Freitag, 20. Juni 2014

Multizellengewitter am 11. Juni 2014

Synoptische Situation 

Um 00 UTC dominierte ein Höhenrücken die Wettersituation über Mitteleuropa, dessen Achse über den äußersten Osten Deutschlands in Richtung nördlicher Ostsee verlief (Abb. 1). Über den Ostalpen befand sich außerdem ein abgeschlossenes Höhenhoch. Demgegenüber gab über den Britischen Inseln ein Langwellentrog den Ton an und dieser bewegte sich nur sehr zögerlich ostwärts. Weiter als bis zum Ärmelkanal und zur Nordsee konnte der Höhentrog nicht ausgreifen. Luxemburg lag somit an der Westflanke des Höhenrückens bzw. vorderseitig des langwelligen Troges und geriet unter den Einfluss einer zyklonal geprägten südwestlichen Höhenströmung.
Desweiteren war über der Nordsee ein Strahlstrom mit einer maximalen Windgeschwindigkeit von etwa 180 km/h in 300 hPa vorhanden, dessen rechter konfluenter Eingangsbereich für leichte Höhendivergenzen über Benelux sorgte.

Abb. 1: Geopotential + Temperatur + Wind 500 hPa / © Deutscher Wetterdienst
Mit dem Langwellentrog war in Bodennähe ein Tiefdruckgebiet verbunden, dessen Schwerpunkt nördlich von Schottland zu finden war (Abb. 2). Eine Luftmassengrenze erstreckte sich von der östlichen Nordsee über Belgien und Frankreich bis zu den Pyrenäen, die mit einem wellenden Frontensystem korrespondierte und eine hochgradig instabile Luftmasse von einer bodennah kälteren Luft trennte.

Abb. 2: Bodenanalyse 02 MESZ / © Deutscher Wetterdienst


Thermodynamische Umgebung 

Die höchste Temperatur wurde am 10.06.2014 mit knapp 32°C in Wasserbillig gemessen, wobei der Taupunkt am Nachmittag zwischen 14°C und 19°C variierte (MeteoGroup-Messnetz). Um Mitternacht (11.06.2014, 00 MESZ) lagen die Lufttemperaturen dann verbreitet zwischen 17°C und 22°C, wobei sich der Taupunkt kaum veränderte. Als Referenz für die vertikale Schichtung der Atmosphäre und für die Bestimmung der jeweiligen Konvektionsindizes werden nun an dieser Stelle die Daten der Radiosondenaufstiege vom 10.06.2014 um 18 UTC und vom 11.06.2014 um 00 UTC aus Idar-Oberstein (Rheinland-Pfalz) verwendet. In Abb. 3 ist jeweils das dazu gehörige thermodynamische Diagramm in Form eines schrägen T-log(p)-Diagramms für die beiden Termine 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: TEMPs 18 UTC (links) und 00 UTC (rechts) / © University of Wyoming
Nun folgt eine Auflistung der wichtigsten Parameter:
  • 500 hPa Temperatur (18 UTC): -14,7°C
  • 500 hPa Temperatur (00 UTC): -14,9°C
  • 500 hPa Wind (18 UTC): 17 kn (32 km/h)
  • 500 hPa Wind (00 UTC): 19 kn (35 km/h)
  • 850 hPa Temperatur (18 UTC): +18,2°C
  • 850 hPa Temperatur (00 UTC): +16,6°C
  • 850 hPa Wind (18 UTC): 6 kn (11 km/h)
  • 850 hPa Wind (00 UTC): 12 kn (22 km/h)
  • 850 hPa pseudopotentielle Temperatur (18 & 00 UTC): 60°C
    ==> Luftmassentyp: Subtropikluft (xS)
  • Mixed-Layer Lifted Index (18 UTC): -5,8°C
  • Mixed-Layer Lifted Index (00 UTC): -4,3°C
  • Mixed-Layer CAPE (18 UTC): 1500 J/kg
  • Surface-Based/Most-Unstable CAPE (18 UTC): 2000 J/kg
  • Mixed-Layer CAPE (00 UTC): 900 J/kg
    ==> starke bis sehr starke Instabilität
  • Mixed-Layer CIN (18 UTC): -20 bis 0 J/kg ==> schwache konvektive Hemmung
  • Mixed-Layer CIN (00 UTC): -230 J/kg ==> extreme konvektive Hemmung
  • Höhe der Tropopause (18 UTC): 13,2 km
  • Höhe der Tropopause (00 UTC): 12 bis 13 km
  • Ausfällbares Niederschlagswasser (18 & 00 UTC): 30 mm
  • Windscherung 0-6 km (18 UTC): 8,2 m/s
  • Windscherung 0-6 km (00 UTC): 12 m/s
Um 18 UTC erkennt man im TEMP eine sehr gut durchmischte Schicht zwischen dem Boden und dem 750 hPa Niveau, sowie eine dünne überadiabatische Schicht in Bodennähe. Oberhalb dieser trockenindifferenten Schicht war die Troposphäre bedingt/latent labil geschichtet. Ein Einschub trockener Luft ist im Bereich des 400 hPa Niveaus zu vermerken, welcher auch noch im 00 UTC TEMP vorhanden ist.
Da die atmosphärische Grenzschicht nachts schneller abkühlte als die darüber liegenden Luftschichten (nächtliche Ausstrahlung des Erdbodens), bildete sich eine Bodeninversion, die man in der 00 UTC Sondierung zwischen dem 950 und 900 hPa Niveau identifizieren kann. Oberhalb dieser Inversion war eine nahezu fast identische troposphärische Schichtung wie um 18 UTC vorzufinden.
Dementsprechend war die atmosphärische Dynamik im Gegensatz zur latenten Labilität eher schwach ausgeprägt und nichtsdestotrotz waren dennoch günstige Bedingungen für hoch reichende Konvektion gegeben.


