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.

Gradientwind

Die Bahn eines Teilchens wird als sog. Trajektorie bezeichnet. Eine Trajektorie ist gleich einer Stromlinie, wenn die Strömung stationär ist. Im Normalfall ist die Bewegung eines Teilchen nicht geradlinig, d. h. dessen Trajektorie ist gekrümmt. In diesem Fall muss zusätzlich zur Druckgradient- und Corioliskraft die Zentrifugalkraft berücksichtigt werden und der sogenannte Gradientwind bezeichnet dabei den Wind der sich durch das Gleichgewicht dieser drei Kräfte ergibt.
Illustration des Gradientwindes, im Fall einer zyklonalen (I) und antizyklonalen Trajektorienkrümmung (II)
Beachte: Ist die Bewegung eines Luftteilchens nur schwach gekrümmt, dann ist die Zentrifugalkraft kleiner als die Corioliskraft. D.h., dass in diesem Fall der Unterschied zwischen dem Gradientwind und dem geostrophischen Wind nicht sehr groß ist. In der Praxis wird meist der geostrophische Wind dem Gradientwind bevorzugt, da die Bestimmung der Zentrifugalkraft über die Analyse der Trajektorienkrümmungen bzw. der Krümmungen der Stromlinien nur schwer möglich ist.
Fazit: Neben dem geostrophischen Wind weht auch der Gradientwind parallel zu den Isohypsen, auf der Nordhalbkugel mit den niedrigen Werten zur Linken. Die Geschwindigkeit des Gradientwindes ist bei einer zyklonal gekrümmten Trajektorie geringer (Subgeostrophie) und im antizyklonalen Fall größer (Supergeostrophie) als die des geostrophischen Windes.
Falls die Zentrifugalkraft sehr viel größer als die Corioliskraft ist, ergibt sich unter der Vernachlässigung der Corioliskraft der sogenannte zyklostrophische Wind. Dieser tritt bei kleinen Krümmungsradien auf, bei denen eine hohe Windgeschwindigkeit erreicht wird (die Corioliskraft ist proportional zu v, wohingegen die Zentrifugalkraft proportional zu v² ist). Beispiele für den zyklostrophischen Wind sind Tornados, Staubteufel und Winde im Zentrum eines starken Hurrikans.

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

Warnkriterien

Es folgen die Warnkriterien des luxemburgischen Wetterdienstes MeteoLux:


Legende:

  • WetterwarnungDas erwartete Wetter ist nicht ungewöhnlich, dennoch können lokal wetter-bedingte Gefährdungen auftreten. Sollten Sie Aktivitäten im Freien unternehmen, informieren Sie sich ständig über die weitere Wetterentwicklung und passen Ihr Verhalten entsprechend an.
  • Warnung vor markantem Wetter: Die erwartete Wetterentwicklung ist nicht ungewöhnlich, jedoch gefährlich. Vereinzelt oder örtlich können Schäden auftreten. Informieren Sie sich über die Wetterentwicklung und vermeiden Sie riskantes Verhalten.
  • UnwetterwarnungDie erwartete Wetterentwicklung ist sehr gefährlich. Es können verbreitet Schäden durch das Unwetter auftreten. Informieren Sie sich laufend über die weitere Unwetterentwicklung. Vermeiden Sie Aufenthalte im Freien, beziehungsweise seien Sie sehr vorsichtig. Folgen Sie auf jeden Fall den unter Umständen ausgegebenen Anweisungen der Behörden, Ordnungs- und Hilfskräfte.

Referenz:
Reckwerth, M. (2012): Wiederwarnungen zu Lëtzebuerg. Referat während der Conférence sur la météorologie.

Donnerstag, 29. Januar 2015

Geostrophischer Wind

Die Erde hat annähernd eine Kugelgestalt und deswegen fällt nördlich und südlich der Tropen weniger Sonnenstrahlung auf einen Quadratmeter als in niederen Breiten. Außerdem steht die Erdachse nicht senkrecht im Raum, weswegen die Jahreszeiten entstehen und Regionen der Erde teilweise keine solare Strahlung erhalten.
In den Tropen, in denen die Strahlung nahezu senkrecht einfällt, erhält das System Erde-Atmosphäre im Mittel Energie (Netto-Strahlungsgewinn). In den mittleren Breiten und an den Polen strahlt die Atmosphäre hingegen mehr Energie ab als sie durch die solare Strahlung erhält (Netto-Strahlungsverlust). Generell ergibt sich deswegen in der unteren und mittleren Troposphäre ein Temperaturunterschied zwischen den südlichen und nördlichen Regionen. Auf der Nordhalbkugel ist dabei der Süden warm und der Norden kalt temperiert.
Da die Höhe eines Druckniveaus proportional zur virtuellen Schichtmitteltemperatur ist, liegen die Druckflächen in der kalten Luft tiefer als in der warmen. Das kommt daher, weil in der kalten Luft unterhalb des z-Niveaus mehr atmosphärische Masse vereinigt ist als in der warmen Luft. Damit ist oberhalb dieser Höhe über der kalten Region weniger Masse vorhanden als in der warmen Luftmasse.

