Ex-Hurrikan GONZALO am 21. Oktober 2014

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

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

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

Abb. 1: Bodenanalyse des tropischen Atlantiks vom 09.10.2014 um 00 UTC | © US NWS, OPC

Abb. 2: Satellitenbildanimation der intensiven Zyklogenese von GONZALO | 13.10. 00 UTC bis 17.10. 07 UTC | © ZAMG

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

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

Abb. 3b: Best Track Data von GONZALO visualisiert mit Google Earth | 18.10. 00 UTC bis 19.10. 18 UTC | © NHC

Abb. 4: Hochaufgelöstes Satellitenbild von GONZALO als Hurrikan der Kategorie 4 | 16.10. um 17:45 UTC
©  NASA Goddard MODIS Rapid Response Team

Es folgte die sogenannte extratropische Umwandlung (eng. extratropical transition), die ein recht komplizierter und noch nicht vollends verstandener Prozess ist. Auf seinem Weg über dem westlichen Nordatlantik entlang der US-Ostküste näherte sich GONZALO immer mehr der Polarfront und damit einem Gebiet größerer Temperaturgegensätze in der mittleren Troposphäre. Zunehmend wurden kältere Luftmassen in die zyklonale Zirkulation eingebunden. Darüber hinaus sorgten das fehlende warme Meereswasser und die kräftige Höhenströmung für eine Auflösung des warmen Kerns von GONZALO. In Abb. 5 ist gegen Ende der Animation die Eingliederung des hochreichenden tropischen Tiefs in das Westwindband östlich von Neufundland zu sehen, woraus die nachfolgende rasche Ost-Verlagerung nach Europa resultierte.

Abb. 5: Animation des 500 hPa Geopotentialfeldes inklusive Windfieder über dem nordatlantischen Sektor |
16.10. 00 UTC bis 20.10. 00 UTC | © US NWS, OPC

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

Abb. 6: Bodenanalyse vom 20. Oktober um 00 UTC | © Deutscher Wetterdienst

12 Stunden später schwächte sich Ex-GONZALO auf einen Kerndruck von etwa 995 hPa ab und wurde in die Zirkulation des isländischen Zentraltiefs aufgenommen (Abb. 7, rot markiert). Entsprechend nahm der Ex-Hurrikan die Rolle eines Randtiefs an.

Abb. 7: Bodenanalyse vom 20. Oktober um 12 UTC | © Deutscher Wetterdienst

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

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

2. Synoptische Situation (ab 21.10. 00 UTC)

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

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

Im Bodendruckfeld verlagerte sich das aus dem Ex-Hurrikan GONZALO resultierenden Sturmtief zur nördlichen Nordsee. Der niedrigste Luftdruck im Bereich des Sturmtiefkerns wurde am 21. Oktober um 05 UTC mit 976,4 hPa auf der Insel Sule Skerry (WMO 030100) nördlich von Schottland gemessen. An der Westflanke des Tiefs baute sich ein kräftiger Luftdruckgradient zu einem Hoch westlich der Biskaya auf (Abb. 10). Am Abend erreichte Ex-GONZALO unter quasi-senkrechter Achse Jütland und im Laufe der Nacht auf den 22. Oktober verlagerte sich das Bodentief langsam nach Südosteuropa.

Abb. 10: Bodenanalysen vom 21. Oktober um 12, 15 und 18 UTC | © Deutscher Wetterdienst

Die im thermischen Feld sehr gut ausgeprägte Kaltfront von Ex-GONZALO griff im Laufe des Nachmittags auf Luxemburg über und wanderte bis zum späten Abend zügig ostwärts nach Polen und Tschechien (Abb. 10). Da die Kalfront dem oben genannten Trog vorgelagert war, geriet sie unter den Einfluss von signifikanter obertroposphärischer PVA (Forcierung von Vertikalbewegungen), so dass frontogenetische Prozesse begünstigt wurden. Der linke diffluente Ausgangsbereich eines markanten Jetstreams in 300 hPa (bis 260 km/h) spielte auch eine wichtige Rolle bei der dynamisch getriggerten Hebung (Abb. 11). Zudem nahm die Kaltfront wegen der raschen Trogverlagerung und der nahezu senkrechten Komponente des Jetstreaks einen Kata-Charakter an.

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

3. Thermodynamische und kinematische Umgebung

Als Referenz für die vertikale Schichtung der Atmosphäre und für die Bestimmung der jeweiligen Konvektionsindizes werden nun an dieser Stelle die Daten des Radiosondenaufstiegs aus Idar-Oberstein (Rheinland-Pfalz) verwendet, welcher um 18:47 Ortszeit gestartet wurde. In Idar-Oberstein erfolgte der Kaltfrontdurchgang zwischen 17:00 und 18:00 Ortszeit, so dass die Radiosonde zunehmend postfrontale atmosphärische Bedingungen dokumentierte.
In Abb. 12 ist das dazu gehörige thermodynamische Diagramm dargestellt. Die rechte schwarze Zustandskurve ist der Temperaturverlauf und die linke gestrichelte Kurve der Verlauf des Taupunkts. Rechts neben dem Diagramm sind die Windpfeile für die entsprechenden Höhen angegeben.

Abb. 12: Schräges T-log(p)-Diagramm | © IGMK

Nun folgt eine Auflistung der wichtigsten Parameter:  

• 500 hPa Temperatur: - 25,3 °C
• 500 hPa Wind: 64 kn (119 km/h)
• 850 hPa Temperatur: + 0,8 °C
• 850 hPa Wind: 54 kn (100 km/h)
• Mixed-Layer Lifted Index (500 hPa): 3 °C
• Surface-Based Lifted Index (500 hPa): 1 °C
• Mixed-Layer CAPE: 0 J/kg
• Surface-Based/Most-Unstable CAPE: 50 bis 100 J/kg
  ==> marginale latente Instabilität
• KO-Index: 0  ==> (leicht) labile atmosphärische Verhältnisse
• Höhe der Tropopause: ~ 8 bis 9 km (nicht eindeutig definierbar)
  
• Ausfällbares Niederschlagswasser (PWAT): 10 mm
• Windscherung 0-1 km (LLS): 25 m/s
• Windscherung 0-3 km: 29 m/s
• Windscherung 0-6 km (DLS): 36 m/s 

Zwischem dem Boden und 850 hPa befand sich eine trockenindifferente Schicht, wobei die Troposphäre oberhalb von 850 hPa größtenteils feuchtindifferent geschichtet war. Eine dünne quasi-isotherme Schicht war in 700 hPa vorzufinden. Unterhalb von 750 hPa war die Luftschicht relativ feucht, wohingegen die mittlere Troposphäre sehr trocken war (Taupunktdifferenz von ca. 35 °C).
Wegen den bereits angesprochenen baroklinen Bedingungen in der Troposphäre war eine sehr kräftige Höhenströmung präsent, wobei in 574 hPa ein Maximum von 74 kn (137 km/h) gemessen wurde. Daraus resultierten auch die extrem markanten Werte der niedertroposphärischen und hochreichenden Windscherung, die in Kombination mit den sehr niedrigen CAPE-Werten zu teils linienförmig organisierter Konvektion an der Front führen konnte.

4. Kaltfrontdurchgang und Begleiterscheinungen

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

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

Abb. 14: RGB-Satellitenbildanimation vom 21. Oktober (12:30 bis 15:30 UTC) | Sichtbare Frontogenese während der Ost-Verlagerung der Kaltfront  | © EUMETSAT

Nach der vorübergehenden postfrontalen Stabilisierung setzte relativ rasch erneut eine Labilisierung ein, die ihren Ursprung in der einströmenden Höhenkaltluft hatte. Demzufolge zogen 18:00 und 22:00 Ortszeit zahlreiche postfrontale Schauerzellen über Luxemburg hinweg (Abb. 15).

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

Während der Passage der Kaltfront und der postfrontalen Schauerstaffel kam es zu konvektiven Windböen, wofür zwei physikalische Mechanismen zuständig waren, welche nun kurz erläutert werden:
Der thermische Mechanismus basiert auf einer trockenen Luftströmung im mittleren Stockwerk der Troposphäre, die über eine niedertroposphärische und feuchte Luftschicht eingedrungen ist. Wenn nun Niederschlag durch diese trockene Schicht fällt, verdunstet ein Teil davon. Die umgebende Luft kühlt rasch ab (Schmelzwärme wird der Luft entzogen), wird schwerer (höhere Dichte) und stürzt aufgrund der Schwerkraft zu Boden.

Der dynamische Mechanismus basiert auf einem Starkwindfeld in der unteren Hälfte der Troposphäre. Durch konvektive Umlagerungen werden die starken Höhenwinde teils oder gänzlich bis in Bodennähe "durchgereicht". Dieser Prozess des vertikalen Impulsflusses kommt meistens dann zustande, wenn die niedertroposphärischen Schichten gut durchmischt sind.
Beide Mechanismen in Kombination führten an diesem Tag zu den stürmischen bis orkanartigen Windböen aus westlichen Richtungen in Luxemburg, denn die atmosphärischen Bedingungen waren optimal: sehr starke Oberwinde, gut durchmischte und relativ feuchte Schicht zwischen dem Boden und 850 hPa, Labilisierung der Frontumgebung durch das Überlaufen trocken-kalter Luft in höheren Schichten (wegen Kata-Charakter der Front), sehr trockene Luftschicht zwischen 450 und 700 hPa und Feuchtekonvektion bis 8 km Höhe.
Die durch den Druckgradienten generierten Böen spielten in diesem Fall eine eher untergeordnete Rolle. 

Es folgen die Messwerte von MeteoGroup und MeteoLux:

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

Ëlwen Lëtzebuerg-Findel Beetebuerg-Obeler Eschdorf Stengefort Béiwen Waasserbëlleg

85 km/h 83 km/h 76 km/h 74 km/h 63 km/h 52 km/h 50 km/h

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

Ëlwen Beetebuerg-Obeler Lëtzebuerg-Findel Eschdorf Béiwen

107 km/h 70 km/h 69 km/h 61 km/h 54 km/h

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

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