Das Pfingstunwetter über NRW – Eine Nachbetrachtung

Kaum ein Wetterereignis hat dieses Jahr so geprägt wie das Unwetter vom 09. Juni über NRW. Besonders betroffen waren der Großraum Düsseldorf, der Rheinkreis Neuss sowie große Teile des Ruhrgebietes.  Hier kam es im Zuge eines sogenannten Bow-Echos zu schweren Orkanböen bis 146 km/h (Quelle: Unwetterzentrale, Meteogroup). Neben Schäden im dreistelligen Millionenbereich waren 6 Tote und über 60 Verletzte zu beklagen.

In der nachfolgenden Analyse sollen die Ereignisse dieses Tages aus meteorologischer bzw. physikalischer Sicht aufgearbeitet werden, um letztendlich die Frage zu beantworten, warum es zu derartigen Schäden kommen konnte. Dazu werden eigens erstellte Karten des NinJo-Systems vom Deutschen Wetterdienst (DWD) verwendet, welches uns freundlicherweise vom Meteorologischen Institut der Universität Bonn zur Verfügung gestellt wurde.

 

Einleitung

Bei mesoskaligen konvektiven Systemen oder Mesoscale Convective Systems (MCSs) handelt es sich um großräumige konvektive Cluster, die durch ihre Langlebigkeit und Größe charakterisiert sind. Während sie in den mittleren Breiten vorwiegend in den Sommermonaten auftreten sind in den Tropen das ganze Jahr über MCSs möglich. Damit es zur Ausbildung eines MCS kommen kann, muss ein hoher Grad an (potentieller) Instabilität vorliegen, der durch den KO-Index und die Convective Available Potential Energy (CAPE) beschrieben werden kann. Außerdem wird ein inertialer Hebungstrigger benötigt, der die Konvektion auslöst. Dabei kann es sich um eine Front/Konvergenz oder ein Gebirge handeln. Auch aus dem Höhenfeld (500 hPa, 300 hPa) kann durch Divergenz am Jetstreak bzw. durch QG-Forcing (DPVA, WA-Maximum) ein konvektives System ausgelöst werden.
Als weiteres Kriterium, vor allem bezüglich der Langlebigkeit des Systems, sollte noch die vertikale Windscherung angeführt werden. Je höhere Werte sie annimmt, umso besser ist die Konvektion organisiert. Windscherung allein ist jedoch nicht konvektions-fördernd. Es muss eine räumliche Überlappung mit CAPE vorhanden sein. Da Scherung als Vektor dargestellt werden kann, gibt es Geschwindigkeits- und Richtungsscherung. Als kombiniertes Maß für beide Scherungsformen wird die Sturm-relative Helizität (storm-relative-helicity, SRH) eingeführt. Sie ist positiv und damit für die Organisation von Konvektion förderlich, wenn der Wind mit der Höhe zunimmt und nach rechts dreht.
Nach Maddox (1980) existieren auf der Meso-Alpha Skala zwei Typen von MCS: Zirkulare MCS und lineare MCS. Letztere bezeichnet man auch als Squall-Lines, die man vorwiegend vor und an Kaltfronten oder anderen Luftmassengrenzen beobachtet kann. Hier herrscht ein hoher Grad an Windscherung (Baroklinität), welche für eine lineare Organisation der Konvektion sorgt. Außerdem garantiert die vertikale Windzunahme in unteren Troposphärenschichten eine gewisse Lebensdauer des Systems (Rotunno, Weismann, Klemp, 1988). Eine genauere Klassifikation dieses MCS-Typs wurde von Parker und Johnson unternommen. Sie konstatierten, dass ein linearer MCS räumlich gesehen aus einem Teil mit konvektivem Niederschlag und einem einem Bereich mit stratiformem Niederschlag besteht. Je nach Orientierung dieser Regionen zueinander, unterteilten sie MCSs in leading stratiform, parallel stratiform oder trailing stratiform- Typen:

1. trailing stratiform: Der Cold Pool bzw. das „leading-edge“ verlagert sich progressiv und relativ gesehen schneller als der Grundstrom. Das skalige Regengebiet breitet sich somit retrograd aus.

2. leading stratiform: Das skalige Regengebiet breitet sich schneller das „leading-edge“ in Verlagerungsrichtung aus und liegt damit beim vorhandenem westlichen Grundstrom vor (östlich) des stärksten Niederschlags.

