Donnerstag, 8. Oktober 2015

(Isentrope) Potentielle Vorticity

In der theoretischen Meteorologie hat in den letzten Jahren die Darstellung und Interpretation der potentiellen Vorticity (PV) zunehmend an Bedeutung gewonnen. Die Diskussion über die Nützlichkeit des sogenannten "PV-thinking" wird teils aber auch kontrovers geführt. Es wird kritisiert, dass die mit dem "PV-thinking" gewonnenen Erkenntnisse bereits mithilfe der quasi-geostrophischen Theorie erzielt werden können.

Die PV ist folgendermaßen definiert (in Druckkoordinaten bzw. im p-System):
wobei g die Schwerebeschleunigung, Θ die potentielle Temperatur und η die absolute Vorticity darstellen. Näherungsweise gilt für synoptischskalige Prozesse:
wobei f = 2Ωsin(φ) den Coriolisparameter (φ: geographische Breite) und ζ_p die vertikale Komponente der relativen Vorticity im p-System darstellen.
Die natürliche Einheit der PV ist die sogenannte "PV Unit": 1 PVU = 10⁻⁶ K m² s⁻¹ kg⁻¹. Ferner besitzt die PV zwei wichtige Eigenschaften:
  • Im Falle einer adiabatischen und reibungsfreien Strömung ist die PV eine Erhaltungsgröße (d.h. totale zeitliche Ableitung der PV ist geich Null). Da unter diesen Bedingungen die potentielle Temperatur auch eine Erhaltungsröße ist, ist die PV auf isentropen Flächen (Θ = const.) ein passiver Tracer. 
  • Ist die PV-Verteilung der Atmosphäre gegeben und die bodennahe Verteilung der potentiellen Temperatur bekannt, so können Temperatur-, Wind- und Druckfelder bestimmt werden (PV-Invertierungsprinzip).
Mithilfe einer Darstellung der PV auf isentropen Flächen, sogenannten IPV-Karten, kann eine adiabatische Strömung als quasi-horizontale Advektion der PV visualisiert werden. Insbesondere für die Darstellung der Strömung in der oberen Troposphäre und der Tropopausenregion werden IPV-Karten häufig verwendet (bevorzugte Θ-Niveaus sind 310 bis 320 K).

Als PV-Anomalie wird eine Abweichung vom klimatologischen Mittelwert der PV-Verteilung bezeichnet. Positive PV-Anomalien sind mit einem zyklonalen Windfeld verbunden und negative PV-Anomalien mit einem antizyklonalen Windfeld. PV-Anomalien können sowohl durch diabatische Prozesse in der unteren und mittleren Troposphäre als auch durch adiabatische Prozesse in der oberen Troposphäre erzeugt werden. Im Allgemeinen ist diabatisches Heizen ein essentieller Prozess im Bezug auf PV. Kondensation von Wasserdampf, also Freisetzung von latenter Wärme, in der unteren und mittleren Troposphäre induziert positive PV-Anomalien. Die Bedeutung der diabatischen Prozesse wird durch die totale zeitliche Ableitung der PV ersichtlich:

wobei d(Θ)/dt der diabatischen Heizrate (in K s⁻¹) entspricht. Die obere Gleichung besagt, dass in einem Luftpaket unterhalb (oberhalb) eines Maximums der diabatischen Heizrate PV produziert (vernichtet) wird (für den Normalfall f + ζ_p > 0). 

Referenzen
Bott, A. (2012): Synoptische Meteorologie. Springer-Verlag.
Wernli, H. (2009): Potential Vorticity Perspective. Large-Scale Dynamics Course. ETH Zürich. 

Mittwoch, 7. Oktober 2015

Orkantief LOTHAR am 26. Dezember 1999

Der Dezember 1999 ist bekannt für das Auftreten von 3 intensiven Stürmen über Westeuropa. Anfang Dezember (03.-04.12.99) wütete "Anatol" über Dänemark und Norddeutschland und während des Zeitraums der Weihnachtsfeiertage (25.-28.12.99) sorgten "Lothar" und "Martin" für Extremwetter in der Schweiz, Italien, Frankreich und Süddeutschland. Dieser Artikel befasst sich ausschließlich mit der Orkanzyklone "Lothar" und dabei werden einige meteorologische Fachartikel (Ulbrich et al. 2001, Baleste et al. 2001, Wernli et al. 2002, Kurz 2002) für die Ereignisanalyse herangezogen.

