Achtergrond

Low-level jets boven Cabauw

Niet lang nadat in 1973 de Cabauw meetmast operationeel werd, bleek dat in veel nachten de maximale windsnelheid niet op 200 m hoogte gemeten werd, maar op een van de lagere niveaus.

Dit fenomeen staat bekend als het nachtelijk windmaximum, in navolging van de Amerikaanse terminologie ook vaak aangeduid als low-level jet (LLJ).

In dit artikel bespreken we de ontstaanswijze van het nachtelijk windmaximum en onderzoeken we de kenmerken ervan boven Cabauw, zoals de frequentie van voorkomen, de hoogte en verandering in windrichting tussen de jet en de wind aan de grond. Op deze manier willen we een klimatologie samenstellen, die gebruikt kan worden om atmosferische modellen te evalueren. Om dit laatste aspect te illustreren, bekijken we hoe de waargenomen LLJ-kenmerken zich verhouden tot die van een grootschalig atmosferisch model (Baas et al., 2008).
LLJ’s worden over de hele wereld waargenomen. Kennis over de karakteristieken van dit verschijnsel zijn van belang voor bijvoorbeeld het luchtverkeer, de verspreiding van luchtvervuiling en de windmolen industrie. Voor wat betreft de meteorologie, kan de sterke windschering aan de onderzijde van het windmaximum de turbulente uitwisseling tussen het oppervlak en de atmosfeer beïnvloeden.

Figuur 2. Tijd-hoogte diagram van de windsnelheid voor 1 op 2 juli 2006.
Figuur 2. Tijd-hoogte diagram van de windsnelheid voor 1 op 2 juli 2006.

Onstaan van LLJ’s

LLJ’s kunnen op verschillende manieren ontstaan. Blackadar (1957) deed de suggestie dat de dagelijkse gang in de turbulentie verantwoordelijk is voor het ontstaan van nachtelijke LLJ’s. Overdag is de grenslaag goed gemengd tot een hoogte van, zeg, 1500 meter. Boven de grenslaag staat de geostrofe wind. Hoe dichterbij het aardoppervlak, hoe meer de wind afneemt en krimpt als gevolg van de toename van de wrijving. Na zonsondergang wordt de grenslaag door stralingsafkoeling stabiel, waardoor de turbulentie onderdrukt wordt. De voormalige menglaag wordt hierdoor als het ware ontkoppeld van het oppervlak. Door het wegvallen van de wrijvingskracht is in deze laag de krachtenbalans van de dagsituatie verstoord: de overgebleven Coriolis kracht en de drukgradiënt kracht zijn niet met elkaar in evenwicht. Hierdoor ontstaat een inertiaal oscillatie in de ageostrofe component van de windvector. Deze zal rond de geowind gaan roteren, waardoor na een aantal uren supergeostrofe windsnelheden kunnen optreden. Hoe hoger je komt in de voormalige menglaag des te kleiner is de ageostrofe component, waardoor de oscillatie hier minder groot is. Nabij het oppervlak bevindt zich de turbulente stabiele grenslaag waarin de wind geremd wordt door de nabijheid van het aardoppervlak. Ter hoogte van de top van de stabiele grenslaag zal dus een maximum in het windsnelheidsprofiel ontstaan. Figuur 1 geeft een voorbeeld van een inertiaal oscillatie boven Cabauw voor de nacht van vijf op zes mei 2008.

Figuur 1. Hodograaf voor de nacht van 5 op 6 mei 2008 voor de 200 m wind in Cabauw. De getallen geven de tijd aan in UTC.
Figuur 1. Hodograaf voor de nacht van 5 op 6 mei 2008 voor de 200 m wind in Cabauw. De getallen geven de tijd aan in UTC.

Duidelijk is te zien hoe de windvector om de geowind heen draait. Het onbewolkte weer en de grote dagelijkse gang in de eerste twee weken van deze maand zorgden voor gunstige condities voor het ontwikkelen van low-level jets. Figuur 2 geeft voor een andere goed ontwikkelde LLJ een tijd-hoogte diagram van de windsnelheid. De inertiaal oscillatie is op een hoogte van 800 m nog te herkennen. De geostrofe wind is in dit geval rond de 8 m/s. Vanzelfsprekend laten niet alle LLJ’s zo’n mooie ontwikkeling zien. Als de ontkoppeling bijvoorbeeld niet compleet is (bijvoorbeeld in minder sterk stabiele omstandigheden), zal de inertiaal oscillatie zich niet zo goed kunnen ontwikkelen. Ook een veranderende geowind in de hoogte of in de tijd is van invloed op de ontwikkeling van de jet.
LLJ’s kunnen ook veroorzaakt worden door horizontale temperatuurgradiënten in de atmosfeer. Deze kunnen een verandering van de geowind met de hoogte veroorzaken. We noemen dit verschijnsel barocliniciteit. Als de geowind afneemt met de hoogte, zal het windprofiel vaak een maximum laten zien in de onderste kilometer. Een horizontale temperatuurgradiënt kan op synoptische schaal optreden in de nabijheid van fronten, maar ook op mesoschaal niveau, zoals bij land-zee effecten. 

