Hoe ontstaan nu eigenlijk orkanen? Meer in het specifiek: wat zorgt er nu in eerste instantie voor dat een tropische golf, een cyclonale verstoring, een stabiel systeem van opname van warmte en vocht kan worden wat vervolgens uitgroeit tot een orkaan? Hoe werkt zo'n beginnend systeem nu eigenlijk? Het ontstaan van een orkaan in een technische notendop (min of meer), snel vertaald uit Introduction to Dynamic Meteorology van James R. Holton:
De meeste theoretische benaderingen veronderstellen in ieder geval een kleinschalige cylindrische en symmetrische verstoring en onderzoeken vervolgens onder welke omstandigheden er amplificatie zou kunnen optreden. Dit soort lineaire stabiliteitstheorie werkt in de praktijk bijvoorbeeld erg goed voor extratropische barokliene verstoringen. In de tropen, daarentegen, is de enige goed gedocumenteerde lineaire onstabiliteit, conditionele onstabiliteit. Deze onstabiliteit heeft zijn maximale groeitempo op de schaal van een cumuluswolk. Daarom kan het dus niet op een synoptische schaal de organisatie van de circulatie verklaren. Waarnemingen tonen, bovendien, steeds meer aan dat de gemiddelde tropische atmosfeer helemaal niet verzadigd is, zelfs niet in de grenslaag. Een luchtpakketje moet dus een aardige geforceerde optilling doormaken om tot het niveau van vrije convectie (LFC) te komen en aldaar dus positief buoyant wordt. Dergelijke geforceerde optilling van luchtpakketjes kan alleen worden veroorzaakt door kleinschalige bewegingen, zoals turbulente pluimen in de grenslaag. De effectiviteit van grenslaagturbulentie in het veroorzaken van geforceerde optilling van luchtpakketjes om tot hun LFC te komen, hangt duidelijk af van de temperatuur en vochtigheid in de grenslaagomgeving. In de tropen is het moeilijk om diepe convectie tot stand te brengen tenzij de grensaag tot verzadiging wordt gebracht en gedestabiliseerd, wat kan gebeuren als er grootschalige (of mesoschale) optilling is in de grenslaag. Convectie is daarom dus vooral geconcentreerd in gebieden met grootschalige convergentie in de onderste luchtlagen. Deze concentratie ontstaat niet omdat de grootschalige convergentie rechtstreeks de convectie ,,forceert'', maar omdat het ervoor zorgt dat aan de preconditionele voorwaarden voor het opstijgen van een luchtpakketje tot het LFC voldaan worden.
De cumulus convectie en grootschalige omgevingsbeweging worden daarom gezien als behulpzaam op elkaar inwerkend. Vanuit dit oogpunt zorgt diabatische verwarming als gevolg van het vrijkomen van latente warmte door cumuluswolken, dus voor een grootschalige (of mesoschale) cyclonale verstoring. Deze verstoring houdt zichzelf vervolgensin stand, doordat een soort pompeffect in de grenslaag zorgt voor de convergentie van vocht in de lagere luchtlagen waardoor de omgeving gunstig wordt gehouden voor de ontwikkeling van cumulusbewolking. Er zijn pogingen ondernomen om deze ideeën te verwerken in een lineaire stabiliteitstheorie (vaak conditionele onstabiliteit van de tweede soort genoemd, of afgekort vanuit het Engels: CISK), die het groeien van een orkaan wijdt aan een georganiseerde interactie tussen de cumulusschaal en de grootschalige vochtconvergentie. Het CISK model is echter niet erg populair geweest, omdat een dergelijke interactie niet het groeitempo verklaard zoals die word waargenomen bij orkanen.