Unter der Annahme einer zonal-symmetrischen Verteilung der kalten und warmen Luftmassen liegen die Isobaren parallel zueinander, mit dem niedrigen Druck im kalten Bereich. Auf ein Luftteilchen wirkt auf der z-Fläche somit die Druckgradientkraft ein und beschleunigt es zum niedrigen Druck. Die Geschwindigkeit des Luftteilchen nimmt zu und die Corioliskraft verstärkt sich. Auf der Nordhalbkugel sorgt die Corioliskraft für die Ablenkung des Luftteilchen nach rechts. Wirkt keine weitere Kraft, so befindet sich das Luftteilchen schließlich im sogenannten geostrophischen Gleichgewicht. 

Unter der Annahme, dass eine Bewegung lediglich durch die Druckgradient- und die Corioliskraft ausbalanciert ist, stellt sich der sogenannte geostrophische Wind ein. Aus der Bewegungsgleichung im (x,y,z)-System lässt sich herleiten:

Schematische Darstellung des geostrophischen Gleichgewichts
Da die Dichte ρ von der Höhe abhängt (ρ = ρ(z)), sind gleiche Druckgradienten im (x,y,z)-System kein Merkmal für gleich starke geostrophische Winde. Bei gleichem Druckgradient ist der geostrophische Wind in höheren atmosphärischen Schichten stärker, d. h. bei gleichem Druckgradienten ergeben sich in unterschiedlichen Höhen verschiedene geostrophische Wind-geschwindigkeiten. Dieser Nachteil kann durch das (x,y,p)-System vermieden werden:

Im (x,y,p)-System weht der geostrophische Wind parallel zu den Isohypsen (Linien gleicher geo-potentieller Höhe), auf der Nordhalbkugel mit den niedrigeren Werten zur Linken.
Beachte: Aufgrund der Breitenabhängigkeit des Coriolisparameters nimmt bei gleicher Isohypsendrängung der geostrophische Wind in Richtung Pol ab.


Referenz:
Fink, A. & Ermert, V. (2006): Synoptische Meteorologie. Übungsskript, Universität zu Köln.
Etling, D. (2002): Theoretische Meteorologie. Springer-Verlag.

Samstag, 24. Januar 2015

Kaltluftgewitter am 14. Januar 2015

Synoptische Situation 

Am 14. Januar um 00 UTC erstreckte sich ein steuerndes und hochreichendes Zentraltief mit entsprechendem Geopotentialminimum und mehreren Drehzentren von Island über das Europäische Nordmeer bis vor die Küste Norwegens und  beeinflusste das Wettergeschehen in West- und Mitteleuropa. Über Großbritannien und weiter nach Süden bis in die Biskaya befand sich ein flacher Höhentrog mit schwacher Amplitude (Abb. 1). Die Großregion lag somit auf der Trogvorderseite unter einer zyklonal gekrümmten südwestlichen Höhenströmung. Im Bodendruckfeld befand sich Luxemburg zu diesem Zeitpunkt hinter einer (ersten) Kaltfront, die an den oben erwähnten Zentraltiefkomplex gebunden war.

Abb. 1: Analyse des Geopotentials und der Temperatur in 500 hPa, rot: PVA in 300 hPa | © wetter3
Abb. 2: Bodenanalyse 03 UTC | © Deutscher Wetterdienst
Zwischen 00 und 03 UTC erfolgten über Nordfrankreich frontogenetische Prozesse, die durch einen leicht erhöhten Gradienten der äquivalentpotentiellen Temperatur und durch differentielle positive Vorticityadvektion (DPVA) an der Vorderseite des oben genannten Troges induziert wurden (Abb. 1). Entsprechend wurde vom Deutschen Wetterdienst um 03 UTC eine zweite Kaltfront analysiert (Abb. 2), die von Nordfrankeich über Benelux in den Westen Deutschlands zog und an die Trogvorderseite gekoppelt war. Während der weiteren Ostverlagerung über Deutschland schwächte sich die zweite Kaltfront zusehends ab und "vereinte" sich im Laufe des Vormittags mit der ersten Kaltfront.
Zudem kam es während der ersten Tageshälfte zu einer marginalen Amplifizierung des westeuropäischen Höhentroges wegen der starken Schichtdickenadvektion an der Vorderseite eines Tiefs westlich von Irland (Abb. 3). Dabei erfuhr die Trogachse eine leichte negative Neigung und dies führte wiederum zu einer Zunahme der Advektion vorderseitiger positiver Vorticity in 500 hPa.

