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.

Montag, 22. Dezember 2014

Jahreszeitliche Verteilung der Sonnenstrahlung

Die Erde umkreist die Sonne in einer ganz schwach exzentrischen Ellipse und der mittlere Abstand der Erde zur Sonne beträgt etwa 149,6 Mio. km. Der Abstand im Perihel (sonnennächste Position) beträgt ca. 147 Mio. km und im Aphel (sonnenfernste Position) ca. 152 Mio. km. Das Perihel wird Anfang Januar durchlaufen und das Aphel dementsprechend Anfang Juli (Abb. 1). Die Erde ist also in der Tat der Sonne während des nördlichen Hochwinters am nächsten.
Mit dieser jahresperiodischen Schwankung des Abstands der Erde zur Sonne schwankt auch die Sonnenbestrahlungsstärke am oberen Rand der Erdatmosphäre zwischen 1325 W/m² und 1420 W/m². Somit liegt der Wert im Perihel etwa 3,4 % oberhalb und im Aphel etwa 3,3 % unterhalb der mittleren Solarkonstante ( = 1367 W/m²).
Wegen der höheren Bahngeschwindigkeit der Erde in Perihelnähe (2. Keplersches Gesetz: Drehimpulserhaltung) ist der Nordwinter/Südsommer mit 179 Tagen (23.09. bis 21.03.) etwas kürzer als der Nordsommer/Südwinter mit 186 Tagen.

Abb. 1: Entstehung der Jahreszeiten | Quelle
Sommer und Winter selbst sind eine Folge der Neigung der Erdachse relativ zur Bahnebene, der sogenannten Ekliptik. Diese Neigung beträgt etwa 23,5° und zusammen mit der Ekliptik bildet die Drehachse der Erde einen Winkel von 66,5°. Die Stellung der Erdachse in Bezug auf die Erdbahnebene (Ekliptik) bleibt das ganze Jahr über gleich. 

Abb. 2a | Quelle
Abb. 2b | Quelle


















Auf der Nordhalbkugel bedeutet dies, dass im Winter der Winkel zwischen den Lichtstrahlen und der Erdoberfläche relativ klein ist. Es liegt also ein flacher Lichteinfall vor (Abb. 2b). Im Sommer ist dieser Winkel dagegen relativ groß, es liegt also ein steiler Lichteinfall vor (Abb. 2a).
Nach dem Lambertschen Gesetz gilt: Je steiler die Sonnenstrahlen auf die Erde auftreffen, desto größer ist die Strahlungsenergie, weil die Strahlen bei steilerem Winkel eine kleinere Fläche bestreichen (Abb. 3). Mathematisch formuliert:
Abb. 3 | Quelle
Das Lambertsche Gesetz bestimmt die Bestrahlungsstärke J der Sonne als Funktion der Sonnenhöhe bzw. des Einfallswinkels der Strahlen. Dabei ist J_0 die maximale Bestrahlungsstärke, die bei einem Einfallswinkel von 90° gleich J ist..
In den Mittelbreiten beträgt der Einfallswinkel bei Sommerbeginn etwa 63,5° und bei Winterbeginn etwa 21,5°. 

Neben der jahreszeitlichen Schwankung der Strahlung weist die Sonneneinstrahlung auf eine bestimmte Fläche der Erdatmosphäre einen tageszeitlichen Verlauf auf (Tag und Nacht). Dieser wird durch die Rotation der Erde um ihre eigene Achse verursacht.


Quellen: Physik unserer Umwelt (Die Atmosphäre), LEIFI Physik

Samstag, 15. November 2014

Klimadiagramme CRP-GL

Folgende Abbildungen stammen aus der 2004er Edition vom "Annuaire hydro-climatologique du Grand-Duché de Luxembourg".

Anmerkung - Die Grafiken stellen die homogenisierte Datenreihe der klimatologischen Station Luxemburg-Stadt dar (ab 1947 Flughafen Findel).

Verlauf der Jahresmitteltemperaturen von 1838 bis 2004

Verlauf der jährlichen Sonnenscheindauer von 1931 bis 2004

Niederschlagsklimatologie

Beschreibung des Datensatzes:
  • GPCC v6 (Global Precipitation Climatology Centre): hochaufgelöste Reanalyse des Niederschlags.

