het algemeen gemiddeld tussen 64 kilometer
per uur en 180 kilometer per uur. Ze zijn ongeveer 75 meter breed en reizen een paar kilometer voordat ze verdwijnen. Sommigen bereiken windsnelheden van meer dan 480 kilometer per uur, kunnen zich meer dan 1,6 kilometer breed uitstrekken en meer dan 100 kilometer contact houden met de grond. |
| |
Tornado's zijn, ondanks dat ze een van de meest destructieve weersverschijnselen zijn,
over het algemeen van korte duur. Een tornado met een lange levensduur duurt over het algemeen niet langer dan een uur, maar van sommige is bekend dat ze twee uur of langer duren (bijvoorbeeld de Tri-state tornado). Vanwege hun relatief korte duur is er minder informatie bekend over de ontwikkeling en vorming van tornado's. |
|
|
 |
| De F5-tornado die Elie, Manitoba in 2007 trof. |
|
| |
| Over het algemeen heeft elke cycloon, gebaseerd op zijn grootte en intensiteit, een verschillende instabiliteitsdynamiek. Het meest onstabiele azimutale golfgetal is hoger voor grotere cyclonen. |
| |
| |
Het potentieel voor convectie in de atmosfeer wordt vaak gemeten aan de hand van een atmosferisch temperatuur-/dauwpuntprofiel met de
hoogte. Dit wordt vaak weergegeven op een Skew-T-kaart of een ander soortgelijk thermodynamisch diagram. Deze kunnen worden uitgezet door middel van een gemeten geluidsanalyse, waarbij een radiosonde, bevestigd aan een ballon, de atmosfeer in wordt gestuurd om de hoogtemetingen uit te voeren. Prognosemodellen kunnen deze diagrammen ook maken, maar zijn minder nauwkeurig vanwege modelonzekerheden en vertekeningen, en hebben een lagere ruimtelijke resolutie. Hoewel de temporele resolutie van voorspellingsmodelpeilingen groter is dan die van
directe metingen, waarbij de eerstgenoemde grafieken kunnen hebben voor intervallen van maximaal elke 3 uur, en de laatstgenoemde slechts
twee per dag (hoewel wanneer een convectieve gebeurtenis wordt verwacht een bijzondere gebeurtenis kan optreden). Het klinken kan buiten het normale schema van 00Z en vervolgens 12Z plaatsvinden. |
| |
| Andere prognoseproblemen |
| Atmosferische convectie kan ook verantwoordelijk zijn voor en gevolgen hebben voor een aantal andere weersomstandigheden. Een paar voorbeelden op kleinere schaal zijn onder meer: Convectie die de planetaire grenslaag (PBL) vermengt en drogere lucht naar het oppervlak mogelijk maakt, waardoor de dauwpunten afnemen, waardoor cumulusachtige wolken ontstaan die een kleine hoeveelheid zonneschijn kunnen beperken, waardoor de oppervlaktewind toeneemt, waardoor de uitstroomgrenzen/en andere kleinere grenzen diffuser worden, en de oostelijke voortplanting van de drooglijn gedurende de dag. Op grotere schaal kan het stijgen van de lucht leiden tot warme dieptepunten aan het kernoppervlak, vaak te vinden in het zuidwesten van de woestijn. |
| |
| Bronnen: Wikipedia-nl, Wikipedia-de |
|
|
|
|
|
|
