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Lothar, Lothar Successor und Martin an Weihnachten 1999

Letzte Aktualisierung/Last Update: 17.03.2010 - vorläufige Fassung/preliminary version)

An english version is planned after doing the major corrections

Gliederung

  1. Einleitung
    • 1.1 Literaturstudium und Zielsetzung
    • 1.2 Motivation
  2. Klassifizierung von "Lothar Successor"(L2)
    • 2.1 Definitionen
    • 2.2 Einstufung von L2
  3. Chronologischer Ablauf von L1,L2,L3
    • 3.1 Zirkumpolarausschnitt
    • 3.2 500 hPa Geopotential und relative Vorticity
    • 3.3 Mitteleuropaausschnitt
  4. Analyse mit Hilfe von Bodenwetterkarten m 3-stündigen Abstand
    • 4.1 Gegenüberstellung Kerndruck Analyse (EZMWF) und Beobachtung (Synops)
    • 4.2 Bodenwetterkarten zu ausgesuchten Zeitpunkten
  5. Satellitenbilder
    • 5.1 Verschiedene Stadien der Stürme
    • 5.2 Chronologie der Stürme
  6. Zusammenfassung und Diskussion
  7. Literatur

1. Einleitung

1.1 Literaturstudium und Zielsetzung

Im Dezember 1999 fegten gleich drei Orkane über den europäischen Kontinent hinweg. Ihre Benennungen gemäß Wetterpate (ein Projekt der Freien Universität Berlin) sind heute noch in aller Munde: Anatol am 4.12.1999, der vor allem Norddeutschland und Dänemark mit schweren Orkanböen beeinflusste, Lothar am 26.12.1999, der in Frankreich, Schweiz und Süddeutschland die schwersten Sturmschäden seit Jahrzehnten verursachte, und Martin am 28.12.1999, der erneut Frankreich und dann Norditalien mit Orkanböen bedachte, und mit starken Schneefällen in Süddeutschland und Österreich einen "bleibenden" Eindruck hinterließ.

Umfangreiche Fallstudien und Schadensdokumentationen zu "Lothar" gibt es im Interessante-Beiträge-Forum der Wetterzentrale von "Wetterfuchs" alias Matthias Jaeneke (DWD) und Marco Puckert (DWD), zu "Anatol" von "Wetterfuchs", zu allen drei Orkanen von der Münchner Rückversicherung sowie im Literaturverzeichnis hier.

Veröffentlichungen in Zeitschriften und Büchern gibt es z.B. bei Baleste et al. (2001) und Bessemoulin zu "Lothar" und "Martin", bei Santurette und Georgiev (2005) mit Schwerpunkt "Martin" (auf Seite 134 ff.) und Wernli et al. (2002) mit Schwerpunkt "Lothar" und Fokussierung auf eine 3-dim-Perspektive. Die bemerkenswerten Drucktendenzen bei "Lothar" finden beispielsweise bei Le Blancq und Searson (2000) Erwähnung (in Caen fiel am 26.12.1999 zwischen 03 und 06 UTC der Druck um 28 hPa, von 06 bis 09 UTC 29 hPa Druckanstieg), alle drei Orkane wurden bei Ulbrich et al. (2001) untersucht. Einen medialen Rückblick findet man bei Eumetcal.

Weitere Literatur u.a. unter Verwendung von Satellitenbildern gibt es bei der MeteoFrance (siehe insbesondere diesen Loop (4,6 MB, GIF)) und bei den Catastrophic Weather Events im "Manual of Synoptic Satellite Meteorology" der ZAMG. Letztere bringen auch erstmals den Nachfolgesturm von "Lothar", "Lothar Successor" genannt, zum Vorschein, welcher abgesehen vom Bulletins Climatiques Quotidiens France (für den 26. und 27.12.1999) - dort als "Störung" bezeichnet - , in keine der mir bekannten Veröffentlichungen Erwähnung findet.

Die Schlussfolgerungen der ZAMG,

"For "Lothar successor" there is a distinct juxtaposition of small to meso scale WA and CA maxima during the whole phase; but, as for Lothar, the WA is superimposed on the frontal cloud band and only partially on the cloud head of "Lothar successor"

"From 26/00.00 UTC, a PVA maximum centred on the jet core is superimposed on the low cloud head; only 12 hours later does a clearer relationship appear between cloud head, PVA maximum and left exit region."

"For Lothar successor the surface low moves during the whole period from the anticylonic side to the cyclonic side of the jet. Only from 26 December/12.00 UTC does the relationship with an exit region becomes more distinct. This is also the point in time where some signs of a Rapid Cyclogenesis (e.g. darkening in the WV imagery) occur. Until this time the rather weak features in the surface trough and the poor relationship with an exit region can be reasons for the lack of a rapid development."

"There is a upper level PV maximum protruding downward to around 450 - 500 hPa until 26 December/00.00 UTC"

"[...] there is a very broad baroclinic zone"

"[...] there is an intensification of PV in the northernmost part of the baroclinic zone"

"In contrast to the other two cases, the PV = 1-2 maxima ascends rather than descending further in the phase where rapid development could be considered possible."

deuten klar auf ein abgeschlossenes Bodentief bei "Lothar Successor" hin, das sich an einer baroklinen Zone entwickelte und sich somit von einem Kommatief unterscheidet (das rückseitig einer Kaltfront in einer hochreichend neutral bis labil geschichteten Kaltluftmasse an einem Maximum relativer Vorticity entsteht). Die Art, wie sich die Wolkenmasse einspiralisierte (siehe Fallstudie der ZAMG), war jedoch zumindest kommaähnlich. Denkbar ist aber auch instant occlusion process mit der Nähe der baroklinen Zone zu der sehr labil geschichteten Kaltluftmasse.

Ziel dieser Fallstudie ist es, das Erscheinungsbild von "Lothar Successor" und "Martin" näher zu beleuchten, auf die Unterschiede zu "Lothar" einzugehen, und Besonderheiten mit Hilfe von Satellitenbildern herauszuarbeiten.

Abkürzungen wie folgt:

  • Lothar = L1
  • Lothar Successor = L2
  • Martin = L3
  • Martin 2 = L3-B (Erläuterungen im Text)

1.2 Motivation

Die Motivation für die erneute Aufrollung der letzten Dezemberdekade 1999 rührt von der - in meinen Augen unzureichenden - Benennung von L2 als Troglinie her, welche der Deutsche Wetterdienst am 26.12.1999, abends, im Radio verbreitete. Damals hatte ich noch keinen Internetzugang und war somit auf Radio, Fernsehen und Teletext angewiesen. Am Vormittag hörte ich im Radio von einem Orkan, der in Paris mit Böen über 150 km/h schwere Schäden brachte. Ich schaute den ganzen Tag auf mein Barometer, der Luftdruck befand sich im freien Fall. In den Mittagstunden wurde es immer windiger mit einzelnen Sturmböen, wenngleich es keine dramatischen Böen gab. Das Himmelsbild war schon sehr beeindruckend, die Wolken rasten förmlich über den Himmel, und aus verschiedenen Richtungen innerhalb weniger Stunden. Später schien sogar die Sonne, vermutlich nach der Passage des Tiefdruckkerns mit der einspiralisierten Okklusion. Das war L1 - mit Nähe zum Tiefdruck relativ glimpflich ablaufend, wenngleich Michelstadt-Vielbrunn (450m) Böen über 100 km/h meldete.

Der Druck stieg am späten Nachmittag wieder kräftig an, doch in den Abendstunden fiel der Druck erneut stark und ich konnte mir darauf keinen Reim machen. Im Radio hieß es dann noch, dass gemäß DWD eine Troglinie im Anmarsch sei, die mit heftigen Windböen durchgehen sollte. Tatsächlich rüttelte es nachts kräftig bei uns am Dach, zwei Ziegel lockerten sich auch, und das direkt über meinem Dachfenster. Es erinnerte an einen Albtraum, wenn man aufwacht, schaut durch das Fenster und der Ziegel hängt so komisch da. In den Medien war von diesem Sturm/Orkan kurz nach Lothar nichts mehr zu hören, was eine gewisse Unzufriedenheit hervorruft, wenn das Erlebte einfach ignoriert wird. Damals achteten alle auf den zweiten Orkan, auf L3. Und auch später war von L2 nie mehr die Rede, obwohl er von Rheinland-Pfalz, Südhessen, Nordbaden bis Franken teils schwere Sturmböen (z.B. Frankfurt-Main: 79,2 km/h; Würzburg 90 km/h, Karlsruhe 75,7 km/h) und wahrscheinlich auch Orkanböen (die die Dachziegel lockerten) hervorbrachte .

Im Klimastatusbericht 1999 des DWD (PDF, 136 Seiten) zeigt der Druckverlauf an der DWD-Station Karlsruhe auf Seite 13 schön den Durchgang von L1 am 26.12., L2 in der Nacht zum 27.12. und L3 am 28.12. morgens.

2. Klassifizierung von L2

2.1 Definitionen

Folgende Definitionen wurden teilweise vom AMS-Glossary of Meteorology übernommen bzw. abgewandelt.
  • Zyklone:--Eine atmosphärische, zyklonale Zirkulation, eine geschlossene Zirkulation.

  • Tief:--Ein Gebiet tiefen Luftdrucks, das sich auf ein Minimum des atmosphärischen Drucks in zwei Dimensionen (geschlossene Isobaren).

  • Baroklinität:--Der Zustand der Schichtung in einer Flüssigkeit/Strömung, deren Flächen konstanten Drucks die Flächen konstanter Dichte schneiden.

  • Frontale Welle:--Eine horizontale, wellenförmige Deformation einer Front in tieferen Schichten, meist mit einem Maximum zyklonaler Zirkulation in der umgebenden Strömung verbunden. Sie kann sich in ein Wellentief verwandeln.

  • Komma:-- Ein aus Enhanced Cumuli (EC) und damit hochreichender Feuchtkonvektion rückseitig einer Kaltfront in einer hochreichend durchmischten Kaltluftmasse entstandenes Wolkensystem, das an ein Maximum von Krümmungsvorticity (Trogachse) gekoppelt ist.

  • Kommatief:-- Die weiterentwickelte Form eines Kommas, das eine geschlossene Zirkulation ausbildet. In Kaltluftmassen selten, meist an eine sekundäre Frontalzone gekoppelt. Ein Lehrbuchfall trat im Winter 2003/2004 über den Britischen Inseln auf, als sich aus einer sehr konvektiv geprägten Rückseite aus einem Komma ein Sturmtief entwickelte, dessen Kerndruck selbst im Nowcasting von GFS um 20 hPa überschätzt wurde.

  • Cold Conveyor Belt (CCB)-Zyklogenese:--Tiefentwicklung mit einem kalten Förderband, das sich unter der Warmfront hindurch rückwärtig bewegt und aufsteigt. Die resultierende Okklusionsbewölkung unterscheidet sich von der Frontalwelle durch ihre niedrigeren Wolkenobergrenzen (tiefe Bewölkung).

  • Instant Occlusion Process:--Ein Komma, das an eine frontale Welle "andockt" und unmittelbar eine Okklusion ausbildet, die im weiteren Verlauf mit der frontalen Welle verschmilzt. (Das Komma befindet sich an der Trogachse, die Welle an der Trogvorderseite)

  • Troglinie:--Eine Linie, entlang der Druck niedriger als in der Umgebung ist und wo die Krümmung der Isobaren maximal ist, meist bezogen auf die Trogachse in der Höhe. Eine Höhentroglinie kann mit einem Bodentief (an der Trogvorderseite) verbunden sein.

  • Konvergenz(linie):-- jede horizontale Linie, entlang der horizontal Konvergenz der Luftströmung auftritt.

2.2 Einstufung von L2 - verschiedene Aussagen und Theorien

1. In dieser Zusammenfassung der Ereignisse von Jürgen Vollmer und Frank Böttcher wird L2 nur indirekt erwähnt:
"Auf dem Abendbild sieht man, dass Orkan Lothar bereits nach Tschechien abgezogen ist. Statt dessen sind neue Wolkenpakete über dem Südwesten aufgezogen. Sie bringen erneut Sturmböen, die aber deutlich hinter der Stärke von Lothar zurückbleiben werden. "

Zur Ursache der Wolkenpakete respektive Sturmböen wurde nichts geschrieben.

2. Bei Kraus und Ebel (2003) auf Seite 194 (Kapitel 6, Mittelbreitenzyklonen) ist die Berliner Wetterkarte vom 26.12.1999, 00 UTC tituliert mit

"drei Wellentiefs, die über den Atlantik nach Osten ziehen. Die östlichste dieser Mesozyklonen mit Namen "Lothar" führte zu den starken Weihnachtsstürmen in Frankreich, Süddeutschland und der Schweiz am 26.12.1999. Die übernächste Welle wuchs auch wieder zu einem Sturm heran. Er hieß "Martin" und [...]"

3. In den NWS-Nordatlantik-Bodenanalysen von NCEP...

Abbildung 1a,b: NWS-Nordatlantik-Bodenanalysen, 26.12.1999, 00 UTC (links) und 27.12.1999, 00 UTC (rechts)

...ist L2 zunächst als frontale Welle und einen Tag später nur mehr als Troglinie deklariert.

4. Beim Deutschen Wetterdienst findet sich zu L2 wenig (öffentlich verfügbares), die Titulierung Troglinie basiert vermutlich auf der DWD-Analyse vom 26.12.1999, 12 UTC:

Abbildung 2: Bodenwetterkarte des Deutschen Wetterdienstes am 26.12.1999, 12 UTC

Hier verläuft die Frontalzone wesentlich weiter südlich als in der NCEP-Analyse 12 Stunden vorher, L2 ist als Konvergenzlinie bzw. Bodentroglinie deklariert.

5. Matthias Jaeneke schreibt in seiner Fallstudie zu Lothar...

"[...] Eine abschließende weitere Bemerkung zu dem letzten WV-Bild : Wie unschwer zu erkennen, näherte sich vom Ärmelkanal erneut eine "ominöse" Struktur mit Dry Slot. Da gleichzeitig dort auch der Wind schon wieder stärker geworden war, bestand kurzzeitig eine Irritation darüber, ob die Geschichte ein zweites Mal losgehen würde. Es war nur ein kurzes Aufflackern, sehr bald danach wurde klar, da passiert nichts mehr (zumindest nicht an diesem Tag, denn Orkan "Martin" ließ den Franzosen noch etwas Zeit) passieren würde. [...]"

Er bezieht sich dabei auf das folgende Bild

Abbildung 3: WV-Satbild + Max-Böen + Bodenwinde 26.12.99, 15 UTC

Dass sich das "kurze Aufflackern" zu neuerlichen (schweren) Sturmböen mauserte, findet bei Matthias Jaeneke allerdings keine Erwähnung.

6. Manfred Spatzierer (Ubimet) dachte (persönliche Mitteilung) einen instant occlusion process (siehe Definitionen) an, bezogen auf dieses Satellitenbild

Abbildung 4a,b: Infrarotsatellitenbild von NOAA, 26.12.1999, 07:54 UTC (links) und 19:24 UTC (rechts)

L2 befindet sich knapp vor England, die Bewölkung der frontalen Welle ist nur schwach ausgeprägt, umso deutlicher hingegen ein Cloudhead auf der kalten Seite der Frontalzone, welcher von hochreichend konvektiver Bewölkung gesäumt wird. Dagegen spricht jedoch das Fehlen einer Kommastruktur des Cloudheads, welcher mit seiner tiefen Bewölkung mehr wie bei einer "CCB"-Zyklogenese erscheint. Einen halben Tag später entsteht die kommaähnliche Gestalt (ZAMG-Fallstudie), jedoch ohne die Dominanz konvektiver Elemente wie bei anderen Kommatiefs.

7. Die NCEP-Reanalysiskarten zeigen eine barokline Welle am Eingang des Ärmelkanals:

Abb.5: NCEP Reanalysis, 26.12.1999, 00 und 12 UTC

 Die Reanalysiskarten von NCEP (Wetterzentrale) zeigen jeweils den 26.12.1999, 00 UTC und 12 UTC. Im ersten Zeitpunkt sind die zu den entsprechenden Tiefdruckentwicklungen gehörigen Trogachsen gekennzeichnet. L1 liegt über dem Ärmelkanal, L2 ist als schwache Temperaturwelle angedeutet, L3 übertrifft in der Ausdehnung seine Vorläufer, befindet sich jedoch direkt auf dem Jetstream und vertieft sich daher noch nicht wesentlich.

12 Stunden später hat sich an L3 wenig geändert, die Temperaturwelle ist etwas größer geworden, die Intensität ist gleich geblieben. L1 überquert derweil Deutschland und befindet sich direkt unter der Trogachse, womit der Orkan seinen Höhepunkt erreicht. L2 folgt über dem Eingang des Ärmelkanals nach, knapp vor der Trogachse. Der Scheitel der Temperaturwelle ist gegenüber der Trogachse stromabwärts versetzt, d.h. unterliegt positiver Vorticityadvektion. Dies ist ein wesentlicher Unterschied zu Kommatiefs (siehe Definitionen).

8. Wernli et. al (2002) gehen in ihrem Paper schwerpunktmäßig auf L1 ein, jedoch gibt es in den Abbildungen Hinweise auf die Natur von L2,
z.B.

  • S. 410, Abbildung 3d, zeigt den akkumulierten Niederschlag und den Bodendruck. Hier befindet sich stromaufwärts von L1 (abgeschlossen) ein weiterer, kleinräumiger Bodentrog (L2)

  • S. 416, Abbildung 7, zeigt die 2 PVU-Isoflächen (Isentrope potentielle Vorticity) und den Wesensunterschied von L2 zu L1. Während L1 bereits als ausgeprägte PV-Anomalie (Temperaturstörung) in den unteren Schichten ohne begleitende Tropopausenfalte entstand und erst in den nächsten Zeitschritten mit der oberen PV-Anomalie (Tropopausenfalte) koppelte, manifestierte sich L2 unter einer markanten Tropopausenfalte und bildete bodennah nur eine schwache Anomalie aus.
Die Autoren schlussfolgern, dass bei der Entwicklung von L1 neben dem starken Höhenjet eine ausgeprägte untere PV-Anomalie eine Rolle spielte, welche durch die Freisetzung latenter Wärme und anomal hoher Wasseroberflächentemperaturen (SST) entstand.

Gemäß den Abbildungen zeigte L2 die für Zyklogenesen der mittleren Breiten typische Entwicklung mit zuvor bestehender Höhenstörung (Tropopausenfalte bzw. obere PV-Anomalie) und in weiterer Folge bodennah entstehender Anomalie.

9. Descamps et. al (2007) zeigen in ihrer Abbildung 1 auf Seite 4290 die Entwicklung von L1 (als T1 markiert),

Abbildung 1 aus Descamps et al. (2007), blau gekennzeichnet die Lage von L2. Chronologische Abfolge in 12 Stunden-Schritten.

Legende:

850 hPa positive relative Vorticity (kräftige durchgezogene Linien, Konturintervall von 5*10-5 s-1)

geopotentielle Höhe der 1,5 PVU-Fläche (strichlierte Linien, Konturintervall von 200 gpdam, unterhalb 800 gpdam)

600 hPa aufsteigende Vertikalbewegung (punktierte Linien, Konturintervall von 0,2 Pa/s)

Windgeschwindigkeit auf der 1,5 PVU-Fläche (Graustufen, Intervall 20 m/s oberhalb 40 m/s).

Am 25.12.1999, 12 UTC, liegt L2 als Hebungsfeld im rechten Jeteinzug auf der antizyklonalen Seite des Jetstreams. Relative Vorticity und Hebungsfeld sind im Gegensatz zu T1 (L1) noch nicht gekoppelt. Erst am 26.12.1999, 00 UTC, findet die Kopplung statt, das Hebungsfeld befindet sich knapp vorderseitig des Vorticitymaximums, weiterhin im rechten Jeteinzug. Innerhalb nur zwölf Stunden verlagert sich die Störung L2 in den linken Jetauszug und verringert dabei ihre Ausdehnung, weist jedoch gewisse Ähnlichkeit zu T1 (L1) 24 Stunden vorher auf, wenn auch längst nicht dessen Intensität und Achsenneigung erreichend.

Vorläufige Schlussfolgerungen
Die Aussage von Kraus und Ebel (2003) über drei Wellentiefs wird durch die NCEP-Bodenanalysen und die NCEP-Reanalysiskarten gestützt. In den Bodenkarten des DWD ist L2 schwächer ausgeprägt und nicht an die Frontalzone gebunden. Die Satellitenbilder zeigen erneut eine Dryslotstruktur und ein recht großskaliges Komma über Mitteleuropa. Die IPV-Perspektive von Wernli et al. (2002) offenbart die Entwicklung eines klassischen Schnellläufers mit Kopplung einer Tropopausenfalte an eine später entstehende bodennahe Temperaturstörung. Descamps et al. (2007) lassen ein schwaches Signal für eine Hebungszone vor einem Vorticitymaximum erkennen.

Die Indizienlage deutet zumindest eher auf eine frontalzonengebundene Entwicklung als auf eine Kommaentwicklung im Rückseitensektor hin.
Eine Troglinie erscheint somit unwahrscheinlich.

Zu klären sind nun die Fragen, ob und wie lange L2 einen abgeschlossenen Bodenkern ausgebildet hat und warum L2 nicht die gleiche Intensität wie L1 erreichte.

3. Chronologischer Ablauf von L1, L2 und L3

Zur Beantwortung der grundsätzlichen Frage, wie sich überhaupt eine so potente Sturmlage aufbauen konnte, werden die EZMWF-Modellkarten verwendet, die zu Forschungszwecken veröffentlichbar sind, sofern es sich um länger zurückliegende (und damit für Wetterdienste nicht mehr relevante) Analysen bzw. Vorhersagen handelt. Die Analyse erfolgt im klassischen Forecast Funnel, d.h., Downscaling von planetaren Wellen (3.1) über Verteilung der Tröge (3.2) hin zu den Bodendruckanalysen (3.3.)

3.1 Zirkumpolarausschnitt

Im Ausschnitt der Nordhalbkugel ist jeweils links das 300 hPa Geopotential + Isotachen [in m/s] und rechts die äquivalentpotentielle Temperatur in 850 hPa aufgetragen. Die Kombination beider Produkte wird seit Jahren im Proseminar "Wetterbesprechung" am Institut für Meteorologie und Geophysik Innsbruck verwendet. Aktuelle Analysen und Vorhersagen sind nur intern am Institut abrufbar.

Abb.6: 23. Dezember 1999 06 UTC

Drei Tage vor L1 zeigt sich die Nordhemisphäre durch zwei lange Wellen mit großer zonaler Ausdehnung geprägt, eine über dem Nordpazifik, die andere über den USA und Nordatlantik. Ein mächtiger Langwellenkeil hat sich über dem Westen der USA aufgewölbt, wodurch sich ein recht steiler Trog über den mittleren und südlichen USA entwickelt hat. Infolgedessen kann die Höhenströmung von Texas bis Azoren vollkommen zonal verlaufen. Die Autobahn war also schon frühzeitig entwickelt. Über Europa herrscht eine blockierende Wetterlage mit einem stark amplifizierten Kurzwellenkeil über Mitteleuropa und den flankierenden Trögen über dem Balkan und Nordatlantik. Die klassische Omega-Ausprägung fehlt jedoch, weshalb der Höhenrücken rasch durch die Autobahn ausgeräumt werden konnte.

Im Luftmassenfeld erkennt man den Grund für den ausgedehnten Jetstreak über dem Nordwestatlantik: hier zeigen sich die größten Temperaturgegensätze mit einer Zunge von 54°C von Florida ostwärts reichend und 0°C über Neufundland. Im Bereich der kalten Luftmassen liegt das Geopotential viel niedriger als bei den warmen Luftmassen, wodurch sich ein starkes polwärtiges Geopotentialgefälle ergibt, und damit eine starke Höhenströmung in Tropopausenhöhe. Mit dem Keil über Europa ist eine schmale Warmluftzunge verbunden, weiter stromaufwärts rückt eine bereits einspiralisierte Zunge nach, welche zum Sturmtief "Kurt" gehört haben sollte. Dieses hat sich zum Zentraltief über dem Nordostatlantik gemausert und steuerte in der lebhaften Westströmung L1 auf den europäischen Kontinent.

Abb.7: 26. Dezember 1999 06 UTC

Am 26. Dezember 1999, in den Morgenstunden hat L1 bereits das Festland erreicht, L2 beginnt zu reifen und L3 kommt als Fötus auf die Autobahn. Diese hat sich nun auf den Nordatlantik verlagert und reicht jetzt bs Italien. Vermutlich der explosiven Entwicklung L1 bzw. des zugehörigen Kurzwellentrogs ist die Aufspaltung des Jets über Mitteleuropa zuzuschreiben, in einen nördlichen Ast von Deutschland bis zum Balkan und einen südlichen Ast, der zum Golf von Genua reicht. Die Krümmung ist entlang der Autobahn äußerst gering, die entstehenden "rapiden Zyklogenesen" erhalten den Hebungsantrieb überwiegend aus der enormen Scherungsvorticity. Je größer der Anteil der Krümmungsvorticity, umso langsamer werden die Tiefdruckgebiete, da sie gleichzeitig an Ausdehnung gewinnen. Weiters auffällig ist die Ausbildung einer Hoch- über Tief-Lage über dem Ostpazifik und Westnordamerika, wodurch der Polarfrontjet weit nach Norden abgelenkt wird. Über dem Nordpazifik setzt eine starke Verwellung ein, die schließlich dafür sorgen wird, dass die Autobahn über dem Nordatlantik zur Buckelpiste wird.

Von den Luftmassen her sind deutliche Zungen über Frankreich und westlich der Biskaya erkennbar, die zu den entsprechenden Tiefdruckgebieten gehören. Die niedrige Modellauflösung glättet hier die tatsächliche Luftmassenverteilung deutlich, weshalb die Karten hier vorsichtig interpretiert werden sollten. Während es sich bei L1 und L2 um kleinräumige Störungen unterm zonalen Ast des Jetstreaks handelt, ist L3 an die Hauptwelle geknüpft, weshalb L3 auch den Abschluss der Sturmserie bildet.

Abb.8: 27. Dezember 1999 12 UTC

Am 27. Dezember 1999, mittags, hat sich das Gesamtbild deutlich verändert. Der angesprochene Trog über dem Nordpazifik hat eine massive Vertiefung hinter sich, mit einer sehr stark gekrümmten Achse. Die Hoch- über Tief-Lage über Nordamerika ist erhalten geblieben, wobei sich das Hoch weiter aufgesteilt hat. Entsprechend hat sich stromabwärts über dem Osten der USA der Trog ebenfalls vertieft und noch weiter stromabwärts ist die Autobahn stärker verwellt worden. L3 erreicht als Sturmtief die Biskaya und Westfrankreich, vorderseitig der Haupttrogachse gelegen. Mit der Tiefpassage verlagert sich auch der Trog nach Osten und kältere Luftmassen können bis nach Mitteleuropa vordringen. Damit reißt der Höhenwindnachschub ab und die Autobahn verkommt zur Landstraße, bildlich gesprochen.

Abb.9: 28. Dezember 1999 12 UTC

Einen Tag später hat sich der Langwellentrog vor der nordamerikanischen Ostküste weiter vertieft und der stromabwärtige Keil über dem Nordatlantik ist weiter ostwärts verlagert worden. Infolgedessen hat sich auch der Langwellentrog über Mitteleuropa vertieft, mit dem ins nördliche Mittelmeer gerichteten Jetstreak. Der linke Jetauszug befindet sich nun knapp südöstlich des Alpenraums, sodass L3 die Seiten gewechselt hat: von nordwestlich der Alpen auf südöstlich der Alpen. Damit verbunden ist im Luftmassenfeld eine Warmluftzunge von der südlichen Adria bis zur Slowakei, während von Polen her tiefrückseitig deutlich kältere Luftmassen nach Südwesten transportiert werden.

Fazit:

Eine äußerst zonale und recht ausgedehnte Frontalzone von Nordamerika bis Europa sorgte für eine hochpotente Höhenströmung. L1 und L2 entstanden im zyklonalen Randbereich ("linker Jetauszug") des Jetstreaks mit sehr rasch ostwärts wandernden Kurzwellentrögen. Dominant war somit die Scherungsvorticity. L3 folgte mit dem Haupttrog nach, der eine stärkere Krümmung aufwies und den Sturm in seiner Ausdehnung aufplusterte, aber zugleich in der Verlagerungsgeschwindigkeit abbremste. Dominant waren somit die Krümmungsvorticity sowie die isentrope Vorticity durch die Überströmung des Westalpenbogens.

3.2 500 hPa Geopotential [gpdm] + relative Vorticity [1/s]

Die Vorticitykarten für 500 hPa zeigen sowohl die Lage des Jetstreams als auch eingebettete Kurzwellentröge. Sie geben somit Hinweis auf die Hebungsfelder und deren Intensität. Im ersten Bild wurden zur Veranschaulichung die Trogachsen weiß gekennzeichnet.

Wichtig: Das Maximum positiver Vorticityadvektion tritt immer stromabwärts des Maximums relativer Vorticity auf. Stromaufwärts eines Maximums relativer Vorticity herrscht negative Vorticityadvektion.

Beispiel: Orkantief "Xynthia" am 27.02.2010:

Abbildung 10: Infrarot-Satellitenbild + 500 hPa Geopotential (grün) + relative Vorticity (blau) + positive Vorticityadvektion (gelb)
Das Maximum relativer Vorticity befindet sich an der Trogachse, die stärkste positive Vorticityadvektion tritt stromabwärts des Maximums bzw. der Trogachse auf.

Abb.11: Atlantikausschnitt, 26.12.1999, 12 UTC

Am zweiten Weihnachtsfeiertag zu Mittag beherrscht eine straff geführte Höhenströmung in 500 hPa das Bild. Das Geopotential über Europa sinkt dabei im zyklonalen Bereich des Jetstreams auf bis zu 5120 gpm ab. Dominant ist zur Mittagszeit der Kurzwellentrog über Süddeutschland in Verbindung mit L1. Westlich von Irland folgt ein weiterer Kurzwellentrog mit schwächerer Amplitude nach, das Maximum der relativen Vorticity befindet sich dabei nicht am Stärksten gekrümmten Bereich, sondern dort wie die stärkste Scherung auftritt (= Scherungsvorticity). Entsprechend ist die Advektion von zyklonaler Vorticity deutlich minimiert, weil sich die relativen Werte stromaufwärts (entlang der Isohypsen) kaum ändern. Diesem Umstand ist es zu verdanken, dass L2 kein zweiter L1 wurde. Weiter westlich folgt die Haupttrogachse südlich von Grönland, an dessen Vorderseite sich später L3 entwickeln wird.

Abb.12: Europaausschnitt, 26.12.1999, 12 UTC

Der Detailausschnitt verdeutlicht die Verknüpfung des Maximums relativer Vorticity mit dem Krümmungsmaximum bei L1 und das Maximum relativer Vorticity im linken Jetauszug bei L2. Der tiefste Druck bei L2 befindet sich knapp vorderseitig der Trogachse. Interessant ist das Minimum relativer Vorticity im Lee des Westalpenbogens, wo bodennah ein Tiefdruckgebiet generiert wurde. Das Vorticityminimum ist wahrscheinlich eher Folge des rechten Jetauszugs als durch Überströmung verursacht. Die Isohypsen wurden durch die Anregung von Schwerewellen jedoch hochreichend deformiert.

Abb.13: Europaausschnitt, 27.12.1999, 00 UTC

Um Mitternacht haben sich zwei Vorticitymaxima gebildet, wobei der tiefste Luftdruck (Synop) im Bereich des vorderen Maximums und leicht trogvorderseitig gelegen ist. Der vergleichsweise weite Isohypsenabstand und das Vorticitymaximum stromabwärts des tiefsten Luftdrucks sprechen gegen eine weitere Vertiefung von L2: Die Krümmungsvorticity ist relativ schwach und stromaufwärts des Maximums wird leicht negative Vorticity advehiert. Tatsächlich füllte sich das Tief nach Mitternacht langsam wieder auf.

Abb.14: Europaausschnitt, 28.12.1999, 00 UTC

Bei L3 , der mit dem Haupttrog ostwärts zog, spielte die Scherungsvorticity zunächst eine geringere Rolle als die Krümmungsvorticity. Erst bei der Abspaltung des Leetiefs über Norditalien wird die Lage im linken Jetauszug mit erhöhter Scherungsvorticity wieder dominant.

Abb.15: Europaausschnitt, 28.12.1999, 12 UTC

Dann löst sich das Vorticitymaximum über Süddeutschland auf, dafür entwickeln sich mehrere Vorticitymaxima an der Peripherie des Kurzwellentrogs zwischen Westalpenbogen und Ungarn. Vorderseitig des ungarischen Maximums ist "L3-B" gelegen, welches seinen Kerndruck von rund 980 hPa noch für weitere 6h beibehalten kann.

3.3 Mitteleuropaausschnitt

Im Mitteleuropaausschnitt sind 10m-Mittelwind [m/s] und Bodendruck [hPa], jeweils in 2,5 hPa -Abständen aufgetragen. Die Serie reicht vom 26. Dezember 1999, 06 UTC, bis zum 28. Dezember 1999, 18 UTC. Auch hier gilt es zu beachten, dass die Modellanalysen nicht den tatsächlich beobachteten Druckwerten entsprechen. Der Kerndruck von L1 wurde wie bei den GFS-Analysen zunächst um 15 hPa zu hoch analysiert, im weiteren Verlauf wurde bei L1 und L2 der Kerndruck um die Größenordnung von 6 hPa zu hoch analysiert. Weitere Druckwerte im Vergleich findet man in Kapitel 4.1.

Insgesamt zeigen die EZMWF-Daten eine bessere räumliche (und zeitliche) Auflösung der Sturmserie als bei den NCEP-Analysen.

Abb.16: 26. Dezember 1999, 06 UTC

Am zweiten Weihnachtsfeiertag in den Morgenstunden überquert L1 gerade Nordfrankreich mit einem bereits enormen Druckgradienten und entsprechend hohen Windgeschwindigkeiten. Südwestlich von Irland erkennt man eine erneute Verschärfung des bodennahen Mittelwinds und eine zyklonale Delle im Druckfeld: die Geburtsstätte von L2.

Abb.17: 26. Dezember 1999, 12 UTC

Gegen Mittag hat L1 das Zentrum Deutschlands erreicht, die stärkste Isobarendrängung herrscht über Süddeutschland und der Schweiz, wo der Orkan auch am Heftigsten tobt. Durch den starken rückseitigen Druckanstieg hat der Wind postfrontal auf Nordwest gedreht und über Norditalien eine Leezyklogenese induziert, die jedoch mangels Luftmassenunterschied und durch die Lage im rechten Jetauszug nicht in ein wetteraktives Tief umgewandelt werden konnte. Westlich von Südwestengland ist die zyklonale Ausbuchtung größer geworden. Zu diesem Zeitpunkt (siehe Satellitenbild weiter oben) hat sich das Frontensystem schon voll entwickelt.

Abb.18: 26. Dezember 1999, 18 UTC

In den Abendstunden wird L1 nach Polen abgedrängt und dabei rasch aufgefüllt. Zwischen L1 und L2 über Nordfrankreich/Belgien hat sich ein Bodenkeil aufgetan, der für die vom Orkan betroffenen Gebiete für eine kurze Verschnaufpause sorgt. Unschwer zu erkennen befindet sich die Achse des Bodenkeils schon östlich von Unterfranken - ich registrierte zu diesem Zeitpunkt erneuten Druckfall. Die starke Krümmung der 985 hPa-Isobare lässt vermuten, dass sich zu diesem Zeitpunkt an der Küste Frankreichs bzw. Belgiens ein abgeschlossener Tiefdruckkern mit rund 984 hPa entwickelt haben könnte, eine Hypothese, die anhand der Bodenwetterkarten bestätigt werden kann.

Abb.19: 27. Dezember 1999, 00 UTC

Am 27. Dezember 1999, Mitternacht, liegt der Kern von L2 über Hessen. Etwa zu diesem Zeitpunkt gibt es in meiner Heimatregion auch die stärksten Böen. Durch die erneut verstärkte Nordwestströmung erhält auch das Leetief in der Poebene neue Nahrung und vertieft sich gegenüber dem vorigen Zeitpunkt um 2,5 hPa.

Abb.20: 27. Dezember 1999, 06 UTC

Am Morgen liegt L2 nun über Tschechien im Auffüllungsprozess. Der Grund für die Abschwächung ist das Nachrücken von L3, der jetzt am linken Kartenrand mit 997,5 hPa auftaucht. Wie bereits in den Zirkumpolar- und Vorticityanalysen erklärt, hat sich mit L3 der Haupttrog in Bewegung nach Osten gesetzt und die Autobahn mit stärkeren Verwellungen versehen. Dadurch geriet L2 rascher auf die zyklolytisch wirkende (Kurzwellen-)Trogrückseite und füllte sich schneller auf als L1.

Abb.21: 27. Dezember 1999, 12 UTC

Am Mittag ist von L2 nur mehr eine Andeutung über der Slowakei zu sehen, dahinter regiert ein weiterer Zwischenkeil, ehe über der Biskaya L3 mit einem massiven Windfeld anrückt. Wie später in den Bodenwetterkarten zu sehen, ist L3 vom isallobarischen Gradient (d.h. der 3-stündigen Druckänderung an einem Ort) nicht minder beeindruckend als L1.

Abb.22: 27. Dezember 1999, 18 UTC

Am Abend trifft L3 auf Frankreich, beeindruckend ist hierbei vor allem das axialsymmetrische Druckfeld, das ihn etwas an einen "Hurrikan" erinnert. Die stärkere Isobarendrängung an der Nordflanke dürfte mit das Resultat der stärkeren Krümmungsvorticity sein, die bei dem Sturm gewirkt hat.

Abb.23: 28. Dezember 1999, 00 UTC

Am 28. Dezember 1999, Mitternacht, ist der Sturm weiter nach Ostfrankreich gezogen, präfrontal hat sich der Druckgradient verstärkt, wenngleich die Leezyklogenese bei Genua mit 985 hPa Kerndruck (-10 hPa in 6h) etwas von der Wucht der Südföhnströmung in den Nordalpen nimmt. Zu diesem Zeitpunkt vollzieht sich eine seltene Umwandlung, die aber auch mit der seltenen Zugbahn des Sturmtiefs zusammenhängt: L3 prallt auf die Westalpen, und die starke Nordwestströmung vertieft das Leetief über Genua markant (10 hPa Druckfall in sechs Stunden).

Abb.24: 28. Dezember 1999, 06 UTC

Weitere sechs Stunden später ist die Metamorphose von L3 perfekt. Der ursprüngliche Tiefdruckkern nordwestlich der Alpen ist von 972,5 hPa auf 982,5 hPa aufgefüllt worden, während sich das Leetief von 985 hPa auf 977,5 hPa vertieft hat. Innerhalb nur zwölf Stunden ist der Kerndruck des "Leetiefs" (Leetief in Gänsefüßchen, da auch quasi-geostrophische Prozesse zur Vertiefung beitrugen) um knapp 18 hPa gefallen. Die Analyse zeigt außerdem gut die Dipolstruktur von L3, der an dem großen Hindernis Alpen gezwungen wurde, in zwei Teile zu zerfallen.

Abb.25: 28. Dezember 1999, 12 UTC

Am 28.12., mittags, ist von L3 nichts mehr zu sehen. L3-B hat die alleinige Regie übernommen und manifestiert sich als kräftiges Tief über Slowenien. Das Wiener Becken befindet sich dabeim am Nordrand des Tiefs in der kalten Luftmasse bei gleichzeitig herumgeführter Warmluft aus Südosten. Von St. Pölten bis Eisenstadt verzeichneten die Klimastationen Niederschlagsmengen bis zu 30 mm in 24h, die bei Temperaturen um Null Grad fielen und zu verkehrsbehindernden Schneefällen führten.

Presseaussendung:

Wien, (OTS) Seit 6 Uhr früh ist der Winterdienst der Stadt Wien mit 798 Bediensteten, 136 Kleinfahrzeugen und 83 Fahrzeugen des Fuhrparks im Einsatz. Nach Beginn des starken Schneefalls werden um 6.45 Uhr zusätzlich 175 Fahrzeuge des privaten Fuhrwerks in Dienst gestellt.

Große Probleme haben die Wiener Verkehrsbetriebe derzeit auf fast allen Linien. Zahlreiche Verkehrsunfälle behindern die Weiterfahrt. Immer wieder sind Straßenbahnfahrer auch genötigt den Fangkorb ihrer Straßenbahngarnitur vom Schnee zu befreien, was ebenfalls immer wieder zu Aufenthalten führt. (Forts.mgl.) red/bs

Quelle: http://www.ots.at/presseaussendung/OTS_19991228_OTS0068

Abb.26: 28. Dezember 1999, 18 UTC

L3-B füllt sich langsam bei gleichzeitiger Verlagerung nach Ungarn auf, die starke Nordostströmung über Ostösterreich bleibt noch erhalten. In dem restlichen Mitteleuropa beruhigt sich die Atmosphäre nach achtundvierzig Stunden Dramatik.

4. Analyse mit Hilfe von Bodenwetterkarten im 3-stündigen Abstand

4.1 Gegenüberstellung Kerndruck Analyse (EZMWF) und Beobachtung (Synops)

Zunächst folgt ein Vergleich der Druckanalysen von EZMWF mit den Synopbeobachtungen. Es wird jeweils der Synop mit dem tiefsten Druck herangezogen. Da die Stationsdichte nicht ausreicht, um das kleinräumige Druckfeld der Tiefdruckkerne aufzulösen, wird die Drucktendenz des Synops mit dem tiefsten Druck hinzugefügt. Starke Druckänderungen können auf einen noch niedrigeren Kerndruck als angezeigt hinweisen.

Zeitpunkt (in UTC) Sturm EZMWF (hPa) Synop (hPa) Fehler Drucktendenz Synop (in 3h)
26.12.,06 L1 977,5 974,2 3,3 -19
26.12.,12 L1 980,0 975,1 4,9 -6,9
26.12.,12 L2 987,5 987,3 0,2 00
26.12.,18 L2 985,0 984,1 0,9 -2,4
27.12.,00 L2 985,0 983,1 1,9 -2,9
27.12.,06 L2 987,5 984,0 2,5 -0,9
27.12.,12 L3 982,5 974,6 7,9 -12,4
27.12.,18 L3 970,0 963,5 6,5 -14,1
28.12.,00 L3 972,5 973,2 0,7 +0,3
28.12.,06 L3-B 977,5 977,9 0,4 k.A.
28.12.,12 L3-B 980,0 979,9 0,1 -1,6
28.12.,18 L3-B 985,0 982,0 3,0 +2,2

Resultat der Gegenüberstellung
Die EZMWF-Analysen haben den Kerndruck von L3 am Stärksten, von L1 moderat und von L2 nur gering unterschätzt.
Berücksichtigt man die Drucktendenzen an den Synops, welche am Nähestem zum Tiefdruckkern der jeweiligen Stürme lagen, dann wurde der Kerndruck von L1 und L3 tendenziell stark überschätzt und von L2 nur wenig überschätzt.

Wesentlich interessanter wäre es natürlich, die damaligen Modellvorhersagen mit den Synopmeldungen zu vergleichen. Für den Zweck dieser Fallstudie soll es jedoch genügen, festzuhalten, dass die Analysen betreffend L2 eine große Übereinstimmung mit den tatsächlichen Verhältnissen zeigen.

Ab dem 28.12.,06 UTC habe ich L3-B eingetragen, das Leetief über Norditalien, da sich ab diesem Zeitpunkt L3 rapide auffüllt.

Der niedrigste Kerndruck von L3 betrug demnach 963,5 hPa (bei 141er Druckfall, also durchaus noch tiefer möglich), von L3-B 976,3 hPa am 28.12.,09 UTC bei 16er Druckfall.

Die Leezyklogenese bzw. die Metamorphose von L3 wurde in den Analysen ebenfalls sehr gut erfasst.

4.2 Bodenwetterkarten zu ausgesuchten Zeitpunkten

Die nachfolgenden Bodenwetterkarten (zum Vergrößern bitte anklicken) wurden abfotografiert und wichtige Stationsmeldungen farbig gekennzeichnet. Die ersten zwei Ausschnitte zeigen das Umfeld von L1, die folgenden sieben zeigen L2, im Anschluss ein näherer Blick auf L3 und seine Umwandlung in ein ungewöhnlich starkes (durch den Höhenjet gestütztes) Leetief L3-B.

4.2.1 Orkan L1

Abb.27: 26.12.1999, 06 UTC

Abb.28: 26.12.1999, 09 UTC

Am 26.12.1999 um 06 UTC befand sich L1 über Nordfrankreich, der markierte Synop zeigt mit 19 hPa Druckfall in drei Stunden einen rapiden Druckfall, der etwas stromabwärts gelegene Synop mit 155er Druckfall deutet an, dass L1 weiter nordostwärts ziehen wird. Drei Stunden später liegt L1 etwa über Belgien, südlich des Kerns beträgt der Druckfall nur noch 4,5 hPa, dabei wird jedoch ein Mittelwind von 55 Knoten am Boden erreicht, nur rund 100 km westlich dagegen 160er Druckanstieg und Gewitter in den vergangenen drei Stunden. Die Falltendenzen zeigen, dass L1 nun über die Mitte Deutschlands ziehen wird, weshalb meine Heimatregion um Unterfranken vom Starkwindfeld verschont bleibt. Mehr zu den Falltendenzen und Entwicklung von L1 in der aufgelisteten Literatur.

4.2.2 Sturm L2

Abb.29: 26.12.1999, 12 UTC

Abb.30: 26.12.1999, 15 UTC

L2 ist in den Bodenkarten zunächst nicht einfach zu identifizieren, was zum Einen an der spärlichen Datendichte über dem Atlantik und zum Anderen an den einheitlichen Windrichtungen liegt, die keine Randtiefbildung vermuten lassen. Erstmals Hinweise auf eine neue Entwicklung gibt der Synop an der Südwestspitze Englands, wo der Druck im Vergleich zu den umliegenden Stationen mit 2,2 hPa am Stärksten fällt.

Um 15 UTC hat sich der Druckfall verstärkt, er liegt bei den markierten Synops bei 4,4 bzw. 5,1 hPa. Auffallend ist auch der Windsprung von Südwest auf West weiter stromaufwärts (wo im Ärmelkanal Mittelwinde von 50 Knoten registriert werden). Es fehlt jedoch ein relatives Druckminimum, das auf einen abgeschlossenen Tiefdruckkern hindeuten würde.

Abb.31: 26.12.1999, 18 UTC

Abb.32: 26.12.1999, 21 UTC

Um 18 UTC hat sich im Umfeld von L2 erstmals ein zyklonales Windfeld ausgebildet. Zwar fehlt weiterhin eine Nordkomponente, doch dreht der Wind über Belgien schon leicht auf Südost (verbunden mit Schauern), während er über dem Ärmelkanal aus Westnordwest kommt. Der stärkste Druckfall befindet sich südöstlich des vermuteten Tiefdruckkerns mit 5 hPa, lässt also eine ostsüdöstliche Zugbahn von L2 erwarten.

Um 21 UTC hat sich der für meine These eines individuellen Tiefdruckgebiets wichtige Prozess vollzogen: die Nordkomponente ist nun vorhanden, d.h. der Wind strömt zum tieferen Luftdruck, während gleichzeitig weiter südlich Südwinde registriert werden. Das relative Druckminimum befindet sich an der westlichen Station mit Südwestwind bei 981,4 hPa und 53er Druckfall, d.h. es existiert ein abgeschlossener Tiefdruckkern von L2.

Abb.33: 27.12.1999, 00 UTC

Abb.34: 27.12.1999, 03 UTC

Um 00 UTC fehlt zwar die Nordkomponente, doch zeigt sich im eingekreisten Bereich eine Südkomponente mit 38er Druckfall, knapp westlich West mit schwachem Druckanstieg. Das leicht zyklonale Windfeld ist weiterhin gegeben. Mit 983,1 hPa wird der niedrigste Kerndruck von L2 erreicht, die nördlich des markierten Synops gelegene Station zeigt dazu mit 2,9 hPa den relativ stärksten Druckfall, während sich in der Umgebung Synops mit schwächeren Druckfalltendenzen bzw. höherem Druck befinden, ein Hinweis auf die Lage des Tiefkerns westlich des besagten Synops.

Dass dies nicht zu sehr ins Reich der Spekulation fällt, zeigt die Bodenkarte um 03 UTC, wo abermals eine Nordwestkomponente vorhanden ist. Dieses mal mit mäßigem Schneefall und mit 983,4 hPa der relativ niedrigste Kerndruck (weiter nördlich zwar ebenfalls 983,4 hPa, aber schon leicht steigend). Südöstlich fällt der Druck mit 32er Tendenz, weiter südwestlich gibt es Südwestwind mit 28er bzw. 38er Anstieg.

Abb.35: 27.12.1999, 06 UTC

Um 06 UTC tritt L2 letztmalig in Erscheinung, Nordwestwind über Mecklenburg-Vorpommern und Südwind weiter südöstlich, wo mit 984,0 hPa erneut ein relatives Druckminimum zu beobachten ist. Die Druckfalltendenzen sind schwächer als die Steigtendenzen, d.h. L2 füllt sich nun rasch auf.

Fazit:

Zwischen 18 und 21 UTC hat L2 einen abgeschlossenen Tiefdruckkern ausgebildet, der bis 06 UTC des Folgetages Bestand hatte. Die Bezeichnung "Bodentroglinie" ist spätestens dann nicht mehr hinreichend, um L2 zu charakterisieren.

4.2.3 Orkan L3

Abb.36: 27.12.1999, 15 UTC

Abb.37: 27.12.1999, 18 UTC

L3 erreicht um 15 UTC in voll entwickeltem Stadium die Biskaya und sorgt an der westfranzösischen Küste mit 26,3 hPa in drei Stunden für einen extremen Druckfall. Der niedrigste Kerndruck befindet sich nahe Brest mit 969,5 hPa, doch selbst dort werden noch 149er Falltendenzen beobachtet.

Um 18 UTC liegt der langgestreckte Kern von L3 zwischen der Bretagne und Pays-de-la-Loire. Der tiefste Luftdruck wird mit 963,5 hPa bei 141er Falltendenz beobachtet, bei Brest steigt er dagegen schon wieder auf 987,2 hPa an. Durch die großen Druckdifferenzen entsteht ein Mittelwind von 60 Knoten, der von starkem Regen begleitet wird. Kein Badewetter.

Abb.38: 27.12.1999, 21 UTC

Abb.39: 28.12.1999, 00 UTC

Um 21 UTC wird das zyklonale Windfeld von L3 enger. Das kalte Förderband, das bisher die zurückgebogene, relativ parallel zur Kaltfront verlaufende Okklusion formte, spiralisiert sich nun um den Kern (vgl. dazu den Strömungsfilm in Kapitel 5). Das Reifestadium ist erreicht, entsprechend nehmen die Falltendenzen stromabwärts ab (nur noch 106er östlich des Kerns). Man beachte die Station mit Nordostwind und 972,6 hPa. Hier wird mit +1°C die niedrigste Temperatur von allen umliegenden Synops erreicht, obwohl weiter nördlich wärmere Luftmassen nachgeführt werden. Das spricht für die starke Absenkung des Geopotentials (im 28.12.,12z-Aufstieg von Trappes, liegt die Tropopause auf 6700m, und das war vor der Tiefpassage) und damit verbundenen Abstieg der kalten Luftmassen. Der stärkste Druckanstieg ist abermals an der Küste mit 22,2 hPa zu beobachten.

Am 29.12.,00 UTC steuert L3 unter Abschwächung auf die Westalpen zu. Sein Kerndruck ist um ca. 5 hPa angestiegen. Die rückwärtigen Steigtenzen sind um das vier- bis fünffäche größer als die Falltendenzen. Richten wir unser Augenmerk auf den Golf von Genua. In Genua selbst werden 61er Falltendenzen registriert, der Kerndruck des entstandenen Leetiefs beträgt 985,1 hPa.

Abb.40: 28.12.1999, 03 UTC

Abb.41: 28.12.1999, 06 UTC

Der Krimi geht weiter: um 03 UTC befindet sich L3 im Auffüllungsstadium. Sein Kerndruck liegt jetzt bei 977,3 hPa (+ 4 hPa), die Falltendenzen liegen mit maximal 4,9 hPa nördlich der Alpen deutlich niedriger als mit 8,7 hPa im Bereich des Apennin. Zudem hat sich das Leetief auf 978, 2 hPa abgesenkt, damit nur noch wenig höher als der Kern von L3. Das Leetief taufe ich aufgrund seiner Wetterwirksamkeit (siehe Stationen an der Adriaküste und an der italienischen Küste) auf den Namen L3-B.

4.2.4 Leetief L3-B

L3-B übernimmt nun die Rolle von L3, maßgeblich aus drei Gründen:

  • Aus hydrodynamischen Gründen muss sich L3 auffüllen, da sich mit der auf die Westalpen gerichtete Zugbahn ein Stauhoch bildet und der Kerndruck ansteigt
  • Der Jetstreak verlagert sich südlich der Alpen, sodass die Region um Norditalien in den linken Jetauszug und unter Höhendivergenz gerät.
  • Die starke Überströmung des Alpenbogens sowie die Umströmung durch Mistral um die maritimen Alpen begünstigt zusätzlich die Leezyklogenese
Weiters befindet sich im Bereich von L3-B auch ein Luftmassenunterschied von 10°C (und 3°C Taupunkt) an der Côte d'Azur und 14°C (und 11°C Taupunkt) nordwestlich von Korsika. Damit ist eine barokline Zone bzw. eine Frontalzone gegeben und das Leetief kann wetterwirksam mit der Ausbildung von Fronten werden.

Um 06 UTC ist von L3 nicht mehr viel zu sehen, der Kerndruck befindet sich mit 981,0 hPa nördlich der Alpen (bei leichtem Schneefall), das Windfeld ist noch deutlich zyklonal, jedoch gibt es keine starken Mittelwinde mehr. In Norditalien hingegen geht die Post ab, an der Côte d'Azur gibt es Mittelwinde um 60Kn, im Golf von Genua ebenfalls 50Kn, der Tiefkern von L3-B liegt östlich des Apennin, die näheste Synopstation meldet 977,9 hPa nahe Udine (bzw. Udine). Die Falltendenzen sind mit 6,7 hPa an der kroatischen Küste am Stärksten (leider dort keine Druckmeldung). Von Nordosten her werden nun kalte Luftmassen advehiert, die mit der herumgeholten Warmluft aus Süden (12°C an der mittleren,kroatischen Adriaküste) im Grenzbereich für starke Schneefälle sorgen (30cm in Wien in 24h).

Abb.42: 28.12.1999, 09 UTC

Abb.43: 28.12.1999, 12 UTC

Um 09 UTC zeichnet sich L3 durch 983,3 hPa nördlich der Alpen aus, während L3-B seinen Höhepunkt mit 976,3 hPa (bei 16er Falltendenzen) bei Udine erreicht. Die "Überführung" des Tiefdruckkerns auf die Alpensüdseite ist jetzt abgeschlossen. Gleichwohl kommt es im Umfeld von L3 zu starken Schneefällen an der westlichen Alpennordseite, ebenso auch bei L3-B am Alpenostrand. Weiterhin regieren starke Temperaturgegensätze (+11°C in Istrien und 1°C in Wien).

Um 12 UTC füllt sich L3-B wieder auf, jetzt mit 979,9 hPa in der Nähe des Tiefkerns. Der Schwerpunkt der Schneefälle verlagert sich an den Alpenostrand, in den Dinariden wird ein Mittelwind von 50Kn bei +10°C erreicht, während es in Friaul nur noch -2°C bei leichtem Schneefall sind.

Abb.44: 28.12.1999, 15 UTC

Abb.45: 28.12.1999, 18 UTC

Um 15 UTC verbleibt der Kerndruck im Bereich von 979,8 hPa über dem nördlichen Balkan, mit der Ostwärtsverlagerung von L3-B dreht der Wind nördlich der Alpen auf West bis Nordnordwest, die Schneefälle dauern weiter an, bei leicht negativen Temperaturen bleibt der Schnee überall liegen, zumal die Intensitäten sehr hoch sind (ww75 in Wien).

Um 18 UTC schließlich ist der Kerndruck auf 982,0 hPa angestiegen, L3-B füllt sich deutlich auf, auch die Schneefälle lassen langsam nach.

Result aus den Bodenwetterkarten
L2 hat am 26.12.1999 zwischen 18 und 21 UTC einen abgeschlossenen Bodentiefkern ausgebildet, der bis zum 27.12.1999, 06 UTC erhalten blieb.
Der niedrigste Kerndruck betrug 983,1 hPa um 00 UTC.

L3 sorgt bei seiner Ankunft an der Westküste Frankreichs am 27.12.1999, 15 UTC für einen Druckfall von 26,3 hPa in drei Stunden.
Der niedrigste Kerndruck betrug 963,5 hPa um 18 UTC.

Zwischen 28.12.1999, 03 und 06 UTC wurde aus L3 der Sturm L3-B, da sich der Jetstreak südlich der Alpen verschob, der Tiefkern von L3 auf die Westalpen aufgeschoben wurde und die starke Überströmung der Westalpen zusätzlich eine Leezyklogenese begünstigen.
Der niedrigste Kerndruck betrug 976,3 hPa um 09 UTC.

5. Satellitenbilder

5.1 Verschiedene Stadien der Stürme

Abb.46: Vergleich L1 mit "Klaus"

Orkantief "Klaus" suchte am 23.1.2009 vor allem Frankreich und Nordspanien mit Orkanböen heim und verursachte schwere Sturmschäden.
Die Wirbelstruktur weist zwar gewisse Ähnlichkeiten zu L1 auf, doch war L1 viel kleinräumiger, ebenso seine Kaltfront ausgeprägter.

Abb.47: 28.12.1999, 04.14 UTC

In der zweiten Nachthälfte des 28.12.1999 hat sich der Ortswechsel von L3 zu L3-B bereits vollzogen, das ursprüngliche Tief macht sich nördlich des Hauptkamms noch mit ausgedehnter hoher und mittelhoher Bewölkung und starken Schneefällen bemerkbar, der neue Tiefkern liegt nun östlich des Apennin, dort sieht man auch zwei eingeringelte Wolkenbänder. Das kleinräumigere dürfte sich unmittelbar in Kernnähe befinden, während die größere Struktur als neue Okklusion an die Kaltfront andockt, die sich von Kroatien über Sardinien bis nach Nordafrika erstreckt.

Abb.48: 26.12.1999, 12 UTC

Zu diesem Zeitpunkt lag L1 mitten über Deutschland. Man beachte die extreme Wirbelstruktur in Kernnähe sowie die Kaltfront. Im Bereich des Apennin haben sich außerdem stationäre Leewellen ("trapped lee waves") entwickelt.

5.2 Chronologie der Stürme

Die Fallstudie wird mit den 6stündigen Einzelbildern aus dem Satloop von MeteoFrance abgeschlossen, anhand denen die einzelnen Entwicklungsstadien der drei Stürme aufgezeigt werden.

Abb.49 : 24.12.1999, 00 UTC

Abb.50 : 25.12.1999, 00 UTC

Am 24. Dezember beherrscht Sturmtief "Jürgen" das Satellitenbild in Europa - ein relativ großräumiges Tiefdruckgebiet mit ausgedehntem warmen Förderband. Von Spanien bis zur Ostsee erstreckt sich ein wolkenarmes Gebiet unter schwachem Hochdruckeinfluss und verhältnismäßig hohem Geopotential. Westlich der Biskaya ist die Kaltfront von "Jürgen" deutlich verdickt: hier zeichnet sich eine Randtiefbildung ab.

Am 25. Dezember hat sich das Randtief "Kurt" zum Orkantief gemausert und löst als neues Zentraltief in weiterer Folge "Jürgen" ab. Auffällig ist die durchgehend hohe Bewölkung vom warmen Förderband bis in den Bereich der eingeringelten Okklusion. Es handelt sich um eine WCB-Zyklogenese (Zyklogenese aus dem warmen Förderband). Nördlich des warmen Förderbands (über Ostatlantik und Biskaya bis Frankreich reichend) strömt hochreichend labil geschichtete Polarluft südostwärts. Der Kontrast zwischen den beiden extrem temperierten Luftmassen ( -15 vs. -40 in 500 hPa; +10 vs. -7 in 850 hPa) war maßgeblich dafür verantwortlich, dass sich ein so kräftiger Jetstream aufbauen konnte.

Am linken Bildrand taucht ein kompakter Wolkenbatzen auf, der zunächst noch mitten auf der Jetachse schwimmt und sich daher rasch ostwärts verlagert. So zeigt der 25.12., 18z-Aufstieg von Camborne an der Südwestspitze Englands einen Spitzenwert von 170 Knoten (315 km/h) in 300 hPa (8770m). Bei diesen Windgeschwindigkeiten wundert es nicht, dass die Verlagerungsgeschwindigkeit des herannahenden Wolkenbatzens schneller als die neuesten Modellrechnungen war. Man hat das Unheil sozusagen erst kommen sehen, als es schon ante portas stand.

Abb.51 : 26.12.1999, 00 UTC

Abb.52 : 26.12.1999, 06 UTC

Am 26. Dezember, 00 UTC, erreicht der Wolkenbatzen den Ärmelkanal und macht sich an der französischen Küste (Caen) mit Falltendenzen von 27,7 hPa bemerkbar (später 29,0 hPa Druckanstieg). Zu diesem Zeitpunkt war endgültig klar, dass da etwas Großes kommt: L1. Westlich von Irland rückt eine weitere Wolkenverdickung nach. Wie sich später herausstellen wird: das waren die Anfänge von L2.

Um 06 UTC läuft L1 zur Hochform auf. Zwischen dem Cloudhead und dem warm conveyor belt schiebt sich der Dryslot. Naturgemäß waren alle Augen auf die Orkanentwicklung gerichtet, wohingegen L2 zunächst unbemerkt blieb. [Inwieweit das den Tatsachen entspricht, kann ich nur rätseln, da ich damals noch kein Internet hatte.] Der Jetstreak erreicht nun mit 190 Kn (= 350 km/h) im 06z-Aufstieg von Cambourne einen neuen Höhepunkt, entsprechend bewegt sich die neue Entwicklung ähnlich wie beim Vorläufer in einem zeitlich sehr engem Rahmen.

Abb.53 : 26.12.1999, 12 UTC

Abb.54 : 26.12.1999, 18 UTC

Um die Mittagszeit erreicht L1 als voll entwickelter Orkan Deutschland. Bemerkenswert im Gegensatz zu allen anderen Orkanen seitdem ist das hochreichende Wolkenfeld, wahrscheinlich verursacht durch den massiven Schub an latenter Wärme. Üblicherweise beginnt bei Orkantiefs der Dryslot das Frontensystem zu überströmen und die Wolkenobergrenzen damit abzusenken. Oder das Tief entwickelt sich von Grund auf aus dem kalten Förderband, womit ohnehin relativ niedrige Wolkenobergrenzen einhergehen. So gesehen ist L2 ebenfalls wie der Vorläufer "Kurt" dem WCB-Typ zuzuweisen, auch L2 zeigt diese, wenngleich nicht mehr ganz so ausgeprägten Eigenschaften des WCB-Typs. Weit draußem auf dem Atlantik folgt die Welle L3 nach.

Am Abend ist L1 im Zerfallstadium. L2 ist an seine Stelle gerückt und wird in Kürze meinen Wohnort mit den ersten Sturmböen erreichen. Die Luftmassengegensätze sind auf dem Atlantik weiterhin groß: kräftige konvektive Staffeln westlich von Irland steht einem hochreichend kompakten warmen Förderband von L3 gegenüber. Im Gegensatz zu den beiden Vorläufertiefs handelt es sich hier um den CCB-Typ (Zyklogenese aus dem kalten Förderband), der sich durch das tiefe Wolkenfeld nördlich des warmen Förderbands auszeichnet.

Abb.55 : 27.12.1999, 00 UTC

Abb.56 : 27.12.1999, 06 UTC

Um Mitternacht liegt L1' Erbe über Deutschland und beschert mir eine unruhige Nacht. Aufgrund der ungünstigen Höhenströmungsverhältnisse (s.o.) okkludiert L2 rasch und löst sich bald in Wohlgefallen auf. Doch die Atempause ist nur kurz, L3 plustert sich nun auf, die Verdickung zwischen Wellenscheitel und Cloudhead (des kalten Förderbands) wird größer.

Am Morgen des 27. Dezember erreicht der Jetstreak zum dritten und letzten Mal ein Maximum mit 150 Knoten (= 277 km/h) im Sounding von Camborne. Somit unterliegt auch L3 einer hohen Verlagerungsgeschwindigkeit. Der Umstand, dass wir es hier mit einem kalten Förderband zu tun haben, der mit der Verlagerung der Haupttrogachse zusammenhängt, verhindert ein viertes Orkantief. Die südwärts vorstoßende Höhenkaltluft lässt die Frontalzone ins Schlingern kommen, die Höhenströmung mäandriert bzw. meridionalisiert und verliert dadurch an "gerader" Rennstrecke.

L2 ist zu dieser Zeit schon weit zerfallen, die Frontalbewölkung wirkt destrukturiert. Weshalb die Welle L3 zum Orkan L3 wurde, erkennt man an der schmalen, wolkenfreien Zone, die sich von Westen wie ein Dolch in das Herz der Zyklone schiebt: der Dryslot sorgt ebenso wie bei L1 für rapiden Druckfall.

Abb.57 : 27.12.1999, 12 UTC

Abb.58 : 27.12.1999, 18 UTC

Um die Mittagszeit des 27. Dezember schält sich das kalte Förderband immer mehr heraus, es manifestiert sich als rückwärts gebogene Okklusionfront (back-bent occlusion), die parallel zur Kaltfront verläuft. Die Warmfront reicht von Ostengland bis zu den Westalpen.

Am Abend meldet ein Synop (s.o.) an der westfranzösischen Küste ein Druckfall von 26,3 hPa in drei Stunden, als der Kern von L3 aufs Festland tritt. Dass sich an dem Verlauf der Höhenströmung etwas ändert, sieht man gut anhand der Cirrenbänder über Südspanien bis zum südlichen Mittelmeerraum. Die Frontalzone verlagert sich nach Süden, entsprechend verlagert sich auch das Sturmfeld weiter nach Süden und beeinflusst Mitteleuropa nicht mehr in denselben Maße wie die Vorläufer.

Nun sieht man das kalte Förderband und den Wolkenobergrenzenunterschied zur Warmfront bzw. warmen Förderband besonders gut, den es so bei den Vorläufern nicht gegeben hat. Gleichzeitig wird nordwestlich der Okklusion keilförmig hochreichend labil geschichtete Kaltluft nach Süden geführt. Ausdruck der angesprochenen Meridionalisierung und Ende der Produktionsstätte für gefährliche Orkantiefs.

Abb.59 : 28.12.1999, 00 UTC

Abb.60 : 28.12.1999, 06 UTC

Damit ist die brisante Entwicklung von L3 aber noch nicht zu Ende. Um Mitternacht des 28. Dezembers erreicht der Orkan seinen Höhepunkt über Zentralfrankreich, wo sich die Okklusion vollständig eingeringelt hat. Im Vergleich zum vorherigen Zeitpunkt ein gewaltiger Fortschritt des Okkludierungsprozesses. Die Kaltfront hat einen Sprung ins westliche Mittelmeer gemacht, während präfrontal von der Straße von Gibraltar über Sardinien bis zur Adria weiterhin das warme Förderband verläuft. Der Okklusionspunkt befindet sich etwa im Raum Wien. Gleichzeitig fällt im Bereich vom Golf von Genua der Druck stark.

In den Morgenstunden ist von L3 nicht mehr viel auszumachen, und L3-B ist aufgrund der störenden Topographie (Alpen, Dinariden) kein ästhetischer Wirbel geworden. Der tiefste Druck befindet sich laut Synops zwischen Friaul und Istrien. Die Kaltluft stößt unvermindert keilförmig über die Biskaya bis zu den Pyrenäen vor, sodass das Pendant über dem südöstlichen Europa mit Warmluftadvektion nach Nordosten geschieht.

Der Wolkenbatzen auf dem Ostatlantik bleibt ohne größere Auswirkungen auf Europa, da sich die hier entstandene Welle auf der warmen Seite des Jetstreams befindet und aufgrund der negativen Vorticityadvektion vorderseitig des nachrückenden Keils wieder auflöst.

Abb.61 : 28.12.1999, 12 UTC

Abb.62 : 28.12.1999, 18 UTC

Am Mittag ist von L3 nur mehr ein zerfleddertes Wolkenfeld übrig, das dennoch mit der nördlichen Anströmung Schneefälle in Süddeutschland und Nordalpenraum bringt. L3-B befindet sich nördlich der Dinariden. Durch den starken Südwind (siehe Synop) kommt es zur Wolkenauflösung im Lee der Dinariden. Die Okklusion von L3-B dreht sich unterdessen über Tschechien und Slowakei ein.

Zum Abend hin ist das alles nur noch ein einziges Gefledder an Wolkenfeldern und Tiefdruckzentren sind beim besten Willen nicht mehr auszumachen, wenn man keinen Synop zur Hand hat.

Zum Abschluss noch ein Hinweis auf den Strömungsfilm (10 MB, MPEG-Video) von Met FU Berlin, der alle drei Stürme in der Animation zeigt.

6. Zusammenfassung und Diskussion

Kernaussagen dieser Fallstudie

Sturm "Lothar Successor"

  • Sowohl die Bodendruckanalysen von EZMWF als auch die Synopmeldungen zeigen im Zeitraum vom 26.12.1999, 21 UTC, bis 27.12.1999, 06 UTC, einen zweiten Tiefdruckkern stromaufwärts von "Lothar". Erhärtet wird der Verdacht eines zweiten Schnellläufers durch die Satellitenbilder und die Bodenwetterkarten, die einen abgeschlossenen Tiefdruckkern zeigen: gemäß ZAMG als "Lothar Successor" bezeichnet.

  • Die Präsenz einer Luftmassengrenze, eines überlagernden Kurzwellentrogs und die IPV-Darstellung bei Wernli et al. (2002) deuten auf eine klassische Zyklogenese der mittleren Breiten (nach dem norwegischen Modell) hin.

  • Die Bezeichnung Troglinie (DWD) ist ab dem Stadium eines abgeschlossenen Tiefdruckkerns nicht mehr gerechtfertigt.

  • Mit einem minimalen Kerndruck von 983,1 hPa war "Lothar Successor" wesentlich schwächer als "Lothar" und auch von der Intensität her weit unter seinem Vorgänger. Er brachte jedoch in einem eng begrenzten Streifen über Ostfrankreich und dem südwestlichen Deutschland teilweise vergleichbare oder sogar stärkere Spitzenböen als "Lothar" hervor.

Orkan "Martin"

  • Orkan "Martin" zog bis zur ersten Nachthälfte vom 27. auf den 28. Dezember 1999 bis zu den Westalpen. Durch die starke nordwestliche Anströmung des Alpenbogen, der in den Golf von Genua geführten Kaltluftmassen (barokline Zone) und die Verlagerung des Jetstreams nach Süden mit linken Jetauszug über Norditalien fand eine rapide Leezyklogenese (-19 hPa in 18 Stunden) statt.

  • Dieses Leetief übernahm bei gleichzeitig starker Auffüllung von "Martin" dessen Rolle als "Martin 2" (bzw. L3-B) und sorgte bis zum Abend des 28. Dezembers für starke Schneefälle in Süddeutschland, Alpenraum und nördlichen Balkan.

Allgemein

  • Alle drei Stürme entstanden in einem Umfeld mit extremen Höhenwinden (Camborne-Aufstiege 270-350 km/h in 300 hPa) und verlagerten sich dadurch rasch nach Osten

  • "Lothar" und "Lothar Successor" waren an kleinräumige Kurzwellentröge gekoppelt, die in den Jetstreak eingebettet waren, während "Martin" sich mit der Haupttrogachse verlagerte.

  • "Lothar" und "Lothar Successor" zeigen vom äußeren Erscheinungsbild eine "warm conveyor belt"-Zyklogenese mit bis zum Kern hochreichender Bewölkung, während "Martin" als "cold conveyor belt"-Zyklogenese mit einem Cloudhead mit tiefer Bewölkung entstanden ist.

Für weitere Fallstudien zur Sturmserie wären numerische Simulationen zur Natur von "Lothar Successor" interessant, z.B. in der Art wie bei Wernli et al. (2002) in der 3-D-Perspektive performiert. Weiters könnte man dadurch feststellen, inwiefern das Umfeld von Vorgänger "Lothar" und Nachfolger "Martin" die Entstehung und Zerfall von "Lothar Successor" beeinflusst haben, beispielsweise ob "Lothar" durch seine Freisetzung latenter Wärme die Atmosphäre zu stabil hinterließ und inwiefern die Aufwölbung des stromabwärtigen Kurzwellenkeils von "Martin" die Jetaufspaltung bei "Lothar Successor" begünstigt hat.

Auch genauere Satellitenbilder bzw. Modelle zum genauen Zyklogenesetyp sind hilfreich, da der WCB-Typus von "Lothar Successor" nicht eindeutig aus den Bildern hervorgeht.

Schließlich könnte man die Vorhersagen der Modelle nochmals mit den heute bekannten Verfahren (z.B. 4D-VAR) rechnen, inwiefern sich eine bessere Prognose aller drei Stürme ergeben hätte. Interessant wäre hier insbesondere, wie genestete Lokalmodelle (z.B. WRF) die Starkwindfelder und Kerndruckvertiefung erfasst hätten. Da bei "Lothar" die Freisetzung latenter Wärme einen erheblichen Beitrag zur enormen Vertiefung leistete, könnten WRF-Modelle, die die Konvektion besser parametrisieren als Globalmodelle, durchaus solche Extremereignisse mit höherer Genauigkeit vorhersagen.

Diese Fallstudie legt den Schwerpunkt auf synoptische Prozesse - für Details im Hinblick aufgetretener Spitzenböen und Schadensgebiete empfielt sich das Studium der unten aufgeführten Literatur.

Danksagungen

Ich danke allen in der Literatur bzw. Quellenangaben zitierten Autoren und Kartenbeisteuerer, ohne die diese Fallstudie nicht möglich gewesen wäre. Dank gebührt vor allem meinem Synoptikprofessor Georg Mayr, der mir grünes Licht für die Veröffentlichung von EZMWF-Archivdaten gab. Ebenso zu Dank verpflichtet bin ich Ralph Rickli, der mich mit weiterer Literatur zu dieser Fallstudie versorgt hat, und einem meiner ersten Professoren (wenngleich ich seine Vorlesungen nicht mehr besuchen durfte), Heini Wernli (ETH Zürich, früher Johannes-Gutenberg-Universität Mainz), dessen Artikel über Orkan "Lothar" mir neue Perspektiven und Erkenntnisse aufzeigte,

Die Aufarbeitung dieses Falls war so etwas wie eine , gleichwohl recht kurze, aber nicht minder erhellende Lebensaufgabevon mir, die nun bis auf (hoffentlich) kleinere Korrekturen abgeschlossen ist.

7. Literaturverzeichnis und Quellen der Abbildungen

-- Baleste, M.C., Brunet, H., Mougel, A. ,Coiffier, J., Bourdette, N., und Bessemoulin, P., 2001, Les tempêtes exceptionelles de Noel 1999. Phénomènes remarquable, no 7, Météo France, Paris, 99pp., ISSN 1159-1056 (pb).

-- Descamps, L., Ricard, D., Joly, A. und Arbogast, P.,2007, Is a real Cyclogenesis Case explained by generalized linear baroclinic instability?,J. Atmos. Sci.,64, 4287-4308

-- Kraus, H. und Ebel, U., 2003. Risiko Wetter: Die Entstehung von Stürmen und anderen atmosphärischen Gefahren. Springerverlag, Berlin, 1. Auflage, 250 pp.

-- Le Blancq, F.W. und Searson, J.A., 2000, The 1999 Boxing Day low - some remarkable pressure tendencies. Weather, 55, 250-251

-- Patrick Santurette and Christo G. Georgiev, 2005: Weather Analysis and Forecasting - Applying Satellite Water Vapor Imagery and Potential Vorticity Analysis. Elsevier Academic Press, Oxford, 179 pp.

-- Ulbrich, U., Fink, A.H., Klawa, M. und Pinto, J.G., 2001, Three extreme storms over Europe in December 1999.Weather, 56, 70-80

-- Wernli, H., Dirren, S., Liniger, M.A. und Zillig, M., 2002, Dynamical Aspects of the life cycle of the winter storm 'Lothar' (24-26.12.1999), Q.J.R. Meteorol. Soc., 128, 405-429

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