Anmerkung - In den Abbildungen ist die Einheit der jährlichen Niederschlagsmengen Millimeter pro Tag (oder Liter pro m² pro Tag), d.h. die Gesamtniederschlagsmenge eines Jahres wird durch 365 (bzw. 366) geteilt.


Verlauf der jährlichen Niederschlagsmengen in mm pro Tag (1901 bis 2013)
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Anomalien der jährlichen Niederschlagsmengen in mm pro Tag (1901 - 2013) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1961 - 1990
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Anomalien der jährlichen Niederschlagsmengen in mm pro Tag (1901 - 2013) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1981 - 2010
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Temperaturklimatologie

Beschreibung der Datensätze:
  • GISTEMP (Goddard Institute for Space Studies): Interpolierter Temperaturdatensatz mit relativ niedriger Auflösung, ziemlich genau für große räumliche (> 1000 km) und zeitliche Skalen.
  • NCDC MOST (National Climate Data Center): wenig interpolierter Datensatz mit anderen Homogenitäten, Auflösung von 5°.
  • HadCRUT4 (Hadley Centre & Climate Research Unit): Datensatz mit den meisten Löcher (Europa davon nicht betroffen) und mit fortgeschrittenen SST Korrekturen, nicht interpoliert, Auflösung von 5°.
  • CRU TS 3.10 (Climate Research Unit Time-Series): komplett interpolierter Datensatz mit hoher Auflösung (0.5°), ermöglicht Klimatologie in Regionen ohne Beobachtungsdaten.
Anmerkung - Bei den abgebildeten Daten handelt es sich um die Variable "near-surface temperature".

Anomalien der Jahresmitteltemperaturen (1880 bis 2013) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1961 - 1990 
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Anomalien der Jahresmitteltemperaturen (1880 bis 2013) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1981 - 2010
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Anomalien der Jahresmitteltemperaturen (1880 bis 2013) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1961 - 1990 
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Anomalien der Jahresmitteltemperaturen (1880 bis 2013) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1981 - 2010
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Anomalien der Jahresmitteltemperaturen (1880 bis 2013) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1961 - 1990 
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Anomalien der Jahresmitteltemperaturen (1880 bis 2013) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1981 - 2010
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Verlauf der Jahresmitteltemperaturen (1901 bis 2013)
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Anomalien der Sommermitteltemperaturen (1880 bis 2014) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1961 - 1990 
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Anomalien der Sommermitteltemperaturen (1880 bis 2014) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1981 - 2010
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Anomalien der Wintermitteltemperaturen (1880 bis 2014) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1961 - 1990 
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Anomalien der Wintermitteltemperaturen (1880 bis 2014) bezüglich der klimatologischen Referenzperiode 1981 - 2010
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Montag, 10. November 2014

Medicane QENDRESA I am 07. November 2014

In der Nacht vom 06. auf den 07. November ging aus einem schmalen und langwelligen Höhentrog über Westeuropa ein Abtropfprozess hervor (Abb. 1). Der daraus resultierende Cut-Off  positionierte sich am 07. November um 12 UTC zwischen Nordtunesien und Sizilien, mit dem dazu gehörigen Bodentief.  Zudem kam es zu einer Erwärmung des Höhentiefkerns.

Abb. 1: Animation der Analyse des 500 hPa Geopotentialfeldes und der 500 hPa Temperatur vom amerikanischen GFS-Modell |
06.11. 00 UTC bis 08.11. 00 UTC  | © wetter3
Im Laufe des Vormittags konnte sich das oben erwähnte Bodentief QENDRESA I bis auf einen Kerndruck von 992 hPa vertiefen (Quelle: Messwert der Wetterstation auf der italienischen Insel Pantelleria um 08 UTC). Dabei bildete sich langsam einen klar strukturierten und größtenteils wolkenfreien Tiefkern aus, welches man auch als "Auge" bezeichnen könnte (Abb. 2). Dies war auf das sich langsam erwärmende Tiefzentrum und auf die zirkum-geordnete Konvektion (Kondensation der verdunsteten warmen Meeresluft) zurückzuführen, wodurch im Zentrum Absinkbewegungen und somit Wolkenauflösung einsetzten.
Hervorgerufen wurde die Zyklogenese höchstwahrscheinlich durch das thermodynamische Ungleichgewicht zwischen dem Meer und der mittleren Troposphäre: Meeresoberflächentemperaturen bis zu 24 °C und bis zu -20 °C in 500 hPa (Abb. 1). 

