PRAKTISCHE ASPECTEN VAN DE SYNOPTISCHE WEERANALYSE

Transcriptie

1 Praktische aspecten van de synoptische weeranalyse PRAKTISCHE ASPECTEN VAN DE SYNOPTISCHE WEERANALYSE 2.1 Inleiding Het tekenen van (iso)lijnen op een synoptische weerkaart is meer een `synthese' van de weersituatie op basis van de atmosferische dynamica en thermodynamica dan een `analyse'. Het beste woord zou waarschijnlijk `diagnose' zijn. De (thermo)dynamische gedrag van de atmosfeer moet altijd de leiddraad zijn voor de synoptische meteoroloog bij het analyseren van oppervlakte- en bovenluchtkaarten. In de normale operationele praktijk is er weinig tijd beschikbaar voor deze complexe taak. Vaak is er minder dan één uur beschikbaar om de vele duizenden meteorologische symbolen en numerieke waarden te verwerken die rond de honderden stations zijn geplot op een oppervlaktekaart. Bij bovenluchtkaarten is de hoeveelheid informatie kleiner maar hierbij hebben we te maken met meerdere niveau's. Uit het voorgaande blijkt wel dat de drie-dimensionale analyse van de atmosfeer een moeilijke taak is, zelfs als er voldoende tijd beschikbaar zou zijn (zoals bijvoorbeeld bij wetenschappelijk onderzoek). Daarom moet het op een gestructureerde wijze aangepakt worden om in korte tijd een aanvaardbaar resultaat te geven. Het is dan van belang dat de voorbereidende stappen zoals data-verwerking en plotten op een rationele en efficiënte manier geschieden, en dat alle meteorologen goed getraind zijn en ervaring hebben om hun theoretische kennis én hun kennis van lokale effecten te gebruiken voor het maken van de analyse. (d) 2.2 Continuïteit Omdat de grootschalige kenmerken van de atmosfeer geleidelijk en doorlopend veranderen, is het essentieel dat deze ontwikkeling zijn weerslag vindt in de consistentie van de opeenvolgende synoptische kaarten. Daartoe moet met de volgende aspecten rekening worden gehouden: (a) Kenmerkende systemen die op de oppervlaktekaart worden getekend moeten ruimtelijk consistent zijn met systemen op bovenluchtkaarten (geometrische consistentie). (b) De evolutie in tijd van kenmerkende systemen op een bepaald niveau in de atmosfeer, zoals de verplaatsing en deformatie van bepaalde patronen op een synoptische kaart, moeten kinematisch mogelijk en waarschijnlijk zijn (kinematische consistentie). Hiertoe moet men systematisch en conscientieus de huidige en voorbije weersituaties met elkaar vergelijken. (c) De toestand en de structuur van de atmosfeer die door de kenmerkende systemen wordt aangegeven moeten in overeenstemming zijn met de krachten die op de atmosfeer werken (dynamische consistentie). Alle kenmerken en systemen die door de analyse worden aangegeven moeten consistent zijn met de processen die in de atmosfeer voorkomen, zoals turbulente uitwisseling van warmte, straling, verdamping, condensatie en neerslag (thermodynamische consistentie). Alle vier aspecten van de consistentie vormen bij elkaar de `fysische consistentie' van synoptische kaarten en de volgorde daarvan. 2.3 Analyse van de oppervlaktekaart

