die Beinflussung der elektrischen Blitze

Institut fur Meteorologie und Klimatologie
der Universitat Hannover
Untersuchung des statistischen
Zusammenhanges zwischen
Blitzdichte und Niederschlagsmenge
von
Wiebke Deierling
Diplomarbeit im Fach Meteorologie
April 2000
Inhaltsverzeichnis
Abbildungsverzeichnis 6
Tabellenverzeichnis 8
Symbol- und Abkurzungsverzeichnis 9
1. Einleitung 11
2. Gewitter 14
3. Ubersicht vorangegangener Arbeiten 29
4. Datenbearbeitung 35
2.1. Voraussetzung fur Gewitter . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.2. Gewittertypen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.2.1. Einzelzellen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.2.2. Multizellen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.2.3. Superzellen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.2.4. Mesoskalige konvektive Systeme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.3. Gewitterelektrizitat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.3.1. Au adungsmechanismen und Ladungsverteilung in Gewitterwolken
2.3.2. Entstehung und Eigenschaften von Blitzen . . . . . . . . . . . . . .
2.3.3. Verlauf der Blitzaktivitat wahrend eines Gewitters . . . . . . . . . .
4.1. Datenbeschreibung . . . . . . . . . .
4.1.1. Blitzdaten . . . . . . . . . . .
4.1.2. Niederschlagsdaten . . . . . .
4.2. Methodik . . . . . . . . . . . . . . .
4.2.1. Gitter- und Stations-Methode
5. Auswertung und Ergebnisse
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5.1. Raumliche Verteilungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.1.1. Niederschlagssummen . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.1.2. Blitzdichten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.2. Zusammenhang zwischen Niederschlagsmenge und Blitzdichte
5.2.1. Zeitreihen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.2.2. Quanti zierung des Zusammenhanges . . . . . . . . . .
5.2.3. Abhangigkeit vom Gebiet . . . . . . . . . . . . . . . .
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Inhaltsverzeichnis
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5.2.4. Abhangigkeit vom Gewittertyp . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69
5.3. Vergleich mit anderen Untersuchungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74
6. Zusammenfassung und Schlu folgerungen 78
Anhang A 81
Anhang B 85
Anhang C 87
Anhang D 94
Literaturverzeichnis 96
Danksagung und Erklarung
100
Abbildungsverzeichnis
2.1. Entwicklungsstadien einer Gewitterzelle nach dem Modell von Byers-Braham
aus Bluestein (1993) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.2. Schematische Darstellung der Radarre ektivitaten in verschiedenen Hohen
einer in Alberta, Kanada, beobachteten Superzelle aus Houze (1993) . . .
2.3. Induktiver Au adungsmechanismus nach MacGorman und Rust (1998),
bei dem Niederschlagspartikel Ionen einfangen . . . . . . . . . . . . . . . .
2.4. Induktiver Au adungsmechanismus zuruckprallender Partikel nach Mac-
Gorman und Rust (1998). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.5. Tripolstruktur der Raumladungen in einer Gewitterwolke. . . . . . . . . . .
2.6. Typen von Wolke-Boden-Blitzen nach Berger (1977) . . . . . . . . . . .
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4.1. Darstellung der einzelnen Empfangsstationen des LPATS der Bayernwerk
AG, Munchen und der Badenwerk AG, Karlsruhe im suddeutschen Raum
nach Finke und Hauf (1996). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36
4.2. Darstellung zum Prinzip der Gitter-Methode. . . . . . . . . . . . . . . . . 40
4.3. Darstellung zum Prinzip der Stations-Methode. . . . . . . . . . . . . . . . 41
5.1. Raumliche Verteilung der mittleren Niederschlagssummen von Mai bis Sep-
tember in Suddeutschland uber die Jahre 1992-94. . . . . . . . . . . . . . .
5.2. Raumliche Verteilung der mittleren stratiformen Niederschlagssummen von
Mai bis September in Suddeutschland uber die Jahre 1992-94. . . . . . . .
5.3. Raumliche Verteilung der mittleren konvektiven Niederschlagssummen von
Mai bis September in Suddeutschland uber die Jahre 1992-94. . . . . . . .
5.4. Raumliche Verteilung des prozentualen Anteils der mittleren konvektiven
Niederschlagssummen an den mittleren Niederschlagssummen von Mai bis
September in Suddeutschland uber die Jahre 1992-94. . . . . . . . . . . . .
5.5. Raumliche Verteilung der mittleren Anzahl von Gewittertagen in Suddeutsch-
land von Mai bis September uber die Jahre 1992-94. . . . . . . . . . . . . .
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Abbildungsverzeichnis
5.6. Raumliche Verteilung der mittleren Blitzdichten von Mai bis September in
Suddeutschland uber die Jahre 1992-94. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.7. Saulendiagramm des mittleren prozentualen Anteils von monatlichen kon-
vektiven Niederschlagssummen und monatlicher Blitzanzahl an der jewei-
ligen Gesamtsumme beider Gro en in Suddeutschland. . . . . . . . . . . .
5.8. Saulendiagramm der taglichen konvektiven Niederschlagssummen in mm
und der taglichen Blitzanzahl des gesamten suddeutschen Raumes des Jah-
res 1992. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.9. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der mittleren Summen
von Mai bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte der
Jahre 1992-1994 in Suddeutschland. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.10. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der Summen von Mai
bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte des Jahres
1992 in Suddeutschland. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.11. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der Summen von Mai
bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte des Jahres
1993 in Suddeutschland. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.12. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der Summen von Mai
bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte des Jahres
1994 in Suddeutschland. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.13. Geographische Darstellung des als Schwarzwald bezeichneten Gebietes. . .
5.14. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der mittleren Summen
von Mai bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte der
Jahre 1992-1994 im Schwarzwald. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.15. Geographische Darstellung des als Alpenvorland bezeichneten Gebietes. . .
5.16. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der mittleren Summen
von Mai bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte der
Jahre 1992-1994 im Alpenvorland. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.17. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme von konvektivem Nie-
derschlag und Blitzdichte am 30.07.1993 . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.18. Raumliche Verteilung der Blitzdichte in Suddeutschland am 30.07.1993. . .
5.19. Raumliche Verteilung der gesamten Niederschlagsmenge in Suddeutschland
am 30.07.1993. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.20. Raumliche Verteilung der rain yields in Suddeutschland am 30.07.1993. . .
5.21. Wolke-Boden-Blitzdichte in Blitz pro 104 km2 und Tag versus Regenmenge
in kg pro 104 km2 und Tag von Sommermonaten nach Petersen und
Rutledge (1998) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
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Abbildungsverzeichnis
5
5.22. Raumliche Verteilung der mittleren rain yields von Mai bis September in
Suddeutschland uber die Jahre 1992-94. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77
6.1. Raumliche Verteilung der konvektiven Niederschlagssummen von Mai bis
September in Suddeutschland fur das Jahr 1992. . . . . . . . . . . . . . . .
6.2. Raumliche Verteilung der Bliztdichten von Mai bis September in Suddeutsch-
land fur das Jahr 1992. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
6.3. Raumliche Verteilung der konvektiven Niederschlagssummen von Mai bis
September in Suddeutschland fur das Jahr 1993. . . . . . . . . . . . . . . .
6.4. Raumliche Verteilung der Bliztdichten von Mai bis September in Suddeutsch-
land fur das Jahr 1993. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
6.5. Raumliche Verteilung der konvektiven Niederschlagssummen von Mai bis
September in Suddeutschland fur das Jahr 1994. . . . . . . . . . . . . . . .
6.6. Raumliche Verteilung der Bliztdichten von Mai bis September in Suddeutsch-
land fur das Jahr 1994. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
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6.7. Saulendiagramm des prozentualen Anteils von monatlichen konvektiven
Niederschlagssummen und monatlicher Blitzanzahl an der Gesamtsumme
beider Gro en uber die Monate Mai-September des Jahres 1992. . . . . . . 85
6.8. Saulendiagramm des prozentualen Anteils von monatlichen konvektiven
Niederschlagssummen und monatlicher Blitzanzahl an der Gesamtsumme
beider Gro en uber die Monate Mai-September des Jahres 1993. . . . . . . 86
6.9. Saulendiagramm des prozentualen Anteils von monatlichen konvektiven
Niederschlagssummen und monatlicher Blitzanzahl an der Gesamtsumme
beider Gro en uber die Monate Mai-September des Jahres 1994. . . . . . . 86
6.10. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der konvektiven Nieder-
schlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1992
im Schwarzwald. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
6.11. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der konvektiven Nieder-
schlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1993
im Schwarzwald. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
6.12. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der konvektiven Nieder-
schlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1994
im Schwarzwald. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
6.13. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der konvektiven Nieder-
schlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1992
im Alpenvorland. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
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Abbildungsverzeichnis
6
6.14. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der konvektiven Nieder-
schlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1993
im Alpenvorland. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92
6.15. Linear und logarithmisch skalierte Streudiagramme der konvektiven Nieder-
schlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1994
im Alpenvorland. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93
6.16. Raumliche Verteilung der rain yields von Mai bis September in Suddeutsch-
land fur das Jahr 1992. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 94
6.17. Raumliche Verteilung der rain yields von Mai bis September in Suddeutsch-
land fur das Jahr 1993. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95
6.18. Raumliche Verteilung der rain yields von Mai bis September in Suddeutsch-
land fur das Jahr 1994. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95
Tabellenverzeichnis
3.1. Regionen sowie dazugehorige Gebietsgro e und gesamte Stationsanzahl aus
Sheridan et al. (1997). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32
3.2. Werte von r, a, b fur eine lineare Regression mit der Regressionsgleichung
PCPN = a + b MGFD nach Sheridan et al. (1997). . . . . . . . . . . . 33
4.1. Anzahl der meldenden Niederschlagsstationen des jeweiligen Jahres und
des gesamten Zeitraumes. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37
5.1. Summen von konvektivem Niederschlag und Blitzanzahl des Zeitraumes
Mai bis September der Jahre 1992 bis 1994 fur Suddeutschland. . . . . . .
5.2. Korrelationskoe zienten r der Summen von Blitzdichte und konvektiver
Niederschlagsmenge von Mai bis September der einzelnen Jahre sowie der
mittleren Summen beider Gro en aller Jahre fur Suddeutschland, dazu-
gehorige Kon denzintervalle sowie die Parameter a und b. . . . . . . . . . .
5.3. Korrelationskoe zienten rl der logarithmierten Summen von Blitzdich-
te und konvektiver Niederschlagsmenge von Mai bis September der ein-
zelnen Jahre sowie der mittleren Summen beider Gro en aller Jahre fur
Suddeutschland, dazugehorige Kon denzintervalle sowie die Parameter al
und bl . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.4. Korrelationskoe zienten r der Summen von Blitzdichte und konvektiver
Niederschlagsmenge von Mai bis September der einzelnen Jahre fur den
Schwarzwald sowie die Parameter a und b. . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.5. Korrelationskoe zienten rl der logarithmierten Summen von Blitzdichte
und konvektiver Niederschlagsmenge von Mai bis September der einzelnen
Jahre fur den Schwarzwald sowie die Parameter al und bl . . . . . . . . . . .