Am 24. Dezember formierte sich während der ersten Tageshälfte (00 bis 12 UTC) ein Tiefdruckgebiet vor der nordamerikanischen Ostküste, welches den Namen "Lothar" erhielt. Anschließend gliederte sich dieses flache Tief in die hyperbarokline Frontalzone über dem Nordatlantik ein, wobei der zum Bodentief korrespondierende Kurzwellentrog nur in der unteren Troposphäre (850 hPa) ausgebildet war. Die über dem Nordatlantik vorherrschende Hyper-baroklinität führte zu einem sehr starken Jetstream mit Geschwindigkeiten von bis zu 200 kn (370 km/h) in 300 hPa, der außerdem eine quasi-zonale Ausrichtung aufwies.
Am 25. Dezember um 00 UTC befand sich "Lothar" südöstlich von Neufundland auf der antizyklonalen Seite des Jetstreams und verlagerte sich in den Folgestunden allmählich unter den rechten Einzugsbereiches des Jetstreaks (Abb. 1, links) und damit in ein Gebiet mit starken quasi-geostrophischen Hebungsantrieben (Höhendivergenz und differentielle PVA). Folglich konnte sich der Kerndruck des Tiefs bis 12 UTC um 10 hPa auf etwa 990 hPa vertiefen. Gleichzeitig kam es jedoch zu einer signifikanten Strukturänderung des Jetstreams: Der Jetstreak vor Westeuropa schwächte sich ab und es bildete sich ein neues Jetmaximum östlich von Neufundland (Abb. 1, rechts). Demnach lag "Lothar" um 12 UTC unter dem rechten Auszugsbereich des neu entstandenen Jetstreaks, wo nur wenig Divergenz vorhanden war (Abb. 1, rechts). Diese wenig förderlichen Bedingungen führten zu einer zwischenzeitlich gehemmten Zyklogenese, so dass eine relativ geringe Vertiefung von "Lothar" bis 18 UTC erfolgte.
Abb. 1: Analyse des Geopotentials (oben, in gpdam) und der Horizontaldivergenz (unten, in 5x10⁻⁶ s⁻¹) in 300 hPa vom 25.12.99 um 00 UTC (links) und 12 UTC (rechts). Der Jetstream ist durch den schwarzen Pfeil dargestellt und der Jetstreak durch den gestrichelt umrandeten Bereich. Der Tiefkern von "Lothar" ist mit einem roten Stern markiert. Quelle: Kurz (2002).
Bis zum 00 UTC-Termin des 26. Dezembers konnten erneut markante Änderungen an der Struktur des Jetstreams beobachtet werden. Zum einen wanderte der vorhin erwähnte neue Jetstreak langsam ostwärts, was zu einer leichten antizyklonalen Biegung der Jetachse in Richtung OSO führte. Zum anderen induzierte die mit "Lothar" in Verbindung stehende und allmählich nordwärts ausgreifende Schichtdicken- bzw. Warmluftadvektion einen Sekundär-Jet, welcher um 00 UTC von Südengland über die Alpen bis zum Balkan verlief (Abb. 2). Demzufolge kam es zu einer Superposition des linken Jet-Ausgangs und des rechten Einzugsbereiches des Sekundär-Jets, woraus ein Feld mit starker Höhendivergenz über Frankreich und dem Westausgang des Ärmelkanals resultierte. Ferner war der bis zu diesem Termin nur niedertroposphärisch ausgebildete Kurzwellentrog, der an "Lothar" gebunden war, erstmals in höheren Troposphärenschichten (in 500 hPa und weniger in 300 hPa) ausgeprägt.
Abb. 2: Analyse des Geopotentials in 300 hPa vom 26.12.99 um 00 UTC (links, in gpdam) und der Horizontaldivergenz (in 5x10⁻⁶ s⁻¹) in 300 hPa vom 25.12.99 um 18 UTC (rechts, oben) und vom 26.12.99 um 00 UTC (rechts, unten). Der Jetstream ist durch den schwarzen Pfeil dargestellt und der Jetstreak durch den gestrichelt umrandeten Bereich. Der Tiefkern von "Lothar" ist mit einem roten Stern markiert. Quelle: Kurz (2002).
Zu diesem Zeitpunkt (26.12.99, 00 UTC) lag die Warmsektorzyklone "Lothar" mit einem Kerndruck nahe 980 hPa unter der Achse des Jetstreams knapp westlich von der Bretagne (Abb. 2). Anschließend kreuzte das Tief die Jetachse zur zyklonalen Flanke und gelangte direkt unter das Gebiet mit der stärksten Höhendivergenz. Darüber hinaus profitierte das Tief von kräftiger differentieller PVA vorderseitig des kurzwelligen Höhentroges. Entsprechend kam es zu einer explosionsartigen Intensivierung von "Lothar", dessen Kerndruck sich innerhalb von sechs Stunden um ca. 20 hPa erniedrigte, so dass sich "Lothar" zu einem mesoskaligen Orkanwirbel entwickelte. Um 06 UTC weilte der Orkan mit einem Kerndruck nahe 960 hPa über der Normandie und der Okklusionsprozess setzte ein (Abb. 3). Im weiteren Tagesverlauf des 26. Dezembers zog "Lothar" rasch ostwärts und dabei füllte sich das Orkantief relativ zügig wieder auf (vertikale Achse zum Kurzwellentrog wurde senkrecht, Abschwächung jeglicher Advektionsprozesse, Einfluss der Bodenreibung). Um 15 UTC erreichte "Lothar" mit einem Kerndruck von rund 977 hPa den Nordosten Deutschlands (Abb. 3).
Abb. 3: Bodenanalysekarten vom 26.12.99 um 00 UTC, 03 UTC, 06 UTC, 09 UTC, 12 UTC und 15 UTC (von links nach rechts, von oben nach unten). Quelle: Kurz (2002).
Die geschilderte Entwicklung von "Lothar" kann auch mithilfe des "IPV-thinking" behandelt werden (IPV = Isentrope Potentielle Vorticity). Am Anfang seines Lebenszyklus zeigten numerische Analysen eine positive PV-Anomalie in der unteren Troposphäre (850 hPa), die sehr nah am Drehzentrum des Tiefs lag und sich in einer stark baroklinen Zone befand (Abb. 4). Diese niedertroposphärische PV-Anomalie wurde durch diabatisches Heizen (Freisetzen latenter Wärme durch Kondensation) induziert, das durch die kontinuierliche Hebung der von "Lothar" mitgeführten maritimen Subtropikluft und durch die positiven Anomalien der nordatlantischen Meeresoberflächentemperaturen sehr intensiv ablief. Entsprechend blieb das mit dem Bodentief verbundene PV-Maximum in der niederen Troposphäre während der Verlagerung in Richtung Westeuropa intakt. Dabei wies "Lothar" einen diabatischen Rossby-Wellen-Charakter auf. 

Abb. 4: Wasserdampf-Satellitenbild vom 25.12.99 um 06 UTC. Das rote Kreuz stellt die ungefähre Lage des Tiefkerns von "Lothar" dar und die Stelle des gewählten Vertikalschnitts (rechts oben) ist markiert. Der rote Pfeil im Vertikalschnitt markiert die niedertroposphàrische PV-Anomalie. Die grünen Linien entsprechen der PV, die schwarzen Linien der potentiellen Temperatur und die dicken orangen Linien den Pixelwerten des Wasserdampfkanals. Quelle: ZAMG.
Als "Lothar" am 26. Dezember zwischen 00 und 06 UTC unter die zyklonale Seite des Jet-Ausgangs geriet, erfolgte eine rasche "bottom-up"-Intensivierung. Zunächst stieß die niedertroposphärische PV-Maximum immer mehr in die mittlere Troposphäre vor und induzierte dabei eine Tropopausenfalte, so dass eine positive PV-Anomalie in der oberen Troposphäre entstand. Dies führte zu der Ausbildung eines nahezu perfekt vertikal ausgerichteten PV-Towers. Mit dieser dynamischen Entwicklung war ein Absinken von sehr trockener Stratosphärenluft in die obere Troposphäre verbunden, was zur extremen Intensität des Orkantiefs beitrug. Diese sogenannte Dry Intrusion war durch den etwa 100 km breiten und sehr dunklen Fleck über Nordfrankreich auf dem WV-Satellitenbild deutlich zu erkennen (Abb. 5).

