Montag, 4. Mai 2015

Convective Outlook - 04.05.2015

Verëffentlecht den 04.05.2015 um 12:00 UTC

Gëlt vum 04.05.2015 16 UTC bis 05.05.2015 04 UTC


Synoptik

An der mëttlerer bis héijer Troposphär befënnt sech iwwert dem Ostatlantik en Trog mat laanger Wellelängt an iwwert dem zentrale Mëttelmierraum e flaache Réck. Un der südlecher Flank vun dësem Trog befënnt sech e sekundären Trog westlech vu Portugal, deen am Laf vun der zweeter Halschent vum Méindeg als Randtrog a Richtung Äermelkanal zéie wäert. Dëse Randtrog ass um Buedem un en Déif gekoppelt, dat vum Zentraldéif westlech vun Irland a Richtung Nordosten gesteiert gëtt a géint 23:00 Uertszäit mat engem Kärdrock vun ëm di 990 hPa d'Bretagne erreeche wäert. D'Waarmfront vun dësem Déif wäert Lëtzebuerg am Laf vum Owend erreechen, sou datt unhand vun enger kräfteger südlecher bis südwestlecher Stréimung an der ënneschter Troposphär (40 bis 50 kn um 850 hPa Niveau) massiv fiicht-warem Loftmassen an eis Regiounen transportéiert ginn (bis 12°C um 850 hPa Niveau). Di ganz Nuecht iwwer bleift d'Groussregioun am waarme Secteur vum Déif, éier d'Kalfront um Dënschdeg ronderëm Mëtteg respektiv am fréie Nomëtteg duerchzéie wäert.

Diskussioun

D'Loftmassen am waarme Secteur sinn duerch en 850 hPa Theta-E vu bis zu 50 °C charakteriséiert. Am Laf vum Nomëtteg bis an den Owend eran soll laut der Numerik ML CAPE Wäerter ëm 500 bis 1000 J/kg iwwert dem breeden Zentrum vum Frankräich erreechen, woubäi dëse Maximum direkt südlech vun Waarmfront situéiert ass. An deem Beräich suggeréieren d'Wiedermodeller och e Maximum u Fiichtegkeet innerhalb vun der atmosphärescher Grenzschicht (Mixing Ratio vun 10 bis 12 g/kg). Dës latent Labilitéit iwwerlappt sech Owes mat enger immens prononcéierter troposphärescher Dynamik: DLS vun 20 bis 25 m/s, LLS vun 10 bis 15 m/s an SRH 0-3 km vun 150 bis 300 m²/s². Insgesamt deiten dës Parameteren op eng Méiglechkeet vu gutt organiséierten Donnerwiederen hin, woubäi och en erhéijten Risiko fir Superzellen virläit. 
An der Nuecht op en Dënschdeg geréit och Lëtzebuerg ënnert den Afloss vun dëser  markanter Dynamik, mä Labilitéitsenergie gëtt vun der Numerik just nach gréisstendeels iwwert Nordfrankreich an der Belsch simuléiert (ML CAPE bis 500 J/kg).
Als dynamesch Hiewungsimpulser stinn PVA un der viischter Säit vum uewe genannten Randtrog souwéi en Divergenzmaximum vum lenken Jet-Exit zur Verfügung.

Di aktuell Opfaassung laut der héich opgeléister Numerik ass déi, datt et am Laf vum Owend iwwert dem Westen an deels iwwert der Mëtt vum Frankräich zu intensive konvektiven Entwécklungen kënnt, déi sech am weidere Verlaf an eng nordëstlech Richtung verlagere wäerten, woubäi et ënner Ëmstänn zu der Entwécklung vun engem mesokonvektive System komme kéint (!). Och den uewen ugeschwate Risiko fir kräfteg Donnerwiederen mat interner Rotatioun gëtt z.B. vum WRF 4 km gestëtzt. Ob di konvektiv Zellen et dann och no Sonnerënnergang nach bis an d'Géigend vun der Groussregioun packen, ass och eréischt kuerzfristeg aschätzbar (Kann sech vun der Grenzschicht entkoppelt Konvektioun nuetsiwwer seng Aktivitéit bäibehalen?). Vu datt Lëtzebuerg also an éischter Linn net am Beräich vun der "zone à risque élevé" läit an di méiglech Wiederentwécklung iwwert dem Frankräich nach op wackelege Been steet, ass et nach zimlech onsécher, ob Lëtzebuerg iwwerhaapt vun Dimmeren betraff wäert sinn.