3. parallel stratiform: Das skaligen Regengebiet breitet sich parallel zur Orientierung des „leading-edge“ aus.

Weitere Untertypen von linearen MCS lassen sich nach räumlicher Form des konvektiven Niederschlagsechos definieren. So kann es vorkommen, dass die Squall Line aus einzelnen Zellen besteht, die durch optisch trennbare Reflektivitätsmaxima auf dem Radar charakterisiert werden. Eine solche Linie wird als broken line bezeichnet.

Außerdem kann es bei starker vertikaler Scherung vorkommen, dass Teile der Linie beschleunigt vorankommen, während andere „zurückhängen“. Diese dadurch auf dem Radar erkennbaren bogenförmigen Segmente bezeichnet man als Bow Echos. Treten mehrere Bow Echos aneinandergereiht auf, so spricht man von einem Line-Echo-Wave-Pattern (LEWP). Ein ausgesprochen progressives, weit ausgedehntes lineares konvektives Ereignis wird als Derecho bezeichnet. Solche Systeme sind in Mitteleuropa selten. Sie richten auf größerer Skala enorme Schäden durch konvektive Fallböen in Orkanstärke (Downbursts) an.
Zirkulare MCSs kommen schwerpunktmäßig in den Tropenregionen vor, wo viel CAPE und wenig Windscherung vorliegt. Der Eisschirm des Systems breitet sich radial an der Tropopausegrenze aus und behält dabei aufgrund der schwachen Oberwinde eine Kreisform. Maddox führte für zirkulare MCS den Spezialfall des mesoskaligen konvektiven Komplexes (Mesoscale Convective Complex, MCC) ein. Damit man von einem MCC spricht müssen folgende physische Eigenschaften auf einem IR-Satbild erfüllt werden.

1. Die Wolkenoberflächentemperatur muss in einer Fläche von mehr als 50000 km² kleiner gleich -52 °C
und auf einer Fläche von 100000 km² kleiner gleich 32 °C sein.

2. Voraussetzung 1 muss für mindestens 6 Stunden erfüllt sein.

3. Die Exzentrizität muss zum Zeitpunkt maximaler horizontaler Ausdehnung größer gleich 0,7 sein (Verhältnis von Haupt- zu Nebenachse)

Im Allgemeinen kommt es während eines MCSs/MCCs zu intensiven Wettererscheinungen in Form von Starkniederschlag,
(Groß-)Hagel und Sturm und/oder Orkanböen. Letztere treten primär in linearen MCSs auf, wobei großflächige Schäden möglich sind. Als Beispiel soll das Derecho von Berlin im Jahr 2002 angeführt werden, wo es zu Böen bis 150 km/h kam.
Zirkulare MCSs und insbesondere MCCs sind in Europa aufgrund der fast immer vorhandenen Höhenwinde selten (Kriterum der Exzentrizität wird nicht erfüllt). Die relativ gesehen größte Wahrscheinlichkeit für ihr Auftreten in unseren Breiten besteht im Spätsommer.

 

Großwetterlage 

Großwetterlage, Quelle: NinJo,DWDAbbildung 1:  Großwetterlage, Quelle: NinJo,DWD

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Zwischen einem Höhentief westlich der britischen Inseln und einem Höhenrücken, der von Nordafrika bis zum Baltikum reichte, konnte sich  über Mitteleuropa am 09.06.2014 eine kräftige südliche bis südwestliche Höhenströmung etablieren (Abb. 1). Im Bodendruckfeld gestaltete sich die Lage hingegen diffus, da keine stärkeren Druckgradienten vorlagen. Lediglich das atlantische Höhentief bildete sich auch stärker in den unteren Schichten ab.

Großwetterlage, Quelle: NinJo, DWDAbbildung 2: Großwetterlage, Quelle: NinJo, DWD

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abb. 2 zeigt den Verlauf des polaren Jetstreams, welcher die Position des eben erwähnten Höhentiefs widerspiegelt. Das Maximum liegt bei Windgeschwindigkeiten von bis zu 120 kn nordwestlich der iberischen Halbinsel. Nach einem Trogvorderseitig meridionalen Verlauf über den britischen Inseln „knickt“ der Jetstream über der Nordsee und Südskandinavien antizyklonal nach Osten ab.
Summa Summarum lag also eine klassische trogvorderseitige Wettersituation über Mitteleuropa vor, welche die Basis für Schwergewitterlagen darstellt.

