Updraft en downdraft

Christian Versloot • zaterdag 30 mei 2015

Een bui leeft door de updraft en komt tot zijn eind door de downdraft. Maar beide begrippen zijn op heel wat andere vlakken ook belangrijk voor de cyclus waar onweersbuien zich door bewegen. Hier leggen we uit wat de updraft en downdraft is aan de hand van de buiencyclus.

« Vorige les: De basisbegrippen van onweer | Lesoverzicht

Voor deze gids, de tweede les in onze cursus onweer voorspellen, gaan we uit van een enkele buiencel (single cell) waar de invloed van windschering nihil is. Dat is belangrijk om mee te nemen. De invloed van windschering op de up- en downdraft behandelen we in de gids over windschering.

De buiencyclus

Buien leven altijd aan de hand van een bepaalde cyclus. Die beschrijft het ontstaan van een bui, hoe zwaar ‘ie uiteindelijk wordt en het uitsterven van de buienactiviteit.

De eerste stages van een onweersbui

De eerste stages van een onweersbui

Buienloze atmosfeer

Het ontstaan van een bui begint natuurlijk altijd in een buienloze atmosfeer. Het gaat dan om onderdeel 1 van de illustratie. De lucht in de onderste delen van de atmosfeer heeft een bepaalde vochtigheidsgraad X, een percentage vocht dat verdampt is in de lucht in verhouding tot hoeveel vocht kan verdampen in die lucht.

Op een bepaald moment kunnen vanaf de grond luchtdeeltjes gaan stijgen. Dat kan op een thermische en een dynamische manier. Voor een voorbeeld voor de thermische manier moeten we even naar de zolder. Je hebt vast wel eens gemerkt dat het op de zolder een stuk warmer is dan beneden. Dat komt doordat warmere lucht lichter is dan koudere lucht (per volume, bijvoorbeeld 1 liter lucht, is de dichtheid van warmere lucht kleiner dan die van koudere lucht). Warmere lucht stijgt dus. Gaan we terug naar onze buienloze atmosfeer, dan kan door de opwarming van de onderste laag van de atmosfeer een luchtdeeltje warmer worden dan zijn directe omgeving. Het gaat daardoor stijgen.

Als het gaat om de dynamische manier dan stijgt lucht ook. Er is alleen sprake van een totaal andere oorzaak. Zoals een in de eerste les behandelde convergentielijn of trog, maar ook een koufront, kan de lucht doen stijgen. Warmte is dan niet de oorzaak van de stijging.

Het stijgende luchtdeeltje heeft inmiddels een grotere hoogte dan een moment daarvoor. Er drukt van boven minder lucht op het deeltje (immers, de gepasseerde hoogte telt niet meer mee) en de luchtdruk neemt af. Daardoor zet het luchtdeeltje (en feitelijk ieder gas) uit. Uitzetten van lucht kost energie en de atmosfeer werkt daarin niet mee: het luchtdeeltje mag die energie niet (als warmte) uit de atmosfeer halen. Dat wordt een adiabatisch proces genoemd. Dus moet het luchtdeeltje die energie uit zichzelf halen. Als warmte dus, waardoor het afkoelt. Dat gaat, zolang het stijgt, wel minder snel dan de afkoeling van de atmosfeer zelf met de hoogte. Anders wordt het deeltje al gauw weer koeler dan de omringende atmosfeer, en dus zwaarder. Dan zinkt het weer naar een bepaalde hoogte.

Laten we daar nu maar even niet van uitgaan. Aan de grond had het luchtdeeltje een vochtigheidsgraad X. Hoe kouder de lucht is, hoe minder water daarin kan verdampen. Oftewel: de vochtigheidsgraad neemt toe. Bij een vochtigheidsgraad van 100% is de lucht verzadigd en zal de aanwezige waterdamp gaan condenseren tot waterdruppeltjes. Je snapt dat als de stijgende lucht steeds verder afkoelt, op een bepaalde hoogte die graad 100% is en condensatie optreedt. De hoogte van 100% wordt ook wel Lifted Condensation Level (LCL) genoemd.