5.6. Korrelationskoe zienten r der Summen von Blitzdichte und konvektiver
Niederschlagsmenge von Mai bis September der einzelnen Jahre fur des
Alpenvorland sowie die Parameter a und b. . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.7. Korrelationskoe zienten rl der logarithmierten Summen von Blitzdichte
und konvektiver Niederschlagsmenge von Mai bis September der einzelnen
Jahre fur das Alpenvorland sowie die Parameter al und bl . . . . . . . . . .
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61
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65
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68
Tabellenverzeichnis
8
5.8. Werte von r, a, b fur eine lineare Regression mit der Regressionsgleichung
PCPN = a + b MGFD fur Suddeutschland. . . . . . . . . . . . . . . . . 75
5.9. Werte von r, a, b fur eine lineare Regression mit der Regressionsgleichung
PCPN = a + b MGFD nach Sheridan et al. (1997). . . . . . . . . . . . 75
Symbol- und Abkurzungsverzeichnis
Symbole
ab
Regressionsparameter
al bl Regressionsparameter logarithmierter Daten
g Schwerebeschleunigung
L Lange eines Breitenkreises
geographische Breite
r Korrelelationskoe zient
rl Korrelationskoe zient logarithmierter Daten
Tvl virtuelle Temperatur eines Luftpaketes
Tvu virtuelle Temperatur der Umgebungsluft
U Aquatorumfang
w Vertikalgeschwindigkeit der Luft
x Blitzdichte
y Niederschlagsmenge
9
Symbol- und Abkurzungsverzeichnis
Abkurzungen
BWER Bounded Weak Echo Region
CAPE Convective Available Potential Temperature
DWD Deutscher Wetterdienst
EL Equilibrium Level
GPS Global Positioning System
LFC Level of Free Convection
LLP Lightning Location and Protection, Inc.
LPATS Lightning Position and Tracking System
MCS Mesoscale Convective System
MEZ Mitteleuropaische Zeit
MESZ Mitteleuropaische Sommerzeit
MGFD Measured Ground Flash Density
NN
Normalnull
PCPN Corresponding Regional Precipitation
10
1. Einleitung
Gewitter zahlen zu jenen eindrucksvollen Naturereignissen, deren Auftreten der Mensch
seit jeher zu erklaren suchte. In der Religionsgeschichte und Volkskunde waren sie stets von
mythenbildender Kraft und wurden mit zahlreichen Gottheiten in Verbindung gebracht. In
der nordischen Mythologie war es Thor, der Blitz und Donner verursachen konnte, in der
griechischen Mythologie war es Zeus. Neben den Erklarungen des Phanomens Gewitter,
die Religion und Volkskunde hervorbrachten, gab es auch schon in fruheren Zeiten natur-
philosophische bzw. naturwissenschaftliche Erklarungsansatze. Erst Mitte des 18. Jahr-
hunderts konnte Benjamin Franklin jedoch nachweisen, da Blitze elektrische Entladungen
sind und Gewitter folglich elektrische Ladungen aufweisen. Darauf aufbauend hat man bis
heute viel uber das Phanomen Gewitter gelernt. Trotzdem sind nach wie vor noch einige
fundamentale Fragen, die beispielsweise die Elektri zierung eines Gewitters oder die Initi-
ierung eines Blitzes betre en, nicht vollstandig geklart. Es ist aber grundsatzlich bekannt,
da aufgrund verschiedener mikrophysikalischer und dynamischer Wolkenprozesse elek-
trisch geladene Hydrometeore entstehen, die getrennt nach ihrer Polaritat Raumladungen
sowohl innerhalb der Gewitterwolke als auch in deren naherer Umgebung hervorrufen.
Uberschreitet die Feldstarke zwischen zwei Raumladungen innerhalb der Wolke, zwischen
Wolke und Wolke, Wolke und Erdboden oder Wolke und Umgebungsluft einen kritischen
Wert, kommt es zur Entladung, zum Blitz. Physikalisch hangen Blitze also von der Anwe-
senheit von Hydrometeoren in der Wolke ab. Gleiches gilt auch fur den Niederschlag, der
aus einem Gewitter fallt. Folglich ist zu erwarten, da ein statistischer Zusammenhang
zwischen Blitzanzahl und Niederschlagsmenge existiert.
In mehreren Arbeiten wurde dieser Zusammenhang schon untersucht.
Uberwiegend wurde dort der Zusammenhang zwischen beiden Gro en wahrend eines
Gewitterlebens oder wahrend mehrerer Gewitter zusammengefa t erforscht und quan-
ti ziert (siehe zum Beispiel Battan (1965), Kinzer (1974), Piepgrass und Krider
(1982), Reap und MacGorman (1989), Molinie et al. (1999)). Als Ma zahl des Zu-
sammenhanges zwischen Blitzanzahl und Niederschlagsmenge diente dabei der lineare
Korrelationskoe zient sowie die Regenausbeute (engl. rain yield), die als Verhaltnis von
Niederschlagsmenge pro Blitz bezogen auf eine Flachen- und Zeiteinheit de niert ist. Es
zeigte sich, da in vielen Fallstudien eine hohe positive Korrelation zwischen Blitzdichte
oder Blitzanzahl und Niederschlagsmenge existiert, beide Gro en aber sehr variabel im
Verlaufe eines Gewitters sein konnen. Solange es aus der Gewitterwolke blitzt, kann der
rain yield um mehr als 2 Gro enordnungen variieren. Bei Battan (1965) umfa t er bei-
spielsweise einen Wertebereich von ungefahr 3 x 106 bis 3 x 108 kg pro Blitz.
Wenige Arbeiten, wie zum Beispiel die von Sheridan et al. (1997) oder Petersen
11
1. Einleitung
12
und Rutledge (1998), beschaftigen sich mit dem Zusammenhang zwischen Blitzdichte
und Niederschlagsmenge gro erer Gebiete und langerer Zeitraume. Hier zeigte sich zum
einen, da Blitzdichte und Niederschlagsmenge auf taglicher Basis hau g einen hohen
Korrelationskoe zienten ergeben, der Korrelationskoe zient auf monatlicher oder jahrli-
cher Basis aber doch sehr variabel sein kann und nicht hoch sein mu . Zum anderen wurde
herausgefunden, da der Zusammenhang beider Gro en gebietsabhangig ist. So ist bei-
spielsweise die Niederschlagsmenge pro Blitz in den Tropen hoher als in den gema igten
Breiten (vgl. Petersen und Rutledge (1998)). Zusammenfassend la t sich feststellen,
da bezogen auf langere Zeitraume, etwa Monate oder Jahre, der rain yield um einen
Faktor von 10 in einem Gebiet und um einen Faktor von 103 zwischen verschiedenen Ge-
bieten variieren kann (siehe zum Beispiel Sheridan et al. (1997) oder Petersen und
Rutledge (1998)).
In allen Arbeiten ist zu beachten, da die Niederschlagsmenge und damit auch der rain
yield stark von dem gefallenen stratiformen Anteil des Niederschlags abhangt, der phy-
sikalisch betrachtet nicht oder nur wenig mit Blitzen zusammenhangt. Insbesondere in
mesoskaligen konvektiven Systemen kann dieser Niederschlagsanteil sehr hoch sein.
Mit der Kenntnis eines funktionalen Zusammenhanges zwischen Blitzanzahl und Nieder-
schlagsmenge konnte man Blitzme netzsysteme nutzen, um zum Beispiel Nowcasting von
Starkniederschlagen zu erstellen. Unter Nowcasting versteht man den Vorhersagebereich
der nachsten 6 oder sogar 12 Stunden. Anhand der Blitzanzahl und Blitzfrequenz soll da-
bei auf die Menge des fallenden Niederschlages geschlossen werden. Dies ware vor allem in
Gebirgsregionen von Nutzen, da dort Gewitter mit Starkniederschlagen zu starken Uber-
schwemmungen oder Erdrutschen fuhren konnen und Blitzme netzsysteme im Gegensatz
zum Wetterradar nicht stark von der Orographie beeintrachtigt werden.
Ziel dieser Arbeit ist es, den Zusammenhang zwischen Blitzdichte und Niederschlags-
menge im suddeutschen Raum uber die Monate Mai bis September der Jahre 1992 bis
1994 hinweg zu untersuchen. Dafur stehen tagliche Niederschlagssummen von Nieder-
schlagsstationen des Deutschen Wetterdienstes (DWD) sowie Blitzdaten des Lightning
Position and Tracking System (LPATS) der Bayernwerk AG, Munchen und der Baden-
werk AG, Karlsruhe zur Verfugung. Der statistische Zusammenhang beider Gro en soll
durch den linearen Korrelationskoe zienten und den rain yield charakterisiert werden,
um auch einen Vergleich mit anderen Arbeiten, insbesondere mit den Arbeiten von She-
ridan et al. (1997) sowie Petersen und Rutledge (1998), zu ermoglichen. Auch soll
untersucht werden, ob der Zusammenhang beider Gro en eine Abhangigkeit vom Gewit-
tertyp aufweist.
Die vorliegende Arbeit ist folgenderma en aufgebaut:
Das Kapitel 2 befa t sich mit den theoretischen Grundlagen eines Gewitters. Es
wird ein Uberblick uber die Entstehung und Einteilung von Gewittern sowie uber
die Gewittermorphologie, Wolkenelektri zierung und Blitzaktivitat wahrend eines
Gewitterlebens gegeben.
In Kapitel 3 werden die Ergebnisse vorangegangener Arbeiten, die sich mit dem
Zusammenhang zwischen Blitzdichte und Niederschlagsmenge beschaftigt haben,
1. Einleitung
13
zusammengefa t. Es fallt besondere Bedeutung auf die Vero entlichungen von She-
ridan et al. (1997) sowie Petersen und Rutledge (1998), da am Ende dieser
Arbeit ein Vergleich zu den Ergebnissen, die aus diesen Vero entlichungen hervor-
gingen, gezogen werden soll.
Das Kapitel 4 behandelt die Datenbeschreibung sowie Datenbearbeitung. Dabei wer-
den zuerst sowohl die Niederschlagsdaten erlautert als auch die Erfassung der Blitze
beschrieben. Anschlie end werden zwei Methoden zur Bildung von taglichen, mo-
natlichen und funfmonatigen Summen von Blitzdichte und Niederschlagsmenge vor-
gestellt.
In Kapitel 5 werden die Summen der Blitzdichten und Niederschlagsmengen ausge-
wertet und die Ergebnisse prasentiert.
Zunachst werden die funfmonatige Summen von Niederschlagsmenge und Blitzdichte
getrennt voneinander raumlich dargestellt und diskutiert. Nachfolgend wird der Zu-
sammenhang von Blitzdichte und Niederschlagsmenge als funfmonatige, monatliche
und tagliche Summen betrachtet und gegebenenfalls quanti ziert. Die funfmona-
tigen Summen werden auf eine Abhangigkeit vom Gewittertyp oder von bestimm-
ten Regionen hin untersucht. Abschlie end werden die Korrelationskoe zienten und
rain yields berechnet und der Vergleich zu den Arbeiten von Sheridan et al. (1997)
sowie Petersen und Rutledge (1998) gezogen.
