PASSAATWIND INVERSIE & CUMULUS CONVECTIE

Posted on

DE PASSAATWIND INVERSIE

Figuur 01.

Figuur 01:
Tephigram van de radiosonde oplating gedurende ATEX. Getrokken dikke lijnen: temperatuur en dauwpunt, streepjeslijn: θe (Uit: Riehl, 1979).

De passaatwinden, die de onderste tak van de Hadley celcirculatie vormen, komen boven de oceanen in contact met het oceaan-oppervlak. In de onderste 2 km ontstaat hierdoor een laag die door wrijving en convectie (thermiek bellen) vochtig wordt en van temperatuur verandert (trade wind moist layer). Deze laag wordt van boven begrensd door een sterke inversie: de passaatwind inversie (trade wind inversion). Direct onder deze inversie bevinden zich vaak kleine cumulus wolkjes (trade wind cumuli) die slechts kort leven (10 minuten) en kleine verticale snelheden bezitten (tot 2 ms-1).

VERTICALE STRUCTUUR

In 1856 werd door Piazzi-Smyth bij de beklimming van de vulkaan Teide op Tenerife (3700 m) voor het eerst het bestaan van de passaat windinversie aangetoond. In de eerste helft van de 20e eeuw werd er systematisch onderzoek aangedaan o.a. door expedities met het Duitse onderzoekingsvoertuig de Meteor. Het duurde echter tot het eind van de jaren zestig en de jaren zeventig, voordat gecombineerde onderzoeken met meerdere schepen het mechanisme van de passaatwind inversie ontrafelden:
– Atlantic Trade Wind Expedition (ATEX) 1969
– Barbados Oceanographic and Meteorological Experiment (BOMEX) zomer 1969
– Global Atmospheric Research Programme (GARP) 1967-1982
– GARP Atlantic Tropical Experiment (GATE) 1974

Figuur 01 laat een gemiddeld tephigram gedurende ATEX zien. Naast een wolken vrije laag (tot 960 hPa) is er een wolkenlaag (960-850 hPa), vervolgens een zeer dunne maar sterke inversie (855-825 hPa), terwijl zich daarboven de “vrije atmosfeer” bevindt. Het is duidelijk dat naast de temperatuur de lage luchtvochtigheid opvalt; dit is meestal een aanwijzing voor subsidentie.

Tabel 01.

Tabel 01:
Vergelijking van passaatwind inversies (Uit: Riehl, 1979).

 

Tabel 01 maakt duidelijk, dat zo’n dunne, vaak sterke, inversie op veel plaatsen in de tropische oceaan voorkomt, waarbij het opvalt dat θe meestal met de hoogte afneemt. Maar in de gebieden waar veel mist en lage stratus voorkomt (voor de Californische kust) neemt qe met de hoogte toe.

RUIMTELIJKE VERDELING

Figuur 02a.

Figuur 02a:
Karakteristieken van de passaatwind inversie boven de Atlantische Oceaan: hoogte basis van de inversie (in m).

Figuur 02b.

Figuur 02b:
Karakteristieken van de passaatwind inversie boven de Atlantische Oceaan: sterkte van de inversie (in °C).

Figuur 02c.

Figuur 02c:
Karakteristieken van de passaatwind inversie boven de Atlantische Oceaan: afname relatieve vochtigheid (in %). Uit: Riehl, 1979.

 

 

 

 

 

 

 

 

Figuur 02a t/m 02c laten zien dat:

(a) de hoogte van de inversie vanaf de Afrikaanse Westkust westwaarts, en vooral vanaf de subtropen naar de equator toeneemt.

(b) dat de sterkte van de inversie in diezelfde richting afneemt.

(c) het verschil in relatieve vochtigheid aan onder- en bovenkant van de inversie, in dezelfde richting gaande, ook afneemt.

In het noordoosten van de Stille Oceaan komt eenzelfde soort verdeling voor als geschetst voor de Atlantische Oceaan. Hier neemt de hoogte van de inversie toe van 400 m. nabij de westkust van de VS en Mexico tot 2000 m bij Hawaii. Over hetzelfde traject daalt de sterkte van 10°C tot 2°C.