Abb. 5: Wasserdampf-Satellitenbild vom 26.12.99 um 06 UTC. Die Stelle des gewählten Vertikalschnitts durch den Tiefkern von "Lothar" (links oben) ist markiert. Der rote Pfeil im Vertikalschnitt markiert die Dry Intrusion. Die grünen Linien entsprechen der PV, die schwarzen Linien der potentiellen Temperatur und die dicken orangen Linien den Pixelwerten des Wasserdampfkanals. Quelle: ZAMG.
Auch bezüglich der Luftdruck- und Windmessungen war "Lothar" eine außergewöhnliche extratropische Zyklone. Dessen rapide Verlagerung (~120 km/h über dem Nordatlantik) und Vertiefung bis zur Ankunft in Nordfrankreich sorgten für sehr markante Luftdruckveränderungen, wie beispielweise am 06 UTC-Termin des 26. Dezembers in Rouen (-25,8 hPa in 3h) oder Paris-Orly (-19,0hPa in 3h). Bis 12 UTC fegte das Starkwindfeld von "Lothar" über den Norden Frankreichs hinweg und produzierte dabei Windböen von bis zu 170 km/h (Abb. 6), was naturgemäß zu enormen Schäden an Vegetation und Infrastruktur führte. Am Flughafen Findel in Luxemburg betrug die stärkste Böe 108 km/h und der tiefste Luftdruck belief sich auf 970,7 hPa. Im äußersten Süden Luxemburgs konnten im damaligen Meteomedia-Messnetz Orkanböen registriert werden (Petingen 133 km/h, Bettemburg 124 km/h), wobei es im Norden des Großherzogtums "nur" für Sturmböen reichte (Ettelbrück 78 km/h).

Abb. 6: Auswahl an gemessenen Windspitzen (in km/h) während der Passage des Orkantiefs "Lothar" am 26.12.99.
Zusammenfassend ist zu konstatieren, dass der mesoskalige Orkanwirbel "Lothar" eine recht außergewöhnliche Zyklogenese durchlief, die anfangs einen diabatischen Rossby-Wellen-Charakter besaß und im späteren Verlauf dem Norwegischen Zyklonenmodell entsprach (z.B. Ausbildung ausgeprägter Kaltfront). Essentiell für die bemerkenswerte Vertiefung zwischen 00 und 06 UTC waren zum einen die Strukturänderungen des nordatlantischen Jetstreams und die Bildung des Sekundär-Jets über Europa, wodurch "Lothar" unter ein Gebiet mit sehr starken quasi-geostrophischen Hebungsimpulsen gelangte. Zum anderen waren die diabatischen Prozesse entscheidend für die Entstehung der niedertroposphärischen positiven PV-Anomalie, die dann während der Phase unter der zyklonalen Jetflanke durch eine "bottom-up"-Entwicklung und durch Induzierung einer Dry Intrusion maßgeblich zur Intensivierung von "Lothar" beitrug.
Abb. 7: Infrarotes Bild eines polarumlaufenden Satelliten vom 26.12.99 um 08 UTC. Quelle: Dundee Satellite Receiving Station.

Referenzen:
Baleste, M.C., H. Brunet, A. Mougel, J. Coiffier, N. Bourdette und P. Bessemoulin (2001): Les tempêtes exceptionnelles de Noël 1999. Phénomènes remarquables, 7, Météo-France, 99 Seiten.
Kurz, M. (2002): Die Dezemberstürme 1999. Selbstverlag des Deutschen Wetterdienstes, 23 Seiten.
Ulbrich, U., A.H. Fink, M. Klawa und J.G. Pinto (2001): Three extreme storms over Europe in December 1999. Weather, 56, 70-80.
Wernli, H., S. Dirren, M.A. Liniger und M. Zillig (2002): Dynamical aspects of the life cycle of the winter storm 'Lothar' (24-26.12.199). Q.J.R. Meteorol. Soc., 128, 405-429.

Donnerstag, 24. September 2015

QLCS und Starkwindereignis am 16. September 2015

Synoptische Ausgangslage

Am 16. September um 12 UTC  befand sich Luxemburg auf der Vorderseite eines Langwellentroges im Bereich einer straffen südwestlichen Höhenströmung (Abb. 1, links). Ein kurzwelliger Randtrog verlagerte sich dabei von der Biskaya zum Ärmelkanal und korrespondierte mit einer starken positiven PV-Anomalie (Abb. 1, Mitte). Vorderseitig dieses Randtroges (bzw. dieser Anomalie) sorgte vor allem starke differentielle PVA für markante quasi-geostrophische Hebungsantriebe. Ferner geriet die Großregion im Laufe des Nachmittags unter den leicht diffluenten Ausgangs-bereich des polaren Jetstreams (Abb. 1, rechts), welcher entlang der hyperbaroklinen West- und Südflanke des Langwellentroges verlief.

Abb. 1: Höhenanalysen des amerikanischen Wettermodells GFS vom 16.09.15 um 12 UTC: 500 hPa (links), Druckhöhe der Theta=320 K isentropen Fläche (Mitte) und 300 hPa (rechts). Die dicken schwarzen Linien stellen das Geopotential (in gpdam) dar und die weißen durchgezogenen und gestrichelten Linien (rechts) die horizontale Divergenz (in 10-5 1/s). Die Farbflächen links entsprechen der Temperatur (in °C), in der Mitte der potentiellen Vorticity (in PVU) und rechts der horizontalen Windgeschwindigkeit (in kn). Quelle: www1.wetter3.de/Archiv/.
Im Bodendruckfeld war der langwellige Höhentrog mit dem Tiefdruckgebiet "Ex-Henri" (ehemaliger Tropensturm "Henri", der in die polare Frontalzone eingegliedert wurde ==> extratropische Umwandlung) verbunden, welches um 12 UTC im Bereich der Bretagne einen Kerndruck von etwa 983 hPa besaß (Abb. 2, links). Bis 21 UTC zog das Tief unter stagnierender Intensität zur Nordsee. Bereits in den Morgenstunden zog die Warmfront des Tiefs über Luxemburg hinweg, wobei im Warmsektor eine ausgeprägte niedertroposphärische Advektion subtropischer Luftmassen stattfand. Die aus Südwesten hereinziehende Kaltfront sorgte für zusätzliche Hebungsimpulse und neigte zu Wellenbildungen (Abb. 2, rechts).

Abb. 2: Bodenanalysekarten vom 16.09.15 um 12 UTC (links) und 15 UTC (rechts). Quelle: Deutscher Wetterdienst.
Im Vorfeld der Kaltfront befand sich eine Zone mit schwacher bis moderater latenter Labilität, die vom Atlantik nach Frankreich advehiert wurde. Da über dem Nordosten Frankreichs keine Radiosondenaufstiege durchgeführt werden, wird an dieser Stelle auf Modellanalysen zurückgegriffen. Das französische Modell AROME analysierte/simulierte MUCAPE-Werte zwischen 400 und 1400 J/kg über dem Norden Frankreichs (Abb. 3, links). Die beiden Globalmodelle GFS und ECMWF  ließen die MLCAPE-Werte auf bis zu 800 J/kg steigen. Gemessene Temperaturen von bis zu 25°C und Taupunkte von bis zu 18°C in Nordostfrankreich lassen diese Werte plausibel erscheinen. Dieses präfrontale Gebiet mit verfügbarer Labilitätsenergie schwächte sich jedoch mit der weiteren nordostwärtigen Verlagerung in Richtung Westdeutschland zunehmend ab. Des Weiteren führten Oberwinde von rund 74 kn (137 km/h) in 700 hPa zu einer sehr starken Geschwindigkeitsscherung des Horizontalwindes (siehe 17 UTC Radiosondenaufstieg aus Idar-Oberstein). DLS belief sich auf Werte um 30 bis 35 m/s und LLS betrug ungefähr 20 bis 25 m/s  (Abb. 3, rechts). Außerdem lag eine markante Richtungsänderung des Windes in den unteren 1500 m vor (Rechtsdrehung; Abb. 3, rechts), so dass die SRH zwischen 0 und 1 km auf rund 300 m²/s² (!) stieg.