2 Om een analyse van de oppervlaktekaart te maken bevelen T. Bergeron (1924) en G. Swoboda (1957) de volgende procedure met stappen aan. Deze procedure is voornamelijk van toepassing voor de analyse van synoptische kaarten van de gematigde- en hoge (geografische) breedten. Voor de tropen is een afwijkende procedure nodig die hier niet behandeld wordt. Voorbereiding Vooraleerst dienen de meest recente kaarten (oppervlakte en bovenlucht) bekeken te worden zodat men zich een beeld kan vormen van de heersende luchtmassa's, fronten en weersystemen én hun verplaatsingen. Zonder de kennis van de recente evolutie van het weer, zoals die wordt gegeven door de recente kaarten, is het veel lastiger om tot een goede analyse van het actuele weer te komen. Afhankelijk van het soort kaart en de frequentie waarmee deze geanalyseerd worden, moet men de kaarten bestuderen over de periode tot 3, 6 of 12 uur terug, of 1, 2 of zelfs 3 dagen terug. pas dan kan men een idee krijgen van de ontwikkelingen van de individuele weersystemen. 2.2 Stap 1. Stap 2. Stap 3. Stap 4. Stap 5. Stap 6. Stap 7. Stap 8. Zoek naar de verdeling van neerslag, algehele bewolking (bedekkingsgraad) en de soorten lage bewolking. Identificeer de luchtmassa's. Geef de gebieden aan met altostratus, nimbostratus en neerslag. Geef de gebieden aan waar de luchtdruk stijgt of daalt door het tekenen van isallobaren. Schets de isobaren. Schets de fronten. Teken de fronten definitief in, en pas de isobaren daaraan aan. Laatste aanpassingen, tekening van isobaren en fronten net afwerken. De gedetailleerde procedure voor elke stap wordt nu behandeld. Stap 1. Door deze eerste stap probeer je koude luchtmassa's (kouder dan het aardoppervlak) en warme luchtmassa's (warmer dan het aardoppervlak) te identificeren. Dit kan je doen door de volgende meteorologische gegevens na te gaan: (a) de recente geschiedenis van de luchtmassa (brongebied, trekrichting in kaartgebied); (b) het temperatuurverschil tussen lucht en aardoppervlak; (c) de vertikale temperatuurgradiënt in de luchtlagen nabij het aardoppervlak; (d) de soort neerslag (motregen in warme luchtmassa's, buien in koude luchtmassa's); (e) het horizontale zicht (slecht in warme luchtmassa's, goed in koude luchtmassa's). Als je deze gegevens op de kaart aangeeft kan je een eerste, grove, ligging van warme- en koude luchtmassa's op de kaart verkrijgen. Een meer gedetailleerde analyse van de ligging van deze luchtmassa's wordt gemaakt in: Stap 2. De specifieke identificatie en klassificatie van luchtmassa's is te vinden in Sectie II, hoofdstuk 4 van WMO: Compendium of Meteorology vol. 1 part 3 `Synoptic Meteorology'. Je moet een duidelijke keuze maken tussen arctische (A), polaire (P), gematigde (M) en tropische (T) luchtmassa's. Als je dit aan de hand van alleen oppervlakte waarnemingen is het nogal lastig,

3 Praktische aspecten van de synoptische weeranalyse 2.3 daarom moet je zoveel mogelijk ook radiosonde data gebruiken en de temperatuur en luchtvochtigheid van de hele troposfeer bekijken. Dit houdt in dat geen enkel niveau in de atmosfeer geanalyseerd kan worden zonder naar andere niveau's te kijken. Het is van belang de klimatologisch gemiddelde ligging van luchtmassa's te kennen voor dezelfde tijd van het jaar zodat je een idee hebt van de afwijkingen die zich op dit moment voordoen. Je moet ook rekening houden met de waarschijnlijkheid van de verplaatsing van luchtmassa's sinds de laatste analyse (kinematische consistentie). Een onderlinge vergelijking van de karakteristieke eigenschappen van de luchtmassa (zoals de vertikale temperatuurgradiënt, hoogte en temperatuur van de tropopause) tussen de diverse radiosonde waarnemingen is van groot belang. De positie van frontvlakken kan dan vastgesteld worden, zodat het duidelijk wordt of de onderste en bovenste lagen van de troposfeer boven een gegeven station wel dezelfde luchtmassa bevatten. Met stappen 1 en 2 kan je dus een duidelijke identificatie en ligging van luchtmassa's in het kaartgebied krijgen. Omdat tropische luchtmassa's zelden op de gematigde breedten worden aangetroffen is de keuze meestal beperkt tot de relatief warme (w) luchtmassa's van de gematigde breedten en de relatief koude (k) polaire (of arctische) luchtmassa's. Stap 3. Bij deze stap houd je je voornamelijk bezig met de overgangsgebieden tussen de verschillende luchtmassa's. Het eerste waar je naar moet zoeken zijn stations met een ononderbroken altostratus (As) of nimbostratus (Ns) wolkendek. Voor zover mogelijk moet de rand van het As-gebied aangegeven worden. Van evengroot belang is het aangeven van gebieden met continue neerslag vanuit Ns wolken. Dit soort neerslag is van een essentieël ander karakter dan de motregen en buien genoemd in Stap 1. Het is belangrijk het gebied met continue neerslag uit Ns bewolking te hebben. Bij de koufront-gedeelten van het polaire front kan dit gebied heel smal zijn, zodat slechts enkele stations deze waarneming te zien geven. In dit geval helpt het gebied met de As-bewolking je om het front te lokaliseren. Neerslaggebieden waarbij de regen ontstaat door het omhoog glijden van lucht tegen het polaire front zijn normaal gesproken niet breder dan 300 km (ongeveer 3 breedtegraden). Bredere neerslaggebieden zijn vaak het resultaat van het samensmelten van neerslaggebieden van nabijgelegen fronten of van fronten met een uitzonderlijk scheve helling. Gebieden met sneeuw kunnen wat breder zijn (zeg, 400 km) dan regengebieden omdat de verdamping van sneeuw bij de lage temperaturen langzamer gaat dan de verdamping van regen. Ook uit stratus (St) en As wolken kan sneeuw(achtige) neerslag vallen. Stap 4. Hierbij moet je de gebieden met drukstijgingen en -dalingen intekenen. Dit doe je door het tekenen van isallobaren: lijnen van gelijke luchtdrukverandering over de laatste 3 uren. Drukveranderingen veroorzaakt door bewegende systemen komen meestal in de buurt van het polaire front voor. Dit leidt tot coherente gebieden met stijgingen (S) of dalingen (D). In het algemeen daalt de luchtdruk vóór het frontvlak, en daalt langzamer of stijgt na achter het