Fazit

Wéinst den uewe genannten Onsécherheeten gouf sech fir e Risiko Level 1 entscheed, obwuel den gesamten Setup och e Risiko Level 2 rechtfertege géif. Esou bleift awer d'Optioun fir während dem Nowcasting de Risiko Level ze erhéijen, falls et sech als néideg erausstelle sollt. De Fokus bei de méigleche Geforen läit haaptsächlech um staarke Reen an op de kräftege konvektive Wandstéiss.


Aktualiséierung (19:15 UTC)

Iwwert dem Nordwesten vum Frankräich ass den Ament e Gebitt mat konvektiven Zellen südlech vun der Waarmfront ze fannen, vun deenen der eng Partie eng schwaach bis méisseg Blëtzaktivitéit opweises hunn. Insgesamt lafen dës konvektiv Entwécklungen awer net esou intensiv of ewéi dat di verschidde Previsiounsparameter ugedeit hunn. No aktuellem Stand schéngen di uewe genannten Zellen a Richtung Belsch ze zéien (dat stäerksten Donnerwieder zitt a Richtung Ardennen). Och wann wéinst der éischter gedämmten Entwécklung den Donnerwiederrisiko fir Lëtzebuerg e bëssen en Baisse ageschat gëtt, bleift de Risiko Level 1 fir d'Nuecht aktiv.


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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:

Donnerstag, 19. März 2015

Plausibler Tornado zwischen Niederanven und Mensdorf am 23. Februar 2015

Synoptische Situation

Am 23. Februar um 12 UTC befand sich Luxemburg vorderseitig eines umfangreichen und langwelligen Höhentroges, der sich vom Seegebiet südöstlich von Island bis zur Biskaya erstreckte (Abb. 1). Entsprechend lagen weite Teile Mitteleuropas unter einer kräftigen und zyklonal gekrümmten südwestlichen bis westlichen Höhenströmung. Im PVA-Feld gab es zudem Hinweise auf kurzwellige Anteile an der südöstlichen Flanke des Langwellentroges.

Abb. 1: Analyse der Temperatur, des Geopotentials und des Windes in 500 hPa um 12 UTC | © Deutscher Wetterdienst
Im Bodendruckfeld überquerte das weitgehend okkludierte Frontensystem des mit dem Trog korrespondierenden Zentraltiefs knapp nordwestlich von Schottland im Laufe des Nachmittags die Großregion (Abb. 2). Postfrontal fächerte der Druckgradient auf und recht hochreichend labil geschichtete Meeresluft strömte aus Westen ein. 

Abb. 2: Bodenanalyse um 12 UTC (links) und um 15 UTC (rechts) | © Deutscher Wetterdienst


Thermodynamische und kinematische Umgebung

Als Referenz für die vertikale Schichtung der Troposphäre während der postfrontalen Wetterphase zwischen 15 und 18 UTC werden nun an dieser Stelle die Daten des 15 UTC Vorhersage-TEMPs für den Standort ELLX (Flughafen Luxemburg) vom deutschen Regionalmodell COSMO-EU (12 UTC Lauf) verwendet, da die Temperatur- und Feuchtewerte in Bodennähe beim 18 UTC Radiosondenaufstieg aus Idar-Oberstein (Rheinland-Pfalz) nicht den Messwerten im Süden Luxemburgs entsprachen. An den dortigen Wetterstationen von MeteoGroup und MeteoLux wurden um 15:20 UTC Temperaturen zwischen 5 und 8°C, sowie Taupunkttemperaturen zwischen 4 und 7°C gemessen. Darüber hinaus ist es in diesem Fall durchaus zulässig das prognostizierte Vertikalprofil für die Analyse heranzuziehen, da die Schichtung des real durchgeführten Radiosondenaufstiegs in Idar-Oberstein mit der vorhergesagten Schichtung relativ gut übereinstimmt (man beachte die Trockenschicht zwischen 650 und 500 hPa).