Verifikation 

Der Tag startete wolkig wegen konvektiven Überresten (Altocumulus) aus der vergangenen Nacht, die sich dann im Laufe des Vormittags nach Nordosten verzogen und somit für eine ungehinderte Sonneneinstrahlung Platz machten. Im Laufe des Nachmittags entwickelte sich der ein oder andere TCU über der Großregion und im Allgemeinen nahm der Bedeckungsgrad durch cumuliforme Wolkenbildungen zu. Zur Auslöse kam es durch fehlende Hebungsimpulse jedoch noch nicht.
Am späten Abend bzw. eingangs der Nacht näherte sich die frontale Welle von Westen her und induzierte gegen 22:00 MESZ erste konvektive Zellen in der Nähe von Namur (BE), Sedan und Vouziers (FR). Dabei spielten höchstwahrscheinlich auch schwache kurzwellige Troganteile oder die positive  Advektion von Vorticity eine nicht zu vernachlässigende Rolle.
Im weiteren Verlauf versuchten sich die einzelnen Gewitterherde linienhaft bzw. parallel zur Bodenfront anzuordnen, wobei sich diese eher schwach strukturierte Gewitterlinie von den belgischen Ardennen über die Champagne-Ardenne bis zum Nordwesten der Bourgogne erstreckte und gegen 01:30 MESZ kam es zu einer weiteren Gewitterauslösung im Bereich von Thionville. Die Gewitter besaßen eine mehrzellige Struktur und eine nördliche bis nordöstliche Zugrichtung. Sie verlagerten sich wegen der recht schwachen Höhenströmung mit ca. 30 km/h auch relativ langsam, so dass mancherorts markante Regenmengen zusammenkamen. In der Animation des Niederschlagsradars kann man die zeitliche Entwicklung der Multizellengewitter sehr gut nachvollziehen (Abb. 4).

Abb. 4: Radaranimation 01 bis 04 Uhr MESZ  / © MeteoGroup

Folgende Kantone waren von gewittrigen Aktivitäten betroffen: Esch/Alzette, Luxemburg, Echternach, Grevenmacher, Redingen, Wiltz und Clerf. Anhand der gemessenen Radarreflektivitäten kann man davon ausgehen, dass das Auftreten von Hagel im Kanton Echternach nicht auszuschließen ist. Die 12-stündigen Niederschlagsmengen zwischen 20:00 und 08:00 MESZ fielen erwartungsgemäß wieder sehr unterschiedlich aus. Im MeteoGroup-Messnetz lagen Böwen mit 20.2 mm, Ulflingen mit 17.5 mm und Bettemburg mit 13 mm an der Spitze (Abb. 5). In Arsdorf wurden zwischen 00:00 und 06:00 MESZ 27.1 mm Regen registriert (Quelle: Agrarmeteorologisches Messnetz Luxemburg). Somit trat in Böwen und Arsdorf Starkregen auf.


Abb. 5: Niederschlagsverteilung 20 bis 08 Uhr MESZ  / © MeteoGroup

Elektrische Erscheinungen traten in dieser Nacht generell nur in den oben genannten Kantonen auf (Abb. 6). Die Intensität der Blitzaktivitäten über Luxemburg konnte man als schwach bis mäßig einstufen, wobei die atmosphärische Elektrizität im Raum Echternach und Bettemburg dennoch für kurze Zeit stark hervortretend war. Auch nahe der belgisch-luxemburgischen Grenze wurden teils hohe Blitzfrequenzen gemessen. Im geographischen Ausschnitt der Abb. 6 wurden insgesamt ca. 11500 Blitze detektiert, davon 9000 Erdblitze und 2500 Wolkenblitze.

Abb. 6: Blitzverteilung 22 bis 05 Uhr MESZ / © LINET view, nowcast GmbH
Summa summarum besaßen die Gewitter nur sehr punktuell einen unwetterartigen Charakter (hauptsächlich ausserhalb von Luxemburg) und verdankten ihre Existenz der stationären/wellenden Front, die die ostseits gelegene Warmluft von der westseits befindlichen Kaltluft trennte. Eine Welle weist in der Regel konvexe Bereiche in Ostrichtung auf (Vorstoß der dahinter liegenden Kaltluft) sowie Warmlufteinbrüche Richtung West. Auf den Kontinenten entsprechen die Warmluftkeile, die am weitesten gegen das Innere der Kaltluft vordringen können, den Gebieten, die wie in diesem Fall imstande sind (also vorausgesetzt die Luftmasse ist hochgradig labil), markante Konvektion hervorzubringen.
Darüber hinaus erscheint es einigermaßen plausibel, dass die nächtliche Konvektion entkoppelt von der atmosphärischen Grenzschicht agierte, d.h. sie nahm ihre Energie aus den Luftschichten, deren Energie nicht von der Sonneneinstrahlung abhängig ist. Die Gewitterzellen waren auf jeden Fall hochreichend und zeigten Wolkenoberseitentemperaturen von bis zu -70°C auf (Abb. 7). 