OORSPRONG VAN DE PASSAAT INVERSIE

De lage inversie hoogten in de oostelijke delen van de subtropische hogedrukgebieden komen tot stand door de sterk dalende bewegingen, die er vanaf grote hoogten plaatsvinden. Daarbij komt dat de divergentie nabij het aardoppervlak ook het grootst is aan de oostkant van de semi permanente hogedrukgebieden. Verder blijkt dat de jaarlijkse gang van de verplaatsing van de subtropische hogedrukgebieden gevolgd wordt door eenzelfde verplaatsing van de maxima in de passaatwind inversie. De inversie is boven het Caribisch gebied het beste ontwikkeld aan het einde van de NH winter, terwijl boven het zuidelijk deel van de Atlantische Oceaan de sterkste inversies aan het eind van de ZH winter voorkomen. Hieruit blijkt wel dat divergentie aan het oppervlak en subsidentie nabij de hogedrukgebieden samen de oorsprong vormen van de passaatwind inversie.

De laag onder de inversie komt door menging vanaf het oppervlak tot stand. Deze menging komt door:

(1) mechanische turbulentie vanaf het zee-oppervlak.

(2) als het zeewater warmer is dan de lucht, en er een positieve sensibele warmteflux is, door middel van buoyancy.

(3) als er een gelaagde bewolking aan de top van de grenslaag is met uitstraling aan de top van de grenslaag waardoor er buoyancy “upside down” ontstaat.

Als een luchtkolom stroomafwaarts beweegt worden convectieve wolken door de inversie gehinderd verder te groeien. Sommige cumuli kunnen de inversie binnendringen, maar verdampen dan snel in de droge lucht erboven. Door de continue werking van dit soort bewolking erodeert de inversie van onderaf: de cumuli verwarmen de laag onder de inversie. Hierdoor komt deze ook steeds hoger te liggen. Tevens komt de luchtkolom terecht in een gebied met steeds minder divergentie en subsidentie. Ten slotte zorgen doorgaande stijgende bewegingen voor een toename van de dikte van de inversielaag (figuur 02 & 03). De stratus laag gaat stroomafwaarts vaak over in Cu. Dit gebeurt als de θe niet meer toeneemt in de inversie, waardoor er een voorwaardelijke instabiliteit ontstaat, die Cu genereert in plaats van een gelaagd wolkendek. Ondanks de verdere afname in θe met de hoogte groeit deze Cu niet, maar blijven het “mooi weer wolkjes” – Cu-humilis aan de top van de grenslaag. Dit komt door de enorm droge lucht boven de inversie, waardoor ten gevolge van entrainment de Cu boven de inversie snel oplost.

Figuur 03.

Figuur 03:
Verticale structuur van de atmosfeer in de richting van de passaatwind. Lijnen met pijlen zijn trajectoriën; dunne lijnen zijn isolijnen van de potentiële temperatuur (in °K).
Uit: Carlson and Lee, 1978.

 

CUMULUS CONVECTIE

Het grootste gedeelte van de neerslag in de tropen komt uit cumiliforme bewolking. Deze bewolking kan op verschillende manieren tot stand komen:

(1) Nabij een aan de topografie gekoppeld convergentiepunt, waardoor lucht omhooggestuwd wordt:

(a) aan de loefzijde van een berg(rug).

(b) boven heet geblakerde stukken grond bv. zand te midden van grasland veroorzaakt, overdag sterkere opstijgende turbulente bewegingen.

(c) een eiland van voldoende afmetingen.

(2) Ten gevolge van de dagelijkse gang:

(a) de groei van de grenslaag, toenemende verdamping, buien vorming in de namiddag boven land.

(b) nachtelijke uitstraling aan de top van een wolkenlaag boven zee, land/zee circulaties.

(3) Ten gevolge van grootschalige convergentie onderin de troposfeer en divergentie bovenin de troposfeer, waardoor potentiële instabiliteiten ontstaan en er cumuliforme bewolking en neerslag kan ontstaan. Het blijkt dat 75% van de neerslag ten gevolge van deze “grootschalige convergentie” al of niet in combinatie met de “dagelijkse gang” en “topografische effecten” tot stand komt.

Hier worden de belangrijkste processen besproken die met cumulus bewolking te maken hebben. De organisatie van buien in Cloud Clusters en Squall Lines komt daarna aan de orde. Tenslotte wordt ingegaan op de rol die de cumulus convectie heeft op de algemene circulatie.