Abb. 3: Schräges T-log(p)-Diagramm für den Standort ELLX um 15 UTC von COSMO-EU | © Deutscher Wetterdienst
Der in Abb. 3 dargestellte vom Boden ausgehende pseudoadiabatische Aufstieg (eng. surface-based parcel ascent) wies auf eine schwache latente Instabilität innerhalb der untersten 4 km der Troposphäre hin (SB CAPE < 100 J/kg). Das Hebungskondensationsniveau (HKN) entsprach in etwa dem Niveau der freien Konvektion (NFK) und lag in ungefähr 600 bis 800 m Höhe über Normalnull. Die Geschwindigkeitsscherung des Windes vom Boden bis in 1000 m Höhe betrug ca. 10 m/s und war demnach relativ stark ausgeprägt. 


Verifikation

Zwischen 15:00 und 16:00 UTC erblickten mehrere Augenzeugen im Bereich von Munsbach in nordöstlicher Richtung eine mehr oder minder gut ausgeprägte Trichterwolke, die laut Zeugenaussagen deutlich rotierte. Im ersten Schritt wird in dieser Verifikation versucht die trichterförmige Wolke möglichst genau zu lokalisieren. Desweiteren sollen die möglichen Ursachen, welche die Entwicklung der Trichterwolke begünstigten, diskutiert werden.

  • Lokalisierung
Der Großteil des visuellen Materials der Trichterwolke wurde im Bereich der Industriezone Syrdall aufgenommen (roter Kreis in Abb. 4d). Im Vordergrund der Abb. 4a und 4b waren jeweils das Légère Hotel Luxembourg, der Bio-Supermarkt Naturata und der Rankebësch (etwa 270 Meter hoch) zu sehen. Auf der rechten Seite im Hintergrund war der ca. 380 Meter hohe Widdebierg zu erkennen. Das in Abb. 4c zu sehende Foto zeigt die wahrscheinlich bis zum Boden hinabreichende Trichterwolke links vom Légère Hotel Luxembourg und im Vordergrund erkennt man die Straßenlaternen der Autobahn A1. Dieses Foto wurde aufgrund der westlicheren Position der Wolke zu einem früheren Zeitpunkt gemacht als die Fotos, die in den Abb. 4a und 4b zu sehen sind

Abb. 4a
Abb. 4b

Abb. 4c
Abb. 4d | © www.geoportail.lu
Diese aus den Bildern abgeleiteten Erkenntnisse lassen die plausible Schlussfolgerung zu, dass die Trichterwolke mit relativ hoher Wahrscheinlichkeit quasi parallel zur Nationalstraße N1 zwischen dem Rankebësch und Grousse-/Kuelesbaacherbësch von Niederanven in Richtung Mensdorf gezogen ist (schwarzgraue Fläche in Abb. 5), was einer Distanz von etwa 2 Kilometer entspricht.
Eine nicht besonders ausführlich durchgeführte Schadenssuche vor Ort ergab kein konkretes Bild. Im Bereich des Loubëschs konnten verbreitet leichte Vegetationsschäden gefunden werden (gelbe Kreuze in Abb. 5), wobei ein direkter Zusammenhang mit dem möglichen Tornado nicht auszumachen war (Bauarbeiten in unmittelbarer Nähe des Loubëschs, zudem auf Anhieb keine eindeutige Schneise oder Verfrachtungen erkennbar).


Abb. 5 | © www.geoportail.lu

  • Ursachendiskussion
Nun stellt sich die Frage, wie es überhaupt zu der Entwicklung dieser relativ gut ausgeprägten Trichterwolke kommen konnte. Laut Zeugenaussagen wurde die trichterförmige Wolke zwischen 15:30 und 16:00 UTC beobachtet, was wiederum durch Radardaten gestützt wird. Genau im gerade erwähnten Zeitbereich zog eine schwache konvektive Zelle aus Westen über Niederanven und Mensdorf hinweg (Abb. 6). Um 15:50 UTC erreichte die Zelle ihre höchste Intensität mit zwei Niederschlagskernen und Reflektivitäten bis zu 36 dBZ.

