25 juni 1967 door een hedendaagse bril


25 juni 1967 door een hedendaagse bril

Nagenoeg 50 jaar geleden werd West-Europa getroffen door een tornado-uitbraak die nu nog steeds in het geheugen van de bevolking is geëtst. De inwoners van de Franse steden Villiers-Les-Gagnicourt, Palluel en Pommereuil kunnen er alvast van meepraten. Dan hebben we het nog niet gehad over de getroffenen in het Belgische Oostmalle en het Nederlandse Chaam en Tricht, die de dag na hun jammerlijke Franse voorlopers ook door tornadogeweld zijn getroffen geweest.

1 schadefoto

Fig1, schadefoto Tricht (NL) na de tornadopassage

Met de advent van de computertechnologie in de meteorologie waarvan in 1967 nog geen sprake was, is het anno 2016 mogelijk deze event door die hoog-technologische bril van de huidige era te bekijken en te benaderen. Naast die technologische evolutie is daarmee ook de kennis en methodiek in het benaderen van noodweersituaties gegroeid, waardoor we in dit artikel deze event eens bekijken met behulp van hedendaagse weerkaarten en soundings om zo een frisse kijk te verkrijgen op wat er precies is gebeurd... Dit met nadruk op de laatste dag in deze driedaagse, namelijk zondag 25 juni 1967.

We doen dit zowel op mesoschaal als op synoptisch vlak, waarbij we de gebruikte modeldata koppelen aan de observaties om een zo goed mogelijk beeld te krijgen van hoe deze setting zich afspeelde, welke drivers er achter dit systeem zaten en hoe deze zetting zich differentiëert van alle andere zomerse onweersituaties die wij elk warm seizoen over de Benelux heen krijgen.

De NOAA (National Oceanic & Atmospheric Administration) heeft sinds kort een dataset ter beschikking gesteld (200km resolutie), waarmee de atmosferische opmaak in de 20e eeuw gevisualiseerd kan worden. Deze data is mogelijk gemaakt door het departement van Energie, meerbepaald het bureau van innovatieve wetenschap en computatie-impact op theorie en oefening (het DOE INCITE programma), het bureau voor biologisch en omgevingsonderzoek (BER) en natuurlijk de NOAA zelf via de “Climate Program Office”.

Het is dan ook deze dataset die voor het brengen van dit artikel werd gebruikt en als basis dient voor de visualisatie van de weerkaarten. Deze data krijgt dan ook de “20e eeuw heranalyse-dataset” als titel.

 

2 instanties

fig2, Instanties die de modeldata mogelijk hebben gemaakt


Wanneer we denken aan een zomerse onweersetting denken we automatisch aan een “Spaanse Pluim”. Dit is een synoptische setting waarbij er zich een trog met hoge amplitude ten westen van het Europese vasteland bevindt, waarbij de straalstroom aan de oostflank van deze trog in dezelfde hoge amplitude noordwaarts trekt.

Als resultaat krijgen we een advectie van warme temperaturen van over het Iberisch schiereiland richting Frankrijk en de Benelux. Deze warmte-opstoot van Spaanse origine, krijgt de evidente naam “de Spaanse Pluim”. Uitzonderlijk is deze synoptische setup geenszins, aangezien we elk jaar in het onweerseizoen meermaals een synoptische setup hebben dewelke voldoet aan het “Spaanse Pluim”- criterium.

De 3daagse setting in dit artikel, namelijk 23, 24 e 25 juni 1967 was daarin ook niet anders, waarin we duidelijk de trog zien in het westen met de basis van de trog ter hoogte van Portugal en Spanje en de top (of rug) van de amplitude boven de zuidelijke tip van Scandinavië. Hierbij liggen de 500mb hoogetelijnen (5 a 6km hoog) van over Spanje en Portugal richting Frankrijk en de Benelux georiënteerd.

 

3 850mb thetae
Fig3, 850mb Theta-E in kleurenveld, windveld als streamlines
en de 500mb hoogtelijnen als volle zwarte contouren

Bovenstaande afbeelding, figuur 3, toont deze 500mb hoogtecontouren waarbij de as van het hoogtegradiënt zich in een ZZW – NNO richting boven Frankrijk en de Benelux bevindt. Deze barocliene zone (zone van een sterk thermodynamisch contrast) met warme lucht ten oosten van die as en koudere lucht ten westen toont zich in het Theta-E kleurenveld en staat garant voor een sterke mid- en upper level wind die dan de jetstructuren vormen die in de vorige paragraaf zijn vermeld.


