Waarom WAA (warm air advection)een blokkade versterkt. Of, waarom WAA een aanzet is tot anticyclogenese met vorming van een blokkerend hoog. Tussen de sneeuw door en omdat ik nog antwoord verschuldigd was.
Deze discussie wordt geregeld herstart waarbij vaak het tegengestelde van wat in deze titel is vermeld wordt beweerd. Dat is niet altijd zo en dit antwoord was ik nog verschuldigd aan Tom van Gent.
De drijfveer achter een blokkade is namelijk grootschalige warmteadvectie. Warmte die door golfvorming in de jet (Rossby wave) vanwege subtropische gebieden richting gematigde en arctische gebieden wordt getransporteerd waar de lucht gewoonlijk kouder.
Koudere lucht is dunner met lagere tropopauze tot gevolg.
Een dunnere luchtlaag (lage diktwaarden) houdt in dat de luchtdruk sneller af met de hoogte afneemt dan in dikkere warme lucht. Wanneer gebieden op hogere breedten worden overspoeld met warme lucht uit lagere breedten dan zal de lucht daar uitzetten en dikker worden. Hierdoor zal de luchtdruk minder snel afnemen met de hoogte (hydrostatische vergelijking) en we krijgen een hogere tropopauze. Er vormt zich een hoog in de "upper air". Ondestaande figuren duiden het effect van warmteadvectie richting koudere gebieden. Figuur 1 geeft een basistoestand weer met verandering van de toestand in figuur 2 door plaatselijke warmteadvectie. Aan de gronddruk verandert WAA in eerste instantie niets omdat de massa van de lucht niet verandert. Er is slechts een toename in volume waardoor het luchtdrukverval met de hoogte kleiner wordt.
Figuur 1:
Figuur 2:
Op de grens tussen de warme uitgezette lucht en de koudere dunnere lucht in de omgeving onstaat nu door de horizontale kolomgemiddelde temperatuurgradiënt een toenemende luchtdrukgradiënt met de hoogte.
Om het geostrofisch evenwicht te bereiken:
Hoe groter de luchtdrukgradiënt hoe groter de gradiëntkracht en hoe groter de corioliskracht moet zijn om de lucht evenwijding met de isobaren te laten bewegen. Met andere woorden, om het evenwicht te bereiken zal bij toename van de luchtdrukgradiënt met de hoogte de wind met de hoogte moeten toenemen en zal in de hogere troposfeer een straalstroom om het gebied met warme lucht heen worden geleid (of er onstaat in latere fase een noordelijke tak). Dit geldt voor rechtlijnige isobaren (geostrofische wind) Om het evenwicht rond kromlijnige isobaren te bekomen moeten we er nog een 3e kracht kijken, de centrifugale kracht, bij betrekken. Hier komen we later nog op terug.
Ik schreef hierover reeds een meer gedetailleerde bijdrage te lezen via onderstaande link :
de windtheorie
Er onstaat nu een (anticyclonaal gekromde) rug met daarom heen een jet. In de hogere troposfeer vormt zich een hoog. Links en rechts van de rug vormen zich (cyclonaalgekromde) hoogtetroggen.
Dergelijke meanderingen in de straalstroom zorgen er nu voor dat de jet niet aan constante snelheid rond de ruggen en troggen beweegt. In het anticyclonale gedeelte van de golf waait een supergeostrofische wind (sterker dan de geostrofische wind) en in het cyclonaal gedeelte de subgeostrofische wind (minder sterk dan de geostrofische wind). Het is immers zo dat om een luchtdeelte evenwijding met anticyclonaal gekromde isobaren te laten bewegen de centrifugale krachte+ de gradiëntkracht en de corioliskracht elkaar moeten opheffen. Aangezien de corioliskracht evenredig is met de snelheid van het luchtdeeltje zal de lucht omheen anticyclonaalgekromde isobaren sneller moeten bewegen om dit evenwicht te bereiken. Bij cyclonaal gekromde isobaren is dit andersom. Daar staat de centrifugale kracht+de corioliskracht tegenover de gradiëntkracht.
Met andere woorden krijgen we in de hogere troposfeer in de buurt van de rugas de sterkste winden en neemt de wind stroomafwaarts de rug richting wigas af. Door de afname van de stroming vindt stroomafwaarts de rug convergentie plaatst. Convergentie in de hoogte zorgt voor divergentie aan de grond (versterkt door wrijving, friction, in de grenslaag) en de vorming van een grondhoog iets ten oosten van de hoogterug. Stoomafwaarts de hoogtetrog vinden we wegens divergentie het grondlaag met convergentie (versterkt door de wrijving) terug.