4 frontvlak. Grote luchtdrukveranderingen kunnen ook veroorzaakt worden door de wisselwerking van de topografie met de algemene circulatie of andere atmosferische processen, let hier goed op. In dit geval zorgt de verandering van de massa-verdeling in een vertikale kolom lucht boven het betreffende station voor de luchtdruktendens. Stap 5. Nu pas kunnen de isobaren (lijnen van gelijke luchtdruk) op de kaart worden ingetekend. De volgende twee punten zijn hierbij van belang. (a) Druk is een continue functie van de horizontale coördinaten. Het luchtdrukveld op zeeniveau is het minst verstoord in homogene luchtmassa's. Daardoor kan je het beste beginnen met het intekenen van isobaren in de luchtmassa's die met stappen 1. en 2. zijn geïdentificeerd. De isobaren vertonen bij fronten vaak een richtingsverandering (een knik). Hoe scherp deze knik is hangt af van de schaal van de kaart. Sterke richtingsveranderingen kunnen ook worden aangetroffen in bergachtige gebieden en in de buurt van kusten. Het interval tussen de isobaren hangt af van de schaal van de kaart, typische waarden zijn 2, 4 en 5 mbar. De 1000 mb isobaar hoort altijd getekend te worden. (b) Het windveld moet in overeenstemming zijn met het isobarenpatroon. Als we het effect van de wrijving even verwaarlozen, mag je aannemen dat de wind in geostrofisch- of gradiëntevenwicht is en evenwijdig aan de isobaren waait. Op het noordelijk halfrond ligt de lage druk altijd aan de linkerkant (met de wind in de rug) en de hoge druk aan de rechterkant van de windrichting. Op het zuidelijk halfrond geldt dit precies andersom. Als je isobaren tekent met behulp van de windgegevens, bedenk dan dat bij ruwe oppervlakken (bossen, stedelijke gebieden, heuvels e.d.) de wind sterk kan afwijken van het geotrofische- of gradiëntevenwicht. Een vuistregel voor de grootte van de windsnelheid nabij het aardoppervlak (V s ) als fractie van de geostrofische wind (V g ) is V s : V g = 2 : 3 (voor sterke wind boven zee). Boven een relatief vlak landoppervlak vind je een verhouding van 1 : 2 (gemiddeld). Verhoudingen van 1 : 3 en 1 : 4 zijn niet ongebruikelijk bij sterke wind boven ruw terrein. Van even groot belang is de afwijking van de gemeten windrichting van de richting van de geostrofische wind (zie Tabel 2.1). Uit deze tabel blijkt dat de wind een hoek maakt met de isobaren en gericht is van hoge naar lage druk. Boven zee ligt deze hoek tussen 10 en 20, afhankelijk van de W boven zee boven land zwak sterk vlak ruw S)))))))))))))))))))))))))))))))))))))))))))) ))))) ( ) windsnelheid. Boven Tabel 2.1 Afwijkingen van de wind nabij het aardoppervlak (V s ) ten land ligt deze hoek opzichte van de geostrofische wind (V g ). tussen 25 en 45, afhankelijk van windsnelheid en de ruwheid van het terrein. 2.4