Deze jet wordt gevisualiseerd in de onderstaande afbeelding, figuur 4, waarin terug de hoge amplitude te vinden is die typerend is voor een Spaanse Pluim maar ditmaal als overlay de 300 – 250mb windsnelheden bevat, waarbij de gestippelde contouren de windsnelheden aantonen vanaf 50 kts (een dikke 92 km/u).

 

4 jet
Fig4, 300 – 250mb windsnelheid als streamlines, isotachs als gestippelde
contouren en 500mb hoogtelijnen als volle lijnen


Deze 2 afbeeldingen tonen dus dat deze setting zonder meer een “Spaanse Pluim” setup mag getiteld krijgen aangezien zowel de trog als de aanvoer van luchtsoort en het windveld op de lagere, middelbare en hogere niveaus van de atmosfeer in lijn zijn met de criteria.

Voorafgaand op deze synoptische setup lagen de kaarten er anders bij. Van een warmte-opstoot, laat staan een “Spaane Pluim” is vooralsnog geen sprake. De Benelux bevindt zich in een overwegende west-circulatie met een kern van hogedruk ten zuiden en zuidoosten van de Benelux. Aangezien er zich geen storingen in de buurt bevinden kunnen we er van uitgaan dat het boven de Benelux vooralsnog relatief rustig vertoeven is.

5 mslpFig5, Luchtdrukverdeling in de morgen van donderdag
22 juni 1967


Zowel in de hogere als in de lagere niveaus vinden we boven de Benelux een min of meer zonale stroming, terwijl de Benelux zich vertoeft in een overwegend hoog luchtdrukregime boven de 1016mb. Langzaam maar zeker komt er vanuit het westen in het domein (plotgebied) een trog opzetten die de hoogtecontouren in de gekende Spaanse Pluim setup oriënteert, waarmee het podium is gezet voor een successieve 3daagse onweersetting die begint in het ZW van Frankrijk en op zijn einde komt na passage tijdens de late middag op 25 juni 1967.


De successie van dit verloop vind je in onderstaande loop waar we een collage zien van de MSLP output, in combinatie met de 500mb hoogtecontouren, dit beginnend op 22 juni en eindigend op de nacht van 26 juni 1967.

6 mslp loopFig 6, loop van de luchtdruk en de 500mb hoogtecontouren

In de loop kunnen we een aantal dingen opmerken. Eerst en vooral zien we de gebieden van hoge druk naar het oosten en noordoosten trekken bij nadering van de trog en het daarbij horend lagedrukregime. Kijken we naar het lagedrukminimum van het naderend systeem dat vanuit het westen het domein binnen trekt merken we op dat die behoorlijk progressief is. In die zin dat die bijna doorheen de volledige loop een bewegingscomponent heeft en dus niet (langdurig) stagneert.

Benaderen we de loop op vlak van de hoogtecontouren zien we de evolutie van de 500mb diktelijnen en hoe die zich oriënteren in de typerende Spaanse Pluim configuratie. Passen we de QG- theorie toe, zouden we in geval van een progressief systeem in de QG- diagnostics rechts van de trogbasis significante hoogteval moeten zien aangezien de hoogtetrog, en daarmee ook de lagere hoogtecontouren, van west naar oost trekken.

7 gptendency
Fig 7, QG- diagnostics: Geopotentiële hoogtetendens,
Warme kleuren hoogtestijging, koelere kleuren hoogteval.


Hoe lager de hoogte in meter van een bepaald drukniveau zich bevindt, hoe kleiner de afstand tussen dat bepaald drukniveau en de grond. De relatie tussen de dikte van een atmosferische laag en de temperatuur in die laag zegt dat de dikte van een bepaalde laag afhangt van de gemiddelde temperatuur in die laag. Een dikkere laag tussen de grond en 500mb bevat dus een warmere luchtmassa dan een dunnere laagdikte tussen 500mb en het oppervlak.

Op figuur 7 zien we dat de dikte van de laag over een termijn van 6u verkleint aan een snelheid van 6 tot 10 m/uur. Als de dikte van een laag dus verkleint en er hoogteval optreedt van de 500mb hoogte, moet er afkoeling in die laag optreden om de hoogteval te kunnen compenseren en de balans tussen de dikte van de laag en de gemiddelde temperatuur in die laag in stand te houden. Er moet en zal iets gebeuren om de gemiddelde temperatuur in die laag te laten zakken.