Abb. 7: Temperatur der Wolkenobergrenzen (Infrarot-Kanal) 01 Uhr MESZ / © MeteoGroup

Abschließend noch ein paar "elektrisierende" Impressionen der Gewitter, welche über luxemburgischem Boden auftraten:

Erdblitz (Ort: Weiler-la-Tour)
Erdblitz (Ort: Weiler-la-Tour)
Erdblitz (Ort: Rümelingen)
Erdblitz (Ort: Rümelingen)
Wolkenblitz inklusive Leitblitz (Ort: Rümelingen)

Samstag, 14. Juni 2014

Superzellengewitter am 23. Mai 2014

Synoptische Situation

Luxemburg lag auf der Vorderseite eines Langwellentroges, der von Ostgrönland über die Biskaya bis zum Atlasgebirge reichte (Abb. 1). Zwischen diesem Trog und einem Rücken, welcher sich von der Kleinen Syrte über Polen bis nach Lappland erstreckte, lag die Großregion unter einer leicht mäandrierenden südlichen Strömung. An der südlichen Spitze des breiten westeuropäischen Troges befand sich über dem Südwesten Frankreichs ein kurzwelliger Randtrog, der im Laufe des Nachmittags und des Abends an der östlichen Flanke des Langwellentroges nordwärts gesteuert wurde. An der Vorderseite des Kurzwellentroges gelangte ein Schub labil geschichteter Luft in den Nordosten Frankreichs, so dass in diesem Bereich auch Hebungsantrieb in Form von PVA und lokalen Bodenkonvergenzen vorhanden war.

Abb. 1: Geopotential + Temperatur + Wind 500 hPa / © Deutscher Wetterdienst
Am Boden sorgte postfrontale Kaltluftadvektion zunächst für eine Stabilisierung. Jedoch näherte sich aus Südwesten ein Tiefausläufer in Form einer Kaltfrontokklusion, die dem oben genannten Randtrog vorgelagert war (Abb. 2). Dieses Frontensystem zog in der Nacht auf den 24.05. über die Großregion hinweg und verlagerte sich dann im weiteren Verlauf in Richtung Nordsee. Insgesamt behielten wir die zyklonale Südlage vom vorherigen Tag bei, mit der Ausnahme, dass die Subtropikluft durch kühlere Luftmassen ersetzt wurde.

Abb. 2: Bodenanalyse 17 Uhr MESZ / © Deutscher Wetterdienst

Thermodynamische Umgebung

Die höchste Temperatur wurde an diesem Tag mit knapp 21°C in Bettemburg gemessen, wobei der Taupunkt am Nachmittag zwischen 10°C und 13°C variierte (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 Radiosondenaufstiegs vom 23.05.2014 um 12 UTC 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 gestrichelte Kurve der Verlauf des Taupunkts. Rechts neben dem Diagramm sind die Windpfeile für die entsprechenden Höhen angegeben.

Abb. 3 / © IGM Uni Köln
Nun folgt eine Auflistung der wichtigsten Parameter:
  • 500 hPa Temperatur: -20,7°C
  • 500 hPa Wind: 45 kn (83 km/h)
  • 850 hPa Temperatur: +4,4°C
  • 850 hPa Wind: 23 kn (43 km/h)
  • 850 hPa pseudopotentielle Temperatur: 35°C
    ==> Luftmassentyp: erwärmte maritime Polarluft (mPs)
  • Mixed-Layer Lifted Index (500 hPa): +1,7°C
  • Surface-Based Lifted Index (500 hPa): -0,7°C
  • Mixed-Layer CAPE: 15 bis 30 J/kg
  • Surface-Based/Most-Unstable CAPE: 300 bis 400 J/kg
    ==> leichte bis mäßige Instabilität
  • Mixed-Layer CIN: -5 J/kg ==> sehr geringe konvektive Hemmung
  • KO-Index: +1 (12 UTC)  bzw. -3 (18 UTC) ==> labilisierende atmosphärische Verhältnisse
  • Höhe der Tropopause: 10,4 km (248 hPa)
  • Schichtdicke 1000/500 hPa: 5479 gpm
  • Ausfällbares Niederschlagswasser (PWAT): 16 bis 18 mm
  • Windscherung 0-1 km (LLS): 7,7 m/s
  • Windscherung 0-3 km: 11,7 m/s
  • Windscherung 0-6 km (DLS): 19,7 m/s
  • SRH 0-1 km: 9 m²/s²
  • SRH 0-3 km: 88 m²/s²
  • Bulk-Richardson Windscherung (BRN shear): 88,8 m²/s²
  • Hebungskondensationsniveau (LCL): 919 hPa
  • Niveau des Nullauftriebs (EL): 371 hPa

Vom Boden bis zum 600 hPa Niveau war eine feuchte Schichtung vorhanden, wobei ab dem 600 hPa Niveau aufwärts die Troposphäre mit der Höhe zunehmend trockener wurde. Die gesamte Troposphäre war mit drei dünnen isothermen Schichten durchsetzt, sogenannte "CAPE robber". Bis zum 850 hPa Niveau lag eine nahezu trockenindifferente Schichtung vor, d.h. die vertikale Temperaturänderung eines aufsteigenden Luftpakets ist genau so groß wie die der Umgebungsluft.Oberhalb dieser Schicht war die Atmosphäre bedingt labil geschichtet.
An dieser Stelle wird nun der Supercell Composite Parameter (SCP) berechnet, mit dem man die Wahrscheinlichkeit des Auftretens einer oder mehrerer Superzellen (= Gewitter mit rotierendem Aufwind) abschätzen kann: Ist SCP < 1 sind keine Superzellen zu erwarten, liegt der SCP zwischen 1 und 4 sind einzelne Superzellen nicht ausgeschlossen und ist SCP > 4 sind Superzellen wahrscheinlich. Entwickelt wurde dieser Index vom amerikanischen Storm Predicition Center und die Formel dazu lautet folgendermaßen:

In diesem Fall ergibt sich somit:

Folglich waren Superzellenentwicklungen durchaus denkbar und diese Annahme wird im weiteren Verlauf der Analyse auch gestützt. Oberhalb der atmosphärischen Grenzschicht herrschte eine mäßig bis starke geradlinige vertikale Windscherung. 
Eine schwach bis mäßig ausgeprägte troposphärische Dynamik überlappte sich somit mit einer mäßigen latenten Instabilität. Insgesamt waren also die synoptischen und dynamischen Gegebenheiten für das Auslösen von konvektiven Entwicklungen durchaus vorteilhaft.


Verifikation

Der Tag startete zunächst mit kompakter tiefer und mittelhoher Bewölkung. Erst gegen Mittag machten sich leichte absinkende Luftbewegungen anhand von Auflockerungen bemerkbar, so dass sich Nachmittags die Sonne und cumuliforme Wolken abwechselten. Über dem Norden Frankreichs kam es dann südwestlich von Luxemburg gegen 16 Uhr MESZ durch Annäherung eines Kurzwellentroges (inklusive Kaltfrontokklusion) mit Einschub labil geschichteter Luft und eines bodennahen konvergenten Windfeldes zur Auslösung von Feuchtekonvektion (Abb. 3).

Abb. 4: Satellitenbildanimation 15 bis 18 Uhr MESZ / © MeteoGroup
Gegen 15:30 MESZ entwickelte sich ein Gewitter mit mehrzelliger Struktur östlich von der französischen Ortschaft St-Dizier. Dieses Gewitter besaß eine nordöstliche Zugrichtung und versuchte im weiteren Verlauf etwas mehr Organisation zu gewinnen. Nördlich von Verdun kam es dann zu einem ersten "storm splitting" (zu deutsch Zellteilung), d.h. die anfängliche Konvektionszelle teilte sich in zwei einzelne Zellen auf. Eine konvektive Zelle scherte nach links aus (sog. "Left-Mover") und zog in Richtung Sedan. Die andere Zelle scherte nach rechts aus (sog. "Right-Mover") und verlagerte sich unter Verstärkung weiter in Richtung Longwy.
Im Allgemeinen wird ein "storm splitting" durch signifikante geradlinige ("unidirectional") vertikale Windscherung begünstigt. Auf eine ausführliche Beschreibung dieses recht komplexen physikalischen Prozesses wird jedoch an dieser Stelle verzichtet. Meistens erhält die nach rechts ausscherende Gewitterzelle eine superzelligen Charakter, d.h. sie besitzt dann einen zyklonal rotierenden Aufwindbereich (sog. Mesozyklone).
Darüber hinaus konnte man anhand der Radarbilder (Abb. 5) einen zyklischen Charakter der Superzelle erkennen. Bei genauerer Betrachtung fällt nämlich auf, dass sich an der südöstlichen Flanke des Gewitters zweimal neue Konvektion bildete, die dann wieder mit der "Mutterzelle" verschmolz. Zuerst war dies bei Audun-le-Tiche der Fall und etwa 30 Minuten später noch mal kapp nordwestlich von Luxemburg-Stadt.

Abb. 5: Niederschlagsradaranimation 17 bis 20 Uhr MESZ / © MeteoGroup
Kurz bevor dieses Gewitter die luxemburgische Grenze erreichte, wies es mit punktuellen Niederschlagsraten von bis zu 160 mm/h seine maximale Intensität auf (Abb. 5). Im lothringischen Pays-Haut wurden außerdem Hagelkörner mit einem Durchmesser von ca. 2 cm beobachtet. Über luxemburgischem Gebiet schwächte sich das superzellige Gewitter zusehends ab, wobei es zu dem Zeitpunkt noch immer sehr feine Strukturen aufzeigen konnte (siehe Impressionen am Schluss dieser Verifikation). Diese rotierende Gewitterzelle überquerte die Kantone Esch/Alzette, Capellen, Mersch und Echternach, wo es sich dann schlussendlich auflöste.
Unwetterartige Erscheinungen traten über luxemburgischem Boden nicht auf, obwohl es im Südwesten zeitweise noch örtlich für Starkregen reichte. Die elektrischen Aktivitäten der Zelle hielten sich auch in Grenzen. Anhand der Blitzverteilung (Abb. 6) erkennt man die Zellteilung, welche im Bereich von Verdun stattfand, auch sehr gut, denn es sind zwei komplett unterschiedliche Zugbahnen dargestellt: eine nördliche und eine nordöstliche bis östliche Zugrichtung. Im geographischen Ausschnit der Abb. 6 wurden insgesamt 570 Blitze registriert, davon 525 Erdblitze und 45 Wolkenblitze. 