Voor de kenner: de stijging verloopt in deze fase droogadiabatisch. Volg onze les over Skew-T (in ontwikkeling) voor meer informatie over het herkennen van adiabatische processen.

Lage cumuli

MooiweerwolkHet stijgende luchtdeeltje heeft inmiddels het LCL bereikt. 2 Er vindt condensatie plaats van waterdamp op een condensatiekern (nucleus). Een stapelwolk vormt zich. Deze stapelwolk is echter nog aan de lage kant. Het gaat dan om zogenaamde ‘mooiweerwolken’ (zie de foto).

We zijn nu bijna bij het doorgroeien tot onweerswolken beland. Maar er is nog iets dat roet in het eten kan gooien…

Een inversie

Ook wel ‘capping layer’ genoemd. Een inversie bevindt zich vaak op de wat lagere hoogte, en kan al vanaf de grond beginnen. Het is een laag in de atmosfeer waarbij de lucht van het stijgende luchtdeeltje koeler is dan de atmosfeer. Oftewel, waar we het net over hebben gehad – niet goed dus! Het stijgende luchtdeeltje zinkt weer en er ontstaan geen onweersbuien.

Op dagen waarop bij mooi weer wolken ontstaan als op de foto hiernaast, die niet doorgroeien naar onweders, weet je eigenlijk al hoe laat het is. Een inversie in de onderste laag van de atmosfeer houdt doorgroeien tegen.

Zo’n inversie kan worden doorbroken. Daarvoor moet je vocht in de onderste lagen van de atmosfeer toevoegen of moet er extra opwarming plaatsvinden in de onderste atmosfeer. Ook helpt het als de bovenluchten afkoelen. Verder kan een dynamische setting als front, trog, …, zoals in de eerste les beschreven ervoor zorgen dat de inversie doorbroken wordt. Vaak zie je daarom dat na een middag van mooiweerwolken alsnog onweersbuien kunnen ontstaan.

» WEETJEvaak zijn onweersbuien die voortvloeien uit een inversie krachtiger dan als er geen inversie is. Dat komt doordat energie hoger in de atmosfeer zich eerst kan opbouwen voordat hij door stijgende lucht wordt aangesproken! En hoe meer energie tegelijk kan worden aangesproken, hoe zwaarder de buien worden.

Updraft

De stijgende lucht in een onweersbui wordt ook wel updraft genoemd. Of stijgstroom in het Nederlands. Vanaf het moment dat lucht begint te stijgen vanaf de grond is er sprake van een updraft. Onthoud dit woord goed, want de updraft/stijgstroom is de motor van de bui!

Opbollende cumuli

Een updraft in een towering cumulusAls er geen inversie aanwezig is kan stijgende lucht doorstoten naar boven. Hetzelfde gebeurt als de inversie doorbroken wordt. Je zult dan zien dat de mooiweerwolken zoals hierboven beschreven uitgroeien tot wolken die je het beste kunt beschrijven als ‘towering cumulus’ (meest rechter wolk op de illustratie hierboven). Je ziet op de foto hiernaast duidelijk het verschil. Het lijkt erop alsof de vorming van een onweersbui niet meer te voorkomen is.

Maar…

Er is nog steeds een mechanisme nodig dat de lucht ‘omhoog’ helpt! Dat komt doordat de temperatuur van de atmosfeer vaak dicht in de buurt ligt van de temperatuur van het deeltje, of zelfs hoger ligt. En dat mechanisme is op den duur, na enige tijd klimmen van lucht, uitgeput. Een stijgend luchtdeeltje wordt dan bijvoorbeeld weer koeler dan zijn omgeving. Het zinkt en de buienvorming stopt. Er is echter een hoogte in de atmosfeer waarbij dat mechanisme niet meer nodig is. Vanaf die hoogte is de temperatuur van de omgeving een hele tijd koeler dan de temperatuur van het deeltje. Het betekent dat de lucht uit zichzelf kan stijgen. En dat komt onweerfans heel goed uit! Dat punt wordt het Level of Free Convection (LFC) genoemd. Je ziet het liggen bij  3 op de illustratie. Vanaf dat punt kan lucht uit zichzelf stijgen.