Abb. 3: Analyse des Geopotentials und der Temperatur in 500 hPa um 12 UTC, rot: Trogachse, orange: PVA, violett: NVA | © wetter3
Um 12 UTC gelangte Luxemburg in den Bereich des rasch ostwärts ziehenden Kurzwellentroges, der in die leicht mäandrierende Frontalzone eingelagert war (Abb. 3). Im Trogbereich floss maritime und sehr labil geschichte Polarluft ein, wobei die Temperaturen in 500 hPa vorübergehend bis auf Werte um -35 °C zurückgingen. Desweiteren schob sich ein Jetstream in die Rückseite des Troges (Jetstreak quasi parallel zur Trogachse), so dass die Trogvorderseite von der Divergenz des linken Ausgangs des Jetstreams profitieren konnte.
Im Bodendruckfeld stand dieser kurzwellige Höhentrog mit einem flachen postfrontalen Bodentrog (inklusive Konvergenz) in Verbindung (Abb. 4). 

Abb. 4: Bodenanalyse 12 UTC | © Deutscher Wetterdienst
Ein weiteres synoptisches Merkmal war eine sogenannte Tropopausenfaltung während des Trogdurchgangs. Im Bereich der Trogachse konnte eine positive Anomalie der potentiellen Vorticity in der oberen Troposphäre festgestellt werden. Diese machte sich in einem markanten Absinken der dynamischen Tropopause (dicke violette Linie) bemerkbar (Abb. 5a). Weiterhin wurden die Isentropen (= Linien gleicher potentieller Temperatur) bis zu einer Höhe von etwa 350 hPa von der positiven PV-Anomalie sozusagen aufgesaugt (Abb. 5a). Darüber hatten die Isentropen die entgegengesetzte Krümmung. Außerdem war an der linken Flanke der PV-Anomalie eine sogenannte Dry Intrusion auszumachen: Stratosphärenluft, die aufgrund der sehr geringen stratosphärischen Wasserdampfkonzentrationen sehr trocken ist, drang bis in die untere Troposphäre ein (Abb. 5a). Weiterhin war die positive PV-Anomalie mit einer symmetrischen Jetstream-Struktur verbunden und entsprechend bewirkte diese Anomalie ihre eigene zyklonale Zirkulation (Abb. 5b). An der linken Flanke der positiven PV-Anomalie führte die Dry Intrusion in Kombination mit negativer Vorticityadvektion (NVA) zu Absinkprozessen, wohingegen postive Vorticityadvektion (PVA) im Bereich der Tropopausenfalte für Hebung sorgte (Abb. 5c).

Abb. 5a: Vertikalschnitt der rel. Luftfeuchte (grün, orange), Isentropen (schwarz) und PV (pink) von 50°N/20°W bis 50°N/20°O um 12 UTC
© EUMETRAIN
Abb. 5b: Vertikalschnitt des Windes (braun), Isentropen (schwarz) und PV (pink) von 50°N/20°W bis 50°N/20°O um 12 UTC
© EUMETRAIN
Abb. 5c: Vertikalschnitt der VA (grün), Isentropen (schwarz) und PV (pink) von 50°N/20°W bis 50°N/20°O um 12 UTC
© EUMETRAIN

