1

Analyse der Blitzaktivitäten in Luxemburg im Jahr 2013

Luca Mathias

Student an der Universität zu Köln

B.Sc. Geophysik und Meteorologie

Inhaltsverzeichnis

1. Einleitung

2. Funktionsweise von LINET

3. Analyse

a. Erdblitze

b. Wolkenblitze

c. Verteilung der Blitze

d. Stromstärke

e. Fallstudie: 19./20. Juni 2013

4. Diskussion

5. Zusammenfassung

6. Anhang

a. Datentabelle

b. Lexikon

c. Quellenverzeichnis

27.07.2013 / © Luc Pesch

2

1. Einleitung

In diesem Artikel werden die Blitzaktivitäten, die in Luxemburg im Jahr 2013 aufgetreten sind, umfassend analysiert. Die

Verteilung der Blitztypen sowie die maximalen Stromstärken stehen im Mittelpunkt dieser Analyse. Desweiteren wird die

teils extreme Blitzaktivität am 19. und 20. Juni 2013 in einer speziellen Fallstudie genauer untersucht. Ein Vergleich der

Ergebnisse mit berechneten Werten aus der amerikanischen Fachliteratur wird im Abschnitt der “Diskussion” erfolgen. Im

Anhang werden auch alle wichtigen Definitionen in einem Lexikon sowie die Daten anhand einer Tabelle aufgeführt.

Analysiert wurden nur die Tage an denen eine signifikante Anzahl von Blitzen (> 5) über luxemburgischem Boden

registriert wurde und daraus resultierten insgesamt 31 Tage. Das analysierte Gebiet umfasst ganz Luxemburg sowie

kleinere Teile von den belgischen, deutschen und französischen Grenzregionen (Abb.1) und die gesamte Fläche

beträgt somit ca. 5600 km2. Als Datenquelle fungiert die nowcast GmbH, welche mit ihrer professionellen Messtechnik

sehr zuverlässige Daten liefert.

Abb.1 / © nowcast GmbH

3

2. Funktionsweise LINET

„LINET misst die elektromagnetische Strahlung, die Blitze aussenden. Die Messung erfolgt durch hochempfindliche

Sensoren, die in einem Abstand von etwa 150 bis 250 km über das Messgebiet verteilt sind. Da sich die

elektromagnetische Strahlung der Blitze mit Lichtgeschwindigkeit ausbreitet, erreicht sie die Sensoren zu

unterschiedlichen Zeitpunkten. Wenngleich der Unterschied nur Mikrosekunden (µs) beträgt, ist eine exakte Berechnung

des ursprünglichen Emissionsorts des Blitzes möglich. Dafür werden die gemessenen Daten jedes einzelnen Sensors über

das Internet an einen zentralen Server gesendet. Der Server berechnet für alle gemessenen Blitze die exakte

geografische Position (die sog. „Peilung“) und speichert sie in

einer Datenbank ab. Die Ergebnisse stehen dem Kunden in

Echtzeit zur Verfügung. Dieses Messverfahren wird als „Time of

Arrival” Verfahren bezeichnet. […]

Die Hardware von LINET setzt sich im Wesentlichen aus zwei

Modulen zusammen: Den Messstationen und einem zentralen

Server. Die Messstationen, bestehend aus einer Feldantenne,

einem GPS-Empfänger und einem Feldprozessor, werden im zu

überwachenden Gebiet mit einer Baseline von etwa 150 bis 250

km (Empfehlung) aufgestellt. […] Bisher war die Messung von

Wolkenblitzen nur mit extrem aufwändigen und teuren

Hochfrequenz-Messsystemen (VHF/HF) möglich. Hinzu kommt,

dass die Sensoren in einem Hochfrequenz-Messnetz aus physikalischen Gründen einen deutlich geringeren Abstand

zueinander aufweisen müssen, denn hochfrequente Strahlung wird in der Atmosphäre schnell gedämpft. Damit ist eine

großflächige Abdeckung nur schwer realisierbar.

19.06.2013 / © Felix Reuter

4

nowcast hat ein Verfahren entwickelt (patentiert), mit dem die zuverlässige Identifizierung von Wolkenblitzen auch im

Niederfrequenzbereich möglich ist. Darüber hinaus kann LINET auch die exakte Höhe des Wolkenblitzes bestimmen – bei

einem mittleren Sensorabstand von rund 200 km. […]

Wolkenblitze treten auf, wenn sich genügend starke gegenpolige Ladungszentren in einer Gewitterwolke gebildet

haben. Demzufolge geht die an den Blitzmessantennen empfangene Strahlung

von einem Bereich aus, welcher sich viele Kilometer über dem Erdboden in der

Wolke befindet. Daher verlängert sich die Signallaufzeit von Wolkenblitzen vom

Emissionsort in der Wolke bis zur Antenne. Ein Bodenblitz, welcher bei gleicher

2D-Position sehr bodennah abstrahlt, erreicht die Antenne hingegen schneller.

Dieser Unterschied in der Signallaufzeit ist zwar gering, lässt sich aber bei

ausreichend präziser Konzeption aller beteiligten Komponenten des

Messsystems mit Hilfe des patentierten Verfahrens zuverlässig erfassen. Die

Sensordistanzen sollten für eine zuverlässige Höhenermittlung innerhalb von

150-250 km liegen. Diese Bedingungen sind in alle Kernbereichen des

europäischen LINET-Messnetzes der nowcast GmbH erfüllt. […]

Die mittlere Abweichung bei der Lokalisierung von Blitzen im LINET-Messnetz liegt bei weniger als 150 Metern. Die

Berechnung des geographischen Orts eines Blitzes birgt aus physikalischen Gründen eine unvermeidbare Unschärfe.