Abb. 6: Niederschlagsradarbilder 15:10 bis 16:00 UTC, von oben nach unten und von links nach rechts | © MeteoGroup
Abb. 7: Detektierte Erd- und Wolkenblitze zwischen 12 und 18 UTC | © nowcast GmbH, LINET view
Die Klassifizierung dieser konvektiven Zelle erwies sich im Allgemeinen als schwierig. Zum einen wies die Zelle überhaupt keine Blitzaktivitäten auf (Abb. 7), so dass innerhalb der konvektive Zelle keine starken Vertikalbewegungen stattfanden. Zum anderen besaß die Zelle auch nur eine vertikale Ausdehnung von ungefähr 4 bis 5 km (aus den sichtbaren und eingefärbten infraroten Satellitenbildern ersichtlich), so dass man in diesem Fall noch nicht einmal von hochreichender Konvektion reden kann. Dies erklärt auch die abwesende Blitzaktivität. Dementsprechend handelte es sich hier nicht um eine ausgereifte Mesozyklone.
Zudem 
erscheint es plausibel, dass hauptsächlich lokale niedertroposphärische latente Labilität, eine relativ starke Geschwindigkeitsscherung des Windes in den untersten 1 km der Troposphäre und niedrige Kondensationsniveaus für die Bildung der Trichterwolke verantwortlich waren. In Abwesenheit einer Frontalzone in Bodennähe, in dessen Umfeld des Öfteren lokale Vorticity mit vertikaler Achse produziert wird, kann in diesem Fall davon ausgegangen werden, dass die durch die Windscherung produzierte Vorticity mit horizontaler Achse mithilfe geringer Auftriebsenergie (siehe SB CAPE) in die Vertikale gekippt wurde. Diese Vermutung kann jedoch nicht abschließend bewiesen oder widerlegt werden.

  • Fazit
Aufgrund des vorliegenden visuellen Materials (allen voran Abb. 4c) und der darauf basierenden Analyse kann dieser Tornadoverdacht als plausibel eingestuft werden, obwohl dieser Fall nach aktuellem Stand bzw. nach aktueller Datenlage nicht vollends geklärt werden kann. Größere Unsicherheiten bestehen auch noch bei der Zugbahn bzw. dem möglichen Aktivitätsbereich der Trichterwolke.

Danksagung

An dieser Stelle möchte ich Philippe Ernzer von Météo Boulaide für die Kooperation bezüglich des Austauschs von Bildmaterial und jeglichen Informationen danken. Vielen Dank auch an Gerson Rodrigues (Physik-Student an der LMU München) für die Hilfe bei der Schadenssuche in der Umgebung von Niederanven und Mensdorf.

Dienstag, 10. März 2015

Vorticitygleichung

Die prognostische Vorticitygleichung gibt Auskunft über die Änderung der rotatorischen Bewegungskomponente. Sie lautet für eine reibungsfreie Strömung im p-System:
Nach Aufspalten der Eulerschen Ableitung, der absoluten Vorticity und des Divergenzterms erhält man:
Im Folgenden werden die Bedeutung und Wirkungsweise der sieben einzelnen Terme dieser Gleichung näher beleuchtet.

Term 1: Lokal zeitliche Änderung der relativen Vorticity.
Term 2: Horizontale Advektion der relativen Vorticity.
Term 3: Advektion planetarer Vorticity bei Nord-Süd-Bewegung (v: y-Komponente des Windvektors).
Term 4: Vertikale Advektion relativer Vorticity.
Term 5: Dieser Term wird wirksam, wenn die Partikel bereits relative Vorticity besitzen.
Dann führt isobare Konvergenz zu Zunahme, isobare Divergenz zu Abnahme der Vorticity unabhängig vom Vorzeichen. Das ist identisch mit dem Erhaltungssatz des Drehimpulses.
Term 6: Dieser Term beschreibt die Produktion von Vorticity durch die Corioliskraft.
Die Rechtsablenkung von Partikel durch diese Kraft führt bei Konvergenz zu zyklonaler, bei Divergenz zu antizyklonaler Rotation (Abb. 1). Dieser Vorgang ist die wichtigste Produktionsform von Vorticity auf der synoptischen Skala.