De natuur kiest daarom natuurlijk de gemakkelijkste manier om lucht af te koelen als respons op de hoogteval en die methode is lucht omhoog brengen naar een hogere elevatie. Zo komt die lucht terecht in een lagere druk en koelt het af door expansie. De hoogteval op bijgevoegde kaart (koude kleuren) promoot dus opwaartse beweging via dit principe, waarbij we zien dat de 25e juni 1967 sterk onderheven is aan dit type forcering.

Bovenvermeld systeem is een mechanisme dat toedraagt aan een hoogteforcering en werkt dus van hoger in de atmosfeer naar beneden toe aangezien het een mechanisme is dat zich hoger in de atmosfeer bevindt die aan de basis ligt voor de opwaartse beweging in die laag. Daarmee is het verhaal daarentegen niet rond.

8 cape
Fig 8, Convective Available Potential Energy (CAPE),
500mb hoogtecontouren, 850mb windveld en
convergentie in de grenslaag


Bekijken we bovenstaande afbeelding zien we de kern van het lagedrukgebied iets ten ZW van Ierland gesitueerd, terwijl de trog-amplitude nog altijd zichtbaar is, uitstrekkend van af Portugal en Spanje tot aan de zuidelijke punt van Noorwegen en Zweden. De overlay stelt de onstabiliteit voor waarbij het kleurveld de beschikbare hoeveelheid energie voorstelt voor het ondersteunen van convectie (CAPE).

Deze onstabiliteit is met de Spaanse-pluim luchtstroom vanaf het ZZW via Frankrijk richting de Benelux geadvecteerd waarbij de kern van de onstabiliteit zich lijkt te situeren boven Duitsland, waar ook (volgens wat we later zullen zien) de temperaturen het hoogst zijn.

Figuur 8, toont in diens onstabiliteitsveld dus verschillende gradiënten die veel zeggen over de frontale structuur van dit systeem. Het noordelijke west-oost gradiënt in onstabiliteit bevindt zich in de nabijheid van een warmtefront, terwijl het NZ-gradiënt het koufront voorstelt. Een illustratie daarvan vinden we hieronder, waarbij de gehele frontale structuur uitgetekend is, aan de hand (en ènkel aan de hand) van dit - weliswaar ietwat ruw - CAPE-veld.

9 capefrontsFig 9, Convective Available Potential Energy (CAPE), 500mb hoogtecontouren, 
850mb windveld en convergentie in de grenslaag met frontale annotaties.


Bovenstaande afbeelding toont ons dus de klassieke setup, waar we een frontaal systeem hebben met een koufront langs de kust van het Europese vasteland en de bovengrens van de warme sector sterk afgelijnd is door een markante afname in thermodynamische gradiënten.

Spiegelen we bovenstaande frontale structuur aan het onderstaand noodweerpatroon dewelke is opgesteld door niemand anders dan Johns in 1993, of dat van Barnes & Newton in 1983 is de gelijkenis best frappant te noemen.

10 swx patterns
Fig 10, Veel voorkomende noodweerpatronen.
1 = Barnes & Newton (1983), 2 = Johns (1993)

Beide “modellen” tonen een gearceerd gebied met onweersbuien, die op vlak van locatie overeen komt met de zwarte contouren in figuur 8 en 9. Ook zien we dat de polaire Jet (PJ) zich oriënteert van de trogbasis naar de rug (de “ridge” in de patronen). Daarnaast zien we 2 andere jetstructuren, namelijk de Subtropische Jet (SJ) en de Low level Jet (LJ). Het verschil tussen de 2 modellen is subtiel maar heel belangrijk en draait hem ènkel rond het richtingsverschil tussen de LJ en de SJ/PJ. Een verschil wat zich vertaalt in 2 verschillende windscheringspatronen in de lagere niveaus en dus op hun beurt de buienmodus en tornadokansen moduleert.

Bekijken we figuur 8 en 9 op een later tijdstip zien we dat het NZ thermodynamisch gradiënt een sterke curve toont, en naar binnen door begint te buigen. Dit indiceert dat het koufront op die locatie snel richting het oosten tot noordoosten trekt. Wanneer we dit nogmaals visualiseren met de onstabiliteit van 25 juni 1967 in het 18Z timeframe, wordt de gelijkenis met figuur 10 nog duidelijker.