Abb. 6: Blitzverteilung 16 bis 19 Uhr MESZ / © LINET view, nowcast GmbH
Summa summarum handelte es sich hier um eine (zyklische) "low-topped" Superzelle, was sowohl von Keraunos als auch von Belgorage als höchst plausibel eingestuft wurde. Dieses Gewitter bildete sich bei geringen CAPE-Werten (siehe Markowski and Straka 2000), einem relativ niedrigen Equilibrium Level (EL) und bei leichten Signalen des SCP. Zugleich war Windscherung in der unteren Häfte der Troposphäre (DLS) ausgeprägt genug und das "storm splitting" über dem Norden Frankreichs war auch ausschlaggebend.
Laut Satellitendaten betrug die Wolkenoberseitentemperatur ca. -50°C, woraus man schließen kann, dass sich die Gewitterwolke bis zur Tropopause ausdehnen konnte. Heftige Wettererscheinungen treten bei solch einem Superzellentyp eher selten auf. In der Regel ist das Auftreten eines Tornados bei solch einer Zelle die größte Gefahr. Jedoch ist dies nur dann der Fall, wenn die niedertroposphärische Windscherung (LLS) stark genug ist und das war hier offensichtlich nicht gegeben.
Obwohl das Potential für Superzellen an diesem Tag eher als moderat einzuschätzen war, wurden teils atemberaubende superzellige Strukturen von französischen Sturmjägern bei Bar-le-Duc dokumentiert.

Abschließend noch mehrere faszinante Impressionen dieser Gewitterzelle:

Impression aus Esch/Alzette
Eisschirm der Superzelle (Ort: Esch/Alzette)
Wolkenmauer der Superzelle (Ort: Esch/Alzette)
Impression aus Bech
Impression aus Niederanven
Impression aus Sandweiler
Impression aus Sandweiler
Gewitter im Auflösungstadium (Ort: Berdorf)

Donnerstag, 5. Juni 2014

Unwetterkriterien

Unwettererereignisse können sehr vielseitige meteorologische Ursachen haben. Um eine Einteilung zu ermöglichen, hat der Deustche Wetterdienst (DWD) die Bedingungen für Unwettermeldungen definiert, welche von der MeteoGroup in leicht veränderter Form verwendet werden:

Meteorologische
Erscheinung
Schwellenwert
Bezeichnung
Extremes Unwetter
(mit Zusatztext)
Windböen
in ca. 10 m Höhe
über offenem, freiem Gelände Böenunwetterwarnung in exponierten Gipfellagen nach Einzelfallentscheidung
105 bis 115 km/h, 29 bis 32 m/s, 56 bis 63 kn, 11 Bft
Orkanartige Böen

ab 120 km/h, ab 33 m/s,
ab 64 kn, 12 Bft
Orkanböen
überörtlich
mehr als 140 km/h
Sehr starkes konvektives
Ereignis. Gewitter mit Hagelschlag, heftigem
Starkregen oder
Orkan(artigen)Böen
Es genügt, wenn eine der begleitenden Wettererscheinungen ihr Unwetterkriterium erfüllt.
Bei Hagel mit einem Durchmesser
der Hagelkörner größer als 1,5 cm
Schweres Gewitter

Starkregen
> 5 mm/5 min
> 7,1 mm/10 min
> 10 mm/20 min
> 17,1 mm/60 min
Starkregen

> 15 l/m² in 1 Stunde
(DWD: Niederschlag > 25 l/m² in 1 Std)
> 35 l/m² in 6 Stunden
Heftiger
Starkregen

Dauerregen
> 40 l/m² in 12 Stunden
> 50 l/m² in 24 Stunden
> 60 l/m² in 48 Stunden
Ergiebiger
Dauerregen
verbreitet
> 70 l/m² in 12 Std.
> 80 l/m² in 24 Std.
> 90 l/m² in 48 Std.
Schneefall
> 10 cm in 6 Stunden
> 15 cm in 12 Stunden
in Lagen über 800 m: > 30 cm in 12 Std.
Starker Schneefall
verbreitet
> 25 cm in 12 Std.
in Lagen über 800 m:
verbreitet > 50 cm in 12 Std.
Schneeverwehung
in Lagen über 800 m: Einzelfallentscheidung
Neuschnee oder
lockere Schneedecke > 10 cm
und wiederholt Böen ab 8 Bft
Starke Schnee-
verwehung

Glatteis
verbreitet Glatteisbildung
am Boden oder an Gegenständen
Glatteis

Tauwetter
mit Dauerregen
bei einer vorhandenen
Schneedecke ( > 15 cm )
Starkes Tauwetter

Sturm
76 bis 104 km/h, 22 bis 28 m/s, 41 bis 55 kn, 9 und 10 Bft
Sturm /
schwerer Sturm

kräftiger Regen
> 15 l/m² in 1 Stunde
kräftiger Regen

große Hitze
Temperaturmaximum
> 35,0°
große Hitze

starker Frost
Temperaturminimum
< minus 20,0°
starker Frost

sehr starke 
Ozonbelastung
Konzentrationen des bodennahen Ozons
> 240 µg/m³ Luft
sehr starke Ozonbelastung









Quelle: MeteoGroup (Wetterlexikon)

Düseneffekt

Im Allgemeinen ist der Düseneffekt auch unter dem Bernoulli- oder Venturi-Effekt bekannt. Dieser besagt: Je enger ein Querschnitt, durch den ein Fluid (Flüssigkeit oder Gas) fließt, desto schneller ist es und desto geringer ist sein Druck
Dies beruht auf dem Energieerhaltungssatz. Zunächst muss man die Annahme treffen, dass es sich um ein ideales und inkompressibles Fluid handelt. Dieses reibungsfreie Fluid fließt nun durch ein waagerechtes, sich verengendes (von einem größeren in einen kleineren Querschnitt übergehendes) Rohr.
Da man annimmt, dass das Fluid inkompressibel ist (d.h. die zeitliche Änderung der Dichte ist 0), muss es in gleichen Zeiten gleiche Volumina durchlaufen, also gilt: 
Diese sogenannte Kontinuitätsgleichung besagt, dass das Produkt aus Querschnitt und Geschwindigkeit konstant ist. Daraus folgt, dass bei kleineren Querschnitten die Geschwindigkeit des Fluids größer wird und umgekehrt.