Abb. 1: Entstehung relativer Vorticity durch Horizontalkonvergenz bzw. -divergenz
Term 7: Der sogenannte Drehterm oder Twisting-Term beschreibt die Umwandlung von Wirbelgröße um horizontale Achsen in Wirbelgröße um die vertikale Achse durch horizontale Gradienten der Vertikalgeschwindigkeit ω. 
Seine Wirkung soll in Abb. 2 verdeutlicht werden, die einen Schnitt durch eine mit der Höhe zunehmende Westströmung (blau) schematisch dargestellt. Diese Strömung enthält eine starke vertikale Scherung und somit eine antizyklonale Rotation um die y-Achse. Setzen nun horizontal unterschiedliche Vertikalbewegungen (grün) ein, so wird die Rotation der vertikalen Windscherung um die y-Achse (blau) in die Rotation um eine vertikale Achse (rot) übergeführt. Es kommt somit zyklonale relative Vorticity auf.

Abb. 2:  Wirkunsgsweise des Drehterms
Mittels der Skalenanalyse kann man für großräumige Bewegungen die sechs Terme auf der rechten Seite der Vorticitygleichung abschätzen. Dann ergibt sich:
Hieraus ist zu entnehmen, das auf der synoptischen Skala die vertikale Advektion von Vorticity (Term 4) sowie der Drehterm (Term 7) etwa eine Größenordnung kleiner sind als die übrigen Terme. In der Praxis werden diese beiden Ausdrücke deshalb häufig vernachlässigt. Der Drehterm kann jedoch bei intensiven mesoskaligen Entwicklungen, wie beispielsweise in Superzellengewittern, eine bedeutenden Rolle spielen.

Unter Vernachlässigung von Vertikalbewegungen und des Drehterms erhält man eine für großräumige Bewegungen mit guter Näherung gültige Form der Vorticitygleichung:

Referenzen:
Bott, A. (2012): Synoptische Meteorologie. Springer-Verlag.
Kurz, M. (1990): Synoptische Meteorologie. Deutscher Wetterdienst.

Sonntag, 8. März 2015

Omega-Gleichung

Die diagnostische Omega-Gleichung gibt Auskunft über das Vorzeichen der Vertikalgeschwindigkeit ω im p-System und lautet unter der Annahme von Reibungsfreiheit:
Term A: Höhenabhängigkeit der Advektion absoluter Vorticity (differentielle Vorticityadvektion)
Term B: Advektion des horizontalen Temperaturgradienten mit dem geostrophischen Wind (Temperaturadvektion)
Term C: Diabatische Erwärmung (Abkühlung) durch Einstrahlung (Ausstrahlung)

Drei Terme können also Hebungs- bzw. Absinkprozesse auslösen. Demnach ergibt sich ein Hebungsantrieb (ω < 0) 
  • bei mit der Höhe zunehmender positiver Vorticityadvektion (oder bei mit der Höhe abnehmender negativer Vorticityadvektion),
  • in Gebieten mit maximaler Warmluftadvektion (oder in Gebieten mit minimaler Kaltluftadvektion),
  • in Gebieten mit maximaler diabatischer Wärmezufuhr (oder in Gebieten mit minimalem diabatischen Wärmeentzug).
Absinkprozesse (ω > 0) werden angetrieben
  • durch mit der Höhe zunehmende negative Vorticityadvektion (oder mit der Höhe abnehmende positive Vorticityadvektion)
  • in Gebieten mit maximaler Kaltluftadvektion (oder in Gebieten mit minimaler Warmluftadvektion)
  • in Gebieten mit maximalem diabatischen Wärmeentzug (oder in Gebieten mit minimaler diabatischer Wärmezufuhr)
Die hierbei in Klammern stehenden Hebungs- und Absinkantriebe sind vergleichsweise unbedeutend. Die Abhängigkeit der Vertikalgeschwindigkeit von 1/σ zeigt, dass die Wirkung der Antriebsterme mit zunehmender statischer Stabilität abnimmt. Außerdem wirken die Antriebe in kurzwelligen Systemen stärker als in langwelligen. 
Generell treten die einzelnen Antriebsterme oft parallel zueinander in Erscheinung. Dadurch können sie sich gegenseitig verstärken, abschwächen oder in ihrer Summe gar völlig aufheben. Letztendlich entscheidet also die Summe der Terme über das Vorzeichen von ω.

Referenz:
Bott, A. (2012): Synoptische Meteorologie. Springer-Verlag.