Ook in termen van vorticiteit kan de vorming van het grondhoog verbonden met de hoogterug en grondlaag verbonden met de hoogtetrog worden verklaard. Negatieve relatieve vorticiteit (absoluut vorticiteitsminimum) ter hoogte van de rugas (krommingsvorticiteit) en positieve relatieve vorticiteit (absoluut vorticiteitsmaximum) ter hoogte van de wigas. Stroomafwaarts de rug is er toename van de vorticiteit met een gebied van negatieve vorticiteitsadvectie (NVA) met convergentie omdat de hoeveelheid "spin" toeneemt. Stroomafwaarts de trog vinden we een gebied van positieve vorticiteitsadvectie (PVA) en dus divergentie.
Minder belangrijk in een golf maar toch ook noemenswaardig is de negatieve scheringsvorticiteit niet aan de rechterkant van de jet (kant van het "hoogte"hoog) met anticyclonale bewegingen. Aan de linkerkant bevindt zich daan weer een vorticiteitsmaximum wegens positieve (cyclonale scheringsvorticiteit) aldus aan de kant van de hoogtetrog.
Des te sterker de warmteadvectie in eerste instantie, des te sterker het "upper air" hoog, des te sterker de (meanderende) straalstroom er omheen en des te sterker de convergentie/divergentie of PVA/NVA in de hogere troposfeer en aldus de grondhogen en grondlagen. Des te sterker de warmte-advectie, des te stabieler te blokkade.
Deze grondhogen en grondlagen zullen nu beïnvloed worden door WA en CA vnl in de lagere troposfeer. WA en CA zullen nu een indicatie zijn voor in welke richting deze systemen zich zullen uitbreiden of verplaatsen. WA en dan voornamelijk in combinatie met PVA of divergentie in de hogere troposfeer zorgt dan voor drukdalingen aan de grond en CA en dan vooral in combinatie met NVA en convergentie in de hogere troposfeer bevorderen dan weer de drukstijgingen aan de grond. Indien de drukgebieden zich verplaatsen door CA of WA dan zal ook de hoogtestroming veranderen en met wijzigingen in de amplitude van de golf of de golf gaat overhellen. Dit proces kan de blokkade nog versterken en werd op Weerwoord al met voorbeeld behandeld door een weerwoorder via deze link
Hieronder vind je nog schematisch samenvatting van wat hierboven is geschreven. We hadden het dan nog niet over over het effect van CAA richting lagere breedten ter bevordering van de hoogtetrog.
Deze discussie wordt geregeld herstart waarbij vaak het tegengestelde van wat in deze titel is vermeld wordt beweerd. Dat is niet altijd zo en dit antwoord was ik nog verschuldigd aan Tom van Gent.
De drijfveer achter een blokkade is namelijk grootschalige warmteadvectie. Warmte die door golfvorming in de jet (Rossby wave) vanwege subtropische gebieden richting gematigde en arctische gebieden wordt getransporteerd waar de lucht gewoonlijk kouder.
Koudere lucht is dunner met lagere tropopauze tot gevolg.
Een dunnere luchtlaag (lage diktwaarden) houdt in dat de luchtdruk sneller af met de hoogte afneemt dan in dikkere warme lucht. Wanneer gebieden op hogere breedten worden overspoeld met warme lucht uit lagere breedten dan zal de lucht daar uitzetten en dikker worden. Hierdoor zal de luchtdruk minder snel afnemen met de hoogte (hydrostatische vergelijking) en we krijgen een hogere tropopauze. Er vormt zich een hoog in de "upper air". Ondestaande figuren duiden het effect van warmteadvectie richting koudere gebieden. Figuur 1 geeft een basistoestand weer met verandering van de toestand in figuur 2 door plaatselijke warmteadvectie. Aan de gronddruk verandert WAA in eerste instantie niets omdat de massa van de lucht niet verandert. Er is slechts een toename in volume waardoor het luchtdrukverval met de hoogte kleiner wordt.
Figuur 1:
Figuur 2:
Op de grens tussen de warme uitgezette lucht en de koudere dunnere lucht in de omgeving onstaat nu door de horizontale kolomgemiddelde temperatuurgradiënt een toenemende luchtdrukgradiënt met de hoogte.
Om het geostrofisch evenwicht te bereiken:
Hoe groter de luchtdrukgradiënt hoe groter de gradiëntkracht en hoe groter de corioliskracht moet zijn om de lucht evenwijding met de isobaren te laten bewegen. Met andere woorden, om het evenwicht te bereiken zal bij toename van de luchtdrukgradiënt met de hoogte de wind met de hoogte moeten toenemen en zal in de hogere troposfeer een straalstroom om het gebied met warme lucht heen worden geleid (of er onstaat in latere fase een noordelijke tak). Dit geldt voor rechtlijnige isobaren (geostrofische wind) Om het evenwicht rond kromlijnige isobaren te bekomen moeten we er nog een 3e kracht kijken, de centrifugale kracht, bij betrekken. Hier komen we later nog op terug.