Abb. 2: RGB-Satellitenbildanimation von 07 bis 10 UTC | © MeteoGroup
Die recht scherungsschwache Umgebung begünstigte die Entwicklung einer nahezu symmetrischen Struktur, die das Tief während seiner Ost-Verlagerung in Richtung Malta adoptierte (Abb. 3).  Im Laufe des Nachmittags konnte sich der Tiefdruckwirbel bis auf einen Minimaldruck von 979 hPa weiter vertiefen (Quelle: Messwert einer privaten Davis-Wetterstation in St. Pauls Bay (Malta) um 17:30 UTC), so dass man davon ausgehen kann, dass er seine Energie fast ausschließlich aus dem relativ warmen Oberflächenwasser des zentralen Mittelmeeres bezog. Die labile Schichtung der unteren Troposphäre und die dadurch generierte Konvektion führten zur Freisetzung von latenter Wärme, die vermutlich einen hohen Anteil an der Intensivierung von QENDRESA I hatte. Dynamische Einflüsse waren allenfalls nur kurz nach dem abgeschlossenen Abtropfprozess durch horizontale Temperaturgegensätze in der mittleren Troposphäre (Baroklinität) von Bedeutung.

Abb. 3: RGB-Satellitenbild vom 07.11. um 15 UTC | © MeteoGroup
Dementsprechend eignete sich das Druckgebilde nach und nach auch subtropische/tropische Eigenschaften an, wie z.B. die Ausbildung eines sehr scharfen Druckgradienten rund um das niederschlags- und wolkenfreie "Auge". Diese extreme Drängung der Isobaren auf kleinstem Raum, die stellenweise für extreme Orkanböen sorgte, wurde am 07.11. vom 03 UTC-Lauf des hochaufgelösten MOLOCH-Modells sehr gut simuliert, sowie auch der niedertroposphärisch angesiedelte warme Kern des tropensturmähnlichen Tiefs (Abb. 4). Die Zugbahn und -geschwindigkeit wurde jedoch vom europäischen Globalmodell ECMWF genauer simuliert als vom italienischen Wettermodell.

Abb. 4: 18 UTC-Vohersage des Bodendrucks und der 850 hPa Temperatur vom MOLOCH-Modell am 07.11. | © CNR-ISAC
Nachdem QENDRESA I im Laufe des Abends über Malta hinwegzog, schlug das Tief einen Nordostkurs ein und erreichte in der Nacht vom 07. auf den 08. November das Seegebiet vor der Ostküste Siziliens. Dabei konnte man auf den Radarbildern erkennen, wie sich die Konvektion in der "eyewall" (Wolkenband um den Tiefkern) intensivierte (Abb. 5). Ausgangs der Nacht schwächte sich das Bodentief zunehmend ab.

Abb. 5: Niederschlagsradaranimation vom 07. auf den 08.11. | 23 bis 06 UTC | © Protezione Civile
Dieser über dem zentralen Mittelmeerraum aufgetretene kleinräumige Sturmwirbel, der sowohl tropische als auch außertropische Sturmeigenschaften besaß, kann somit als TLC (Tropical-Like Cyclone) oder Medicane (Zusammensetzung aus "mediterranean" und "Hurricane") bezeichnet werden.

Gemessene Windspitzen während der Passage von QENDRESA I:

St. Pauls Bay (Malta)
Lampedusa (Italien)
Luqa (Malta)
Linosa (Italien
Catania (Italien)
154 km/h
135 km/h
119 km/h
98 km/h
93 km/h


Abb. 6: IR-Satellitenbildanimation der gesamten Entwicklung von QENDRESA I am 07. und 08.11. (Zyklogenese und Zyklolyse)
© EUMETSAT, RAMSAT




Montag, 3. November 2014

Ex-Hurrikan GONZALO am 21. Oktober 2014

0. Navigation


Die einzelnen Inhalte dieser Verifikation sind in Unterthemen unterteilt. Zum einen wird die Entstehung des tropischen Zyklons GONZALO und dessen weitere Entwicklung über dem Nordatlantik unter die Lupe genommen. Dabei wird auch die extratropische Umwandlung diskutiert. Zum anderen wird die synoptische Situation sowie die thermodynamische und kinematische Umgebung über dem europäischen Sektor genauer betrachtet. Abschließend werden der Kaltfrontdurchgang in Luxemburg und die dazu gehörigen Begleiterscheinungen bzw. Auswirkungen ausführlich beschrieben.