Thermodynamische und kinematische Umgebung 

Als Referenz für die vertikale Schichtung der Atmosphäre während der Passage der zweiten Kaltfront werden nun an dieser Stelle die Daten des Radiosondenaufstiegs aus Beauvechain (Belgien) verwendet, welcher um 23:31 Ortszeit gestartet wurde. In Abb. 6a 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. 6a | © IGMK
 Es folgt eine Auflistung der wichtigsten Parameter:
  • 500 hPa Temperatur: -32,1 °C
  • 500 hPa Wind: 65 kn (118 km/h)
  • 850 hPa Temperatur: -2,5 °C
  • 850 hPa Wind: 37 kn (67 km/h)
  • 850 hPa pseudopotentielle Temperatur: 20 °C
    ==> Luftmassentyp: Subpolare Meeresluft (mP)
  • 850 - 600 hPa Lapse Rate: 18,3 °C
  • Mixed-Layer Lifted Index (500 hPa): 0 °C
  • Mixed-Layer CAPE: 20 bis 25 J/kg==> sehr schwache bis inexistente latente Instabilität
  • KO-Index: ==> labile atmosphärische Verhältnisse
  • Höhe der Tropopause: 9,7 km (260 hPa)
  • Schichtdicke 1000/500 hPa: 5294 gpm
  • Ausfällbares Niederschlagswasser (PWAT): 12 bis 13 mm
  • Windscherung 0-3 km: 22,6 m/s
  • Windscherung 0-6 km (DLS): 37,5 m/s
  • SRH 0-3 km: 300 m²/s²
Die durch den Trog einströmende Höhenkaltluft labilisierte die troposphärische Schichtung zwischen 900 und 500 hPa. Eine gut durchmischte bzw. trockenindifferente Schicht war zwischen 950 und 850 hPa auszumachen, wobei die Troposphäre oberhalb von 850 hPa bis in 500 hPa feuchtindifferent bzw. trockenstabil geschichtet war. Demnach waren mithilfe von synoptisch-skaligem Hebungsantrieb (DPVA) vertikale Umlagerungen bis hin zu kurzen Gewittern möglich. Die stürmischen niedertroposphärischen Winde (bis 55 kn in 700 hPa) konnten somit bei gegebener Konvektion bis in Bodennähe durchgereicht werden. Aufgrund der sehr starken hochreichenden Windscherung war linienförmig organisierte Konvektion durchaus denkbar.
Als Referenz für die vertikale Schichtung der Atmosphäre während der Passage der positiven PV-Anomalie bzw. des Höhentroges werden nun an dieser Stelle die Daten des Radiosondenaufstiegs aus Idar-Oberstein (Rheinland-Pfalz) verwendet, welcher um 11:45 Ortszeit gestartet wurde. In Abb. 6b 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. 6b | © IGMK

Es folgt eine Auflistung der wichtigsten Parameter:
  • 500 hPa Temperatur: -33,9 °C
  • 500 hPa Wind: 56 kn (104 km/h)
  • 850 hPa Temperatur: -4,1 °C
  • 850 hPa Wind: 45 kn (83 km/h)
  • 850 hPa pseudopotentielle Temperatur: 17 °C
    ==> Luftmassentyp: Subpolare Meeresluft (mP)
  • 850 - 600 hPa Lapse Rate: 18,9 °C
  • Mixed-Layer Lifted Index (500 hPa): 0,9 °C
  • Mixed-Layer CAPE: 5 bis 10 J/kg
  • Surface-Based CAPE: 35 bis 50 J/kg==> sehr schwache bis inexistente latente Instabilität
  • KO-Index: ==> labile atmosphärische Verhältnisse
  • Höhe der Tropopause: 7,3 km (380 hPa)
  • Schichtdicke 1000/500 hPa: 5271 gpm
  • Ausfällbares Niederschlagswasser (PWAT): 9 bis 10 mm
  • Windscherung 0-1 km (LLS): 16,4 m/s
  • Windscherung 0-6 km (DLS): 28,8 m/s
  • SRH 0-3 km: 300 bis 400 m²/s²
Auch bei dieser vertikalen Sondierung ist die Labilisierung durch den kurzwelligen Trog erkennbar, welcher mit hochreichend labiler subpolarer Meeresluft angereichert war. Eine gut durchmischte bzw. trockenindifferente Schicht war zwischen dem Boden und 880 hPa auszumachen, wobei die Troposphäre oberhalb von 880 hPa bis in 380 hPa annähernd feuchtindifferent bzw. trockenstabil geschichtet war. Entsprechend waren mithilfe von großflächigem synoptisch-skaligem Forcing konvektive Entwicklungen bis hin zu kurzen Gewittern möglich. Die stürmischen niedertroposphärischen Winde (bis 50 kn in 700 hPa) konnten somit bei gegebener Konvektion bis in Bodennähe durchgereicht werden. Aufgrund der sehr starken hochreichenden Windscherung war linienförmig organisierte Konvektion durchaus denkbar. Die aufgrund der positiven PV-Anomalie sehr tief angesiedelte Tropopause ließ eine Konvektionshöhe von maximal 7 km zu.