11 cape gebogen koufront
Fig11, Convective Available Potential Energy (CAPE), 500mb hoogtecontouren,
850mb windveld en convergentie in de grenslaag. Let op het doorgebogen
gradiënt in onstabiliteit, de locatie van de convergentie en
de oriëntatie van de 500mb hoogtecontouren


Tussen 12Z en 18Z zien we dat het koufront zich verplaatst en heroriënteert in een gebogen curve. Tegelijkertijd zien we op figuur 11 ook dat het westelijk gradiënt van de convergentie-contouren ook in dezelfde oriëntatie beginnen meebuigen, ietwat parallel met het koufront. De advectie van het koufront dieper richting het binnenland moduleert dus op zijn beurt de oriëntatie en sterkte van de convergentielijn voor het koufront uit.

Wanneer we dit progressief koufront zien in de gebruikte modeloutput en we koppelen dit aan de observaties die zijn opgemaakt door de meteorologen van het KNMI zien we dat de analyse-output behoorlijk overeenkomt met de progressie en de oriëntatie van het koufront, zoals die door de KNMI medewerkers werd opgetekend.

12 koufrontprogressie
Fig12, Progressie en oriëntatie van het koufront
per 1uur tijdsinterval, traject buienkernen,
convergentielijn en de hoostrajecten


Bovenstaande afbeelding toont de progressie van het koufront per 1uur tijdsinterval, geannoteerd van 16 tot 19u. De trajecten van de buienkernen zijn aangeduid met de dubbele volle lijnen terwijl de progressie van de convergentielijn is aangeduid door de volle lijn met verticale streepjes. De trajecten van de windhozen zijn ietwat onduidelijk maar zij zijn geannoteerd door dunne stippellijntjes. Kijk daarvoor in de regio’s van Oostmalle, Chaam en Tricht.

De progressie van het koufront is in volledige overeenstemming met de modeloutput, alsook de locatie van de convergentie. Op termijn zien we dat het koufront, zoals regelmatig het geval is, de convergentielijn inhaalt aangezien de lijn met de verticale streepjes alsmaar korter en korter wordt, naargelang de verdere progressie van het koufront in de tijd.

Indien we kunnen afgaan van een juiste interpretatie van de getekende fronten en convergentielijn kunnen we zien dat op één bepaalde locatie de forcering in de grenslaag gekanaliseerd en gefocust wordt. Het is absoluut geen toeval dat het sterkste onweer zich op de kruising bevindt waar de 2 “boundaries” of frontale structuren elkaar kruisen. De plaats waar de 2 elkaar ontmoeten is de locatie waar de barokliene vorticiteit van het koufront en convergentielijn in harmonie samen werken en hun opwaarts bewegend component van de solenoïdale circulatie elkaar constructief in de hand werken om opwaartse beweging sterker te maken terwijl de oriëntatie van de 2 de toevoer van onstabiele lucht kanaliseert naar 1 bepaalde locatie.

13 ef3 tornado
Fig13, De EF3 tornado vlak voor Tricht, op de kruising tussen
de A2 en de A15.


Dit is dan ook het traject van de (vermoedelijk cyclisch) tornado-producerende supercel. De vermelde intersectie tussen het koufront en de convergentielijn zal beslist één van de voornaamste drivers geweest zijn in de intensiteit, het onderhoud en zoniet het ontstaan van deze onweersbui.

Zulke relatieve oriëntatie van de convergentielijn aan het koufront en het feit dat het koufront met deze convergentielijn een soort ritsbeweging aangaat is alvast één eigenschap waar deze setup zich differentiëert aan andere meer recente onweer-settings.


Een tweede mogelijke differentiatie vinden we in het feit dat er zich ten zuiden van de convergentielijn een droog gebied plaatsvindt. Dit wordt duidelijk aan de hand van onderstaand diagram waar we in een N-Z richting een dwarsdoorsnede zien van de atmosfeer, dwars door de convergentielijn.

14 csectionFig14, dwarsdoorsnede met de isothermen in volle lijnen, en de en de isohumes in stippellijnen


In hoeverre dit aan de basis lag van de buienmode, intensiteit en forcering is daarentegen nog maar de vraag, aangezien er zich geen onweersbuien hebben gevormd langs de volledige convergentielijn maar enkel in de buurt van, en ten westen van, de intersectie tussen de convergentielijn en het koufront.