1. Entstehung & Entwicklung (bis 21.10. 00 UTC)


Am 09. Oktober um 00 UTC war eine tropische Wellenstörung (eng. tropical wave, easterly wave) östlich der Kleinen Antillen im Bereich der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) vorzufinden (Abb. 1, rot markiert).

Abb. 1: Bodenanalyse des tropischen Atlantiks vom 09.10.2014 um 00 UTC | © US NWS, OPC
Abb. 2: Satellitenbildanimation der intensiven Zyklogenese von GONZALO | 13.10. 00 UTC bis 17.10. 07 UTC | © ZAMG
Aus dieser westwärts ziehenden Störung heraus und bei Meeresoberflächentemperaturen von 28 bis 31 °C entstand am 12. Oktober um 18 UTC der Tropensturm GONZALO östlich der Leeward Islands. Bereits in der Nacht vom 13. auf den 14. Oktober intensivierte sich der tropische Zyklon zu einem Hurrikan der Kategorie 1. Innerhalb von 36 Stunden (12.10. 12 UTC bis 14.10. 00 UTC) fiel der Kerndruck des Tiefs von 1009 auf 984 hPa. Während der weiteren nordwestlichen Verlagerung des tropischen Wettersystems hielt die intensive Zyklogenese an, so dass sich GONZALO am 16. Oktober zu einem Hurrikan der Kategorie 4 verstärken konnte (Abb. 2, 3a und 4). Dies stellte auch den Höhepunkt seiner Entwicklung dar, der durch einen Kerndruck von 940 hPa und maximalen Windgeschwindigkeiten von 230 km/h (1-minütiges Mittel) charakterisiert wurde.
Als "Major Hurricane" zog GONZALO dann nordwärts in Richtung Bermuda-Inseln. Die nordatlantische Inselgruppe wurde in der Nacht vom 17. auf den 18. Oktober vom Hurrikan überquert, der zu dem Zeipunkt jedoch wieder in die Kategorie 2 auf der Saffir-Simpson-Skala herunter gestuft wurde. Am L.F. Wade International Airport auf Bermuda wurde eine Spitzenböe von 181 km/h registriert.
GONZALO zog nun unter Abschwächung weiter in eine nord-nordöstliche Richtung. Am späten Abend des 19. Oktobers erreichte der tropische Wirbelsturm den 50. Breitengrad und befand sich östlich von Neufundland (Abb. 3b).

Abb. 3a: Best Track Data von GONZALO visualisiert mit Google Earth | 10.10. 00 UTC bis 18.10. 00 UTC | © NHC

Abb. 3b: Best Track Data von GONZALO visualisiert mit Google Earth | 18.10. 00 UTC bis 19.10. 18 UTC | © NHC
Abb. 4: Hochaufgelöstes Satellitenbild von GONZALO als Hurrikan der Kategorie 4 | 16.10. um 17:45 UTC
©  NASA Goddard MODIS Rapid Response Team
Es folgte die sogenannte extratropische Umwandlung (eng. extratropical transition), die ein recht komplizierter und noch nicht vollends verstandener Prozess ist. Auf seinem Weg über dem westlichen Nordatlantik entlang der US-Ostküste näherte sich GONZALO immer mehr der Polarfront und damit einem Gebiet größerer Temperaturgegensätze in der mittleren Troposphäre. Zunehmend wurden kältere Luftmassen in die zyklonale Zirkulation eingebunden. Darüber hinaus sorgten das fehlende warme Meereswasser und die kräftige Höhenströmung für eine Auflösung des warmen Kerns von GONZALO. In Abb. 5 ist gegen Ende der Animation die Eingliederung des hochreichenden tropischen Tiefs in das Westwindband östlich von Neufundland zu sehen, woraus die nachfolgende rasche Ost-Verlagerung nach Europa resultierte.

Abb. 5: Animation des 500 hPa Geopotentialfeldes inklusive Windfieder über dem nordatlantischen Sektor |
16.10. 00 UTC bis 20.10. 00 UTC | © US NWS, OPC
Am 20. Oktober um 00 UTC wurde (Ex-)GONZALO vom Deutschen Wetterdienst als außertropisches Tief analysiert (Abb. 6, rot markiert) und in den höheren troposphärischen Schichten war er noch als Kurzwellentrog zu erkennen (Abb. 5). Zudem bildeten sich langsam Fronten aus, wie es für Tiefdruckgebiete der mittleren Breiten typisch ist. Die symmetrische Struktur des tropischen Systems verabschiedete sich auch während des Umwandlungsprozesses, so dass die asymmetrische Anordnung warmer und kalter Luftmassen den Vorrang erhielt. Dies kann man zum Beispiel in der Satellitenbildanimation vom Britischen MetOffice begutachten .

Abb. 6: Bodenanalyse vom 20. Oktober um 00 UTC | © Deutscher Wetterdienst
12 Stunden später schwächte sich Ex-GONZALO auf einen Kerndruck von etwa 995 hPa ab und wurde in die Zirkulation des isländischen Zentraltiefs aufgenommen (Abb. 7, rot markiert). Entsprechend nahm der Ex-Hurrikan die Rolle eines Randtiefs an.

Abb. 7: Bodenanalyse vom 20. Oktober um 12 UTC | © Deutscher Wetterdienst
Nach der zwischenzeitlichen Abschwächung erfuhr Ex-GONZALO vom 20. auf den 21. Oktober jedoch wieder eine Intensivierung. Sie hatte ihren Ursprung in dem aus Grönland südwärts gerichteten Kaltluftausbruch, welcher an der westlichen Flanke des oben genannten hochreichenden Zentraltiefs stattfand. Dabei kam  es zu einer Amplifikation des bereits vorhandenen Höhentroges, so dass das aus dem Ex-Hurrikan GONZALO hervorgegangene Tiefdruckgebiet unter die Vorderseite dieses Troges geriet. Da die Trogvorderseite diffluent konturiert war, kam es vor allem PVA-induziert zu einer Vertiefung von Ex-GONZALO (Abb. 8).

Abb. 8: Analyse des 500 hPa Geopotentialfeldes und der 500 hPa Vorticityadvektion vom amerikanischen GFS-Modell |
Position des außertropischen Bodentiefs Ex-GONZALO eingezeichnet mit einem weißen T |
21. Oktober um 00 UTC | © wetter3

2. Synoptische Situation (ab 21.10. 00 UTC)


Am 21. Oktober um 00 UTC erstreckte sich ein Langwellentrog von Island bis nach Irland, dessen Westflanke eine erhöhte Baroklinität aufzeigte. Dieser markante Höhentrog schwenkte vom Nordostatlantik über die Britischen Inseln ostwärts und erreichte am Abend unter Abspaltung eines eigenständigen Höhentiefkerns über der deutschen Bucht den Westen Deutschlands. In der Nacht vom 21. auf den 22. Oktober tropfte das Höhentief dann langsam über Deutschland ab und verlagerte sich im weiteren Verlauf als Cut-Off in Richtung Adria (Abb. 9).
Dabei wurden große Teile Mitteleuropas von polarer Meeresluft geflutet, so dass die Temperatur in 500 hPa über der Großregion vorübergehend bis auf -31 °C sank und in 850 hPa bis auf -3 °C.

Abb. 9: Animation der Analyse des 500 hPa Geopotentialfeldes und der 500 hPa Temperatur vom amerikanischen GFS-Modell |
21.10. 00 UTC bis 23.10. 00 UTC | © wetter3

Im Bodendruckfeld verlagerte sich das aus dem Ex-Hurrikan GONZALO resultierenden Sturmtief zur nördlichen Nordsee. Der niedrigste Luftdruck im Bereich des Sturmtiefkerns wurde am 21. Oktober um 05 UTC mit 976,4 hPa auf der Insel Sule Skerry (WMO 030100) nördlich von Schottland gemessen. An der Westflanke des Tiefs baute sich ein kräftiger Luftdruckgradient zu einem Hoch westlich der Biskaya auf (Abb. 10). Am Abend erreichte Ex-GONZALO unter quasi-senkrechter Achse Jütland und im Laufe der Nacht auf den 22. Oktober verlagerte sich das Bodentief langsam nach Südosteuropa.
Abb. 10: Bodenanalysen vom 21. Oktober um 12, 15 und 18 UTC | © Deutscher Wetterdienst
Die im thermischen Feld sehr gut ausgeprägte Kaltfront von Ex-GONZALO griff im Laufe des Nachmittags auf Luxemburg über und wanderte bis zum späten Abend zügig ostwärts nach Polen und Tschechien (Abb. 10). Da die Kalfront dem oben genannten Trog vorgelagert war, geriet sie unter den Einfluss von signifikanter obertroposphärischer PVA (Forcierung von Vertikalbewegungen), so dass frontogenetische Prozesse begünstigt wurden. Der linke diffluente Ausgangsbereich eines markanten Jetstreams in 300 hPa (bis 260 km/h) spielte auch eine wichtige Rolle bei der dynamisch getriggerten Hebung (Abb. 11). Zudem nahm die Kaltfront wegen der raschen Trogverlagerung und der nahezu senkrechten Komponente des Jetstreaks einen Kata-Charakter an.