Das Kapitel 6 enthalt eine Zusammenfassung der wichtigsten Ergebnisse der vorlie-
genden Arbeit sowie Schlu folgerungen.
2. Gewitter
Gewitter sind Wettererscheinungen, die bei hochreichender labiler Schichtung der Atmo-
sphare und bei relativ hohem Wasserdampfgehalt der Luft auftreten. Kennzeichnend fur
Gewitter sind Cumulonimbuswolken sowie elektrische Entladungen in Form von Blitzen
und der damit verbundene Donner. Nicht selten bringen sie Zerstorung durch Blitzschlag,
heftigen, boigen Wind oder Hagel und Starkniederschlag mit sich.
Um den statistischen Zusammenhang zwischen Blitzdichte und Niederschlagsmenge be-
werten und einordnen zu konnen, ist es notwendig, einige Eigenschaften von Gewittern
zu kennen. In diesem Kapitel soll deswegen das Phanomen Gewitter vorgestellt werden,
wobei der Schwerpunkt auf die fur den Zusammenhang zwischen Blitzdichte und Nieder-
schlagsmenge relevanten Eigenschaften gelegt wird.
2.1. Voraussetzung fur Gewitter
Die Grundvoraussetzung fur die Entstehung eines Gewitters ist die Bildung von machtigen
konvektiven Wolken, den Cumulonimbuswolken. Die Entstehung von konvektiven Wolken
ist sehr komplex und soll an dieser Stelle eher qualitativ beschrieben werden. Ausfuhr-
liche Beschreibungen konvektiver Wolkenbildung sind beispielsweise in Sumner (1988)
oder Houze (1993) zu nden.
Konvektive Wolkenbildung la t sich anschaulich mit der "Paket-Methode\ erklaren. Dabei
wird ein Luftpaket als abgeschlossenes System betrachtet, bei dessen vertikaler Verschie-
bung kein Warmeaustausch und keine Mischung mit der Umgebungsluft statt ndet. Es
sei nur gewahrleistet, da der Luftdruck des Luftpaketes in jeder Hohe den Luftdruck der
Umgebungsluft annimmt.
Vor der vertikalen Verschiebung eines Luftpaketes besitzt dieses die gleiche Dichte bzw.
Temperatur sowie relative Feuchte wie seine Umgebungsluft. Steigt es nun auf, kuhlt es
sich aufgrund der Abnahme des Luftdrucks mit der Hohe adiabatisch und zwar naherungs-
weise trockenadiabatisch um 1 K pro 100 m ab. Aufgrund der Temperaturabnahme steigt
die relative Feuchte des Luftpaketes. Erreicht sie 100 Prozent, kondensiert Wasserdampf,
und es bilden sich Wolkentropfen. Die Hohe, ab welcher der im Luftpaket enthaltene Was-
serdampf kondensiert, wird als Kondensationsniveau bezeichnet. Durch die Kondensation
wird latente Warme frei, die zu einer Erwarmung des Luftpaketes beitragt. So kuhlt es
sich ab dem Kondensationsniveau weniger stark, entsprechend dem feuchtadiabatischen
Temperaturgradienten mit ca. 0.65 K pro 100 m, ab. Uberschreitet das Luftpaket bei
seinem Aufstieg die 0 C-Isotherme, konnen einige Wassertropfen anfangen zu gefrieren.
14
2. Gewitter
15
Hauptsachlich geschieht dies allerdings erst unterhalb einer Temperatur von -10 C. Vorher
sind Wassertropfen uberwiegend unterkuhlt, be nden sich also noch im ussigen Zustand.
Das Gefrieren fuhrt wiederum zum Freisetzen von latenter Warme und somit zu einer wei-
teren Verringerung der Abkuhlungsrate des Luftpaketes.
Wodurch steigt nun aber ein Luftpaket auf?
Zum einen kann das Luftpaket von allein aufsteigen, wenn es bei labiler Schichtung
der Umgebungsluft warmer als diese ist (freie Konvektion). Dies geschieht zum Beispiel
bei Labilisierung bodennaher Luftschichten durch Sonneneinstrahlung. Wenn das Luftpa-
ket warmer als seine Umgebungsluft ist, besitzt es einer geringere Dichte als diese und
erfahrt eine Auftriebskraft nach oben. Es steigt in die Hohe. Die Auftriebskraft verschwin-
det, wenn die Temperatur des Luftpaketes die der Umgebungsluft angenommen hat. Die
Hohe, bei der dies eintritt, wird Ausgleichsniveau genannt. Ublicherweise hort das Luft-
paket beim Erreichen des Ausgleichsniveaus nicht auf zu steigen, sondern schie t durch
die beim Aufstieg gewonnene kinetische Energie und seine Tragheit noch daruber hinaus.
Zum anderen kann ein Luftpaket durch Hebungsvorgange beispielsweise an Fronten oder
orographischen Hindernissen zum Aufsteigen "gezwungen\ werden (erzwungene Konvek-
tion).
Ob Wolken entstehen und wie hoch sie werden, ist eng mit dem vertikalen Tempera-
turgradienten der Umgebungsluft und dem Feuchtegehalt der Luft verbunden. Fur die
Wolkenbildung mu gehobene oder von allein aufsteigende Luft grundsatzlich das Kon-
densationsniveau erreichen. Cumulonimbuswolken sind Wolken mit einer gro en vertikalen
Erstreckung. Die Wolkenobergrenze reicht hau g bis zur Tropopause. Fur die Ausbildung
einer Cumulonimbuswolke ist deshalb hochreichende Konvektion erforderlich. Damit es
dazu kommt, ist die Anwesenheit einer feuchtlabilen Schichtung bis in eine gro e Hohe
notwendig. Zudem mu feuchtgesattigte Luft das Niveau freier Konvektion uberschreiten,
von wo aus sie warmer als die Umgebungsluft ist.
Eine Ma zahl fur die Starke der Konvektion ist CAPE (engl. convective available po-
tential energy). CAPE ist de niert als die Auftriebsenergie, die einem Luftpaket pro
Masseneinheit zur Verfugung steht, wenn es von dem Niveau freier Konvektion bis zum
Ausgleichsniveau aufsteigt. Es wird beschrieben durch
Z EL Tvl(z) ; Tvu(z)
CAPE =
g T (z) dz:
(2.1)
LF C
vu
Dabei ist LFC das Niveau freier Konvektion (engl. level of free convection), EL das Aus-
gleichsniveau (engl. equilibrium level), Tvl (z) die virtuelle Temperatur eines Luftpaketes,
Tvu (z) die virtuelle Temperatur der Umgebungsluft und g die Erdbeschleunigung. Daraus
ergibt sich eine maximale Aufwindgeschwindigkeit w von
p
w = 2 CAPE:
(2.2)
Einmischung von trockener Luft in das Luftpaket, Reibung des Luftpaketes mit der Um-
gebungsluft und die Existenz von Hydrometeoren im Luftpaket kann CAPE und damit
die Aufwindgeschwindigkeit verringern.
Konvektion in Gewittern hat eine zellulare Struktur mit starken Aufwindgeschwindigkei-
ten, die bis zu 50 m/s betragen konnen. CAPE kann in konvektiven Systemen mittlerer
Intensitat Werte von mehreren 1000 J/kg besitzen. In kleineren Luftmassengewittern weist
CAPE hingegen hau g geringere Werte von einigen 100 J/kg auf (Schiesser et al., 1995
Houze et al., 1993 Hagen et al., 1999).
2. Gewitter
16
2.2. Gewittertypen
Bisher wurde beschrieben, unter welchen Bedingungen Gewitter entstehen. Durch das
vertikale Windpro l, die Schichtung der Atmosphare sowie mesoskalige Hebung unter-
scheiden sich Gewitter mitunter sehr in ihren Eigenschaften wie zum Beispiel Struktur,
Lebensdauer, Zugbahn oder Intensitat. Deshalb versucht man, Gewitter in verschiedene
Typen einzuteilen. In diesem Abschnitt sollen nachfolgend einige Unterscheidungskriteri-
en und Einteilungen vorgestellt werden.
Nach dem Deutschen Wetterdienst (1987) lassen sich abhangig von der Wetterlage
und damit verbundenen Entstehungsmechanismen Gewitter grob Luftmassengewittern,
Frontgewittern oder squall lines zuordnen.
Unter Luftmassengewittern versteht man dabei Gewitter, die aus einer einheitlichen Luft-
masse hervorgehen. Sie konnen durch Aufheizung des Erdbodens oder durch orogra-
phisch bedingte Hebung einer labilen Luftmasse entstehen und werden dementsprechend
in Warmegewitter und orographische Gewitter unterteilt. Im Sommer sind Warmege-
witter uber Land eng an den Tagesgang der Temperatur gekoppelt und kommen so am
hau gsten in den Nachmittags- und Abendstunden vor.
Im Gegensatz zu Luftmassengewittern entstehen Frontgewitter an der Grenze zwischen
einer warmen und einer kalten Luftmasse durch das Aufgleiten feuchtwarmer Luft. Am
hau gsten treten Frontgewitter an Kaltfronten auf. Diese Kaltfrontgewitter sind im all-
gemeinen schwerer als die weniger hau g auftretenden Warmfrontgewitter. Beide Unter-
gruppen bestehen oft aus einer gro eren Anzahl entlang der jeweiligen Front aufgereihten
Cumulonimben und einem langgezogenen hinter der Front be ndlichen stratiformen Nie-
derschlagsbereich.
Squall lines sind Gewitter, die sich in der Warmluftmasse vor einer Kaltfront bilden und
aus mehreren linienformig aneinandergereihten Cumulonimben bestehen. Anfangs ein-
zeln entstandene Gewitterzellen produzieren mit der Zeit durch horizontale und vertikale
Luftstrome ein eigenes frontahnliches Temperatur- und Druckfeld, welches letztendlich
die Geburt neuer Gewitterzellen fordert.
Gewitter lassen sich aber auch beispielsweise nach Klimaregionen, der Jahreszeit oder
bestimmten atmospharischen Entstehungsvoraussetzungen einteilen. Die Klimaregionen
betre end existiert zum Beispiel ein deutlicher Unterschied zwischen tropischen Gewit-
tern und Gewittern in gema igten Breiten. Kennzeichnend fur tropische und im ubrigen
auch maritime Gewitter sind unter anderem hohe Niederschlagsmengen mit vergleichswei-
se geringer Blitzaktivitat. Auch ist die vertikale Erstreckung von Gewittern in den Tropen
oft gro er als in den gema igten Breiten.
Gewitter werden hau g in Einzelzellen, Multizellen und Superzellen unterteilt. Diese Ein-
teilung orientiert sich an der Struktur, Lebensdauer und Ausdehnung eines Gewitters.
Die drei Zelltypen werden im folgenden beschrieben. Ublicherweise unterscheiden sie sich
zudem in ihrer Blitz- und mitunter auch in ihrer Niederschlagsaktivitat. Darauf wird in
Abschnitt 2.3.3 naher eingegangen.