Verifikation 

Während der zweiten Nachthälfte vom 13. auf den 14. Januar zog zwischen 02 und 04 UTC eine Kaltfront über Luxemburg hinweg, die einem Höhentrog vorgelagert war. Das konvektive Niederschlagsband der Front enthielt linienförmige Segmente (Abb. 7a), die auf mögliche markante Windereignisse hindeuteten. Aufgrund der schnellen Frontverlagerung war Starkregen kein Thema, jedoch konnte stellenweise Graupel beobachtet werden. Die Frontpassage war von einem leichten Druckanstieg, einem Windsprung von Südwest auf West und einem Temperaturrückgang von etwa 2 bis 3 °C begleitet.

Abb. 7: Niederschlagsradaranimation von 01 bis 04 UTC | © MeteoGroup
Der vertikale Impulstransport sorgte während des Frontdurchgangs verbreitet für stürmische Windböen, wobei punktuell sogar (schwere) Sturmböen gemessen werden konnten (Abb. 8), wie z.B. in Bettemburg (89 km/h) oder in Aachen (93 km/h). Dies lässt sich auf die lokal unterschiedlich stark ausgeprägte Konvektion zurückführen.

Abb. 8: Windspitzen (> 50 km/h) zwischen 00 und 06 UTC | © MeteoGroup
Gegen Mittag erreichte die an die Bodenkonvergenz gebundene Feuchtekonvektion die Großregion. Dabei zogen vermehrt Schauerzellen über Luxemburg hinweg (Abb. 9), die punktuell wieder für stürmische Böen oder Sturmböen sorgten (Abb. 10), wie z.B. in Ulflingen (81 km/h). Insgesamt war die Konvektion an der nächtlichen Kaltfront aber wesentlich organisierter und stärker. In höheren Lagen (über 350 bis 500 Meter) konnte zeitweise auch die feste Niederschlagsphase beobachtet werden.

Abb. 9: Niederschlagsradaranimation von 11 bis 14 UTC | © MeteoGroup
Abb. 10: Windspitzen zwischen 12 und 18 UTC | © MeteoGroup
Auf den sichtbaren Satellitenbildern konnte der Durchgang der Trogachse gut nachvollzogen werden, denn westlich der Achse sorgte die Dry Intrusion in Kombination mit NVA für Wolkenauflösung und östlich der Achse sorgte kräftige PVA für Hebung (Abb. 11). Außerdem konnte vor der Ankunft der Trogachse einen leichten Druckfall und nach dem Durchgang einen markanten Druckanstieg von etwa 3 bis 4 hPa innerhalb von 3 Stunden gemessen werden.
Weiterhin zeigte das Airmass-Satellitenbild um 12 UTC die dünne Dry Intrusion von der nördlichen Nordsee bis in den Norden Frankreichs (cyanblauer Pfeil in Abb. 12).

Abb. 11: RGB-Satellitenbildanimation von 11 bis 14 UTC | © MeteoGroup
Abb. 12: Airmass RGB-Satellitenbild um 12 UTC | © EUMETRAIN
Trotz der geringen vertikalen Mächtigkeit der Konvektion (maximal 6 bis 8 km) produzierten manche Zellen elektrische Aktivitäten. Die höchste Blitzdichte konnte im Bereich von Lüttich und Aachen beobachtet werden, wobei elektrische Entladungen über Luxemburg nur sehr punktuell auftraten (Abb. 13).

Abb. 13:  Detektierte Blitze zwischen 00 und 18 UTC | © nowcast GmbH, LINET view
Generell handelte es sich also bei diesen geladenen Zellen um sogenannte Kaltluftgewitter. Der vertikale Temperaturgradient innerhalb der konvektiven Wolken lag bei etwa 25 bis 30 °C und die Wolkenluft befand sich größtenteils gänzlich im negativen Temperaturbereich, so dass durch Kollision von Eiskristallen mit unterkühlten Wassertröpfchen ein gewisses Maß an elektrischer Spannung erzeugt werden konnte.
Kaltluftgewitter sind in der Regel nicht vergleichbar mit sommerlichen Schwergewittern, insbesondere in Bezug auf Konvektionshöhe, Blitzaktivität und Niederschlagsintensität. Jedoch können unter besonderen atmosphärischen Bedingungen schwere lineare Windereignisse auch bei linienförmig organisierten Kaltluftgewittern auftreten.