Definitie en observaties

Een LLJ bestaat dus uit een maximum in het verticale profiel van de windsnelheid. Het vaststellen van criteria waaraan een windprofiel moet voldoen om als LLJ geclassificeerd te worden is echter niet eenvoudig. Hoe sterk moet de windsnelheid bijvoorbeeld afnemen boven het windmaximum en wat de maximale hoogte die een LLJ mag hebben om nog als zodanig gekarakteriseerd te mogen worden? Het is dan ook niet verrassend dat in de literatuur verschillende definities voor LLJ’s gehanteerd worden. In dit onderzoek classificeren we een windprofiel als LLJ indien er zich in de onderste 500 m boven het oppervlak een maximum bevindt, waarboven de windsnelheid meer dan 2 m/s afneemt. Hierbij kijken we puur naar het windprofiel en niet naar het feit of de LLJ super- of subgeostroof is. 
Cabauw ligt in het open landschap van West-Nederland. De omgeving bestaat uit weilanden, akkers en verspreide dorpen. Meer informatie over de meetsite is te vinden in bijvoorbeeld Van Ulden en Wieringa (1996). Voor deze studie gebruiken we 7 jaar half-uurlijkse data van de 200 m mast. De windsnelheid wordt gemeten op 10, 20, 40, 80, 140 en 200 m. Aanvullend gebruiken we (tot 1420 m hoogte) data van een wind profiler met een resolutie van ongeveer 60 m. De wind profiler bevindt zich op 300 m van de mast. De overgang tussen de metingen van de mast naar de wind profiler vraagt extra aandacht. Een vergelijking van twee jaar windwaarnemingen op 140 en 200 m laat een goede overeenkomst zien tussen de twee systemen (Klein Baltink, 1998). Echter, onze analyse is gebaseerd op gradiënten in het windprofiel en is daardoor extra gevoelig voor kleine verschillen in de windsnelheid tussen de mast en de wind profiler. Om deze reden laten we alle profielen weg waarvoor dit verschil op 200 m groter is dan 2 m/s. Als het verschil kleiner is dan 2 m/s verschuiven we het complete profiel van de wind profiler om het resterende verschil op te heffen. Op deze manier blijft de vorm van de profielen intact en is een gladde overgang van de mast naar de profiler gegarandeerd.
Naast het onderzoeken van de dagelijkse gang van LLJ’s, richt onze analyse zich specifiek op de eerste zes uren van de ontwikkeling van de stabiele grenslaag. Daarvoor analyseren we voor elke nacht het windprofiel dat is waargenomen zes uur na zonsondergang. De gevonden LLJ’s bevinden zich zo in dezelfde fase van hun ontwikkeling. Bovendien is zes uur na zonsondergang de intensiteit van een LLJ die door een inertiaal oscillatie is ontstaan bij benadering maximaal. Om niet te sterk afhankelijk te zijn van de beschikbaarheid van het profiel op dit specifieke tijdstip, worden ook de profielen van vijf tot zeven uur na zonsondergang geanalyseerd. Als meerdere profielen een LLJ bevatten, wordt het profiel dat het dichtst bij zes uur na zonsondergang ligt meegenomen in de statistieken. Als er geen LLJ gevonden is, wordt de bewuste nacht geclassificeerd als een niet-LLJ nacht.

Classificatie naar forceringen

De structuur van de stabiele grenslaag wordt bepaald door de geostrofe wind en de stralingsafkoeling. Het is aannemelijk dat kenmerken van de LLJ afhankelijk zijn van de grootte van beide forceringen. Daarom maken we een classificatie waarin we voor verschillende typen van stabiele grenslagen de kenmerken van LLJ’s afleiden.