5 Praktische aspecten van de synoptische weeranalyse 2.5 In bergachtige gebieden en kustgebieden kunnen de luchtdruk- en windvelden heel sterk verstoord zijn. De grootschalige luchtstroming over bergketens zoals de Alpen, de Rocky Mountains en de Oeral vertonen veelal een rug van hoge luchtdruk aan de loefzijde en een trog van lage luchtdruk aan de lijzijde van het gebergte. De stroming over kleinere topografische barrières zoals kleinere bergen of eilanden in een oceaan vertoont vaak golfachtige verstoringen in het drukveld. Extreme afwijkingen van het grootschalige drukveld zijn te vinden bij thermisch gegenereerde winden zoals de berg/dalwind de land/zeewind. Stap 6. De juiste positie van het polaire front is vaak te vinden door de verandering in windrichting langs de lijn met de laagste luchtdruk (de troglijn). De wind ruimt (verandert met de wijzers van de klok mee) gaande van vóór naar achter het front. Vaak is er ook een verandering in windsnelheid waarneembaar. In Figuur 2.1 zijn de negen mogelijke situaties getekend. Figuur 2.1 Rechts: 9 mogelijke drukvelden nabij een NH front. Links: 9 mogelijke windvelden nabij een NH front. Bij deze figuur geldt nog: p = luchtdruk in de koude lucht; p' = luchtdruk in de warme lucht; s F = richting langs het front (positief naar links); n F = richting loodrecht op het front (positief naar boven). De linkerhelft toont een oost-west geörienteerd front met de koude lucht aan de bovenzijde en de warme lucht aan de onderzijde van elk rechthoekje. De dun getrokken lijnen (isobaren) tonen het drukveld in beide luchtmassa's. De eenvoudigste gevallen bevinden zich in de middelste kolom. Als er geen luchtdrukgradiënt is zijn de isobaren recht en liggen ze evenwijdig aan het front. Daarbij hoort een wind die evenwijdig aan het front waait (zie de rechterhelft van de figuur). De andere zes gevallen zijn wat gecompliceerder omdat er ook nog convergentie of divergen-

6 tie van de oppervlakte winden optreedt. De knik in het front is zodanig dat deze knik naar de hoge luchtdruk wijst en nooit naar de lage luchtdruk! Deze regel geldt overigens voor beide halfronden. Uit het windveld (rechterhelft van de figuur) volgt dat het front stationair is in het geval gegeven door de middelste kolom, terwijl in de andere 6 gevallen het front zich verplaatst. De verplaatsingssnelheid V n van het front loodrecht op het front is positief (V n > 0) als de koude lucht verder opdringt, we spreken dan van een koufront. Als de warme lucht verder opdringt dan is V n < 0 en spreken we van een warmtefront. Stap 7. Nadat de positie van het frontensysteem is gevonden, zorgt de richting van de isobaren die het front snijden ervoor dat de verschillende onderdelen van het frontale systeem onderscheiden kunnen worden: koufront, warmte front en het occlusiefront. Om na te gaan of er sprake is van een koufront, warmtefront of occlusiefront moet je de bovenluchtkaarten nader analyseren, of een vertikale doorsnede maken. Alleen met een volledig 3-dimensionaal beeld van de frontenstructuur kan je een juiste specificatie van het karakter van het frontensysteem maken. Stap 8. Deze stap omvat eigenlijk alleen die werkzaamheden die ervoor zorgen dat de analyse er netjes uit ziet, en omvatten het maken van kleine aanpassingen van de analyse van de voorafgaande stappen. Gebieden met weinig waarnemingen kunnen ingevuld worden door extrapolatie, en kleine onregelmatigheden ten gevolge van kleine-schaal effecten kunnen worden gladgestreken, zodat er een glad drukveld ontstaat. Alle aspecten van de continuïteit moeten zorgvuldig worden nagegaan, zodat de consistentie in tijd en ruimte met andere kaarten gewaarborgd is. 2.6