 

Detailanalyse

Entscheidend für die mesoskalige Wetterentwicklung am 09.06.2014 war eine wellende Frontalzone über Westfrankreich, welche mit dem oben erwähnten Jetsreak eine barokline Zone markierte. Die mit NinJo erstelle Bodenanalyse von 06 UTC (Abb. 3) zeigt diese Luftmassengrenze, sowie die präfrontale Konvergenzzone, die sich klassischerweise im vorgelagerten Warmsektor gebildet hat. Im Bereich dieser Konvergenz konnten sich über Polen, Deutschland und Frankreich drei größere Gewittercluster entwickeln. Das L über Frankreich beschreibt ein hier vorhandenes thermisch induziertes Bodentief, das sich in der Folge nordostwärts verlagerte.

Frontenanalyse 06 UTC, Quelle: NinJo, DWDAbbildung 3: Frontenanalyse 06 UTC, Quelle: NinJo, DWD

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Im Folgenden sollen die vorhandenen Rahmenbedingungen in Bezug auf Konvektion analysiert werden.
Ein Parameter für die Charakterisierung der vertikalen Schichtungsstabilität stellt CAPE dar. In den hiesigen Ausführungen wurde aussließlich Mean-Layer-CAPE (ML-CAPE) von COSMO-EU verwendet. Der Vorteil dieser CAPE-Form ist, dass zur numerischen Bestimmung der Pakettrajektorie Temperatur und Taupunkt in den untersten 50 hPa gemittelt werden. Dadurch erzielt man häufig realistischere Werte, als bei der klassichen Bestimmung von CAPE über die Bodenwerte. Der Grund hierfür ist, dass CAPE sehr senitiv auf kleine Varianzen der Bodenfeuchte reagiert, sodass die Werte oftmals übertrieben sind bzw. nicht den CAPE-Wert
repräsentieren, der tatsächlich verfügbar ist. Außerdem müssen bei der mathematisch physikalischen Interpretation von CAPE stets die bei der Herleitung gemachten Annahmen bedacht werden. Da das Luftpaket in der Realität durch Entrainment beeinflusst wird (1. Annahme bei der Herleitung von CAPE) und zumindest auf kleiner Skala keineswegs hydrostatische Verhältnisse (2. Annahme bei der Herleitung von CAPE) vorliegen, ist der tatsächliche CAPE-Wert stets niedriger als der berechnete.

ML-CAPE und Windscherung, Quelle: NinJo, DWDAbbildung 4: ML-CAPE und Windscherung, Quelle: NinJo, DWD

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

In Abb. 4 ist überlappend zur CAPE außerdem die hochreichende (Deep Layer Shear, DLS), sowie niedertroposphärische Windscherung (Low Level Shear, LLS) dargestellt, die, wie bereits erwähnt, eine elementare Basis für organisierte Feuchtekonvekion darstellen. Man erkennt zu erkennen, dass vor allem abends (18 UTC) für mitteleuropäische Verhältnisse sehr hohe Labilität vorlag. Laut COSMO-EU-Analyse erreichte ML-CAPE verbreitet 2000-2500, gebietsweise auch über 3000 J/kg. Interessant ist auch, dass bereits morgens um 06 UTC über Frankreich und Belgien 2000 CAPE und mehr vorhanden waren. Auch bei der Betrachtung des verbreitet negativen KO-Index fällt die stark potentiell-instabil geschichtete Atmosphäre über Mitteleuropa ins Auge (nicht gezeigt). Überlagert wurde diese Luftmasse von DLS-Werten von 15 m/s über Mitteldeutschland bis knapp 30 m/s über der Normandie, wo die Nähe zum Jet für größere Scherung sorgte. Zieht man ergänzend noch die 12 UTC Windkarten in 850 hPa und 500 hPa heran, erkennt man mit der Höhe rechtsdrehende Windprofile. Man spricht von Veering, welches in positiver Helizität resuliert.