Jedoch ergeben sich nun zwei wichtige Fragen: Woher kommt die Kraft für die Beschleunigung des Fluids? Und das Fluid besitzt in der Engstelle eine größere kinetische Energie als im Bereich der größeren Querschnittfläche, doch wie kommt diese zusätzliche Energie zustande ohne das Prinzip der Energieerhaltung zu verletzten?

Das Bernoulli-Gesetz liefert die Antworten, denn es muss gelten:
Druckenergie + kinetische Energie = Gesamtenergie
statischer Sruck + dynamischer Druck = Gesamtdruck

Der statische Druck entsteht aufgrund der Teilchenbewegung und der dynamische Druck wirkt nur in Strömungsrichtung. Da die Abnahme des Drucks in der Engstelle mit der Zunahme der kinetischen Energie korrespondiert, bleibt der Energiesatz gewährt.

Diese physikalische Theorie gilt auch für Windströmungen in den bodennahen Luftschichten. Muss eine Strömung einen Engpass passieren, fließt diese aus Kontinuitätsgründen schneller. Ein solcher Düseneffekt tritt üblicherweise in engen Tälern, zwischen eng beieinanderstehenden Gebäuden oder im Bereich von Einsparungen in Bauwerken auftreten, wenn das Einzugsgebiet relativ weitläufig ist. Liegt also ein Ort innerhalb einer Schneise, kann bei entsprechender Windrichtung der Wind kanalisiert werden. Auch die in den Nachtstunden aus Tälern ausströmende Luft kann an Engstellen aufgrund der Düseneffektwirkung deutlich beschleunigt werden. Im Rhonetal kann es bei bestimmten Wetterlagen zu einem kräftigen Düseneffekt kommen, der als Mistral bekannt ist.

Windgeschwindigkeiten bis zum 1,5-fachen gegenüber dem freien Gelände sind wegen dem Düseneffelt somit nicht ungewöhnlich. Folglich sind die gemessenen Windgeschwindigkeiten der Wetterstationen nur als Richtwerte anzusehen.


Quellen: Wikipedia, GeoDZ, MeteoGroup (Wetterlexikon)

Shapiro-Keyser-Zyklone

Das vorgestellte Modell der Tiefentwicklung ist weit verbreitet und stellt das sogenannte Norwegische Zyklonenmodell dar. Bjerknes (1919) und Bjerknes & Solberg (1920) haben hierbei das originale Modell entwickelt, welches später überarbeitet wurde (siehe z. B. WMO 1978).
Die Struktur von einzelnen Zyklonen der mittleren Breiten kann jedoch sehr unterschiedlich ausfallen, weshalb beispielsweise das Shapiro-Keyser-Zyklonenmodell entwickelt wurde (Shapiro & Keyser 1990). Die Tiefentwicklung hängt von einer Vielzahl von dynamischen Faktoren ab. Dazu zählen die groß-skaligen Strömungsverhältnisse, in welchen die Tiefs eingebettet sind, die Stärke der Bodenreibung (z. B. Land gegenüber Ozean), das diabatische Heizen (z. B. solare Einstrahlung, latenter Wärmeeintrag) im Bereich der Zyklone und physische Faktoren wie die Land-See-Verteilung bzw. das Vorhandensein von Gebirgen.
Die Zyklogenese einer Shapiro-Keyser-Zyklone lässt sich in vier unterschiedliche Entwicklungsstadien unterteilen:

© Schultz et al. (1998)
Im Anfangsstadium bildet sich, ähnlich wie im Norwegischen Zyklonenmodell, an der Frontalzone eine thermische Welle mit zunächst noch geringer Amplitude (Stadium I). Die deformative Strömung sorgt dafür, dass die Amplitude der Welle mit der Zeit zunimmt und sich die Kalt- und Warmfront allmählich verschärfen. Das deformative Strömungsfeld äußert sich auch in differentiellen Rotationsbewegungen, die in der Nähe des Tiefdruckkerns an der Kaltfront frontolytisch wirksam sind, so dass die Kaltfront dort die räumliche Anbindung an die Warmfront verliert (Stadium II). Dieser Zustand wird im Fachjargon als Frontal Fracture bezeichnet.

© Schultz et al. (1998)
Die weitere Entwicklung ist dadurch gekennzeichnet, dass sich die Warmfront zunehmend in westliche Richtung verlagert und hierdurch in die nördliche Strömung auf der Rückseite des Tiefs gerät, während die Kaltfront in den Warmsektor vordringt und weitgehend senkrecht zur Warmfront ausgerichtet ist. (Stadium III). Shapiro und Keyser sprachen bei dieser Frontenstruktur von der T-Bone Form, welche sich auch in der Wolkenverteilung widerspiegelt (sogenannte Hammerzyklone). Die zyklonal um das Tief herumgeführte Warmfront wird als Bent-Back Warmfront bezeichnet. Im voll entwickelten Stadium (IV) der Zyklone windet sich die Warmfront vollständig um den Kern des Tiefs und es entsteht die charakteristische spiralförmige Wolkenform. Eine weiteres Merkmal für das Reifestadium der Zyklone besteht in der im Zentrum des Tiefs eingeschlossenen warmen Luft (dargestellt durch geschlossene Isolinie der potentiellen Temperatur, IV unten). Bei dieser Seklusion handelt es sich demnach um einen anderen Vorgang als im Norwegischen Zyklonenmodell.