Het is daarentegen best interessant te vermelden alhoewel er zich langs elke convergentielijn boven de Benelux toch enigszins een vochtigheidsgradiënt vormt.


Terwijl de lage resolutie van het gebruikte model, met zijn 2.0° een ruw beeld toont, is het voor de QG-diagnostics daarentegen perfect bruikbaar. Een te hoge resolutie zou hinder ondervinden door de zogenaamde “feedback-loop” waarin features op kleinere schaal een feedback geven aan de grotere en je daardoor een chaotisch beeld krijgt voorgeschoteld. Hierdoor krijg je een soms oninterpreteerbaar image en kan je door het bos de bomen niet meer kan zien.

Voor synoptische doeleinden is dit dus een handige resolutie, aangezien op een ruw grid de eigenschappen op kleine schaal niet kan resolveren, en zo dus die befaamde feedback-loop minimaliseert of zelfs liquideert. Deze issue toont zich onder andere in de Q-vector notatie van de QG-Omega vergelijking. De convergentie van zogenaamde Q vectoren toont ons een gebied waar opwaartse beweging gepromoot wordt, en advecteert zich mee met de trog. Het is dan ook geen verrassing dat er convectie initiëert wanneer dit gebied zich richting de Benelux begeeft en voor opwaartse beweging zorgt in super positie met de vermelde convergentielijnen en het koufront.

15 qvector
Fig15, Q-vector divergence & 500mb hoogtelijnen.
Convergentie van de q-vectoren (neg. divergentie)
tonen de locaties waar de QG-Omega
gemaximaliseerd is


Het nadeel van deze resolutie is dan ook tegelijkertijd, dat àls je een feature op mesoschaal wilt resolveren dit door de lage resolutie niet mogelijk is, of althans wel mogelijk, maar het detail is deels of zelfs volledig zoek.

Als we kijken naar figuur 10 of 11 zien we in de warme sector een ruw gebied van convergentie in de grenslaag. We kunnen er van uitgaan dat die daar aanwezig is, maar diens oriëntatie en de precieze locatie kunnen we daarentegen niet visualiseren. Hadden de meteorologen van dienst op het KNMI de ontbrekende details niet gedocumenteerd aan de hand van observaties was het nagenoeg onmogelijk om de precieze situatie na te kijken, aangezien het overgrote deel van de features op mesoschaal onbekend zouden gebleven zijn.

Als gevolg van dit ruw grid is het ook moeilijker om een Skew-T log-P diagram op te stellen. Althans zonder observaties was zou dit het geval zijn geweest. Hierbij hebben we terug een geluk dat de KNMI medewerkers een behoorlijk gedetailleerd beeld hebben gegeven van de temperatuur en de wind aan het oppervlak. Op deze manier kunnen we het gebrek aan resolutie van het model (en dus ook data) aanvullen met de gebruikte observaties.

16 obs

Fig16, Observaties in de Benelux, omtrent 14u lokale tijd.
De convergentielijn is aangeduid door de lijn
met verticale streepjes.


Ook heeft Michel Brands van het Stormplatform data gedocumenteerd voor de nakende video-documentaire omtrent deze event. Deze gegevens bieden een grote meerwaarde aan de bespreking van deze unieke gebeurtenis, waardoor het mogelijk is toch enigszins in detail een sounding te benaderen, waarbij het nattevingerwerk toch iets beperkter wordt.

Kijken we naar figuur 16 zien we naast de convergentielijn helemaal onderaan de wind aan het oppervlak vanuit een overwegend oostelijk component komen, waarbij de temperatuur richting het zuiden en zuidoosten van de afbeelding tussen de 23 en de 28°C schommelt. De wind waait aan een 10 knopen. Aangezien de temperatuur upstream van dat windregime (oostelijker) hoger is dan downstream (westelijk) vinden we hierdoor dus een WAA regime van uit het oosten aangezien de wind van de hogere tempraturen naar de lagere temperaturen is geörienteerd.

De slachtoffers die werden geïnterviewd door Michel Brands beamen dit en verklaarden dat de temperatuur gestaag klom naar zo een 26°C terwijl de wind uit het oosten kwam.