In de laatste paar jaren is er een dramatisch andere zienswijze tot stand gekomen over stabiliteit in de tropische atmosfeer. Deze zienswijze, die de wind-geinduceerde oppervlakte warmteuitwisseling wordt genoemd (afgekort vanuit het Engels WISHE), is gebaseerd op interacties tussen de lucht en de zee. Volgens de theorie ontstaat de potentiële energie voor orkanen vanuit het thermodynamische disequilibrium tussen de atmosfeer en de onderliggende oceaan. De doeltreffendheid van lucht-zeeinteractie in het voorzien van potentiële energie om de dissipatie door wrijving te balanceren, hangt af van het tempo waarin latente warmte wordt afgestaan van de oceaan aan de atmosfeer. Dit is een functie van de windsnelheid vlak boven het zeeoppervlak; sterke winden, die zorgen voor een ruw zeeoppervlak, zorgen ervoor dat het verdampingstempo enorm kan toenemen. De ontwikkeling van een orkaan is dus afhankelijk van de aanwezigheid van een initiële verstoring van bepaalde omvang, bijvoorbeeld een equatoriale golf, om de winden te produceren die leiden tot sterke verdamping. Als de initiële verstoring gunstig genoeg is, kan er een terugkoppeling ontstaan waarin er een toename is van naar binnen spiraliserende grondwinden die op hun beurt weer zorgen voor een toename van vochttransport uit de oceaan. Dit zorgt er vervolgens weer voor dat de grenslaag vochtiger wordt, waardoor de intensiteit van de convectie toeneemt en de secundaire circulatie dus verstevigd.
De zee-lucht interactie theorie is in overeenstemming met waarnemingen dat orkanen alleen kunnen ontstaan in de nabijheid van zeer warme zeewatertemperaturen. Het lijkt zo te zijn dat bij zeewatertemperaturen lager dan 26 graden, de convergerende stroom in de grenslaag geen potentiële temperatuur van significante hoogten kan bereiken om een intense transverse circulatie op gang te houden die nodig is om een orkaan te laten leven. Het lijkt dus zo te zijn dat orkanen niet ontstaan door de lineaire onstabiliteit die gepaard gaat met de latente verwarming van de tropische atmosfeer, maar juist ontstaan uit reeds bestaande grootschalige verstoringen onder nogal speciale omstandigheden die het toelaen dat er een snelle vochtflux op gang komt vanaf het zeeoppervlak. De rol van convectie is dan niet om te voorzien in een interne warmtebron, maar meer om snel een natadiabatisch temperatuurverval in de grenslaag te bewerkstelligen, gelijk aan de potentiële temperatuur in de grenslaag.
Heel kort samengevat, op een a-technische manier, ontstaan orkanen doordat een bestaande verstoring voor een ruw zeeoppervlak zorgt. In een ruwe zee treedt er veel meer verdamping op, waardoor de grenslaag verzadigd raakt en er meer en zwaardere buien kunnen ontstaan. De buien zorgen vervolgens er weer voor dat er een circulatie op gang blijft, waardoor het proces blijft doorgaan en eventueel versnelt wordt.
Gr. Ben
De meeste theoretische benaderingen veronderstellen in ieder geval een kleinschalige cylindrische en symmetrische verstoring en onderzoeken vervolgens onder welke omstandigheden er amplificatie zou kunnen optreden. Dit soort lineaire stabiliteitstheorie werkt in de praktijk bijvoorbeeld erg goed voor extratropische barokliene verstoringen. In de tropen, daarentegen, is de enige goed gedocumenteerde lineaire onstabiliteit, conditionele onstabiliteit. Deze onstabiliteit heeft zijn maximale groeitempo op de schaal van een cumuluswolk. Daarom kan het dus niet op een synoptische schaal de organisatie van de circulatie verklaren. Waarnemingen tonen, bovendien, steeds meer aan dat de gemiddelde tropische atmosfeer helemaal niet verzadigd is, zelfs niet in de grenslaag. Een luchtpakketje moet dus een aardige geforceerde optilling doormaken om tot het niveau van vrije convectie (LFC) te komen en aldaar dus positief buoyant wordt. Dergelijke geforceerde optilling van luchtpakketjes kan alleen worden veroorzaakt door kleinschalige bewegingen, zoals turbulente pluimen in de grenslaag. De effectiviteit van grenslaagturbulentie in het veroorzaken van geforceerde optilling van luchtpakketjes om tot hun LFC te komen, hangt duidelijk af van de temperatuur en vochtigheid in de grenslaagomgeving. In de tropen is het moeilijk om diepe convectie tot stand te brengen tenzij de grensaag tot verzadiging wordt gebracht en gedestabiliseerd, wat kan gebeuren als er grootschalige (of mesoschale) optilling is in de grenslaag. Convectie is daarom dus vooral geconcentreerd in gebieden met grootschalige convergentie in de onderste luchtlagen. Deze concentratie ontstaat niet omdat de grootschalige convergentie rechtstreeks de convectie ,,forceert'', maar omdat het ervoor zorgt dat aan de preconditionele voorwaarden voor het opstijgen van een luchtpakketje tot het LFC voldaan worden.