Abb. 3: MUCAPE-Analyse des Wettermodells AROME 0.025° vom 16.09.15 um 12 UTC (links) und Vertikalprofil des Horizontalwindes des 17 UTC Radiosondenaufstiegs aus Idar-Oberstein (rechts, erstellt mit RAOB). Quelle: www.infoclimat.fr (links).
Zusammenfassend kann also auf Basis der gesamten synoptischen Ausgangssituation schlussgefolgert werden, dass es zu einer Überlappung von schwacher bis mäßiger Labilität, sehr starker vertikaler Windscherung und stark ausgeprägten synoptischskaligen Hebungsantrieben kam. Aufgrund der sehr hohen Helizitätswerte war in Kombination mit einem erhöhten Risiko für das Auftreten von organisierter hochreichender Feuchtekonvektion ein gewisses Tornadopotential nicht von der Hand zu weisen.

Ablauf des konvektiven Wettergeschehens

Um 12 UTC befanden sich südlich von Paris im Bereich der Kaltfront (siehe markanten Gradienten der äquivalentpotentiellen Temperatur) bereits einige aktive Gewitterzellen (Abb. 4, links), die aus einem von der Biskaya hereinziehenden Wolken-gebilde hervorgingen. Während der folgenden Stunde kam es zu einer sehr kräftigen konvektiven Neuentwicklung südlich von Auxerre, woraus ein linienhaft angeordneter Gewitterherd entstand, der sich um 13:30 UTC von Troyes (Region Champagne-Ardenne) bis nach Château-Chinon (Region Burgund) erstreckte (markiert mit einem schwarzen Pfeil in Abb. 4, rechts). Diese Gewitterlinie besaß zu diesem Zeitpunkt Wolkenoberflächentemperaturen von bis zu -67°C (Quelle), was einer Wolkenobergrenzenhöhe von etwa 13 bis 14  km entspricht. Nördlich davon konnte auch über der Mitte der französischen Region Champagne-Ardenne eine leichte Intensivierung der Gewitterzellen beobachtet werden (markiert mit einem weißen Pfeil in Abb. 4, rechts).

Abb. 4: Niederschlagsradarbilder vom 16.09.15 um 12 UTC (links) und 13:30 UTC (rechts). Quelle: Deutscher Wetterdienst.
Im weiteren Verlauf verbanden sich die beiden genannten Gewitterschwerpunkte, wobei sich der nördliche Teil über dem Norden der Champagne-Ardenne (östlich von Reims) teils abschwächte (Abb. 5, rechts). Im Gegensatz dazu verlief die konvektive Entwicklung zwischen Troyes (Region Champagne-Ardenne) und Bar-le-Duc (Region Lothringen) mit extremer Intensität, was zum einen an der sehr hohen Blitzrate erkennbar war (Abb. 5, rechts) und zum anderen an der zunehmenden Bogenform der Radarreflektivitäten. Bis etwa 14:30 UTC bildete sich eine gut organisierte und mesoskalige Gewitterlinie über Nordostfrankreich aus (Abb. 5, links), die als QLCS (engl. Quasi-Linear Convective System) bezeichnet werden kann. Aufgrund der Entwicklung eines Bow Echos innerhalb dieses linearen Gewittersystems kann zudem von einem LEWP (engl. Line Echo Wave Pattern) gesprochen werden. 

Abb. 5: Niederschlagsradarbild vom 16.09.15 um 14:30 UTC (links) und detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) am 16.09.15 zwischen 13:30 und 14:30 UTC (rechts). Quellen: Deutscher Wetterdienst (links), nowcast GmbH (rechts).
Das bogenförmige Segment innerhalb des QLCS, welches sich gegen 14:30 UTC über Bar-le-Duc befand, verlor während der nordostwärtigen Verlagerung in den Norden Lothringens zusehends an Intensität und Organisation (Abb. 6, links), was höchstwahrscheinlich auf die zunehmende Dominanz des sogenannten Rear-Inflow Jets (RIJ) zurückzuführen ist (führt zu Abschwächung der Aufwindzone). Allerdings intensivierte sich die Konvektion nordwestlich des Bogenechos erheblich und dieser krätige Gewitterherd erreichte gegen 15 UTC den äußersten Südosten Belgiens (Abb. 6, links).
Zu diesem Zeitpunkt ist außerdem ein ausgeprägter Rear-Inflow Notch (RIN, Einkerbung der Radarreflektivität an der Rückseite des Gewitters) auf dem Radarbild ersichtlich (markiert mit einem schwarzen Pfeil in Abb. 6, rechts) und dies ist ein deutlicher Hinweis auf die Aktivität eines (trockenen) RIJs.

Abb. 6: Detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) am 16.09.15 zwischen 14:30 und 16:00 UTC (links) und Niederschlagsradarbild vom 16.09.15 um 15:00 UTC (rechts). Quellen:  nowcast GmbH (links), Deutscher Wetterdienst (rechts).
Mit der weiteren Annäherung des über Lothringen befindlichen Bogenechos an Luxemburg bildete sich ein ein mesoskaliger Wirbel (engl. low-level mesovortex), der relativ deutlich auf den Radarbildern zu sehen war (weiß umkreist in Abb. 7). Ferner sei darauf hingewiesen, dass dieser Wirbel nicht mit der Mesozyklone einer Superzelle verwechselt werden sollte. Dieser sogenannte Mesovortex zog mit schwacher bis mäßiger Blitzaktivität (Abb. 6, links) zwischen 15 und 16 UTC über das Großherzogtum hinweg. Darüber hinaus war die Präsenz eines RIJs in den Radialwinddaten durch das Aliasing sichtbar (hellroter Bereich im Grünen auf dem Radarbild um 15:30 UTC, noch deutlicher um 16 UTC), obwohl die Scans zwischen 15 und 16 UTC keine besonders eindeutigen Signaturen lieferten.