De geostrofe wind wordt afgeleid uit luchtdrukwaarnemingen van alle 14 automatische weerstations in een straal van 75 km rond Cabauw. Als maat voor de stralingsafkoeling gebruiken we de isotherme netto straling met 200 m hoogte als referentieniveau. Dit is de netto straling die aan het oppervlak zou optreden als het oppervlak en de lucht tussen 200 m en het oppervlak isotherm zouden zijn (Holtslag en De Bruin, 1988). Het voordeel van deze grootheid is dat deze, in tegenstelling tot de bij het oppervlak gemeten netto straling, niet beïnvloed wordt door de eigenschappen van het oppervlak en de ontwikkeling van de stabiele grenslaag zelf. Hierdoor is een betere vergelijking mogelijk met meetsites met bijvoorbeeld andere bodemeigenschappen dan Cabauw.
Voor de geostrofe wind (Vgeo) definiëren we drie klassen: Vgeo ≤ 5 m/s, 5 < Vgeo ≤ 10 m/s en Vgeo > 10 m/s. Voor de stralingsafkoeling definiëren we eveneens drie klassen: ΔTiso ≤ 3 K, 3 < ΔTiso ≤ 6 K en ΔTiso > 6 K. Hier staat ΔTiso voor de temperatuurafname die de isotherme netto straling, geïntegreerd over de eerste zes uren na zonsondergang, zou veroorzaken in een 200 m dikke laag lucht. In totaal worden dus negen klassen gedefinieerd, variërend van bijna windstil en onbewolkt tot harde wind en bewolkt. Tabel 1 geeft aan hoe de nachten over de klassen verdeeld zijn. Het totale aantal nachten van 1337 is een stuk minder dan het maximale aantal van 2555 (7jaar). Het verschil wordt veroorzaakt door databeschikbaarheid en het uitsluiten van profielen waarvoor het verschil op 200 m tussen de windsnelheid in de mast en de wind profiler groter is dan 2 m/s.

Tabel 1. Verdeling van de nachten over de klassen van stabiele grenslaag.
Tabel 1. Verdeling van de nachten over de klassen van stabiele grenslaag.

Dagelijkse gang

Voor het bepalen van de dagelijkse gang analyseren we alle beschikbare windprofielen. Figuur 3 laat een duidelijke dagelijkse gang zien in het voorkomen van LLJ’s. In 20% van de nachten voldoet het windprofiel aan onze criteria voor een LLJ (dikke lijn met diamanten). Overdag is de frequentie veel lager, in de orde van 3 – 4%. De aanwezigheid van LLJ’s tijdens de dagperiode suggereert dat andere mechanismen dan de inertiaal oscillatie een rol spelen. Naast mesoschaal verschijnselen speelt ook de meetnauwkeurigheid hierbij een rol. Een andere mogelijke verklaring is dat in wintersituaties de grenslaag ook grote delen van de dagperiode stabiel gelaagd kan zijn, waardoor LLJ’s ook overdag zouden kunnen optreden. Dit is echter niet terug te vinden in de data.

Figuur 3. Dagelijkse gang van de frequentie van voorkomen van LLJ’s bij Cabauw. De verschillende lijnen representeren verschillende definities van de LLJ.
Figuur 3. Dagelijkse gang van de frequentie van voorkomen van LLJ’s bij Cabauw. De verschillende lijnen representeren verschillende definities van de LLJ.

Ter vergelijking zijn ook resultaten voor een tweetal andere definities voor LLJ’s weergegeven. Als bijvoorbeeld alleen een afname van 20% van de jetsnelheid vereist is, worden veel meer LLJ’s gedetecteerd. De meeste van deze LLJ’s zijn echter zeer zwak, zodat de vraag gesteld kan worden of het zin heeft deze als LLJ te beschouwen. Bovendien komt het verschil in windsnelheid tussen de jet en het windminimum erboven in de buurt van de meetnauwkeurigheid. Als laatste is de dagelijkse gang gegeven voor een veel ‘strengere’ definitie waarbij de jetsnelheid groter moet zijn dan 10 m/s met een afname van minstens 5 m/s erboven. Het is duidelijk dat voor het vaststellen van de frequentie van voorkomen de gehanteerde definitie van grote invloed is.