2. Gewitter
17
2.2.1. Einzelzellen
Die horizontale Ausdehnung einer einzelnen Gewitterzelle betragt gro enordnungsma ig
10 km. Ihre Lebensdauer reicht von einer halben Stunde bis zu 2 Stunden. Einzelzellen
wandern typischerweise mit dem mittleren Wind in 3000 m Hohe (Hagen et al. 1999)
und treten nach Holton (1992) bei geringen vertikalen Windscherungen in der unteren
Troposphare (weniger als 10 m/s auf 4 km Hohe) auf. Die Entwicklung von Einzelzellen
la t sich in drei Stadien aufteilen. Diese sind:
1. das Anfangsstadium,
2. das Reifestadium,
3. das Endstadium.
Die drei Entwicklungsstadien sind in Abbildung 2.1 dargestellt.
Abbildung 2.1.: Die drei Entwicklungsstadien einer Gewitterzelle nach dem Modell von Byers-
Braham aus Bluestein (1993). Bild (a) zeigt das Anfangsstadium, (b) das Reifestadium und
(c) das Endstadium der Zelle. Die Pfeile deuten die Luftbewegungen innerhalb der Zelle an.
Das Anfangsstadium einer Einzelzelle dauert ungefahr 10-15 Minuten. In dieser Zeit be-
tragt ihre horizontale Ausdehnung typischerweise 5-8 km. Es beginnt mit der Bildung einer
Cumuluswolke, die rasch anwachst. Im gesamten Zellenbereich dominieren Aufwinde, die
feuchtwarme Luft vom Erdboden in gro e Hohen transportieren. Die Aufwindgeschwin-
digkeiten nehmen von den Randzonen zur Mitte und von der Basis zur Wolkenobergrenze
der Zelle zu. Zudem ndet Einmischung von trockener Luft an den Seiten der Zelle statt.
Dieses sogenannte Entrainment verringert den Feuchtegehalt der Zelle. Bei kleinen Ge-
wittern kann dies zu einer deutlichen Abschwachung fuhren, wahrend gro ere Systeme
2. Gewitter
18
meist einen Kern aufweisen, der vor dem Entrainment geschutzt ist. Die Bildung von Nie-
derschlagsteilchen ist wahrend des Anfangsstadiums noch gering. In der Wolke be nden
sich vornehmlich kleine Wassertropfen, die von den kraftigen Aufwinden in der Zelle nach
oben transportiert oder in Schwebe gehalten werden. Uber der 0 C-Isotherme konnen sie
auch unterkuhlt sein.
Das Reifestadium dauert ungefahr 25-30 Minuten. Wahrend dieses Stadiums tritt die
gro te horizontale Ausdehnung der Zelle mit 8-16 km auf. Die Wolkenobergrenze reicht
hau g bis zur Tropopause. Dort bildet sich durch das horizontale Ausstromen der Luft
nach allen Seiten ein Eisschirm, der zu dem fur die Cumulonimbuswolke charakteristi-
schen Ambo anwachst. In dieser Phase kommt es zu einer starken Niederschlagsbildung.
Die Niederschlagspartikel wachsen durch Kollision, Kondensation oder Deposition an, bis
sie so gro werden, da sie vom Aufwind nicht mehr getragen werden konnen und durch
die Gravitation zum Boden fallen. Die zum Boden fallenden Niederschlagsteilchen rei-
en kuhle Luft mit sich. Aufgrund dessen und aufgrund starkerer Entrainment-Zellen, die
durch Verdunstung von Wolkentropfen und damit verbundener Abkuhlung absinkende
Kaltluftkorper hervorrufen, entstehen zunachst noch unregelma ig angeordnete Abwind-
zonen. Im Zuge der Intensivierung des fallenden Niederschlages wachsen sie zusammen
und bilden zusammenhangende Abwindstrome. Der ausfallende Niederschlag bewirkt so
letztendlich eine Zweiteilung des Cumulonimbus in einen Aufwindsektor und einen Ab-
windsektor. An der Wolkenbasis kommt es im Abwindbereich zu Starkniederschlagen. Die
mitgefuhrte kalte Luft des Abwindbereiches divergiert am Boden nach allen Seiten und
erzeugt starke Windboen. Zum Ende des Reifestadiums unterbindet diese am Boden diver-
gierende Kaltluft mehr und mehr den Nachschub feuchtwarmer Luft. Dadurch schwachen
sich die Aufwinde ab. Im Gegenzug breitet sich der Abwindbereich in horizontaler Rich-
tung aus und das Gebiet der Wolke, aus dem Niederschlag fallt, vergro ert sich ebenfalls.
Hat sich der Abwindbereich uber den gesamten unteren Querschnitt der Wolke verteilt,
ist das Endstadium erreicht. Im oberen Teil der Wolke konnen noch Aufwinde existie-
ren. Sie schwachen sich weiter ab, da die Luftzufuhr von unten durch die Ausbreitung des
Abwindbereiches uber die gesamte Wolkenbasis unterbunden wurde. Der im Reifestadium
auftretende Starkregen geht in leichten Regen uber. Im Endstadium betragt die horizon-
tale Ausdehnung der Gewitterzelle ungefahr 8-11 km. Mit dem Absterben der Aufwinde
lost sich die Zelle allmahlich auf. Geht man davon aus, da das Endstadium mit dem
Verschwinden der Aufwinde endet, hat es eine mittlere Dauer von 30 Minuten.
2.2.2. Multizellen
Multizellen sind Verbande einzelner Gewitterzellen, die sich in verschiedenen Entwick-
lungsphasen be nden konnen. Die Kaltluftab usse der einzelnen Zellen konnen durch
Hebung weiterer bodennaher warmer Luftschichten zu erneuter Einzelzellbildung fuhren.
Multizellen entstehen bei genugend gro er Windscherung in der unteren Troposphare von
ungefahr 10-20 m/s auf 4 km Hohe (Holton (1992)) und hohem CAPE. Unter diesen
Bedingungen formieren sich die Kaltluftab usse der Einzelzellen zu einem gemeinsamen
Abwindbereich, einer Boenfront, deren Konvergenzzone zur Bildung neuer Zellen entlang
oder hinter der Front beitragt. Hau g bildet sich ein ein kontinuierliches Wolkenschild aus,
2. Gewitter
19
so da die Zellstruktur der Einzelzellen nicht mehr zu erkennen ist. Multizellen haben eine
Lebensdauer von mehreren Stunden und eine horizontale Erstreckung von einigen 10 km.
2.2.3. Superzellen
Superzellen bestehen aus nur einer quasi-stationaren Einzelzelle, die ein Auf- und Ab-
windpaar aufweist, welches aber uber mehrere Stunden hinweg stabil ist. Sie konnen aus
Einzel- oder Multizellen hervorgehen. Voraussetzung fur die Entstehung von Superzellen
ist eine starke vertikale Winddrehung sowie eine hohe vertikale Windscherung in der un-
teren Troposphare, die nach Holton (1992) gro er als 20 m/s auf 4 km Hohe ist. In
Bodennahe ruft diese Windscherung eine horizontale Vorticity hervor, die durch aufstei-
gende Luft um eine vertikale Achse gedreht wird und zur Rotation der Luft fuhrt. Bei
genugend starker vertikaler Windscherung bis in mittlere Hohen bewirkt diese Rotation
ein Druckde zit in Bodennahe, was zu einem Ansaugen von bodennaher Luft fuhrt und
zur Entstehung eines Aufwindschlauches beitragt.
Abbildung 2.2 zeigt vertikale und horizontale Querschnitte charakteristischer Re ekti-
vitatsmuster einer Superzelle, die sich aus Radarbeobachtungen ergeben. Die Re ektivitat
ist ein Ma fur die Menge und den Typ von Hydrometeoren, deren Verteilung Aufschlu
uber die Struktur der Zelle gibt. Auf den Vertikalschnitten von Abbildung 2.2 ist ein
radarechoschwacher Bereich zu erkennen, der als BWER (engl. bounded weak echo regi-
on) gekennzeichnet ist. Er charakterisiert Regionen des Aufwindbereiches, in denen sich
durch die hohen Aufwindgeschwindigkeiten keine gro en Hydrometeore bilden konnen.
An der Wolkenobergrenze weist der Aufwindbereich eine hakenformige Wolbung (engl.
hook echo) auf. Oberhalb und seitlich des BWER im Auf- und Abwindbereich wachsen
die Hydrometeore an. Die hochste Re ektivitat kennzeichnet die Grenze zwischen Auf-
und Abwindbereich und wird von gro em Hagel hervorgerufen. Daran schlie en sich mit
abnehmender Re ektivitat Gebiete mit kleinem Hagel und starkem Niederschlag, dann
ma igem, gefolgt von leichtem Niederschlag an. Abwindbereiche sind demnach durch das
Fallen von starkem Niederschlag gekennzeichnet.
Begleiterscheinungen von Superzellen sind nicht selten Tornados und starke Niederschlage
in Form von Hagel. Sie kommen weniger hau g vor als die beiden oben genannten Ge-
wittertypen und weisen oft dieselbe gro e horizontale Erstreckung wie Multizellen auf.
Zudem haben sie hau g noch eine langere Lebensdauer als Multizellen.
2. Gewitter
20
Abbildung 2.2.: Schematische Darstellung der Radarre ektivitaten in verschiedenen Hohen einer
in Alberta, Kanada, beobachteten Superzelle aus Houze (1993). Die Radarre ektivitaten sind
in dBZ angegeben. Bild (a) zeigt horizontale Querschnitte in 1, 4, 7, 10 und 13 km Hohe uber
Grund. Die Bilder (b) und (c) zeigen Vertikalschnitte entlang der Verbindungslinien A-B bzw.
C-D.
2. Gewitter
21
2.2.4. Mesoskalige konvektive Systeme
Die oben vorgestellten Zelltypen sind als einzeln vorkommende Gewitter betrachtet wor-
den. Hau g treten Gewitter aber nicht einzeln sondern in gro en Gruppen oder Komplexen
auf und werden dann als mesoskalige konvektive Systeme (engl. mesoscale convective sy-
stems (MCS)) bezeichnet. Nach Houze (1993) ist ein MCS de niert als ein Wolkensystem,
welches in Verbindung mit einem Ensemble von Gewittern auftritt und ein weitreichen-
des Niederschlagsgebiet von 100 km oder mehr in wenigstens einer horizontalen Richtung
aufweist. Das Niederschlagsgebiet kann teilweise konvektiven und teilweise stratiformen
Charakter besitzen.
MCS entstehen durch gro raumig konvergierende Winde, die letztendlich zu organisierter
Konvektion fuhren. Anfangs bilden sich einzelne Zellen mit Regen- und Abwindgebieten,
welche sich mit fortschreitender Zeit verstarken. Im weiteren Verlauf ordnen sich die Ein-
zelzellen zu einer Linie oder zu einem Cluster an. Es bilden sich zusammenhangende Auf-
und Abwindbereiche aus, die schlie lich zu einer Ausbildung und Koexistenz von einem
konvektiven und einem mitunter sehr gro en stratiformen Niederschlagsbereich auf der
Vorder- bzw. Ruckseite des Systems fuhren.