Ungeachtet der Tatsache, dass jeder Blitz auch eine gewisse Ausdehnung hat, wird bei Bodenblitzen der Punkt der

Fangentladung gemessen, der sich rund 100 Meter über dem Boden befindet. Durch geschickte Anpassung zahlreicher

Parameter ist es nowcast gelungen, die Lokalisierungsgenauigkeit im Kerngebiet (fast ganz Europa) auf einen mittleren

Fehler von weniger als 150 Metern zu perfektionieren. Dieser Wert wird regelmäßig über den Vergleich mit bestätigten

Einschlägen in Türmen, deren geographische Position bekannt ist, überprüft und bestätigt.“ [1]

Unterschiedliche Emissionshöhe der niederfrequenten elektromagnetischen Strahlung bei Erd- (links) und

Wolkenblitz (rechts) / © nowcast GmbH

5

3. Analyse

a. Erdblitze (CG)

In Abb. 2 ist die Anzahl der Erdblitze der einzelnen Gewittertage logarithmisch aufgetragen. Insgesamt wurden

fast 16.000 Erdblitze registriert und davon ca. 98% während der Gewittersaison (Anfang April bis Ende September).

Darüber hinaus traten ungefähr 50% der gesamten Erdblitze am 19. und 20. Juni 2013 während einer schweren

Unwetterlage auf (siehe Fallstudie auf Seite 12).

Abb. 2 / © Luca Mathias

1

10

100

1000

10000

05

.02

.

12

.04

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07

.05

.

15

.05

.

23

.05

.

28

.05

.

08

.06

.

09

.06

.

19

.06

.

20

.06

.

02

.07

.

22

.07

.

23

.07

.

24

.07

.

26

.07

.

27

.07

.

28

.07

.

29

.07

.

03

.08

.

05

.08

.

06

.08

.

12

.08

.

24

.08

.

07

.09

.

08

.09

.

09

.09

.

11

.09

.

05

.10

.

14

.10

.

22

.10

.

05

.12

.

Cloud-to-Ground Lightning 2013

6

b. Wolkenblitze (IC)

In Abb. 3 ist die Anzahl der Wolkenblitze der einzelnen Gewittertage logarithmisch aufgetragen. Summa summarum

wurden 17.300 Wolkenblitze über dem analysierten Gebiet gemessen und davon ca. 99% während der

Gewittersaison. Desweiteren trat ein Großteil der registrierten Wolkenblitze wiederum am 19. und 20. Juni 2013 auf,

und zwar sagenhafte 79% der totalen Anzahl (siehe Fallstudie auf Seite 12).

Abb. 3 / © Luca Mathias

1

10

100

1000

10000

05

.02

.

12

.04

.

07

.05

.

15

.05

.

23

.05

.

28

.05

.

08

.06

.

09

.06

.

19

.06

.

20

.06

.

02

.07

.

22

.07

.

23

.07

.

24

.07

.

26

.07

.

27

.07

.

28

.07

.

29

.07

.

03

.08

.

05

.08

.

06

.08

.

12

.08

.

24

.08

.

07

.09

.

08

.09

.

09

.09

.

11

.09

.

05

.10

.

14

.10

.

22

.10

.

05

.12

.

Intra/Inter-Cloud Lightning 2013

7

c. Verteilung der Blitze

Alles in allem wurden im Jahr 2013 über 33.000 Blitze über Luxemburg und den angrenzenden Regionen registriert

(Abb. 4). Der Schwerpunkt der Blitzaktivität lag gemäß den Erwartungen mit ca. 92% während den Sommermonaten

Juni, Juli und August.

Abb. 4 / © Luca Mathias

1

10

100

1000

10000

100000

< 5

117

< 5

106

1834

23469

4384 2839

267 229

< 5

17

Total number of lightning flashes: 33262

8

Wenn man nun die Anzahl der Erd- und Wolkenblitze grafisch übereinander legt (Abb. 5), erkennt man, dass an 25

von 31 Gewittertagen der Anteil der Erdblitze dominierte. Im Gegensatz dazu spiegelte sich diese Dominanz

jedoch nicht in der jährlichen Verteilung wieder, denn bei der jährlichen Betrachtung überwog der Anteil der

Wolkenblitze leicht den Anteil der Erdblitze (Abb.6). Die Ursache für dieses leicht paradoxe Gesamtbild waren

logischerweise die Gewitter mit ihren teils extremen elektrischen Aktivitäten, welche am 19. und 20. Juni 2013 über

die Großregion hinweg zogen.

Abb. 5 / © Luca Mathias

1

10

100

1000

10000

100000

05

.02

.

12

.04

.

07

.05

.

15

.05

.

23

.05

.

28

.05

.

08

.06

.

09

.06

.

19

.06

.

20

.06

.

02

.07

.

22

.07

.

23

.07

.

24

.07

.

26

.07

.

27

.07

.

28

.07

.

29

.07

.

03

.08

.

05

.08

.

06

.08

.

12

.08

.

24

.08

.

07

.09

.

08

.09

.

09

.09

.

11

.09

.

05

.10

.

14

.10

.

22

.10

.

05

.12

.

IC CG Total Flashes

9

Gesamte Anzahl an gemessenen Blitzen: 33262

- davon Erdblitze: 15935 (48%)

- davon Wolkenblitze: 17327 (52%)

Anhand dieser Daten kann man jetzt das Verhältnis zwischen der Anzahl der Wolken- zur Anzahl der Erdblitze

berechnen. Generell wird dieses Verhältnis folgendermaßen definiert: ⁄ (wobei

und ).