Abb. 7: Niederschlagsradarbild vom 16.09.15 um 15:30 UTC. Die Lage des RIJs ist mit dem Pfeil markiert. Quelle: MeteoGroup.
Das QLCS samt Bogenecho sorgte über den nordfranzösischen Regionen Champagne-Ardenne und Lothringen für Gewitterfallböen, die stellenweise orkanartige Stärke und Orkanstärke (> 118 km/h) erreichten (Abb. 8). Im Süden Luxemburgs konnten Sturmböen verzeichnet werden (Petingen 83 km/h, Bartringen 81 km/h und Bettemburg 80 km/h; Quelle), wobei die aufgetretenen Windschäden auf deutlich höhere Windspitzen hindeuten (siehe nächsten Abschnitt). Weiterhin typisierte das französische Gewitter-Observatorium KERAUNOS dieses konvektive Extremereignis als Derecho mit geschätzten Fallböen von bis zu 180 km/h über Nordostfrankreich (Quelle), die mit hoher Wahrscheinlichkeit durch den absinkenden RIJ im Bereich des Bogenechos verursacht wurden. 

Abb. 8: Gemessene Spitzenböen (in km/h) am 16.09.15 zwischen 12 und 18 UTC. Quelle: MeteoGroup.


Ursachendiskussion der Windschäden

Mit dem Durchgang des oben erwähnten Mesovortex (zwischen 15:20 und 16:00 UTC) traten im Südwesten und in der Mitte Luxemburgs - vor allem im Kanton Mersch - signifikante Windschäden auf (Quelle). Die Ursachenforschung gestaltete sich relativ schwierig, da zwei verschiedene Windphänomene zu den beobachteten Schäden an Infrastruktur und Vegetation beitrugen. Zum einen könnte der absinkende RIJ (Abb. 7) als Ursache gehandelt werden, denn die Zugbahn des RINs korrespondierte gut mit Schadensmeldungen. Zum anderen kommt auch noch ein wirbelhaftes Windereignis in Frage, weil in manchen Gegenden des Kantons Mersch konvergente Wurfmuster (Abb. 10) oder schmale Schadensschneisen dokumentiert werden konnten, die nicht auf eine geradliniges Windereignis zurückgeführt werden können. Außerdem liegen mehrere Augenzeugenberichte vor (Quelle), die darauf hindeuten, dass eine wirbelhafte Kraft im Spiel gewesen sein muss. Zudem konnte eine weit herabreichende Trichterwolke fotografiert werden (Abb. 9). Demzufolge kann von einem (oder mehreren) Tornadoereignis(sen) im Kanton Mersch ausgegangen werden, wobei an dieser Stelle keine Detailanalyse (Einstufung der Stärke, genaue Lokalisierung der Schäden, etc...) durchgeführt werden kann. Die Interaktion zwischen dem absinkenden RIJ und dem Mesovortex in Präsenz einer sehr starken niedertroposphärischen Richtungs- und Geschwindigkeitsscherung des Windes war höchstwahrscheinlich essentiell für diese Entwicklung.

Abb. 9: Trichterwolke beobachtet vom Standort Junglinster.

Abb. 10: Windschäden im Wald südwestlich von Mersch.


Mittwoch, 9. September 2015

Starkregenereignis am 01. September 2015

Synoptische Ausgangslage

Am 01. September um 00 UTC weilte eine umfangreiche Höhenantizyklone über dem Osten und Südosten Europas. Dagegen gelangte Westeuropa unter den Einfluss eines Höhentroges, dessen Achse sich von den Britischen Inseln bis zu den Pyrenäen erstreckte (Abb. 1, Mitte). Entsprechend lag Luxemburg unter einer südlichen bis südwestlichen Höhenströmung und geriet somit von Westen her allmählich auf den trogvorderseitigen Hebungsbereich. Über der Nordsee befand sich ein schwacher Jetstreak (Abb. 1, rechts), dessen rechter Eingangsbereich samt signifikanten Hebungsimpulsen gegen Ende der Nacht bzw. am frühen Morgen auf die Großregion übergriff. 

Abb. 1: Höhenanalysen des amerikanischen Wettermodells GFS vom 01.09.15 um 00 UTC: 850 hPa (links), 500 hPa (Mitte) und 300 hPa (rechts). Die dicken schwarzen Linien stellen das Geopotential (in gpdam) dar und die weißen durchgezogenen und gestrichelten Linien (rechts) die horizontale Divergenz (in 10-5 1/s). Die Farbflächen links und in der Mitte entsprechen der Temperatur (in °C) und rechts der horizontalen Windgeschwindigkeit (in kn). Quelle: www1.wetter3.de/Archiv/.
Im Bodendruckfeld etablierte sich ein Tiefdruckgebiet in der Nähe von Dänemark und seine Warmfront verlief von der südlichen Ostsee über Weißrussland bis zur Ukraine (Abb. 2). Von den Niederlanden über Frankreich bis zur Iberischen Halbinsel erstreckte sich eine Kaltfront, die aufgrund ihrer teils parallelen Lage zur Höhenströmung ins Schleifen geriet (Abb. 2). Demnach kam es zu Wellenentwicklungen an der Front, die für eine erhöhte Wetteraktivität in Luxemburg sorgten. Rückseitig der Wellenfront strömte allmählich ein Schwall subpolarer Meeresluft in die Großregion, so dass die an den Vortagen präsente Subtropikluft  nach Osten abgedrängt wurde (Abb. 1, links). 

Abb. 2: Ausschnitte aus der Bodenanalysekarte vom 01.09.15 um 00 UTC (links) und 06 UTC (rechts). Quelle: Deutscher Wetterdienst.
Die vertikale Verteilung der Feuchte und die thermische Vertikalstruktur sowie das vertikale Windprofil der Troposphäre in der Nähe der wellenden Frontalzone werden nun näher untersucht. Dabei wird der 05 UTC Radiosondenaufsteig aus Idar-Oberstein (ca. 60 km östlich von Wasserbillig) herangezogen (Abb. 3). Dieser zeigte eine durch die nächtliche Ausstrahlung induzierte Bodeninversion bis in etwa 900 hPa. Oberhalb davon war die Troposphäre bedingt labil geschichtet, woraus ein MU CAPE von rund 500 J/kg und ein MU CIN von ca. -20 J/kg resultierte. Ferner erreichte das ausfällbare Niederschlagswasser dieses Temps einen für Starkregen förderlichen Wert (37,4 mm) und die hochreichende Geschwindigkeitsscherung des Horizontalwindes war stark ausgeprägt (DLS um 20 m/s).
Zusammenfassend kann auf Basis der gesamten synoptischen Ausgangssituation schlussgefolgert werden, dass es zu einer Überlappung von schwacher Labilitätsenergie, starker Windscherung und signifikanten synoptischskaligen Hebungsantrieben (Superposition von rechtem Jet-Eingang und frontaler Welle) kam. Folglich konnten markante Hebungsprozesse generiert werden, die zu erhöhten und teils gewittrigen Niederschlagsaktivitäten führten.