Wanneer we daarentegen een sounding bekijken van het model zien we geen wind vanuit het oosten komen en zien we ook dat de temperaturen lager zijn dan gedocumenteerd werd uit de KNMI observaties en de interviews met de ooggetuigen. Dit komt enerzijds omdat het tijdstip van deze model-sounding 14u lokale tijd is, en omwille van de ruwe resolutie van het gebruikte model.

17 sounding
Fig17, Modelsounding Chaam
dd 25 juni 1967, 12Z

Het gebrek aan een oostelijke wind aan het oppervlak en lagere 2m-temperaturen zijn van significant belang in het benaderen van noodweer. Aangezien het low-level windveld hierdoor niet representatief is, is ten eerste de windschering ondermaats. Ook is de onstabiliteit, aangezien de sbCAPE natuurlijk sterk afhankelijk is van de temperatuur aan het oppervlak ietwat onderkend.

Bovenstaand Skew-T log-P diagram komt rechtstreeks uit het model waarbij als locatie “Chaam” werd gekozen, dd 25 juni 1967 om 12z. Wat we opmerken is een steil lapse-rate regime van 850 tot 650mb, die neigt aan droog-adiabatisch. Ook zien we een verzadigd profiel doorheen de volledige diepte van de sounding tot de top van de onweersbui: de “EL”, die zich op een dikke 10km hoog situeert. De wind in dit profiel lijkt overwegend unidirectioneel te zijn, waarbij de windscheringsvectoren weinig of geen draaiing tonen.

Naakt uit het model zien we ook dat de LCL & de LFC (de wolkenbasis en de hoogte waarop vrije convectie plaatsvindt) zich erg laag bij de grond bevinden, De lage LCL heeft een significante bijdrage aan het vormen van tornado’s en windhozen. Hoe hoger deze hoogte, hoe meer er evaporatieve afkoeling kan plaatsvinden in de RFD van een supercel, waardoor er een grotere kans bestaat dat de RFD kouder wordt en de inflow van vochtige warme lucht in de cel verhinderd wordt. Die koude lucht wikkelt zich dan rond de mesocycloon waardoor de thermodynamica in de onderste niveaus minder constructief zijn voor de vorming van tornado’s en kan zelfs leiden tot het uitdoven van een supercel.

18 rfd regimes
Fig18, vergelijking tussen een RFD-regime met een kleine Theta-E afzetting
en een RFD-regime met een grote Theta-E afzetting


De sounding in figuur 17 is niet aangepast aan de observaties en resulteert in een niet-representatief diagram. Desondanks zien we wel reeds een constructieve situatie voor de vorming van tornado’s waarbij zoals gezegd de lage wolkenbasissen daar een grote driver in zijn. Als resultaat zien we dan ook bij het mogelijke dreigingstype “Marginal Tor” aangeduid.

We weten van de KNMI gegevens dat er zich in de onderste niveaus een WAA regime moet bevinden daar de observaties dit duidelijk aantonen. Dit is momenteel ook nog niet te zien in de sounding.

Passen we daarentegen de sounding aan waarbij we de grenslaag laten opwarmen met de dagelijkse gang en het reeds vermelde oostelijk component van de wind aan het oppervlak erbij plaatsen wordt de situatie zowel thermodynamisch als kinematisch nog interessanter en constructiever voor supercels.

Wat we in onderstaand diagram dus gedaan hebben is een interpolatie toegepast op de temperatuur vanaf 1.5km hoog (min of meer de hoogte waar de vrije atmosfeer begint) richting de grond, waar het volgens ooggetuigen in Chaam 26°C was. Het spreekt voor zich dat daardoor het parceltraject in het diagram naar rechts verschuift en het volume, ingesloten tussen het parceltraject en de omgevingstemperatuur groter wordt. Als resultaat zien we dat de CAPE groeit, dat de top van de onweersbui zich nu hoger bevindt, de lifted index dieper zakt… Kortom de situatie wordt thermodynamisch meer en meer interessant.

Voegen we het oostelijk component toe van de wind, zien we dat terwijl de windschering verandert, het WAA regime zich begint te accentueren.

19 windinterpolatie
Fig19, verschil in windprofiel en resultant advectieregime a.d.h.v.
de relatie tussen thermodynamica en wind door aanvulling
van de KNMI observaties.


Ook hier is de wind tussen de oosterlijke 10m-windobservatie van 10 kts en de vrije atmosfeer geïnterpoleerd om zo een realistischer beeld te geven van hoe de wind zich in de grenslaag zou gedragen hebben. De afname van temperatuur met hoogte in combinatie met directionele en snelheids-windschering, geeft ons dan een WAA (Warm Air Advection) regime, wat aantoonbaar is in het staafdiagram waarbij de rode boxes het WAA regime voorstelt en de blauwe kleur een CAA (Cold Air Advection) regime.