2.3. Gewitterelektrizitat
Zwischen Erdober ache und den oberen Schichten der Atmosphare, der Elektrosphare,
herrscht ein permanentes elektrisches Feld, das sogenannte Schonwetterfeld. Die Elektro-
sphare ist dabei positiv und die Erdober ache negativ aufgeladen. Zwischen ihnen ie t
ein von Ionen getragener Ausgleichsstrom der Gro enordung von global 1000 A. Ohne die
Existenz von Gewittern wurde dieser Strom bewirken, da sich Elektrosphare und Erd-
ober ache in weniger als einer Stunde entladen. Gewitter verursachen einen entgegenge-
richteten Strom und ubernehmen damit die Funktion eines Generators in der Atmosphare.
Die Au adungsprozesse eines Gewitters selbst sowie seine elektrischen Eigenschaften sind
noch nicht vollstandig erforscht. Im folgenden werden die thematisch relevanten Erkennt-
nisse der Gewitterelektrizitat vorgestellt.
2.3.1. Au adungsmechanismen und Ladungsverteilung in
Gewitterwolken
Niederschlagspartikel werden durch mikrophysikalische Wolkenprozesse elektrisch aufge-
laden und bewirken getrennt nach ihrer Polaritat Raumladungen in Gewitterwolken. Die
Gewitterwolke wird so elektri ziert. Nachfolgend soll erst auf die Au adungsmechanismen
von Niederschlagspartikeln und dann auf die Ladungstrennung sowie Ladungsverteilung
in Gewitterwolken eingegangen werden.
Niederschlagspartikel konnen von sich aus schon Eigenschaften besitzen, die zu Au a-
dungsprozessen eines Gewitters beitragen. Sie bestehen aus Wassermolekulen, die perma-
nente Dipolmomente aufweisen. Unter Einwirkung eines elektrischen Feldes lassen sich
2. Gewitter
22
Hydrometeore demnach polarisieren. Eine weitere Eigenschaft von Wassertropfen oder
Eispartikeln ist die Existenz einer elektrischen Doppelschicht. An der Ober ache der
Hydrometeore be ndet sich eine Schicht negativer Ladung, darunter liegt eine Schicht
positiver Ladung, so da bei Reibung zweier Eisober achen oder beim Aufsteigen von
gasformigen Blasen in Wasser Ladung der ober achennahen negativen Schicht abgege-
ben wird. Auf Niederschlagspartikel kann ein thermoelektrischer E ekt wirken. Nieder-
schlagspartikel bestehen nicht ausschlie lich aus Wassermolekulen, sondern auch zu einem
gewissen Anteil aus positiv geladenen H+-Ionen und negativ geladenen OH;-Ionen. In An-
wesenheit von thermischen Gradienten bewegen sich die kleineren H+-Ionen schneller als
die gro eren OH;-Ionen in Richtung des Gradienten und erzeugen damit oft eine La-
dungstrennung. Allerdings macht sich dieser Unterschied nur im Eis und nicht im Wasser
bemerkbar, da sich im Wasser die Ionen zu gro eren Clustern zusammenschlie en und
damit der Gro enunterschied zwischen den Ionen in dem Sinne nicht mehr vorhanden ist.
Der thermoelektrische E ekt benotigt relativ viel Zeit. Er hat aber wahrscheinlich Aus-
wirkungen auf Teile von auseinanderbrechendem Reifgraupel oder beim Schmelzen von
Eispartikeln. Zwei weitere Eigenschaften von gefrorenen Niederschlagspartikeln sind das
Vorhandensein von Lochern in der Partikelstruktur, die Raumladungen auf ihnen hervor-
rufen und die Existenz eines Kontaktpotentials zum Beispiel zwischen vergraupelten und
nicht vergraupelten Partikeln ahnlich dem Kontaktpotential von Metallen.
Abgesehen von diesen Eigenschaften werden Hydrometeore durch gegenseitige Wechsel-
wirkung oder durch Wechselwirkung mit gasformigen Ionen aufgeladen. Eine gelau ge
Einteilung solcher Au adungsmechanismen ist die in induktive und nichtinduktive Au a-
dungsmechanismen. Folgend werden einige der wichtigsten Au adungsmechanismen vor-
gestellt. Dabei ist anzumerken, da diese nicht immer vollstandig erforscht sind.
Induktive Au adungsmechanismen
Induktive Au adungsmechanismen erfordern die Anwesenheit eines elektrischen Feldes.
Ein von Wilson im Jahre 1929 vorgestellter induktiver Au adungsmechanismus betri t
das Einfangen von Ionen und ist in Abbildung 2.3 dargestellt. Wilson bezog seine Theo-
rie zwar nur auf ussige Niederschlagspartikel, doch la t sie sich ebenfalls auf gefrore-
ne ubertragen. Danach werden die Partikel durch ein erdwarts gerichtetes elektrisches
Feld in der Gewitterwolke polarisiert. Ionen, deren Driftgeschwindigkeit langsamer als
die Fallgeschwindigkeit der Niederschlagspartikel ist, werden je nach ihrer Ladung und
der Ladung an den Seiten der Partikel entweder von diesen eingefangen oder abgesto en.
Uberwiegend werden Hydrometeore durch diesen Mechanismus negativ aufgeladen. Die-
ser Au adungsmechanismus reicht in Abwesenheit anderer Mechanismen nicht aus, um
die beobachtete Ladungsverteilung in Gewittern zu produzieren, da das Vorkommen von
Ionen im Schonwetterfeld zu gering ist.
Ein weiterer induktiver Au adungsmechanismus ergibt sich durch Kollision und Zuruck-
prallen von Hydrometeoren. Auch hier wird wieder davon ausgegangen, da herabfallende
gro ere Niederschlagspartikel durch ein erdwarts gerichtetes elektrisches Feld polarisiert
werden. Kollidieren diese Partikel nun mit kleineren Partikeln, die sich nach oben bewegen
und - wie von Sartor (1954) vorgeschlagen - ebenfalls polarisiert wurden, so tauschen
beide Partikel Ladung aus. Wie Abbildung 2.4 zeigt, tragt das kleinere Partikel nach dem
2. Gewitter
23
Abbildung 2.3.: Induktiver Au adungsmechanismus nach MacGorman und Rust (1998), bei
dem Niederschlagspartikel Ionen einfangen. Bild (a) zeigt die Kollision eines negativen Ions mit
einem durch ein elektrisches Feld polarisierten Wassertropfen. Bild (b) zeigt eine Ablenkung
eines positiv geladenen Ions durch den polarisierten Wassertropfen.
Zuruckprallen die Ladung der unteren Seite des gro eren Partikels. Gleicherma en gibt
es seine obere Ladung an das gro ere Partikel ab. Infolgedessen ist das kleinere Nieder-
schlagspartikel nach der Kollision positiv und das gro ere Niederschlagspartikel negativ
aufgeladen.
Abbildung 2.4.: Induktiver Au adungsmechanismus zuruckprallender Partikel nach MacGor-
man und Rust (1998).
Drei Bedingungen mussen bei diesem Au adungsmechanismus erfullt sein. Zum einen
mussen sich die Niederschlagspartikel nach ihrer Kollision wieder voneinander trennen.
Dies ist zum Beispiel bei der Koaleszenz von kleinen mit gro en Partikeln nicht der Fall.
Zweitens mussen beide kollidierten Partikel lange genug aneinander heften bleiben, da-
mit Ladung ausgetauscht werden kann. Drittens tragt dieser Mechanismus nur zu ei-
ner Verstarkung von Raumladungen bei, wenn sich Partikel zu negativen bzw. positiven
Raumladungen bewegen und durch die Kollision weitere negative bzw. positive Ladung
gewinnen. Nach heutigem Wissen wird der induktive Mechanismus zuruckprallender Par-
tikel nur als plausibel in Verbindung mit der Kollision von gefrorenen Partikeln und
unterkuhlten Wassertropfen angesehen. Da das Schonwetterfeld zu keiner ausreichenden
Polarisierung der Partikel fuhrt, mu schon eine Raumladung innerhalb der Gewitter-
wolke entstanden sein, um die Polarisation zu bewirken. Folglich tragt der Mechanismus,
2. Gewitter
24
wenn uberhaupt, nur zur Verstarkung der schon in einer Gewitterwolke vorhandenen
Raumladungen und nicht zu ihrer Entstehung bei. Vermutlich ist allerdings selbst dieser
Verstarkungse ekt im Vergleich zu anderen Mechanismen relativ klein.
Nichtinduktive Au adungsmechanismen
Auch ohne die Anwesenheit eines elektrischen Feldes kann auf Niederschlagspartikeln oder
Teilen von Niederschlagspartikeln Ladung hervorgerufen werden. Diese Prozesse werden
als nichtinduktive Au adungsmechanismen bezeichnet. Es gibt eine Vielzahl solcher Auf-
ladungsmoglichkeiten. Dabei handelt es sich sehr hau g um die Aufnahme oder Abgabe
von Ladung durch Kollision eines Partikels mit anderen Partikeln oder durch Abspren-
gung oder Verdunstung von Bestandteilen des Partikels.
Aus Messungen ergibt sich, da nichtinduktive Au adungsmechanismen vom Flussigwas-
sergehalt der Wolke, von der Temperatur, von der Gro e der Partikel und bei Kollisionen
auch von der Einschlagsgeschwindigkeit abhangen. Sie liefern einen sehr gro en Beitrag
zur Wolkenelektri zierung.
Nach Reynolds et al. (1957) oder Takahashi (1978) ladt sich beispielsweise Graupel
bei der Kollision mit Eispartikeln oder Wassertropfen auf. Nach heutigem Wissen kann
speziell bereifter Graupel einen gro en Beitrag zur Au adung von Gewitterwolken liefern,
wenn er mit Eiskristallen kollidiert. Laborexperimente von Takahashi (1978) ergaben,
da sich die Graupelteilchen abhangig vom Flussigwassergehalt in der Wolke unter einer
Temperatur von -10 C negativ und uber dieser Temperatur positiv au aden konnen. Zu-
dem wurde beobachtet, da ein durch Resublimation wachsendes Graupelteilchen positiv
aufgeladen wird, wahrend es bei Sublimation eine negative Ladung bekommt. Findeisen
(1940) sowie Dong und Hallett (1992) haben beobachtet, da auch bei Verdunstung
oder Resublimation an der Ober ache von Eispartikeln diese aufgeladen werden. Von
Dinger und Gunn (1946) oder Kikuchi (1965) wurde festgestellt, da sich Eispartikel
wahrend Schmelzvorgangen au aden. Die allgemeine Vorstellung von diesem Mechanis-
mus ist, da beim Schmelzen im Inneren des Partikels Kohlendioxidblasen entstehen, die
zur Partikelober ache streben und beim Durchbrechen der Ober ache die dort aus der
elektrischen Doppelschicht hervorgehende negative Ladung mitnehmen. Mit fortlaufen-
der Emmission von Kohlendioxidblasen bekommt das Partikel zunehmend eine positive
Ladung.