Da die Analyse beider Blitztypen über eine identische Fläche von ca. 5600 km2 erfolgte, ergibt sich:

IC 52%

CG 48%

Stroke Distribution 2013

Abb. 6 / © Luca Mathias

10

Desweiteren kann man natürlich auch die jährliche Erdblitzdichte bzw. den keraunischen Pegel bestimmen, indem

man die Anzahl der Erdblitze durch die Fläche (≈ 5600 km2) teilt:

Analog für die Wolkenblitze folgt:

Bei dieser Methode muss man jedoch beachten, dass für die Berechnung der jeweiligen Dichten eine homogene

Verteilung der Blitze über der analysierten Fläche vorausgesetzt werden muss. In der Realität ist diese Homogenität

keinesfalls vorhanden, denn eine Blitzdichte kann räumlich sehr stark variieren. Somit handelt es sich bei den obigen

Ergebnissen um über eine Fläche gemittelte Näherungen.

d. Stromstärke

In Abb. 7 wurden die maximal gemessenen Stromstärken einzelner Blitze, die während den jeweiligen Gewittertagen

aufgetreten sind, aufgetragen. Im Mittel betrug die höchste Stromstärke ungefähr 108.000 Ampere. Es folgt eine

Auflistung der prozentualen Anteile der verschiedenen Stromstärkebereiche:

- 0 kA < I < 100 kA: 55%

- 100 kA < I < 200 kA: 39%

- I > 200 kA: 6%

(wobei I = Stromstärke und kA = 1000 Ampere)

11

Im Allgemeinen könnte man die Stromstärken über 150 kA Blitzen mit positiver Polarität zuordnen. An dieser Stelle

muss jedoch auf eine tiefgründigere Betrachtung des Verhältnisses zwischen Stromstärke und Polarität verzichtet

werden.

Ist es überhaupt möglich Blitze als Energiegewinnung zu nutzen? Bei einem Blitz tritt zwar eine sehr hohe Stromstärke

auf, aber nur für eine sehr kurze Zeit. Die Entladungszeit liegt im Bereich von Tausendstel Sekunden und das ist im

Verhältnis zu anderen Formen der Energiegewinnung extrem wenig. Darüber hinaus sind Blitzeinschläge wenig

vorhersehbar und sie treten sehr unregelmäßig auf. Kondensatoren, die solch extrem hohe Blitzspannungen von

einigen 10 Millionen Volt aushalten, wären technisch nur sehr schwierig herzustellen und der Gleichstrom aus dem

Kondensator wäre nicht transformierbar. [2]

Abb. 7 / © Luca Mathias

73

93

130

59

188

133

225

63

80

277

66

126

147

181

161

116

42

79

139

41 34

46

170

56

96

196

59

118

48 52 53

0

50

100

150

200

250

300

Max

. Cu

rre

nt

[kA

]

12

e. Fallstudie: 19./20. Juni 2013

In diesem Abschnitt wird anfangs die Ausgangswetterlage untersucht, die zu diesem extremen Wetterereignis geführt

hat. Dabei werden auch kurz die thermodynamischen Parameter angesprochen, um dann schließlich die heftigen

Blitzaktivitäten gründlich zu analysieren.

i. Synoptische Situation

Am 19. Juni 2013 um 12 UTC (Abb. 8 + 9) lagen weite Teile Mitteleuropas auf der Vorderseite eines Langwellentrogs, so

dass ein meridional geprägtes Zirkulationsmuster vorherrschte. Der Langwellentrog, welcher sich vom Nordatlantik bis

nach Nordafrika erstreckte, neigte zu einem Cut-Off-Prozess und konnte sich jedoch im weiteren Verlauf nur kurzzeitig

von der Höhenströmung abschnüren. Im südlichen Teil des Troges befand sich ein abgeschlossenes Höhentief über den

Pyrenäen, das vom Polarjet umströmt wurde und am Boden an ein Tief über der Biskaya gekoppelt war. Mittels einer

südlichen Höhenströmung wurde massiv feucht-heiße Luftmassen subtropischen Ursprungs bis nach Dänemark advehiert

und da sich der an den Tagen zuvor wetterbestimmende flache Höhenrücken nach Osten verlagerte, geriet die

Großregion zunehmend unter zyklonalen Einfluss.

Darüber hinaus generierte eine Tiefdruckrinne über Nordfrankreich eine der Kaltfront vorlaufenden Konvergenzlinie

anhand des Zusammenströmens der energiereichen Luftmassen in bodennahen Luftschichten. Daher signalisierten die

numerischen Wettermodelle auch starke Vertikalbewegungen in diesem Bereich und daraus resultierte eine signifikante

konvektive Aktivität, die am Anfang der Nacht auf den 20. Juni Luxemburg erreichte.

Bis zum 20. Juni 2013 um 18 UTC (Abb. 10 + 11) zog das zum Langwellentrog korrespondierende Höhentief von den

Pyrenäen in Richtung Westfrankreich. Dabei bildete sich an der östlichen Flanke des Troges ein kurzwelliger Anteil über

dem Osten Frankreichs aus. Das Bodentief befand sich nun ungefähr zwischen der Südküste Englands und der

Nordwestküste Frankreichs, und dessen Kaltfront näherte sich im Laufe des Nachmittags der Großregion.