Ook zien we op bovenstaande afbeelding, figuur 19, dat de LCL en de LFC enorm dicht bij elkaar liggen. Dit duidt op de afwezigheid van significante CIN, of convectieve inhibitie, een soort “inversie”. Alhoewel dit zichtbaar is op de aangepaste sounding, vinden we dit ook in de WRF output van deze setting terug. Dit, onaangepast en dus naakt uit de WRF-ARW calculaties.

Aangezien we zowel de thermodynamische als de kinematische eigenschappen hebben veranderd van deze sounding - beiden constructief aan onweer, en in lijn met de observaties - spreekt het voor zich dat de afgeleide noodweerparameters ook de hoogte in springen. De SHIP bevoorbeeld (Severe Hail Indication Parameter) behaalt nu zijn drempelwaarde van 2, waarbij die waarde ons zegt dat de anticipatie op een significante hagelevent eerder een waarschijnlijkheid wordt.

20 ship
Fig20, Formule van de SHIP (Severe Hail Indication Parameter)


Door het integreren van de observaties in de sounding zijn er 2 van de 5 termen veranderd. De muCAPE is groter geworden door de interpolatie van de temperatuur tussen 2m en 850mb, terwijl de DLS (Deep Layer Windshear) intenser is geworden door de geïnterpolateerde windcomponenten tussen de vrije atmosfeer en de observaties zoals opgegetekend door het KNMI.

De rol van de observaties wordt hierdoor meteen duidelijk aangezien deze de missing link zijn tussen wat het model heeft berekend en de realiteit.

De resultaten liegen er niet om wanneer we kijken naar het aantal “matches” met andere settings die ook significante hagel produceerden.

21 soundingmatchesFig21, Vergelijking met van de aangepaste Chaam-sounding
met historische sounding-data


We zien 164 overeenkomsten met andere settings die grote hagel brachten waarbij de box & whisker plot duidelijk aantoont dat deze setting zich kan plaatsen tussen de meest significante van alle resultaten. Een hageldiameter van dikker dan 2.5 duim (of liever 6.25cm) is dus niet te ver gezocht waarbij diens kans, afgaand op het sounding-ensemble, geraamd wordt op een 73%.

Daarnaast zien we ook dat er overeenkomsten zijn met supercel-cases, waarbij de kans op supercels een kleine 60% bedraagt en er zelfs overeenkomsten zijn met setups die significante tornado’s hebben gebracht. Ook dit zien we gereflecteerd als uitvoer, ditmaals in de term “TOR” als mogelijk dreigingstype.

De toename van de Stormrelatieve heliciteit in de onderste 3km, SREH3, alsook deze in de inflow-layer (ESREH) heeft hier veel mee te maken, aangezien door die toename van de heliciteit zowel de stormrelatieve wind in de grenslaag constructief wordt voor onweer en er helemaal onderaan een sterk stoomsgewijs vorticiteitsregime ontstaat… Ineens de 2 sleutelingrediënten voor supercels ingevuld.

22 hodoFig22, hodogram met de aanpassing naar de KNMI observaties.

Het is nogmaals door het goede en gedetailleerde werk van de KNMI medewerkers dat we dit resultaat kunnen bekomen aangezien hun bevindingen de ruwheid van het gebruikte model hebben kunnen augmenteren.

Wanneer we trouwens via figuur 22 de geplotte buientrajecten benaderen zien we dat de normale buienrichting in een NNO richting is aan een 40 kts (ongeveer 75 km/u) waarbij de berekende afbuiging van een naar rechts afbuigende supercel eerder een NO richting volgt aan een snelheid van 30 kts (dikke 55 km/u). Spiegelen we deze buientrajecten aan de geobserveerde trajecten zoals door het KNMI gedocumenteerd komen we erg dicht bij de realiteit terecht, waardoor er een groot vertrouwen is dat dit hodogram – en zo onze kinematische aanpassingen - wel degelijk representatief zijn.

In de toekomst volgen er mogelijks meer van dit soort besprekingen waarin we historische situaties in de Benelux zullen behandelen, dit gaande van zware onweersituaties tot eventueel stormsystemen.