De cumulus convectie en grootschalige omgevingsbeweging worden daarom gezien als behulpzaam op elkaar inwerkend. Vanuit dit oogpunt zorgt diabatische verwarming als gevolg van het vrijkomen van latente warmte door cumuluswolken, dus voor een grootschalige (of mesoschale) cyclonale verstoring. Deze verstoring houdt zichzelf vervolgensin stand, doordat een soort pompeffect in de grenslaag zorgt voor de convergentie van vocht in de lagere luchtlagen waardoor de omgeving gunstig wordt gehouden voor de ontwikkeling van cumulusbewolking. Er zijn pogingen ondernomen om deze ideeën te verwerken in een lineaire stabiliteitstheorie (vaak conditionele onstabiliteit van de tweede soort genoemd, of afgekort vanuit het Engels: CISK), die het groeien van een orkaan wijdt aan een georganiseerde interactie tussen de cumulusschaal en de grootschalige vochtconvergentie. Het CISK model is echter niet erg populair geweest, omdat een dergelijke interactie niet het groeitempo verklaard zoals die word waargenomen bij orkanen.
In de laatste paar jaren is er een dramatisch andere zienswijze tot stand gekomen over stabiliteit in de tropische atmosfeer. Deze zienswijze, die de wind-geinduceerde oppervlakte warmteuitwisseling wordt genoemd (afgekort vanuit het Engels WISHE), is gebaseerd op interacties tussen de lucht en de zee. Volgens de theorie ontstaat de potentiële energie voor orkanen vanuit het thermodynamische disequilibrium tussen de atmosfeer en de onderliggende oceaan. De doeltreffendheid van lucht-zeeinteractie in het voorzien van potentiële energie om de dissipatie door wrijving te balanceren, hangt af van het tempo waarin latente warmte wordt afgestaan van de oceaan aan de atmosfeer. Dit is een functie van de windsnelheid vlak boven het zeeoppervlak; sterke winden, die zorgen voor een ruw zeeoppervlak, zorgen ervoor dat het verdampingstempo enorm kan toenemen. De ontwikkeling van een orkaan is dus afhankelijk van de aanwezigheid van een initiële verstoring van bepaalde omvang, bijvoorbeeld een equatoriale golf, om de winden te produceren die leiden tot sterke verdamping. Als de initiële verstoring gunstig genoeg is, kan er een terugkoppeling ontstaan waarin er een toename is van naar binnen spiraliserende grondwinden die op hun beurt weer zorgen voor een toename van vochttransport uit de oceaan. Dit zorgt er vervolgens weer voor dat de grenslaag vochtiger wordt, waardoor de intensiteit van de convectie toeneemt en de secundaire circulatie dus verstevigd.
De zee-lucht interactie theorie is in overeenstemming met waarnemingen dat orkanen alleen kunnen ontstaan in de nabijheid van zeer warme zeewatertemperaturen. Het lijkt zo te zijn dat bij zeewatertemperaturen lager dan 26 graden, de convergerende stroom in de grenslaag geen potentiële temperatuur van significante hoogten kan bereiken om een intense transverse circulatie op gang te houden die nodig is om een orkaan te laten leven. Het lijkt dus zo te zijn dat orkanen niet ontstaan door de lineaire onstabiliteit die gepaard gaat met de latente verwarming van de tropische atmosfeer, maar juist ontstaan uit reeds bestaande grootschalige verstoringen onder nogal speciale omstandigheden die het toelaen dat er een snelle vochtflux op gang komt vanaf het zeeoppervlak. De rol van convectie is dan niet om te voorzien in een interne warmtebron, maar meer om snel een natadiabatisch temperatuurverval in de grenslaag te bewerkstelligen, gelijk aan de potentiële temperatuur in de grenslaag.
Heel kort samengevat, op een a-technische manier, ontstaan orkanen doordat een bestaande verstoring voor een ruw zeeoppervlak zorgt. In een ruwe zee treedt er veel meer verdamping op, waardoor de grenslaag verzadigd raakt en er meer en zwaardere buien kunnen ontstaan. De buien zorgen vervolgens er weer voor dat er een circulatie op gang blijft, waardoor het proces blijft doorgaan en eventueel versnelt wordt.
Gr. Ben
Bericht laatst bijgewerkt: 21-09-2006 00:35