Radiosondenaufstieg Bergen, Quelle: NinJo, DWDAbbildung 5: Radiosondenaufstieg Bergen, Quelle: NinJo, DWD

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Die vertikale Schichtung soll nun noch einmal genauer mit Hilfe eines Skew-T-Log-P Diagramms untersucht werden (Abb. 5).
Dazu wird der Radiosondenaufstieg von Bergen von 18 UTC verwendet, da aus Essen am gesamten Tag kein Soundings vorhanden war. Das Temp zeigt eine feuchte Grenzschicht, in der der Spread von Temperatur und Taupunkt gering ist. Oberhalb, in der mittleren Troposphäre, fand sich eine Trockeninversion mit nachfolgenden trockenadiabatischen Abahmeraten. Da Taupunkt und Temperatur in dieser Schicht mit zunehmder Höhe wieder zusammenlaufen spricht man von einem inverted-V-Profil. Die damit verbundene trocke Schicht bezeichnet man als entkoppelte Mischungsschicht oder elevated-mixed-layer (EML). Eine EML entsteht in Mitteleuropa dann, wenn, wie im vorliegenden Beispiel, eine südwestliche Grundströmung vorliegt. Über dem spanischen Hochland kann sich die Luft aufheizen, sodass eine stark turbulente und sehr gut durchmischte Grenzschicht mit trocken- bis überadiabatischen vertikalen Abahmeraten ausbilden kann. Mit den südwestlichen Winden wird diese Luftmasse Richtung Mitteleuropa advehiert. Weil dann stets eine trogvorderseitige Situation gegeben ist, wird die Schicht am warmen Förderband großskalig gehoben. Da derartige Prozesse näherungsweise adiabatisch ablaufen, bleibt die Schicht bezüglich ihrer Struktur erhalten, wird aber von der Grenzschicht entkoppelt. Wenn bodennahe gleichzeitig hohe Werte an spezifischer Feuchte vorliegen, ergibt sich eine feuchte Grenzschicht mit trockener Luft darüber. Diese Konfiguration garantiert hohe potentielle  Instabilität. Da die angesprochene Inversion die Bodenfeuchte gewissermaßen „deckelt“, kann letztere durch Evapotranspiration und Feuchteadvektion stetig anwachsen und sich die Labilität weiter erhöhen. Dies geschieht so lange, bis ein äußerer Trigger die Inversion überwindet und CAPE freigesetzt werden kann. Solch eine Wetterlage wird auch als loaded-gun-Lage bezeichnet und stellt eine der potentiell gefährlichsten Wettersituationen in Europa dar.
Die Labilitätsenergie belieft sich zumindest in Bergen, je nach Paketbetrachtung, auf 2000 bis knapp 3000 J/kg. Die hellrote Fläche stellt dabei das sogenannte surface-based-CAPE (SB-CAPE) dar und beschreibt die Energie, die ein bis zum CCL thermisch bedingt aufsteigendes Luftpaket beim weiteren Aufstieg zur Verfügung hat. Diese Energie ist zwar größer als das CAPE-LFC (dunkelrote Fläche). Entscheidene Voraussetzung zur Freisetzung der Energie ist allerdings das Erreichen der Auslösetemperatur, die in dem Fall mit 34 °C zu hoch war. ML-CAPE ließ sich nicht einzeichnen, lag aber bei rund 2000 J/kg. Ferner lässt sich an diesem Sounding die bereits erwähnte veritable Windscherung erkennen: Vor allem in den untersten Schichten war ein starkes Rechtsdrehen, sowie eine Zunahme des Windes vorhanden, die nicht allein auf die Ekman-Spirale, sondern auch auf bodennahe Warmluftadvektion zurückzuführen war. Die daraus resulierenden Helizitäts-Werte lagen bei diesem Aufstieg bei 200 J/kg, was in Kombination mit der hohen Instabilität die Bildung sehr gut organisierter Konvektion vermuten ließ. Die Gegebenheiten waren also mehr als günstig für die Ausbildung großräumiger konvektiver Cluster.

Da die Strömung in den höheren Schichten näherungsweise geradlinig verlief und keine markanten Randtröge eingebettet waren, konnte nicht von stärkeren Hebungsimpulsen aus dem Höhenfeld ausgegangen werden. Die notwenigen konvektions-triggernden Antriebe mussten demnach aus den unteren Schichten durch Bodenkonvergenzen oder Orographie geliefert werden.

Wie bereits auf den 6 UTC Frontenanalyse gezeigt wurde, war über Frankreich im Bereich eines flachen, thermischen Tiefs bereits morgens ein MCS aktiv. Nach Abschwächung dieses Systems zur Mittagszeit löste eine von jenem MCS zurückgelassene Outflowboundary im Westen Deutschlands Einzelzellen aus, die sich zu einem neuen MCS organisierten. Hierauf soll jedoch nicht weiter eingegangen werden.

 

Radar- und Satellitenbild, 14 UTC, Quelle: NinJo, DWDAbbildung 6: Radar- und Satellitenbild, 14 UTC, Quelle: NinJo, DWD

 

Radar- und Satellitenbild 15 UTC, Quelle: NinJo, DWDAbbildung 7: Radar- und Satellitenbild 15 UTC, Quelle: NinJo, DWD

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Vielmehr soll das Augenmerk auf die Entwicklung über Frankreich gelegt werden, wo es an der vorgelagerten Konvergenz zur Mittagszeit zur Entwicklung neuer Konvektion kam. Von besonderem Interesse war dabei eine Superzelle bei Paris. Letztere erkennt man auf dem 15 UTC Radarbild (Abb. 7) über Mittelfrankreich (orange markiert), wobei die Reflektivitäten über den Rand der Skala reichen. Nach Meldungen von französischen Sturmjägern wurden innerhalb des Zellkerns mehr als 65 dBZ gemessen und Hagel bis 8 cm Korngröße gesichtet.
In der Folge soll nun gerade diese Zelle und das nördlich angrenzende skalige Regengebiet analysiert werden, da sich hieraus ein ungewöhnlich großer und schadensbringender MCS entwickeln sollte. Östlich der Frankreich-Konvektion lässt sich ein Gebiet mit geringer Bewölkung ausmachen. Hier konnte es demnach dauerhaft einstrahlen. Dies war unter anderem dem nach Osten abziehenden und dissipierenden MCS geschuldet, der über kompensierendes Absinken etwaige Bewölkung auflöste.
Außerdem sorgte die morgendliche Konvektion in Westdeutschland durch die Niederschläge für eine bodennahe Feuchteanreicherung. Durch die Einstrahlung wurden die Abnahmeraten in den mittleren Troposphärenniveaus wieder steiler, was zu einem rasanten Aufbau an potentieller Labilität führte.

Analysiert man die vorgelagerte Luftmasse genauer, so fallen auf dem Satelliten- bzw. Radarbild von 14 UTC (Abb. 6) unmittelbar vor den Zellen ein kleines Bewölkungdfeld auf, welches rot markiert wurde. Dabei handelt es sich um hochbasige Cumuli und Altocumului Castellani, die ein Indiz für Instabilität in mittleren Troposphärenniveaus darstellen. Diese konnten sich oberhalb der Trockeninversion bilden und waren damit grenzschichtentkoppelt. Da sie sich innerhalb der trockenen EML befanden, stand ihnen kaum Feuchte zur Verfügung, was hochreichende Konvekion zunächst unterband.
Entscheidend für die weitere Entwicklung war nun, dass die ostwärtsverlagernden Frankreichzellen outflowdominat wurden, wobei sich der ausfließende Coldpool rasch nach Osten ausbreitete. Betrachtet man einen Sat-Loop, so lässt sich feststellen, wie die Ac Cas von dem Amboss der Konvektion eingeholt und letztendlich überdeckt werden. Was zwischen 15 und 16 UTC folgte, war eine explosionsartige Verstärkung der konvektiven Aktivität an dem zunächst alternden System. Dafür waren folgende Faktoren verantwortlich:

1. Interaktion des Coldpools mit der Orographie (Ardennen) und Umgebungsscherung, was
in starker Vertikalbewegung am Vorderrand des Cold Pools(Leading-edge) resultierte

2. Durch 1 bedingte Kopplung der vorgelagerten entkoppelten Konvektion (Ac Cas) an die unteren Schichten und damit schlagartiges Abrufen der vorhandenen Bodenfeuchte

3. Verlagerung der Konvektion in eine Region, wo es zuvor mehrere Stunden einstrahlen konnte

 

Radar- und Satellitenbild, 17 UTC, Quelle: NinJo, DWDAbbildung 8: Radar- und Satellitenbild, 17 UTC, Quelle: NinJo, DWD

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

HRV-Satellitenbild, 17:30 UTC, Quelle: NinJo, DWDAbbildung 9: HRV-Satellitenbild, 17:30 UTC, Quelle: NinJo, DWD

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Die rapide Verstärkung, sowie das Anwachsen des sich immer besser organisierenden Systems ist sowohl auf Radar als auch Satellitenbildern sehr gut beobachtbar (siehe Abb. 8). Binnen 30 Minuten erhöhte sich die Reflektivität in einem breiten Streifen an der Vorderseite des nun als MCS bezeichneten Systems auf Werte von deutlich mehr als 50 dBz. Auch die Blitzaktivtät nahm zu, sodass innerhlab von 15 Minuten mehrere 1000 Blitze registriert wurden.
Auf den mit NinJo erstellten HRV-Bild (Abb. 8) von  ist außerdem die Ausbildung eines Over-Shooting-Tops im Bereich des Leeding Edges des Coldpools erkennbar, wo maximale Vertikalbewegung vorlag.
Lehrbuchhaft breitete sich der tellerförmige Amboss radial aus, was mit der Erruption eines Vulkans oder der Explosion einer Bombe verglichen werden kann. In einer Stunde hatte sich die Fläche des Eissschirms ungefähr verdoppelt. Abmessungen haben ergeben, dass des Verhältnis von Neben- zu Hauptachse 250km/300km = 0,83 betrug. Dieser Wert ist gleich der Exzentrizität, die demnach zunimmdest um 18:30 UTC dem Kriterium eines MCC genügte.
Studiert man die Wolkenoberflächentemperaturen, die im Infrarot-Satellitenbild für Werte unter -32 °C farbig dargestellt sind, dann fällt auf, dass die Fläche mit ca. 75000 km² noch nicht der eines MCCs entsprach. Nun begann der MCS die deutsche Grenze zu überqueren. Die aktivste Region konzentrierte sich dabei vom Raum Aachen bis nach Heinsberg. Bereits vor 18 UTC konnte man erkennen, dass sich das System linienartig organiserte (s.  Abb. 8) , sodass schnell klar wurde, dass die Hauptbegleiterscheinung Downbursts darstellen würden.

radaranalyse und Theta-e-Messwerte 18 UTC, Quelle: NinJo, DWDAbbildung 10: Radaranalyse und Theta-e-Messwerte 18 UTC, Quelle: NinJo, DWD

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

In der mit NinJo angefertigten Radaranalyse von 18 UTC (Abb. 10) sind sogenannte Pseudofronten eingezeichnet. Dass diese durchaus mit „herkömmlichen“ Fronten verglichen werden können, zeigen die zusätzlich dargestellten Bodenmessungen für die äquivalentpotentielle Temperatur. Sie waren vor dem MCS mit 60 °C mehr als 10 K höher als dahinter, wo verbeitet um 50 C gemessen wurden.

Demnach kann der MCS als eine Art mesoskaliges Tief identifziert werden, wobei der Südteil beschleunigt vorankommt, während der Nordteil eher zurückhängt. Wie in der Einleitung bereits beschrieben wurde, wird solch ein Radarecho als Bow Echo bezeichnet. Dieses Bow Echo beschleunigte zusehens, was einem durch Weismann beschriebenen Phänomen des Rear-Inflow-Jets (RIJ) geschuldet ist. Dieses mesoskalige Phänomen tritt vorwiegend bei hohem bis sehr hohem CAPE
von mehr als 2000 J/kg auf, wenn sich ein sehr mächtiger Coldpool ausgebildet hat. Das System und insbesondere der Updraft neigt sich somit nach hinten, weil die Cold-Pool-Zirkulation die Scherungszirkulation überkompensiert.
Ausschleggebend sind hohe horizontale Auftriebsgradienten im hinteren Bereich des MCS, die Wirbel um eine horizontale Achse, sogenannte ξ -Vorticity, erzeugen. Dabei ensteht im hinteren Bereich des Clusters in mittleren Troposphäreschichten zyklonale Rotation und in unteren Schichten antizyklonale Vorticity. Dazwischen etabliert sich zwecks Druckausgleichs ein Starkwindband, das als Rear Inflow Jet bezeichnet wird.

Radarvertikalscan 19 UTC, mit Ergänzungen, Quelle: NinJo, DWDAbbildung 11: Radarvertikalscan 19 UTC, mit Ergänzungen, Quelle: NinJo, DWD

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Illustriert sind die Prozesse in dem Radar-Vertikalscan von 19 UTC (Abb. 11) (von West nach Ost durch das System) als sich der MCS in seiner Major-Phase befand. Man erkennt eindrucksvoll und absolut lehrbuchaft, wie der Bereich der höchsten Reflektivitäten durch den Rear Inflow Jet (RIJ, dunkelrot) und den Coldpool in den untersten Kilometern nach vorne (Richtung Osten) „gedrückt“ wird und sich mit zunehmender Höhe nach Westen neigt.
Außerdem lässt sich konstatieren, dass der RIJ trockene Luft aus der mittleren Troposphäre in das System einspeiste (niedrige Reflektivitäten stoßen mit dem RIJ nach unten vor). Dieser Vorgang hatte Niederschlagsverdunstung und „Verbrauchen“ latenter Wärme zur Folge, was die Mächtigkeit des Cold Pools zusätzlich erhöhte.

blablaAbbildung 12: Radaranalyse und Theta-e-Messwerte 20 UTC, Quelle: NinJo, DWD

 

 

 

Auch in der passenden Azimut-Radardarstellung von 20 UTC (Abb. 12) sind die beschriebenen Strukturen ersichtlich, wobei der ungefähre Verlauf des sich vertikal absenkenden RIJ durch einen schwarzen Pfeil erkenntlich gemacht wurde. Mit Eintreffen des RIJ in Bodennähe kam es zu ungewöhnlich starken Böen. Exemplarisch soll die 144 km/h – starke Böe erwähnt werden, die am Düsseldorfer Flughafen gemessen wurde. Laut nachfolgenden Schadensanalysen wurden im Ruhrgebiet lokal sogar Windgeschwindkeiten von rund 150 km/h erreicht. Hierbei
könnten jedoch auch Bernoulli- und Venturi-Effekte innerhalb von Häuserschluchten eine Rolle gespielt haben. Am Südende des Bowechos herrschte am Line End Vortex antizyklonale Rotation, weswegen die Begleiterscheinngen hier nicht ganz so stark ausfielen. Trotzdem gab es auch hier Sturmböen und Starkregen.

blaAbbildung 13: Radaranalyse und Theta-e-Messwerte 22 UTC, Quelle: NinJo, DWD

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Die Outflow Boundary des MCS pflanze sich aufgrund des rückwärtig nach Süden vorstoßenden Cold Pools rasch nach Süden fort. Die korrelierende Pseudofront lässt sich mittels der Bodenmesswerte der Temperatur verifizieren. Um 21 UTC lag sie auf einer Linie Adenau-Warburg. An ihr ließ sich in den kommenanden Stunden die Entwicklung einzelner, eher wenig blitzaktiver Konvektion beobachten (siehe Radarbild für 22 UTC, Abb. 13).
Der Hauptteil des MCS zeigte nun, nach 22 UTC, zusehens Abschwachungtendenzen, obschon das System als Ganzes immer noch außergewöhnlich gut organisiert war. Der Grund für die Abschwächung lag in der stetig größer werdenden retrograden Neigung des Updrafts und der dadurch reduzierten Vertikalbewegung am Leeding Edge. Im hinteren Teil des Systems hatte sich ein großräumiges skaliges Regengebiet entwickelt.
Bezüglich der MCS Kriteria nach Maddox lässt sich feststellen, dass zwar die Wolkenoberfläche auf mehr
als 100000 km² angewachsen war, die Exzentritität zum Zeitpunkt der größten vertikalen Erstreckung allerdings den erforderlichen Wert von 0,7 unterschritten hatte.
Im Laufe der Nacht zog der MCS weiter nach Nordosten, wo er sich zusehens disorganisierte. Gleichzeitig entwickelte sich über Niedersachsen eine zweite Pseudofront, in deren Bereich auch wieder schwache Konvektion ausgelöst wurde (nicht gezeigt). Bei genauerem Untersuchen der Radarbilder von 0 bis 2 UTC fällt auch eine leichte zyklonale Rotation des skaligen Niederschlagsgebietes auf. Dieser Vorgang ist auf das verstärkende Wirken der Corioliskraft auf den MCS zu erklären.
Ab rund 4 UTC erreichte das System in mittlerweile stark abgeschwächter Form die polnische Grenze und löste sich in den späteren Morgenstunden in einem nunmehr wenig dynamischen und statisch stabileren Umfeld auf.