Ik schreef hierover reeds een meer gedetailleerde bijdrage te lezen via onderstaande link :
de windtheorie
Er onstaat nu een (anticyclonaal gekromde) rug met daarom heen een jet. In de hogere troposfeer vormt zich een hoog. Links en rechts van de rug vormen zich (cyclonaalgekromde) hoogtetroggen.
Dergelijke meanderingen in de straalstroom zorgen er nu voor dat de jet niet aan constante snelheid rond de ruggen en troggen beweegt. In het anticyclonale gedeelte van de golf waait een supergeostrofische wind (sterker dan de geostrofische wind) en in het cyclonaal gedeelte de subgeostrofische wind (minder sterk dan de geostrofische wind). Het is immers zo dat om een luchtdeelte evenwijding met anticyclonaal gekromde isobaren te laten bewegen de centrifugale krachte+ de gradiëntkracht en de corioliskracht elkaar moeten opheffen. Aangezien de corioliskracht evenredig is met de snelheid van het luchtdeeltje zal de lucht omheen anticyclonaalgekromde isobaren sneller moeten bewegen om dit evenwicht te bereiken. Bij cyclonaal gekromde isobaren is dit andersom. Daar staat de centrifugale kracht+de corioliskracht tegenover de gradiëntkracht.
Met andere woorden krijgen we in de hogere troposfeer in de buurt van de rugas de sterkste winden en neemt de wind stroomafwaarts de rug richting wigas af. Door de afname van de stroming vindt stroomafwaarts de rug convergentie plaatst. Convergentie in de hoogte zorgt voor divergentie aan de grond (versterkt door wrijving, friction, in de grenslaag) en de vorming van een grondhoog iets ten oosten van de hoogterug. Stoomafwaarts de hoogtetrog vinden we wegens divergentie het grondlaag met convergentie (versterkt door de wrijving) terug.
Ook in termen van vorticiteit kan de vorming van het grondhoog verbonden met de hoogterug en grondlaag verbonden met de hoogtetrog worden verklaard. Negatieve relatieve vorticiteit (absoluut vorticiteitsminimum) ter hoogte van de rugas (krommingsvorticiteit) en positieve relatieve vorticiteit (absoluut vorticiteitsmaximum) ter hoogte van de wigas. Stroomafwaarts de rug is er toename van de vorticiteit met een gebied van negatieve vorticiteitsadvectie (NVA) met convergentie omdat de hoeveelheid "spin" toeneemt. Stroomafwaarts de trog vinden we een gebied van positieve vorticiteitsadvectie (PVA) en dus divergentie.
Minder belangrijk in een golf maar toch ook noemenswaardig is de negatieve scheringsvorticiteit niet aan de rechterkant van de jet (kant van het "hoogte"hoog) met anticyclonale bewegingen. Aan de linkerkant bevindt zich daan weer een vorticiteitsmaximum wegens positieve (cyclonale scheringsvorticiteit) aldus aan de kant van de hoogtetrog.
Des te sterker de warmteadvectie in eerste instantie, des te sterker het "upper air" hoog, des te sterker de (meanderende) straalstroom er omheen en des te sterker de convergentie/divergentie of PVA/NVA in de hogere troposfeer en aldus de grondhogen en grondlagen. Des te sterker de warmte-advectie, des te stabieler te blokkade.
Deze grondhogen en grondlagen zullen nu beïnvloed worden door WA en CA vnl in de lagere troposfeer. WA en CA zullen nu een indicatie zijn voor in welke richting deze systemen zich zullen uitbreiden of verplaatsen. WA en dan voornamelijk in combinatie met PVA of divergentie in de hogere troposfeer zorgt dan voor drukdalingen aan de grond en CA en dan vooral in combinatie met NVA en convergentie in de hogere troposfeer bevorderen dan weer de drukstijgingen aan de grond. Indien de drukgebieden zich verplaatsen door CA of WA dan zal ook de hoogtestroming veranderen en met wijzigingen in de amplitude van de golf of de golf gaat overhellen. Dit proces kan de blokkade nog versterken en werd op Weerwoord al met voorbeeld behandeld door een weerwoorder via deze link
Hieronder vind je nog schematisch samenvatting van wat hierboven is geschreven. We hadden het dan nog niet over over het effect van CAA richting lagere breedten ter bevordering van de hoogtetrog.
Bericht laatst bijgewerkt: 03-03-2006 20:33