Figuur 04.

Figuur 04:
Het overhellen van cumuli bij toenemende (links) en afnemende (rechts) oostenwind met de hoogte (Uit: Riehl, 1979).

Windprofielen in een storing kunnen diverse vormen hebben. De wind kan met de hoogte westelijker worden of oostelijker (figuur 04). Deze windschering heeft een grote invloed op de levensloop van buien. De bui zal zijn vochttoevoer, die door middel van convergente bewegingen in de onderste laag wordt toegeleverd, vooral aan de voorzijde naar binnen halen (aangenomen wordt, dat de bui met een snelheid C naar het westen beweegt). Als de wind met de hoogte meer oostelijk wordt (figuur 04 links), zal de bui naar voren overhellen. De entrainment zal aan de voorzijde van de bui het grootst zijn, de dalende bewegingen (downdrafts) eveneens, dalende bewegingen zullen naar beneden toe vocht verdampen, relatief koud en droog in de grenslaag aankomen, de bui wordt van zijn vochttoevoer afgesneden en de bui zal snel voorbij zijn. Typische tijden: half uur vorming, half uur in volle omvang (regen) en half uur oplossen. Als de wind met de hoogte meer westelijk wordt (figuur. 04 rechts), zal de bui naar achteren overhellen. Dalende bewegingen interfereren niet met de vochttoevoer en de bui kan theoretisch gesproken “eeuwig” blijven leven. Door allerlei storingen, entrainment e.d. is dit in de praktijk niet het geval.

HET VOORKOMEN VAN CUMULIFORME BEWOLKING

Wolken in de tropen komen in allerlei afmetingen voor, van de kleine geïsoleerde cumuli tot grote Cloud Clusters. Deze laatste worden ook wel Mesoscale Convective Complexes (MCC) genoemd. Hoewel ze kleiner zijn is het aantal geïsoleerde Cu en Cb’s veel groter dan de MCC’s. De MCC’s zijn groter en vallen op satellietfoto’s op door hun uitgestrekte cirrusvelden met afmetingen van enkele honderden kilometers. Cloud Clusters hebben een levensduur van enkele uren tot soms enkele dagen (figuur 05), maar kunnen deel uitmaken van weersystemen met een nog langere levensduur (bv. African Easterly Waves).

Figuur 05.

Figuur 05:
Histogram van de levensduur van wolkenclusters van verschillende grootte (1° ≈  111 km). Uit: Carlson and Lee,1978.

In een MCC kunnen Squall Lines voorkomen, in deze buien lijnen bevinden zich vaak een aantal (gemiddeld ca. 8) cumulonimbi, ieder met een oppervlakte van ca. 25 km2. Het zijn deze cumulonimbi, waarvan er in totaal tegelijkertijd in de tropen ca. 1600-2400 aanwezig zijn, (in totaal maar 0,1% van het tropisch oppervlak bedekkend). Zij verzorgen het opwaartse energietransport tussen de grenslaag en het bovenste gedeelte van de troposfeer. De levensduur van individuele cumuli en cumulonimbi is weer veel korter dan van een Squall Line: afhankelijk van de afmetingen een half uur tot enkele uren. Soms zijn de cumulonimbi in een Squall Line georganiseerd en verplaatsen deze zich met veel grotere snelheid dan hun omgevingswindsnelheid, waarbij er zich een soort koufront vormt.

Ook op de gematigde breedten komen deze Squall Lines ‘s zomers wel eens voor. In de tropen zien we deze Squall Lines voornamelijk in de Sahel zone van West Afrika. Ze hangen daar samen met de African Easterly Waves. Ze ontstaan aan de oostzijde van deze golven, lopen daar door hun grote snelheid (soms wel 15‑18 ms-1) door het synoptische systeem (snelheid ≈ 7 ms-1) heen, en doven uit tegen de “rug” van de volgende benedenstroomse African Easterly Wave. Door de grote intensiteit die de Squall Lines kunnen hebben (hevige regenbuien, onweer, afkoeling van enkele graden), gaat de African Easterly Wave soms “verscholen” achter één of enkele Squall Lines. De levensduur van de Squall Line is echter slechts enkele uren tot hooguit een dag. Squall Lines komen vaak in series voor: tegelijkertijd kan er één uitdoven, iets oostelijker één aan het woeden zijn, terwijl nog iets oostelijker de volgende alweer aan het ontstaan is.