13

Abb. 8: 500 hPa Karte / © wetter3 Abb. 9: Bodenanalyse vom DWD / © wetter3

Diese lag frontogenetisch günstig unterhalb der Vorderseite des kurzwelligen Randtrogs, so dass sie starken Antrieb in

Form von Hebung durch Höhendivergenz erhielt und dementsprechend ziemlich wetteraktiv war. Zwischen 20h00 und

21h20 MESZ zog die Kaltfront über Luxemburg hinweg und brachte somit den Luftmassenwechsel von Südwest nach

Nordost. Zwar war zu diesem Zeitpunkt ein Teil der Energie durch die vorangegangenen Gewitter schon verbraucht,

dennoch reichte es an der Front mit der vorhandenen Dynamik für kräftige Gewitter mit teils starken linearen

Windereignissen (Trier 104 km/h).

14

Abb. 10: 500 hPa Karte / © wetter3 Abb. 11: Bodenanalyse vom DWD / © wetter3

ii. Thermodynamische Umgebung

Als Referenz werden an dieser Stelle die Daten des Radiosondenaufstiegs vom 19.06.2013 um 18 UTC in Idar-Oberstein

(Rheinland-Pfalz) verwendet. [3] In Abb. 12 ist das dazu gehörige thermodynamische Diagramm dargestellt. Die rechte

schwarze Zustandskurve ist der Temperaturverlauf und die linke der Taupunktverlauf. Rechts neben dem Diagramm sind

die Windpfeile für die entsprechenden Höhen angegeben.

Nun folgt eine Auflistung der wichtigsten Parameter:

15

Bodentemperatur: 30,4°C

Bodentaupunkt: 18,4°C

850 hPa Temperatur: 19,6°C

850 hPa pseudopotentielle Temperatur: 71°C

Luftmassentyp: (maritime) Tropikluft (mT/xT)

Lifted Index: -6°C starke Instabilität

Mixed-Layer CAPE: 2000 bis 2500 J/kg sehr starke Instabilität

Mixed-Layer CIN: -55 J/kg mäßige konvektive Hemmung

Höhe der Tropopause: 12,2 km (200 hPa)

Höhe des „Nullauftriebs“: 12,5 km (190 hPa)

konvektives Überschießen möglich

Hebungskondensationsniveau: 1900 bis 2000 m (804 hPa)

Ausfällbares Niederschlagswasser (PWAT): 32,33 mm

Im Höhenbereich zwischen dem Boden- und 800 hPa Niveau war die Troposphäre trockenindifferent geschichtet, d.h.

ein Luftpaket hat beim Aufsteigen und beim Absinken die gleiche Temperatur wie die umgebende Luft oder seine

vertikale Temperaturänderung ist genau so groß wie die der Umgebungsluft.

Zwischen dem 700 hPa und dem 200 hPa Niveau war eine bedingt labile Schichtung vorhanden, d.h. hier bildet eine

Temperaturschichtung der Atmosphäre die Grundlage, die genau so aussieht, dass sie in Bezug auf einen

trockenadiabatischen Aufstieg stabil ist, jedoch bei einem feuchtadiabatischen labil. Setzt keine Kondensation ein,

dann passiert gar nichts. Setzt jedoch Wolkenbildung erst einmal ein, dann wachsen diese Wolken rasch zu Gewittern

Abb. 12 / © University of Wyoming

16

heran, da die Atmosphäre in Bezug auf feuchtadiabatische Aufstiege labil geschichtet ist. Somit erweist sich dieses

vertikale Profil der Troposphäre als latent labil.

Summa summarum waren günstige synoptische und thermodynamische Bedingungen für die Entwicklung

unwetterartiger Konvektion gegeben.

iii. Verifikation

Im Nordosten Frankreichs entwickelten sich am 19. Juni gegen 18 Uhr MESZ die ersten kräftigen Gewitter, die dann recht

langsam mit einer Geschwindigkeit von 18 bis 22 km/h in eine nordöstliche Richtung weiter zogen. Die erste

Gewitteraktivität in Luxemburg begann gegen 22 Uhr 30 MESZ nahe der französischen Grenze im Raum Beles und

endete am 20. Juni gegen 00 Uhr 30 MESZ nahe der deutschen Grenze im Raum Weiswampach. Zwischen 02 und 08 Uhr

MESZ zogen dann weitere teils heftige Gewitter über weite Teiles des Landes, so dass eigentlich keine Region von

konvektiven Aktivitäten verschont blieb.

An dieser Stelle der Analyse wird nun der Schwerpunkt auf das erste Nachtgewitter gelegt. Auffällig war die teils

chaotische und doch kompakte merhzellige Struktur des Unwetters, welches innerhalb von 2 Stunden mit einer Südwest-

Nordost-Verlagerung über das Land zog. In Abb. 13 ist die Zugbahn des Gewitters dargestellt.

Abb. 13 / © WetterMaps, Stepmap

17

Das unwetterartigste Element dieses Gewitters war die extreme Blitzintensität, wie man sie z.B. aus den tropischen

Regionen kennt. In Abb. 14 ist der zeitliche Verlauf der elektrischen Aktvitäten dieses konvektiven Ereignisses mit

minütlicher Auflösung dargestellt: die graue Linie ist die totale Anzahl an Blitzen, die blaue Linie die Anzahl der

Wolkenblitze und die dunkelgelbe Linie die Anzahl der Erdlbitze. Im Zeitraum von 23 Uhr 25 bis 23 Uhr 45 MESZ wurde eine

maximale Frequenz von ca. 250 Blitzen (Erd- und Wolkenblitze) pro Minute erreicht, also ca. 4 Blitze pro Sekunde. Man

stellt fest, dass während dieser Zeit das Gewitter seine höchste Intensität erreicht hatte und die Blitzaktivität in/zwischen

den konvektiven Wolken um ein Vielfaches höher war als zwischen dem Erdboden und den Wolken. Diese recht große

Differenz nahm im weiteren Verlauf jedoch wieder ab. In Abb. 15 ist jeder einzelne Blitz, der zwischen dem 19.06. um 00

UTC und dem 20.06. um 00 UTC über Luxemburg aufgetreten ist, dargestellt (rot = Erdblitz, grün = Wolkenblitz), wobei die

Blitzdichte lokal sehr beachtlich war.

In der Regel könnte man dieses Unwetter als Stroboskopgewitter bezeichnen, die nur in hochenergetischen Luftmassen

entstehen können.

Abb. 14 / © LINET view, nowcast GmbH

18

Abb. 15 / © LINET view, nowcast GmbH Abb. 16 / © LINET view, nowcast GmbH

19

In Abb. 16 sind nun die Blitzaktivitäten zwischen dem 20.06. um 00 UTC und dem 21.06. um 00 UTC dargestellt. Diese sind

aus den präfrontalen Gewitter des Vormittags (Abb. 17, 00 bis 12 UTC) und aus den frontalen Gewittern des (späten)

Abends (Abb. 18, 12 bis 00 UTC) hervorgegangen.

Abb. 17 / © LINET view, nowcast GmbH

Abb. 18 / © LINET view, nowcast GmbH

20

Im Allgemeinen besaß die gewittrige Kaltfront eine nicht so extrem hohe elektrische Aktivität wie die vorgelagerte

Konvergenzlinie, da diese schon die vorhandene latente Energie zum größten Teil verbraucht hatte. Summa summarum

wurden am 19. Juni 9.417 Blitze registriert und am 20. Juni 12.652 Blitze. Daraus ergeben sich insgesamt 22.069 Blitze, die

innerhalb von 48 Stunden über dem luxemburgischem Gebiet aufgetreten sind.

19.06.2013 / © Luca Mathias

21

4. Diskussion

An dieser Stelle werden nun die Ergebnisse aus dem Abschnitt 3.c mit den Werten aus der Fachliteratur [4] (basierend auf

empirische Formeln) verglichen. In diesem Artikel wird jeder Tag, an dem eine signifikante Anzahl von Blitzen ( > 5) über

luxemburgischem Boden aufgetreten ist, als Gewittertag bezichnet.

Gewittertage in Luxemburg im Jahr 2013:

Die folgende Formel ist der zuverlässigste Ausdruck zu Berechnung der jährlichen Erdblitzdichte und basiert auf der

Regressionsgleichung über den Logarithmus des 5-Jahres-Mittelwerts von (gemessen von Blitzdetektoren an 62 Orten

in Südafrika) und dem Logarithmus des Werts (gemessen von den jeweiligen Wetterstationen):

Prentice und Mackerras (1977) kamen nach Beobachtung von 29 Gewitterfällen auf folgende Gleichung für die

Beziehung zwischen Erd- und Wolkenblitzdichte:

( )

Mit (geographische Breite Luxemburgs) ergibt sich:

Daraus folgt für die jährliche Wolkenblitzdichte:

Auch bei diesen theoretischen Ergebnissen gilt die Annahme einer homogenen Verteilung der Blitzaktivität.

22

Erdblitzdichte Ng [km-2 yr-1] Wolkenblitzdichte Nc [km-2 yr-1] Quotient z

Experimentell 2,85 3,09 1,09

Theoretisch 2,93 6,71 2,29 Bemerkung: die theoretischen Werte wurden im Skript mit „*“ angegeben.

Wenn man nun die experimentellen und theoretische Resultate vergleicht, erkennt man eine relativ gute

Übereinstimmung der Erdblitzdichte. Somit könnte die empirische Gleichung aus der Fachliteratur von Rakov und Uman

(2003) eine gute Näherung sein um die jährliche Erdblitzaktivität abschätzen zu können.

Im Gegensatz dazu stimmen die beiden Resultate der Wolkenblitzdichte in keinster Weise überein, da der theoretische

Wert mehr als das Doppelte des experimentellen Werts beträgt. Dies führt dann auch direrkt zu komplett verschiedenen

Werten beim Quotienten bzw. beim Verhältnis zwischen den beiden Blitzdichten.

Im Allgemeinen wird ein sehr hoher Anteil an Wolkenblitzen beobachtet, wenn die Distanz zwischen dem Untergrund

und den Hauptladungszentren der Gewitterwolke relativ groß ist. Dieser Umstand führt über erhöhtem Gelände generell

auch zu einem höheren Erdblitzanteil. Darüber hinaus fand van der Velde (2000) in einer Studie von Sommergewittern

heraus, dass bei den meisten konvektiven Zelle die maximale Intensität der Erd- und Wolkenblitze zeitgleich auftraten,

jedoch bei gleichzeitig stark variierendem relativem Verhältnis. Generell hängt das Verhältnis zwischen der Anzahl der

Wolken- zur Anzahl der Erdblitze im Wesentlichen von geographischer Breite, Wolkenhöhe, Temperaturschichtung,

Jahreszeit, Entwicklungsstadium, Gewittertyp und anderen Faktoren ab.

Folglich ist die empirische Formel des Blitzdichtequotienten höchstwahrscheinlich nicht besonders gut geeignet um die

Wolkenblitzdichte zu nähern.

23

5. Zusammenfassung

Die Analyse der Blitzdaten aus dem Jahr 2013 ergab, dass der Anteil der Wolkenblitze leicht über dem der Erdlbitze lag.

Insgesamt wurden über 33.000 Blitze über Luxemburg und den angrenzenden Regionen registriert, davon eine große

Mehrheit innerhalb von 2 Tagen im Juni. Darüber hinaus betrug die höchste gemessene Stromstärke 277.000 Ampere

und im Mittel lag die maximale Stromstärke bei ca. 108.000 Ampere. Der Schwerpunkt der elektrischen Aktivitäten lag

gemäß den Erwartungen während dem meteorologischen Sommer (Juni, Juli und August).

Die berechneten Blitzdichten (unter Voraussetzung einer

homogenen Verteilung) entsprachen nur teils den

theoretischen Werten aus der Fachliteratur. Dies ist

darauf zurückzuführen, dass die Blitzaktivität während

eines Gewitters sehr variabel ist, d.h. sie hängt von

mehreren meteorologischen Faktoren ab: Art des

Gewitters, vertikale Temperatur- und Feuchteschichtung

der Troposphäre, Höhe der Wolkenuntergrenze bzw. -

obergrenze, synoptische Situation, Jahreszeit,

Topographie, etc...

Im Allgemeinen konnte nur eine geringfügig kleinere Erd-

als Wolkenblitzdichte festgestellt werden.

24.08.2013 / © Tristan Sulzberger

24

6. Anhang

a. Datentabelle

Date Max. Current [kA] IC CG Total Flashes

05.02. 73 30 87 117

12.04. 93 27 79 106

07.05. 130 112 439 551

15.05. 59 5 19 24

23.05. 188 6 22 28

28.05. 133 249 982 1231

08.06. 225 430 858 1288

09.06. 63 25 87 112

19.06. 80 6554 2863 9417

20.06. 277 7193 5459 12652

02.07. 66 23 50 73

22.07. 126 672 980 1652

23.07. 147 180 281 461

24.07. 181 234 1075 1309

26.07. 161 47 206 253

27.07. 116 123 388 511

28.07. 42 22 38 60

29.07. 79 15 50 65

03.08. 139 719 987 1706

05.08. 41 28 17 45

06.08. 34 6 16 22

12.08. 46 21 42 63

24.08. 170 374 629 1003

25

b. Lexikon

925 / 850 / 700 / 500 / 300 hPa-Niveaus: Druckflächen in 787 / 1460 / 3100 / 5579 / 9176 Metern Höhe über dem

Meeresspiegel (mittlere Werte).

Adiabatisch: kein thermischer Kontakt/Austausch mit der Umgebung.

Advektion: Warmluftzufuhr (WLA) oder Kaltluftzufuhr (KLA), meteorologisch meist für das Heranführen von

Luftmassen verwendet (horizontale Bewegung).

Ausfällbares Niederschlagswasser (eng. precipitable water, PWAT): Maß für den Gesamtgehalt atmosphärischen

Wassers in einer Luftsäule, die sich vom Erdboden bis zur Atmosphärenobergrenze erstreckt. Es wird ausgedrückt

als fiktiver bzw. maximal erreichbarer Niederschlag in mm (oder cm) Niederschlagshöhe.

Blitz: Bei Blitzen unterscheidet man Wolken- und Erdblitze. Für die Auslösung eines Blitzes müssen sich sehr hohe

Feldspannungen von mehreren Millionen Volt pro Meter aufbauen. Der Ablauf einer Blitzentladung gliedert sich

wie folgt:

o Zunächst erfolgt die Bildung eines Blitzkanals. Dazu dient eine sogenannte Vorentladung.

o Der Kanal wird schrittweise auf einer meist zick-zack-artig verlaufenden Bahn fortgeführt. Handelt es sich um

einen Erdblitz, so wächst dem sich bildenden Blitzkanal bei ausreichender Annäherung zum Erdboden

aufgrund der Influenz eine negative Fangladung entgegen.

07.09. 56 13 2 15

08.09. 96 52 68 120

09.09. 196 76 34 110

11.09. 59 6 16 22

05.10. 118 18 12 30

14.10. 48 5 28 33

22.10. 52 61 105 166

05.12. 53 1 16 17

26

o Nachdem sich die beiden Blitzkanalteile getroffen haben, ist eine leitende Verbindung erstellt und es

kommt zum Stromfluss, der den eigentlichen Blitzschlag bewirkt. Die Hauptentladung hat meist eine Dauer

von nur wenigen hundert Mikrosekunden. Sie wird im zeitlichen Abstand von nur wenigen Mikrosekunden

von bis zu 40 Teilentladungen gefolgt. In dieser kurzen Zeit wird die Luft in Blitzkanal auf Temperaturen von

30.000 Grad Celsius erhitzt. Dadurch dehnt sie sich explosionsartig aus, was den Donner (Schallwellen) zur

Folge hat.

CAPE (Convective Available Potential Energy): Diese Größe stellt ein Energiemaß für den Auftrieb in der

Troposphäre dar (in J/kg) und steht in Zusammenhang mit konvektiven Umlagerungen. Je höher die CAPE-Werte

sind, desto größer ist das Potential für starke/explosionsartige Konvektionsentwicklung (Quellwolkenbildung bis hin

zur Gewitterwolke, die bis zu 14 Kilometer vertikal in die Atmosphäre reichen kann). Wir müssen hier von Potential

sprechen, denn ob tatsächlich Konvektion ausgelöst wird, hängt von weiteren physikalischen Parametern ab. Die

Größe CAPE verwenden wir Meteorologen für die Einschätzung, ob in einer bestimmten Luftmasse die Möglichkeit

für Gewitter bzw. Schwergewitter besteht. MLCAPE (mixed layer CAPE) wird vom Boden aus aufintegriert,

allerdings werden als Ausgangsdaten die mittleren Temperatur- und Feuchtewerte der unteren 100 hPa als

Startwert für die Hebungskurve zur Berechnung von MLCAPE verwendet.

CIN (Convective Inhibition/dt. Konvektionshemmung): ist in der Meteorologie die Energie, die ein Luftpaket

überwinden muss, um das Level of Free Convection (LFC) zu erreichen, d.h. selbständig weiter aufzusteigen. Sie ist

ein Maß für die Schichtungsstabilität der Atmosphäre und wird in der Dimension Joule pro Kilogramm (J/kg)

angegeben.

Cut-Off: Hierzu müssen wir die 500 hPa-Druckfläche betrachten, in der die sogenannten "Isohypsen", sprich Linien

gleicher geopotentiellen Höhe dargestellt werden. Ein Cut-Off-Prozess beschreibt nichts anderes, als dass ein

langgestreckter Höhentrog an seiner Südseite sprichwörtlich abgeschnürt und zu einem eigenständigen Höhentief

mit angereicherter Kaltluft wird, das sich mit abgeschlossenen Isohypsen in den Höhenwetterkarten zeigt. Nach

der vollständigen Abschnürung wird das Cut-Off-Tief von der generellen Luftdruckverteilung, zum Beispiel von

kräftigen Antizyklonen, in seiner Verlagerung gesteuert. Es kann aber auch ein Kaltlufttropfen (isolierte Gebiete

relativ kalter Luft in der mittleren und oberen Troposphäre) entstehen und im Gegensatz zu einem Cut-Off-Tief

27

findet man bei Kaltlufttropfen in den unteren Schichten, also insbesondere am Boden, keine abgeschlossenen

Isobaren, allenfalls eine geringfügige Deformation des Isobarenfeldes.

EL (Equilibrium Level/dt. Gleichgewichtsniveau, Nullauftrieb): In einem thermodynamischen Diagramm das

Niveau über dem Level of Free Convection (LFC), bei dem die Temperatur eines aufsteigenden Luftpaketes

wieder der Temperatur der Umgebung entspricht. Die Höhe des EL ist die Höhe, bei der Gewitteraufwinde nicht

weiter aufwärts beschleunigen. Daher repräsentiert er in guter Näherung die Höhe der zu erwartenden (oder

bereits entstandenen) Wolkenobergrenzen. Allerdings können starke Aufwinde das Luftpaket über den EL heben

bevor es stoppt, was zu Obergrenzen oberhalb des EL führt. Das EL hat nichts mit der Tropopause zu tun!

Geopotential: ist das Potential der Schwerkraft, gemessen in der Meteorologie durch die Hubarbeit, die

notwendig ist, um eine Masseneinheit in der Breite ϕ von Normalnull auf die Höhe z zu bringen.

Konvektion: Allgemein der Transport von Wärme und Feuchtigkeit durch die Bewegung eines Fluids. In der

Metereologie beschreibt der Ausdruck speziell den vertikalen Transport von Wärme und Feuchtigkeit. Die Begriffe

"Konvektion" und "Gewitter" werden oft gleichbedeutend verwendet, obwohl Gewitter nur eine Form von

Konvektion darstellen. Im Umkehrschluß ist Konvektion jedoch nicht immer durch Wolken erkennbar. Erscheint sie

ohne Wolkenbildung, wird sie Trockenkonvektion genannt - analog heißt der sichtbare Prozess Feuchtkonvektion.

Konvergenzlinie: Zwei unterschiedliche Windfelder, die meist auch unterschiedlich temperiert sind, da sie aus

unterschiedlichen Regionen kommen können, bewegen sich horizontal aufeinander zu. Dort, wo sie sich treffen,

können sie nur in eine Richtung ausweichen, nämlich nach oben, also in die Vertikale. Man spricht, da dies nicht

durch eine einzige Wolke geschieht sondern über mehrere Hunderte von Kilometern durch viele

zusammenhängende Wolken von einer "Konvergenz" oder einer "Konvergenzlinie". Je stärker die

Temperaturgegensätze und je größer der Windrichtungsunterschied sind, desto kräftiger entwickelt sich die

Konvergenz. Meist gehen dabei in einem schmalen Streifen kräftige oder schauerartige und gewittrige

Niederschläge nieder. Durch die abrupte Änderung der Windrichtung (Windsprung) sind auch kräftige Böen

möglich, die wiederum in der Sturmvorhersage Bedeutung haben. Neben dieser Richtungskonvergenz existiert

aber auch noch die Geschwindigkeitskonvergenz, d.h. eine Veränderung der Windgeschwindigkeit in der

28

Strömung: eine schnelle Windströmung trifft auf eine langsamere, vorlaufende Windströmung, wodurch Hebung

verursacht werden kann.

Labilität/Stabilität: Man betrachtet in der Meteorologie zwei Typen von Schichtungen: Die stabile und die labile

Schichtung der Luft. Bei stabilen Verhältnissen weht der horizontale Wind gleichmäßig. Warme Luft (eine

Warmfront) stabilisiert die Luftschichtung. Zunächst klingt das als Widerspruch zu dem, was bisher geschildert

wurde: Warme Luft ist leicht und steigt auf (Konvektion). Doch liegt am Boden kalte Luft und die kalte Luft soll

durch warme Luft ersetzt werden, arbeitet sich die warme Luft in Form langsamen und gleichmäßigen Aufgleitens

von oben herab bis zum Boden vor. Eine Warmfront geht dabei meist mit gleichmäßigem Landregen einher, somit

kann dabei auch kein Höhenwind heruntergemischt werden, da es kaum Austauschvorgänge zwischen den

verschiedenen Luftschichten gibt. Labilität beschreibt hingegen das Ungleichgewicht der Luft. In einer labil

geschichteten Luftmasse ist der vertikale Austausch erleichtert, es kommt zu stärkeren Auf- und Abwinden als in

stabil geschichteter Luft, die Neigung zu Konvektion in Form von Schauern und Gewittern nimmt zu. Das Maß der

Labilität ist daher eines der wichtigsten Merkmale in der Konvektions- und nicht zuletzt in der Sturmprognose.

Langwellentrog: Ein Trog in der vorherrschenden westlichen Höhenströmung, der durch große Längenausdehnung

und (gewöhnlich) lange Lebensdauer gekennzeichnet ist. Es existieren nicht mehr als etwa fünf Langwellentröge

gleichzeitig in der nördlichen Hemisphäre. Ihre Position und Stärke bestimmen allgemeine Wetterbedingungen

(z.B. warm/kalt, nass/trocken) für Tage, Wochen oder Monate. Kleinere Störungen (z.B. Kurzwellentröge) bewegen

sich typischerweise schneller durch die breite Strömung eines Langwellentroges und verursachen kurzzeitigere

Wetteränderungen (ein Tag oder weniger).

LCL (Lifted Condensation Level/dt. Hebungskondensationsniveau): Das LCL wird verwendet um die Höhe der

Wolkenbasis zu ermitteln, wenn die Konvektion durch Hebung an Fronten oder Bergen ausgelöst wird.

LFC (Level of Free Convection): Ab dieser Höhe kann das aufsteigende Luftpaket ohne Energie von außen bis zum

EL aufsteigen. Das LFC befindet sich in der Höhe, wo das aufsteigende Luftpaket die Temperaturkurve in Richtung

wärmer schneidet. Bei stabiler Schichtung kann das nie vorkommen.

Lifted Index (LI): Ein allgemeines Maß für die Labilität der Atmosphäre. Sein Wert wird ermittelt, indem man die

Temperatur errechnet, die bodennahe Luft hätte, wenn sie in eine höhere Schicht (gewöhnlich 500 hPa-Fläche)

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angehoben würde und das Ergebnis mit der tatsächlichen Temperatur dieser Schicht vergleicht. Negative Werte

zeigen Labilität - je negativer, desto labiler ist die Luftschichtung und umso stärker sind die zu erwartenden

Aufwinde in sich entwickelnden Gewittern. Allerdings gibt es keine "magischen Werte" oder Grenzwerte des LI

unterhalb derer mit Gewissheit Unwetter drohen.

Pseudopotentielle Temperatur: Die Temperatur, die ein Luftpaket hätte, wenn

a) es bis zur Sättigung angehoben würde, dann

b) der gesamte Wasserdampf auskondensiert wäre, und

c) es adiabatisch (ohne Wärme- oder Massentransfer) auf ein Druckniveau von 1000 hPa zurückgeführt würde.

Theta-E steht in direktem Zusammenhang mit der Wärmemenge in einem Luftpaket. Daher ist es zur Diagnose der

atmosphärischen Labilität von Nutzen.

Taupunkt: Temperatur, auf welche ein Luftpaket abgekühlt werden muss, damit die relative Feuchte 100%

beträgt.

Trocken-/feuchtadiabatische Abkühlung/Erwärmung: Es gibt zwei Arten von Abkühlung (oder Erwärmung; im

Folgenden wird nur von Abkühlung gesprochen): Die trockenadiabatische und die feuchtadiabatische: Bei der

trockenen Abkühlung sinkt die Temperatur um 1°C pro 100 Meter. Trocken bedeutet, dass die Luft mit Feuchtigkeit

nicht gesättigt ist, also die relative Luftfeuchtigkeit zwischen 0 und 99 % beträgt. Ist die Luft mit Feuchtigkeit

gesättigt (relative Feuchtigkeit 100 %), kühlt sie sich nur noch rund 0,5°C pro 100 Meter ab (dieser Wert schwankt je

nach dem tatsächlichen Wasserdampfgehalt). Der Übergang zu trocken- und feuchtadiabatischer Abkühlung ist

in der Natur fließender, als hier dargestellt.

Tropopause: trennt die Troposphäre und die Stratosphäre. Ihre Höhe ist abhängig von der geographischen Breite

(in den mittleren Breiten etwa 12 km). Sie ist aber auch auf einem Breitenkreis veränderlich, da die Tropopause in

der Kaltluft tiefer liegt als in der Warmluft.

Troposphäre: unterhalb der Tropopause liegende Schicht der Atmosphäre, in der sich die meteorologischen

Erscheinungen (Fronten, Wolken, Gewitter, Niederschläge) abspielen und somit das Wetter bestimmen. Die

durchschnittliche Temperaturabnahme mit der Höhe beträgt in der Troposphäre 0,65°C pro 100 m.

30

c. Quellenverzeichnis

http://www.top-wetter.de/lexikon/

http://www.unwetterzentrale.de/uwz/335.html

http://www.wetteronline.de/

http://www.wetter3.de/

http://www.stepmap.de/

https://linetview.nowcast.de/europe/pages/index.html

[1] https://www.nowcast.de/de/technologie.html

[2] http://www.wissenschaft-im-dialog.de/aus-der-forschung/wieso/detail/article/ist-es-technisch-moeglich-blitze-zur-

energiegewinnung-zu-nutzen.html

[3] http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html

[4] Rakov V./Uman M.: Lightning. Physics and Effects. Cambridge University Press, 2010.

Zuletzt aktualisiert: 10.03.2014