Nr årgang August 2011 (128) - tidsskrift for vejr og klima

Transkript

1 Nr årgang August 2011 (128) - tidsskrift for vejr og klima

2 VEJRET - tidsskrift for vejr og klima Medlemsblad for Dansk Meteorologisk Selskab c/o Lise Lotte Sørensen, lls@dmu.dk Giro , 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: Lise Lotte Sørensen, lls@dmu.dk Kasserer: Ayoe Buus Hansen Sofus Francks Vænge 22 st tv Frederiksberg Tlf , ayoebuus@gmail.com Redaktion: John Cappelen (Ansvarh.) Lyngbyvej København Ø Tlf , jc@dmi.dk Leif Rasmussen - Anders Gammelgaard - Jesper Eriksen - Thomas Mørk Madsen Fra redaktøren Én begivenhed har sat sit tydelige aftryk på dette nummer af Vejret: Skybruddet i det centrale København lørdag den 2. juli. Flemming Vejen lægger hårdt ud med et forsøg på at hitte ud af, hvor meget nedbør, der egentlig kom. Derefter giver Niels Woetmann Nielsen sit bud på årsagerne til skybruddet. Har man endnu ikke fået nedbør nok, kan man derpå bladre hen til 2. del af Jesper Eriksens miniserie "Hagl på størrelse med tennisbolde". Efter den omgang kan der være behov for at komme lidt til hægterne igen. Her vil jeg anbefale artiklen allerbagest i bladet om den helt usædvanligt tørre - ja ligefrem ørkenagtige - sommer i 1868, Man kan selvfølgelig også finde en beskrivelse af foråret Og så er der lidt opvarmning til klimakonferencen COP17 plus en beretning om, hvad man som ung studerende kan få ud af økonomisk tilskud fra bl.a. DaMS. God læselyst! Anders Gammelgaard Korrespondance til bladet stiles til redaktionen evt. på vejret.redaktionen@gmail.com Foreningskontingent: A-medlemmer: 250 kr., B-medlemmer*: 230 kr., C-medlemmer (studerende): 150 kr., D-medlemmer (institutioner): 255 kr. *ikke en mulighed for nyt medlemskab. 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. oktober 2011 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 Indhold Tropisk styrtregn over København... 1 Skybruddet over København PII-A's videre skæbne Forårsvejret Hagl på størrelse med tennisbolde (del 2) Et halvt års meteorologisk eventyr i Berlin Klimakonference: Frem mod COP Den tørre sommer Forsidebilledet og bagsidebilledet Det er dagen derpå i Kongens Have. Folk nyder solen og det gode vejr. Vandstanden i det flotte springvand er dog en kende højere end normalt og vandet mere brunt som følge af skybruddet den foregående dag. Et anden situation fra samme begivenhed - og sikkert kendt af flere af Vejrets læsere - kan ses på bagsiden. Billederne er velvilligt stillet til rådighed af Anna-Louise Bondgaard hhv. Finn Majlergaard.

3 Tropisk styrtregn over København den 2. juli 2011 Alle danske monsterregns moder! Af Flemming Vejen, DMI Lørdag den 2. juli indtraf den ultimative nedbørkatastrofe i København, som forhåbentlig vil stå som rekorden i regnintensitet i mange år fremover. Den var så voldsom, at gader og stræder i den indre by blev forvandlet til floder, og mange vejstrækninger blev umulige at passere. Transportnettet brød sammen, f.eks. var det nødvendig at lukke Amagermotorvejen ved Gl. Køge Landevej, og der var ingen vej udenom at aflyse store dele af den lokale togtrafik, da flere skinnestrækninger stod under dybt vand. Mange viadukter, gangtunneler og veje blev oversvømmet, ligesom for et år siden også Ryparken Station (figur 1), og et stort antal kældre og huse blev svært vandskadede. At der var problemer for trafikken fremgår med al tydelighed af figur 2. Der gik mange dage, førend situationen var nogenlunde normaliseret i Hovedstadsområdet. Det efterhånden store antal kraftige sommerregn, vi har haft de senere år, bliver åbenbart ved med at overgå sig selv, og lørdag den 2. juli var således ingen undtagelse. Men den overgik til gengæld alle tidligere hændelser så markant, at det er fristende at kalde den alle monsterregns moder. I det mindste i Danmark. Et lille kuriosum: forrige års kraftige regn i Københavnsområdet kom også på en lørdag Spørgsmålet er nu, hvor meget regn der egentlig faldt, og hvor kraftig den var. Traditionelt måles nedbør med nedbørmålere, som imidlertid kun giver regndata i et meget lille punkt på 200 cm 2. Et traditionelt problem i kraftig regn er at opgøre nedbørforholdene netop de steder, hvor regnen er faldet, da der ikke er nedbørmålere overalt. Derfor kan nedbøren i vejrtyper som den pågældende være vanskelig at opgøre, da nedbørens mængde og intensitet kan variere betydeligt henover tid og i rum, hvilket kan gøre det nær umuligt at sige noget om nedbøren blot få kilometer fra nedbørmåleren. Det kan også regne så lokalt, at ingen målere får fat i regnen. 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 lad os i det følgende kaste os over en analyse af nedbøren den 2. juli, hvor vejrradardata trækkes ind for at give svar på: hvor og hvor meget regn kom der, og hvor kraftig var den, da det var værst? Figur 1. Lyngbyvej og Ryparken Station under vand. Foto Finn Majlergaard. Se også bagsiden af bladet. Figur 2. Istedgade i København efter skybruddet den 2. juli Foto: Anne Christine Imer Eskildsen. Vejret, 128, august 2011 side 1

4 Uvejret trækker op hvad sker der? I løbet af eftermiddagen udviklede der sig flere intense bygeceller over det sydlige Sverige, og de trak langsomt ud over Øresund og ind over København, hvor de var næsten stationære og afgav stedvis enorme regnmængder. Figur 3 viser radarbilleder med en times mellemrum fra bygeområdet trak ind over Amager til det klingede af over centrum. Mange faktorer har betydning for, hvorfor lige netop denne regn blev så kraftig. Senere i bladet er der gjort rede for de dynamiske processer i atmosfæren, der giver en sandsynlig forklaring på hændelsen og dens forløb. Men at uvejret bliver så kritisk rent afløbsteknisk skyldes ikke kun de meteorologiske forhold, men også at afløbssystemerne af gode grunde ikke er gearet til at aflede så store mængder vand på så kort tid. I tilgift gik regnområdet næsten i stå over København, hvorfor bygesystemet tømte de store mængder vand ud over et forholdsvis begrænset område. Et uheldigt sammenfald af mange faktorer. Det usædvanlige ved regnvejret var på én gang både spidsintensiteten og regnmængden, og at regnen faldt over et ret stort område. Faktisk var der problemer med oversvømmelser langt Figur 3. Radarbilleder fra radaren på Stevns 2. juli 2011 kl z. Bemærk at tiderne er i z-tid, som er forskudt med to timer i forhold til dansk sommertid. Kl. 16z er kl. 18 og så fremdeles. Billederne minder om dem på side 18 i dette blad, men er scannet lidt anderledes og til lidt andre tidspunkter. Og så viser ovenstående billeder hele radarens dækningsområde. side 2 Vejret, 128, august 2011

5 ud over den indre del af København. Nedbøren var over et stort område meget kraftigere, end et normalt dimensioneret afløbssystem kan håndtere, og mange steder blev afløb og bassiner til opsamling af regnvand fyldte, så vandet kun havde en vej tilbage: op! Og da først vandet sprang op af jorden, gik det stærkt! Den største officielle nedbørmængde blev målt i Botanisk Have, hvor der faldt intet mindre end 135,4 mm henover døgnet 2/7 kl. 8 til 3/7 kl. 8 (lokal sommertid). Det er den største døgnmængde de seneste 55 år! En uofficiel måling ved Lynetten meldte endog om endnu mere regn. Regnintensiteten opgjort som en middelintensitet henover 10 minutter slog rekord, idet der ved Ishøj Varmeværk blev målt 3,1 mm/minut. Det slår den seneste rekord fra 11. juli 2008: dengang faldt der 2,5 mm/minut ved Kløvermarksvej på Amager. Trods et tæt net af nedbørmålere i regionen (figur 4), er der alligevel for få til at beskrive nedbørfordelingen præcist på mange af de kritiske lokaliteter. Der melder sig unægtelig spørgsmålene: hvordan kunne regnintensiteten karakteriseres og hvor store mængder regn kom der? Det er oplagt at belyse regnens omfang og styrke vha. radardata, som netop er velegnede til at registrere nedbørens fordeling, mængde og intensitet: hvor regnbyger f.eks. let kan smutte gennem et konventionelt målernetværk uden at blive»set«, skal de være meget små, førend radaren overser dem. Inden vi kaster os over dette, skal vi lige turen rundt om, hvordan en radar kan give os disse oplysninger. Figur 4. DMI-stationer der måler nedbør, januar 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 reflekteres tilbage til radaren af nedbørpartikler. Der er en direkte sammenhæng mellem refleksionens størrelse og nedbørens intensitet. Imidlertid giver uvedkommende objekter såsom skibe, huse, bakker, fly, støv, fugle og insekter også refleksion og kan ind imellem give 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 radar 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 h, brydningsindeks K og afstanden r, kan den såkaldte reflektivitetsfaktor Z skrives på flg. enkle form (se Battan, 1973): Z = ( C K h r ) 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 en given tilstand af 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 Vejret, 128, august 2011 side 3

6 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 6 = S N i D 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 angives Z på logaritmisk skala og benævnes dbz. 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, og figur 3 viser dækningsområdet for radaren på Stevns. Det er data fra denne, der er den primære kilde til nedbørberegningerne for København. 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. Som udtrykket for Z antyder, eksisterer der en relation mellem nedbørintensitet R og Z. Talrige empiriske undersøgelser har vist, at relationen er af den generelle form: Z = AR b hvor A og b er konstanter, der afhænger af, hvilken slags nedbør der er tale om, såsom udbredt regn, finregn, sne fra stratiforme skyer, byger eller tordenstorme. Der findes følgelig et stort antal Z-R relationer, og i figur 5 er samlet Z-R relationer for tre almindelige nedbørtyper, der er typiske på vores breddegrader. 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 henover passende tidsrum ved brug af standard Z-R relationer såsom Z = 220 R 1.60 for frontregn (Marshall og Palmer, 1948). Selvom denne antagelse om frontregn vil føre til afvigende R* værdier, hvis nedbørtypen er en Figur 5. Tre typiske Z-R relationer, der ofte anvendes her i landet til nedbørjustering af radardata. side 4 Vejret, 128, august 2011

7 anden, er det muligt via statistiske analyser af bias mellem standardberegnet nedbørsum R* og målt nedbørsum G at justere R* ind mod et niveau, der så vidt muligt afspejler de faktiske nedbørforhold. Metoden bygger på at trække oplysninger ind om nedbør og bias indenfor en passende afstand omkring hver pixel i radarbilledet. Desuden skal der tages højde for variationer i observationstætheden og for, at der kan være stor forskel på, hvor repræsentativ en nedbørmåler er i f.eks. byger og udbredt regn. Det er mere kringlet, end det lyder! Udover den usikkerhed der altid er forbundet med sådanne beregninger, er der en række fejlkilder på selve nedbør- som radarmålingerne. Den største fejlkilde på nedbørmåling kommer af vindens effekt, idet turbulens omkring målerens åbning ved kraftig vind forhindrer en del af nedbøren i at falde ned i måleren og blive målt. På årsbasis er denne fejl typisk tæt på 20 %. I kraftig regn ved lav vindhastighed er fejlen ubetydelig, så vi kan se bort fra den i tilfældet 2. juli. Fejl af teknisk art kan dog også give problemer med data. På radarsiden er der fejlkilder, som dels er forbundet til selve radaren, og dels er knyttet til atmosfæriske og udbredelsesfysiske forhold. Radaren kan bidrage til fejl bl.a. som følge af usikkerhed ved antenneforhold, energitab i radarsystemet og bias på elevationen, altså den retning i forhold til horisontalplanen radarstrålen sendes ud i. Det er vigtigt at have styr på retningen, da radarstrålen af forskellige grunde normalt afbøjes med en lidt større krumningsradius end Jordens, så radarmålingerne bliver foretaget gradvis højere oppe i atmosfæren ved stigende afstand fra radaren. På stor afstand er radarmålingerne derfor mindre repræsentative for nedbøren ved jordoverfladen end tættere på, og oftest bør man holde kvantitative nedbørberegninger inden for ca. 100 km fra radaren. Det er muligt med rimelige resultater at justere R* for denne type fejl. Refleksionsforholdene i atmosfæren og de meteorologiske processer i nedbørsystemet kan være kilde til betydelige fejl, og de vigtigste fysiske fejlkilder er opsummeret i figur 6. Nedbøren underestimeres, hvis radarstrålen skyder henover lave nedbørområder og overser dem (1), eller der sker fordampning af nedbørpartikler under radarstrålen (2). Forstærkes nedbøren pga. orografi (3), uden at radaren opdager det, fås der for lave nedbørværdier, men hvis radarstrålen rammer et lag smeltende snekrystaller, fås der uforholdsmæssig kraftig refleksion (kaldet bright-band) og for høje værdier (4). I forbindelse med justering af radardata vha. en standard Z-R relation kan fravær af store dråber i finregn mere specielt betyde understimeret nedbør (5). I vejrsituationer, hvor f.eks. temperaturen modsat det normale stiger med højden, kan afbøjningen af radarstrålen være så kraftig, at den rammer jordoverfladen (6) og resulterer i falsk nedbør. Dette fænomen optræder som Figur 6. Oversigt over nogle fejlkilder på radardata: (1) radarstrålen skyder henover overfladenær nedbør, især på lang afstand, (2) fordampning nær jordoverfladen under radarstrålen, (3) orografisk forstærkning af nedbør, som sker under radarstrålen, (4) bright-band effekten, (5) underestimering af intensiteten for finregn pga. fraværet af store dråber, (6) afbøjning af radarstrålen ved specielle atmosfæriske forhold, f.eks. temperaturinversion, så strålen rammer land eller hav (fra Browning, 1978, i Collier, 1989). Vejret, 128, august 2011 side 5

8 oftest under højtryksvejr og er heldigvis fraværende, når det regner. Andre fejlkilder, der kan have stor betydning, er stationære objekter på jordoverfl aden. Disse vil tæt på radaren give forholdsvis svag, men konstant støj, eller kan i visse tilfælde helt eller delvist blokere for radarstrålen, så denne taber energi og får nedbøren til at se svagere ud, end den er i virkeligheden. Det gælder derfor om at placere radaren sådan, at den er fri af sådanne støjkilder, om end byggeri, vindmøller og trævækst ad åre kan give problemer. Til sidst skal nævnes, at fremmede sendere i visse tilfælde kan give endog betydelig støj. Heldigvis kan der gøres meget for at dæmpe fejlkilderne på radar- og nedbørmålinger, og erfaringen viser da også, at der i de fl este tilfælde kan trækkes noget fornuftigt ud i den anden ende. Så meget nedbør faldt der På omtalte vis er nedbørens mængde og intensitet beregnet for Københavnsområdet. Figur 7 giver en grafi sk fremstilling af nedbørfordelingen i området beregnet vha. radar sammen med den samlede døgnnedbør ved et antal nedbørstationer. Det ses, at den indre by samt det nordlige Amager har været hårdest ramt, men at der også er andre områder med store nedbørmængder, f.eks. er der store mængder i et område lidt længere mod vest med op omkring 100 mm. Et vigtigt forhold at pointere i forståelsen af forskellen mellem de to målemetoder radar og nedbørmåler er, at ingen af systemerne dybest set kan siges Figur 7. Nedbørmængde i Storkøbenhavn beregnet vha. Stevns radardata for det meteorologiske døgn 2-3. juli 2011 kl. 8 til 8 (sommertid). Talværdierne viser målt nedbør ved nedbørmålere i området. De grå tal er fra fejlbehæftede målere. at give den sande nedbør: mens radaren giver en fl adeværdi, er nedbørmåleren kun et ubetydeligt punkt, der godt nok er nogenlunde præcis i punktet, men ikke kan sige noget om fl aden. Tænk på hvor mange nedbørmålere der kan stå i en radarpixel på 4 km 2! Hvis man interpolerer sig frem til en nedbørfordeling ud fra punktnedbør, er man nødt til at antage en jævn fordeling af nedbøren mellem nedbørmålerne, og det holder sjældent stik i virkeligheden, når nedbøren er konvektiv. Her kan byger let smutte gennem et tæt net af nedbørmålere, uden at disse opdager, at der er noget i gære. Pointen er, at der i bygesituationer kan være endog meget store forskelle i nedbørens mængde og intensitet inden for en enkelt radarpixel. Det bringer os frem til kritiske spørgsmål: hvor i en pixel skal en nedbørmåler stå for at repræsentere nedbørforholdene bedst muligt? Og hvem siger, at midten er det bedste sted? Af fi gur 7 fremgår, at kun de færreste målere står i midten af en pixel, fl ere står tæt på eller oveni grænsen mellem to pixels. Hvilken pixel skal en nedbørmåler da knyttes til i beregningerne? En måde at komme ud over dette problem på er at kæde hver eneste nedbørsumpixel i et radarbillede sammen med nedbørmålere indenfor en passende omegn. Det er muligt at beregne størrelse af denne omegn vha. geostatistiske analyser. Efter en nøjere opskrift tildeles hver måler en vægt eller betydning - i forhold de andre målere, hvorefter pixlen kan justeres op eller ned til en nedbørmængde, der i højere grad svarer til det faktisk målte. Husk her, at radarnedbøren til at begynde med er beregnet vha. en side 6 Vejret, 128, august 2011

9 standard Z-R relation, som ikke nødvendigvis repræsenterer den aktuelle vejrsituation. Metoden gør, at der praktisk taget altid vil være et offset (andet ville være snyd ) mellem en nedbørmåling og den pixel, måleren står i. Det fremgår af figur 7, at selv med et tæt net af nedbørmålere i Storkøbenhavn er det ikke muligt at give en fyldestgørende beskrivelse af nedbørfordelingen. Det står klart, når der sammenlignes med figur 8, der viser talværdierne for radarnedbørmængden i hver enkelt pixel. Ifølge radaren er der f.eks. et område (en pixel) i den sydvestlige del, der har fået omkring 130 mm. Den nærmeste nedbørmåler giver 88,4 mm jfr. figur 7, men det bemærkes, at måleren står akkurat på grænsen mellem to pixels, og den har åbenbart ikke haft en chance for at opdage cellen umiddelbart mod øst. Et rigtig godt eksempel er de pixels, der ligger omkring nedbørmåleren i Botanisk Have. Denne måler var dagens topscorer med 135,4 mm. Det skal altid, specielt for konvektiv Figur 9. Radarnedbør for pixels omkring nedbørmåleren i Botanisk Have (rød prik). Figur 8. Nedbørmængde i udsnit af Storkøbenhavn. Lilla og orange gridceller markerer nedbørmængder på over hhv. 150 og 100 mm. Kortudsnit: Google Maps. nedbør, med i vurderingen af radarnedbør, at da en pixel giver et middeltal for et areal, kan der lokalt sagtens være endnu større regnmængder, end middeltallet angiver. Radarnedbøren i de fire pixels omkring den pågældende nedbørmåler er derfor meget plausibel, især fordi måleren ligger omtrent i krydsfeltet mellem de fire pixels (figur 9). Man vil måske bemærke en forskel i gridcellernes placering mellem figur 7 og 8. Det har flg. forklaring: mens figur 8 er baseret på positioner fra Stevns radaren, som giver de rigtigste pixelkoordinater, er figur 7 et udsnit fra et kompositbillede, som er sammensat af data fra alle DMI s radarer. Der kan ved transformation af Stevnsdata over i kompositbilledet ske en mindre forskydning på op til omkring en halv pixel. Denne forskydning har ingen praktisk betydning for beregningerne. Til sidst skal nævnes, at der ifølge figur 8 har været et mindre antal lokale områder med særlig store regnmængder: især et i sydvest og så det markante over den indre by. Her er der tre pixels med mere end 150 mm, heraf en med helt op omkring 177 mm! Hvor kraftig var nedbøren så? Nu er regnmængder i sig selv uinteressante set i et oversvømmelsesperspektiv. Det afgørende for, om regnen giver problemer, Vejret, 128, august 2011 side 7

10 Figur 10. Regnintensiteter for forskellige varigheder sammenlignet med regnkurver fra SVK-skrift 28 [SVK 2006] (grå kurve) samt landsregnkurverne [SVK 1974] (sorte kurver) for regionen Øst for Storebælt. Figuren viser gentagelsesperioden for forskellige intensiteter og varigheder. Der er vist intensiteter henover 10 og 60 minutter samt hele hændelsen for de 3 højeste radarberegnede intensiteter for pixels omkring Botanisk Have (grøn, blå og rød firkant) samt nedbørstationer med 10 minuts intensiteter 30 µm/sek (blå kryds). Det røde kryds angiver en 2 timers intensitet for nedbørmåleren i Botanisk Have. er: (i) hvilke muligheder har vandet for at strømme af og samle sig, (ii) over hvor lang tid er regnen faldet, (iii) hvor kraftig har den været i de enkelte tidsafsnit i hændelsens løb. Der er derfor beregnet regnintensiteter for forskellige varigheder, hvorefter disse er sat i forhold til de såkaldte landsregnrækker, der angiver, hvor ofte forskellige intensiteter forekommer statistisk set for en given lokalitet. Intensiteten angives i µm/sek, en i afløbsteknisk sammenhæng ofte benyttet enhed. Figur 10 viser nedbørintensiteter for hændelsen i forhold til statistisk hyppighed af regnintensitet for 5, 10 og 20 års hændelser. For Botanisk Have er vist radarberegnede intensiteter og en målt intensitet henover 2 timer samt intensiteter for de nedbørmålere i Storkøbenhavn, der har 10 minutters intensiteter på 30 µm/sek eller mere. Det interessante er, at nedbøren om- Figur 11 Radarberegnet regnintensitet henover 10 minutter for 9 pixels omkring Botanisk Have i det indre af København. Bemærk at tiderne er i utc, som er to timer bagud i forhold til dansk sommertid. Den fremhævede blå streg er for pixlen med 177,4 mm radarnedbør, de øvrige pixels er placeret sydvest, vest, nordvest osv. for denne. side 8 Vejret, 128, august 2011

11 kring Botanisk Have og indre by ser ud til at være den kraftigste, om end nogle få stationer har 10 og 60 minutters intensiteter på omkring samme niveau. Desuden har måleren i Botanisk Have en 2 timers intensitet, der svarer pænt til de radarberegnede. Intensitetsniveau er ekstremt, der hvor det går løs. Det usædvanlige er ikke kun intensiteten på den korte tidsskala, men også at det blev ved i så forholdsvis lang tid. Hændelsen har de fleste steder haft en samlet udstrækning på godt to og op imod tre timer med konstant regn af varierende styrke. Figur 11 viser forløbet af regnintensiteten for de 9 pixels omkring Botanisk Have. Der ses store variationer i intensiteten, hvilket kan have at gøre med en mulig passage af konvektive celler som omtalt af Niels Woetmann Nielsen i den efterfølgende artikel. Intensiteten henover 10 minutter når toppen ved lidt over 50 µm/sek, godt 30 µm/sek henover en time, mens den højeste værdi for hele hændelsen er 15,78 µm/sek. Dette fremgår af figur 12, som viser et tilsvarende diagram, men for 3 timer, eller i praksis for hele hændelsen. Der er tale om helt ekstreme og sjældne intensiteter, men det er vanskeligt at bedømme den statistiske sandsynlighed for disse. Af diagrammet i figur 10 må det dog stå klart, at vi er ude i hyppigheder sjældnere end én gang pr. århundrede. Tanker om estimatets usikkerhed Der er flere metoder til at vurdere usikkerheden i beregningerne. En er at sende radarnedbøren gennem en model for afløbssystemerne for at se, hvor tæt på den målte afstrømning en beregnet ditto kommer. Dette vil dog føre for vidt her, så der benyttes en anden og mere traditionel tilgang til evaluering: sammenligning mellem målt og beregnet nedbør. Det er dog vanskeligt at sammenligne datatyper, der er så forskellige som pærer og bananer: det er punkt-areal diskussionen om igen. Det er nok de færreste af nedbørmålerne, der står repræsentativt i de enkelte pixels. Derfor må vi gøre den antagelse, at den støj der må være mellem de to målemetoder, sandsynligvis er tilfældig og ikke systematisk. Det betyder, at hvis bare der er tilstrækkeligt med nedbørmålere i analysen, bliver verifikationen også forholdsvis robust. Til verifikation kræves imidlertid uafhængige data, altså data som har været holdt ude af beregningerne. Det giver det prekære problem, at hvis et passende antal nedbørmålinger skal reserveres til en sådan test, er det resterende antal målinger i DMI s nuværende nedbørnet formentlig for tyndt til valide beregninger. Derfor er der lavet en såkaldt jackknifing test, som går ud på efter tur at fjerne en nedbørmåling, hvorefter resten af data bruges til at beregne den fjernede uafhængige værdi. Beregningerne gentages for hver eneste nedbørmåler. Testen er foretaget for den samlede regnmængde, men ikke for intensiteterne. Det antages, at hvis den beregnede mængde er signifikant, er det også rimeligt at regne intensitetsberegningerne for realistiske. Figur 13 viser resultatet af testen for 44 nedbørmålere i Københavnsområdet. Figur 12. Som figur 11, men for 3-timers rullende middelintensitet. Vejret, 128, august 2011 side 9

12 Figur 13. Resultatet af en jackknifing test. De blå punkter er den modelberegnede radarnedbør, mens de røde punkter og åbne cirkler og trekanter er tre forskellige bud på, hvordan radarnedbørmængden omkring en nedbørmåler kan beregnes: pixelværdi, bilinear resampling eller middelværdi. De blå punkter viser de modelberegnede værdier, svarende til dem der er vist i figur 8. De øvrige punkter viser testresultatet for tre forskellige måder at udtrække nedbørmængden på fra radarbilledet. Den ene måde er at tage den pixel, nedbørmåleren står i (pixel). Den anden er at arealvægte med nedbørmængden i nabopixels for at tage højde for, at en nedbørmåler kun sjældent stå i midten (bilinear). Den sidste er at tage middelværdien af nabopixels inkl. den pixel, nedbørmåleren står i (middel). Testresultatet for de tre metoder ses af tabel 1. Det ses, at modellen kan forklare hovedparten af variationen mellem målt og beregnet nedbør, svarende til en god korrelation. Afvigelsen mellem målt og beregnet nedbør er side 10 Vejret, 128, august 2011 opgjort på en lidt speciel måde. Da de store rumlige variationer i nedbørens mængde, også internt i de enkelte pixels, gør det vanskeligt præcist at sammenligne punkter med arealer pixel for pixel, er det valgt at anlægge en mere arealmæssig betragtning, nemlig at holde den totale nedbørsum for de to målemetoder op imod hinanden. Det svarer til at tage den samlede højde af de to nedbørsøjler, når bidragene fra de enkelte punkterarealer er lagt ovenpå hinanden. Afhængig af hvordan den beregnede nedbørmængde trækkes ud af radarbilledet, ses der kun en lille afvigelse mellem målt og beregnet totalsum. Nu mangler der kun en enkelt test. Radaren er en logaritmisk receiver, hvilket vil sige, at enhver forøgelse af dbz-værdien med én giver en stadig større tilvækst i Z og R. Ved lave værdier giver en forøgelse af dbz en tilvækst på R på få 10 dele mm/time, men ved høje værdier er forøgelsen på mange mm/time pr. dbz spring. Derfor er radarens evne til at bestemme regnintensiteten nøjagtigt dårligere ved høje regnintensiteter. Hvilken effekt har det på beregningerne? Opløsningen på radardata er 0,5 dbz svarende til 1 count. Figur 14 viser en følsomhedsanalyse af, hvilken effekt det har på intensitetsberegningerne at øge eller mindske den målte reflektion med én count. Der ses en tydelig effekt særlig ved høje intensiteter, men da denne langt fra er dramatisk, og da jackknifingtesten viser signifikante resultater med acceptable afvigelser fra de målte nedbørmængder, må radarberegningerne alt i alt regnes for rimeligt pålidelige. R 2 r Målt Beregnet Afvigelse pixel 0,6720 0, ,3-2,95 % bilinear 0,6642 0, ,6 2160,7 0,80 % middel 0,7869 0, ,2-0,95 % Tabel 1. Resultatet af en jackknifingtest af radarnedbørberegninger 2-3. juli 2011 kl. 6 til 6 utc. R 2 = forklaringsgrad, r = korrelationskoefficient, Målt = samlet sum for 44 nedbørmålere, Beregnet = samlet radarnedbørsum for 44 pixels, Afvigelse = % afvigelse mellem målt og beregnet nedbør; pixel, bilinear og middel er forklaret i teksten.

13 Figur 14. Følsomhedstest af radarberegnet regnintensitet for den pixel, der indeholder nedbørmåleren ved Botanisk have. Se tekst for forklaring. Hvad kan vi lære af dette? Regnen den 2. juli 2011 overgår næsten fantasien og står som den vel nok værste monsterregn, Danmark endnu har oplevet. Som følge af de forventede klimaændringer regnes monsterregn fra mange sider for at være fremtidens virkelighed. Det er realiteter, der allerede nu bør tages forholdsregler for, og der udføres et stort analysearbejde rundt om for at finde ud af, hvad der bør gøres for at imødegå følgevirkningerne af et ændret nedbørklima. Forventet øget grundvandsstand vil gøre flere områder uegnede til beboelse, og dette sammen med den øgede risiko for oversvømmelser kan gøre det nødvendigt at opgive eksisterende beboelser. Det bliver om muligt endnu vigtigere at forudsige og dokumentere kraftig regn. Radarmålinger anviser veje til sådanne oplysninger. Når nedbørparametre er beregnet, mangler der principielt kun at undersøge, om de hydrologiske betingelser for oversvømmelser har været eller vil være til stede i en given situation. Er det lokale afvandingsområde af en sådan beskaffenhed og i en sådan tilstand, at store vandmængder kan opsuges og afstrømning forsinkes? Er afløbssystemer, reguleringsmekanismer og bassinkapaciteter i byområder i stand til at forsinke og tilbageholde vandet, så oversvømmelser undgås eller minimeres? Forskningsprojekter, som DMI er med i, søger at afklare flere af disse spørgsmål. Litteratur Battan, L. J. (1973): Radar observation of the atmosphere. The University of Chicago Press, Chicago. Collier, C. G. (1989): Applications of weather radar systems. Ellis Horwood, p Marshall, J. S. and Palmer, W. McK. (1948): The distribution of raindrops with size. J. Meteor., vol. 5, pp SVK (1974): Bestemmelse af regnrækker. Dansk Ingeniørforening, IDA Spildevandskomitéen. Skrift nr. 16. SVK (2006): Regional Variation af Ekstremregn i Danmark Ny bearbejdning ( ). Dansk Ingeniørforening, IDA Spildevandskomtiteen. Skrift nr. 28. Vejret, 128, august 2011 side 11

14 Skybruddet over København den 2. juli 2011 Af Niels Woetmann Nielsen, DMI Vejrudviklingen Nogle dage før skybruddet er der etableret en højtryksryg hele vejen fra Sydeuropa til Mellemskandinavien, mens der i trugene på flankerne af ryggen er lukkede lavtrykscirkulationer ved overfladen, hhv. sydøst for Island og over Ukraine (Figur 1a). I de følgende dage bevæger lavtrykkene sig mod hinanden og afsnører derved en højtryks- Indledning I forrige århundrede var der langt mellem somre, hvor der i Danmark var skybrud, som gav mere end 100 mm nedbør på 2 timer. Indtil videre er der i det nye årtusinde tilsyneladende blevet flere af disse hændelser. Den 20. august 2007 faldt der ved Gråsten på få timer op mod 150 mm. I august 2010 skete det igen, i København og nordlige omegn den 14. om aftenen, og i Billund-Brande området tidligt på dagen den 18. Derudover blev Bornholm den 17. august samme år ramt af et skybrud, som i Nexø gav 93 mm på under 2 timer. Man kunne fornemme spørgsmålet: Hvornår kommer det næste voldsomme skybrud, og hvor i landet vil det ramme? Svaret kender vi nu: Det indtraf den 2. juli 2011 og ramte Københavnsområdet. Værst gik det ud over den centrale del af byen, hvor der på ca. 2 timer faldt mellem 90 og 135 mm. I denne artikel skal vi se på vejrudviklingen, som førte til skybruddet, og forsøge at give et svar på, hvorfor skybruddet blev så voldsomt, og hvorfor det lige ramte Københavnsområdet. Figur 1. Analyser af vind i 300 hpa (vindfaner er WMO standard, farver viser vindens fart i 5 m/s intervaller) og lufttryk ved havniveau (hvide kurver, 2 hpa intervaller). a) 00 UTC, 28. juni 2011 og b) 00 UTC, 30. juni side 12 Vejret, 128, august 2011

15 a b c d Figur 2. Meteosat Second Generation (MSG) vanddampbilleder (kanal 5). a) UTC, 29. juli 2011, b) 12 UTC, 30. juni 2011, c) 12 UTC, 1. juli 2011 og d) UTC, 2. juli cirkulation over Finland og det vestlige Rusland (Figur 1b). Under dette forløb, og som følge af den vestlige lavtrykscirkulation, trænger kølig luft vestfra ind over Nordtyskland og Danmark. Koldfronten bevæger sig ind over Jylland den 29. juni (Figur 2a). Over Jylland er fronten ledsaget af regn og torden, men fronten svækkes under sin langsomme bevægelse mod øst. Fronten ved overfladen passerer København den 30. om eftermiddagen (Figur 2b), mens vejret er næsten skyfrit. Først få timer senere følger skyer med finregn. Cirkulationen omkring det østlige lavtryk sender samtidig varm, fugtig og ustabil luft sydfra op over Den Finske Bugt og videre rundt om lavtrykket mod sydvest over Østersøen med kurs mod Sydsverige og Danmark. Varmfronten, ledsaget af regn, passerer København fra nordøst om formiddagen den 2. juli (Figur 2c). Efter frontpassagen er den kølige luft fra den vestlige lavtrykscirkulation blevet erstattet af varm, fugtig og ustabil luft fra den østlige lavtrykscirkulation, og i denne luftmasse udvikler der sig sidst på eftermiddagen et meget kraftigt tordenvejr med tusindvis af lyn over Københavnsområdet. Tordenbygerne over Sydsverige og København transporterede vanddamp fra overfladen til tropopausen og den allernederste del af stratosfæren. Tordenbygernes vanddamp ved tropopausen kan tydeligt ses som hvide totter på vanddampbilledet i Figur 2d. Vejret, 128, august 2011 side 13

16 Radiosondemålinger fra Visby (Gotland) og Schleswig Der blev ikke foretaget mange radiosonde-målinger i varmluften, som trænger ind over Sjælland. Sonderingen fra Visby 12 UTC den 2. juli, vist i Figur 3a, er formentlig den mest repræsentative. Sonderingen indikerer at luftmassen ved et dugpunkt på 20 ºC i 1000 hpa bliver konvektiv ustabil, hvis temperaturen i 1000 hpa vokser til 27 ºC eller mere. Hvis luften ved overfladen opvarmes til den konvektive temperatur, kan der spontant dannes tordenbyger. Hvis opvarmningen ikke er tilstrækkelig til at temperaturen når op på den konvektive temperatur, skal der være kræfter til stede, som kan løfte luft fra overfladen til det frie konvektionsniveau (Level of Free Convection, LFC). På sonderingen i Figur 3a er der indtegnet to stiplede løftekurver. Den røde og den grønne repræsenterer hhv. løft af luft fra overfladen over Nordøst- og Sydvestsjæl- Figur 3. Radiosondemålinger, a) Visby (Gotland), 12 UTC, 2. juli 2011 og b) Schleswig, 11 UTC, 2. juli I a) er indtegnet løftekurver for overfladeluft over Østsjælland (stiplet rød) og Vestsjælland (stiplet grøn). EL, LFC, LCL og CIN er forklaret i teksten. side 14 Vejret, 128, august 2011

17 land. Overfladeluften de to steder har temperaturer (hhv. 25 og 18 ºC) og dugpunkter (hhv. 20 og 16 ºC), som var fremherskende for målingerne 14 UTC, dog med den bemærkning at de 25 ºC er for det centrale København, mens 24 ºC er fremherskende for det nordøstligste Sjælland. Figur 3a viser, at den røde løftekurve har et kondensationsniveau ved løft (Lifting Condensation Level, LCL) i ca. 700 meters højde og et LFC i ca meters højde. Under sådanne forhold skal der være kræfter til stede, som kan løfte luften fra LCL til LFC. Den energi, som skal tilføres, kalder man for Convective INhibition (CIN). Energien er proportional med arealet (grønt skraveret på figuren) mellem sonderingens temperatur og løftekurven. Mange processer kan skabe det nødvendige løft, f.eks. langsom opstigning af luft som følge af varmeadvektion eller som følge af positiv absolut vorticityadvektion i den øvre troposfære (præcist udtrykt skal vorticityadvektionen vokse med højden [1]). Løft på mindre skala kan også være til stede. Ofte er det løft, som foregår langs en konvergenszone, eksempelvis ved en søbrise- eller en gustfront. Sidstnævnte skabes af tordenbyger (dyb fugtig konvektion). Derudover kan tordenbyger, som opstår i omgivelser, hvor vinden ændrer sig mærkbart med højden, skabe trykforstyrrelser, som udsætter luften for vertikal acceleration (både positiv og negativ). På den måde kan der i tordenskyen opstå nye opstigningsområder der, hvor acceleration er positiv (se f.eks.[2]). Vi forestiller os nu, at der er kræfter tilstede, som kan løfte en luftpartikel fra overfladen til LFC, og at kræfterne formår at bringe partiklen til LFC med en positiv vertikalhastighed. Så snart luftpartiklen forlader LFC er den varmere end den omgivende luft og udsættes derfor for en positiv acceleration (positiv opdrift), og dens vertikalhastighed bliver derfor ved med at vokse, indtil den når ligevægtsniveauet (Equilibrium Level, EL), hvor den igen har samme temperatur som omgivelserne. Over EL bliver partiklen hurtigt meget koldere end omgivelserne og udsættes derfor for en meget kraftig opbremsning. Ovenstående betragtninger forudsætter, at der i luftpartiklen ikke sker en opblanding med luft fra omgivelserne. Sådanne ideelle forhold gælder kun (og stadigvæk ikke eksakt) for partikler i kernen af opdriften i en tordensky. Man kan vise, at den potentielle energi mellem LFC og EL, som er til rådighed for luftpartiklen, er proportional med arealet (sort-skraveret på Figur 3a) mellem løftekurven og temperaturkurven for omgivelserne. Den potentielle energi kaldes for konvektiv tilgængelig potentiel energi (Convective Available Potential Energy, CAPE). CAPE konverteres til bevægelsesenergi i partiklen. I EL er al CAPE blevet omsat til bevægelsesenergi, således at partiklens vertikalhastighed i dette niveau med tilnærmelse er proportional med 2 CAPE. Den røde løftekurve i Figur 3a har en ganske høj værdi af CAPE og indikerer således, at opdriften i tordenceller, som eventuelt opstår i denne luftmasse, kan blive meget kraftig. Da vertikalhastigheden i opdriften er maksimal i EL, vil skytoppen i tordencellen befinde sig over dette niveau, dvs. i mere end 12 km s højde. Over Sydvestsjælland er situationen markant anderledes. Den grønne løftekurve befinder sig hele vejen op gennem troposfæren til venstre for sonderingens temperatur, hvilket betyder, at luft som løftes fra overfladen hele tiden er koldere end omgivelserne, uanset hvor højt tilstedeværende kræfter er i stand til at løfte partiklen. På det givne tidspunkt vil tordenbyger derfor ikke kunne udvikle sig over Sydvestsjælland. Hvis derimod temperaturen ikke bare tæt ved overfladen, men gennem hele troposfæren er mere end 4 til 5 grader koldere end ved Visby vil luftmassens stabilitet have ændret sig så meget, at udvikling af tordenbyger bliver mulig. Der er imidlertid ikke observationer, der peger i den retning. Sonderingen fra Schleswig i Figur 3b viser tværtimod at temperaturen i den varme luftmasse (over ca. 550 hpa) er næsten den samme som i Visby-sonderingen, hvilket indikerer at varmluften mht. lagdeling er forbavsende homogen i den mellemste og øvre troposfære med en temperatur, som kun falder lidt langsommere med højden end langs en fugtadiabat (på Figur 3 vist som stiplede kurver, der krummer mod venstre med højden). Vejret, 128, august 2011 side 15

18 Figur 4 viser bl.a. den tidslige ændring af temperaturen målt i 2 meters højde ved Jægersborg i Nordøstsjælland (Figur 4a) og Flakkebjerg i Sydvestsjælland (Figur 4b) i perioden fra 21 UTC den 1. juli til 20 UTC den 2. juli. På baggrund af Figur 3 og 4 kan det slås fast, at der frem til 20 UTC er mulighed for udvikling af kraftige tordenbyger i Nordøstsjælland, primært i perioden fa ca. 14 til 17 UTC, mens denne mulighed ikke er til stede i Sydvestsjælland. Det skal tilføjes, at mulighed for udvikling af byger (evt. tordenbyger) ved Flakkebjerg voksede senere på aftenen, hvor temperatur og dugpunkt 21 UTC steg til hhv og 17.6 ºC. Tordenceller udvikler sig over det sydligste Sverige De første tordenceller ser ud til at udvikle sig spontant og mere eller mindre samtidigt flere steder i Sydsverige mellem 13 og 14 UTC. Vindforholdene er sådan, at vinden er svag ved overfladen og fra øst-nordøst hele vejen op til tropopausen i ca. 200 hpa. I de nederste få kilometer vokser vinden til mellem 10 og 15 m/s, hvorefter den kun ændrer sig lidt med højden (figur ikke vist). I de nederste få kilometer er der således et moderat vindshear med en shearvektor (differensen mellem vindvektoren i en given højde og vindvektoren ved jordoverfladen), som peger i samme retning som vinden, dvs. mod vest-sydvest. Under disse vindforhold er temperaturadvektionen nul. Figur 5 indikerer samtidig, at den relative vorticityadvektion i den øvre troposfære ligeledes er tæt Figur 4. Observation hver time af meteorologiske overfladeparametre fra perioden juli Graferne viser ændring i temperatur i 2 meters højde (rød), lufttryk ved havniveau (blå) og relativ fugtighed i 2 meters højde (stiplet). a) Jægersborg og b) Flakkebjerg. side 16 Vejret, 128, august 2011

19 Figur 5. Prognose fra 6 UTC, 2. juli 2011 gældende til 15 UTC samme dag. Lufttryk ved havniveau (fuldt optrukne kurver), vind i 300 hpa (WMO standard) og relativ vorticity i 300 hpa i 10-5 s -1 enheder. Farveintervallerne er vist øverst. på nul over den sydligste del af Sverige. Der er således ingen kræfter til stede på synoptisk skala, som er i stand til at løfte luftpartikler fra overfladen op gennem CIN laget (Figur 3a). Dette understøtter formodningen om, at de første tordenceller i dette område udvikler sig spontant, når jordoverfladen er blevet opvarmet (i dette tilfælde af solen) til den konvektive temperatur (på Figur 3a ca. 27 ºC). I Sydsverige steg temperaturen om eftermiddagen flere steder til over 27 ºC. Tordenceller og multiceller En tordencelle har som regel en levetid mellem 30 og 60 minutter. I dette tidsrum gennemløber den 3 faser. I fase 1 består tordencellen udelukkende af en opdrift (updraft), og der er ikke begyndt at falde nedbør fra cellen. I fase 2 har cellen en neddrift (downdraft) og der falder nedbør fra cellen. Opdriften svækkes i denne fase. I fase 3 består cellen udelukkende af en neddrift, og der falder fortsat nedbør fra cellen. Neddriften er en kølig og som regel fugtig faldvind fra tordencellen. I mødet med jordoverfladen breder faldvinden sig ud til alle sider under skyen. Grænsezonen mel- lem neddriften og den varme og ofte fugtigere luft i omgivelserne kaldes for gustfronten. Hvis vinden ved overfladen er svag og tordencellen ikke bevæger sig, vil gustfronten have form som en ring, der ved overfladen omslutter neddriften og udbreder sig med samme hastighed i alle retninger. Hvis tordencellen bevæger sig, vil gustfronten derimod udbrede sig langsomst i cellens bevægelsesretning. Vindhastigheden nær overfladen vil ligeledes påvirke gustfrontens udbredelseshastighed. Når begge effekter tages i betragtning bliver resultatet, at gustfronten udbreder sig langsomst i den tidligere omtalte vindshear-vektors retning. Set fra tordencellens referencesystem udbreder gustfronten sig langsomst i den retning, hvor der nær overfladen er mest modvind. Det er derfor også her, man vil vente at luften presses kraftigst op langs gustfronten, og alt andet lige her, betingelserne for dannelse af nye tordenceller er gunstigst. Når en tordencelle først er dannet over Sydsverige, synes de bedste betingelser for dannelse af en ny celle således at være nedshear for den oprindelige tordencelle. Nedshear betyder, set fra tordencellen, at den nye celle opstår i vindshear-retningen, dvs. i dette tilfælde vest-sydvest for den gamle celle. Dertil kommer, at man kan vise, at den trykforstyrrelse en tordencelle giver anledning til, også favoriserer udvikling af nye tordenceller i nedshear retningen (se f.eks. [2]). På denne måde kan der dannes en multicelle, som i sin enkleste form består af 3 celler, den ældste i fase 3 og den yngste i fase 1. Vejret, 128, august 2011 side 17

20 Radarmålingerne i Figurerne 6a og 6b viser, at tordencellerne over Sydsverige til at begynde med ligger i klumper i bånd parallelt med vindretningen. Formentlig er klumperne multiceller, men det har ikke været muligt at fastslå dette med sikkerhed på baggrund af de foreliggende data. Figur 6 viser også tydeligt, at jo længere tid der går fra de første celler dukkede op, desto mere komplekst bliver nedbørsmønsteret. Det skyldes dels, at der spontant kan dannes nye tordenceller og dels at nye tordenceller, ud over de allerede nævnte steder, også kan opstå, hvor gustfronter fra forskellige tordenceller kolliderer ([3]). Radarmålingerne viser også, at nedbørsområderne forenes til større sammenhængende nedbørsområder over Øresund og København (Figurerne 6c og 6d). På Figur 6b ses et kort nedbørsbånd over Øresund mellem Amager og Falsterbo med kurs mod Stevns, og længere mod nordøst ses et noget længere nedbørsbånd med kurs mod Amager og København. Det første bånd udvikler sig syd for Amager til et noget større sammenhængende nedbørsområde (Figur 6c), men svækkes Figur 6. Måling af nedbørsintensitet (enhed dbz) fra radaren på Stevns (den 2. juli a) UTC, b) UTC, c) UTC og d) UTC. side 18 Vejret, 128, august 2011

21 senere over Sydsjælland og er forsvundet helt på Figur 6d. Figur 7 viser forskellen mellem den ækvivalent potentielle temperatur (θe) i trykfladerne 900 hpa og 500 hpa. Denne differens er et mål (blandt mange mulige) for luftmassens potentielle instabilitet. Jo større positiv forskel, desto mere potentiel instabil er luften. Med vejledning fra Figur 8 er trykniveauerne valgt således, at θe - differensen i den varme luftmasse er tæt på det maksimale. Figur 7 viser et betydeligt fald i potentiel instabilitet fra Stevns til Lolland. Det er sandsynligt, at dette bidrager væsentlig til at bygeaktiviteten dæmpes, jo tættere man kommer på varmfronten. Sidstnævnte følger på Figur 7 farveskiftet fra grønt (svagt potentiel instabil) til blåt (svag stabil). På Figur 8 ses varmfrontzonen som et bånd, der hælder mod højre. Båndet har både tætliggende isotakker (her linjer for konstant vind vinkelret på det lodrette snit) og stor forskel i θe på tværs af båndet. Båndet længere mod nordøst (Figur 6b) udvikler sig over København til et større sammenhængende nedbørsområde (Figur 6d), i perioder skønsmæssigt med et areal på omkring 200 km2. Nedbørsområdet er skarpest afgrænset mod nord med en afgrænsningszone, der det meste af tiden er parallel med vindretningen i 700 hpa (Figur 6d og Figur 7). Sekvensen af radarbilleder (med billeder hver 10. minut) viser, at den relativt skarpe nordlige afgrænsning er til stede fra ca UTC og frem til ca UTC. I den mellemliggende periode bevæ- Figur 7. Prognose fra 6 UTC, 2. juli 2011 gældende til 16 UTC samme dag. Lufttryk ved havniveau (hvide kurver), vind i 700 hpa (WMO standard) og forskellen i ækvivalent potentiel temperatur fra 900 til 500 hpa. Farveintervallerne ( C) er vist øverst. Figur 8. Prognose fra 6 UTC, 2. juli 2011 gældende til 16 UTC samme dag. Lodret tværsnit langs ca. 12 E, der viser vinden vinkelret på tværsnittet i 5 m/s intervaller (stiplet og fuldt optrukket for vind hhv. ud og ind i figuren). Farverne viser fordeling af ækvivalent potentiel temperatur med farveintervaller vist øverst. Vejret, 128, august 2011 side 19