- tidsskrift for vejr og klima

Transkript

1 Nr. 1 / 36. årgang Februar 2014 (138) K ROLOGIS K KA LS B D A NS E O TE SE M - 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 Århus Plads 2, st.tv., 2100 København Ø Tlf , kristianpagh@gmail.com Redaktion: John Cappelen, (Ansvarh.) Lyngbyvej 100, 2100 København Ø Tlf , jc@dmi.dk Leif Rasmussen - Anders Gammel gaard - 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): 250 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. april 2014 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 Kære læser. Efteråret 2013 stod i stormenes tegn, hvor Allan og sidenhen Bodil brød en længere periode med relativt vindfattige vinterhalvår. I hele tre artikler behandler vi stormene og deres konsekvenser for især de indre danske farvande. Niels Woetmann Nielsen går i dybden med en analyse af Allan og et blik på Bodil, mens Jesper Eriksen og Sebastian Pelt kigger på vandstandene i de indre danske farvande i relation til Bodil. Der bliver dog også plads til enkelte afstikkere: Peter Stauning beretter bl.a. om solaktivitetens indflydelse på den globale middeltemperatur, mens TV 2 Vejret fortæller om skypumper og medievejr. God læselyst! Thomas Mørk Madsen Indhold To 'efterårsstorme' i Norge og meteorologien...14 Downburst versus skypumper...15 'Landet med de onde Vinde'...21 Bussemandgletscher...22 Bodils stormflod i de indre danske...24 Solaktivitet og global temperatur...30 Set fra oven: Langt mod nordvest...35 Lyssøjler over Silkeborg...37 DaMS' nye hjemmeside Rekordvandstande i Roskilde Fjord...40 Forsidebilledet Inge og Frank Nielsen blev mystificerede, da de i deres have fandt disse istapper siddende på småsten, da frosten satte ind i januar. Var der tale om en ukendt form for nedbør? Forklaringen var mere lokal: stenene var et jordforbedringsmiddel til potteplanter, Leca-nødder, fremstillet af porøst, brændt moler fra Fur. Deres formål er at opsuge vand, når der er overskud i jorden, og afgive det, når tørken banker på. Sker denne proces i let frost, fryser vandet under udvidelse og vokser ud af stenen, hvor den er koldest, på akkurat samme måde, som det kendes fra dannelse af hår-is på grene i skovbunden. Leif Rasmussen

3 To 'efterårsstorme' i 2013 Af Niels Woetmann Nielsen, DMI Efter en pause på næsten 2 år blev Danmark den 28. oktober 2013 igen ramt af en kraftig storm, som blev navngivet Allan. Sønderjylland, Fyn, Lolland-Falster og Sjælland blev hårdest ramt. Stormskaderne er blevet vurderet til at koste forsikringsselskaber mindst en milliard kroner. Til sammenligning kostede skaderne forvoldt af 3. december stormen i 1999, den kraftigste i det 20. århundrede, forsikringsselskaberne omkring 13 milliarder kroner. Allan, som er den hidtil kraftigste storm i Danmark i det 21. århundrede, er af mange blevet sammenlignet med 3. december stormen. Der er lighedspunkter, men også forskelle. Begge storme synes at følge udviklingsmønsteret for storme af Shapiro-Keyser (S-K) typen ([1]; [2]), men Allan havde en noget mindre horisontal skala og bevægede sig også hurtigere end december-stormen. Det er hovedforklaringerne på at den periode, hvor der i Danmark blev målt vindstød af mindst stormstyrke, var betydeligt kortere i oktober-stormen Allan. I Sønderjylland, et af de steder hvor stormen ramte hårdest, varede den således kun omkring 4 timer, mens december-stormen i samme område rasede i mere end 12 timer. December-stormen i 1999 satte på tærsklen til et nyt årtusinde rekorder for både middelvind og vindstød målt i Danmark. Disse rekorder faldt under oktoberstormen Allan. Det til trods for stormens kortere varighed og relativt beskedne dybde på ca. 968 hpa, da den var ved maksimal styrke. Til sammenligning nåede december-stormen i 1999 ned på ca. 953 hpa. Den nye rekord for middelvind 55N 50N 45N 40N 60N 55N 50N 45N hPa wind m.s.l. pressure T W 20W 15W 10W 5W hPa wind m.s.l. pressure T W 5W 0 5E 10E målt i Danmark er nu på 39.5 m/s, sat ved Røsnæs Fyr. Den tilsvarende rekord for vindstød lyder nu på 53.5 m/s, målt ved Kegnæs Fyr. Rekorderne er sat ved kyststationer, som ved pålandsvind - på grund af stationernes særlige beliggenhed - måler højere vindhastigheder end målestationer længere inde i land. Her er en kommentar på sin plads. Den gamle middelvindrekord på Rømø, sat under 3. december stormen i 1999, blev til 55N 50N 45N 40N 60N 55N 50N 45N hPa wind m.s.l. pressure T W 10W 5W 0 5E hPa wind m.s.l. pressure T W 0 5E 10E 15E Figur 1. DMI-HIRLAM-T15 analyser af vind i 300 hpa (fuldt optrukne kurver i 5 m/s intervaller fra 25 m/s) og lufttryk ved havniveau (grønne til gule farvet). Øverst 27/10, 18 UTC (tv.) og 28/10, 00 UTC (th.). Nederst 28/10, 06(UTC (tv.) og 12 UTC (th.). Kun lavt lufttryk er vist. For at fremhæve lavtrykket, som krydser jetten, varierer trykintervallerne med analysetidspunkt (se bjælke øverst på figurerne) Vejret, 138, februar 2014 side 1

4 Figur 2. Shapiro-Keyser (S-K) modellen med overfladelavtrykkets position i faserne I (yderst tv.) til IV (yderst th.) relativt til jetaksen vist i bunden af figuren. i en tid, hvor der kun blev målt en gang i timen mod nu seks gange. Dertil kommer, at stormen ødelagde vindmåleren umiddelbart efter rekord-målingen. Det kan derfor ikke udelukkes, at vinden efterfølgende har været endnu kraftigere. Samtidigt målte vinde fra to nærtliggende målestationer viste under Allans hærgen, at målestedet kan have en betydelig indflydelse på hvor kraftige vinde, der måles. Under stormen var de målte middelvinde ved Kegnæs Fyr således i middel en faktor 1.8 større end vindene målt ved Sønderborg Lufthavn. Forskellen i styrken af de målte vindstød var betydeligt mindre, kun 1.2 gange større ved Kegnæs Fyr, hvilket indikerer at vindstød er mindre afhængig af særlige forhold på målelokaliteten. Ved Kegnæs Fyr måles vinden 15 m over terræn, hvilket typisk giver 8 til 10 % højere vindhastighed sammenlignet med en standardmåling 10 m over terræn. Speed-up af vinden som følge af Kegnæs-målestationens placering på en skrænt giver størstedelen af bidraget til den højere vindhastighed. Det overordnede udviklingsforløb DMI-HIRLAM-T15 analyser vil blive benyttet til at beskrive udviklingen af stormlavtrykket den 28. oktober. Analyserne beregnes hver 6. time til tidspunkterne 00, 06, 12 og 18 UTC. Den 26. oktober, 12 UTC, to døgn før stormen kulminerede over Danmark, var den et beskedent lavtryk på ca hpa over Nordatlanten sydøst for New Foundland (figur ikke vist). Lavtrykket ved overfladen (L) befandt sig på dette tidspunkt på den relativt varme anticyklonale shear side af en svagt bølgende polarjet omtrent midtvejs mellem bølgedal (trug) og nedstrøms bølgetop (ryg). I de følgende to døgn bevægede bølgen sig mod øst, samtidig med at dens amplitude voksede. L bevægede sig i samme periode ind under polarjetten og ud på dens relativt kolde cyklonale shear side (Figur 1). Vinden i den bølgende jetstrøm aftog noget frem til den 28. oktober, 00UTC, hvorefter den igen ifølge Figur 1 tiltog, mens L under maksimal uddybning (ca. 8 hpa/6 timer fra 00 til 06 UTC den 28.oktober) bevægede sig ud under jettens cyklonale shear side (Figur 1, nederst). Udviklingen af 3. december stormen i 1999 fulgte nogenlunde samme mønster og blev i [2] klassificeret som et S-K lavtryk. Til sammenligning var den maksimale uddybning af sidstnævnte lavtryk ca. 20 hpa/6 timer ([2]). Allans udviklingsforløb set i relation til S-K modellen Et lavtryk, som følger S-K modellen, gennemløber faserne I, II, III og IV, som skitseret i Figur 2. Et eksempel på en udvikling af denne type er beskrevet i f.eks. [3]. Figurens øverste række viser, hvordan overfladetryk og overfladefronter ændrer sig under lavtryksudviklingen (cyklogenesen). Den mellemste række viser tilsvarende udviklingsforløbet i potentiel temperatur nær overfladen og low level jets (LLJ), side 2 Vejret, 138, februar 2014

5 som er relativt kraftige vinde, der blæser langs fronterne nær overfladen. Nederste række illustrerer, hvordan overfladelavtrykket, L, under cyklogenesen bevæger sig fra den anticyklonale (varme) til den cyklonale (kolde) shear side af den øvre-troposfæriske jet. Denne relative bevægelse gælder ikke kun for lavtryksudviklinger af typen S-K, men er mere generel og bl.a. knyttet til Coriolis-parameterens vækst (numerisk) fra Ækvator mod Pol ([4]). Den relative bevægelse omtales som β-driften, hvor β = f / y er f s gradient. I fase I har lavtrykket (L) en åben varmsektor med en koldfront, som går kontinuerligt over i en varmfront. Allan befandt sig i fase I frem til mellem 18 UTC den 27. oktober og 00 UTC den 28. oktober (Figur 3 og 4, øverst tv.). Det sammenhængende frontsystem nær overfladen har stor positiv relativ vorticity (i 925 hpa op til 10 gange Coriolis-parameteren) og ses derfor tydeligt i Figur 4. I fase II er der ikke længere kontinuerlig forbindelse mellem koldog varmfront. Der er opstået et frontbrud (frontal fracture), og varmfronten er begyndt at strække sig bagud i strømningen til venstre for frontbruddet. Foran koldfronten blæser der i det varme transportbånd (warm conveyor belt, WCB) en LLJ, og i det kolde transportbånd (cold conveyor belt, CCB) foran varmfronten og dennes forlængelse i den bagudbøjede front blæser der ligeledes en LLJ. På figur 2 er LLJ vist med en fuldt optrukken og stiplet pil i hhv. kold- og varmluft. Allan befandt sig i fase II den m.s.l. pressure 850hPa eq. pot. temp T m.s.l. pressure 850hPa eq. pot. temp. 976 T oktober, 00 UTC (Figur 3 og 4, øverst th.). Under denne storm brydes koldfronten sydvest for Bretagne, et stykke fra lavtrykscenteret (Figur 4, øverst th.), mens koldfronten nord for bruddet udgør den bagudbøjede front, som fortsætter kontinuerligt over i varmfronten. LLJ i CCB er ikke særlig kraftig, men tiltager i styrke hen mod spidsen af den bagudbøjede front. Der er fortsat et frontbrud i fase III. Den bagudbøjede front er blevet længere og strækker sig nu helt frem til undersiden af L. I denne fase ligner frontmønsteret en T-bone. I perioden omkring fase III bevæger L sig under maksimal uddybning ud under den cyklonale shear side på polarjetten (Figur 1, nederst tv.), samtidig med at LLJ - især ved spidsen af den bagudbøjede front - hurtigt intensiveres m.s.l. pressure 850hPa eq. pot. temp T m.s.l. pressure 850hPa eq. pot. temp T Figur 3. DMI-HIRLAM-T15 analyser af ækvivalent potentiel temperatur i 850 hpa (laveste værdier mørkeblå, højeste værdier røde) og lufttryk ved havniveau (stiplede kurver i 2 hpa intervaller). Øverst 27/10, 18 UTC (tv.) og 28/10, 00 UTC (th.). Nederst 28/10, 06 UTC (tv.) og 12 UTC (th.) Allan trådte ind i fase III mellem 00 og 06 UTC (Figur 3 og 4, hhv. øverst th. og nederst tv.). Den brudte del af koldfronten er blevet svækket så meget, at dens relative vorticity er mindre end 10-4 s -1, hvilket gør den usynlig på Figur 4, nederst tv. I fase IV omslutter den bagudbøjede front L s kerne, som består af relativ varm luft, der er blevet isoleret i dette område under udviklingen fra fase III til fase IV. Processen omtales som warm core seclusion. I denne fase har L nået sin maksimale dybde og LLJ sin maksimale intensitet. I perioden mellem faserne III og IV vokser udbredelsen af den kraftige LLJ langs ydersiden af den bagudbøjede front. Allan gik fra fase III til fase IV omkring 12 UTC den 28. oktober, og 6 timer senere var stormen begyndt at aftage i styrke Vejret, 138, februar 2014 side 3

6 50N 45N 55N 50N m.s.l. pressure 925hPa wind 925hPa rel.vort Stormens overordnede udviklingsforløb kan forklares ved brug af quasigeostrofiske argumenter, som bygger på de quasigeostrofiske ligninger, herunder omegaligningen og den geopotentielle tendensligning. Eksempler på brug af sådanne argumenter findes i f.eks. [5] samt i flere artikler, bragt i Vejret (f.eks. [6]). Allans farlige periode Fra et vindvarslingssynspunkt er den mest interessante del af lavtryksudviklingen hændelsesforløbet i den relativt korte periode fra ca. 00 til 12 UTC den 28. oktober, hvor Allan under maksimal uddybning bevægede sig ud under den kolde, cyklonale shear side på polarjetten. Allan krydsede jetaksen tæt på vindmaksimum, der i samme periode voksede med mere end 10 m/s fra ca. 65 m/s (Figur 1, øverst th.) til mere end 75 m/s (Figur T W 10W 5W m.s.l. pressure 925hPa wind 925hPa rel.vort T W 5W 0 5E N 45N 55N 50N m.s.l. pressure 925hPa wind 925hPa rel.vort T W 10W 5W 0 5E m.s.l. pressure 925hPa wind 925hPa rel.vort , nederst th.). Dette, sammenholdt med den samtidige intensivering af LLJ langs ydersiden af den bagudbøjede front syd for lavtrykscenteret og maksimal uddybning af Allan, indikerer at der i den pågældende periode på relativ lille horisontal skala fandt en betydelig positiv tilbagekobling sted mellem processer i den øvre og nedre troposfære. I det aktuelle case illustreres tilbagekoblingen tilsyneladende bedre ved at bruge potentiel vorticity (PV) argumenter end ved brug af klassiske quasigeostrofiske forklaringer. I næste afsnit gøres derfor et forsøg på at illustrere udviklingen i Allans farlige periode ved hjælp af PV argumenter. PV er måske et mere eller mindre ukendt begreb for flere. Derfor giver afsnittet en forholdsvis grundig indføring i PV verdenen, således at man uden forhåndskendskab til PV T W 0 5E 10E 15E Figur 4. DMI-HIRLAM-T15 analyser af relativ vorticity (farver) og vind (røde vindfaner) i 925 hpa, samt lufttryk ved havniveau (stiplede kurver i 2 hpa intervaller). Enhed for relativ vorticity: Mørkerødt til gult viser aftagende negative værdier, grønt til mørkeblåt voksende positive værdier. Analysetidspunkter som i Figur kan få udbytte af læsningen. Potentiel vorticity Potentiel vorticity, defineret ved PV -g θ/ p (ξ θ +f), benyttes ofte til kvalitativt at visualisere vekselvirkning mellem processer i den øvre og nedre troposfære, f.eks. under extratropisk cyklogenese, dvs. lavtryksudvikling udenfor det tropiske område. I udtrykket for PV er tyngdeaccelerationen, θ den potentielle temperatur, p lufttrykket, f Coriolis parameteren og ξ θ den relative vorticity beregnet på en θ-flade. PV har den interessante egenskab, at den er bevaret i en adiabatisk, friktionsfri strømning. Det er ikke selve PV, som er mest interessant, men derimod PV-anomalier, dvs. positive eller negative afvigelser fra PVref, som er PV i en reference-tilstand. Eksempelvis vil en bølge overlejret en zonal (vest-øst) referencestrømning i en baroklin zone (dvs. en zone med en horisontal gradient i temperatur) have en positiv PV-anomali i truget og en negativ PV-anomali i ryggen. PV-argumenter anvendt på Allan I det barokline område i den øvre troposfære vokser både statisk stabilitet (- θ/ p) og ξ θ når man passerer gennem kernen på jetstrømmen fra dens varme, anticyklonale shear side til dens kolde, cyklonale shear side (Figur 5, øverst, Figur 10, nederst th.). PVref vokser derfor, når man på samme måde bevæger sig på tværs af jetstrømmen. I den nedre troposfære befinder referencetilstandens frontzone sig som udgangspunkt under den anticyklonale shear side 4 Vejret, 138, februar 2014

7 θ-flader i den øvre og nedre troposfære modsat rettede horisontale PVref gradienter. Et sådant PVref mønster har extratropisk cyklogenese-potentiale, når forstyrrelser (typisk bølger) overlejret referencetilstanden skaber PV-anomalier i den øvre og nedre troposfære. PV-anomalier i den nedre troposfære kan i nogle tilfælde være overfladeanomalier i potentiel temperatur, men ofte er en overfladeanomali en del af den nedre anomali. En +PV-anomali ved overfladen er varmere (har højere θ) end referencetilstanden. Figur 5. Analyser af potentiel vorticity i θ-fladen 315 K (øverst) og θ-fladen 295 K (nederst) 18 UTC den 27. oktober Orange til røde farver viser stratosfæriske PV-værdier, mens blå til gule farver viser troposfæriske værdier. Enheden for PV er: (1 PVU). side på den øvre jet, og luftens statiske stabilitet er normalt højest i frontzonen. Da zonen samtidig har et lokalt maksimum i ξ θ, aftager PVref i den nedre troposfære, når man bevæger sig fra frontzonen ind under den øvre jet (Figur 5, nederst). I nævnte område har referencetilstanden således på repræsentative Vindfeltet knyttet til en PV-anomali En PV-anomali inducerer en strømning centreret omkring anomalien, ikke blot i niveau med anomalien, men også i niveauer over og under anomalien. Den inducerede strømning vil for en positiv PV-anomali fremover blive kaldt en +PV-strømning eller et +PV-vindfelt. +PVstrømningens intensitet vokser med styrken og den horisontale udstrækning af anomalien, og for en given anomali mærkes +PVstrømningen i niveauer længere væk fra anomalien ved lav end ved høj statisk stabilitet i atmosfæren ([7]). En positiv (+) PV-anomali har højere statisk stabilitet (højere - θ/ p) og højere absolut vorticity (ξ θ +f) end referencetilstanden, mens det modsatte gælder for en negativ (-) PV-anomali ([5]). På en given breddegrad, hvor f er konstant, må ξ θ+ i en +PV-anomali derfor værre større end ξ θr i referencetilstanden, mens ξ θ- i en -PV-anomali må være mindre end ξ θr. Det bety- Vejret, 138, februar 2014 side 5

8 PVref(u) +DPVref(u) + PVref(u) øvre reference strømning nedre reference strømning PVref(u) -DPVref(u) Reference øvre jetakse + PVref(l) -DPVref(l) PVref(l) PVref(l) +DPVref(l) Figur 6. Skematisk tegning af en øvre (rød) og nedre (blå) +PV-anomali på hhv. en øvre og nedre θ-flade. PV i referencetilstanden på den øvre θ-flade (PVref(u)) vokser opad på figuren, mens PV i referencetilstanden på den nedre θ-flade (PVref(l)) vokser nedad på figuren. Den røde og blå pil viser propagationshastigheden (udbredelseshastigheden) af hhv. den øvre og nedre PV-anomali, mens den brune og grønne pil viser hvor hurtigt referencestrømningen advekterer anomalierne. Den øvre og nedre anomali befinder sig på hhv. den cyklonale og anticyklonale shear side af referencejetten. der, at en strømning induceret af en +PV-anomali har positiv (cyklonal) relativ vorticity, mens en strømning induceret af en -PV-anomali har negativ (anticyklonal) relativ vorticity. De inducerede vindfelter i positive og negative cirkulære PV-anomalier ser derfor ud som vindfelterne i hhv. cirkulære lav- og højtryk. I en konkret vejrsituation med al sin kompleksitet er det ikke trivielt at finde frem til en repræsentativ referencetilstand. Et tidsmiddel af passende længde er en blandt flere måder at definere referencetilstanden på ([8]). I det aktuelle case er der ikke beregnet en referencetilstand. Positive og negative PV-anomalier identificeres i stedet som lokale område med hhv. store positive og negative værdier af PV. En analyse af PV 18 UTC den 27. oktober Figur 5 (øverst) viser fra 18 UTC den 27. oktober en analyse af PV i den øvre troposfære på θ-fladen 315 K (42 C). Figuren sammenholdt med Figur 1 (øverst tv.) viser en +PV-anomali i truget mellem 20 og 25 W og en -PVanomali i nedstrøms ryg over De Britiske Øer. Figur 5 (nederst) viser tilsvarende PV i den nedre troposfære på θ-fladen 295 K (22 C). Normalt er PV i troposfæren mindre end 1.5 PV enheder (PVU), mens højere PV-værdier (orange til mørkerød) findes i stratosfæren og i luft af stratosfærisk oprindelse. I frontzonen nær centeret på Allan har PV stratosfæriske værdier og er tydeligvis en +PVanomali. Det betyder imidlertid ikke, at luften i denne anomali nødvendigvis har stratosfærisk oprindelse. Man kan vise, at der ved diabatisk opvarmning i atmosfæren sker en omfordeling af PV, så der dannes +PV under og PV over et lokalt maksimum i diabatisk opvarmning ([7], side 931). De høje PV-værdier i Figur 5 (nederst) er efter al sandsynlighed skabt via diabatisk opvarmning ved frigørelse af latent varme ved kondensation i den fugtige luft, som stiger opad i frontzonen. 1 PVU er 10-6 m 2 s -1 Kkg -1. Som tidligere nævnt forventes referencestrømningen som udgangspunkt at have en PVref i den nedre troposfære, som aftager fra frontzonen ind mod jetkernen, mens PVref i den øvre troposfære vokser fra den anticyklonale til den cyklonale shear side 6 Vejret, 138, februar 2014

9 . Fase I. + Øvre +PV anomali på jettens cyklonale shear side... + Nedre +PV anomali på jettens anticyklonale shear side nedstrøms for øvre +PV Symbolsk øvre +PV anomali Langs-jet hastighed af øvre +PV relativt til nedre +PV Symbolsk nedre +PV anomali Strømning ud af figur Strømning ind i figur PVref gradient Fase II-III Fase IV. + Nedre+PV anomali under øvre jetakse.. + Nedre +PV anomali under øvre +PV på den cyklonale shear side af jetaksen Figur 7. Lodrette tværsnit vinkelret på referencejetten i fase I (øverst tv.), fase II-III (nederst tv.) og fase IV (nederst th.). Faserne refererer til S-K-modellen. I fase I befinder den øvre (blå) og nedre (rød) +PV-anomali sig på hver sin side af jetaksen. I fase II-III er det nedre PV-reference mønster i Figur 6 rykket ind mod jetaksen, således at den nedre anomali befinder sig under den øvre jetakse. I fase IV befinder anomalierne sig lodret over hinanden på den cyklonale shear side af den øvre jet. Bemærk at langs-jet hastigheden (brun pil) skal fortolkes som en pil, der peger ind i figuren. Af praktiske grunde er pilen på figuren drejet 90 med uret. side på polarjetten. Skematisk gengivelse af udviklingen i PV-anomali mønsteret I Figur 6 vises skematisk og stærkt forenklet situationen i Figur 5. Rød viser forholdende i den øvre troposfære (315 K) på den cyklonale shear side af referencejetten, mens blå viser forholdene i den nedre troposfære (295 K) under reference-jettens anticyklonale shear side. I den øvre troposfære er konturen PVref(u) lokalt skubbet ind mod jetaksen, hvilket betyder at PV ved den røde trekant er større end PVref(u). I dette område er der derfor en +PV-anomali, som symbolsk svarer til den øvre +PVanomali i Figur5, øverst. De tynde røde pile viser +PV-vindfeltet induceret af anomalien. Bemærk at +PV-vindfeltet ikke kan forløbe modsat, da dette vil give anomalien negativ relativ vorticity (en pind, anbragt vinkelret på strømretningen, ville rotere med uret). PV-strømningen har den virkning, at +PV-anomalien propagerer mod venstre (fed rød pil) som følge af at PVref(u) konturen af det inducerede vindfelt advekteres (skubbes) mod og væk fra jetaksen hhv. tv. og th. for anomaliens centrum. I den nedre troposfære indses på samme måde, at der er en +PV-anomali ved den blå trekant, som symbolsk svarer til +PV-anomalien nær Allans centrum på Figur 5, nederst. Modsat forholdene i den øvre troposfære (og en direkte følge af at PVref(l) gradienten er modsat rettet PVref(u) gradienten) skubber +PV-strømningen PVref(l) konturen væk og mod jetaksen hhv. tv. og th. for anomaliens centrum. Anomalien vil derfor propagere mod højre (fed blå pil). Uden referencestrømning eller i en referencestrømning, som ikke ændrer sig med Vejret, 138, februar 2014 side 7

10 højden, vil +PV-anomalierne i den øvre og nedre troposfære således bevæge sig væk fra hinanden uden mulighed for at komme til at vekselvirke. Vekselvirkning forudsætter, at der er en referencestrømning som ændrer styrke med højden, således at anomalierne kan bringes på kollisionskurs. I en baroklin referencetilstand vokser vindkomponenten langs jetaksen med højden. På Figur 6 viser den fede brune og grønne pil referencevinden i hhv. den øvre og nedre troposfære. Referencevinden advekterer begge anomalier mod højre, den øvre hurtigt, den nedre langsomt. Hastigheden langs jetaksen af den øvre anomali er summen af den fede røde og brune pil, og hastigheden af den nedre anomali summen af den fede blå og grønne pil. Hvis den øvre anomali har højere hastighed end den nedre vil førstnævnte med tiden indhente den nedre anomali. Denne situation foreligger såfremt referencetilstanden har tilstrækkelig baroklinitet, hvilket kan oversættes til tilstrækkelig stor forskel mellem referencevind i den øvre og nedre troposfære. Det er tidligere nævnt at +PVstrømningen vokser med styrken og den horisontale udstrækning af anomalien. Derfor vil en stærk anomali og en anomali på stor horisontal skala propagere hurtigere end en svag anomali og en anomali på lille horisontal skala. Det betyder, at der skal mindre baroklinitet til i referencetilstanden for at bringe anomalierne i Figur 6 på kollisionskurs, hvis de er svage og på lille horisontal skala, end hvis de er stærke og på stor horisontal skala. En øvre anomali på kollisionskurs med en nedre anomali (eller som udgangspunkt en nedre frontzone) er en nødvendig, men ikke tilstrækkelig betingelse for positiv tilbagekobling (extratropisk cyklogenese). Hvis anomalierne har for lille horisontal udstrækning, er for svage og atmosfærens statiske stabilitet er for høj, passerer anomalierne hinanden uden at vekselvirke, dvs. uden at skabe cyklogenese. Allans udviklingsfaser i PV perspektiv Fase I På Figur 6 (svarende til 18 UTC den 27. oktober) er den øvre og nedre +PV-anomali så langt fra hinanden at vekselvirkningen (hvis nogen overhovedet) er svag. Dette er illustreret på Figur 7 (øverst tv.). Figur 7 er skematisk og stærkt forenklet. Den viser lodrette tværsnit vinkelret på referencejetten i forskellige faser (med reference til S-K modellen) af lavtryksudviklingen. Desuden vises PV- strømninger knyttet til den øvre (blå) og nedre (røde) +PV-anomali med symboler for strømning ud af figuren (modsat langs-referencejet-strømretningen) og ind i figuren (i langsreferencejet-strømretningen). Af praktiske grunde er langs-jet hastigheden af den øvre anomali relativt til den nedre anomali vist som en vindpil (brun), der peger mod højre, men for at forstå figuren korrekt skal man dreje vindpilen 90 mod uret. Fase II-III: Perioden med positiv tilbagekobling Den brune pil viser, at anomalierne nærmer sig hinanden - på hver sin side af den øvre jetakse. Bl.a. den førnævnte β-drift giver samtidig den nedre anomali en bevægelse ind mod jetaksen. Derfor er det ikke usandsynligt, at der mellem 00 og 06 UTC den 28. oktober opstår en situation, som vist skematisk nederst tv. på Figur 7. Den nedre +PV befinder sig under den øvre jetakse, mens den øvre +PV anomali befinder sig på den øvre jets cyklonale shear side lidt opstrøms for den nedre anomali. I denne konfiguration er der en vekselvirkning mellem anomalierne via de inducerede vindfelter. Vekselvirkningen foregår ved at vindfeltet fra den nedre anomali mærkes i den øvre anomali, og vindfeltet fra den øvre anomali mærkes i den nedre anomali. Effekten af vekselvirkningen er en gensidig forstærkning af anomalierne. Vindfeltet fra den nedre anomali skubber bølgedalen i den øvre anomali (Figur 6) tættere på jetaksen, hvilket betyder at anomalien forstærkes. Den nedre anomali forstærkes tilsvarende, fordi +PVvindfeltet fra den øvre anomali skubber ryggen (kontur PVref(l)) i den nedre anomali mod lavere PVref(l). Man må her forestille sig, at det som følge af bl.a. β-driften er hele det nedre PVref mønster med anomali, som har en bevægelse ind mod jetaksen, således at konturen PVref(l) (Figur 6) befinder sig under den øvre jetakse i Fase II-III (Figur 7, nederst tv.). Forstærkning af +PV-anomalierne betyder at +PV-vindfelterne intensiveres, hvilket yderligere forstærker anomalierne. I denne fase af lavtryksudviklingen er der således en positiv tilbagekobling side 8 Vejret, 138, februar 2014

11 Figur 8. Udsnit af METEOSAT vanddamp(kanal 5) billeder. Tv. 18 UTC den 27. oktober Th. 00 UTC den 28. oktober mellem processer i den øvre og nedre troposfære. Den gensidige forstærkning af +PV anomalierne medfører også, at den øvre anomali propagerer stadig hurtigere mod venstre og den nedre anomali stadig hurtigere mod højre. Derved bremses den øvre anomalis bevægelse mod den nedre, hvilket betyder at den positive tilbagekobling kan virke over længere tid. Opbremsningen er på Figur 7 vist ved at den brune pil er blevet mindre fra fase I til fase II-III. Fase IV I denne fase, hvor L befinder sig under den cyklonale shear side på den øvre jet (Figur 1, nederst th.), har den øvre +PV-anomali indhentet den nedre og befinder sig forbigående lodret over sidstnævnte. Anomalierne og de inducerede vindfelter er ved maksimal styrke, men den gensidige forstærkning af anomalierne er ophørt, fordi vindfeltet fra den nedre (øvre) anomali er nul i centeret på den øvre (nedre) anomali og derfor ikke længere skubber bølgedalen (bølgetoppen) i PVref(u) (PVref(l)) konturen i Figur 6 mod lavere PVref(u) (PVref(l)). Opfyldningsfasen I fase IV har den øvre anomali fortsat en hastighed mod højre (markeret med den brune pil i Figur 7, nederst th.) relativt til den nedre. I det videre udviklingsforløb vil der derfor opstå en negativ tilbagekobling mellem anomalierne, hvor vindfeltet fra den øvre anomali skubber bøl- Figur 9. Udsnit af METEOSAT vanddamp(kanal 5) billeder. Tv. 06 UTC og th. 12 UTC den 28. oktober Vejret, 138, februar 2014 side 9

12 hpa Vn [m/s] f1 136/008 T f2 033/109 hpa Vn [m/s] RH T N 5.00E 58.08N 5.43E N 5.83E N 6.21E N 6.57E 50.44N 6.92E N 5.00E 58.08N 5.43E N 5.83E N 6.21E N 6.57E 50.44N 6.92E f2 033/109 hpa Vn [m/s] f1 012/ T f2 033/109 hpa Vn [m/s] Pot. Temp. [K] 200 T N 5.00E 58.08N 5.43E N 5.83E N 6.21E N 6.57E 50.44N 6.92E N 5.00E Figur 10. Lodrette tværsnit gennem overfladelavtrykket og næsten vinkelret på LLJ syd for lavtrykskernen. Analyserne er fra 12 UTC den 28. oktober 2013 og viser vind vinkelret på snittene (fuldt optrukne kurver for vind ind i figuren (10 m/s fejlagtig vist som 0 m/s) og stiplede kurver inklusiv 0-konturen for vind ud af figuren). Med farver vises øverst tv. PV, øverst th. relativ fugtighed, nederst tv. ækvivalent potentiel temperatur og nederst th. potentiel temperatur. De laveste og højeste værdier er hhv. blå og røde. Temperatur i K, relativ fugtighed i % og PV i enheden 10-6 m 2 s -1 Kkg N 5.43E N 5.83E N 6.21E N 6.57E 50.44N 6.92E getoppen i PVref(l) konturen tilbage mod højere PVref(l), mens vindfeltet fra den nedre anomali ligeledes skubber PVref(u) konturens bølgedal tilbage mod højere PVref(u). Det betyder at anomalierne svækkes og derfor propagerer langsommere, hvilket får den øvre anomali til at øge sin hastighed mod højre relativt til den nedre. Dette bringer med tiden den negative tilbagekobling til ophør. Det skal igen understreges at udviklingsforløbet, som beskrevet ovenfor, er stærkt forenklet i forhold til den faktiske udvikling og primært har til formål ved hjælp af PV argumenter at illustrere den fundamentale tilbagekoblingsmekanisme i den extratropiske cyklogeneses farlige periode. Udviklingen set fra satellit De mørke og lyse områder på satellitbillederne i Figur 8 og 9 viser hhv. tør og fugtig luft omkring tropopausen. Da +PV og -PV-anomalier ved tropopausen befinder sig i luft af hhv. stratosfærisk og troposfærisk oprindelse, vil +PV-anomalier ved side 10 Vejret, 138, februar 2014

13 tropopausen fremtræde mørke, mens tilsvarende -PV-anomalier vil fremtræde lyse. Det er derfor nærliggende at tolke den meget mørke kile parallelt med det betydeligt lysere bånd mod sydøst som en +PV-anomali ved tropopausen. Kilen er med til at forme det såkaldte skyhoved, som langs den forreste ende af kilen på Figur 9 ses i lysere nuancer mod nordvest. Det er ligeledes nærliggende at tolke skyhovedet som en -PVanomali ved tropopausen. Allan er på figurerne markeret med et kryds. Den skarpe overgangszone mellem meget mørke og lyse nuancer, som strækker sig fra sydvest mod nordøst, viser med god tilnærmelse jetaksens beliggenhed i den øvre troposfære. Ved sammenligning med analyserne i Figur 1 ses, at der er god overensstemmelse både hvad angår beliggenhed af jetaksen og lavtrykscenteret ved overfladen, sidstnævnte bestemt ved overfladeobservationer. Figur 8, th. og Figur 9, tv. viser også, at Allan mellem 00 og 06 UTC bevæger sig på tværs af jetaksen til det mørke område over East Anglia nær spidsen af skyhovedet, Da den nedre +PV-anomali befinder sig i nærheden af lavtrykscenteret (Figur 4 og Figur 5) er der grund til at tro, at der 06 UTC foregår en positiv tilbagekobling mellem denne anomali og en øvre +PV-anomali i den mørke kile. Man kan tolke ekspansionen af skyhovedet og det mørke område mellem jetakse og skyhoved i perioden 06 til 12 UTC (Figur 9) som et resultat af denne proces. Lodrette tværsnit Figur 10 viser i fase IV lodrette tværsnit gennem Allan næsten vinkelret på LLJ på ydersiden af den bagudbøjede front syd for lavtrykscenteret. Ved overfladen befinder lavtrykskernen på de viste snit sig omkring 56 N, 5.8 E. Figuren øverst tv. viser den bagudbøjede front som en nedre +PV-anomali. På sydsiden af lavtrykket (nær 54.4 N, 6.0 E) er den nedre anomali smeltet sammen med en øvre +PV-anomali i et mønster, som kaldes for et +PV-tårn. Sidstnævnte optræder i perioden omkring lavtrykkets fase IV. +PV-vindfelterne i denne fase er vist skematisk på Figur 7, nederst th. Den øvre anomali har alle de karakteristiske markører for en +PV-anomali skabt via tropopausefoldning ([9]). Markørerne er tør luft (< 10 % relativ fugtighed) med betydelig cyklonalt vind shear og høj statisk stabilitet (høje værdier af - θ/ p). Figur 10 viser, at luften i området med PV > 4 PVU tv. for jetkernen har alle disse egenskaber. Luftens tørhed og høje statiske stabilitet fremgår af tværsnittene hhv. øverst th. og nederst th. I sidstnævnte tværsnit ses høj statisk stabilitet som et hurtigt farveskifte med faldende tryk. En tropopausefold opstår typisk ved øvre frontogenese på den cyklonale shear side af jetten opstrøms for truget ([5], [6]), i det aktuelle case opstrøms for truget på Figur 1, øverst tv. luft med stor positiv PV, skabt ved tropopausefoldning, advekteres efterfølgende til nedstrømssiden af truget, hvor den i Allans farlige periode deltager i en positiv tilbagekobling med den nedre +PV-anomali knyttet til den bagudbøjede front. Figur 10 viser situationen nær afslutningen på den positive tilbagekoblingsperiode, hvor vinden i LLJ langs ydersiden af den bagudbøjede front syd for lavtrykscenteret er nær maksimal styrke. Figuren indikerer at +PV-vindfelterne induceret af den øvre og nedre +PV-anomali bidrager væsentligt til den kraftige LLJ i denne fase af udviklingen, men det er også vigtigt for de høje vindhastigheder, at LLJ samtidig befinder sig tæt på jetaksens projektion på overfladen. I en situation, hvor den bagudbøjede front i fase IV befinder sig længere væk fra jetaksen vil LLJ, ved uændret vindstyrke i jetkernen, være mindre kraftig. Vinden i den øvre troposfære Figur 11 viser skematisk, hvordan vindfeltet i den øvre troposfære i Figur 10 kan tolkes som summen af en referencestrømning (brune pile) og vindfelter induceret af øvre PV-anomalier (røde og blå pile for hhv. + og PV-anomalier). Den resulterende strømning er vist med grønne pile. Den øvre +PV-anomali ud for B på Figur 11 symboliserer tropopausefolden, som på Figur 9, th. ses som en mørk kile, der strækker sig mod nordøst op over Jylland. Den øvre -PV-anomali ud for D på Figur 11 symboliserer skyhovedet nordvest for den mørke kile (Figur 9, th.). Den resulterende strømning (grønne pile) har et primært maksimum ud for A (jetaksen), et minimum ved C og et sekundært maksimum ved E. På Figur 10 svare det primære vindmaksimum ved A til jetkernen nær 54.3 N, 6.3 E, det sekundære vindmaksimum ved E til det sekundære vindmaksi- Vejret, 138, februar 2014 side 11

14 E D C B A + +PV + + -PV + = +PV - - Cyklonal (positiv) shear vorticity Øvre positiv PV-anomali Langs-jet referencestrømning - -PV Anticyklonal (negativ) shear vorticity Øvre negativ PV-anomali Langs-jet Referenceplus PV-anomalistrømning - + spidsen af skyhovedet, som godt kan minde om bagkroppen på en hveps. Ifølge [11] er samtlige sting-jet cykloner, som er analyseret i litteraturen, af S-K typen. Allan synes netop at være af denne type, og det kan derfor ikke udelukkes, at nogle af de kraftige vindstød, som blev målt i sydvestenvinden i frontbrud området kan stamme fra sting jets. Den foretagne analyse er ikke dybtgående nok til at give svar på om Allan var uden brod eller faktisk stak som en hveps. Figur 11. Skematisk illustration af den resulterende strømning (grønne pile) som følge af addition af en dipol PV-anomalistrømning (-PV-strømning (blå pile) over +PV-strømning (røde pile)) til referencestrømningen (brune pile) på dennes cyklonale shear side. Cyklonal og anticyklonal shear vorticity er vist med hhv. røde (+) og blå (-) cirkler. Pilene på cirklerne angiver hvilken vej en pind anbragt vinkelret på strømretningen vil rotere. De øvre positive og negative PV-anomalier er vist med +PV og -PV i hhv. røde og blå kasser. mum, som kan anes tv. (uden for figuren), mens vindminimum ved C svarer til minimum nær 57.0 N, 5.6 E. Det øvre PVanomali-mønster kaldes for en dipol. Figur 11 illustrerer også - i god overensstemmelse med Figur 10 og Figur 1, nederst th. - at tilstedeværelse af en øvre dipol PV-anomali på referencejettens cyklonale shear side øger det cyklonale vind shear i område B (den mørke kile på Figur 9) og skaber anticyklonalt vind shear i område D (skyhovedet i Figur 9, th.). Allans giftige hale De kraftigste middelvinde ved overfladen i lavtryk af S-K typen forekommer i fase III til IV og optræder på undersiden af lavtrykkene, langs ydersiden af den bagudbøjede front. Norske meteorologer har kaldt disse kraftige vinde for lavtrykkets giftige hale [10]. Diskussionen knyttet til Figur 10 og Figur 11 giver et bud på, hvorfor vindene ved overfladen netop er kraftigst i lavtryksudviklingens fase III til IV. Observationer sammenholdt med modelstudier har vist, at der omkring fase III i udviklingen undertiden kan forekomme sting jets i frontbrud området nedstrøms for spidsen på den bagudbøjede front ([11]). I Figur 12 er dette område vist med brun skråskravering. En sting jet er en transient (stærkt tidsvarierende) mesoskala jet af luft, som stammer fra mellemniveauer i skyhovedet. Sting jetten dykker fra spidsen af skyhovedet ned mod toppen af grænselaget og kan i nogle tilfælde give meget kraftige vindstød ved overfladen. Sting betyder brod, og jetten har fået sit navn, fordi den stråler ud fra Efter Allan med vindstød af stærk orkan kom Bodil med stormflod Allan var ikke den eneste storm som ramte Danmark i Den 5. december passerede stormen Bodil ad en østlig bane hen over Sydnorge og Skagerak. Stormens vindfelt gav stormflod og flere steder oversvømmelse langs kyststrækninger ud mod det sydlige Kattegat. Nogle steder, f.eks. i Roskilde Fjord, blev der målt rekordhøj vandstand. Der er næppe to extratropiske cyklonudviklinger, som forløber helt ens, grundlæggende fordi både referencestrømning og PVanomalimønstrene varierer fra case til case. Allan og Bodil synes begge at være af S-K-typen, men alligevel var de (ikke blot navnemæssigt) temmelig forskellige. På Figur 12 minder lavtryk A om Allan, mens lavtryk B ligner Bodil. Figuren viser lavtrykkene i fase III til IV. Visuelt er der tydelig forskel. Allan har en noget mindre horisontal udstrækning end Bodil, og LLJ (blå pil) i Allan er tættere på den øvre jetakse end i Bodil. Det er sandsynligvis de væsentligste grunde til, at Allan side 12 Vejret, 138, februar 2014

15 var kortvarig, dækkede et mindre areal og havde både højere middelvind og vindstød end Bodil. I modsætning til Allan havde Bodil netop stormflodspotentiale, fordi de kraftige vinde bredte sig ud over et betydeligt større areal og varede i længere tid, bl.a. fordi fase III til IV uddybningsperioden varede længere i Bodil. Dette kan ses som et resultat af, at Bodil udviklede sig i omgivelser med større baroklinitet end Allan. I Bodil blev der derfor omsat mere eddy tilgængelig potentiel energi (ETPE) til eddy bevægelsesenergi (EBE) end i Allan. Til gengæld tyder analysen af Allans udvikling på, at der i dens maksimale uddybningsperiode blev omsat betydelig ETPE til EBE indenfor et snævert horisontalt område på lavtrykkets underside. I timerne efter den maksimale uddybningsperiode bevægede dette område sig mod nordøst i en bane fra Jyllands vadehavskyst til det nordlige Kattegat, mens der undervejs blev sat nye rekorder for middelvind og vindstød, rekorder som Bodil slet ikke kom i nærheden af at slå. Til gengæld gav Bodils brede og kraftige vindfelt stormflod mange steder langs de danske kyster og pressede så store mængder vand ind i Roskilde Fjord, at vandstanden i fjorden flere steder satte ny højderekord. Litteratur [1] Shapiro, M.A., and Keyser,D., Fronts, jet streams and the tropopause. Extratropical Cyclones, The Erik Palmén Memorial Volume, C.W. Newton and E.O. Holopainen, Eds., American Meteorological Society, Boston, L CH USA, B Figur 12. Ekstratropiske cykloner i fase III til IV med mindre (A) og større (B) horisontal udstrækning. Polarjetten og low level jetten (LLJ) i det kolde transportbånd på ydersiden af den bagudbøjede front er vist med hhv. grønne og blå pile. Overfladelavtrykket er markeret med L og skyhovedet med CH. Sorte konturer viser skematisk omridset af cyklonernes højtliggende skyer. I områderne med brun skråskravering kan der i cyklonernes fase III i nogle tilfælde forekomme kraftige vindstød ved overfladen som følge af sting jets ved toppen af atmosfærens grænselag [11]. [2] Nielsen, N.W., and B.H. Sass, A numerical, high resolution study of the life cycle of the severe storm over Denmark on 3 December Tellus, 55A, [3] Nielsen, N.W., Udviklingsmønsteret i kraftige extratropiske lavtryk. Del 1: Bombe udvikling af Shapiro-Keyser typen ved Færøerne den marts Vejret, 113, 2007, [4] Oruba, L., and Lapeyre, G., On the poleward Motion of Midlatitude Cyclones in a Baroclinic Meandering Jet. J. Atmos. Sci., 70, [5] Bluestein, H.B., Synoptic-Dynamic Meteorology in Midlatitudes. Volume II: Observations and Theory of Weather Systems. Oxford University Press, [6] Nielsen, N.W., Udviklingsmønsteret i kraftige extratropiske lavtryk. Del3: Energitransformation, positiv og negativ tilbagekoblingsprocesser og indtrængning af tør luft i frontzonen. Vejret, 116, [7] Hoskins, B.J., M.E. McIntyre, and A.W. Robertson, On the use and significance of isentropic potential vorticity maps. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 111, [8] Davis, C.A., A Potential-Vorticity Diagnosis of the Importance of Initial Structure and Condensational Heating in Observed Extratropical Cyclogenesis. Mon. Wea. Rev., 120, [9] Nielsen, N.W. og J. Havskov Sørensen, Tropopausefolden over Danmark den 21. marts 1994, 69, [10] Grønås, S., The seclusion intensification of the new year s day storm Tellus, 47A, [11] Baker, L.H., S.L. Gray, and P.A. Clark, Idealised simulations of sting-jet cyclones. Q.J.R. Meteorol. Soc., doi: /qj L CH A Vejret, 138, februar 2014 side 13

16 Norge og meteorologien Af Leif Rasmussen Det går godt for vore nordiske frænder hinsides Skagerrak. Ikke alene nyder de godt af masser af miljøvenlig energi i form af vandkraft. De omgiver sig også med - knap så miljøvenlige - oliefelter. Og så har de nogle gæve gutter at være stolte af: Roald Amundsen, Fridtjof Nansen og Otto Sverdrup, hvis vi fokuserer på de kolde egne. Men også et succesrigt luftfartsselskab og en stor fortid indenfor den meteorologiske videnskab. De sidstnævnte herligheder er forenet i ovenstående billede, som Morten Mølgaard fangede i Kastrup Lufthavn. Flere af Vejrets læsere vil vide, hvem Vilhelm Bjerknes var. Han så dagens lys i Christiania (Oslo) i 1862 og skrev sig ind i verdenshistorien som grundlæggeren af moderne vejrvarsling. Efter bl.a. ophold i Tyskland blev han i 1895 professor i anvendt mekanik og matematisk fysik ved Stockholms Högskola, hvor han i 1904 skrev en artikel til et tysk tidsskrift, som betragtes som banebrydende. Artiklen begynder således, gengivet på norsk: Dersom det er slik, som alle naturvitenskapelig tenkende mennesker tror, at påfølgende tilstander i atmosfæren utvikles fra den foregående i følge fysikkens lover, da er det innlysende at den nødvendige og tilstrekkelige betingelse for en rasjonell løsning av problemet værvarsling er som følger: 1. Man må med tilstrekkelig nøyaktighet kjenne atmosfærens tilstand ved et bestemt tidspunkt. 2. Man må med tilstrekkelig nøyaktighet kjenne lovene som styrer utviklingen av atmosfæren fra en tilstand til den neste. I 1917 kom Bjerknes, efter ophold i Oslo og Leipzig og efter gæsteforelæsninger i Washington, til Bergen som leder af det specielt oprettede Geofysisk Institutt. Assisteret af Halvor Solberg og af sønnen Jacob Bjerknes etablerede han et net af observationsposter i den norske skærgård. De indsamlede data blev grundlaget for deres udformning af polarfrontbegrebet, som på sin side blev et kernepunkt i det, som verden over betegnes Bergenskolen. I 1933 udkom et digert værk på 800 sider: Physikalische Hydrodynamik, blandt meteorologer omtalt som Biblen, forfattet af V. Bjerknes, J. Bjerknes, H. Solberg og den nytilkomne svensker Tor Bergeron, senere også kendt som skyfysiker, herunder beskrivelse af nedbørprocesser. Indførelsen af de norske idéer i Danmark gik trægt og ikke uden sværdslag. Om disse og om Bergenskolen i øvrigt kan man læse meget mere i to artikler af Erik Eliasen i Vejret, hhv. nr. 31 og 33 fra 1987, se links nedenfor. Vilhelm Bjerknes døde i Oslo 1951, 89 år gammel. Som vores egen Tycho Brahe opnåede han at få et månekrater opkaldt efter sig. Og nu får han altså også sit kontrafej transporteret rundt i verden i det element, som fyldte så meget i hans tilværelse. Foto: Morten Mølgaard Links til Erik Eliasens artikler: side 14 Vejret, 138, februar 2014

17 Downburst versus skypumper - når medietoget kører Af Andreas Nyholm & Anders Brandt, TV 2 VEJRET Det, der så ud til at blive et par stille og rolige men ganske spændende dage på kontoret, blev i stedet to dage, hvor vi på TV 2 VEJRET endte med at blive vejrets ambassadører, også selv om det på flere måder var svært at få fejet den glubske nyhedsulv væk fra de nybonede vejrgulve fyldt med skypumper, væltede træer og ødelagte festtelte. Det var lørdag den 15. juni Der var Folkemøde på Bornholm, så der havde vi sendt TV 2 VEJ- RET s hovedvejrværter Peter Tanev og Per Christiansen hen, mens Anders Brandt sad alene i vejrredaktionen på Kvægtorvet i Odense med opdatering af vejret.tv2.dk samt øvrige vejrudsendelser på TV 2 og TV 2 NEWS samt hvad der ellers måtte komme af ekstra vejrudsigter til de regionale TV-stationer. Andreas Nyholm sad længere væk i København og skulle holde styr på dagens eventuelle varsler af voldsomt vejr. Allerede aftenen før beskriver vi på vejret.tv2.dk, hvorledes et regulært tordenuvejr kan ramme landet. I ugerne forinden er vi i flere omgange blevet ramt af tordenvejr, som har været med en markant gustfront, som flere steder har vakt stor opmærksomhed. Så ud over at true med lyn, torden, mm regn, der kan falde skybrudsagtigt, så omtaler vi også muligheden for igen at kunne se de spektakulære skyformationer men hvad måske er endnu vigtigere: tordenfron- Figur 1. Vejrkortet 15. juni 18 UTC. Kilde: Deutscher Wetterdienst. Vejret, 138, februar 2014 side 15

18 Vindstød: Såvel positive som negative afvigelser fra middelvindhastigheden af en varighed på højest 1 minut. Inden for dansk område er det praksis at opgive vindstød som de højeste og laveste tre sekunders middelhastigheder i en given periode. (kilde: dmi.dk). ten kan være ledsaget af kraftige vindstød. Den synoptiske situation Et lavtryk over Skotland sendte en front ind gennem Nordsøen og frem mod Danmark. Fronten strakte sig langt ned gennem Vesteuropa, hvor den lørdag formiddag var ganske aktiv og var med torden, mens der på forsiden blæste varm og fugtig luft frem fra syd. En helt klassisk sommersituation, hvor det synoptiske løft giver anledning til kraftig konvektion. Atmosfæren var godt instabil med en cape(sb) på J/Kg. Derudover var der samtidig en relativ kraftig low level jet (LLJ) i ca. 1-2 km s højde på m/s, som blæser op på forsiden af lavtrykket. Den kan i kombination med den turbulente luft i gustfronten og kraftig nedbør erfaringsmæssigt give vindstød omtrent som middelvindshastigheden i denne højde. Det sker når konvektion opblander atmosfæren, hæver grænselaget og derved tillader vinde i højere luftlag at nå ned til overfladen som vindstød. Tør luft, der strømmer frem i mellemstor højde giver desuden en øget risiko for, at downburst kan forekomme. Så der er al mulig grund at advare mod kraftige vindstød. TV 2 Vejrets WRF modellerede vindstød omkring stormende kuling i forbindelse med tordenfronten. Derfor var det også forventeligt, at vi midt i højsommeren vil få en del mindre stormskader. TV 2 Vejret udsendte derfor også et varsel for kraftig torden (skybrudslignende regn, hagl og kraftige vindstød) for stort set hele landet. Dagens udvikling TV 2 NYHEDERNE, som vi nu er i lokale med, er derfor forståeligt nok meget interesseret i dagens tordenvejr, og da selve fronten ventes at have passeret det meste af landet inden den store nyhedsudsendelse kl. 19, så sendes journalist og fotograf af sted til Sønderjylland med besked om, at det var skybrud, vindstød, lyn og så den flotte gustfront, der skulle holdes øje med til et nyhedsindslag. Inden tordenfronten rammer Sydvest- og Vestjylland, er den først på eftermiddagen passeret hen over Nordvesttyskland, hvor der har været vindstød af stormstyrke, og kl. 15:28 advarer vi specifikt på vindstødene, som vi anser for at være den vejrparameter, der bliver mest betydningsfuld under frontpassagen. Det er det, vores arbejde i princippet går ud på: at skære helt ind til benet i forhold til, hvad det er for et vejr, der får størst betydning hvilket vejr, der i ordets bogstaveligste forstand trækker de store overskrifter, både i bladene dagen efter, men sørme også og ikke mindst over køkkenbordet hjemme hos Hr. og Fru Hansen i Ølgod. Det er dog alligevel med lidt store øjne, at vi ser Karup have et vindstød på 29 m/s lige inden kl. 17. At det ikke er en enlig svale bekræfter vindstødene fra Hvide Sande og Blåvandshuk lidt tidligere, der ligesom i Skrydstrup alle når op på 28 m/s. Senere er der flere meldinger om kraftige vindstød af stormstyrke både i Vendsyssel og på Sjælland. I Odense var det dog så som så med tordenfronten. Ligeså Figur 2. Så smuk var passagen henover Kvægtorvet i Odense. Foto: Anders Brandt. side 16 Vejret, 138, februar 2014

19 Figur 3. Udvikling af en gustfront i en tordensky. Kilde: Britannica Online for Kids. stor interessen var for uvejret, før det kom, ligeså meget daler den hos redaktionschefen på 19-Nyhederne, da tordenfronten passerer Odense med 4-5 mm regn og et kortvarigt tordenvejr. Vindstød var der ikke noget nævneværdigt af. Det var ikke engang en formildende omstændighed, at der på bagsiden af fronten var de flotteste mammatus, man kan tænke sig. Inden vi går videre med vores vurdering af hændelsen og hvad der rent faktisk skete, så Figur 4. Sådan så det ud, da tordenfronten passerede Næstved den 15/ Foto: Steen Capion Nielsen. Vejret, 138, februar 2014 side 17

20 først en kort teoretisk beskrivelse af de fænomener, der diskuteres. Skypumper eller tornadoer - er i familie med de supercelletornadoer, der især kendes fra Nordamerika. Skypumper i Danmark, har dog på ingen måder samme styrke, og dannelsesmekanismen er også markant anderledes. De danske skypumper er dog pr. definition tornadoer. En tornado defineres ved rotation af luftsøjlen fra skybasen til jordoverfladen. Kort beskrevet er vores erfaring, at de fleste skypumper i Danmark bliver dannet ved svage vindforhold ved overfladen og i højden. Når kraftige byger nærmest er stillestående, er tesen, at en rotation tæt ved overfladen kan blive igangsat af den hurtigt opstigende luft under cumulonimbusskyen (Cb). Flere kilder nævner, at der gerne skal være konvergens i vinden under Cb en, men vi vil postulere, at Cb en selv kan skabe rotationen pga. dannelse af et lille termisk lavtryk ved overfladen, når strømningen er tilpas svag. Vores erfaring med skypumper i Danmark er i hvert fald, at de ofte dannes under disse betingelser, også steder, hvor der ikke umiddelbart er tegn på konvergens i det overordnede vindfelt inden dannelse af Cb en. I meteorologisk sprogbrug går de danske skypumper på engelsk under betegnelsen Landspout eller Waterspout alt efter, om de dannes over land eller vand. I de senere år er der også set en type tornadoer, som kan betegnes som hybrider. På TV 2 VEJRET kalder vi dem De mellemeuropæiske tornadoer. Det er tornadoer, som opstår i forbindelse med store multicelle-systemer, og som ikke har skypumpens karakteristika. De rammer typisk Polen, Tyskland, Frankrig og Beneluxlandene. I Danmark kan skypumpen i august 2009 ved Aalborg være af denne type. Figur 5. Skader efter en Tornado i Ry. Foto: Ebbe Kristensen. Downburst - er en kraftig nedadrettet luftstrøm i forbindelse med kraftige Cb er. De fleste har faktisk oplevet den afledede effekt lige forud for en tordenbyge. Her danner downburstet en gustfront, som er særlig tydelig og kraftig i bevægelsesretningen. Downburst dannes, når en Cb når den modne fase, og nedbør som is og vand falder ned gennem tordenskyen med stor intensitet. Herved både smelter og fordamper nedbøren. Er luften i nogle af de områder, nedbøren passerer, igen tør, så sørger fordampningen meget effektivt til at få temperaturen i luften til at falde, så der dannes en pose af kold luft, der med stor fart kan synke ned mod jordoverfladen. Læs meget mere teori i links sidst i artiklen. Men nu tilbage til vejret den side 18 Vejret, 138, februar 2014