Nu is er niets meer wat de vorming van buien tegenhoudt.

Let op: de hoogtes van het LCL en het LFC zijn niet vast. Afhankelijk van de atmosferische condities liggen de levels op variërende hoogtes, en soms zelfs op dezelfde hoogte. Dan kan een stapelwolk meteen doorgroeien naar een bui vanaf het moment dat het condenseert, zonder dat er een omhoogbrengmechanisme moet zijn.

Voor de kenner: de stijging verloopt in deze fase natadiabatisch. Volg onze les over Skew-T (in ontwikkeling) voor meer informatie over adiabatische processen.

Volgroeide bui in het buienstadium

Buienstadium

Buienstadium

Het stijgende luchtdeeltje is het LFC 3 gepasseerd en bevindt zich in de towering cumulus stage. Er is niets dat de vorming van een volwassen bui tegenhoudt. Waar we nu naar moeten kijken is de potentiële onstabiliteit die zich heeft opgebouwd in de atmosfeer. Deze wordt uitgedrukt in de hoeveelheid CAPE die aanwezig is (de les over CAPE komt binnenkort). Bij een hoge CAPE, pakweg 2500 Joules per kilogram lucht, zijn zware buien mogelijk. Hoe hoger de CAPE, hoe sterker de updraft namelijk wordt. En hoe sterker de updraft, hoe hoger een bui kan komen, en hoe zwaarder hij wordt. Potentiële onstabiliteit bouwt zich altijd op tussen het LFC en het EL.

Zoals je ziet stopt de bui namelijk op dit EL. De stijgende luchtdeeltjes spreiden zich op dit niveau naar links (zie illustratie) maar ook naar rechts uit. Een welbekende ‘anvil’ of ‘aambeeld’ ontstaat (zie foto hieronder). Maar waarom nu eigenlijk? Op het EL, of Equilibrium Level genoemd, is de temperatuur van de omringende atmosfeer weer hoger dan die van het stijgende luchtdeeltje. Daardoor kan het niet verder stijgen en moet het zich uitspreiden, omdat van onder steeds nieuwe lucht wordt aangevoerd in de updraft.

Downdraft

In deze fase van de bui ontstaat ook de downdraft. Doordat er tussen waterdruppeltjes botsingen ontstaan kleven de waterdruppeltjes samen (botsingscoalescentie). Uiteindelijk zijn de druppeltjes te zwaar om door de updraft “in de bui” gehouden te worden en vallen ze naar beneden. Dat is de downdraft oftewel daalstroom. De downdraft gaat in de meeste gevallen gepaard met regen, windstoten en koude lucht. Die afkoeling komt doordat er veel waterdruppeltjes op de weg naar beneden verdampen.

Voor de kenner: de stijging verloopt in deze fase natadiabatisch. Volg onze les over Skew-T (in ontwikkeling) voor meer informatie over adiabatische processen.

Cumulonimbus met aambeeld

Een prachtige cumulonimbus met anvil. Foto: Fir0002/Flagstaffotos

De bui lost op

Aan ieder moois komt uiteindelijk een einde. Je weet dat inmiddels de downdraft is ontstaan. Deze downdraft bestaat uit regen, die in de val naar de aarde deels verdampt. Dat kost warmte en de downdraft koelt daardoor af. Verkoelende windstoten bij zomers onweer? De downdraft! Deze zogeheten ‘cold pool’ (zie de illustratie van COMET hiernaast) is het resultaat van de downdraft die bij de grond komt.