Hoogte en sterkte

In Figuur 4 wordt de verdeling van de hoogte en de snelheid van LLJ’s boven Cabauw weergegeven. De LLJ’s hebben een typische snelheid van 6 – 10 m/s en bevinden zich op 140 – 200 m hoogte. Bij meetcampagnes in Spanje, de Verenigde Staten en bij Antarctica zijn vergelijkbare verdelingen gevonden (zie bv Banta et al., 2002). Blackadar (1957) suggereerde dat de hoogte van de LLJ sterk gekoppeld is aan de hoogte van de temperatuurinversie van de stabiele grenslaag. Dit beeld wordt bevestigd in Figuur 5, waarin de verdeling van het hoogteverschil tussen jet en inversie gegeven wordt. De inversiehoogte is hier bepaald door de hoogte van het maximum in het verticale virtuele temperatuurprofiel. We gebruiken hier de virtuele temperatuur, omdat deze gemeten wordt door de wind profiler. Van de ‘gewone’ temperatuur zijn geen half-uurlijkse waarnemingen beschikbaar. Voor het bepalen van de inversiehoogte maakt het weinig uit of de virtuele of de echte temperatuur gebruikt wordt.

Figuur 4. Verdeling van de hoogte (a) en snelheid (b) van de LLJ’s.
Figuur 4. Verdeling van de hoogte (a) en snelheid (b) van de LLJ’s.
Figuur 5. Verschil in hoogte tussen de LLJ en de virtuele temperatuurinversie
Figuur 5. Verschil in hoogte tussen de LLJ en de virtuele temperatuurinversie

Classificatie

Figuur 6 geeft karakteristieken van de LLJ voor de negen klassen van stabiele grenslagen voor zowel waarnemingen als ERA40 (een van de re-analysis producten van het ECMWF). We zullen eerst de resultaten voor de observaties bespreken. De labels f1, f2 en f3 geven klassen van toenemende Vgeo weer, q1, q2 en q3 staan voor toenemende langgolvige koeling. De frequentie waarmee LLJ’s voorkomen is weergegeven in Figuur 6a. Blijkbaar hangt het voorkomen van LLJ’s sterk af van de mate van nachtelijke afkoeling. Bij lage koelingintensiteit (bijvoorbeeld in bewolkte situaties) is de stabiele gelaagdheid slechts zwak, waardoor ontkoppeling van de stabiele grenslaag niet of nauwelijks optreedt. In dit geval zal een versnelling van de stroming door de inertiaal krachten niet optreden, waardoor zich geen LLJ vormt. Voor grote geostrofe forcering (klasse f3) zal de koppeling tussen het oppervlak en de luchtlagen erboven in stand worden gehouden door turbulente menging, wat de lage frequentie van LLJ’s voor deze klasse verklaart. Voor lage geostrofe windsnelheden (f1) is de stabiele grenslaag het sterkst gestratificeerd. Het ligt dus voor de hand om hier de meeste LLJ’s te verwachten. Figuur 6a laat echter zien dat dit niet het geval is. De verklaring is dat in deze situaties de ageostrofe windcomponent zo klein is, dat zich slechts zeer zwakke ‘jets’ vormen die niet voldoen aan de criteria. Samenvattend, de kans op een LLJ is het grootst voor een matige Vgeo bij heldere hemel.

Figuur 6b laat de gemiddelde hoogte van de LLJ’s zien voor elke klasse. Weer heeft de nachtelijke afkoeling de meeste invloed. Een grote stabiele temperatuurgradiënt reduceert de hoogte van de turbulente stabiele grenslaag, met lager gelegen LLJ’s tot gevolg. De hoogtes variëren van 130 m in de meest stabiele gevallen tot ongeveer 400 m voor klassen met de zwakste stabiliteit. Afnemende Vgeo gecombineerd met sterke nachtelijke afkoeling geeft de laagste LLJ’s. Het verschil in windrichting tussen de LLJ en de 10 m wind neemt toe voor sterkere afkoeling (uitgezonderd de klasse met de grootste geowind), zoals te zien is in Figuur 6c. De afhankelijkheid van de geostrofe forcering lijkt klein te zijn. Gemiddeld lijkt de waarde van de draaiing van de wind tussen de LLJ en de 10 m wind ongeveer 35° te zijn. Figuur 6d geeft de snelheid van de LLJ’s ten opzichte van de Vgeo. Voor geostrofe windsnelheden kleiner dan 10 m/s zijn de LLJ’s gemiddeld supergeostroof, wat in overeenstemming is met de theorie van de inertiaal oscillatie. Tegelijkertijd betekent het feit dat er ook veel LLJ’s zijn met subgeostrofe windsnelheid, dat lang niet alle windmaxima aan een inertiaal oscillatie gekoppeld zijn. Tenslotte merken we op dat de resultaten voor de hoogte, draaiing en snelheid van de jet veel minder afhankelijk zijn van de gekozen LLJ definitie dan de frequentie van voorkomen.

Figuur 6. LLJ karakteristieken voor negen klassen van stabiele grenslagen voor zowel waarnemingen als ERA40. a) Frequentie van voorkomen, b) Hoogte, c) draaiing van de jet ten opzichte van de 10 m wind en d) snelheid van de jet ten opzichte van de geostro
Figuur 6. LLJ karakteristieken voor negen klassen van stabiele grenslagen voor zowel waarnemingen als ERA40. a) Frequentie van voorkomen, b) Hoogte, c) draaiing van de jet ten opzichte van de 10 m wind en d) snelheid van de jet ten opzichte van de geostro

Vergelijking met ERA40

Ter illustratie vergelijken we de waargenomen LLJ karakteristieken met die van ERA40. Het model rekent met acht niveaus onder de 500 m, wat gemiddeld niet veel afwijkt van de 60 m resolutie van de wind profiler. De afstand tussen de modelniveaus neemt wel snel toe met de hoogte en is rond 500 m al opgelopen tot meer dan 100 m. Figuur 6a laat zien dat LLJ’s in het model veel minder vaak voorkomen dan in de waarnemingen. De tendensen als gevolg van veranderende Vgeo en nachtelijk koeling zijn echter wel duidelijk aanwezig: voor sterke geostrofe forcering neemt het aantal LLJ’s sterk af, terwijl een duidelijke toename in de frequentie is te zien als de afkoeling toeneemt. De gemiddelde hoogte van de LLJ’s wordt in ERA40 licht overschat. De jets zijn in het model echter wel veel meer uitgesmeerd met de hoogte: het niveau van het windminimum boven de jet ligt veel hoger dan in de waarnemingen (niet in de figuur). Het verschil in windrichting tussen de LLJ en de 10 m wind wordt duidelijk onderschat door het model. Hetzelfde geldt voor de snelheid van de LLJ’s

Afgezien van een mogelijk effect van de verticale resolutie van het model zijn deze resultaten zijn niet verrassend. Ze hangen nauw samen met de manier waarop de verticale menging geparameteriseerd is in het ECMWF model. Om de synoptische ontwikkeling in het model te optimaliseren is de verticale menging voor stabiele omstandigheden bewust verhoogd tot waarden die duidelijk groter zijn dan waargenomen in veldexperimenten. Dit levert te dikke stabiele grenslagen op met teveel menging, waardoor de LLJ’s gedeeltelijk ‘weggemengd’ worden. 

Conclusies

In 20% van alle nachten komt er een significant windmaximum in het verticale profiel van de windsnelheid voor boven Cabauw. Dit is gebleken uit de analyse van 7 jaar half-uurlijkse data van de 200 m mast en een wind profiler. Het klassieke mechanisme dat ook in Cabauw de meest uitgesproken LLJ’s veroorzaakt is een inertiaal oscillatie in een laag die door sterke stratificatie is ontkoppeld van het oppervlak. LLJ’s hebben een typische snelheid van 6 – 10 m/s en bevinden zich op 140 tot 200 m boven het oppervlak. Uit de classificatie is gebleken dat de meeste jets voorkomen bij matige geostrofe forcering (5 – 10 m/s) en sterke stralingsafkoeling (onbewolkte hemel). Een vergelijking met ERA40 maakt duidelijk dat het model te weinig LLJ’s produceert. De aanwezige LLJ’s in het model bevinden zich op een te grote hoogte, vertonen een te kleine draaiing van de wind ten opzichte van de 10 m wind en hun snelheid wordt onderschat.

Referenties

  • Banta, R. M., R. K. Newsom, J. K. Lundquist, Y. L. Pichugina, R. L. Coulter, and L. Mahrt, 2002: Nocturnal low-level jet characteristics over Kansas during CASES-99. Bound.-Layer Meteor., 105, 221-252.
  • Blackadar, A. K., 1957: Boundary layer wind maxima and their significance for the growth of nocturnal inversions. Bull. Amer. Meteor. Soc., 38, 283-290.
  • Holtslag, A. A. M., and H. A. R. de Bruin, 1988: Applied modelling of the nighttime surface energy balance over land. Bound.-Layer Meteorol., 27, 689-704.
  • Klein Baltink, H., 1998: A long-term intercomparison of windprofiler/RASS and tower measurements. Meteor. Zeitschrift, 7, 271-179.
  • Ulden, A. P. van, and J. Wieringa, 1996: Atmospheric boundary layer research at Cabauw. Bound.-Layer Meteorol., 78, 39-69.
Niet gevonden wat u zocht? Zoek meer achtergrond artikelen