 

Abschließende Zusammenfassung

Zusammenfassend betrachtet war diese MCS einer der am besten organisierten und schadensbrigenden konvektiven
Systeme der vergangenen Jahre über Mitteleuropa und insbesondere über Deutschland . Das System entwickelte sich aus einem alten Cluster über Frankreich in einem ungewöhnlich instabilen Umfeld mit CAPE Werten bis 3000 J/kg. An dieser Stelle sei auch noch einmal erwähnt, dass die erforderlichen Hebungsimpuls nicht aus dem Höhenfeld, beispielsweise von einem Jetausgang, hervorgerufen wurde. Der entsprechende Jet lag über Westeuropa und hatte damit keinen direkten Einfluss. Auch QG-Forcing kann nicht als Auslösegrund angeführt werden, da die Höhenströmung nahezu gradlinig verlief und keine Randtröge mit vorderseitiger differentieller Vorticityadvektion eingebettet waren. Freilich besitzt jede Strömung Vorticity und kann diese auch advehieren. Im hiesigen Fall waren diese Antriebe jedoch nicht die dominanten. Den inititalen Auslöseimpuls lieferte die outflow-dominate Konvektion über Frankreich, die sich in der Nacht zuvor an der präfrontalen Konvergenzzone gebildet hatte.
Die Outflow-Boundary wechselwirkte mit der Orographie der Ardennen und sorgte für Vertikalbewegung. Die Antriebsimpulse waren also mesoskaliger Natur. Nach der folgenden explosiven Verstärkung binnen einer halben Stunde kam es aufgrund der hohen Scherungswerte zu einer raschen linearen Verclusterung und der Ausbildung eines Bow Echos. Innerhalb dieses schnell beschleunigenden Segments entstand, bedingt durch den mächtigen Cold Pool, ein Rear Inflow Jet. Dieser konnte von der mittleren Troposphäre ausgehend bis in die bodennahen Schichten vorstoßen und sorgte für ungewöhnlich starke (Orkan-)Böen.

Den Höhepunkt seiner Entwicklung erreichten Bow Echo und MCS über Westdeutschland vom südlichen Niederrhein bis ins Ruhrgebiet. Hier kam es zu den größten Schäden seit Orkan Kyrill (Januar 2007) durch umgestürzte Bäume und abgedeckte Dächer. Es war ein unglücklicher Zufall, dass sich das System genau über den größten ballungsraum Deutschlands verlagerte. Eine andere Zugbahn hätte sicher deutlich weniger Sach- und Personenschäden verursacht. Auf der Höhe von Ostwestfalen begann sich das System langsam abzuschwächen, was mit der mehr und mehr rückwärtigen Neigung des Aufwindbereiches zu begründen
war.

Das NinJo-System erwies sich bei der Analyse der Wetterlage als ausgesprochen hilfreich. Vor allem die Radar- und Satellitenszenen mit den antsprechenend Ergänzungen waren ein großer Vorteil.
Die Struktur des MCS, Outflowboundaries, sowie die Beeinflussung der Umgebungsvariablen (T, θe, v) wurden mit Boden-Messwerten analysiert. Mittels des Radar-Vertikalschnitts und den ensprechenden Ergänzungen ließ sich ein ausgeprägter Rear Inflow Jet verifizieren, der höchstwahrscheinlich für die enormen Windgeschwindigkeiten verantwortlich war.

Auch die MCC Kriterien nach Maddox konnten über IR-Satellitenbilder überprüft werden. Dabei wurde das Farbschema ensprechend der nötigen Maximaltemperatur (-32 °C) angepasst.
Die Quintessenz dieser Untersuchung ist, dass es sich bei dem System nicht um einen MCC gehandelt hat. Zwar konnte der MCS einige Kriterien „verwirklichen“, wie so oft in den mittleren Breiten scheiterte das Ganze an der Exzentritität des Systems. Sie lag zum Zeitpunkt der maximalen Ausdehnung zwischen 0.5 und 0.6.
Nach der Klassifikation von MCS durch Parker und Johnson handelte es sich bei diesem System um ein System des Typs trailing-stratiform mit eingelagertem Bow Echo.

 

Referenzen

Rotunno, Richard, Joseph B. Klemp, and Morris L. Weisman. „A theory for strong, long-lived squall lines.“ Journal of the Atmospheric Sciences 45.3 (1988): 463-485.

Weisman, Morris L. „The role of convectively generated rear-inflow jets in the evolution of long-lived mesoconvective systems.“ Journal of the atmospheric sciences 49.19 (1992): 1826-1847.

Parker, Matthew D., and Richard H. Johnson. „Organizational modes of midlatitude mesoscale convective systems.“ Monthly weather review 128.10 (2000): 3413-3436.

Maddox, Robert A. „Meoscale convective complexes.“ Bulletin of the American Meteorological Society 61.11 (1980): 1374-1387.

Updated: 9. Juni 2017, 19:04 — 19:04
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