Abb. 3: Schräges T-log(p)-Diagramm des 05 UTC Radiosondenaufstiegs aus Idar-Oberstein vom 01.09.15. Die rechte Zustands-kurve ist der Temperaturverlauf und die linke gestrichelte Kurve der Verlauf des Taupunkts. Rechts neben den Diagrammen sind die Windpfeile für die entsprechenden Höhen angegeben. Die graue Aufstiegstrajektorie entspricht dem gehobenen instabilsten Luftpaket. MU CAPE ist durch die rote Fläche dargestellt und die blau markierte Fläche entspricht MU CIN. Erstellt mit RAOB.

Ablauf des (konvektiven) Wettergeschehens

Im Bereich der nordostwärts ziehenden Frontalwelle kam es über Zentral- und Nordostfrankreich vermehrt zur Auslöse von hochreichender Feuchtekonvektion, die höchstwahrscheinlich entkoppelt von der Grenzschicht agierte. Gegen 02:15 UTC bildete sich über dem Norden Lothringens konvektive Zellen, die im weiteren Verlauf eine leicht linienhafte Anordnung aufzeigten (Abb. 4, links) und unter allmählicher Abschwächung den Süden Luxemburgs überquerten. Westlich dieser "Gewitterlinie" befand sich ein konvektiv durchsetztes Regengebiet, welches auch Blitze produzierte (Abb. 4) und über die belgische Provinz Luxemburg in den Norden des Großherzogtums zog. Zwischen 05:30 und 07:00 UTC zogen weitere konvektive Starkniederschläge über die südliche Hälfte Luxemburgs hinweg.

Abb. 4: Detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) am 01.09.15 zwischen 01:30 und 04:30 UTC (links) und Niederschlagsradarbild vom 01.09.15 um 03:00 UTC (rechts). Quellen: nowcast GmbH, MeteoGroup.
Die nachfolgenden und teils unterbrochenen Niederschläge waren generell stratiformen Ursprungs und verließen das Großherzogtum in Richtung Rheinland-Pfalz gegen 13:00 UTC. Im Laufe des Abends traten verbreitet noch postfrontale Regenschauer auf.
Angesichts der gemessenen Niederschlagsmengen wurden an manchen Orten die Schwellenwerte des Deutschen Wetterdienstens bezüglich unwetterartigem Starkregen (6 Stunden-Kriterium) bzw. unwetterartigem Dauerregen (12 Stunden-Kriterium) überschritten. Demzufolge kann dieses Wetterereignis als Unwetter bezeichnet werden, welches außerdem für Störungen im Alltagsleben sorgte. Abschließend folgt eine Liste mit den Niederschlagsmengen (in Liter pro m²), die zwischen 04 und 20 Uhr Ortszeit an verschiedenen Wetterstationen gemessen wurden (Quellen: A für ASTA und K für Kachelmann GmbH):
  • 54,6 Oberkorn (A)
  • 54,5 Christnach (A)
  • 53,1 Mersch (A)
  • 52,0 Luxemburg-Pescatore (K)
  • 51,7 Petingen (K)
  • 51,2 Roeser (A)
  • 51,0 Luxemburg-Findel (basierend auf den SYNOP-Meldungen)
  • 50,9 Luxemburg-Merl (A)
  • 49,1 Bettemburg (K)
  • 49,0 Mamer (A)
  • 45,4 Ettelbrück (K)
  • 43,5 Godbringen (A)
  • 41,5 Steinfort (K)
  • 37,0 Wasserbillig (K)
  • 36,1 Wiltz (K)
  • 35,5 Useldingen (A)
  • 34,2 Eschdorf (A)
  • 34,0 Ell (K)
  • 33,9 Echternach (A)
  • 29,7 Böwen (K)
  • 29,2 Stolzemburg (K)
  • 28,7 Ulflingen (K)
  • 23,8 Remich (A)
  • 22,0 Reuler (A)
  • 19,4 Remerschen (A)
  • 18,6 Schengen (K)

Dienstag, 25. August 2015

Multizellengewitter am 14. August 2015

Synoptische Ausgangslage

Am 14. August um 12 UTC lag Luxemburg auf der Vorderseite eines negativ geneigten und langwelligen Höhentroges unter einer südlichen Höhenströmung, wobei sich der primäre Trog von Grönland bis nach Großbritannien erstreckte und der Sekundärtrog befand sich über Frankreich, welcher aus der Eingliederung eines Cut-Offs hervorging (Abb. 1, Mitte). Mit dem Trog gelangte allmählich kühlere Luft nach Westeuropa, so dass die 10°C-Isotherme in 850 hPa in der Nacht auf den 15. August die Großregion erreichte (Abb. 1, links). Quasi-geostrophische Hebungsantriebe lieferte ein kurzwelliger Randtrog über Zentralfrankreich an der Südflanke des Langwellentroges, der hauptsächlich in 300 hPa gut ausgeprägt war und bis 18 UTC in den Nordosten Frankreichs zog. Dessen Vorderseite griff dann mit mäßiger differentieller PVA sukzessiv auf die Großregion über und außerdem korrespondierte dieser Randtrog mit einer schwachen positiven PV-Anomalie. 

Abb. 1: Höhenanalysen des amerikanischen Wettermodells GFS vom 14.08.15 um 12 UTC: 850 hPa (links), 500 hPa (Mitte) und 300 hPa (rechts). Die dicken schwarzen Linien stellen das Geopotential (in gpdam) dar und die weißen durchgezogenen und gestrichelten Linien (rechts) die horizontale Divergenz (in 10-5 1/s). Die Farbflächen links und in der Mitte entsprechen der Temperatur (in °C) und rechts der horizontalen Windgeschwindigkeit (in kn). Quelle: www1.wetter3.de/Archiv/.
Im Bodendruckfeld war das zum Langwellentrog korrespondierende Zentraltief über Island positioniert und ein weiteres Tief lag über der westlichen Nordsee.  Die Warmfront des Nordseetiefs verlief über dem Nordosten Deutschlands und Polen, wobei sich die recht schwierig zu identifizierende und wellende Kaltfront über Belgien und Ostfrankreich be-fand. Diese Frontalzone überlappte sich somit teilweise mit der Vorderseite des oben erwähnten Randtrogs.  

Abb. 2: Ausschnitt aus der Bodenanalysekarte vom 14.08.15 um 12 UTC. Quelle: Deutscher Wetterdienst. 
Die vertikale Verteilung der Feuchte und die thermische Vertikalstruktur sowie das vertikale Windprofil der Troposphäre im Bereich direkt vor der Kaltfront werden nun näher untersucht. Dabei wird der 17 UTC Radiosondenaufsteig aus Idar-Oberstein (ca. 60 km östlich von Wasserbillig) herangezogen (Abb. 3). Dieser zeigte eine relativ gut durchmischte Grenzschicht bis in etwa 1400 m Höhe und die freie Atmosphäre besaß einen relativ hohen Feuchtegehalt bis hin zur Tropopause (ausfällbares Niederschlagswasser ~ 30 mm), die in rund 11,4 km Höhe lag. Da die Temperaturabnahme-rate in der unteren Hälfte der Troposphäre nicht allzu hoch war (Lapse Rate von 6°C pro km zwischen 850 und 500 hPa), ließ sich nur eine schwache Labilität verzeichnen. ML CAPE betrug rund 120 J/kg (SB CAPE ~ 270 J/kg) und ML CIN belief sich auf etwa -60 J/kg (SB CIN ~ -30 J/kg). Die Geschwindigkeitsscherung des Horizontalwindes war hingegen stärker ausgeprägt (beispielweise 11 m/s zwischen 0 und 2 km Höhe),  jedoch stark variierend in den unter-schiedlichen Troposphärenschichten.
Zusammenfassend kann auf Basis der gesamten synoptischen Ausgangssituation schlussgefolgert werden, dass es zu einer Überlappung von niedriger Labilitätsenergie, moderater Windscherung und synoptischskaligen Hebungsimpulsen kam. Demnach war ein gewisses Risiko für konvektive Entwicklungen mit einem etwas höheren Grad an Organisation gegeben. 

Abb. 3: Schräges T-log(p)-Diagramm des 17 UTC Radiosondenaufstiegs aus Idar-Oberstein vom 14.08.15. Die rechte Zustands-kurve ist der Temperaturverlauf und die linke gestrichelte Kurve der Verlauf des Taupunkts. Rechts neben den Diagrammen sind die Windpfeile für die entsprechenden Höhen angegeben. Die graue Aufstiegstrajektorie entspricht einem gehobenen Luftpaket, das die mittleren Temperatur- und Feuchtewerte der untersten 50 hPa besitzt. ML CAPE ist durch die rote Fläche dargestellt und die blau markierte Fläche entspricht ML CIN. Erstellt mit RAOB.

Ablauf des konvektiven Wettergeschehens

Zwischen 15 und 16 UTC kam es hauptsächlich über dem Südosten der Champagne-Ardenne und über dem Westen von Lothringen entlang des konvergenten Windfeldes im Bereich der Kaltfront bzw. an der Vorderseite der positiven PV-Anomalie zur Auslöse von hochreichender Feuchtekonvektion, die im weiteren Verlauf deutlich im sichtbaren Satellitenbild zu erkennen war (Abb. 4, links). Während der nordostwärtigen Verlagerung dieser anfangs noch unorganisierten Gewitterzellen, kam es vereinzelt zu Abschwächungen und konvektiven Neuentwicklungen (Abb. 4, rechts). 
Abb. 4: RGB-Satellitenbild vom 14.08.15 um 17:30 UTC und detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) am 14.08.15 zwischen 15:00 und 18:00 UTC. Quellen: MeteoGroup, nowcast GmbH.
Zwischen 18:30 und 19:00 UTC konnte die Entwicklung einer kompakten linienfömirgen Gewitterzelle nordwestlich von Metz beobachtet werden (Abb. 5, links). Diese gut organisierte Multizelle behielt ihre Struktur auf ihrem Weg in den Süden Luxemburgs bei und die Zelle nahm eine leichte Bogenform an. Im Großraum Kayl und Bettemburg sorgte dieses Gewitter für ein lineares Starkwindereignis (98 km/h in Bettemburg, Quelle: Kachelmann GmbH), dessen Ursache an dieser Stelle nicht vollends geklärt werden kann (mögliche Gründe: "Eindringen" trockener mittel-troposphärischer Luft in die Zelle wegen der Nähe zur PV-Anomalie, Ausbildung eines sehr kurzlebigen und kleinskaligen Rear-Inflow Jets). In den genannten Regionen wurden laut Augenzeugenberichten vereinzelt leichte bis mäßige Sachschäden beobachtet. Nördlich der Hauptstadt desorganisierte und schwächte sich diese Gewitterzelle allmählich ab.

Abb. 5: Niederschlagsradarbilder vom 14.08.15 um 19:00 UTC (links) und 19:50 UTC (rechts). Quelle: MeteoGroup.
Etwa zur gleichen Zeit überquerten weitere mehrzellige Gewitter die belgische Provinz Luxemburg (Abb. 5, links). An der Ostflanke dieses Gewitterherdes bildete sich dabei eine kompakte Multizelle aus, die zwischen 19:00 und 20:15 UTC über den Norden des Großherzogtums zog  (Abb. 5, rechts), ohne dabei auffällige Radarsignaturen aufzuzeigen.

Abb. 6: Detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) am 14.08.15 zwischen 18 und 21 UTC. Quelle: nowcast GmbH.
Die Blitzaktivitäten waren generell moderat (Abb. 6) und die beiden analysierten Gewitterzellen sorgten stellenweise für markante Niederschlagsmengen. Innerhalb einer Stunde fielen in Ulflingen 22 mm Regen, in Huldingen 21 mm, in Eschdorf 19 mm, in Reuler 16 mm und in Bettemburg 15 mm (Quellen: Kachelmann GmbH, ASTA).
Abschließend folgen ein paar visuelle Eindrücke des Gewitters über Südluxemburg:

Ausgeprägte Böenfront, Cumulonimbus Arcus (Standort: Peppingen)


Montag, 24. August 2015

Mehrzellige Gewitter am 13. August 2015

Synoptische Ausgangslage

Am 13. August um 12 UTC erstreckte sich ein Höhenrücken von Algerien über Italien bis nach Polen, so dass Mittel-europa unter hohem Geopotential lag (Abb. 1, Mitte). Über der Biskaya war ein Cut-Off zu finden, welcher im weiteren Verlauf aufgrund der allmählichen Verbindung mit dem Höhentrog bei Island eine negative Neigung erfuhr. Da-zwischen lag die Großregion unter einer südlichen Höhenströmung, die für leichte Warmluftadvektion sorgte, so dass die 15°C-Isotherme um 18 UTC bis zur deutschen Nordseeküste vorstieß. Im Allgemeinen waren die ober-troposphärischen Winde im Randbereich des Cut-Offs nicht besonders stark, da nur sehr schwache Baroklinität in der mittleren Troposphäre vorhanden war. Demzufolge konnte an der Südflanke des Cut-Offs ein schwacher Jetstream analysiert werden (Abb. 1, rechts). 