DE ROL VAN CUMULUS CONVECTIE IN DE GLOBALE CIRCULATIE

Om de rol van cumulus convectie te begrijpen bekijken we eerst het verloop van de totale statische energie met de hoogte in de tropische atmosfeer. Voor de totale statische energie (Q) geldt:

Figuur 05.

Figuur 06:
Verticaal profiel van de totale energie in de tropenen mechanismen voor verticaal energietransport (Uit: Riehl, 1979).

en bestaat dus uit resp. potentiële energie, voelbare warmte en latente warmte (niet uit kinetische energie). Het verloop van Q met de hoogte (z) is geschetst in figuur 05. Q neemt tot midden in de troposfeer af, om daarboven weer toe te nemen. We zien dit verschijnsel overal in de tropen maar niet op de gematigde breedten. Als er energie vanaf het aardoppervlak naar boven getransporteerd wordt (bijvoorbeeld in cumuli) zal tengevolge van entrainment de gemiddelde energie in de wolk met de hoogte afnemen. Cumuli slagen er dus niet in om energie vanuit de grenslaag tot bovenin de troposfeer te brengen; er is alleen sprake van menging en dus een transport naar het minimum in Q op ongeveer 500 hPa. Slechts als er in korte tijd zeer veel energie vanuit de grenslaag naar het bovenste gedeelte van de troposfeer getransporteerd wordt (in de kernen van Cb’s), zonder dat er veel entrainment is, lukt het om energie “voorbij” het minimum aan energie te transporteren. Het minimum blijft in stand, omdat langzaam dalende bewegingen tussen de synoptische systemen in 10‑20 dagen de lucht vanuit het bovenste gedeelte de troposfeer naar 500 hPa brengen, ondertussen 1 á 2°C per dag afkoelend vanwege het netto stralingsverlies.

Juist in een Cloud Cluster kunnen een groot aantal Cb’s tot ontwikkeling komen door de aanwezigheid van zowel Cb als Cu bewolking. Het blijkt namelijk dat in Cloud Clusters tot een hoogte van 400 hPa convergentie plaatsvindt waarboven sterke divergentie aanwezig is (figuur 07). Dit in tegenstelling tot geïsoleerde Cb’s waarbij de convergentie voornamelijk in de laag onder de 900 hPa aanwezig is. Naast stijgende zijn er rondom de Cb’s in een Cloud Cluster ook dalende bewegingen (figuur 08) met name aan de randen van de cluster.

Figuur 07.

Figuur 07:
Verticale profielen van de divergentie in onbewolkte gebieden en in cloud clusters (Uit: Carlson and Lee, 1978).

Het vrijkomen van latente warmte in de stijgende lucht in de Cb kernen en het verschil in nettostraling door het al dan niet aanwezig zijn van bewolking resulteert in een opwarming van de cluster en daardoor een daling van de luchtdruk op zeeniveau. Dit effect wordt versterkt doordat de divergentie bovenin sterker is dan de convergentie onderin de cluster. Door de drukdalingen wordt de convergentie onderin in stand gehouden. Het is aangetoond dat geïsoleerde Cb’s te klein zijn om dit effect te veroorzaken.

De Cu bewolking levert de warmte om de cluster te veroorzaken en de cluster levert de grootschalige convergentie en het vocht om zichzelf in stand te houden. Bij deze samenwerking zorgen de dalende bewegingen rondom de Cb’s voor opwarming van de middelste lagen van de troposfeer. De bijbehorende uitdroging wordt teniet gedaan door de aanvoer van vocht via de Cu bewolking. Hierdoor wordt een omgeving in stand gehouden waarin Cb’s makkelijk tot ontwikkeling kunnen komen (geen entrainment van droge lucht).

Het belang van de hierboven geschetste theorie van de “hot towers” voor de algemene circulatie is gelegen in het feit dat het verticale energietransport (de opgaande tak van de Hadley cel) voor een groot deel wordt verzorgd door Cb’s met een “schoorsteenwerking” (undilute ascent). De talloze Cb’s die ieder moment in de tropen actief zijn vormen een essentieel onderdeel van de Hadley cel circulatie, er daarmee van de globale circulatie.