Dienstag, 24. März 2015

F1-Tornado südlich von Weiswampach am 28. Juli 2012

In diesem Artikel wird sowohl die thermodynamische und kinematische Umgebung als auch die synoptische Ausgangssituation untersucht, die zu einer Tornadogenese südlich von Weiswampach geführt haben. Darüber hinaus wird versucht die Schadenschneise möglichst genau zu lokalisieren und die Stärke des Tornados einzustufen.
(Hinweis: Das Wetterradar in Neuheilenbach hatte an diesem Tag eine technische Störung.)

Synoptische Situation

Am 28. Juli 2012 um 18 UTC befand sich Mitteleuropa in einem meridional geprägten Strömungsmuster (Großwetterlage: Trog Westeuropa). Die Großregion lag auf der Vorderseite eines Langwellentroges mit einem Drehzentrum über dem Norden von Schottland, der zu einem Cut-Off-Prozess neigte (Abb. 1). Der Höhentrog erstreckte sich vom Europäischen Nordmeer bis zur Biskaya und es wurden mittels einer südwestlichen Strömung subtropische Luftmassen nach Zentral- und Osteuropa advehiert.

Abb. 1: Analyse der Temperatur und des Geopotentials in 500 hPa um 18 UTC | © wetter3
Im Bodendruckfeld befand sich das zum langwelligen Höhentrog korrespondierende Zentraltief über der Nordküste Schottlands. Dieses Bodentief besaß ein zur Höhenströmung quasi parallel liegendes Frontensystem, so dass es zur Wellenbildung neigte und nur langsam ostwärts vorankam. In diese Frontalzone waren ein Teiltief über Südskandinavien und ein Wellentief im Bereich der Beneluxstaaten eingelagert (Abb. 2). Zudem herrschten über Mitteleuropa geringe Luftdruckunterschiede.
Abb. 2: Bodenanalyse um 18 UTC | © Deutscher Wetterdienst

Thermodynamische und kinematische Umgebung

Die höchste Temperatur wurde an diesem Tag mit 25.3°C in Wasserbillig gemessen, wobei der Taupunkt am Nachmittag zwischen 17°C und 19°C variierte (Quelle: MeteoGroup-Messnetz). Als Referenz für die vertikale Schichtung der Atmosphäre und für die Bestimmung der jeweiligen Konvektionsindizes werden nun an dieser Stelle die Daten des 18 UTC Radiosondenaufstiegs aus Idar-Oberstein (Rheinland-Pfalz) verwendet. In Abb. 3 ist das dazu gehörige thermodynamische Diagramm in Form eines schrägen T-log(p)-Diagramms dargestellt. Die rechte schwarze Zustandskurve ist der Temperaturverlauf und die linke Kurve der Verlauf des Taupunkts. Rechts neben dem Diagramm sind die Windpfeile für die entsprechenden Höhen angegeben.
Abb. 3 | © University of Wyoming
Nun folgt eine Auflistung der wichtigsten Parameter:
  • 500 hPa Temperatur: -11,9°C
  • 500 hPa Wind: 29 kn (54 km/h)
  • 850 hPa Temperatur: +12,8°C
  • 850 hPa Wind: 19 kn (35 km/h)
  • 850 hPa pseudopotentielle Temperatur: 51°C ==> Luftmassentyp: südeuropäische Subtropikluft (xS)
  • 850-600 hPa Lapse Rate: 17,6°C
  • Mixed-Layer Lifted Index (500 hPa): -0,5°C
  • Surface-Based Lifted Index (500 hPa): -1,8°C
  • Mixed-Layer CAPE: 200 bis 300 J/kg
  • Surface-Based/Most-Unstable CAPE: 600 bis 750 J/kg ==> mäßige latente Instabilität
  • Mixed-Layer CIN: -25 bis -10 J/kg
  • Surface-Based CIN: 0 J/kg
  • Höhe der Tropopause: 11,6 km (215 hPa)
  • Schichtdicke 1000/500 hPa: 5641 gpm
  • Ausfällbares Niederschlagswasser (PWAT): 30 mm
  • Windscherung 0-1 km (LLS): 2,6 m/s
  • Windscherung 0-6 km (DLS): 10,9 m/s
Die Troposphäre besaß bis in etwa 550 hPa eine relativ hohe Feuchtigkeit, wobei oberhalb dieses Druckniveaus mehrfach Einschübe trockener Luft auszumachen waren. Ein Indiz für die Präsenz subtropischer Luftmassen waren die hohen PWAT-Werte. Desweiteren näherte sich der vertikale Temperaturgradient bis in 900 hPa dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten (≈ -1°C pro 100 m) an, was auf trockenindifferent geschichtete Luft in diesem Bereich hindeutete. Insgesamt war die Troposphäre bedingt labil geschichtet, mit dünnen stabilen Schichten (sogenannten CAPE robber) jeweils zwischen 400 und 380 hPa und zwischen 550 und 500 hPa. Daraus resultierten mäßig hohe CAPE-Werte und das Hebungskondensationsniveau lag in ungefähr 900 hPa (basierend auf einem Luftpaket, das vom Boden aus pseudoadiabatisch gehoben wurde). Die Geschwindigkeitsscherung des Windes innerhalb der untersten 1000 m war sehr schwach und die hochreichende Windscherung war auch nicht erwähnenswert. Entsprechend war die Entwicklung stark organisierter Konvektion sehr unwahrscheinlich.

Verifikation

  • Allgemeine Wetterentwicklung
Im Laufe des späten Nachmittags kam es über der französischen Region Champagne-Ardenne in unmittelbarer Nähe der frontalen Welle zur Auslöse von hochreichender Feuchtekonvektion, die sich dann im weiteren Verlauf in den Osten Belgiens verlagerte. Dabei nahm die Konvektion eine mehrzellige und leicht linienförmige Struktur an (Abb. 4). Diese schwach organisierte Multizellenlinie zog dann zwischen 16:15 und 17:15 UTC über den Norden des Großherzogtums hinweg (Weiswampach ist in Abb. 4 und 5 mit einem roten Punkt markiert).

Abb. 4: Animation des Radarkomposits des niederländischen Wetterdienstes von 14 bis 18 UTC | © KNMI Data Centre
Auffällig war eine rapide Zunahme der Niederschlagsintensität über dem Norden Luxemburgs zwischen 16:30 und 16:50 UTC. An der Vorderseite der aus Westsüdwesten hereinziehenden Multizellengewitter bildete sich über dem zentralen Ösling eine konvektive Zelle, die sich während ihrer Nordost-Verlagerung in Richtung Weiswampach rasch verstärken konnte und für die Tornadogenese verantwortlich war (Abb 5). Darüber hinaus wies diese Zelle über der Gemeinde Weiswampach eine erhöhte Blitzaktivität auf (Abb. 6), was in der Regel auf eine ausgereifte Vertikalentwicklung der konvektiven Zelle hindeutet.

Abb. 5: Radarkompositbilder | © KNMI Data Centre
Abb. 6: Detektierte Blitze zwischen 15:15 und 17:15 UTC (alt: violett/rot, neu: orange/gelb) | © Blitzortung
Das Windfeld in Bodennähe war aufgrund der schwachgradientigen Wetterlage über Mitteleuropa sehr amorph. Um 16:20 UTC konnten über luxemburgischen Boden größtenteils schwache Südsüdwestwinde beobachtet werden, wobei der Wind in Nordrhein-Westfalen mit schwacher Intensität aus nördlicher bis östlicher Richtung blies. In einem Streifen von Antwerpen bis nach Couvin wehten schwache Westwinde, wohingegen im Bereich der belgisch-niederländischen Grenz eine variable Windrichtung beobachtet wurde. Im Osten Belgiens lagen zu diesem Zeitpunkt keine Windmessungen vor. Jedoch kann davon ausgegangen werden, dass aufgrund der dort aktiven und ostwärts ziehenden Konvektion der Wind aus westlichen Richtungen wehte, was in Anbetracht der südlichen Winde in Luxemburg zu leichter Konvergenz führte.

Abb. 7: Gemessene Windrichtungen (in Grad) um 16:20 UTC | © MeteoGroup


  • Lokalisierung der Schäden und Einstufung des Tornados
Ein Augenzeuge aus Weiswampach konnte den Tornado kurz vor 17:00 UTC dokumentieren (siehe unteres Video). Dabei befand er sich in der Straße Breidelterweeg und blickte in eine südöstliche Richtung (Abb. 8). Im Video ist die Windhose bis zur Sekunde 20 deutlich zu sehen, wobei sie sich gegen Ende dieses Videobereiches vermutlich aufzulösen schien. Ab der Sekunde 20 wird die horizontale Sichtweite durch den einsetzenden Starkregen  markant reduziert.


Abb. 8: Standort des Augenzeugen | © www.geoportail.lu
Anhand der Schadensbilder von der Feuerwehr aus Weiswampach konnte die Schadenschneise des Tornados relativ gut lokalisiert werden. Ein Fichtenbestand nahe der Wemperbaach und Laubbäume entlang Nebenstraße 335 wurden stark beschädigt (Abb. 9).

Abb. 9: Lokalisierung der Vegetationsschäden | © www. geoportail.lu
Es folgen Fotos der Vegetationsschäden (ganze Bildstrecke gibt es hier):





Abb. 10
Der Fichtenbestand westlich der Nebenstraße 335 wurde ziemlich stark vom Tornado getroffen. Eine erhöhte Anzahl an Bäumen dieses isolierten Waldbestandes erlitt einen Stammbruch und einige Bäume scheinen auch samt Wurzelballen umgeworfen worden zu sein (Abb. 11). 

Abb. 11: Bilder des Fichtenbestandes vor und nach dem Durchgang des Tornados
Die Laubbäume entlang der Nebenstraße 335 zeigten markante Kronenschäden auf (Abb. 12). Manche Bäume erlitten einen kompletten Kronenbruch und zwei direkt nebeneinander stehende Alleebäume wurden sogar entwurzelt, wobei einer dieser beiden Straßenbäume zusätzlich einen Stammbruch erlitt (Abb. 10). Dies deutet auf eine plötzliche sehr hohe Windgeschwindigkeit hin.

Abb. 12: Bilder der Straßenbäume vor und nach dem Durchgang des Tornados
Anhand dieser Erkenntnisse und unter Miteinbeziehung der angepassten Fujita-Torro-Skala für Mitteleuropa kann davon ausgegangen werden, dass sich die maximale Intensität des Tornados im oberen T3/F1-Bereich (151 bis 183 km/h) und eventuell sogar im unteren T4/F2-Bereich (184 bis 219 km/h) eingliederte. Da die Schadensbilder eine relativ großen Interpretationsspielraum frei lassen, wird sich an dieser Stelle für einen Tornado der Stärke T3/F1 entschieden.

  • Ursachendiskussion
Die bereits am Anfang dieses Artikels ausführlich beschriebenen troposphärischen Bedingungen lassen die plausible Vermutung zu, dass es sich hierbei höchstwahrscheinlich um einen nicht-mesozyklonalen Tornado (Typ-II-Tornado) gehandelt hat. Sowohl die synoptische Situation als auch die thermodynamischen und kinematischen Parameter stützen diese Ansicht:
    • Langsam voranschreitende Wellenfront am Boden
    • Windsprungzone im Bereich der Bodenfront (SSW auf W bis NW) ==> Konvergenz
    • Schwache vertikale Geschwindigkeitsscherung des Windes ==> Stabile Aufwinde
    • Relativ niedriges Kondensationsniveau
    • Trockenindifferente Schichtung bis in 900 hPa
    • Mäßig hohe Labilitätsenergie (0 bis 3 km CAPE ≈ 100 J/kg)
Laut einem Artikel von Caruso & Davies (2005) sind die oben aufgelisteten Bedingungen generell förderlich für die nicht-mesozyklonale Tornadogenese. Entsprechend ist es in diesem Fall durchaus denkbar, dass die mehr oder minder stabile Aufwindzone der aus Südwesten hereinziehenden Gewitterzelle einen durch die bodennahe Horizontalscherung induzierten Vorticitywirbel mit vertikaler Achse vertikal dehnte (eng. vorticity stretching). 

Fazit

Ein nicht-mesozyklonaler Tornado bzw. ein Typ-II-Tornado der Stärke T3/F1 (151 bis 183 km/h) zog zwischen 16:40 und 17:00 UTC südlich von Weiswampach über einen isolierten Waldbestand und die Nebenstraße 335 hinweg (Abb. 13). Die zurückgelegte Strecke und Distanz des Tornados kann nicht genau definiert werden (schätzungsweise 250 bis 300 m), da nicht gewusst ist, wo sich der etwa 40 bis 50 m breite Windwirbel bildete und auflöste. 

Abb. 13: Geographische Analyse der Zugbahn und der Schadenschneise des Tornados | © www. geoportail.lu

Referenz:

Donnerstag, 19. März 2015

Plausibler Tornado zwischen Niederanven und Mensdorf am 23. Februar 2015

Synoptische Situation

Am 23. Februar um 12 UTC befand sich Luxemburg vorderseitig eines umfangreichen und langwelligen Höhentroges, der sich vom Seegebiet südöstlich von Island bis zur Biskaya erstreckte (Abb. 1). Entsprechend lagen weite Teile Mitteleuropas unter einer kräftigen und zyklonal gekrümmten südwestlichen bis westlichen Höhenströmung. Im PVA-Feld gab es zudem Hinweise auf kurzwellige Anteile an der südöstlichen Flanke des Langwellentroges.

Abb. 1: Analyse der Temperatur, des Geopotentials und des Windes in 500 hPa um 12 UTC | © Deutscher Wetterdienst
Im Bodendruckfeld überquerte das weitgehend okkludierte Frontensystem des mit dem Trog korrespondierenden Zentraltiefs knapp nordwestlich von Schottland im Laufe des Nachmittags die Großregion (Abb. 2). Postfrontal fächerte der Druckgradient auf und recht hochreichend labil geschichtete Meeresluft strömte aus Westen ein. 

Abb. 2: Bodenanalyse um 12 UTC (links) und um 15 UTC (rechts) | © Deutscher Wetterdienst


Thermodynamische und kinematische Umgebung

Als Referenz für die vertikale Schichtung der Troposphäre während der postfrontalen Wetterphase zwischen 15 und 18 UTC werden nun an dieser Stelle die Daten des 15 UTC Vorhersage-TEMPs für den Standort ELLX (Flughafen Luxemburg) vom deutschen Regionalmodell COSMO-EU (12 UTC Lauf) verwendet, da die Temperatur- und Feuchtewerte in Bodennähe beim 18 UTC Radiosondenaufstieg aus Idar-Oberstein (Rheinland-Pfalz) nicht den Messwerten im Süden Luxemburgs entsprachen. An den dortigen Wetterstationen von MeteoGroup und MeteoLux wurden um 15:20 UTC Temperaturen zwischen 5 und 8°C, sowie Taupunkttemperaturen zwischen 4 und 7°C gemessen. Darüber hinaus ist es in diesem Fall durchaus zulässig das prognostizierte Vertikalprofil für die Analyse heranzuziehen, da die Schichtung des real durchgeführten Radiosondenaufstiegs in Idar-Oberstein mit der vorhergesagten Schichtung relativ gut übereinstimmt (man beachte die Trockenschicht zwischen 650 und 500 hPa).

Abb. 3: Schräges T-log(p)-Diagramm für den Standort ELLX um 15 UTC von COSMO-EU | © Deutscher Wetterdienst
Der in Abb. 3 dargestellte vom Boden ausgehende pseudoadiabatische Aufstieg (eng. surface-based parcel ascent) wies auf eine schwache latente Instabilität innerhalb der untersten 4 km der Troposphäre hin (SB CAPE < 100 J/kg). Das Hebungskondensationsniveau (HKN) entsprach in etwa dem Niveau der freien Konvektion (NFK) und lag in ungefähr 600 bis 800 m Höhe über Normalnull. Die Geschwindigkeitsscherung des Windes vom Boden bis in 1000 m Höhe betrug ca. 10 m/s und war demnach relativ stark ausgeprägt. 


Verifikation

Zwischen 15:00 und 16:00 UTC erblickten mehrere Augenzeugen im Bereich von Munsbach in nordöstlicher Richtung eine mehr oder minder gut ausgeprägte Trichterwolke, die laut Zeugenaussagen deutlich rotierte. Im ersten Schritt wird in dieser Verifikation versucht die trichterförmige Wolke möglichst genau zu lokalisieren. Desweiteren sollen die möglichen Ursachen, welche die Entwicklung der Trichterwolke begünstigten, diskutiert werden.

  • Lokalisierung
Der Großteil des visuellen Materials der Trichterwolke wurde im Bereich der Industriezone Syrdall aufgenommen (roter Kreis in Abb. 4d). Im Vordergrund der Abb. 4a und 4b waren jeweils das Légère Hotel Luxembourg, der Bio-Supermarkt Naturata und der Rankebësch (etwa 270 Meter hoch) zu sehen. Auf der rechten Seite im Hintergrund war der ca. 380 Meter hohe Widdebierg zu erkennen. Das in Abb. 4c zu sehende Foto zeigt die wahrscheinlich bis zum Boden hinabreichende Trichterwolke links vom Légère Hotel Luxembourg und im Vordergrund erkennt man die Straßenlaternen der Autobahn A1. Dieses Foto wurde aufgrund der westlicheren Position der Wolke zu einem früheren Zeitpunkt gemacht als die Fotos, die in den Abb. 4a und 4b zu sehen sind

Abb. 4a
Abb. 4b

Abb. 4c
Abb. 4d | © www.geoportail.lu
Diese aus den Bildern abgeleiteten Erkenntnisse lassen die plausible Schlussfolgerung zu, dass die Trichterwolke mit relativ hoher Wahrscheinlichkeit quasi parallel zur Nationalstraße N1 zwischen dem Rankebësch und Grousse-/Kuelesbaacherbësch von Niederanven in Richtung Mensdorf gezogen ist (schwarzgraue Fläche in Abb. 5), was einer Distanz von etwa 2 Kilometer entspricht.
Eine nicht besonders ausführlich durchgeführte Schadenssuche vor Ort ergab kein konkretes Bild. Im Bereich des Loubëschs konnten verbreitet leichte Vegetationsschäden gefunden werden (gelbe Kreuze in Abb. 5), wobei ein direkter Zusammenhang mit dem möglichen Tornado nicht auszumachen war (Bauarbeiten in unmittelbarer Nähe des Loubëschs, zudem auf Anhieb keine eindeutige Schneise erkennbar).

Abb. 5 | © www.geoportail.lu

  • Ursachendiskussion
Nun stellt sich die Frage, wie es überhaupt zu der Entwicklung dieser relativ gut ausgeprägten Trichterwolke kommen konnte. Laut Zeugenaussagen wurde die trichterförmige Wolke zwischen 15:30 und 16:00 UTC beobachtet, was wiederum durch Radardaten gestützt wird. Genau im gerade erwähnten Zeitbereich zog eine schwache konvektive Zelle aus Westen über Niederanven und Mensdorf hinweg (Abb. 6). Um 15:50 UTC erreichte die Zelle ihre höchste Intensität mit zwei Niederschlagskernen und Reflektivitäten bis zu 36 dBZ.

Abb. 6: Niederschlagsradarbilder 15:10 bis 16:00 UTC, von oben nach unten und von links nach rechts | © MeteoGroup
Abb. 7: Detektierte Erd- und Wolkenblitze zwischen 12 und 18 UTC | © nowcast GmbH, LINET view
Die Klassifizierung dieser konvektiven Zelle erwies sich im Allgemeinen als schwierig. Zum einen wies die Zelle überhaupt keine Blitzaktivitäten auf (Abb. 7), so dass innerhalb der konvektive Zelle keine starken Vertikalbewegungen stattfanden. Zum anderen besaß die Zelle auch nur eine vertikale Ausdehnung von ungefähr 4 bis 5 km (aus den sichtbaren und eingefärbten infraroten Satellitenbildern ersichtlich), so dass man in diesem Fall noch nicht einmal von hochreichender Konvektion reden kann. Dies erklärt auch die abwesende Blitzaktivität. Dementsprechend handelte es sich hier nicht um eine ausgereifte Mesozyklone.
Zudem 
erscheint es plausibel, dass hauptsächlich lokale niedertroposphärische latente Labilität, eine relativ starke Geschwindigkeitsscherung des Windes in den untersten 1 km der Troposphäre und niedrige Kondensationsniveaus für die Bildung der Trichterwolke verantwortlich waren. In Abwesenheit einer Frontalzone in Bodennähe, in dessen Umfeld des Öfteren lokale Vorticity mit vertikaler Achse produziert wird, kann in diesem Fall davon ausgegangen werden, dass die durch die Windscherung produzierte Vorticity mit horizontaler Achse mithilfe geringer Auftriebsenergie (siehe SB CAPE) in die Vertikale gekippt wurde. Diese Vermutung kann jedoch nicht abschließend bewiesen oder widerlegt werden.

  • Fazit
Aufgrund des vorliegenden visuellen Materials (allen voran Abb. 4c) und der darauf basierenden Analyse kann dieser Tornadoverdacht als plausibel eingestuft werden, obwohl dieser Fall nach aktuellem Stand bzw. nach aktueller Datenlage nicht vollends geklärt werden kann. Größere Unsicherheiten bestehen auch noch bei der Zugbahn bzw. dem möglichen Aktivitätsbereich der Trichterwolke.

Danksagung

An dieser Stelle möchte ich Philippe Ernzer von Météo Boulaide für die Kooperation bezüglich des Austauschs von Bildmaterial und jeglichen Informationen danken. Vielen Dank auch an Gerson Rodrigues (Physik-Student an der LMU München) für die Hilfe bei der Schadenssuche in der Umgebung von Niederanven und Mensdorf.

Dienstag, 10. März 2015

Vorticitygleichung

Die prognostische Vorticitygleichung gibt Auskunft über die Änderung der rotatorischen Bewegungskomponente. Sie lautet für eine reibungsfreie Strömung im p-System:
Nach Aufspalten der Eulerschen Ableitung, der absoluten Vorticity und des Divergenzterms erhält man:
Im Folgenden werden die Bedeutung und Wirkungsweise der sieben einzelnen Terme dieser Gleichung näher beleuchtet.

Term 1: Lokal zeitliche Änderung der relativen Vorticity.
Term 2: Horizontale Advektion der relativen Vorticity.
Term 3: Advektion planetarer Vorticity bei Nord-Süd-Bewegung (v: y-Komponente des Windvektors).
Term 4: Vertikale Advektion relativer Vorticity.
Term 5: Dieser Term wird wirksam, wenn die Partikel bereits relative Vorticity besitzen.
Dann führt isobare Konvergenz zu Zunahme, isobare Divergenz zu Abnahme der Vorticity unabhängig vom Vorzeichen. Das ist identisch mit dem Erhaltungssatz des Drehimpulses.
Term 6: Dieser Term beschreibt die Produktion von Vorticity durch die Corioliskraft.
Die Rechtsablenkung von Partikel durch diese Kraft führt bei Konvergenz zu zyklonaler, bei Divergenz zu antizyklonaler Rotation (Abb. 1). Dieser Vorgang ist die wichtigste Produktionsform von Vorticity auf der synoptischen Skala.

Abb. 1: Entstehung relativer Vorticity durch Horizontalkonvergenz bzw. -divergenz
Term 7: Der sogenannte Drehterm oder Twisting-Term beschreibt die Umwandlung von Wirbelgröße um horizontale Achsen in Wirbelgröße um die vertikale Achse durch horizontale Gradienten der Vertikalgeschwindigkeit ω. 
Seine Wirkung soll in Abb. 2 verdeutlicht werden, die einen Schnitt durch eine mit der Höhe zunehmende Westströmung (blau) schematisch dargestellt. Diese Strömung enthält eine starke vertikale Scherung und somit eine antizyklonale Rotation um die y-Achse. Setzen nun horizontal unterschiedliche Vertikalbewegungen (grün) ein, so wird die Rotation der vertikalen Windscherung um die y-Achse (blau) in die Rotation um eine vertikale Achse (rot) übergeführt. Es kommt somit zyklonale relative Vorticity auf.

Abb. 2:  Wirkunsgsweise des Drehterms
Mittels der Skalenanalyse kann man für großräumige Bewegungen die sechs Terme auf der rechten Seite der Vorticitygleichung abschätzen. Dann ergibt sich:
Hieraus ist zu entnehmen, das auf der synoptischen Skala die vertikale Advektion von Vorticity (Term 4) sowie der Drehterm (Term 7) etwa eine Größenordnung kleiner sind als die übrigen Terme. In der Praxis werden diese beiden Ausdrücke deshalb häufig vernachlässigt. Der Drehterm kann jedoch bei intensiven mesoskaligen Entwicklungen, wie beispielsweise in Superzellengewittern, eine bedeutenden Rolle spielen.

Unter Vernachlässigung von Vertikalbewegungen und des Drehterms erhält man eine für großräumige Bewegungen mit guter Näherung gültige Form der Vorticitygleichung:

Referenzen:
Bott, A. (2012): Synoptische Meteorologie. Springer-Verlag.
Kurz, M. (1990): Synoptische Meteorologie. Deutscher Wetterdienst.

Sonntag, 8. März 2015

Omega-Gleichung

Die diagnostische Omega-Gleichung gibt Auskunft über das Vorzeichen der Vertikalgeschwindigkeit ω im p-System und lautet unter der Annahme von Reibungsfreiheit:
Term A: Höhenabhängigkeit der Advektion absoluter Vorticity (differentielle Vorticityadvektion)
Term B: Advektion des horizontalen Temperaturgradienten mit dem geostrophischen Wind (Temperaturadvektion)
Term C: Diabatische Erwärmung (Abkühlung) durch Einstrahlung (Ausstrahlung)

Drei Terme können also Hebungs- bzw. Absinkprozesse auslösen. Demnach ergibt sich ein Hebungsantrieb (ω < 0) 
  • bei mit der Höhe zunehmender positiver Vorticityadvektion (oder bei mit der Höhe abnehmender negativer Vorticityadvektion),
  • in Gebieten mit maximaler Warmluftadvektion (oder in Gebieten mit minimaler Kaltluftadvektion),
  • in Gebieten mit maximaler diabatischer Wärmezufuhr (oder in Gebieten mit minimalem diabatischen Wärmeentzug).
Absinkprozesse (ω > 0) werden angetrieben
  • durch mit der Höhe zunehmende negative Vorticityadvektion (oder mit der Höhe abnehmende positive Vorticityadvektion)
  • in Gebieten mit maximaler Kaltluftadvektion (oder in Gebieten mit minimaler Warmluftadvektion)
  • in Gebieten mit maximalem diabatischen Wärmeentzug (oder in Gebieten mit minimaler diabatischer Wärmezufuhr)
Die hierbei in Klammern stehenden Hebungs- und Absinkantriebe sind vergleichsweise unbedeutend. Die Abhängigkeit der Vertikalgeschwindigkeit von 1/σ zeigt, dass die Wirkung der Antriebsterme mit zunehmender statischer Stabilität abnimmt. Außerdem wirken die Antriebe in kurzwelligen Systemen stärker als in langwelligen. 
Generell treten die einzelnen Antriebsterme oft parallel zueinander in Erscheinung. Dadurch können sie sich gegenseitig verstärken, abschwächen oder in ihrer Summe gar völlig aufheben. Letztendlich entscheidet also die Summe der Terme über das Vorzeichen von ω.

Referenz:
Bott, A. (2012): Synoptische Meteorologie. Springer-Verlag.


Samstag, 31. Januar 2015

Kondensstreifen

Der Zivil-Luftverkehr wird in Flughöhen zwischen 8 und 12 km abgewickelt. Dort herrschen üblicherweise Temperaturen zwischen -70 und -40 °C. Die Flugzeugabgase bestehen überwiegend aus Wasserdampf und verlassen das Triebwerk mit Temperaturen um die 600 °C. Die anderen Verbrennungsprodukte (wie z.B. Ruß) dienen dem Wasserdampf als Kondensationskerne. Aufgrund der rapiden Ausdehnung mit unmittelbarer Abkühlung bilden sich aus dem Wasserdampf sofort Eiskristalle (Sublimation). Wegen der sehr hohen Ausströmgeschwindigkeit setzt aber die Kondensation bzw. Sublimation doch oft erst eine Flugzeuglänge oder noch weiter hinter den Triebwerken ein. Je trockener die Außenluft ist, desto weiter müssen die Flugzeugabgase abgekühlt werden und desto weiter hinter dem Flugzeug beginnt der Kondensstreifen. 


Kondensstreifen sind also linienförmige, von Flugzeugen verursachte Zirruswolken. Gerade Linien gibt es in der Natur kaum, am Himmel (abgesehen von einzelnen Strahlungserscheinungen) überhaupt nicht. Deswegen entwickeln Kondensstreifen oft eine außerordentlich starke graphische Wirkung.


Nur unter bestimmten atmosphärischen Voraussetzungen werden die Wasserdampfemissionen eines Flugtriebwerkes als Kondensstreifen sichtbar. Kondensstreifen bilden sich, wenn die Atmosphäre genügend kalt ist. Die genaue Grenztemperatur, unterhalb der sich Kondensstreifen bilden, hängt von der Flughöhe, der Umgebungsfeuchte, dem Treibstoff und dem Wirkungsgrad des Flugzeugs ab. Sie liegt zwischen -35 und -55°C. In trockener Luft lösen sich die Kondensstreifen rasch wieder auf. In sehr feuchter Luft können Kondensstreifen dagegen lange, einige Minuten bis Stunden, leben und sich am Himmel ausbreiten (insbesondere bei der Annäherung einer Warmfront, d.h. Advektion feucht-warmer Luft in der mittleren und oberen Troposphäre). Die Atmosphäre ist häufig so kalt und feucht, dass sich solch langlebige Kondensstreifen bilden, aber noch nicht feucht genug, um Zirren auf natürlichem Wege zu bilden. In solchen Fällen verursachen Flugzeuge Zirren, die sich auf natürlichem Wege nicht gebildet hätten. Mit zunehmendem Alter verlieren die Kondensstreifen ihre anfängliche linienförmige Struktur und man sieht den daraus entstandenen Zirren nicht mehr an, dass sie von Flugzeugen verursacht wurden. Zudem verändern die vom Luftverkehr emittierten Rußpartikel die Wolkenbildung. Zirrusänderungen infolge von Ruß aus Flugzeugtriebwerken wurden im Bereich dicht beflogener Luftstraßen bereits gemessen. Es ist zu erwarten, dass Ruß aus Luftverkehr Zirruswolken auch großräumig und auch noch nach Tagen verändern kann.

Oben: Verteilung des Luftverkehrs über dem Nordatlantik (farbig). Das graue Viereck umfasst den betrachteten Teil des Flugkorridors im Nordatlantik. Es liegt innerhalb des Sichtkreises des Meteosat. 

Mitte und unten: Zirrusbedeckung (weiß) und linienförmige Zirrusstrukturen (rot) über dem Nordatlantik abgeleitet mittels MeCiDA2 aus Meteosat-Daten zu einem Termin kurz vor und kurz nach Durchgang des morgendlichen Luftverkehrs von Amerika nach Europa. Das graue Viereck umfasst den betrachteten Teil des Flugkorridors im Nordatlantik. Man erkennt, dass sich zusätzliche Wolken gebildet haben. 
Das DLR hat inzwischen die Bedingungen, unter denen sich Kondensstreifen bilden, sehr genau bestimmt. Die Grenztemperatur, bei der sich Kondensstreifen bilden, lässt sich auf besser als 1 Kelvin vorhersagen. Die heutigen Verkehrsflugzeuge fliegen zu etwa 20% ihrer Flugzeit in so kalter und feuchter Luft, dass sie langlebige Kondensstreifen bilden. Linienförmige Kondensstreifen sind im Satellitenbild erkennbar. Aus einer sechsjährigen Beobachtungsreihe hat das DLR die Fläche und optische Dicke von linienförmigen Kondensstreifen über Europa bestimmt. Über Europa bedecken linienförmige Kondensstreifen im Jahresmittel am Tage etwa 0,7% des Himmels. Nachts, wenn Kondensstreifen stärker erwärmend wirken, ist die Bedeckung ein Drittel dieses Wertes. Die Wirkung von Ruß und Kondensstreifen auf Zirren und deren Klimawirkung wird im DLR zurzeit weiter erforscht.
Mittlere Tagesgänge der Flugverkehrsdichte (rot, rechte Achse) und Zirrus-Bedeckungsgrad (schwarz, linke Achse) im West- und Ost-Teil des Nord Atlantik Flugkorridors

Referenzen:
Häckel, H. (2010): Wolken und andere Phänomene am Himmel. Verlag Eugen Ulmer. 

Graf, K., U. Schumann, H. Mannstein & B. Mayer (2012): Aviation induced diurnal North Atlantic cirrus cover cycle. Geophys. Res. Letters.
Wetterlexikon der Agrarmeteorologie Rheinland-Pfalz.
Online-Artikel Kondensstreifen in der Kategorie Verkehr und Umwelt des DLR.

Freitag, 30. Januar 2015

Thermischer Wind

Unter der Voraussetzung, dass das geostrophische Gleichgewicht gilt, lässt sich in jeder atmosphärischen Höhe der geostrophische Wind bestimmen. In jedem Niveau weht dieser parallel zu den Isohypsen mit den niedrigen Werten zur Linken. Durch den unterschiedlichen Aufbau der Atmosphäre ändert sich die Lage der Isohypsen mit der Höhe und damit verändert sich auch gleichzeitig der geostrophische Wind. Die vertikale Scherung des geostrophischen Windes bezeichnet dabei den sogenannten thermischen Wind. D. h. der thermische Wind ist die Differenz der geostrophischen Winde unterschiedlicher Höhenniveaus.
Veränderung des geostrophischen Windes vom unteren Niveau (Index 0) zum oberen Niveau (Index 1)
Häufig ergibt sich die Situation, dass die Druckflächen geneigt im Raum liegen und der Abstand dieser Flächen an einer Stelle (x1) geringer ist als an einem anderen Ort (x2). Nimmt die Neigung der Druckflächen mit der Höhe zu, so ergibt sich ein immer größerer Gradient des Geopotentials auf den isobaren Flächen. Dies hat zur Folge, dass der geostrophische Wind mit der Höhe zunimmt. Das die Neigung der Druckflächen mit einem horizontalen Temperaturgradient verbunden ist, lässt sich folgendermaßen erklären: Die Schichtdicke ist proportional zur virtuellen Schichtmitteltemperatur und somit kann aus dem Höhenabstand zweier Druckniveaus die virtuelle Temperatur der entsprechenden Schicht abgeleitet werden. Ist der Abstand an x1 geringer als an x2, so ist die Schicht an x1 kälter (dichter) als an x2 und es liegt ein horizontaler Temperaturunterschied vor.

Zusammenhang zwischen der vertikalen Scherung des geostrophischen Windes und horizontalen Temperaturgradienten (Holton, 1992)
Die sogenannte thermische Windgleichung kann im (x,y,p)-System aus der Gleichung für den geostrophischen Wind und der hydrostatischen Grundgleichung hergeleitet werden:
Wird die partielle Ableitung von geostrophischen Windgleichung nach dem Druck gebildet und wird die hydrostatische Grundgleichung in die entstandene Beziehung eingesetzt, dann folgt:
Durch Integration über den Druck von p1 nach p2, wobei p2 > p1, ergibt sich die Gleichung für den thermischen Wind:
In einer barotropen Atmosphäre ist die Dichte lediglich vom Druck abhängig (ρ = ρ(p)) und somit sind isobare Flächen gleichzeitig Flächen konstanter Dichte. Für ein ideales Gas ist eine isobare Fläche ebenfalls isotherm, wenn die Atmosphäre barotrop geschichtet ist. Damit verschwindet der isobare Temperaturgradient und somit verändert sich der geostrophische Wind mit der Höhe nicht bzw. es gibt keinen thermischen Wind.
Eine Atmosphäre ist baroklin geschichtet, genau dann wenn die atmosphärische Dichte vom Druck und von der Temperatur abhängig ist (ρ = ρ(p,T)). Das bedeutet, dass sich die Flächen gleicher Dichte und die Flächen gleichen Drucks schneiden. Da für ein ideales Gas die Dichte von der Temperatur abhängt kreuzen sich ebenfalls die Flächen gleicher Temperatur und die des gleichen Drucks. Im (x,y,p)-System bedeutet dies, dass auf Druckflächen verschiedene Isothermen auffindbar sind.
Im (x,y,z)-System ist dies gleichgestellt mit der Forderung, dass der Temperatur- und Druckgradient nicht parallel zueinander verlaufen. Aufgrund der thermischen Windgleichung gilt: In einer baroklinen Atmosphäre ändert sich der geostrophische Wind mit der Höhe.

Barotropie und Baroklinität im z-System (oben) und im p-System (unten) (Etling, 2002)
Der thermische Wind kann in unterschiedlichen Situationen entstehen:
a) Verlaufen die Isothermen parallel zu den Isohypsen und liegt die kältere Luft über dem tieferen Geopotential, dann nimmt der Wind mit der Höhe zu, aber ändert seine Richtung nicht.
b) Liegt im Gegensatz zu a) die wärmere Luft über dem tieferen Geopotential, dann schwächt sich der Wind mit der Höhe ab und bleibt ebenfalls gleich gerichtet.
c) Liegen Isohypsen und die Isothermen der betrachteten Schicht nicht parallel, dann verändert der geostrophische Wind seine Richtung und/oder Stärke mit der Höhe. Außerdem werden durch Advektion unterschiedlich temperierte Luftmassen transportiert. Bei einer Drehung des geostrophischen Windes nach rechts (im Uhrzeigersinn) erfolgt eine Warmluftadvektion (WLA) und wenn er nach links dreht (gegen den Uhrzeigersinn), dann kommt es zur Kaltluftadvektion (KLA).
d) Ist die Atmosphäre barotrop geschichtet, dann ist der geostrophische Wind höhenkonstant.

Typen der vertikalen Windänderung (Kurz, 1990). Dargestellt sind das Geopotential der unteren Druckschicht und die Isothermen der Schicht zwischen dem oberen (p1) und unteren (p0) Druckniveau.
Liegen Winddaten eines Radiosondenaufstiegs vor, so kann aus der vertikalen Änderung des Windes oberhalb der atmosphärischen Grenzschicht auf unterschiedliche horizontale Temperaturadvektion in den entsprechenden Schichten geschlossen werden. Dreht der Wind mit der Höhe nach rechts liegt WLA vor, dreht er nach links, so handelt es sich um KLA.

Referenzen:
Fink, A. & Ermert, V. (2006): Synoptische Meteorologie. Übungsskript, Universität zu Köln.
Etling, D. (2002): Theoretische Meteorologie. Springer-Verlag.
Kurz, M. (1990): Synoptische Meteorologie. Deutscher Wetterdienst.

Reibungswind

Der geostrophische Wind als auch der Gradientwind sind unter der Annahme definiert, dass keine Reibung auftritt. Dies kann lediglich in der freien Atmosphäre vorausgesetzt werden, da dort die Reibung mit der Erdoberfläche vernachlässigt werden kann. Die freie Atmosphäre beginnt am Rande der Grenzschicht, deren Höhe variabel ist (in der Regel zwischen 500 und 2000 m). In der Grenzschicht muss die zunehmende Reibung mit dem Erdboden berücksichtigt werden. Die sogenannte Ekman-Spirale beschreibt die zunehmende Ablenkung des Windes (α) von der Obergrenze der Grenzschicht bis zum Erdboden. Der Wind wird dabei aufgrund des Druckgradients in Richtung des tiefen Drucks abgelenkt. Die Reibung ist im Allgemeinen über dem Land größer als über dem Meer, da die Oberfläche des Landes inhomogen ist. Deswegen ist die Ablenkung über dem Land stärker (α ≈ 20 bis 30°) als über dem Meer (α ≈ 10 bis 20°). D. h. wiederum, dass Tiefdruckgebiete sich über den Kontinenten schneller auflösen als über den Ozeanen.

Entstehung des Reibungswindes durch die Ablenkung des geostrophischen Windes in der Grenzschicht
Der sogenannte Reibungswind ist also der geostrophische Wind unter Einbeziehung der Reibungskraft, die der Bewegungsrichtung entgegen gerichtet ist. Es ist kein isobarenparalleler Wind.

Darstellung der Kräfte die zur Entstehung des Reibungswindes führen

Referenz:
Fink, A. & Ermert, V. (2006): Synoptische Meteorologie. Übungsskript, Universität zu Köln.