Abb. 1: Höhenanalysen des amerikanischen Wettermodells GFS vom 13.08.15 um 12 UTC: 850 hPa (links), 500 hPa (Mitte) und 300 hPa (rechts). Die dicken schwarzen Linien stellen das Geopotential (in gpdam) dar und die weißen durchgezogenen und gestrichelten Linien (rechts) die horizontale Divergenz (in 10-5 1/s). Die Farbflächen links und in der Mitte entsprechen der Temperatur (in °C) und rechts der horizontalen Windgeschwindigkeit (in kn). Quelle: www1.wetter3.de/Archiv/.
Im Bodendruckfeld lag korrespondierend zum Höhentief über der Biskaya ein amorphes Tief über Frankreich, wobei sich im Laufe des späten Nachmittags und des Abends eine zonale Tiefdruckrinne vom Ärmelkanal über Belgien bis in den Südosten Deutschlands ausbildete. Darin eingelagert lag ein Frontensystem mit einer Warmfront (über den Niederlanden und Norddeutschland) und einer leicht wellenden Kaltfront (über Westfrankreich und dem Balearen-Meer). Im Warmsektor befand sich eine bodennahe Windkonvergenz, die auf die Großregion übergriff (Abb. 2).  

Abb. 2: Ausschnitt aus der Bodenanalysekarte vom 13.08.15 um 12 UTC. Quelle: Deutscher Wetterdienst.
Die vertikale Verteilung der Feuchte und die thermische Vertikalstruktur sowie das vertikale Windprofil der Troposphäre im Bereich der in der Großregion präsenten Luftmasse werden nun näher untersucht. Dabei wird der 11 UTC Radiosondenaufsteig aus Idar-Oberstein (ca. 60 km östlich von Wasserbillig) herangezogen (Abb. 3). Dieser zeigte eine feuchte und gut durchmischte Grenzschicht bis in 900 hPa (mittleres Mischungsverhältnis ~ 12 g/kg) und oberhalb davon war die untere Troposphäre etwas trockener geschichtet. Zwischen 900 und 700 hPa betrug die Temperatur-abnahmerate (Lapse Rate) rund 8°C pro km. Generell besaß die gesamte Troposphäre einen relativ hohen Feuchtegehalt (ausfällbares Niederschlagswasser ~ 33 mm), wobei ein markanter Einschub trockener Luft im Bereich von 400 hPa zu verzeichnen war. Die Tropopause lag in etwa 13 km Höhe. Insgesamt resultierte aus diesem bedingt labil geschichteten Vertikalprofil ein ML CAPE von 560 J/kg (SB CAPE ~ 1360 J/kg) und ein ML CIN von -180 J/kg (SB CIN ~ -85 J/kg). Die hochreichende Windscherung war hingegen nur schwach ausgeprägt (12 bis 14 kn in ca. 6 km Höhe).
Zusammenfassend kann auf Basis der gesamten synoptischen Ausgangssituation schlussgefolgert werden, dass an diesem Tag ein erhöhtes Risiko für das Auftreten von hochreichender Feuchtekonvektion vorherrschte.

Abb. 3: Schräges T-log(p)-Diagramm des 11 UTC Radiosondenaufstiegs aus Idar-Oberstein vom 13.08.15. Die rechte Zustands-kurve ist der Temperaturverlauf und die linke gestrichelte Kurve der Verlauf des Taupunkts. Rechts neben den Diagrammen sind die Windpfeile für die entsprechenden Höhen angegeben. Die graue Aufstiegstrajektorie entspricht einem gehobenen Luftpaket, das die mittleren Temperatur- und Feuchtewerte der untersten 50 hPa besitzt. ML CAPE ist durch die rote Fläche dargestellt und die blau markierte Fläche entspricht ML CIN. Erstellt mit RAOB.

Ablauf des konvektiven Wettergeschehens

Bereits im Verlauf des Nachmittags (13 bis 14 UTC) entwickelten sich mehrere Gewitterherde entlang einer Konvergenz bzw. Bodenrinne südlich der belgisch-französischen Grenze, die sich zu einer mesoskaligen Gewitterlinie organisierten. Dieser lineare und sehr blitzaktive MCS zog mit teils bogenförmigen Segmenten, konvektiven Neuentwicklungen an dessen Ostflanke und nordwestlicher Zugrichtung über Belgien hinweg (Abb. 4, links). Über dem Großherzogtum fielen diese Neuentwicklungen jedoch wesentlich schwächer aus als über belgischem Boden (Abb. 4, rechts). Dennoch produzierten die konvektiven Zellen zum Teil starke Abwinde, so dass es lokal für starke bis stürmische Böen reichte (Quelle: Kachelmann GmbH), wie z.b. in Petingen (67 km/h) un Steinfort (61 km/h).

Abb. 4: RGB-Satellitenbild vom 13.08.15 um 16.30 UTC (links oben), Niederschlagsradarbild vom 13.08.15 gegen 16 UTC (links unten) und detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) am 13.08.15 zwischen 15:00 und 18:00 UTC (rechts). Quellen: MeteoGroup, Keraunos, nowcast GmbH.
Zwischen 18 und 19 UTC kam es dann über dem Nordosten von der französischen Region Lothringen zur erneuten Auslöse von Konvektion. Die dort entstandenen Gewitter nahmen während der weiteren nordwestwärtigen Verlagerung in Richtung Südluxemburg mehrzellige Strukturen an (Abb. 5, Mitte). Gegen 19:30 UTC erreichten die Gewitter mit mäßiger Blitzaktivität, und ohne einen allzu hohen Grad an Organisation aufzuzeigen, den Südwesten Luxemburgs, wobei sich die elektrische Aktivität nach dem Eintreffen allmählich abschwächte (Abb. 5, links). Zur gleichen Zeit konnten konvektive Neuentwicklungen im Bereich der Hauptstadt beobachtet werden, woraus weitere schwache Multizellengewitter hervorgingen, die in den Nordwesten Luxemburgs zogen (Abb. 5, Mitte und rechts). 

Abb. 5: Detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) am 13.08.15 zwischen 19:00 und 21:30 UTC (links) und Niederschlagsradarbilder vom 13.08.15 um 19:30 UTC (Mitte) und um 20:00 UTC (rechts). Quellen: nowcast GmbH, MeteoGroup. 
Während der Passage der Gewitter konnten lokal markante Niederschlagsakkumulationen verzeichnet werden. Innerhalb von 9 Stunden (13.08. 15 UTC bis 14.08. 00 UTC) fielen beispielweise in Wiltz 24 mm Regen, doch im Allgemeinen lagen die 9-stündigen Niederschlagsmengen in weiten Teilen Luxemburgs zwischen 5 und 15 mm (Quelle: Kachelmann GmbH, ASTA).
Abschließend folgen ein paar visuelle Eindrücke der Blitzaktivitäten dieser Mehrzellengewitter: