Montag, 27. Juli 2015

Warmsektorgewitter am 17. Juli 2015

Synoptische Ausgangslage

Am 17. Juli um 00 UTC war im 500-hPa-Geopotentialfeld ein Höhenrücken zu erkennen, dessen Achse von der Schweiz über die Nordsee bis zu den Shetlandinseln reichte (Abb. 1, Mitte). Wegen der ostwärtigen Verlagerung dieses Rückens geriet Luxemburg zunehmend auf die Vorderseite eines langwelligen Höhentroges, welcher allmählich zwei Drehzentren ausbildete. In der Folge drehte die niedertroposphärische Strömung wieder mehr auf Südwest, so dass die 15°C-Isotherme in 850 hPa bis zur Nordsee vorstieß (Abb. 1, links). Darüber hinaus wies das 850-hPa-Geopotentialfeld einen kurzwelligen Trog über Nordfrankreich auf, der in höheren troposphärischen Schichten nicht vorzufinden bzw. nicht so gut ausgeprägt war. In 300 hPa konnte jedoch in der südwestlichen Strömung eine leichte zyklonale Krümmung über Nordfrankreich verzeichnet werden, die ein Hebungsfeld in Form von leichter PVA induzierte, welches in der zweiten Nachthälfte auf die Großregion übergriff.

Abb. 1: Höhenanalysen des amerikanischen Wettermodells GFS vom 17.07.15 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 befand sich eine schwache Hochdruckzone über Osteuropa und Südnorwegen. Bei Irland lag ein Zentraltief, in dessen Warmsektor sich ein kleinräumiges Randtief entwickelte, das vermutlich an den oben erwähnten Kurzwellentrog in der unteren Troposphäre gekoppelt war. Dabei verlief eine nordostwärts ziehende Konvergenzzone in einem Bogen von Südfrankreich bis nach Belgien, die zusätzliche Hebungsimpulse lieferte und an das Randtief gebunden war (Abb. 2). 

Abb. 2: Ausschnitt aus der Bodenanalysekarte vom 17.07.15 um 00 UTC. Quelle: Deutscher Wetterdienst.
Die vertikale Verteilung der Feuchte und die thermische Vertikalstruktur sowie das vertikale Windprofil der Troposphäre im Bereich der im Warmsektor liegenden Hebungszone werden nun näher untersucht. Dabei wird der 00 UTC Radiosondenaufsteig aus Beauvechain (ca. 30 km östlich von Brüssel) herangezogen (Abb. 3). Dieser zeigte eine etwa 300 bis 400 m dicke Bodeninversion und eine hohe Grenzschichtfeuchte mit einem mittleren Mischungsverhältnis von 12 g/kg in den untersten 500 m. Oberhalb der stabilen nächtlichen Grenzschicht befand sich eine sehr trockene Schicht bis in 700 hPa, wohingegen die Schicht zwischen 700 und 525 hPa wieder feuchter war. Die Temperaturabnahmerate (Lapse Rate) zwischen 850 und 500 hPa belief sich auf etwa 8°C pro km, was auf eine ausgeprägte Labilität in der unteren Hälfte der Troposphäre hindeutet. Daraus resultierte ein ML CAPE von ca. 1000 J/kg (ML CIN ~ -300 J/kg), wobei MU CAPE etwa 1800 J/kg betrug. Desweiteren war die Geschwindigkeitsscherung des Horizontalwindes sehr stark (DLS ~ 21 m/s) und in Kombination mit der markanten Rechtsdrehung des Windes zwischen 0 und 3 km (Ekman-Spirale und WLA) konnten hohe Helizitätswerte verzeichnet werden (SRH 0-3 km ~ 400 m²/s²).
Zusammenfassend kann auf Basis der gesamten synoptischen Ausgangssituation schlussgefolgert werden, dass es zu einer Überlappung von moderater bis hoher latenter Labilität, starker hochreichender Windscherung und signifikanten synoptischskaligen Hebungsantrieben kam, wodurch ein erhöhtes Risiko für markante konvektive Entwicklungen vorherrschte. Jedoch limitierte die gut ausgeprägte Konvektionshemmung dieses Risiko maßgeblich. 
Abb. 3: Schräges T-log(p)-Diagramm des 00 UTC Radiosondenaufstiegs aus Beauvechain vom 17.07.15. Die rote Zustandskurve ist der Temperaturverlauf und die blaue Kurve der Verlauf des Taupunkts. Rechts neben den Diagrammen sind die Windfieder für die entsprechenden Höhe angegeben. Die graue Aufstiegstrajektorie entspricht einem gehobenen Luftpaket, das die mittleren Temperatur- und Feuchtewerte der unteren 500 m besitzt. ML CAPE ist durch die gelbe Fläche dargestellt und die grün markierte Fläche entspricht ML CIN. Quelle: http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html (mit Ergänzungen).

Ablauf des konvektiven Wettergeschehens

Zwischen 00 und 01 UTC wurden über dem Westen von Lothringen einzelne konvektive Zellen ausgelöst (Abb. 4, links), die sich jedoch nicht sonderlich gut organisierten. Es bildete sich ein größerskaliges Niederschlagsgebiet mit eingelagerten Gewitterzellen, das Luxemburg zwischen 00:30 und 02:30 UTC ohne auffällige Radarsignaturen überquerte (Abb. 4, rechts). Die kleinen Gewitterherde wiesen größtenteils nur lokal begrenzt Reflektivitäten über 50 dBZ auf und deren Blitzaktivität war auch schwach.   

Abb. 4: Detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) am 17.07.15 zwischen 00:00 und 00:45 UTC (links) und Niederschlagsradarbild vom 17.07.15 um 01:30 UTC (rechts). Quellen: nowcast GmbH, MeteoGroup.
Eine zweite Gewitterstaffel zog zwischen 03 und 05 UTC aus Südwesten über das Großherzogtum hinweg. Dabei formierte sich gegen 03:20 UTC linienförmig angeordnete Konvektion entlang der belgisch-luxemburgischen Grenze, die zunächst zwischen Bövingen und Ettelbrück für leichte Blitzaktivitäten sorgte (Abb. 5). Diese nordostwärts ziehende Schauerlinie verband sich gegen 03:45 UTC mit einer etwas kräftigeren Gewitterzelle, die sich gegen 03:10 UTC westlich von Metz gebildet hatte (Abb. 5, rechts). Das dadurch entstandene Gewittersegment zog dann parallel zur Mosel über den Osten des Großherzogtums hinweg (Abb. 5, links) und wies dabei Reflektivitäten von bis zu 55 dBZ auf. Fernerhin wurde gegen 04:30 UTC nordöstlich von Verdun ein weiteres Gewitter ausgelöst, welches sich in Richtung Südluxemburg verlagerte und sich jedoch knapp vor der luxemburgisch-französischen Grenze sehr rapide abschwächte (Abb. 5, links).

Abb. 5: Detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) am 17.07.15 zwischen 03:00 und 06:00 UTC (links) und Niederschlagsradarbild vom 17.07.15 um 03:30 UTC (rechts). Quellen: nowcast GmbH, MeteoGroup.
Aufgrund der trockenen unteren Troposphäre und der eher kleinräumigen Starkregenkerne der Gewitter blieben die Niederschlagsmengen unauffällig. Die höchsten 1-stündigen Regemengen fielen in Ettelbrück (4.7 mm, Kachelmann GmbH) und in Useldingen (4.5 mm, ASTA). Die höchsten konvektiven Windböen wurden in Wiltz (54 km/h, Kachel-mann GmbH) und in Konsdorf (48 km/h, Kachelmann GmbH) gemessen. Im Allgemeinen handelte es sich hierbei um eine Gewitterlage, die keine Besonderheiten (sei es unwetterartige Begleiterscheinungen oder spezielle Eigenschaften der Konvektion) aufzuzeigen hatte. 

Mittwoch, 22. Juli 2015

Präfrontale Gewitter am 27. Juni 2015

Synoptische Ausgangslage

Am 27. Juni um 00 UTC erstreckte ein Höhenrücken vom westlichen Mittelmeerraum bis nach Osteuropa, der unter Abflachung nach Osten gesteuert wurde. Luxemburg geriet allmählich von Westen her auf die diffluente Vorderseite der über dem Nordatlanik verlaufenden polaren Frontalzone (Abb. 1, Mitte). Darin eingelagert war ein negativ geneigter und besonders in 300 hPa gut ausgeprägter Kurzwellentrog, der mit einer schwachen PV-Anomalie korrespondierte (siehe Vertikalschnitt ==> Potential Vorticity) und dessen Vorderseite in Kombination mit dem linken Ausgangsbereiches des Polarjets starke differentielle PVA generierte (Abb. 1, rechts). Demzufolge waren die quasi-geostrophischen Hebungsantriebe sehr dominant.

Abb. 1: Höhenanalysen des amerikanischen Wettermodells GFS vom 27.06.15 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/.
Der Frontalzone vorgelagert ist das Frontensystem eines Zentraltiefs südlich von Island, wobei sich am Okklusionspunkt (Tripelpunkt) ein Teiltief zwischen Schottland und Südnorwegen ausbildete (Abb. 2). Die Kaltfront verlief von der Nordsee über den Nordwesten Frankreichs bis zur Biskaya und präfrontal befand sich eine Konvergenzlinie im Warmsektor (Abb. 2), die zusätzliche Hebungsimpulse lieferte. 

Abb. 2: Westeuropäische Bodenanalysekarte vom 27.06.15 um 03 UTC. Quelle: Deutscher Wetterdienst.
Die vertikale Verteilung der Feuchte und die thermische Vertikalstruktur sowie das vertikale Windprofil der Troposphäre im Bereich der präfrontalen Windkonvergenz werden nun näher untersucht. Dabei wird der 06 UTC Radiosondenaufsteig aus Idar-Oberstein (ca. 60 km östlich von Wasserbillig) herangezogen (Abb. 3). Dieser zeigte eine Bodeninversion bis in 950 hPa und oberhalb davon eine etwa 50 hPa dicke stabile Schicht. Zischen 900 und 600 hPa war die Troposphäre feuchtlabil geschichtet  und darüber lag bis zur Tropopause (in 10,8 km Höhe) eine feuchtindifferente Schichtung vor. Aus diesem Vertikalprofil ergab sich ein  ML CAPE von rund 105 J/kg (ML CIN ~ -110 J/kg), wohingegen sich MU CAPE auf ca. 270 J/kg belief (MU CIN ~ -65 J/kg). Desweiteren war die gesamte troposphärische Vertikalsäule sehr feucht (PWAT ~ 30 mm). Die Geschwindigkeitsscherung des Windes zwischen 0 und 3 km war mit rund 20 m/s stark ausgeprägt, so dass die SRH 0-3 km aufgrund rechtsdrehender Winde in der unteren Troposphäre etwa 280 m²/s² betrug.
Zusammenfassend kann auf Basis der gesamten synoptischen Ausgangssituation schlussgefolgert werden, dass es zu einer Überlappung von schwacher latenter Labilität, starker Windscherung und signifikanten dynamischen Hebungsantrieben kam, so dass günstige Bedingungen für markante konvektive Enticklungen vorherrschten.
Abb. 3: Schräges T-log(p)-Diagramm des 06 UTC Radiosondenaufstiegs aus Idar-Oberstein vom 27.06.15. Die rote Zustandskurve ist der Temperaturverlauf und die blaue Kurve der Verlauf des Taupunkts. Rechts neben den Diagrammen sind die Windfieder für die entsprechenden Höhe angegeben. Die graue Aufstiegstrajektorie entspricht einem gehobenen Luftpaket, das die mittleren Temperatur- und Feuchtewerte der unteren 500 m besitzt. ML CAPE ist durch die gelbe Fläche dargestellt und die grün markierte Fläche entspricht ML CIN. Quelle: http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html (mit Ergänzungen).

Ablauf des konvektiven Wettergeschehens

Mit dem Hereinschwenken der präfrontalen Konvergenzzone in die Großregion und dessen Interaktion mit der trogvorderseitigen Hebungszone wurden allmählich einzelne hochreichende Konvektionszellen ausgelöst. Gegen 02 UTC bildete sich bei Bastogne eine Gewitterzelle, die bis 02:45 UTC den Kanton Wiltz und den Süden des Kantons Clerf mit mäßiger Blitzaktivität überquerte (Abb. 4, links) und dabei zeitweise eine leicht linienförmige Struktur aufwies. Während dieser Passage erreichten die Wolkenobergrenzentemperaturen Werte um -57°C und der nördlichste und dazu stärkste Niederschlagskern dieser Zelle besaß Reflektivitätswerte von bis zu 60 dBZ (Abb. 4, rechts).

Abb. 4: Detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) am 27.06.15 zwischen 02:00 und 02:50 UTC (links) und Niederschlagsradarbild vom 27.06.15 um 02:30 UTC (rechts). Quellen: nowcast GmbH, MeteoGroup.
Zwischen 03 und 04 UTC bildeten sich weitere konvektive Zellen über dem Großherzogtum, die aber allesamt schwach und unorganisiert blieben. Erst über dem Saarland und dem äußersten Süden von Rheinland-Pfalz lebte die Gewitteraktivität im Bereich der präfrontalen Windkonvergenz in den frühen Morgenstunden stark auf (Abb. 5).

Abb. 5: Detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) am 27.06.15 zwischen 02:45 und 06:00 UTC. Quelle: nowcast GmbH.
Ein Blick auf die Niederschlagsmengen der verschiedenen Messnetze (Kachelmann GmbH, ASTA, ...) zwischen 02 und 06 UTC zeigt keine Auffälligkeiten, da die 1-stündigen Mengen deutlich unter 10 mm lagen. Auch die Wind-messungen hatten nichts Auffälliges zu bieten. Demzufolge handelte es sich hierbei um eine eher "ruhigere" Gewitterlage über Luxemburg. 

Montag, 29. Juni 2015

Präfrontale Gewitter am 05. und 06. Juni 2015

Synoptische Ausgangslage

Am 05. Juni um 12 UTC lag Luxemburg zum einen an der Rückseite eines umfangreichen Höhenrückens, dessen Drehzentrum sich zwischen Norditalien und Polen befand. Zum anderen geriet die Großregion allmählich unter den Einfluss der Vorderseite eines langwelligen Höhentroges, der bei den Britischen Inseln positioniert war (Abb. 1, Mitte). Hieraus resultierte eine südwestliche und antizyklonal gekrümmte Höhenströmung, wobei eingebettete quasi-geostrophische Hebungsantriebe über dem westlichen Mitteleuropa kaum vorhanden waren. Eine ausgeprägte barokline Schichtung an der Ostflanke des Langwellentroges induzierte einen Polarjet, dessen Jetstreak mit bis zu 130 kn über Irland und Schottland lag (Abb. 1, rechts). Über Nordfrankreich, Belgien und der Nordsee entwickelte sich ein schwacher sekundärer Jetstreak während der zweiten Tageshälfte, so dass dessen rechter Eingangsbereich mit Höhendivergenz vermutlich leichte Hebungsimpulse lieferte. Die niedertroposphärische Südströmung sorgte für die Advektion von Luftmassen subtropischen Urpsrungs, wodurch die 15°C-Isotherme in 850 hPa bis zur Nordsee vorstieß (Abb. 1, links).

Abb. 1: Höhenanalysen des amerikanischen Wettermodells GFS vom 05.06.15 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/.
Um 12 UTC befand sich ein Tiefdruckgebiet mit einem Kerndruck von etwa 990 hPa knapp nordwestlich von Irland, welches mit dem Drehzentrum des oben erwähnten Höhentroges korrespondierte. Über Osteuropa lag ein dynamisches Hochdruckgebiet mit einem Kerndruck von rund 1029 hPa. Die schwachen Luftdruckgegensätze zwischen der Iberischen Halbinsel und Mitteleuropa führten zu einem amorphen Bodendruckfeld, wohingegen sich weit vorab des Frontensystems die Entwicklung einer relativ gut definierten Konvergenzlinie über Nordwestfrankreich andeutete (Abb. 2, links). 12 Stunden später (Abb. 2, rechts) war eine präfrontale und sehr gut ausgebildete Tiefdruckrinne mit eingelagerter Windkonvergenz zu beobachten, die als dominanter Hebungsimpuls diente.

Abb. 2: Ausschnitte der Bodenanalysekarten vom 05.06.15 um 12 UTC (links) und vom 06.06.15 um 00 UTC (rechts). Quelle: Deutscher Wetterdienst.
Das durch den Höhenrücken induzierte Absinken sorgte tagsüber für nahezu ungehinderte Sonneneinstrahlung über weiten Teilen Europas und dementsprechend konnten sich die eingeströmten subtropischen Luftmassen stark erwärmen. Somit wurden im Flachland verbreitet Höchsttemperaturen über 30°C gemessen (Abb. 3, links). Im luxemburgischen MeteoGroup-Messnetz war Ettelbrück mit 33,3°C der Spitzenreiter, wobei im Messnetz der Kachelmann GmbH Wasserbillig mit 34,1°C der wärmste Ort war (Quelle). Der heißeste Ort im Messnetz der ASTA war Roeser mit 34,9°C.
Ferner erstreckte sich ein bodennahes Feuchtemaxium um 12 UTC vom Südwesten über den Norden Fankreichs bis in den Süden der Niederlande, welches an die Konvergenzzone gekoppelt war. In den genannten Regionen lagen die Taupunkte größtenteils zwischen 16 und 20°C (Mischungsverhältnis zwischen 11 und 14 g/kg). In Luxemburg wurden diese hohen Feuchtigkeitswerte erst am späten Abend mit Annäherung der präfrontalen Rinne erreicht. Die satellitenbasierte Analyse der Grenzschichtfeuchte ergab ein sehr ähnliches Bild. Über Nordfrankreich und Belgien wurden 15 bis 20 mm ausfällbares Niederschlagswasser innerhalb der Grenzschicht gemessen (Abb. 3, rechts).

Abb. 3: Auswahl an gemessenen Höchsttemperaturen (in °C) am 05.06.15 (links) und Analyse des Gehalts an ausfällbarem Niederschlagswasser innerhalb der atmosphärischen Grenzschicht (Boden bis 850 hPa) auf Basis der IR-Helligkeitstemperaturen in wolkenfreien Pixeln und in Kombination mit infrarotem Satellitenbild vom 05.06.15 um 12 UTC (rechts). Quelle: MeteoGroup (links), EUMeTrain (rechts).
Die vertikale Verteilung der Feuchte und die thermische Vertikalstruktur sowie das vertikale Windprofil der Troposphäre über dem westlichen Mitteleuropa werden nun näher untersucht. Dabei werden die Radiosondenaufsteige aus Trappes (ca. 14 südwestlich von Paris) und Idar-Oberstein (ca. 60 km östlich von Wasserbillig) herangezogen.
Der 12 UTC Aufstieg aus Trappes (Abb. 4, links) zeigte eine relativ flache atmosphärische Grenzschicht auf (bis in rund 780 m Höhe), die einen moderaten Feuchtegehalt besaß. Zwischen 950 und 900 hPa lag eine Inversion vor und oberhalb davon befand sich eine ausgeprägte EML (Elevated Mixed Layer) mit trockenadiabatischer Abnahmerate bis in 750 hPa, die vermutlich auf eine Spanish Plume zurückzuführen ist. Die pseudopotentielle Temperatur in 850 hPa lag bei 58°C. Zwischen 750 und 550 hPa wies der Temp eine relativ feuchte und feuchtlabile Schichtung auf. Ferner war die obere Hälfte der Troposphäre sehr trocken. Ab etwa 250 hPa wurde die Schichtung stabiler und die Tropopause lag in ungefähr 13,5 km Höhe. Dieser Vertikalstruktur führte zu einem hohen ML CAPE von etwa 2200 J/kg (SB CAPE ~ 3100 J/kg) und einem niedrigen ML CIN von rund -30 J/kg. Die Geschwindigkeitsscherung des Windes zwischen 0 und 6 km betrug ca. 17m/s und in den untersten 1 km belief sich die Scherung auf etwa 8 m/s.
Der um 00 UTC in Idar-Oberstein durchgeführte Aufstieg (Abb. 4, rechts) zeigte eine bodennahe Temperaturinversion bis ungefähr 600 m Höhe, die der nächtlichen Ausstrahlung der Erdoberfläche geschuldet ist. Oberhalb dieser Inversionsschicht konnte ein nahezu trockenadiabatischer Temperatugradient bis in 650 hPa verzeichnet werden, was einer trockenindifferenten Schichtung entspricht. In der unteren Troposphäre nahm die relative Feuchte mit zunehmender Höhe zu, wobei die troposphärische Schicht zwischen 600 und 250 hPa trocken war. Aus diesem bedingt labil geschichteten Vertikalprofil ergab sich ein ML CIN von ungefähr -150 J/kg und ein ML CAPE von etwa 300 J/kg. MU CAPE belief sich hingegen auf ca. 540 J/kg. Desweiteren war die Stärke der Windscherung identisch zum Temp aus Trappes und die Tropopause befand sich in rund 14 km Höhe.
Zusammenfassend kann auf Basis der Radiosondendaten schlussgefolgert werden, dass aufgrund der Überlappung von hoher latenter Labilität (in stark reduzierter Form nachtsüber) und moderater hochreichender Windscherung sehr günstige Bedingungen für markante konvektive Entwicklungen vorherrschten. Zudem lieferten die Parameter der Konvektionsvorhersage Hinweise über die Möglichkeit des lokalen Auftretens von größerem Hagel.
Abb. 4: Schräge T-log(p)-Diagramme des 12 UTC Radiosondenaufstiegs aus Trappes (links) vom 05.06.15 und des 00 UTC Radiosondenaufstiegs aus Idar-Oberstein (rechts) vom 06.06.15. Die rote Zustandskurve ist der Temperaturverlauf und die blaue Kurve der Verlauf des Taupunkts. Rechts neben den Diagrammen sind die Windfieder für die entsprechenden Höhe angegeben. Die graue Aufstiegstrajektorie entspricht einem gehobenen Luftpaket, das die mittleren Temperatur- und Feuchtewerte der unteren 500 m besitzt. ML CAPE ist durch die gelbe Fläche dargestellt und die grün markierte Fläche entspricht ML CIN.
Quelle: http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html (mit Ergänzungen).

Ablauf des konvektiven Wettergeschehens

Bereits weit vorab der präfrontalen Konvergenzlinie kam es im Bereich der nordfranzösischen Ortschaft Chaumont (Champagne-Ardenne) zwischen 14 und 15 UTC zur konvektiven Auslöse. Die dort stattgefundene Hebung ist vermutlich auf die Wechselwirkung zwischen der burgundischen Orographie und der Umgebungsströmung zurückzuführen (lee-side triggering), woraus lokale Windkonvergenz resultierte. Wie auch immer, es entwickelte sich ein Gewitter mit mehrzelliger Struktur über dem Südosten der französischen Region Champagne-Ardenne (~ 15 UTC), welches sich langsam nordwärts verlagerte. Im weiteren Verlauf wurden knapp südlich dieses Gewitterherds weitere konvektive Zellen ausgelöst (~ 15:30 UTC), die dann wieder in Richtung Chaumont zogen (Abb. 5, links). Zwischen 15:30 und 16:15 UTC schwächte sich die Gewitteraktiviät leicht östlich von Chaumont zusehends ab, wobei gegen 16:30 UTC nördlich davon neue konvektive Auslöse im Bereich von Bar-le-Duc stattfand (Abb. 5, rechts). Diese Konvektion zog dann weiter in Richtung Verdun, wo sich zwischen 18:00 und 18:15 UTC eine gut strukturierte Gewitterzelle ausbildete (Abb. 5, rechts).

Abb. 5: Detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) über Nordostfrankreich am 05.06.15 zwischen 14:15 und 16:15 UTC (links) und zwischen 16:15 und 18:15 UTC (rechts). Quelle: nowcast GmbH. 
Während der weiteren Verlagerung in den Südosten Belgiens schwächte sich diese konvektive Zelle kurzzeitig markant ab. Erst ab etwa 19:30 UTC erfuhr das Gewitter bei Habay nordwestlich von Arlon eine deutliche Intensivierung (Abb. 6, links) und baute im weiteren Verlauf  (19:50 bis 20:10 UTC) an seiner östlichen Flanke linienförmige Konvektion an (zwischen Wiltz und Ettelbrück in Abb. 6, rechts), die dann anschließend den Norden Luxemburgs überquerte. Dabei kam es südwestlich von Wiltz zwischen Kaundorf und Büderscheid zu einem kleinräumigen linearen Starkwindereignis (vermutlich ein Microburst), welches beachtliche Vegetationsschäden hinterließ und gesondert noch genauer untersucht werden müsste.

Abb. 6: Niederschlagsradarbilder vom 05.06.15 um 19:40 UTC (links) und 20:10 UTC (rechts). Quelle: MeteoGroup.
Ferner sind auf dem Radarbild von 20:10 UTC zwei markante Gewitterzellen südlich des Multizellensystems erkennbar. Eine erste relativ isolierte Zelle befand sich zu diesem Zeitpunkt mit lokalen Reflektivitäten um 60 dBZ zwischen Bissen und Steinsel (Abb. 6, rechts). Dieses Gewitter zog mit stagnierender Intensität und leicht abnehmenden Reflektivitäten in nordöstliche Richtung und erreichte gegen 20:30 UTC die Ortschaft Hoesdorf an der deutsch-luxemburgischen Grenze.
Ein weiteres Augenmerk liegt auf einer kräftigen Zelle, die um 20:10 UTC zwischen Habay und Arlon lag (Abb. 6, rechts) und nicht besonders blitzaktiv war. Die Reflektivitäten dieser Zelle stiegen während ihrer nordöstlichen Ver-lagerung auf Werte bis zu 62 dBZ und wies dabei Streifen mit sehr schwachen Reflektivitäten auf (markiert mit roten Pfeilen in Abb 7, links), die höchstwahrscheinlich sogenannte Hail Spikes bzw. Three-Body Scatter Spikes darstellen (Lemon 1998). Diese spezielle Radarsignatur deutet in der Regel auf das mögliche Auftreten von Großhagel hin, was in diesem Fall gemäß den Beobachtungen in Niedercolpach, Ell und Redingen auch zutraf (Abb. 7, rechts).

Abb. 7: Niederschlagsradarbild vom 05.06.15 um 20:30 UTC (links) und Beobachtungen von großkörnigem Hagel über dem Westen des Kantons Redingen (rechts). Quelle: MeteoGroup (links).
Die zweite "Gewitteroffensive" mit moderater Blitzaktivität erreichte Luxemburg nach Mitternacht und bestand aus mehreren konvektiven Zellen, die über Lothringen im Bereich der präfrontalen Konvergenzzone ausgelöst wurden. An dieser Stelle wird auf eine detaillierte Analyse dieser Gewitterzellen verzichtet, da das Regenradar in Neuheilenbach (Eifel) zwischen 22:45 und 23:45 UTC technische Probleme hatte. Einen groben Überblick der Zugbahnen der Gewitterzellen und der konvektiven Aktivitäten über dem Großherzogtum nach Mitternacht liefert die Abbildung 8.

Abb. 8: Detektierte Blitze (Erd- und Wolkenblitze) vom 05.06.15 22 UTC bis zum 06.06.15 01 UTC (Hinweis: 05.06.15 22 UTC entspricht 06.06.15 00 CEST). Quelle: nowcast GmbH.
Aufgrund keiner besonderen Auffälligkeiten bei den Niederschlags- und Windmessungen der verschiedenen Mess-netze (MeteoGroup, Kachelmann GmbH, ASTA) wird diese Analyse nun mit ein paar visuellen Eindrücken der nächtlichen und präfrontalen Gewitter abgeschlossen.



Hinweis: Zu sehen ist ein Erdblitz, welcher im Amboss der Gewitterwolke induziert wurde.

Donnerstag, 9. April 2015

Orkantief NIKLAS am 31. März 2015

Die einzelnen Inhalte dieses Artikels sind in Unterthemen unterteilt. Zum einen wird die Zyklogenese des Orkantiefs NIKLAS näher beleuchtet und zum anderen wird die synoptische Situation über dem europäischen Sektor am 31.03. untersucht. Dabei wird auch die thermodynamische und kinematische Umgebung genauer betrachtet. Abschließend werden sowohl der Kaltfrontdurchgang als auch die postfrontale Wetterphase und die dazu gehörigen Begleiterscheinungen bzw. Auswirkungen in Luxemburg beschrieben. 

Zyklogenese (28.03. bis 30.03)

Am 28. März um 00 UTC befand sich vor der Ostküste der USA eine Tiefdruckrinne, in die eine Frontalwelle eingelagert war (Abb. 1 oben). Dieses flache Bodentief wurde von zwei umfangreichen Hochdruckgebieten flankiert und lag unter der stark baroklin geschichteten Vorderseite eines Höhentroges, dessen Achse sich vom südlichen Québec bis in den Golf von Mexiko erstreckte. Hierbei kam es zu einem massiven Warmluftvorstoß nach Nordosten, der zu starken Vertikalbewegungen führte. Da im Bereich der Tiefdruckrinne die Höhenströmung zunächst noch relativ geradlinig verlief, spielte differentielle Vorticityadvektion bei den Vertikalbewegungen noch keine Rolle. Entsprechend handelte es sich um eine Typ A-Zyklogenese, da Warmluftadvektion in Kombination mit hoher Baroklinität der hauptverantwortliche Prozess für die Zyklogenese war.
Innerhalb der nächsten 12 Stunden entwickelte sich aus der Frontalwelle ein abgeschlossenes Tiefdruckgebiet mit einem ausgeprägten Warmsektor, das sich um 12 UTC südwestlich der kanadischen Provinz Neuschottland befand (Abb. 1 unten). Dabei sank der Kerndruck des Bodentiefs von anfänglich 1005 hPa auf etwa 1000 hPa.

Abb. 1: Bodenanalysekarten vom 28.03.2015 00 UTC (oben) und 12 UTC (unten) | © Deutscher Wetterdienst
In den folgenden 24 Stunden zog das Tief unter Intensivierung weiter in nordöstliche Richtung, was sich im Druckfall im Zentrum des Bodentiefs von etwa 1000 hPa auf 990 hPa während dieser Zeit äußerte (989,6 hPa am 29.03.2015 um 12 UTC an der Station St. Lawrence, NFLD). Zu diesem Zeitpunkt wurde eine sogenannte back-bent Kaltfront(-okklusion) analysiert, die sich höchstwahrscheinlich durch das Anzapfen arktischer Luftmassen aus Kanada bildete (Abb. 2 oben). Diese zurückhängende Front behielt das Bodentief während seiner raschen Verlagerung nach Europa bei. Innerhalb der nächsten 36 Stunden konnte sich der Luftdruck im Zentrum des Tiefs um weitere 15 hPa vertiefen, so dass das Bodentief am 31. März um 00 UTC mit einem Kerndruck von etwa 975 hPa über dem Osten Schottlands positioniert war (Abb. 2 unten). Um 04 UTC wurde mit 971,4 hPa (Station der Öl- und Gasplattform Ekofisk in der Nordsee) der tiefste Luftdruck im Bereich des Tiefzentrums gemessen. Danach begann es sich wieder allmählich aufzufüllen.

Abb. 2: Bodenanalysekarten vom 29.03.2015 12 UTC (oben) und vom 31.03.2015 00 UTC (unten) | © Deutscher Wetterdienst
In Abb. 3 sind für die beiden Zeitpunkte 29. März 2015 um 12 UTC und 30. März 2015 18 UTC die Analysekarten des Geopotentials in 300 hPa, der horizontale Wind sowie dessen Divergenz wiedergegeben. In der vorangehenden Entwicklungsphase zwischen dem 28. März 2015 um 12 UTC und dem 29. März 2015 um 12 UTC hatte sich über dem Nordatlantik durch die konfluente Höhenströmung und durch die starke Baroklinität ein außergewöhnlich starkes Windmaximum mit Geschwindigkeiten von bis zu 350 km/h (190 kn) gebildet. Zu dem Zeitpunkt befand sich das Bodentief bereits unterhalb des Jetstreams zwischen einem Divergenzmaximum im Nordosten und einem Konvergenzmaximum im Südwesten (Abb. 3 oben). In den folgenden 30 Stunden gelangte das Tief auf die kalte Seite des Polarjets (Abb. 3 unten), wobei es während der Überquerung des Nordatlantiks nie vollständig unter ein Divergenzmaximum geriet. Demzufolge war die Lage des Bodentiefs zum Polarjet während seiner gesamten Entwicklungsphase nicht besonders günstig.

Abb. 3: Analysekarten des Geopotentials in 300 hPa mit horizontalem Wind und dessen Divergenz am 29.03.2015 12 UTC (oben) und am 30.03.2015 18 UTC (unten). Das rote T kennzeichnet die Lage des Bodentiefkerns. | © wetter3
Aus den in Abb. 4 dargestellten Verteilungen der potentiellen Vorticity (PV) ist zu erkennen, dass um 12 UTC das Bodentief zunächst noch ein gutes Stück südlich von der oberen PV-Anomalie lag. Mit der Verlagerung auf die Nordseite des Jetstreaks erreichte diese das Zentrum des Tiefs, so dass es zur Kopplung von oberer und unterer PV-Anomalie kam, was als hauptverantwortliche Ursache für die Intensivierung des Bodentiefs angesehen werden kann. Die dazu gehörige Dry Intrusion westlich von Schottland war im Wasserdampfkanal des Meteosat deutlich zu erkennen (Abb. 5).

Abb. 4: Wie Abb. 3, jedoch horizontaler Wind und isentrope PV in der isentropen 320 K-Fläche | © wetter3
Abb. 5: MSG-Satellitenbild des Wasserdampfkanals vom 30.03.2015 18 UTC | © EUMETSAT


Synoptische Situation (31.03.)

Die Großregion geriet nach der Passage eines schwachen Höhenrückens in den Bereich einer leicht zyklonal gekrümmten und straff organisierten polaren Frontalzone (Abb. 6). Ein darin eingelagerter Kurzwellentrog wurde unter leichter Intensivierung rasch nach Osten gesteuert und lief in den Langwellentrog über Osteuropa ein. Dabei sickerte in der zweiten Tageshälfte allmählich die hochreichende Kaltluft (mit Temperaturen bis zu -35°C in 500 hPa) aus nordwestlicher Richtung ein, was zu einer Labilisierung der troposphärischen Schichtung über Mitteleuropa führte.

Abb. 6: Analysekarten des Geopotentials in 500 hPa mit Temperatur und horizontalem Wind vom 31.03.2015 um 00 UTC (oben) und um 12 UTC (unten) | © Deutscher Wetterdienst
Im Bodendruckfeld korrespondierte der oben erwähnte kurzwellige Höhentrog mit einem Orkantief (NIKLAS), das tagsüber von der Nordsee über Dänemark hinweg nach Osten zog und zum Tagesende das südliche Baltikum erreichte. Die Fronten von NIKLAS wanderten relativ rasch ostwärts, so dass die (erste) Kaltfront bereits um 06 UTC Luxemburg erreichte (Abb. 7). Um 12 UTC wurde eine zweite Kaltfront analysiert, welche die Großregion im Laufe des Nachmittags überquerte (Abb. 7). In Verbindung mit einem kräftigen Azorenhoch konnte sich an der Südflanke von NIKLAS ein starker Druckgradient bzw. ein Sturmfeld bilden. Zwischen Sylt und Lyon stellte sich um 12 UTC ein Druckgradient von etwa 40 hPa ein. Ab den Abendstunden gelangte Luxemburg dann gänzlich in den postfrontalen Bereich, wobei der Druckgradient allmählich leicht auffächerte.

Abb. 7: Bodenanalysekarten vom 31.03.2015 um 03, 06, 09, 12, 15  und 18 UTC (von links nach rechts, von oben nach unten).
Das rote Kreuz markiert den Standort des Flughafen Findel. | © Deutscher Wetterdienst

Thermodynamische und kinematische Umgebung

Als Referenz für die vertikale Schichtung während der Passage der beiden Kaltfronten und der postfrontalen Wetterphase werden an dieser Stelle die Daten der Radiosondenaufstiege aus Idar-Oberstein (Rheinland-Pfalz) verwendet. 
Abb. 8: Schräge T-log(p)-Diagramme der Radiosondenaufstiege aus Idar-Oberstein vom 31.03.2015 um 06, 12 und 18 UTC (von links nach rechts) | © University of Wyoming
Kurz bevor die erste Kaltfront mit Kata-Charakter Luxemburg überquerte war zwischen 850 und 800 hPa eine markante Inversion auszumachen (Abb. 8 links). Unterhalb dieser stabilen Schicht war die Troposphäre feuchtlabil geschichtet, wobei der Wind in 900 hPa mit einer Stärke von 60 bis 70 kn wehte. Zwischen 600 und 500 hPa konnte ein Einschub sehr trockener Luft und eine trockenindifferente Schichtung verzeichnet werden (Abb. 8 links). Dies deutet auf den in Verbindung mit Katakaltfronten auftretenden trockenen Oberstrom hin. Sowohl die niedertroposphärische als auch die hochreichende Geschwindigkeitsscherung des Windes war sehr stark: LLS um die 25 m/s und DLS um die 39 m/s. Die Tropopause befand sich zu diesem Zeitpunkt in etwa 12 km Höhe.

Hinter der ersten Kaltfront und vor der zweiten Kaltfront war die Troposphäre bis in 850 hPa nahezu trockenindifferent geschichtet und gut durchmischt, wobei der Wind in 900 hPa an Stärke verlor (35 bis 45 kn). Oberhalb davon bis in 650 hPa war eine bedingt labile Schichtung vorhanden (Abb. 8 mitte). Dies äußerte sich in geringer Labilitätsenergie (SB CAPE bis zu 200 J/kg). Die obere Troposphäre war im Vergleich zum vorangehenden TEMP wesentlich trockener, jedoch stabiler geschichtet (Abb. 8 mitte). Die hochreichende Windscherung wurde noch etwas stärker (DLS um die 45 m/s) und die Tropopause lag um 12 UTC in etwa 11 km Höhe.

Im postfrontalen Bereich war die Troposphäre bis in 700 hPa annähernd trockenindifferent, zwischen 700 und 600 hPa stabil und oberhalb davon bis in 450 hPa annähernd feuchtindifferent geschichtet (Abb. 8 rechts). Die Windstärke in 900 hPa betrug zwischen 30 und 40 kn, wobei die Labilitätsenergie leicht abnahm (SB CAPE bis zu 100 J/kg). Die mittlere und obere Troposphäre war im Gegensatz zu den bodennahen Luftschichten sehr trocken (Abb. 8 rechts). Die Geschwindigkeitsscherung des Windes gewann weiter an Stärke: LLS um die 30 m/s und DLS um die 50 m/s. Die Tropopause war um 18 UTC ungefähr in 7 km Höhe angesiedelt und verlor damit deutlich an Höhe im Vergleich zu den vorherigen TEMPs.


Allgemeiner Witterungsverlauf und Begleiterscheinungen

Während der Passage der ersten Kaltfront traten relativ schwache schauerartige Niederschläge auf, die eher unorganisiert daherkamen (Abb. 9). Die konvektiven Niederschläge an der zweiten Kaltfront waren wesentlich organisierter und stärker (Reflektivitäten bis zu 45 dBZ und stellenweise Graupelansammlungen, siehe Pressebericht). Sie wiesen teils linienförmige Radarechos auf (Abb. 10). 

Abb. 9: Niederschlagsradaranimation vom 31.03.2015 06:30 bis 09:30 UTC | © MeteoGroup
Abb. 10: Niederschlagsradaranimation vom 31.03.2015 11:30 bis 14:30 UTC | © MeteoGroup
Nach dem Durchgang der beiden Fronten beruhigte sich der Wind außerhalb von Regenschauern etwas, wobei die postfrontale Wetterphase durch vermehrte Schaueraktivitäten charakterisiert war, die regional von Blitz und Donner begleitet wurden.
Ab dem späten Abend bis in die Nacht hinein zogen mehrere konvektive Zellen (bis 7 km hoch) mit zum Teil linienförmigen Radarechos über Luxemburg hinweg (Abb. 11) und sorgten lokal nochmals für Sturmböen. Dabei konnte hauptsächlich im Ösling eine erhöhte Anzahl an Blitzen registriert werden (Abb. 12). 

Abb. 11: Niederschlagsradaranimation vom 31.03.2015 19:30 bis 22:30 UTC | © MeteoGroup
Abb. 12: Detektierte Blitze vom 31.03.2015 18 UTC bis 01.04.2015 00 UTC | © nowcast GmbH
Während der ersten Tageshälfte wurden landesweit die stärksten Windböen an diesem Tag gemessen, die größtenteils Sturmstärke (Beaufort 9) oder schwere Sturmstärke (Beaufort 10) erreichten. Es folgt eine Auswahl der in der Großregion beobachteten Windspitzen:

Abschließend eine HRV-Satellitenbildanimation des Orkantiefs NIKLAS vom 31.03.2015 06:30 bis 11:00 UTC:


Dienstag, 24. März 2015

F1-Tornado südlich von Weiswampach am 28. Juli 2012

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

Synoptische Situation

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

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

Thermodynamische und kinematische Umgebung

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

Verifikation

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

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

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

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


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


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

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





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

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

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

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

Fazit

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

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

Referenz: