Sturmtiefs

Entstehung und Auswirkung von Sturm

Nachdem die Grundlagen von Sturmtiefs geklärt sind, widmet sich dieses Kapitel der Entstehung schadensbringender Winde an der Oberfläche, wobei in erster Linie geradlinige Winde (engl.: straight line winds) gemeint sind, also keine Tornados.

Windböen im Einflussbereich eines Sturmtiefs entstehen

  1. im Warmsektor: Addition von Translation und Rotation
  2. im Trogsektor: Höhenkaltluft und Feuchtkonvektion
  3. an der Kaltfront: linear organisierte Feuchtkonvektion
  4. durch einen sting jet: Verdunstungskälte und isentropes Absteigen
  5. durch Druckanstieg: isallobarische Druckänderung 
  6. Überströmung eines Gebirges: erzwungenem Absinken im Lee

1. Warmsektorsturm

Das Starkwindfeld befindet sich zwischen Kaltfront und Warmfront, bei West-Ost-Zugbahn folglich mit Südwestwind einhergehend, und ist nahezu immer stärker als auf der Rückseite des Tiefs hinter der Kaltfront. Warum ist das so? Hierfür muss man beachten, dass ein Sturm kein statisches Gebilde ist, sondern sich mit der Umgebungsströmung  (engl.: background flow) mitbewegt. 

Je kleiner ein Tiefdruckgebiet, umso stärker wird es von der Hintergrundströmung beeinflusst.    

Der größere Wirbel steuert immer den Kleineren

besagt eine synoptische Regel. Daraus resultiert, dass bei starker Südwest-Nordost-Strömung eine rasche Verlagerung (engl.: Translation) des Tiefdruckgebiets von Südwest nach Nordost erfolgt. Da das Tiefdruckgebiet selbst rotiert, also die Winde gegen den Uhrzeigersinn um den Tiefdruckkern wehen, addieren sich an der Tiefvorderseite Verlagerungs- und Rotationsgeschwindigkeit. An der Tiefnordseite passiert das Gegenteil:  Das Tief verlagert sich nordostwärts, aber der Wind weht südwestwärts. Die Rotation subtrahiert sich von der Translation und die Winde sind deutlich schwächer.

rottranslation

Im Fallbeispiel einer Vorhersage vom 14. Dezember, 12 UTC für Freitag, 16. Dezember 00 UTC 2011 vom GFS-Modell sieht man sehr schön die beschriebenen Unterschiede mit dem stärksten Mittelwind an der Südostflanke des Tiefs, mit 105 Knoten in 850 hPa (ca. 195 km/h), und erheblich schwächerem Mittelwind an der Nordwestflanke, mit nur 25 Knoten (ca. 45 km/h).

Tiefdruckgebiete verlagern sich immer in Richtung des stärksten Windes, weshalb die Mehrzahl aller Stürme nordostwärts zieht (= Warmsektorsturm).  Tiefdruckgebiete mit Nordwest-Südost-Zugbahn sind sehr selten, z.B. Orkan Klaus am 24.1.2009 über Frankreich:

rearside

Die 850 hPa Geopotential+Temperaturkarte zeigt die stärkste Isohypsendrängung an der Tiefrückseite über der Biskaya bzw. Südfrankreich und Nordspanien. Spitzenreiter bei den Windböen war die Station Punta Candeeira auf 254 m Höhe an der Nordküste Galiziens mit 215 km/h, aber auch sonst wurden verbreitet zwischen 120 und 170 km/h gemeldet.

Im Warmsektor ist die Luft stabil geschichtet, sodass die starken Winde nur in Ausnahmefällen bis zum Boden herabgemischt werden. LeChateliers Prinzip des kleinsten Zwangs sei Dank. Die Naturgesetze haben gewissermaßen eine Kindersicherung eingebaut, sodass Starkwindfelder stabil geschichtet sind und im instabilsten Bereich meist deutlich schwächere Höhenwinde vorherrschen.

Zudem führt die Warmluftadvektion zu großflächigen Aufgleitniederschlägen, welche wiederum für gesättigte Luftschichten verantwortlich sind. Diese weisen bei stabiler Luftschichtung weniger Abwärtsimpuls als bei labiler Schichtung auf - und dämpfen die finale Windgeschwindigkeit am Boden. So hat es im oben gezeigten Beispiel bei Sturmtief JOACHIM (16.12.2011) Mittelwinde bis zu 160 km/h in 850 hPa gegeben, im Flachland waren es immerhin noch 90 bis 100, stellenweise 110 km/h, wobei vielfach die Orographie ein Wörtchen mitredete - mehr dazu in Punkt 6.

2. Trogsektorsturm

Trogsektorsturm bezeichnet alles nach der Kaltfront, wenn die Höhenkaltluft die Schichtung labilisiert und sich Schauer bilden. Nicht jeder Kaltfront eines Sturmtiefs folgt ein Trogsektorsturm. Manchmal entfernt sich der zugehörige Höhentrog und an der Tiefrückseite steigt mit dem nachrückenden Höhenrücken die Temperatur in der Höhe an. Ist dies nicht der Fall - überlappen sich also Höhentrog und Druckanstieg am Boden, fallen Starkwindband in der Höhe und Feuchtkonvektion zusammen. Dann kann der Höhenwind durch die Abwärtsbewegungen in Schauern und Gewittern bis zum Boden herabgemischt werden. 

trogsturm 

Im gezeigten Fall vom 12. Januar 2007, 06 UTC (Analyse) lag die Kaltfront des abziehenden Sturmtiefs bereits über Osteuropa, die Warmfront des nächsten Sturmtiefs schon über den Britischen Inseln. Durch das nachrückende Tief wurde der Hochdruckkeil rasch nach Osten geschoben und verschärfte rückseitig der Kaltfront die Luftdruckgegensätze (markierter Bereich), gleichzeitig führte Höhenkaltluft zu einigen Schauern. Der Flughafen Dresden meldete um 09 und 10 Uhr nochmals eine Spitzenböe von 79 km/h, in Görlitz (Oberlausitz) traten sogar 91 km/h auf, um 10 Uhr 86 km/h.

3. Kaltfrontdurchgang

Zu den spektakulärsten Vorgängen gehört sicherlich der Durchzug der Kaltfront im Reifestadium der Zyklone. Bestenfalls (für kräftige Windböen) überlappen sich Starkwindfeld und Höhenkaltluft an der Kaltfront, sodass sich eine geschlossene Linie aus Schauern und Gewittern bildet. Alles, was mit Linien zu tun hat, macht viel Wind, egal zu welcher Jahreszeit und bei welchem System (z.B. auch Regenbänder eines Hurrikans).

Die Abwinde der Schauer erzeugen flächiges Ausströmen der beschleunigten Kaltluft (Verdunstungskälte), welche die präfrontale Warmluft anheben und dadurch neue Schauer/Gewitter bilden. Es handelt sich dabei um eine thermisch direkte Zirkulation (Kaltluft sinkt ab, Warmluft steigt auf), die solange als perpetuum mobile fungiert, bis der Hebungsantrieb nachlässt. Sonneneinstrahlung ist dabei im Winter unterstützend, aber nicht primäre Quelle für kräftige Feuchtkonvektion. 

Die herausragendsten Kaltfrontdurchgänge der letzten 4 Jahre im Zuge einer Orkantiefentwicklung waren am  1.3.2008 (Emma):

emma-sat

und am 18.1.2007 (Kyrill)

 kyrill-sat

Die Ähnlichkeiten sind frappierend: Sowohl vom äußeren Erscheinungsbild der gesamten Lage als auch von der Kaltfont im Besonderen. Da die Kaltfronten jeweils im linken Jetauszug lagen, mit maximierter Windscherung und geringer statischer Stabilität, konnten sich Schwerewellen ausbilden. Sie sorgen für das Rippenmuster an der Kaltfront. In beiden Fällen traten an der Kaltfront verbreitet Orkanböen auf, in besonders kräftigen Gewittern gab es verbreitet Böen über 150 km/h, in höheren Lagen auch rund 200 km/h, wovon die abgedeckten Dächer und Waldschäden ein beredtes Zeugnis abgeben.

Kyrill verursachte über Sachsen-Anhalt und Brandenburg insgesamt drei Tornados der Stärke F3 (> 300 km/h), Emma war für einen seltenen F3-Downburst (geradlinige Winde!) in Braunau am Inn (Oberösterreich) verantwortlich.

Besondere Vorsicht ist geboten, wenn der Lifted Index Werte über 0 anzeigt, d.h. Feuchtkonvektion über 500 hPa hinaus möglich ist, dann muss einerseits mit an Sicherheit grenzende Wahrscheinlichkeit mit Gewittern gerechnet werden, und andererseits auch mit heftigen Vertikalbewegungen (Abwinde!) und somit größtmöglichen vertikalen Impulstransport.

Bilden sich an der Kaltfront bogenförmige Segmente heraus, wie bei Kyrill der Fall

radarbildkyrill

besteht an der Stirn des Bogenechos die größte Windgefahr, bei kleinräumigeren Bogensegmenten auch erhöhte Tornadogefahr.

4. Sting Jet

Ein Spezialfall für Spitzenböen ohne zwingende Beteiligung von Feuchtkonvektion ist der Sting Jet (von engl.: sting = Stachel). Während eine Dry Intrusion bei nahezu jeder rapiden Tiefdruckentwicklung zu finden ist,  entwickeln sich Sting Jets nur bei Shapiro-Keyser Zyklonen.

Der Grund hierfür ist die besondere Frontenentwicklung:

cyclonemodels

Quelle: http://www.cimms.ou.edu/~schultz/phd.shtml

Beim Shapiro-Keyser-Modell (im Folgenden S-K-Modell) entwickelt sich keine Okklusion, sondern die Warmfront dreht sich im Tiefdruckkern ein, die Kaltfront erreicht die Warmfront nie. Der Sting jet entwickelt sich genau zwischen Spitze der eingezwirbelten Warmfront und dem vordringenden Dryslot.

stingjetsketch

Die Skizze zeigt das warme Förderband (rot) und das kalte Förderband (türkis) sowie den Ort des Sting Jets (SJ). Der Dryslot stößt rückseitig der Kaltfront zum Tiefdruckkern vor, wobei hier die Warmfront in der Spitze als Kaltfront eingezeichnet ist.

Quelle: http://www.met.reading.ac.uk/

Die Prozesse, die dort ablaufen, sind nicht trivial und erst recht nicht so einfach zu erklären:

Dort, wo die Wolkenluft der eingezwirbelten Warmfront in den Dryslot gerät, tritt Verdunstung ein. Gleichzeitig erwärmen sich die Wolkenobergrenzen durch die Freisetzung von CSI (conditional symmetric instability). CSI entsteht vereinfacht gesagt bei vertikaler Windscherung und gesättigter Luftsäule durch die ganze Atmosphäre hindurch (beides ist bei Warmfronten in Shapiro-Keyser-Zyklonen vorhanden).

Der Wolkenkopf hat eine bandenförmige Struktur, was mit der Existenz von mehrfachen, mesoskaligen, schrägen Zirkulationen übereinstimmt. Luft innerhalb dieser Zirkulationen verlässt die hakenförmige Spitze des Wolkenkopfs (und betritt den Dryslot) viel rascher als die Rate der Durchwanderung der Wolkenkopfspitze, was eine rasche Verdunstung und diabatische Abkühlung unmittelbar stromaufwärts des Gebiets mit den schadensbringenden Bodenwinden impliziert.

Quelle und Übersetzung von: http://ams.confex.com/ams/13Meso/techprogram/paper_155025.htm

Im Bereich der eingedrehten Warmfront bilden sich Regenbänder aus, die auf geneigte Zirkulationen (slantwise circulations) hindeuten. Die Luft strömt aus der Spitze der eingedrehten Front rascher heraus als sie sich innerhalb der Bänder bewegen. Das deutet auf eine rasche Verdunstung und entsprechende Abkühlung hin.

Browning erwähnt auch, dass durch die Dry Intrusion rückseitig der Kaltfront potentielle Instabilität erzeugt wird, die manchmal zu Schauern/Gewittern führen kann, welche dann manche, jedoch nicht alle der stärksten Böen hervorruft (was auch beim Norweger-Modell der Fall ist!).

Weiters wird in der Diskussion die Problematik aufgegriffen, welche Rolle die Verdunstung bei der Entstehung der sting jets spielt. Browning argumentiert, dass die Verdunstungskälte die statische Stabilität im Dryslot (weiter) reduziert und damit zur Auslösung von Konvektion im Bereich des Dryslots beiträgt. Die Rolle von CSI ist nicht restlos geklärt, Browning führt sie in Zusammenhang mit den mesoskaligen Bändern an.

Essentiell für die Entstehung heftiger Böen in Zusammenhang mit sting jets sind die Verdunstungsprozesse und verstärkte Abwärtsbewegungen.

Zwei Fallbeispiele für Shapiro-Keyser-Zyklonen und sting jets:

klaus

Orkantief Klaus am 23.1.2009, 18 UTC vor der Biskaya. Die Warmfront ist durch den Dryslot an der Spitze weitgehend verdunstet, das Wolkenband mit dezimierter Mächtigkeit ist aber noch klar sichtbar. In diesem Bereich treten die stärksten Windböen auf, der sich im weiteren Verlauf an die Küste Frankreichs und Spaniens verlagerte.

xynthia

Orkantief Xynthia am 28.2.2010, 11 UTC. Auch hier ist die Verdunstung deutlich sichtbar, die stärksten Böen ereignen sich zu diesem Zeitpunkt über Ostfrankreich, Belgien und Saarland, Rheinlandpfalz mit Spitzenböen von 100 bis 130 km/h bei höchstens Sc-Wolkenniveau.

Unklar ist für mich noch, wie hilfreich die Karten der "Isentropic vertical velocity" bei der Prognose von Spitzenböen in Zusammenhang mit sting jets sind.

ivv-xynthia

Bei Xynthia war das isentrope Abgleiten sehr markant und stimmte mit dem Auftreten der Spitzenböen großteils überein.

Es erscheint zumindest plausibel, dass Spitzenböen nur dann auftreten, wenn Wolken beteiligt sind. Denn das trockene Förderband alleine erwärmt sich beim Absinken und fungiert als zusätzliche Warmluftzufuhr in den Kern. Verdunstungskälte resultiert also nur aus Verdunstung von Wolken- oder Niederschlagsluft.

5. Druckanstieg

Der Druckgradient ist entscheidend für die Windgeschwindigkeit, nicht der Kerndruck alleine. Gegenspieler sind hier immer das Tief und ein nachrückendes Bodenhoch. Nicht nur die räumliche Druckänderung ist von Bedeutung (d.h., wie dicht die Isobaren gedrängt sind), sondern auch die zeitliche Druckänderung. Sie wird üblicherweise in Synopmeldungen als dreistündige Druckänderung angegeben (hPa/3h). Orte mit denselben Druckänderungen werden miteinander verbunden. Daraus ergibt sich der isallobarische Druckgradient, (von gr. iso = gleich, allo = "von außen" ).

Das bedeutet, dass auch Schnellläufer mit vermeintlich harmlosem Kerndruck von 990 hPa oder höher für Orkanböen sorgen können, da der Druck über dem Gebiet, wo das Tief hinwegzieht, eben eine rasche Änderung erfährt und als Folge der Wind stark zunimmt. Kommt beides zusammen: extreme Kerndruckvertiefung und rasche Verlagerung, hat man so etwas wie Orkan Lothar am 26.12.1999

In Westeuropa erreichte Lothar nie gesehene Falltendenzen von 27,7 hPa in 3 Stunden, und Steigtendenzen von 29,0 hPa. Spitzenböen von 172 km/h an der Kanalküste und in Paris waren die Folge.

Üblicherweise treten die stärksten Böen beim Druckanstieg auf ("antizyklonaler Sturm"), da der Druckfall im Warmsektor unter stabil geschichteten Verhältnissen (+ Niederschlag) abläuft.

lotharspitzenboen

Quelle: Lothar 26.12.1999: Nowcasting mit Satellitenbildern

Lothar zog extrem schnell und hatte einen sehr niedrigen Kerndruck, sodass räumliche und zeitliche Änderung besonders groß waren. Im süddeutschen Flachland, in Teilen Frankreichs sowie in der Schweiz traten verbreitet Böen über 150 km/h auf, auf den Bergen waren es zum Teil weit über 200 km/h, am Wendelstein 259 km/h.

Das für Österreich so fatale Randtief am 27.01.2008 (in den Medienberichten Paula genannt) wies ebenfalls einen relativ hohen Kerndruck von etwa 990hPa auf, brachte aber in Kombination mit der starken Druckänderung und einer Mischung aus Nordföhn und extremer Verdunstungskälte dennoch Orkanböen im Flachland hervor (eine Art sting jet).

6. Überströmung eines Gebirges

Solange nun die gerechneten Starkwinde im Warmsektor auftreten, werden diese abseits von Leeeffekten/Föhn nicht bis zum Boden herabgemischt. Stellt man jedoch ein Hindernis in den Weg, so wird in dessen Lee Absinken erzwungen! Bei starker Südwestströmung in Mittelgebirgshöhe resultierenden die stärksten Böen am Nordostrand des Gebirges, z.B. bei Harzföhn in Ilsenburg, oder bei Föhn im Erzgebirgsvorland (über Fichtelgebirge, Frankenwald und Westerzgebirge). So hatte Kyrill bereits im Warmsektor Orkanböen in Sachsen zur Folge.

Prinzipiell können auch kleinere Mittelgebirge wie Rothaargebirge, Rhön oder Odenwald föhnbedingt verstärkte Spitzenböen erzeugen. Leider fehlt es hier an Stationsdichte. 

Orkan Xynthia hatte beispielsweise in den Nordalpen heftigen Föhnsturm verursacht. In Innsbruck trat medaillenverdächtiger Föhn auf. Das lag weniger an den gemessenen Spitzenböen von 98 km/h an der Universität, 94 km/h am Flughafen und rund 100 km/h am Hauptbahnhof - Böen über 100 km/h treten vor allem im Südosten der Stadt regelmäßig auf - , sondern an der Dauer des Föhnsturms

29 Stunden lang wehte Föhn, 18 Stunden davon durchgehend mit Spitzenböen über 72 km/h.

innsbruckfoehn

Das Bild ist am Nachmittag des 28. Februars aufgenommen, als die Föhnströmung auf die Nordkette prallte und nach oben auswich. Das löste flache Konvektion aus. Im Tal wehte weiterhin Föhn in Sturmstärke.

Weitere Möglichkeiten sind Kanalisierungseffekte wie etwa im Oberrheingraben. Bei Sturmtief JOACHIM wurden im Warmsektor stellenweise über 100 km/h gemessen (Südwind).

Eine dritte Möglichkeit ist ein gap flow (Lückenströmung).

gapflow

Bei Südwest- bis Südanströmung beschleunigt der Wind in der Cham-Further-Senke zwischen Oberpfälzer und Bayrischem Wald. Nordöstlich der Engstelle liegt die Wetterstation Eschlkam. Bei Sturmtief JOACHIM wurden hier bis zu 107 km/h gemessen, mehr als gleichzeitig auf den Kammlagen der benachbarten Mittelgebirge.

Die Ursache für diese lokalen Starkwinde ist der Bernoulli-Effekt:

Kinetische Energie (Bewegung) + potentielle Energie (Lage) = konstant.

Ekin = 0,5 * m* v² (m = Masse, v = Geschwindigkeit)

Epot = m*g*h (g = Erdbeschleunigung, h = Höhe des Luftstroms)

Setzt man beides in die Gleichung, kürzt sich die Masse weg: 0,5 v² = g*h

  • Bis zur Engstelle: Die Luft wird abgebremst, v nimmt ab, damit auch Ekin. Epot nimmt folglich zu, damit auch die Höhe h des Luftstroms.
  • Nach der Engstelle: Die Luft kann sich wieder auf ein größeres Volumen verteilen, da die Seitenwände wegrücken, also nimmt h ab, dadurch v zu: Potentielle Energie wird in kinetische Energie umgewandelt und die Luft beschleunigt.

Deswegen hat Eschlkam bei Südwestwind so hohe Windgeschwindigkeiten. Umgekehrt tritt bei Böhmischen Wind (Nordostwind) der stärkste Wind südwestlich der Engstelle auf.

Fazit:

Die genannten Faktoren darf man nicht isoliert betrachten. Oft treten sie zusammen auf.

Ein paar Faustregeln:

  • Durchmischung:

Warme Luft, die über kältere Bodenluft advehiert wird, führt zu einer Stabilisierung der gesamten Luftschicht, da warme Luft leichter ist und daher dazu strebt, aufzusteigen, also nicht in die darunterliegende Kaltluft abzusinken. Ausnahme ist Föhn.

Solange nun die gerechneten Starkwinde im Warmsektor auftreten, werden diese abseits von Leeeffekten/Föhn und konvektiv durchsetztem Niederschlag nicht bis zum Boden herabgemischt.
Beispielsweise rechnet das Modell 80km/h in 1500m Höhe, davon spürt man dann bei stabiler Schichtung nur 40-50km/h am Boden. Man sagt auch, der Höhenwind ist von der Bodenschicht entkoppelt.

Anders ist es dann, wenn mit Kaltfront- bzw. Trogpassage in der Höhe Kaltluft vorauseilt und die darunterliegende, wärmere Luftmasse labilisiert. Der Temperaturverlauf kehrt sich um, die Temperatur nimmt nun mit der Höhe rasch ab. Kältere Luft in der Höhe strebt aber danach, in die wärmere Luft darunter abzusinken. Die Schichtung ist labil.

Dazu reicht schon aus, wenn die untersten 3km labil sind, in der der Höhenwind kräftig ist. Selbst wenn also in der mittleren Troposphäre ab 5 km eine Absinkinversion beginnt, die z.B. die Bildung von Gewittern verhindert, kann eine seichte Schauerlinie den Höhenwind in 850hPa herabmischen und Orkanböen hervorrufen.

Voraussetzung für hochreichende Feuchtkonvektion (Schauer, Gewitter) ist allerdings ein günstiges Umfeld, das aus Feuchtlabilität und Hebung besteht. Nur wenn beide Zutaten vorhanden sind, kann es zur Schauerentwicklung kommen. Wie bei Orkan Kyrill sind linker Jetauszug und Frontdurchgang gekoppelt. Die linke Ausgangsregion des Jetstreams bedeutet vereinfacht Hebungsantrieb und gleichzeitig statische Instabilität, die Feuchtkonvektion fördert. Genügend Bodenfeuchte ist in Form erhöhter Theta-e-Werte vorderseitig der Kaltfront/Okklusion vorhanden bzw. durch den zuvor im Warmsektor gefallenen Niederschlag.

  • Mittelwinde:

Die 850 hPa-Windkarten zeigen Mittelwinde in der 850 hPa-Druckfläche. Diese liegt bei Standarddruck von 1013 hPa auf 1500 m und sinkt je nach Tiefdruckentwicklung auf 1200 bis 1000 m ab. In ozeanischen Orkantiefs und in Hurrikans sind auch weit niedrigere Höhen möglich.

Vorausgesetzt, Schauer und Gewitter sind vorhanden, so kann man als Spitzenböe am Boden den Mittelwind in 850 hPa ansetzen.

Im Sommer sind die Böen stärker, da neben der Verdunstungskälte auch das Wassergewicht sowie Schmelzwärmeentzug von Hagel hinzukommt.

  • Bodenwind:

Die Modelle hadern oft mit Grenzschichtprozessen (die Luftschicht über dem Boden, die von Reibung beeinflusst ist) und können auch nicht exakt wiedergeben, wann und wo Konvektion auftritt. Da meist nur (bis auf genannte Ausnahmen) in Konvektion Höhenwind herabtransportiert wird, können dies Bodenwinde im Modell nicht wiedergeben. Mit anderen Worten: Wenn das Modell einen Mittelwind von 50 km/h am Boden rechnet, heißt das noch lange nicht, dass die Spitzenböen nicht Orkanstärke erreichen können. Hierfür muss man immer die Schichtung, den Hebungsantrieb und den 850/925 hPa-Wind betrachten.

  • Höhenwind:

Von welcher Höhe der Höhenwind herabgemischt wird, also vom 925, 850 oder 700 hPa-Niveau hängt von der Mächtigkeit des überströmten Gebirges oder von der Mächtigkeit der Feuchtkonvektion ab.

Bei Alpenföhn sind die 700 hPa-Winde zwar ein Anhaltspunkt, aber die Windbeschleunigung hat 2- bis 3-dim Ursachen, siehe Kapitel 4.2.1 hier. Wenn aber einmal 30 bis 40 Knoten Mittelwind gerechnet werden, kann alpennordseitig von starkem Föhn ausgegangen werden. Alpensüdseitig braucht es oft mehr.

Im Flachland kann bei über 700hPa hinausreichender Feuchtkonvektion davon ausgehen, dass der Wind aus mindestens 850hPa und teils auch 700hPa herabgemischt wird. Sofern in 700hPa keine bedeutende Zunahme gegenüber 850hPa erfolgt, genügt auch die Betrachtung des 850er-Windes.

Oberwinde in 500hPa sind dagegen weniger von Bedeutung, da die Wolkenschicht der Feuchtkonvektion hier häufig schon im oberen Drittel abgelangt sind, wo Abwindbeschleunigungen seltener anzutriffen sind, ausgenommen bei hochreichender Konvektion in den Sommermonaten.

Grundsätzlich gilt, dass Wind in einer Höhe, die von der Feuchtkonvektion gar nicht erreicht wird, auch nicht heruntergemischt werden kann. Bei positivem Lifted Index in 700 hPa ist ein Herabmischen aus dieser Höhe unwahrscheinlich.

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