Op een bepaald moment is de cold pool te ‘sterk’ geworden (dat wil zeggen, de cold pool strekt zich over de grond uit). De cold pool stopt dan de aanvoer van warme, vochtige lucht voor in de updraft. Hierdoor sterft de updraft, de condensatie en uiteindelijk ook het vormen van regen uit. De bui begint ‘uit te regenen’ en langzaamaan op te lossen. Uiteindelijk verdwijnt hij helemaal.

Invloeden op de updraft

Er zijn verschillende factoren die invloed hebben op de updraft:

  • Allereerst windschering. Daar komen we echter in een latere les op terug.
  • De vochtigheid op grotere hoogte. Hoe meer vocht, hoe beter, en hoe sterker de updraft.

Invloeden op de downdraft

  • Ook hier weer windschering, maar daar komen we later op terug.
  • De vochtigheid op grotere hoogte. Hoe meer vocht aanwezig is in de atmosfeer, hoe minder sterk de downdraft. Dat komt doordat het mixen van vochtige lucht vanaf de grond en droge lucht op hoogte voor verkoeling zorgt.
  • Verdamping: hoe meer water in de wolk zelf aanwezig is, hoe meer water onderweg naar de aarde verdampt. De downdraft koelt hierdoor af, de lucht wordt zwaarder en de downdraft wordt sterker. Dit kan op zogeheten PW-kaarten bekeken worden, waarbij PW staat voor Precipitable Water.

Op de weerkaarten

Als je de hoogtes van de LCL, LFC en EL wilt weten moet je een Skew-T diagram gebruiken. Een gids daarvoor is in ontwikkeling. Als je de sterkte van de downdraft wilt weten, dan kun je van de wmax-formule gebruikmaken. Daarvoor heb je de hoeveelheid CAPE nodig van een weerkaart. Wat die CAPE is, behandelen we in de volgende les. De wmax-formule is een versimpelde versie van de ‘vertical momentum equation’ waarmee je de kracht van een updraft kunt bepalen. De formule gaat als volgt:

gif (1)

De wmax staat voor de snelheid van de updraft. En juist door het versimpelen van de formule wordt deze snelheid overschat, met zo’n factor 2. Deel je uitkomst dus altijd door twee voor een reële schatting van de downdraftsterkte.

Een voorbeeld: we hebben een dag met potentieel fiks onweer te pakken. CAPE-waarden kunnen dan al gauw oplopen naar 2500 J/kg, zoals je op onderstaande weerkaart ziet. Het paarse stuk in het zuiden van Nederland staat voor een CAPE van 2500 J/kg. Als we dit in de berekening gooien, komen we op een wmax van de wortel van 5000: 70,7 meter per seconde. Deel je dat door twee, dan kom je op 35,4. Best een pittige stijgstroom: een luchtdeeltje stijgt met 35 meter per seconde!

Waarom het inschatten van de updraftsterkte belangrijk is

Het is erg belangrijk dat je kunt inschatten hoe sterk een updraft, maar ook een downdraft, wordt. Hoe sterker een updraft, hoe sneller de lucht stijgt, hoe hoger deze vaak komt en hoe krachtiger de bui wordt. Meestal (maar niet altijd) gaat dat ook gepaard met een sterke downdraft. Hoe sterker de downdraft, hoe harder de lucht aan de onderzijde uit de bui komt. Er valt dan vaak veel regen (soms extreem veel) en het fenomeen gaat gepaard met hevige windstoten. Die kunnen veel schade veroorzaken.

In de gids over vocht gaan we in op waarom de oorzaken als hierboven beschreven in lijstjes invloed hebben op de kracht van de updraft en downdraft. Voor nu is het genoeg om te weten hoe de buiencyclus van een singlecell werkt en dat krachtigere updrafts en downdrafts tot zwaardere buien leiden. Maar dat bij singlecells krachtige downdrafts ook leiden tot een snel uitsterven van de bui. Maar hoe de bliksem ontstaat? Dat lees je in de volgende les!

» Volgende les: Elektrificatie van de bui: bliksem!

 

Bedankt voor het delen

Discussieer mee!