Nr årgang November 2014 (141) - tidsskrift for vejr og klima

Transkript

1 Nr årgang November 2014 (141) - tidsskrift for vejr og klima

2 VEJRET - tidsskrift for vejr og klima Medlemsblad for Dansk Meteorologisk Selskab c/o Kasper Stener Hintz, kasperhintz@gmail.com Giro (indbetalingskort type 01 i netbanken) Fra udlandet: SWIFT-BIC: DABADKKK IBAN: DK Hjemmeside: Formand: Eigil Kaas, tlf , kaas@gfy.ku.dk Næstformand: Sven-Erik Gryning sven-erik.gryning@risoe.dk Sekretær/ekspedition: Kasper Stener Hintz Tlf: kasperhintz@gmail.com Kasserer: Kristian Pagh Nielsen Tlf kristianpagh@gmail.com Redaktion: John Cappelen (Ansvarh.) Lyngbyvej København Ø Tlf , jc@dmi.dk Leif Rasmussen - Anders Gammelgaard - Jesper Eriksen - Thomas Mørk Madsen. Korrespondance til bladet stiles til redaktionen evt. på vejret.redaktionen@gmail.com Foreningskontingent: A-medlemmer: 250 kr., C-medlemmer (studerende): 150 kr., D-medlemmer (institutioner): 255 kr. Optagelse i foreningen sker ved henvendelse til Selskabet, att. kassereren. Korrespondance til Selskabet stiles til sekretæren, mens korrespondance til bladet stiles til redaktionen. Adresseændring meddeles til enten sekretær eller kasserer. Redaktionsstop for næste nr. : 15. januar 2015 Dansk Meteorologisk Selskab. Det er tilladt at kopiere og uddrage fra VEJRET med korrekt kildeangivelse. Artikler og indlæg i VEJRET er udtryk for forfatternes mening og kan ikke betragtes som Selskabets mening, med mindre det udtrykkeligt fremgår. Tryk: Glumsø Bogtrykkeri A/S, ISSN Fra redaktøren Er Vejret blevet en føljeton? Man skulle næsten tro det, for igen er hovedtemaet danske skybrud i sommer og efterår. Denne gang er det 31. august 2014, der dominerer - et skybrud, der formentlig overgik 2. juli 2011, og som ydermere var svært at forudsige. Begivenheden behandles både teoretisk og empirisk og ledsages også af en øjenvidneberetning. Desuden behandles et andet dansk skybrud. Regnen i Vendsyssel den oktober er dog ikke med. Dels faldt regnen hen over redaktionsstop på bladet, dels var der ikke tale om skybrud, men bare "almindelig" regn (omend i rigelige mængder). Ikke kun i Danmark har det regnet, så vi indleder med en artikel, der beskriver lignende begivenheder fra Europa i den forgangne sommer. Så har man jo et sammenligningsgrundlag. Der står også et jubilæum for døren. Den 3/12 er det 15 år siden, at Decemberorkanen raserede Danmark. I den anledning bringes en anden øjenvidneberetning. Men alt er ikke ulykker. Læs også om NMM 2014, eller om det vidstrakte observationsnet langs vejene, Og til slut en efterlysning; Hvad hed vejrstationerne på Kalundborg Langbølge egentlig? Anders Gammelgaard Indhold Uvejr i Europa... 1 Multiskybrud over København og Malmø... 7 Skybrud over København og DK Øjenvidneberetning om skybruddet Nordisk Meteorologmøde Der blæst' en vældig vind Vejstationsnettet Rejsemål: vejrstationer! Forsidebilledet Vand - også meget af det - er ikke længere et særsyn i København. Men bølger! Det kræver alligevel en del. Billedet er taget natten til den 31. august 2014 af Mathias Øgendal (presse-fotos.dk), Bagsidebilledet Åh nej, nu igen! Foto: Sebastian Pelt om morgenen den 31. august 2014.

3 Europæiske uvejr i sommerhalvåret 2014 Af meteorolog Jesper Eriksen Nede over det europæiske kontinent kan uvejr blive noget kraftigere end hvad vi er vant til her i Danmark. Og denne sommer og i det tidlige efterår er det ikke gået stille for sig. Kæmpehagl fra -83 grader kolde tordenbyger Natten til den 9. juni og videre gennem dagtimerne ramte et uvejr således Frankrig og senere Belgien, Holland og den nordlige del af Tyskland. Lokalt blev op til 8-10 cm store hagl observeret, se figur 1, hvilket er usædvanligt store hagl for Europa. Figur 2. Optagelse fra Meteosat-10 i den infrarøde kanal 12.0, der kan afsløre temperaturen af skytoppene. Det fremgår, at skytoppene i tordenbygerne over den nordvestlige del af Frankrig stedvis var nede omkring 200k, hvilket er omkring 73 graders frost. Figur 1. Kæmpehagl fra Loiret i Frankrig (et område ca. 300 km sydvest for Paris) taget af Corentin Léger den 9. juni om morgenen. Haglene faldt i forbindelse med kraftige tordenbyger, hvoraf nogle blev karakteriseret som superceller. Satellitbilledet i figur 2 viser skytop-temperaturen 9. juni kl. 0215utc. I tordenbygerne over den vestlige del af Frankrig og Beneluxlandene var de koldeste skytoppe omkring 200K, altså omkring -73C. Da uvejret var på det kraftigste var temperaturen i toppen af de kraftigste CB-er helt nede på omkring -83C [1]. Der må have været godt knald på opdriften i disse byger, som også dannede kæmpehaglene. Vejret, 141, november 2014 side 1

4 Af figur 3 kan det aflæses, at hagl på 8-10 cm i diameter vil have en teoretisk faldhastighed på omkring 150 km/timen. Som det fremgår af figur 4 kan hagl af denne størrelse forårsage seriøse skader på mennesker og materiel. Havde de været bare lidt større kunne de have været forbundet med decideret livsfare. Hagl ødelagde udsigt til kanon fransk vinhøst For hagluvejr gælder, at jo større haglene er, desto færre bliver det antal, der falder pr. areal-enhed. Mindre hagl vil derfor falde mere tæt, men kan faktisk også give skade på materiel, og de mindste hagl vil oftest føre til glatte veje, da haglene lander på jorden som et tæt bombardement. En lørdag eftermiddag i slutningen af juni i år drog et uvejr med hagl på størrelse med golfbolde hen over Côte de Beaune regionen i den sydøstlige del af Frankrig lidt nord for Lyon. Haglene faldt konstant i, hvad der ifølge øjenvidner blev opfattet som et maskingeværsagtigt bombardement, der varede i bare 3-7 minutter ([2] og [3]). Efterfølgende frygtede de hårdest ramte vinavlere, at mellem 40 og 80 procent af druerne kunne være ødelagt af haglene, og det i et år, der ellers tegnede til at blive et godt vinår grundet varmt vejr med rigelig nedbør. Dette er i øvrigt tredje sommer i træk, at hagl laver store ødelæggelser for den franske vinhøst i dette område. Franske vinbønder er meget sårbare over for hagl, da ca. 70 procent af dem ikke er forsikret mod skaderne. Dem, der er, får oftest kun dækket en meget lille del af deres tab. Figur 3. Den teoretiske faldhastighed opgivet i m/s (y-aksen) af et hagl, der antages rundt og symmetrisk, som en funktion af diameteren i mm. Det fremgår, at et hagl på 80 mm i diameter vil have en faldhastighed på omkring 38 m/s. Kilde: Figur 4. Hagldiameteren står yderst til venstre. Herefter de kendte objekter, haglene kan sammenlignes med, og endelig den form for skade, de kan give. Kilde: Munich RE, Derfor havde vinavleren Domaine Chauvenet, som producerer Pommard rødvin og Beaune Premier Cru, investeret i hele 34 såkaldte haglkanoner, se figur 5. Kanonerne skyder en lydbølge/ chokbølge op mod uvejrsskyerne i håb om at kunne ødelægge haglene, eller rettere forhindre dem i at blive dannet. De var placeret for hver 6 km2, og blev tændt kl. 9 om morgenen, da vejrudsigten lød på hagl. På internetsiden how.html kan man læse, at trykbølgerne skal sendes op i side 2 Vejret, 141, november 2014

5 Figur 5. En haglkanon, produceret af firmaet Eggers. Kilde. http: // skyen, mens haglene er i dannelsesfasen, da virkningen udebliver, hvis haglene først er i deres solide form. Hagl falder oftest i forbindelse med tordenvejr, og i disse opstår der trykbølger, der er langt større end det, kanonen kan præstere, og alligevel overlever haglene jo. Endvidere er det svært/næsten umuligt at nå at ramme en haglbyge med en chokbølge under dannelsesfasen, så der er en del debat om, hvorvidt kanonen virker eller ej. Ikke overraskede findes der ingen videnskabelig undersøgelse, der har vist, at kanonerne virker. Haglkanonerne så da også ud til at skyde med løst krudt, idet de første estimater af skaderne fra Pommard området var på % af druerne i den sydlige del, og % i den nordlige. I Beaune blev samtlige vingårde ramt med skader varierende fra 10 til 90 % af druerne ([2] og [3]). I Danmark findes der faktisk mindst én haglkanon, idet frugtavler Niels Mortensen i Vejstrup på Fyn købte et eksemplar, efter at han for nogle år siden fik ødelagt for over 1 million kroner af sin høst. Hans æbler tog så megen skade af hagl, at de kun kunne bruges til æblemost, til en langt lavere kilopris. Ekstreme franske og italienske skybrud Tilbage i sommeren 2007 målte en DMI-station ved Gråsten i Sønderjylland 142mm regn på halvanden time. Dette er det mest ekstreme skybrud, vi kender til herhjemme. Under et skybrud veksler nedbøren dog hurtigt i intensitet, og den 2. juli 2011 registrerede to målestationer ved hhv. Botanisk Have i København og Ishøj Varmeværk næsten 30 mm regn på bare 10 minutter. Skybrud er i Danmark defineret som 15 mm eller mere på en halv time. Sammenligner man et skybrud i atmosfæren med, at man vrider en våd karklud, er det klart, at en vådere karklud/atmosfære giver kraftigere skybrud. Og jo hurtigere luften stiger til vejrs i bygen, desto hurtigere kan nedbøren falde ud af bygeskyen. Derfor er det ingen overraskelse, at der er steder i Europa, f.eks. nede omkring det varme Middelhav, hvor der kan komme langt kraftigere skybrud end i Danmark, navnlig hvor topografiske effekter kommer i spil, som når den fugtige luftmasse møder nogle bjerge. Et varmt Middelhav alene giver dog ikke nedbør. Der skal være en mekanisme, der sætter det hele i gang. Luften skal være instabil, Vejret, 141, november 2014 side 3

6 Figur 6. Temperaturanamolier for perioden 14. september 2014 til 11. oktober Det springer i øjnene, at den nordøstlige del af Stillehavet syd for Alaska og også Beringshavet var 2-4 grader varmere end normalt. Men også Middelhavet var noget varmere end normalt, stedvis 2-3 grader. Kilde: NOAA. dvs. tilpas kold i højden, og derfor er det typisk om efteråret, at man ser de kraftigste skybrud og tordenbyger i middelhavsegnene. I dette efterår har en stor del af Middelhavet indtil videre faktisk været 2-3 grader varmere end normalt (se fi gur 6). Om det er derfor, at man fl ere steder i Sydeuropa har været udsat for særdeles kraftige skybrud i den første halvdel af efteråret, vides ikke, men det kan helt sikkert have været en medvirkende og forstærkende faktor. Den 29. september blev byen Montpellier i Sydfrankrig f.eks. ramt af 290 mm regn. Nedbøren kom i forbindelse med kraftige regn- og tordenbyger, der trak fra Middelhavet op mod den franske middelhavsby, som for øvrigt ikke ligger direkte omgivet af bjerge, så her kan topografi ske effekter ikke være så vigtige. De kraftigste af bygerne havde samlet sig på en meget smal linje orienteret i en nord-syd retning, hvorpå bygerne kørte fra syd mod nord på langs af linjen. Et bevis på, at linjen var meget smal, vidner de beskedne 23 mm sydvest for byen om (se fi gur 7). Figur 7. Den 12 timers samlede nedbørssum i perioden fra 06 til 18utc den 29. september Montpellier ligger ved de 290 mm, men ikke så langt sydvest for byen kom der kun 23 mm. Kilde DMI. side 4 Vejret, 141, november 2014

7 Figur 8. Forskellige vejrparametre målt time for time i perioden fra kl. 13 til 03 om natten i byen Montpellier. Stationen hedder Frejorgues Mellem kl. 15 og 18 kom der omkring 250 mm nedbør. Kilde Meteo France. Nærstuderer man nedbørsmængderne i fi gur 8, fremgår det, at der mellem kl. 15 og 18 kom omkring 250 mm regn, i øvrigt samtidigt med at lufttrykket var omkring 1024hPa. Billeder og videoer på nettet så meget dramatiske ud, men heldigvis var der ingen meldinger om dødsfald under dette uvejr. 290 mm er svært at forestille sig her i Danmark, og det skulle også ifølge mine oplysninger være en nedbørsrekord for selve byen Montpellier. Men for Frankrig som helhed er det nok ikke usædvanligt, at der lokalt i bjergene, hvor topografi ske effekter spiller ind, kan komme disse ekstreme nedbørsmængder. Senere på efteråret blev de 290 mm da også langt overgået af en målestation km nordnordøst for den italienske storby Genoa. Figur 9 viser, at der blev registreret hele 500 mm nedbør i tidsrummet fra om morgenen den 9. oktober til omkring middag den 10. oktober, og på et tidspunkt faldt der 135 mm på Figur 9. En nedbørsmåling fra Geirato, placeret 58 meter over havets overfl ade, ca. 10 km nord-nordøst for storbyen Genoa. Søjlerne angiver 1 times nedbør og skal afl æses ude til venstre. Den røde linje viser den samlede nedbørsmængde og skal afl æses ude til højre. Det fremgår, at der faldt omkring 500 mm på 30 timer, og på en enkelt time kom der en overgang hele 135 mm nedbør. Kilde Meteoliguria. Vejret, 141, november 2014 side 5

8 en time. I centrum af selve byen Genoa registrerede en måler dog noget mindre (figur 10), kun lidt over 200 mm samlet, og lidt over 50 mm på en time da nedbørsintensiteten var højest. Omkring Genoa er der bjerge og bakker, se figur 11, så det kan skyldes topografien, at måleren lidt uden for byen fik 500 mm, da den ligger for foden af en bakke/ et bjerg. Uvejret i Genoa kostede desværre et menneskeliv, da en mand druknede efter at være blevet fanget af vandmasserne i en viadukt tæt på en station. Figur 12 viser en af Genoa s gader under skybruddet. En ting er, hvad der faldt af nedbør i selve byen, men floden Bisagno går gennem byen, og den gik også voldsomt over sine bredder og gave enorme oversvømmelser. Global opvarmning eller tilfældigheder Når jeg skulle skrive fysikrapport i gymnasiet, skulle der altid være et afsnit om måleusikkerhederne. Og en ting er sikkert, når det drejer sig om skybrud: den dag i dag er vi ude af stand til at måle de lokale ekstremer korrekt, alene fordi vi ikke har nok nedbørsmålere nede ved overfladen - i en perfekt verden skulle der måske være 4 stk. pr. km 2 eller noget i den stil. Det er der langt, langt fra. Selvfølgelig er der radarestimeret nedbør, men selv her udjævnes Figur 10. En nedbørsmåling fra centrum af Genoa, placeret 30 meter over havets overflade. Søjlerne er 1 timers nedbør, og skal aflæses ude til venstre. Den røde linje er den samlede nedbørsmængde og skal aflæses ude til højre. Det fremgår, at der faldt lidt over 200 mm på 30 timer, og på en enkelt time kom der en overgang lidt over 50 mm nedbør. Kilde Meteoliguria. Målingerne kan findes på denne side der i pixels, oftest mellem 1-3km, og selve metoden kan variere alt efter, om man er i Frankrig, Japan, Danmark osv. Og går man længere tilbage i tiden, ved vi endnu mindre om skybruds faktiske styrker. Er der en hændelse i en storby, det være sig i Lissabon, Genoa, København osv., kan man for det meste ved en hurtig søgning på internettet finde ud af, at noget tilsvarende er sket før på et eller andet tidspunkt. Men mange skybrud, der har ramt øde/befolkningsfattige områder, har sikkert ikke fundet vej til historiebøgerne. Mange videnskabelige undersøgelser peger dog på at disse kraftige skybrud er blevet hyppigere i nyere tid, som et udslag af et varmere klima. Så måske er det, hvad vi ser tegn på nu? Figur 11. Placeringen af nedbørmålere er markeret med grønne prikker. Genoa centrum giver sig selv, men Geirato ligger 10-15km nord-nordøst herfra, til højre for teksten/stedet Trensasco. Det fremgår at Geirato ligger for foden af en bakke/et lille bjerg. Kilde Meteoliguria. side 6 Vejret, 141, november 2014

9 Kilder [1] home/images/imagelibrary/dat_ html [2] world/2014/jun/29/french-winegrowers-fear-harvest-hailstorms-destroyvineyards [3] /06/hail-crushes-hopes-for-bumper-burgundy-vintage [4] De italienske nedbørsmålinger kan findes på denne side http: // /~omirl/WEB/mappa_ sensori.html?para=rai Figur 12. Genoa s gader under det voldsomme skybrud. Fotograf ukendt. Multi-skybruddet over København og Malmø den 31. august 2014 Af Niels Woetmann Nielsen, DMI Indledning Fra maj til september 2014 har der været ganske mange skybrud og kraftig-regn hændelser i Danmark, og så sent som midt i oktober faldt der på et døgn over 100 mm nogle steder i Vendsyssel. Til sammenligning faldt der natten til den 31. august på mindre end 2 timer over 100 mm flere steder på Østerbro i København. Dette multi-skybrud udviklede sig meget hurtigt. På vejrradaren dukkede der kort efter midnat (dansk sommertid) et relativ svagt ekko op over den nordvestlige del af København. Nye ekkoer opstod opstrøms, og på mindre end en time var der dannet et bånd af ekkoer, der strakte sig fra Amager og nordpå langs Sjællands øresundskyst. Ekkobåndet gav i de følgende 2 timer de nævnte mere end 100 mm regn flere steder i den østlige del af København (formentlig inklusiv den vestlige del af Øresund). Vejrmodellerne, som var til rådighed, gav ikke meldinger om et muligt skybrud. Derfor havde den vagthavende meteorolog ikke noget grundlag for i tide at udsende et varsel om skybrud. I stedet var der om eftermiddagen med vejrmodellerne som vejledning blevet udsendt et varsel om kraftig regn (mindst 24 mm på en time), gældende fra søndag morgen, og dette varsel viste sig at være berettiget. I denne artikel ser vi nærmere på multi-skybruddet ved først at analysere vejrudviklingen, som førte til det voldsomme regnvejr, og derefter at se på lokale forhold, som måske bidrog til, at de store nedbørmængder netop faldt i Øresundsområdet med tyngdepunkter på ydre Østerbro og op langs øresundskysten og få timer senere med et nyt tyngdepunkt på den østlige side af Øresund ved Malmø. Vejrudviklingen frem mod skybruddet Uvejret over København opstod i den østlige udkant af kernen i et afsnøret (cut off) lavtryk (CL). I perioden fra 00 UTC den 28. august (02 dansk sommertid den 29. august) til 00 UTC den 31. august bevægede CL sig under Vejret, 141, november 2014 side 7

10 Figur 1. T15 analyser af lufttryk ved havniveau (hvid, 5 hpa intervaller) og vindhastighed i 300 hpa (WMO standard). Vindens fart i m/s er vist i 5 m/s intervaller fra 0-5 m/s (lysegrå) til m/s (brun) øverst på delfigurerne. Fra øverst tv. til nederst th.00 UTC den , 30. og 31. august opfyldning fra Nordatlanten nordvest for Irland over Skotland til den nordlige Nordsø (Figur 1). Undervejs hen over en stadig varmere havoverflade er luftmassen i kernen af CL blevet opblandet ( homogeniseret ), først og fremmest som følge af turbulens og bygeaktivitet (dyb fugtig konvektion). Opblandingen sker ved, at den turbulente luftstrømning ved overfladen transporterer vanddamp og sensibel varme fra overfladen til den nederste del (grænselaget) af troposfæren, mens bygeaktivitet dels fører vandamp videre fra grænselaget op i den frie troposfære (troposfæren over grænselaget) og dels opvarmer den frie troposfære via frigørelse af latent varme ved kondensation. Bygeaktiviteten muliggøres af en relativ kold fri troposfære, som netop kendetegner afsnørings-lavtryk. Den dybe fugtige konvektion kan vedligeholdes, fordi CL bevæger sig hen over en stadig varmere overflade. Homogeniseringsprocessen medfører at de vertikale profiler af temperatur og dugpunkt i den frie troposfære nærmer side 8 Vejret, 141, november 2014

11 Figur 2. Infrarødt (kanal 9) MSG-billede fra 00 UTC den 31. august sig en og samme fugtadiabat. Sidstnævnte beskriver med tilnærmelse temperaturændringen som funktion af højden i en luftpartikel, som mættet med vanddamp bevæger sig op gennem den frie troposfære. Radiosondemålinger fra Schleswig Figur 1 (delfigur nederst til højre) og satellitbilledet i Figur 2 viser, at Danmark med undtagelse af Bornholm 00 UTC den 31. august befinder sig i kernen af CL. Derfor ville det være oplagt at studere radiosondemålinger (ballonmåling af temperatur, dugpunkt og vindhastighed som funktion af højden) fra Danmark, men sådanne målinger blev ikke foretaget i den betragtede periode. De nærmeste sonderinger, som kunne være relevante i forbindelse med skybruddet, blev foretaget i Schleswig og Greifswald. Sidstnævnte sondering fra 23 UTC den 30. august sorteres fra, fordi ballon-målingen ifølge Figur 2 foretages inde i frontzonen, som adskiller kernen i CL fra noget lunere luft mod syd og øst. Derimod er sonderingen på samme tidspunkt fra Schleswig interessant, fordi Figur 2 viser, at målingen foregår i lavtrykskernen og derfor også forventes at være nogenlunde repræsentativ for forholdene over København, der som nævnt også befinder sig i kernen af CL. Radiosondemålingerne fra Schleswig den 30. august, 23 UTC er vist i Figur 3. Det bemærkes først, at der hele vejen op til tropopausen i ca. 10 km s højde gælder, at temperaturen ikke adskiller sig ret meget fra Vejret, 141, november 2014 side 9

12 Figur 3. Radiosondemålinger fra Schleswig 23 UTC den 30. august dugpunktet. Dernæst bemærkes, at det målte temperaturprofil ikke afviger ret meget fra den fugtadiabat, som skærer 1000 hpa (vandret linje) ved ca. 14 C. På figuren er fugtadiabaterne (for hver femte grad) vist som stiplede kurver, der krummer mod venstre. Sonderingen viser således en fugtig luftmasse med en temperatur, som er tæt på at følge en fugtadiabat, altså med de egenskaber, man vil forvente, hvis luftmassen i den afsnørede kerne gennem længere tid har været udsat for turbulente transporter og bygeaktivitet. Endelig bemærkes, at vinden i troposfæren er svag og uden markante retningsændringer. Et beskedent vindmaksimum på ca. 17 m/s ved tropopausen illustrerer de svage vindforhold, hvilket samtidig betyder, at luftmassen har et svagt vertikalt vindshear. Ifølge [1] og [2] vokser nedbørseffektiviteten med aftagende vertikalt vindshear. Ved nedbørseffektivitet forstås forholdet mellem den målte nedbørsintensitet ved jordoverfladen og vanddamp-fluksen (kgm -2 s -1 ) gennem skybasen. Det svage vertikale vindshear kan derfor have været en medvirkende årsag til de høje nedbørsintensiteter, der blev målt under skybruddet i København. LCL, LFC og EL På sonderingen i Figur 3 viser højre og venstre blå kurve hhv. temperatur og dugpunkt som funktion af højden. Luften nær SCHLESWIG 30.august UTC N 9.55 E Skyer: 8097/ Part A+B Instabilitetsindex: 27 Nulgrad FL: 082, 081 AGL overfladen (1001 hpa) har et blandingsforhold (mixing ratio) på 9.47 g/kg, en temperatur på 13.2 C og et dugpunkt på 13.0 C. Blandingsforholdet kan aflæses på diagrammet ved at følge en kurve for konstant blandingsforhold (stiplet næsten ret linje, der skråner mod højre), gennem dugpunktet i 1001 hpa. Figur 4. CAPE (blå), CIN (brun) og w max (grøn) beregnet for radiosonde målinger fra Schleswig i 12 timers intervaller fra 00 UTC den 28. august til 12 UTC den 31. august Enhed for CAPE og CIN er m 2 /s 2 og for w max 0.1 m/s ft IS x1000 m WS kt/100ft side 10 Vejret, 141, november 2014

13 Figur 5. Radiosondemålinger fra Schleswig 11 UTC den 30. august SCHLESWIG 30.august UTC N 9.55 E Skyer: 863// Part A+B Instabilitetsindex: 28 Nulgrad FL: 086, 085 AGL Hvis en luftpartikel nær overfladen løftes opad, vil adiabatisk afkøling føre til mætning i partiklen ved ca. 960 hpa. Dette niveau, som også er skybasen, kaldes for løfteniveauet eller lifting condensation level (LCL). LCL er skæringspunktet mellem kurven med det konstante blandingsforhold 9.47 g/kg (dvs. blandingsforholdet i luften nær overfladen) og adiabaten (fuldt optrukken kurve med konstant potentiel temperatur, der krummer mod højre), der har en potentiel temperatur, identisk med temperaturen nær overfladen, dvs C. Ved fortsat løft afkøles partiklen med god tilnærmelse fugtadiabatisk. Hvis den omgivende luft er tilstrækkelig kold, når luftpartiklen til et niveau, hvor den skifter fra at være koldere til at være varmere end omgivelserne. Dette niveau kaldes for det frie konvektionsniveau eller level of free convection (LFC), fordi yderligere løft udsætter partiklen for acceleration. På Figur 3 nås LFC i ca. 850 hpa for en luftpartikel, som løftes fra nær overfladen. Partiklen fortsætter opad under acceleration indtil den når et niveau, hvor den skifter fra at være varmere til at være koldere end omgivelserne. Dette niveau kaldes for ligevægtsniveauet eller equilibrium level (EL) og kan i ekstreme tilfælde falde sammen med tropopausen, der adskiller meget stabil lagdelt luft med næsten konstant temperatur i den nedre stratosfære fra betydelig mindre stabil lagdelt luft med en temperatur, der falder betydeligt med højden i den øvre troposfære. På sonderingen i Figur 3 nås EL i ca. 520 hpa, dvs. relativt langt fra tropopausen i ca. 270 hpa. CAPE og CIN Arealet mellem omgivelsernes temperatur (den blå kurve længst th. på diagrammet) og partiklens temperatur (der følger fugtadiabaten gennem LFC) fra LFC til EL er proportional med den såkaldt konvektiv tilgængelige potentielle energi eller convective available potential energy (CAPE). I den dybe fugtige konvektion omsættes CAPE til bevægelsesenergi i bygeskyens opdrift. I en forenklet bygesky når opdrift-hastigheden sit maksimum i EL, hvor den er w = 2 max CAPE. Denne måde at beregne den maksimale opdrift på giver en øvre grænse for opdriften og vil i bedste fald kun gælde for kernen i opdriften, da denne er bedst beskyttet mod dæmpning af accelerationen på grund af indtrængning af koldere og mere tør luft fra omgivelserne. Det arbejde pr. masseenhed som skal udføres på partiklen for at løfte den til LFC kaldes for convective inhibition (CIN) og er ligesom CAPE proportional med arealet mellem omgivelsernes temperatur og partiklens løftekurve (adiabatisk fra temperaturen i 1001 hpa til LCL og derefter fugtadiabatisk til LFC). Analyse af radiosondemålinger fra Schleswig Man kunne stille spørgsmålet: Hvad kendetegner en luftmasse med skybrudspotentiale i kernen på et afsnøret extra- ft x1000 m WS kt/100ft Vejret, 141, november 2014 side 11

14 tropisk lavtryk? Vi vil forsøge at besvare dette spørgsmål ved at undersøge, hvordan sonderingerne fra Schleswig ændrer sig gennem udviklingsperioden betragtet i Figur 1. Figur 4, 6 og 7 illustrerer tilsammen disse ændringer. De viste parameterværdier stammer fra [3] og er baseret på virtuel temperatur (Tν = T( 1 + εq), hvor q er specifik fugtighed og ε = 0.61). Figur 4 viser ændringerne i CIN, CAPE og w = 2 max CAPE. Værdierne repræsenterer luft, der løftes fra nær overfladen, og som har middelværdier af temperatur og dugpunkt i de nederste 500 m af atmosfæren. Fravær eller i gunstigste tilfælde en lille værdi af CAPE indikerer, at der fra 00 UTC den 28. til 00 UTC den 29. august er ringe mulighed for dyb fugtig konvektion. Dette stemmer godt overens med, at der ifølge figur 1 passerer en svag ryg hen over Schleswig i nævnte periode. Det skal bemærkes at tidspunkterne for ballonopsendelserne i Schleswig reelt er 1 time forud for de anførte tidspunkter i Figur 4, 6 og 7. Fra 12 UTC den 29. august begynder Schleswig at komme under indflydelse af CL. Den 30. august 12 UTC er CAPE vokset til et maksimum på m 2 s -2 samtidig med, at CIN=0. På de to omkringliggende tidspunkter er der CAPE værdier på lidt over 60 m 2 s -2 og CIN værdier på ca. -1/6 CAPE. Dannelse af et stabilt lagdelt luftlag ved overfladen som følge af faldende overfladetemperatur om natten bidrager formentlig til de omtalte CIN værdier. Sonderingen fra 11 UTC den 30. august (Figur 5) viser, at der Figur 6. LCL (blå), LFC (brun), EL (grøn) og w max (lilla) beregnet for radiosondemålinger fra Schleswig i 12 timers intervaller fra 00 UTC den 28. august til 12 UTC den 31. august Enhed for LCL, LFC og EL er hpa og for w max 0.1 m/s. Figur 7. Grøn søjle: vertikalt integreret vanddamp (precipital water) i mm og blå og brun søjle hhv. middelværdien af temperatur ( C) og blandingsforhold (g/kg) i de nederste 500 m af atmosfæren beregnet for radiosondemålinger fra Schleswig i 12 timers intervaller fra 00 UTC den 28. august til 12 UTC den 31. august er potentiale for dannelse af byger i luftmassen over Schleswig. Fravær af CIN indikerer, at bygerne kan opstå spontant, f.eks. som følge af opadgående turbulente luftbevægelser. Dette gør i realiteten bygerne meget vanskelige at forudsige. Selv om potentialet for byger er til stede, er det ingen garanti for, at bygerne opstår. I Schleswig forekom der kun lette regnbyger. Det kan der være flere grunde til. En mulig forklaring er, at nedsynkning i forbindelse med kuldeadvektion forhindrer dannelse af side 12 Vejret, 141, november 2014

15 kraftige byger. Denne forklaring støttes af, at sonderingen har en relativ tør inversion ved toppen af grænselaget i ca. 840 hpa og en vind, som bakker med højden op gennem inversionslaget. I Schleswig blev der 13 UTC målt en maksimumtemperatur på 19.0 C og samtidig et dugpunkt på 13.8 C. Hvis sonderingen fra 11 UTC fastfryses, og temperatur og dugpunkt nær overfladen ændres til de netop nævnte værdier, vil CAPE og EL praktisk taget forblive uændrede. Ved sammenligning af de to Schleswig-sonderinger fra 30. august 23 og 11 UTC (Figur 3 og 5) er det tydeligt, at sonderingen fra 23 UTC er lidt koldere og lidt mere ustabil. CAPE er kun mindre på sidstnævnte, fordi dugpunkt og temperatur ved overfladen er lavere. Hvis temperatur og dugpunkt ændres til midt-på-dagen værdierne 19.0 C og 13.8 C, og 23 UTC sonderingen i øvrigt fastfryses, bliver CAPE større end på 11 UTC sonderingen, og EL rykker nærmere tropopausen. Hypotetisk sondering fra København 00 UTC den 31. august Det er tidligere nævnt, at både Schleswig og København ved døgnskiftet 30. til 31. august befinder sig i kernen på CL. Der er derfor grund til at tro, at hvis man havde foretaget en sondering over København, ville den være meget lig sonderingen i Figur 3, blot med en højere værdi af CAPE, en mindre negativ værdi for CIN og et højere liggende EL, fordi temperatur og dugpunkt nær overfladen er højere i København. Ifølge observationer 23 UTC var temperatur og dugpunkt i 2 meters højde ved Schleswig hhv og 13.1 C og ved DMI hhv og 15.1 C. Et skib som sejlede ned gennem Øresund, forbi Amager og videre syd om Falsterbo målte en vandtemperatur, der ændrede sig fra 17.1 C i Øresund til 17.6 C syd for Falsterbo. Dette indikerer, at troposfæren kan have været endnu mere ustabil (med højere CAPE og højere liggende EL) over farvandet syd for København. Ændring i LCL, LFC og EL gennem udviklingsperioden Figur 6 viser for Schleswig-sonderingerne ændringen i LCL, LFC, EL og w max gennem den betragtede udviklingsperiode. Den stabile vejrperiode frem til og med 00 UTC den 29. august har til de viste tidspunkter identiske eller næsten identiske niveauer for LCL, LFC og EL, hvilket betyder, at der på de viste tidspunkter ikke er mulighed for kraftig bygeaktivitet. Accelerationsbanen for overfladeluft, som bliver løftet til LFC, er afstanden mellem EL og LFC. Hvis niveauerne falder sammen bliver luft, der løftes fra overfladen ikke udsat for acceleration, fordi CAPE=0 (Figur 4). I en sådan situation giver CIN ikke rigtig nogen mening. Derfor er der på figur 4 ikke vist CIN, når CAPE=0. Figur 6 viser, at accelerationsbanen vokser til et maksimum 12 UTC den 30. august. Som nævnt ovenfor ville en tilsvarende (hypotetisk) sondering for København sandsynligvis vise den længste accelerationsbane og de største værdier for CAPE og w max den 31. august, 00 UTC. Mængden af vanddamp i troposfæren Lodret integreret vanddamp (precipitable water, PW) er også en parameter, som har betydning for, hvor store nedbørmængder, der kan falde inden for et givet tidsrum. Figur 7 viser, hvordan PW varierer gennem udviklingsperioden. PW har et minimum på 12.5 mm den 28. august 00 UTC og et maksimum på 27.5 mm den 30. august 12 UTC. Til sammenligning havde PW i forbindelse med skybruddet i København den 2. juli 2011 værdier på op til ca. 40 mm. Figur 7 viser desuden variationen i blandingsforhold (rm) og temperatur (Tm) i luften tæt ved overfladen. I den interessante periode fra 12 UTC den 30. til 00 UTC den 31. august, hvor Schleswig kommer ind i kernen af CL, er der et beskedent fald i både rm og Tm. En varm og relativt tør troposfære kan godt have samme PW som en relativt kølig og fugtig troposfære. Derfor er det nødvendigt at se på både PW og PW/PW max, når man skal vurdere en luftmasses potentiale for skybrud. PW i atmosfæren vokser til PW max, når en luftmasse med et frosset vertikalt temperaturprofil tilføres så meget vanddamp, at hele luftsøjlen bliver mættet. Hvis man sammenligner en lun med en kølig troposfære, som begge har samme PW, CIN og CAPE og samme svage vind, er forventningen, at nedbørseffektiviteten i dyb fugtig konvektion er højest i den fugtigste luftmasse, som her er den kølige troposfære. Skybrudspotentialet forventes Vejret, 141, november 2014 side 13

16 Figur 8. Akkumuleret nedbør over 1 time i mm i tidsrummet fra 12 UTC den 30. august til 06 UTC den 31. august 2014 ved udvalgte målestationer i København. Blå: Kastrup, brun: Kløvermarken, grøn: Botanisk have, mørkeblå: DMI og lyseblå: Lunden. Frontpassage: 15 til 18 UTC, forløberpassage: 21til 22 UTC. derfor også at være større end i den lunere og noget tørrere troposfære. København blev ramt af et multi-skybrud Regnen over København faldt ikke fra et enkeltstående skybrud. Flere skybrud afløste hinanden over den samme del af byen, hvor der flere steder faldt mere end 100 mm i løbet af 2 timer. En uofficiel måling fra Lynetten viste 157 mm. Nedbøren var skarpt afgrænset mod vest og syd, hvilket tydeligt ses på figur 2, side 20 i Flemming Vejens artikel. Figuren viser 24 timers akkumuleret radar-nedbør, beregnet på basis af en omregning af radarekko til nedbørintensitet. Konventionelle målinger af time-nedbør (nedbør akkumuleret over en time) i figur 8 viser også regnens skarpe sydlige grænse. I perioden fra 1 til 2 UTC den 31. august var der tørvejr i Kastrup, mens der mod nordnordvest over en strækning på mindre end 15 km fra Kastrup faldt 28 mm i Kløvermarken på det nordlige Amager og hele 59.8 mm ved Danmarks Meteorologiske Institut (DMI). Dette tyder på, at i det mindste nogle af de celler (bygeskyer), som udviklede sig til skybrud over København, opstod over Køge bugt og med den styrende relativt svage vind drev mod nord, mens de udviklede sig fra det tidlige nedbørfrie stadie over Køge Bugt til stadiet med maksimal nedbørintensitet over ydre Østerbro. Scenariet er ikke helt urealistisk, når man tager i betragtning, at cellerne bevægede sig med en hastighed på ca. 36 km/time og typisk har en levetid på op til 30 minutter (fra vækststadiet uden nedbør over mætningsstadiet med maksimal nedbørsintensitet til opløsningsstadiet med aftagende nedbørintensitet). Hændelsesforløbet før og under multi-skybruddet Nedbøren i figur 8 afspejler 3 nedbørhændelser. Forud for skybruddet passerede frontzonen, der adskilte CL fra lidt lunere luft mod syd og øst (se vejrkortet figur 1, nederst th. samt satellitbilledet i figur 2). Passagen over København fandt sted mellem 15 og 17 UTC. Ved de viste målestationer faldt der under frontpassagen time-nedbør på op til ca. 5 mm. Efterfølgende befandt målestationerne sig i CL. En advarsel om luftens ustabilitet på nedstrømssiden af kernen i CL fik man omkring 20 UTC. På radaren kunne man se ekkoer dukke op sydvest for København. Ekkoerne intensiveredes og drev mod nord samtidig med, at nye opstod opstrøms over Køge Bugt. Ifølge figur 9 drev ekkomønsteret langsomt mod øst-nordøst og passerede målestationerne i figur 8 mellem 21 og 22 UTC. Denne nedbørhændelse vil fremover blive kaldt for en forløber (precursor) for skybrudsepisoden. Undervejs videre mod øst-nordøst blev ekkomønsteret mere og mere uorganiseret. Et nyt bånd af ekkoer blev etableret over Københavns vestlige forstæder mellem 22:00 og 22:20 UTC. Figur 10 viser, at dette bånd ligesom forløberen drev mod øst-nordøst og forblev i en periode fra 23 til 01 UTC næsten stationært over Sjællands øresundskyst. side 14 Vejret, 141, november 2014

17 Figur 9: Radarekko (dbz) under passage af forløberen til skybruddet. Fra øverst tv. til nederst th. 20:10, 20:30, 21:20 og 22:00 UTC den 30. august Farveskala: grøn: ca dbz, gul: ca. 35 dbz, lyserød til mørkerød: dbz og lilla til sort: dbz. Under denne udvikling opstod der nye ekkoer opstrøms for de gamle tilsyneladende med Køge Bugt som et særlig aktivt område for dannelse af nye ekkoer. Mellem 23 og 00 UTC dukkede der spredte ekkoer op over farvandet ud for Møn. Nye ekkoer opstod længere mod nord. Ekkoerne klumpede sig gradvis sammen til et langstrakt, næsten sammenhængende område. Fra omkring 01 UTC, hvor regnen væltede ned over Østerbro, var der skabt forbindelse til det næsten stationære ekkobånd over København. Vejret, 141, november 2014 side 15

18 Figur 10: Radarekko (dbz) under udviklingen af multi-skybruddet over København og fra ca. 02 UTC over Malmø. Fra øverst tv. til nederst th. 22:20, 23:20, 00:00 og 02:00 UTC den 30/31 august Farveskala: grøn: ca dbz, gul: ca. 35 dbz, lyserød til mørkerød: dbz og lilla til sort: dbz. Efter sammensmeltningen fl yttede tyngdepunktet i ekkointensiteten over på den østlige side af Øresund, hvor Malmø med ca. 2 timers forsinkelse i forhold til København oplevede det voldsomste regnskyl i mands minde. Beskrivelsen ovenfor af udviklingen i ekkomønsteret tegner et komplekst billede. Udviklingen viser, at bygeskyerne (cellerne) dannes i relativt afgrænsede bånd. Nye celler opstår både over land og hav, men tilsyneladende med en kraftigere udvikling af de celler, som begynder deres liv over hav. Sidstnævnte hænger formentlig sammen med, at troposfæren over hav, som tidligere omtalt, har større CAPE og højere liggende EL end inde over land, som følge af varmere og fugtigere overfl adeluft til havs. Beregning af skytop-højder, baseret på målinger fra den geostationære europæiske satellit METEOSAT, viser, at de højeste skytoppe over København under uvejret befi nder sig i ca. 10 km s højde (fi gur ikke vist), hvilket også er højden af tropopausen side 16 Vejret, 141, november 2014

19 på figur 3. De højeste skytoppe tolkes som skytoppe i celler, der befinder sig nær mætningsstadiet. Som situationen er over København natten til den 31. august, forventes disse skytoppe alt andet lige at være lavest for celler, der begynder deres udvikling over land. Det samme forventes også at gælde for nedbørintensitet. Udviklingen i ekko-mønsteret over København tyder som nævnt på, at mange af ekkoerne stammer fra celler, som opstår over Køge Bugt, hvilket bidrager til højere nedbørintensitet, end i et scenarie, hvor cellerne primært opstod over land. I CPH C II C: CPH: Ny celle dannelse Selvorganisering af bygeskyer I diskussionen vedrørende figur 3 og 4 blev der argumenteret for, at luftmassen i CL nedstrøms for Schleswig sandsynligvis har en numerisk lille værdi af CIN. Dette betyder, at selv ganske svage kræfter vil være er i stand til at løfte overfladeluft til LFC og derved sætte gang i udviklingen af en bygesky (celle). Dette gør bygerne mindre forudsigelige, end hvis luftmassen havde et større negativt CIN, som kræver et kraftigere løft, eksempelvis tilstedeværelse af et øvre trug eller en koldfront, for at sætte gang i bygerne. I situationer med ubetydeligt CIN er der mulighed for udvikling af celler langs ganske svage konvergenslinier. Disse kan opstå på mange måder, for eksempel som svage land- og søbrisefronter, ved kystkonvergens som følge af et land til hav ruhedsskift og langs gustfronter, skabt af udstrømningsluft fra neddrift (downdraft) i celler på mætnings- og opløsningsstadiet. Sidstnævnte proces er vist skematisk i figur 11. Den fremadskridende sammenklumpning af ekkoer, som ses på radarbillederne (især på figur 10), indikerer, at der er et element af selvorganisering til stede, hvilket ofte betyder, at nye celler opstår langs gustfronter, skabt af ældre celler. På grund af en fugtig troposfære i den Baggrundsstrømning Downdraft udstrømning Gust front Celle i mætningseller henfaldsstadiet Konvergens zone Figur 11. Dannelse af nye celler langs gustfronter i en konvergenszone (skematisk). Konvergens line max. konvergens, rel. varm og fugtig havoverflade København cellerne i I bevæger sig mod nord og nærmer sig Malmø,II er næsten stationær op langs øresundskysten nord for København fra 0 til 2 UTC. Fra 23 til to 2 UTC dannes i region C flere celler, som bevæger sig hen over det østlige København i deres mætningsfase. Figur 12. Skitse af en hypotetisk model for multi-skybruddet i København. aktuelle situation er neddriften i cellernes mætningsstadie relativ svag. Samtidig er vinden og det vertikale vindshear i cellernes omgivelser også forholdsvis svag. Det betyder, at der kun vil være et svagt løft af overflade-luft langs gustfronter, som skabes af neddriften. Når selvorganisering tilsyneladende alligevel finder sted, er der grund til at tro, at det skyldes, at troposfæren nedstrøms for kernen i CL har en CIN, som er numerisk lille og derfor muliggør udvikling af celler, selv om forceringen (løft af overfladeluft) er lille. Sammenfatning: Hvad skete der? På grundlag af det foreliggende materiale synes det ikke muligt at komme med en sikker forklaring på, hvorfor der udviklede sig et multi-skybrud på nedstrømssiden af kernen i CL, og hvorfor det netop ramte København og 2 timer senere flyttede sit tyngdepunkt til Malmø. Alligevel er det fristende at foreslå en model for hændelsesforløbet, som i det mindste ikke er i modstrid med den givne analyse af vejrforløbet. Denne hypotetisk model for multi-skybruddet i København er vist i figur 12 og repræsenterer skematisk et snapshot af forholdene omkring 02 UTC. Vejret, 141, november 2014 side 17

20 Figur timers SKA prognose for vind i 10m højde gældende til 02 UTC den 31. august Vindens fart i m/s er vist i 1 m/s farveintervaller. Mørkeblå: 0-1 m/s og gul: 6-7 m/s. Konvergenszone II opstod ligesom forløberen (figur 8) af ukendt årsag over Københavns vestlige forstæder og drev derefter ind over København, hvor den forblev quasi-stationær langs Sjællands øresundskyst under multi-skybruddet. Kystkonvergens og landbrise-cirkulation kan have spillet en rolle i etableringen af denne quasi-stationære konvergenszone. DMI s operationelle vejrmodels bud på vindcirkulationen ved overfladen 02 UTC er vist i figur 13. Vindobservationer (ikke vist) indikerer at cirkulationen omkring C og konvergenszone I etableres efter midnat (00 UTC). Her kan det relativt varme havvand syd for Amager og også landbrise-cirkulationen have spillet en rolle for udviklingen af dette mønster. Celler, som opstår i I og II, bevæger sig med den styrende vind i højden nordpå, og den tidligere omtalte selvorganisering får ned- børbåndene til at vokse i bredde. Sidstnævnte skærmer yderligere celler i midten af båndet fra indtrængning af mere tør og kølig luft fra omgivelserne, hvilket øger nedbør-effektiviteten. 02 UTC er båndene smeltet sammen og nedbørintensitetens tyngdepunkt flyttet til Malmø (figur 10). Flere faktorer bidrager til den høje nedbørintensitet og de store nedbørmængder. Blandt faktorerne er: høj relativ fugtighed i troposfæren, relativ høj værdi af PW (lodret integreret vanddamp), størrelsen af CAPE, svag vind, svagt lodret vindshear, nedbørbåndets quasistationaritet og selvorganisering af nedbøren, der dels skærmer mod indtrængning af mere tør og kølig luft fra omgivelserne og dels medfører, at flere skybrudsceller kan passere hen over det samme område, og derved skabe et multi-skybrud. Et vigtigt spørgsmål, som står ubesvaret tilbage, er: Hvad er årsagen/årsagerne til, at de numeriske vejrmodeller ikke var i stand til at forudsige skybruddene og de store regnmængder, der fulgte med? Det vil være oplagt at benytte vejrudviklingen 31. august 2014 som en test, som fremtidens numeriske vejrmodelsystemer stræber efter at kunne bestå tilfredsstillende. Tak En tak til Thomas Bøvith for levering af radar-figurer, hvoraf figur 9 og 10 er udsnit, og også tak til Claus Petersen for information om skytop-højder fra MSG satellitten. Litteratur [1] Browning, K. A., The structure and mechanisms of hailstorms. Hail: a Review of Hail Science and Hail Suppression, Meteor. Monogr., No. 16, Amer. Meteor. Soc., [2] Marwitz, J. D., 1972: Precipitation efficiency of thunderstorms on the High Plains. J. Rech. Atmos., 6, [3] University of Wyoming (weather.uwyo.edu/upperair/ sounding.html) side 18 Vejret, 141, november 2014

21 Voldsomt skybrud ikke kun i København 31. august Nye standarder for voldsom regn!? Af Flemming Vejen, DMI De senere år har voldsomme regnskyl ramt mange egne af landet, ikke mindst i Storstaden, og således også i år. Natten til søndag den 31. august kom skybruddet nærmest ud af det blå, da små meget intense konvektive celler udviklede sig med stor fart og kraft over havet syd for og over København og under deres hastige drift nordover efterhånden smeltede sammen for i nattens løb at danne et stort sammenhængende område med kraftig regn og skybrud. Særlig den østlige del af byen blev hårdt ramt. Regnen var så voldsom, at gader og stræder i den indre by blev forvandlet til floder (figur 1), mange kældre og huse blev oversvømmet og skadet af vandet, vejstrækninger blev umulige at passere, viadukter og gangtunneler stod vandfyldte, og dele af transportnettet brød sammen. De senere års meget markante sommerregn har det med at ramme Københavnsområdet, når det er weekend på sin vis held i uheld. Det nys overståede kom natten til søndag, de markante skybrud 14/8-2010, 2/ og 14/ kom på en lørdag, en lørdag og en søndag Det interessante spørgsmål er nu, hvor kraftigt augustuvejret egentlig var sammenlignet med de 3 tidligere skybrud. Traditio- Figur 1. Her ses Istedgade på Vesterbro i København under skybruddet. Foto: Mathias Øgendal (presse-fotos.dk). Vejret, 141, november 2014 side 19

22 nelt måles nedbør med nedbørmålere, der dog kun måler i et meget lille punkt på 200 cm 2. Det kan derfor være svært at opgøre regnen netop de steder, hvor den er faldet, dels fordi der ikke står nedbørmålere overalt, og dels fordi nedbørens mængde og intensitet kan variere betydeligt i tid og rum. Heldigvis har vi en vejrradar, som er et glimrende instrument til måling af nedbørens tidslige og rumlige udbredelse samt dens relative mængde og intensitet. Så i det følgende gøres der brug af vejrradardata for at fi nde svar på: hvor store var regnmængderne, hvor kom der mest, og hvor høj var regnintensiteten, da det var værst? Og hvor slemt var det sammenlignet med tidligere hændelser? Pludseligt uvejr ud af ingenting Alt ånder fred og ro, og natten summer af sædvanligt liv, da de første alvorlige ekkoer dukker op på radarskærmen over midnat. Som radarbillederne viser (fi gur 10, side 16 i Niels Woetmann Nielsens artikel), går det herefter stærkt, og snart står det ned i stænger med stedvis enorme regnmængder. Det går rigtig galt, fordi afl øbssystemerne af gode grunde ikke er gearet til at afl ede så store mængder vand på så kort tid. Det vil intelligent og fl eksibel klimatilpasning forhåbentlig råde bod på i årene fremover. Hen over perioden 30/8 kl. 8 til 31/8 kl. 8 (lokal sommertid) blev den største offi cielle nedbørmængde målt i Botanisk Have med hele 119,5 mm. Dette blev dog overgået af 129,1 mm målt ved DMI s teststation ved Lyngbyvej 100. En uoffi ciel måling ved Lynetten meldte om endnu mere regn, hvor meget afsløres senere. Den højeste regnmængde på 10 minutter var 20,0 mm ved Træholmen, hvor den højeste intensitet blev målt til 2,6 mm/minut. En del nedbørstationer i området fulgte tæt efter. Trods et ret tæt net af nedbørmålere i regionen, er der alligevel for få til at beskrive nedbørfordelingen præcist på mange af de kritiske lokaliteter, og som nævnt er det her, radaren kommer ind med gode bud på detaljer om regnens rumlige fordeling. Et sådant bud ses i fi - gur 2. Regnen ser ud til at være værst akkurat ude over Øresund heldigt uvejrets kerne lå dér, men også meget slem i østligste København og nordligste Amager. Først skal vi dog lige en tur ud i, hvordan vejrradaren kan give os disse oplysninger. Lidt baggrund om vejrradarmålinger En vejrradar virker ved at udsende elektromagnetiske pulser i atmosfæren og derefter måle, hvor stor en del af den udsendte stråling, der refl ekteres tilbage til radaren af nedbørpartikler. Der er en direkte sammenhæng mellem refl eksionens størrelse og nedbørens intensitet. Imidlertid giver uvedkommende objekter såsom skibe, huse, bakker, fl y, støv, fugle og insekter også refl eksion og kan ind imellem være årsag til betydelig støj på den radarmålte nedbørintensitet. Den returnerede energi P r, som radaren måler, er relateret til den energi, radaren sender ud, til afstanden r mellem ra- Figur 2. Nedbørsum beregnet vha. radardata for perioden 30/ kl. 06z til 31/ kl. 06z. side 20 Vejret, 141, november 2014

23 dar og mål, til de reflekterende elementer (nedbør, insekter, osv.) strålen møder på sin vej, til atmosfærefysiske forhold såsom spredningsegenskaber for nedbørpartikler og svækkelsen i atmosfæren af den transmitterede energi, og sidst men ikke mindst til parametre for radarsystemet. Ved at samle alle radarkarakteristika i en konstant C og bibeholde de variable parametre svækkelsen η, brydningsindeks K og afstanden r, kan den såkaldte reflektivitetsfaktor Z skrives på flg. enkle form (se Battan, 1973): Z = ( C 1 K 2 η 1 r 2 ) P r Bemærk at det modtagne signal P r betragtes som en middelværdi af målinger på adskillige radarpulser for at reducere følsomheden overfor støj og hurtige fluktuationer. Desuden er der for forenklingens skyld sprunget en del mellemregninger over i dette regnestykke. En lille finte er, at K både er konstant og ikke konstant: K er konstant for given tilstand for en partikel, da is og vand reflekterer hver sin brøkdel af det modtagne signal. Det er derfor vigtigt at vide, om nedbørpartiklerne er frosne eller smeltede, da vand reflekterer ca. 4.7 gange kraftigere end is ved den bølgelængde på 5 cm (Cbåndet), DMI s radarer måler i. Lad os bruge et par ord på Z, der er et mål for den reflekterede energi, og som derfor er den størrelse, vi er interesserede i til nedbørberegning. Som vi har set, afhænger Z af den samlede refleksion fra nedbørpartikler, som befinder sig inden for et givet volumen luft. Denne afhængighed kan også udtrykkes i forhold til dråbestørrelsesfordelingen i dette volumen, og vigtige størrelser her er antallet af dråber N og disse dråbers diameter D. Hvis størrelsesfordelingen angives i form af diskrete intervaller i af D, og vi antager, at alle partikler i et interval i har samme diameter, kan Z i helt enkel form også formuleres som (Battan, 1973): Z = nd 6 At dråbediameteren indgår i 6 te potens og at Z er sammensat af to ubekendte får dramatisk effekt: i byger som typisk indeholder få, men store dråber, er refleksionen væsentlig kraftigere end i finregn med mange små dråber, også selv når den samlede vandmængde i de to tilfælde er ens. Det er derfor ikke muligt at bestemme nedbørmængde eller nedbørintensitet alene ud fra værdier af Z. Z kan udledes ved at korrigere det målte signal P r for afstanden fra radaren, radarkarakteristika, signaldæmpningen mellem mål og radar og partiklernes tilstandsform. Af praktiske grunde omregnes Z til logaritmisk skala via dbz = 10 log Z. Denne størrelse kan spænde over værdier fra -32 til 95 dbz for DMI s radarer, svarende til Z værdier på 0,00063 til 3, [mm 6 mm -3 ]. For at få brugbare data ud af radaren, er det nødvendigt at korrigere for radarstrålens svækkelse, der skyldes atmosfæriske gasser, skyer og nedbør. Hagl svækker mest, derefter kommer kraftig regn, så sne fulgt af skydråber, og til sidst atmosfæriske gasser, der kan ignoreres i C-båndet. DMI s 5 vejrradarer måler ekkoer ud til 240 km s afstand. i i Om nedbørberegninger og fejlkilder på disse Mindst 6 gange i timen dannes der radarbilleder, hvor hvert billedelement har en rumlig opløsning på op til 2 2 km 2 (en pixel). Et sådant billede giver et snapshot af nedbørfordelingen. Da Z giver den samlede refleksion fra dråber i et stort volumen luft i en eller anden højde over jordoverfladen, mens nedbørintensiteten R bliver målt i et punkt af en nedbørmåler, er det ofte en usikker beskæftigelse at sammenligne øjebliksværdier af Z og R. Usikkerheden afhænger især af nedbørsystemernes rumlige struktur, dvs. de tidslige og rumlige variationer i dråbestørrelsesfordelingen, en variation der kan være meget stor i byger, men er mere begrænset i frontregn. Talrige empiriske undersøgelser har vist en relation mellem Z og R af den generelle form: Z = AR b hvor A og b er konstanter, der afhænger af, hvilken slags nedbør der er tale om (udbredt regn, finregn, sne fra stratiforme skyer, byger, tordenvejr, osv.), og der findes følgelig et stort antal Z-R relationer. Det gælder om at vælge den rette Z-R relation til beregning af nedbøren! En ofte anvendt praksis er at beregne nedbørsum R * ved at integrere radardata hen over passende tidsrum ved brug af standard Z-R relationer såsom Z = 220 R 1.60 for frontregn (Marshall og Palmer, 1948). Selvom en antagelse om frontregn vil føre til afvigende R * værdier, hvis nedbørtypen er en anden, er det muligt via statistiske Vejret, 141, november 2014 side 21