Shapiro-Keyser-Zyklonen entwickeln sich den Ergebnissen zu Folge eher in einer konfluenten Umgebung (Jeteingang) und meist über dem Ozean. Da die Zyklonen unterschiedliche großskalige Strömungen während ihres Lebenszyklus erfahren, ist es ist möglich, dass sich eine Shapiro-Keyser Zyklone in eine Norwegische Zyklone umwandelt.


Quelle: Vorlesungsskript METSYN (A. Fink / IGM Uni Köln), Synoptische Meteorologie (A. Bott)

Sonntag, 1. Juni 2014

Baroklinität & Barotropie

Bei der Beschreibung atmosphärischer Zustandsänderungen tauchen immer wieder die beiden Begriffe Barotropie und Baroklinität auf. Von einer barotropen Atmosphäre spricht man, wenn die Isothermen, d.h. die Linien konstanter Temperatur, parallel zu den Isobaren verlaufen. Andernfalls, d.h. wenn sich Isothermen und Isobaren schneiden, liegt eine barokline Atmosphäre vor (siehe Abbildung).
Daher verändert sich in einer baroklinen Atmosphäre der geostrophische Wind mit der Höhe. Dagegen bleibt der Wind in einer barotropen Atmosphäre mit parallelen Temperatur- und Druckflächen höhenkonstant.

© A. Fink/V. Ermert
Normalerweise ist die Atmosphäre baroklin geschichtet, wobei die Intensität der Baroklinität sehr starken raumzeitlichen Schwankungen unterliegt. Barotropie ist ein atmosphärischer Gleichgewichtszustand, der bei ungestört ablaufenden Prozessen zwar angestrebt, allerdings meistens nicht erreicht wird, da gleichzeitig immer andere Prozesse existieren, die Baroklinität erzeugen und damit diesem Gleichgewicht entgegenwirken. Baroklinität stellt also den Antrieb für atmosphärische Entwicklungsprozesse dar. Diese laufen umso intensiver ab, je stärker die Baroklinität ist.

Auf globaler Skala entsteht Baroklinität in erster Linie durch die raumzeitlich variierende Erwärmung der Erde, die auf die unterschiedliche starke solare Einstrahlung zurückzuführen ist. Dieser Vorgang stellt den Antrieb für die gesamte großräumige Zirkulation dar (z.B. für den Polarjet).

Neben den großskaligen Zirkulationsmustern existieren auch zahlreiche kleinräumige Strömungssysteme, die durch immer wieder neu erzeugte Baroklinität angetrieben werden. Dazu gehören z.B. die sogenannten Berg- und Talwinde oder die Land-Seewind-Zirkulation.

W = warm, K = kalt / © A. Bott

Quelle: Synoptische Meteorologie (A. Bott)

Frontensysteme

Eine Front ist die Grenze unterschiedlicher Luftmassen in Form einer schmalen Übgergangszone (10 bis 30 km breit). Fronten sind typische Erscheinungen der außertropischen Westwindzone und dort jeweils an ein wanderndes Tiefdruckgebiet (Zyklone) gebunden. In ihnen werden horizontale Temperaturunterschiede umgesetzt. Sie sind in der Regel mit ausgeprägten Wettererscheinungen verbunden und daher wichtig für die Wettervorhersage. In der Regel unterscheidet man zwischen 3 Arten von Fronten: (Ana- oder Kata-)Kaltfront (KF), (Ana-)Warmfront (WF) und (kalte oder warme) Okklusionsfront.

Um die 3-dimensionale Dynamik von Frontensystemen besser deuten zu können, wurde das "Conveyor Belt" Paradigma eingeführt. In den 1980er erkannte man, das die polwärtigen Flüsse von sensibler und latenter Wärme sowie westlichen Impuls im Bereich von extratropischen Zyklonen in konzentrierten Starkwindbändern (Geschwindigkeit: 25-40 m/s, Breite: 200-500 km, Höhe: 2-3 km) stattfinden. Das wichtigste niederschlagswirksame Transportband ist "warm conveyor belt" im Warmsektor. Vor der Warmfront befindet sich der "cold conveyor belt" und Kaltfronten werden in der Höhe von trockenen Luftströmungen überfahren, welche die potentielle Instabilität erhöhen.

© Kurz (1990)



Bei der Anawarmfront kreuzt der "warm conveyor belt" aufsteigend die Bodenwarmfront und biegt dann antizyklonal nach rechts ab. Hier strömt er parallel zur Achse des zur Frontalzone gehörenden Strahlstroms. Der "cold conveyor belt" sinkt zunächst unter Austrocknung gegen die Warmfront ab, biegt dann frontparallel um, steigt an und wird durch fallenden Niederschlag angefeuchtet.
Obwohl auch in der Kaltluft teilweise eine aufwärts gerichtete Vertikalbewegung zu verzeichnen ist, ist diese in der Warmluft stärker. Die sich bildende tiefe Bewölkung in der angefeuchteten und aufsteigenden Kaltluft verschmilzt mit dem Wolkensystem der Warmluft. Im Sommer gibt es eine maskierte Warmfront nach Einfließen maritimer wolkenreicher Luftmassen.