Abb. 11: Geopotential und Windgeschwindigkeit (in Knoten) in 300 hPa am 21. Oktober um 15 UTC |
Delta bzw. divergenter Ausgangsbereich des Jetstreams befindet sich über der Südhälfte Deutschlands und den Alpen | © MeteoGroup


3. Thermodynamische und kinematische Umgebung


Als Referenz für die vertikale Schichtung der Atmosphäre und für die Bestimmung der jeweiligen Konvektionsindizes werden nun an dieser Stelle die Daten des Radiosondenaufstiegs aus Idar-Oberstein (Rheinland-Pfalz) verwendet, welcher um 18:47 Ortszeit gestartet wurde. In Idar-Oberstein erfolgte der Kaltfrontdurchgang zwischen 17:00 und 18:00 Ortszeit, so dass die Radiosonde zunehmend postfrontale atmosphärische Bedingungen dokumentierte.
In Abb. 12 ist das dazu gehörige thermodynamische Diagramm 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. 12: Schräges T-log(p)-Diagramm | © IGMK
Nun folgt eine Auflistung der wichtigsten Parameter:  
  • 500 hPa Temperatur: - 25,3 °C
  • 500 hPa Wind: 64 kn (119 km/h)
  • 850 hPa Temperatur: + 0,8 °C
  • 850 hPa Wind: 54 kn (100 km/h)
  • Mixed-Layer Lifted Index (500 hPa): 3 °C
  • Surface-Based Lifted Index (500 hPa): 1 °C
  • Mixed-Layer CAPE: 0 J/kg
  • Surface-Based/Most-Unstable CAPE: 50 bis 100 J/kg
    ==> marginale latente Instabilität
  • KO-Index: ==> (leicht) labile atmosphärische Verhältnisse
  • Höhe der Tropopause: ~ 8 bis 9 km (nicht eindeutig definierbar)
  • Ausfällbares Niederschlagswasser (PWAT): 10 mm
  • Windscherung 0-1 km (LLS): 25 m/s
  • Windscherung 0-3 km: 29 m/s
  • Windscherung 0-6 km (DLS): 36 m/s 
Zwischem dem Boden und 850 hPa befand sich eine trockenindifferente Schicht, wobei die Troposphäre oberhalb von 850 hPa größtenteils feuchtindifferent geschichtet war. Eine dünne quasi-isotherme Schicht war in 700 hPa vorzufinden. Unterhalb von 750 hPa war die Luftschicht relativ feucht, wohingegen die mittlere Troposphäre sehr trocken war (Taupunktdifferenz von ca. 35 °C).
Wegen den bereits angesprochenen baroklinen Bedingungen in der Troposphäre war eine sehr kräftige Höhenströmung präsent, wobei in 574 hPa ein Maximum von 74 kn (137 km/h) gemessen wurde. Daraus resultierten auch die extrem markanten Werte der niedertroposphärischen und hochreichenden Windscherung, die in Kombination mit den sehr niedrigen CAPE-Werten zu teils linienförmig organisierter Konvektion an der Front führen konnte.


4. Kaltfrontdurchgang und Begleiterscheinungen


Die Passage der Kata-Kaltfront erfolgte in Luxemburg zwischen 15:30 und 17:00 Ortszeit. Im Allgemeinen waren die konvektiv durchsetzten Niederschlagsfelder der Front nicht sonderlich organisiert (Abb. 13). Nichtdestotrotz waren vereinzelte linienförmige Segmente auf den Radarbildern zu erkennen, denn die Kaltfront unterlag frontogenetischen Prozessen während des Überquerens der Großregion (Abb. 14).
Die Radarreflektivitäten erreichten maximale Werte um 50 dBZ, wobei die in die Front eingelagerte Feuchtekonvektion mit 6 bis 8 km Höhe (Wolkentops bis - 40 °C) nicht allzu hochreichend war. 


Abb. 13: Niederschlagsradaranimation der Kaltfrontpassage am 21. Oktober | 12:20 bis 15:20 UTC | © MeteoGroup

Abb. 14: RGB-Satellitenbildanimation vom 21. Oktober (12:30 bis 15:30 UTC) | Sichtbare Frontogenese während der Ost-Verlagerung der Kaltfront  | © EUMETSAT
Nach der vorübergehenden postfrontalen Stabilisierung setzte relativ rasch erneut eine Labilisierung ein, die ihren Ursprung in der einströmenden Höhenkaltluft hatte. Demzufolge zogen 18:00 und 22:00 Ortszeit zahlreiche postfrontale Schauerzellen über Luxemburg hinweg (Abb. 15).

Abb. 15: Niederschlagsanimation des Durchzugs der postfrontalen Regenschauer am 21. Oktober | 16:30 bis 19:30 UTC | © MeteoGroup

Während der Passage der Kaltfront und der postfrontalen Schauerstaffel kam es zu konvektiven Windböen, wofür zwei physikalische Mechanismen zuständig waren, welche nun kurz erläutert werden:
Der thermische Mechanismus basiert auf einer trockenen Luftströmung im mittleren Stockwerk der Troposphäre, die über eine niedertroposphärische und feuchte Luftschicht eingedrungen ist. Wenn nun Niederschlag durch diese trockene Schicht fällt, verdunstet ein Teil davon. Die umgebende Luft kühlt rasch ab (Schmelzwärme wird der Luft entzogen), wird schwerer (höhere Dichte) und stürzt aufgrund der Schwerkraft zu Boden.
Der dynamische Mechanismus basiert auf einem Starkwindfeld in der unteren Hälfte der Troposphäre. Durch konvektive Umlagerungen werden die starken Höhenwinde teils oder gänzlich bis in Bodennähe "durchgereicht". Dieser Prozess des vertikalen Impulsflusses kommt meistens dann zustande, wenn die niedertroposphärischen Schichten gut durchmischt sind.
Beide Mechanismen in Kombination führten an diesem Tag zu den stürmischen bis orkanartigen Windböen aus westlichen Richtungen in Luxemburg, denn die atmosphärischen Bedingungen waren optimal: sehr starke Oberwinde, gut durchmischte und relativ feuchte Schicht zwischen dem Boden und 850 hPa, Labilisierung der Frontumgebung durch das Überlaufen trocken-kalter Luft in höheren Schichten (wegen Kata-Charakter der Front), sehr trockene Luftschicht zwischen 450 und 700 hPa und Feuchtekonvektion bis 8 km Höhe.
Die durch den Druckgradienten generierten Böen spielten in diesem Fall eine eher untergeordnete Rolle. 

Es folgen die Messwerte von MeteoGroup und MeteoLux:

Gemessene Windspitzen (> 50 km/h) während der Kaltfrontpassage:

Ëlwen
Lëtzebuerg-Findel
Beetebuerg-Obeler
Eschdorf
Stengefort
Béiwen
Waasserbëlleg
85 km/h
83 km/h
76 km/h
74 km/h
63 km/h
52 km/h
50 km/h


Gemessene Windspitzen (> 50 km/h) während postfrontaler Wetterphase:

Ëlwen
Beetebuerg-Obeler
Lëtzebuerg-Findel
Eschdorf
Béiwen
107 km/h
70 km/h
69 km/h
61 km/h
54 km/h

Während des Kaltfrondurchgangs traten in Luxemburg verbreitet starke bis stürmische Böen und stellenweise Sturmböen auf, wobei in Ulflingen während des Durchzugs einer postfrontalen Schauerzelle sogar eine orkanartige Böe registriert werden konnte. Da viele Bäume noch stark belaubt waren, konnten manche Bäume dem Staudruck der Windböen nicht mehr standhalten. Entsprechend kam es zu Behinderungen im Feierabendverkehr durch umgestürzte Bäume (Pressebericht). Im Allgemeinen nimmt das Schadenpotential durch Sturm mit der Windgeschwindigkeit zum Kubik (v³) zu.

Abb. 16: Spitzengeschwindigkeiten (in km/h) am 21. Oktober zwischen 12 und 18 UTC | © MeteoGroup