© Kurz (1990)


Bei der Anakaltfront besitzt der "warm conveyor belt" im Relativsystem eine kleine (teilweise ageostrophische) Komponente senkrecht zur Kaltfront. Er kreuzt aufsteigend in sehr flachem Winkel die Bodenkaltfront. Wegen der Bodenreibung steht der unterste Teil der Kaltfront sehr steil. In diesen untersten 2-3 km ist die Hebung der Warmluft maximiert (~m/s). Die weitere Hebung über dem Kaltluftdom ist gering (cm/s). Bei der Anakaltfront treten die Niederschläge postfrontal auf. An der Kaltfront kann es bei potenziell instabiler Schichtung zu Schauern und Gewittern kommen. Die Front hat den Charakter einer vertikal gespiegelten Anawarmfront. Das Wolkensystem ist aber schmaler und weniger hochreichend. Der Niederschlag fällt in die absinkende Kaltluft und kompensiert die Erwärmung. Anakaltfront ist daher im bodennahen Temperaturfeld scharf ausgeprägt und im Relativsystem mit ostseitig konfluenten Trögen verbunden. Sie verlagern sich langsam und neigen zur Wellenbildung. Ein Teil der Anakaltfront wird dann zur Anawarmfront, der andere wandelt sich in eine Katakaltfront um.


© Kurz (1990)


Bei der Katakaltfront weist der "warm conveyor belt" eine nach vorne und aufwärts gerichtete Lage auf. In der Höhe wird die Bodenkaltfront von einer frontrückseitig über dem Kaltluftdom absinkenden und daher trockenen Luft überfahren. Diese obere Relativströmung steigt vor der Front an und bildet in der Höhe eine Höhenkaltfront/Feuchtefront. Hier kann potentielle Labilität erlöst werden. Bei der Katakaltfront fallen die Niederschläge vor der Front. Durch die postfrontale Subsidenz ist die Kaltluft erwärmt, daher erfolgt kein Temperaturrückgang, im Winter sogar eine Erwärmung (maskierte Kaltfront). Katakaltfronten sind schnellziehend und häufig, jedoch sind sowohl die Höhen- als auch die Bodenkaltfronten häufig nur "Feuchtefronten (θ_w-Fronten)".







© Kurz (1990)

Durch Horizontalkonvergenz und Hebung der warmen Luft schmilzt der durch die Warm- und Kaltfront aufgespannte Warmsektor immer mehr, bis beide Fronten verschmelzen (Okklusionsprozess). Liegt die kältere Luft hinter der Okklusionsfront, so spricht man von einer Kaltfrontokklusion, sonst von einer Warmfrontokklusion. Die Warmfrontokklusion ist nach vorne geneigt und Bewölkungsund Niederschlagsgebiet liegen vorderseitig. Sie entstehen durch Hebung der vorderseitigen Kaltluft im frontparallel ansteigenden "cold conveyor belt" und im "warm conveyor belt" darüber. Beide sind zyklonal gekrümmt, jedoch biegt der obere Teil des "warm conveyor belt" zuweilen antizyklonal ab. Die zyklonal gekrümmten Teile sind die bekannten spiralförmigen Wolkenbänder, die typisch für Okklusionsfronten sind. Biegt der obere Teil des „warm conveyor belt“ antizyklonal ab, zeigt sich im Satellitenbild eine zyklonale Wolkenspirale geringerer Mächtigkeit und ein antizyklonal aufgewölbter Cs-Schirm etwa vorderseitig des Okklusionspunktes.



Schnitt durch eine nach Westen ziehende Warmsektorzyklone (gestrichelte Linie):


Zugrichtung/Neigung: Richtung der Isobaren im Warmsektor, Neigung WF/KF 1:100/1:60, Erstreckung WF: bis 1000 km.
Luftdruck: Ausgedehntes Fallgebiet vor der WF mit stärksten Tendenzen in Frontnähe, nach WF leicht fallend, nach KF stark ansteigend.
Wind: Zyklonale Windsprünge an WF und KF, Böigkeit an KF.
Temperatur: Zur WF ansteigend (im präfrontalen Regengebiet Abkühlung und Taupunktsanhebung), im Warmsektor gleichbleibend, nach der KF fallend, wegen Absinkens z. T. erst allmählich, dann aber Taupunktsrückgang.
Wolken/Sicht: 500-800 km vor der WF Cirrus und Cirrostratus, dann Altostratus, später Nimbostratus. Die Sicht verschlechtert sicht. Im Warmsektor Stratocumulus, Aaltostratus und Altocumulus und mäßige Sicht. An der KF Cumulonimben, kurzfristig schlechte, dann sehr gute Sicht. Nach postfrontaler Subsidenz, Rückseitenwetter mit Schauerzellen/-straßen.
Niederschlag: Vor der WF Landregen oder länger anhaltender Schneefall (200-400 km breit), im Sommer bei Freisetzung potentieller Instabilität auch WF-Gewitter, im Warmsektor Sprühregen, an der KF oft Schauer oder Gewitter, postfrontal Schauer. Im Sommer KF meistens inaktiv, vorlaufende Konvergenzlinie.



Quelle: Vorlesungsskript METSYN (A. Fink / IGM Uni Köln)