Ladungstrennung und Ladungsverteilung
Auf elektrisch geladene Niederschlagspartikel einer Gewitterwolke wirken elektrische Krafte,
Gravitation und Konvektion. Sie verursachen Bewegungen der Partikel, was zu einer
gro raumigen Ladungstrennung in der Gewitterwolke fuhrt. Die Gravitation fuhrt so zu
einer Separation der Niederschlagspartikel nach ihrer Gro e. Wahrend kleinere Partikel
durch Konvektion im oberen Teil der Wolke gehalten werden, be nden sich gro ere Par-
tikel im unteren Teil der Wolke.
Es wurde festgestellt, da man Einzelzellen in Bezug auf die vertikale Richtung oft ver-
einfacht eine Di- oder Tripolstruktur zuordnen kann. Die Dipolstruktur basiert auf der
2. Gewitter
25
Vorstellung, da eine Gewitterwolke in ihrem unteren Bereich eine uberwiegend negative
und in ihrem oberen Bereich eine uberwiegend positive Raumladung vorweist. Ein Modell
der Tripolstruktur ist in Abbildung 2.5 dargestellt.
Abbildung 2.5.: Tripolstruktur der Raumladungen in einer Gewitterwolke.
Demnach be ndet sich ein Bereich mit vorwiegend negativer Raumladung im unteren
Teil der Wolke bis zu einer Temperatur von -20 C. Daruber erstreckt sich ein Bereich mit
einer uberwiegend positiven Raumladung. An der Wolkenbasis im Bereich des Ausfalls
von Niederschlag ist ebenfalls eine kleine uberwiegend positive Raumladung anzutre en.
Nach MacGorman und Rust (1998) tragt der Niederschlag unter der Wolkenbasis zu-
dem vorwiegend positive Ladung. Die Ladung der Niederschlagsteilchen wird stark von
Ionen bestimmt, die durch Punktentladungen entstanden sind. Nach theoretischen Berech-
nungen sowie Messungen existiert an den Wolkengrenzen, speziell der Wolkenobergrenze,
oft eine bis zu einigen 100 m dicke Schirmschicht (engl. screening layer) (MacGorman
und Rust (1998)). Sie entsteht durch Anziehung negativer oder positiver Ionen aus der
Luft von den positiven oder negativen Raumladungen in der Wolke und schwacht das
elektrische Feld der Wolke nach au en hin ab.
Nach MacGorman und Rust (1998) kommt es hau g zu Abweichungen von der Tripol-
struktur. Demnach ergeben Messungen der elektrischen Feldstarke oft entgegengesetzte
Raumladungen nebeneinander. Modelle deuten an, da dies durchaus moglich ist, wenn
sich zum Beispiel die obere positive Raumladung au erhalb des Aufwindbereichs wei-
ter nach unten fortsetzt. Zudem weisen Vertikalpro le der elektrischen Feldstarke oft eine
mehr als dreiteilige vertikale Schichtung der Raumladungen auf. Speziell Mesoskalige kon-
vektive Systeme und Superzellen konnen mehrschichtige vertikale Raumladungen aufwei-
sen (siehe zum Beispiel Stolzenberg et al. (1998a) und Stolzenberg et al. (1998b)).
2. Gewitter
26
2.3.2. Entstehung und Eigenschaften von Blitzen
Der Entladungsvorgang in Form eines Blitzes in Gewittern ist noch nicht vollstandig ge-
klart. Betrachtet man Anfangs- und Endpunkte von Blitzen, so lassen sie sich in Wolke-
Wolke-Blitze und Wolke-Boden-Blitze einteilen. Wolke-Wolke-Blitze sind Entladungen in-
nerhalb einer Gewitterzelle oder zwischen zwei Gewitterzellen oder zwischen Wolke und
Umgebungsluft. Wolke-Boden-Blitze sind hingegen Entladungen zwischen Wolke und dem
Erdboden.
Die Anzahl der Wolke-Wolke-Blitze ist in einem Gewitter hoher als die der Wolke-Boden-
Blitze. Das Verhaltnis beider Blitztypen zueinander hangt vom Gewittertyp, der Wol-
kenhohe und der geographischen Breite ab. So nimmt beispielsweise nach Prentice und
Mackerras (1977) der prozentuale Anteil der Wolke-Wolke-Blitze eines Gewitters mit
wachsender Breite ab.
Wolke-Boden-Blitze lassen sich zudem nach ihrer Polaritat einteilen. Je nachdem, ob ne-
gative Ladung in Bereiche positiver Raumladungen oder positive Ladung in Bereiche
negativer Raumladungen transportiert wird, bezeichnet man den Wolke-Boden-Blitz als
negativ bzw. positiv. Auch positive und negative Wolke-Boden-Blitze treten in Gewittern
unterschiedlich oft auf. Ublicherweise kommen negative Wolke-Boden-Blitze wahrend ei-
nes Gewitters hau ger vor als positive. Nach MacGorman und Rust (1998) lassen sich
funf Situationen aufzahlen, in denen die Hau gkeit auftretender positiver Wolke-Boden-
Blitze eines Gewitters, eines Gewitterstadiums oder eines Bereiches in einem Gewitter
gro er als die der negativen Wolke-Boden-Blitze sein kann. Diese sind Wintergewitter,
stratiforme Niederschlagsbereiche mesoskaliger konvektiver Systeme, Gewitter mit gerin-
ger vertikaler Erstreckung, schwere Gewitter und dissipative Stadien von Einzelzellen.
Im folgenden wird eine vornehmlich auf visuellen Beobachtungen beruhende Beschreibung
der Verlaufe von Wolke-Boden-Blitzen und Wolke-Wolke-Blitzen gegeben.
Die Entstehung von Wolke-Wolke-Blitzen und Wolke-Boden-Blitzen ist ahnlich. Nach Lo-
eb (1965) geht der eigentlichen Blitzentladung eine von Hydrometeoren ausgehende Co-
ronaentladung voraus. Nach Crabb und Latham (1974) bzw. Griffiths und Latham
(1973) konnen zum Beispiel kollidierende Wassertropfen bzw. Eiskristalle ein genugend
starkes elektrisches Feld scha en, um einzelne freie Elektronen, die etwa durch kosmische
Strahlung hervorgerufen wurden, so stark zu beschleunigen, da sie genugend kinetische
Energie gewinnen, um andere Molekule durch Sto ionisation zu ionisieren. So wird ein
Strom von Ladungstragern erzeugt. Coronaentladungen sind oft fein verastelt und schwach
leuchtend. Sobald sich durch die Coronaentladungen ein elektrisch leitendes Gebiet mit
hinreichender Gro e entwickelt hat, entstehen kontinuierliche Entladungskanale, die mit
Vorentladungen zwischen zwei Raumladungen innerhalb der Wolke verbunden sind.
Nach Vorentladungen in der Wolke kommt es bei Wolke-Boden-Blitzen zu schrittweisen ei-
nige 10 m langen diskreten Vorentladungen in Richtung Erdboden. Sie werden zusammen-
fassend als Leitblitz (engl. stepped leader) bezeichnet und haben eine durchschnittliche
Geschwindigkeit von 2 x 105 m/s. Der Leitblitz fuhrt uberwiegend Ladung einer Pola-
2. Gewitter
27
ritat mit sich. Kurz bevor er den Erdboden erreicht, ruft er eine vom Boden ausgehende
Fangentladung hervor. Tre en sich beide, kommt es zur kontinuierlichen Hauptentladung
(engl. return stroke) in dem entstandenen Entladungskanal. Sie au ert sich als eine sich
mit einer Geschwindigkeit von ungefahr 2 x 108 m/s in Richtung Wolke bewegende Wel-
lenfront. Der Entladungskanal oder Blitzkanal hat dabei eine Temperatur uber 20000 K
und besteht aus einem Plasma. Dies ist das Ende einer einfachen Entladung.
Be nden sich noch genugend freie Ladungstrager in der Wolke und in der Umgebung
des Blitzkanals und ist der Blitzkanal noch genugend ionisiert, kommt es zu weiteren
Entladungen. Dabei entstehen Leitblitze (engl. dart leader oder dart-stepped leader) im
selben Kanal, die sich kontinuierlich mit einer Geschwindigkeit von 1 x 107 m/s erdwarts
bewegen. Eine Abkuhlung des ursprunglichen Kanals und eine damit einhergehende Re-
duzierung der in ihm enthaltenen Ionen beein u t die Geschwindigkeit des leaders, so
da er in Bodennahe von kontinuierlichen in schrittweise Entladungen ubergehen kann
und auch von dem ursprunglichen Verlauf des Blitzkanals der ersten Hauptentladung ab-
weichen kann. Ein Blitz dauert ungefahr eine drittel Sekunde mit durchschnittlich drei
Einzelentladungen von jeweils etwa 70 s zwischen denen ein zeitlicher Abstand von 40 ms
liegt (Berger (1975)).
Es gibt verschiedene Arten von Wolke-Boden-Blitzen. Nach Berger (1977) konnen sie
je nach Bewegungsrichtung und Polaritat der Ladung, welche die Wolke und der Boden
austauschen, in vier verschiedene Typen unterteilt werden. Diese sind:
Ein von der Wolke erdwarts gerichteter, negativ geladener stepped leader, gefolgt
von einem in Richtung Wolke gerichteten return stroke. Insgesamt wird dabei dem
Erdboden negative Ladung zugefuhrt.
Ein vom Erdboden nach oben gerichteter positiver leader, gefolgt von einem erdwarts
gerichteten return stroke. Auch hier wird insgesamt dem Erdboden negative Ladung
zugefuhrt.
Ein von der Wolke ausgehender nach unten gerichteter positiver leader, gefolgt von
einem nach oben gerichteten return stroke. Insgesamt wird dem Erdboden positive
Ladung zugefuhrt.
Ein vom Erdboden nach oben gerichteter negativer leader, gefolgt von einem erdwarts
gerichteten return stroke. Insgesamt wird dem Erdboden positive Ladung zugefuhrt.
Die vier Blitztypen sind in Abbildung 2.6 dargestellt.
2. Gewitter
28
Abbildung 2.6.: Typen von Wolke-Boden-Blitzen nach Berger (1977). 1l zeigt einen nach unten
gerichteter, negativ geladener leader, gefolgt von einem nach oben gerichteten return stroke (1R).
Insgesamt wird negative Ladung von der Wolke zum Boden transportiert. 2l zeigt einen nach
oben gerichteter, positiver leader, gefolgt von einem nach unten gerichteten return stroke (2R).
Insgesamt wird positive Ladung dem Boden zugefuhrt. Die Prozesse 3 bzw. 4 erfolgen nach dem
gleichen Schema wie 1 bzw. 2 und unterscheiden sich nur in der Ladung.
2.3.3. Verlauf der Blitzaktivitat wahrend eines Gewitters
Die Blitzaktivitat einzelner Gewitter ist sehr variabel. Typischerweise sind die ersten Blit-
ze eines Gewitters Wolke-Wolke-Blitze. Sie treten wahrend des starken konvektiven An-
wachsens einer Gewitterwolke auf (Williams et al. (1989)). Wolke-Boden-Blitzen treten
hau g erst im Reifestadium auf. Der Niederschlag kann nach Watson et al. (1994) oder
Piepgrass und Krider (1982) etwas spater einsetzen als die ersten Blitze. Die Blitzra-
te erreicht ihr Maximum ungefahr gleichzeitig mit dem Erreichen der gro ten vertikalen
Erstreckung der Wolke (Williams et al. (1989)). Die Regenrate erreicht ihr Maximum
typischerweise 5-10 Minuten spater (Piepgrass und Krider (1982)). Bei Superzellen
tritt das Maximum der Regenrate sogar hau g 1-2 Stunden nach dem Maximum der
Blitzrate auf (vgl. zum Beispiel Rutledge und MacGorman (1988) oder Holle et al.
(1994)). Wahrend die Wolke-Boden-Blitze nach Erreichen ihres Maximums deutlich ab-
nehmen, treten Wolke-Wolke-Blitze noch im Dissipationsstadium auf. Die Blitzintensitat
wiederum nimmt nach Durchgang des Maximums schneller ab als die Niederschlagsin-
tensitat. In mesoskaligen konvektiven Systemen kann bei Anwesenheit eines ausgepragten
stratiformen Teils des Gewitters der Niederschlag im Gegensatz zu den Blitzen noch lan-
ge anhalten. In Multizellen, Superzellen und mesoskaligen konvektiven Systemen tritt die
hochste Blitzaktivitat im konvektiven Bereich des Gewitters auf. Aber auch der stra-
tiforme Bereich kann Blitze aufweisen. Dies sind uberwiegend Wolke-Wolke-Blitze oder
positive Wolke-Boden-Blitze.
3. Ubersicht vorangegangener Arbeiten
Die Niederschlagsmenge, die aus einer Gewitterwolke fallt, hangt ab von der Anzahl und
Gro e der Wolkenteilchen. Die verschiedenen Prozesse, die zur Initiierung eines Blit-
zes fuhren, hangen ebenfalls von der Teilchenanzahl in der Wolke ab. Somit ist zu er-
warten, da ein statistischer Zusammenhang zwischen Blitzanzahl und Niederschlags-
menge existiert. Einige Arbeiten zeigen, da sich dieser Zusammenhang anhand von
Niederschlags- und Blitzmessungen zumindest tendenziell nachweisen la t. Eine Zusam-
menfassung der Ergebnisse dieser Arbeiten soll in diesem Kapitel gegeben werden. Dabei
werden die Ergebnisse der Arbeiten von Sheridan et al. (1997) sowie Petersen und
Rutledge (1998) ausfuhrlicher beschrieben, diese Ergebnisse mit denen der vorliegenden
Arbeit verglichen werden sollen.
Als Ma zahl fur den Zusammenhang zwischen Niederschlagsmenge und Blitzanzahl oder
auch Blitzdichte dienen in vielen Arbeiten der lineare Korrelationskoe zient oder der rain
yield. Dies ermoglicht einen Vergleich der Ergebnisse verschiedener Arbeiten.
Der lineare Korrelationskoe zient r nach Pearson spiegelt die Gute eines linearen Zusam-
menhanges zwischen zwei Gro en wieder und ist de niert als
n
P (xi ; x)(yi ; y)
i
r = s P=1
:
n
n
2 P (yi ; y )2
(xi ; x)
i=1
i=1
(3.1)
Dabei sind xi und yi die einzelnen Wertepaare der Blitz- und Niederschlagsdaten, x bzw.
1 n
1 n
y das arithmetische Mittel von xi bzw. yi mit x = n P xi bzw. y = n P yi und n die
i=1
i=1
Anzahl der Wertepaare. Der Wertebereich des Korrelationskoe zienten liegt zwischen -1
und 1. Nimmt r den Wert Null an, existiert kein linearer Zusammenhang zwischen xi und
yi. Wenn jrj=1 ist, dann weisen beide Gro en einen streng linearen Zusammenhang auf.
Hierbei liegen alle Punkte (xi, yi) auf einer Geraden der Form y = a + bx, wobei a der
y-Achsenabschnitt und b die Steigung der Geraden ist. Nimmt r den Wert -1 an, so ist
die Steigung der Geraden negativ. Ist r = +1, weist die Gerade eine positive Steigung
auf.
Der rain yield gibt an, welche Niederschlagsmenge (in kg) im Mittel einem Blitz pro
Flachen- und Zeiteinheit zugeordnet werden kann. Er ist demnach de niert als der Quo-
tient y=x, wobei y fur die Niederschlagsmenge und x fur die Blitzanzahl steht. Dieser
Quotient kann wahrend eines Gewitterlebens variieren, da er beispielsweise im Fall eines
linearen Zusammenhanges der Form y = a + bx von a abhangen kann.
Im folgenden werden die Ergebnisse einiger Arbeiten uber den Zusammenhang zwischen
29
3. Ubersicht vorangegangener Arbeiten
30
Blitzen und Niederschlag aufgezahlt. Es mu berucksichtigt werden, da beim Vergleich
von Ergebnissen insbesondere der rain yields eine gewisse Variabilitat dieser Ergebnisse
auch durch die Verwendung unterschiedlicher Me techniken von Blitzen und Niederschlag
entsteht. So wird zum Beispiel der Niederschlag sowohl mit dem Radar als auch mit an-
deren Niederschlagsmessern gemessen. Selbst bei Verwendung der gleichen Me technik
ist nicht auszuschlie en, da Unterschiede zwischen Me netzen vorhanden sind. Zudem
kommen noch Me fehler hinzu. In den meisten Studien wird angenommen, da die Werte
der rain yields dadurch um einen Faktor von 2-3 variieren. Dies wurde die Unterschiede
des rain yields, die sich wahrend eines Gewitterlebens oder von Gewittern unterschied-
licher Regionen ergeben, nicht uberdecken. Au erdem ist zu berucksichtigen, da in vie-
len Studien nur der Zusammenhang zwischen Wolke-Boden-Blitzen und gefallenem Nie-
derschlag gemessen wird und nicht die totale Blitzanzahl von Wolke-Wolke-Blitzen und
Wolke-Boden-Blitzen. Auch ist die Unterscheidung zwischen stratiformem Niederschlag
und konvektivem Niederschlag nicht immer durchgefuhrt worden. Beim Vergleich der Er-
gebnisse der nachfolgend aufgefuhrten Arbeiten sollte dies bedacht werden.
Battan (1965): In Arizona wurde wahrend der Sommer von 1957-1966 uber ein
Gebiet von 1000 km2 die Niederschlagsmenge mit Regenmessern gemessen sowie
Wolke-Boden-Blitze durch menschliche Beobachter gezahlt. Beide Gro en waren
gut korreliert. Ein Korrelationskoe zient wurde aber nicht berechnet. Tendenziell
stellte Battan (1965) fest, da an Tagen mit geringem Niederschlag weniger Blitze
beobachtet wurden als an Tagen mit kraftigem Niederschlag. Der aus 52 Gewittern
ermittelte mittlere rain yield betrug ungefahr 3 x 107 kg. Der rain yield der einzelnen
Gewitter variierte zwischen 3 x 106 kg und 3 x 108 kg pro Blitz.
Kinzer (1974): Niederschlagsmenge, die aus Radarre ektivitaten berechnet wurde,
und Wolke-Boden-Blitze waren korreliert. Es wurde aber kein Korrelationskoe zient
berechnet. Der mittlere rain yield betrug ungefahr 2 x 107 kg pro Blitz. Die Daten
stammten von Gewittern aus Oklahoma.
Piepgrass und Krider (1982): In Florida ergab sich aus insgesamt 79 Gewit-
tern wahrend der Sommer von 1976-1980 ein rain yield von ungefahr 2 x 107 kg
pro Blitz. Der Verlauf von Niederschlags- und Blitzaktivitat wurde fur zwei Ge-
witter naher untersucht. Die Blitze wurden mit elektrischen Feldmuhlen erfa t. Der
Niederschlag wurde mit Tropfenzahlern gemessen. Unter anderem wurde die Nieder-
schlagsmenge und die Blitzereignisse uber 5 Minuten aufsummiert. Es zeigte sich,
da das Maximum der funfminutigen Summen der Blitzereignisse 5-10 Minuten vor
dem Maximum der funfminutigen Niederschlagssummen auftrat. Der Verlauf bei-
der Gro en schien insgesamt um diesen Zeitraum verschoben. Die funfminutigen
Niederschlagssummen und funfminutigen Summen der Blitzereignisse ergaben eine
hohe positive Korrelation mit einem Korrelationskoe zienten von 0.95.
Reap und MacGorman (1989): In mesoskaligen Systemen in Oklahoma wahrend
der Sommermonate von 1985-1986 wurde eine gute Ubereinstimmung zwischen Ra-
darre ektivitaten und Wolke-Boden-Blitzfrequenz gefunden.
Buchler et al. (1990): Aus 21 Gewittern ergab sich im Juli 1986 fur die Tennes-
see Valley Region ein mittlerer rain yield von ungefahr 4 x 107 kg pro Blitz. Nie-
3. Ubersicht vorangegangener Arbeiten
31
derschlagsdaten bzw. Blitzdaten stammten von Radarmessungen bzw. einem LLP
(engl. Lightning Location and Protection, Inc.) direction nder system. Der Verlauf
von Regen u in kg/s und Blitzrate wahrend eines Gewitterlebens wies Gemein-
samkeiten auf. Beide Verlaufe waren um 10 Minuten gegeneinander verschoben. Die
Blitzrate erreichte fruher ihr Maximum als der Niederschlag. Zehnminutige Maxima
der Blitz- und Niederschlagssummen ergaben fur die 21 Gewitter einen Korrelations-
koe zienten von 0.94. Gesamte Blitz- und Niederschlagssummen einzelner Gewitter
waren schwacher korreliert. Der Korrelationskoe zient betrug dort nur 0.45.
Williams et al. (1992): In Darwin variierten rain yields je nach Wetterlage zwi-
schen 108 und 1010 kg pro Blitz und pro Tag. Die Niederschlagswerte wurden aus
Radarre ektivitaten abgeschatzt.
Holle et al. (1994): In Oklahoma und Kansas ergab sich aus 4 mesoskaligen kon-
vektiven Systemen wahrend des 3. und 4. Juni 1985 ein mittlerer rain yield von
5 x 108 kg pro Blitz. Blitzdaten stammten von einem direction nder system. Nie-
derschlagsdaten wurden aus Radarre ektivitaten abgeschatzt. Es wurde beobachtet,
da im Zerfallsstadium die Hau gkeit des Auftertens negativer Blitze im Gegensatz
zu der positiver Blitze schneller abnahm. Positive Blitze traten zudem hau ger, ins-
besondere wahrend des Zerfallstadiums, im stratiformen Bereich des System auf.
Insgesamt wies der konvektive Bereich wahrend der Lebenszyklen der mesoskaligen
konvektiven Systeme mehr Blitze, insbesondere mehr negative Blitze, auf als der
stratiforme Bereich.
Cheze und Sauvageot (1997): In Frankreich ergab sich eine hohe Korrelation von
konvektivem Niederschlag und Blitzen aus einzelnen Gewittern. Es wurden Korre-
lationskoe zienten von bis zu 0.97 erreicht. Der konvektive Niederschlag wurde aus
Radarre ektivitaten ermittelt. Die Blitze stammten aus unterschiedlichen franzosi-
schen Blitzme netzen (zum Beispiel von SAFIR und LLP Systemen). In allen unter-
suchten Fallen korrelierte Niederschlag, der sich bei niedrigeren Re ektivitatsstarken
ergab, mit Blitzen weniger hoch als Niederschlag bei hoheren Re ektivitatsstarken.
Die Korrelationskoe zienten aus den Werten von Wolke-Boden-Blitzen und Nieder-
schlag elen zudem geringer aus als die Korrelationskoe zienten aus logarithmierten
Werten beider Gro en.
Tapia et al. (1998): In Florida ergab sich aus 22 Gewittern wahrend der Sommer
von 1992 und 1993 ein mittlerer rain yield von 4.3 x 107 kg pro Blitz. Die Nie-
derschlagsdaten wurden aus Radarre ektivitaten abgeleitet. Die Blitzdaten stamm-
ten vom amerikanischen National Lightning Detection Network. Jahreszeitliche und
tagliche Niederschlags- und Blitzwerte lie en auf eine hohe Korrelation zwischen
konvektivem Niederschlag und Blitzen schlie en. Auch waren der Regen u und die
Blitzfrequenz wahrend der jeweiligen Lebenszyklen der Gewitter gut korreliert. Es
wurde aber kein Korrelationskoe zient berechnet.
Molinie et al. (1999): Es wurden einige Gewitter uber den Pyrenaen in der Nacht
vom 23. auf den 24. August und am Nachmittag des 24. August 1993 beobach-
tet. Die Niederschlagsdaten ergaben sich aus Radarre ektivitaten. Es zeigte sich,
3. Ubersicht vorangegangener Arbeiten
32
da Wolke-Boden-Blitze mit dem Niederschlag wahrend der einzelnen Lebenssta-
dien der Gewitter unterschiedlich korreliert waren. Im besten Fall ergab sich ein
Korrelationskoe zient von 0.81. Hau g war zudem eine Zeitverzogerung zwischen
Blitz- und Regenrate zu verzeichnen. Die hochste Blitzrate war mit Regionen hoher
Re ektivitat in der Gewitterwolke verbunden. Es wurde beobachtet, da in strati-
formen Regionen des Gewitters Wolke-Boden-Blitze vorwiegend positiv waren.
Da, wie schon erwahnt, ein Vergleich zu den Arbeiten von Sheridan et al. (1997) sowie
Petersen und Rutledge (1998) gezogen werden soll, werden die Ergebnisse beider
Arbeiten im folgenden ausfuhrlicher besprochen.
In der Studie von Sheridan et al. (1997) wurde der Zusammenhang von Wolke-Boden-
Blitzen und Niederschlagsmenge in sechs Regionen im Suden der Vereinigten Staaten von
April bis Oktober der Jahre 1989 bis 1993 untersucht. Die Regionen sowie dazugehori-
ge Gebietsgro e und gesamte Stationsanzahl eines jeden Gebietes sind in Tabelle 3.1
aufgefuhrt. Die Niederschlagsdaten stammten von Regenmessern an den einzelnen Sta-
Region
Gebietsgro e in km2 Anzahl der Stationen
Baton Rouge
2579
17
Dallas
10405
24
Lincoln
7883
24
Lubbock
4967
11
Topeka
13090
30
Tulsa
7183
16
Tabelle 3.1.: Regionen sowie dazugehorige Gebietsgro e und gesamte Stationsanzahl aus She-
ridan et al. (1997).
tionen. Die Wolke-Boden-Blitze wurden mit dem US-amerikanischen National Lightning
Detection Network gemessen.
Um den Zusammenhang zwischen Blitzen und Niederschlag zu quanti zieren, wurde ei-
ne Regressionsanalyse mit Blitzdichten, de niert als Blitzanzahl (engl. measured ground
ash density (MGFD)) pro 100 km2 und Tag, und mittleren Niederschlagsmengen (engl.
corresponding regional precipitation (PCPN)) pro 100 km2 und Tag durchgefuhrt. Die
Parameter a und b der linearen Regressionsgleichung PCPN = a + b MGFD sowie der
Korrelationskoe zient sind fur die verschiedenen Regionen in Tabelle 3.2 aufgelistet.
Au allig ist, da der Korrelationskoe zient in Baton Rouge, Lubbock und Tulsa relativ
gering ausfallt. In Baton Rouge fuhren die Autoren dies auf zahlreiche Falle mit hohen
Niederschlagen ohne gro e Blitzaktivitat zuruck. Aus diesem Grund ist nach Ansicht der
Autoren auch die lineare Regressionsgleichung fur Baton Rouge nicht sehr aussagekra g.
Der relativ niedrige Koe zient in Lubbock deutet nach Meinung der Autoren auf ein
arides Klima hin, wo hohe Niederschlagsanteile auf dem Weg zum Erdboden verdunstet
sein konnen. Warum Tulsa einen niedrigen Korrelationskoe zienten aufweist, ist nach
Aussage der Autoren nicht geklart.
Die Paramter a und b der Regressionsgleichung weisen in den untersuchten Gebieten deut-
liche Unterschiede auf. Fur Baton Rouge ergibt sich ein hoher Wert fur den Parameter
3. Ubersicht vorangegangener Arbeiten
Region
Baton Rouge
Dallas
Lincoln
Lubbock
Topeka
Tulsa
33
r
0.35
0.78
0.71
0.58
0.73
0.54
a
3.12
0.79
1.35
0.91
1.66
1.96
b
1.04
1.37
1.09
0.63
0.93
0.85
Tabelle 3.2.: Werte von r, a, b fur eine lineare Regression mit der Regressionsgleichung PCPN =
a + b MGF D nach Sheridan et al. (1997). PCPN entspricht der mittleren Niederschlagsmenge
in mm pro Tag und pro 100 km2 , MGFD entspricht der mittleren Blitzanzahl pro Tag und pro
100 km2 .
a, welcher sich nach Meinung der Autoren wieder auf Ereignisse mit hohem Niederschlag
aber geringer Blitzaktivitat zuruckfuhren la t. In Lubbock weisen beide Parameter ver-
gleichsweise geringe Werte auf. Die Autoren fuhren dies auf das dort vorherrschende aride
Klima zuruck. Fur die ubrigen vier Stadte ergeben sich verschiedene Regressionsgeraden,
die einen gemeinsamen Schnittpunkt an der Stelle (2 Wolke-Boden-Blitze pro 100 km2],
3.6 mm Niederschlag pro 100 km2]) haben. Die Unterschiede der Regressionsgeraden
fuhren die Autoren auf mehrere Tage mit sehr hohen Niederschlagsmengen und/oder sehr
hoher Blitzanzahl zuruck.
Zusammenfassend wurde in der Arbeit von Sheridan et al. (1997) festgestellt, da auf
taglicher Basis die Blitzanzahl und die mittlere Niederschlagsmenge in jeder der unter-
suchten Regionen korrelierten. Von Monat zu Monat oder von Region zu Region war eine
hohe Variabilitat in der Starke der Korrelation zu verzeichnen. Tendenziell nahm die Kor-
relation zum Landesinneren mit wachsender Entfernung vom Golf von Mexiko sowie in
Monaten mit hoher Blitzaktivitat zu.
Die Arbeit von Petersen und Rutledge (1998) beschaftigt sich mit den Fragen, wie
man den Zusammenhang zwischen Blitzdichte und Niederschlagsmenge quantitativ nut-
zen kann und ob der Zusammenhang zwischen Blitzdichte und Niederschlagsmenge von
geographischen Standorten abhangt. Dafur standen Niederschlags- sowie Blitzdaten von
Wolke-Boden-Blitzen aus verschiedenen Me kampagnen, die in unterschiedlichen Klimare-
gionen stattfanden, zur Verfugung. Die Daten der verschiedenen Me kampagnen deckten
durchschnittlich ein Gebiet von 105 km2 und eine Zeitskala von einem Monat ab.
Bevor die Niederschlagsdaten in Zusammenhang mit den Blitzdaten gebracht wurden,
wurde versucht, Niederschlag konvektiver Herkunft von Niederschlag stratiformer Her-
kunft zu trennen. Zudem wurden Daten, die von tropischen Wirbelsturmen stammen,
ausge ltert. Aus den Blitzdaten und den Niederschlagsdaten mit Niederschlag konvek-
tiver Herkunft wurden dann die jeweiligen rain yields pro 104 km2 und Tag berechnet.
Wenn genugend Wertepaare zur Verfugung standen, wurden zudem die Korrelationskoef-
zienten ermittelt.
Es stellte sich heraus, da die errechneten rain yields und damit der Zusammenhang
zwischen Blitzen und konvektivem Niederschlag tatsachlich von klimatischen Regionen
abhangt. Ein Uberblick aller berechneten rain yields ist in Abbildung 5.21 in Kapitel 5
gegeben. Dort ist zu erkennen, da tropische und maritime Gebiete vergleichsweise hohere
3. Ubersicht vorangegangener Arbeiten
34
rain yields pro Blitz aufweisen als kontinentale Gebiete. Mit dem Korrelationskoe zienten
verhalt es sich genau umgekehrt. Er nimmt in kontinentalen Gebieten hohere Werte an
als in maritimen und tropischen Gebieten. So weisen aride Klimaregionen des Sudwestens
der USA einen Korrelationskoe zienten von 0.9 auf, wahrend humide Klimaregionen des
Sudostens der USA einen Korrelationskoe zienten von 0.71 aufweisen.
Die Unterschiede der berechneten rain yields und Korrelationskoe zienten lassen sich
nach Meinung der Autoren auf die Entstehungsprozesse des Niederschlages zuruckfuhren.
In den Tropen und uber dem Meer wird nicht zwingend eine ausgepragte Eisphase benotigt,
um heftigen Niederschlag zu produzieren. Ein gro er Teil an Niederschlag kann dort durch
Koaleszenz-Kollisionsprozesse entstehen. Blitzaktivitaten werden im allgemeinen aber in
Verbindung mit der Existenz einer ausgepragten Eisphase in Gewittern beobachtet. Diese
wird auch in tropischen Cumulonimbuswolken erreicht, doch kann der niederschlagsbilden-
de Anteil der Koaleszenz-Kollisionsprozesse dominieren, was eine mogliche Erklarung fur
die hohere Regenausbeute pro Blitz in diesen Gebieten ist. In kontinentalen Gebieten ist
die Niederschlagsbildung nach Meinung der Autoren enger mit der Eisphase verbunden.
4. Datenbearbeitung
Nachdem in Kapitel 3 Ergebnisse aus der Literatur zusammengetragen worden sind, wird
nun beschrieben, welche Daten fur die Untersuchung des statistischen Zusammenhanges
zwischen Blitzdichte und Niederschlagsmenge in dieser Arbeit zur Verfugung standen und
wie sie in eine geeignete Form gebracht wurden, um den Zusammenhang zu untersuchen.
4.1. Datenbeschreibung
Fur die Untersuchung des Zusammenhanges zwischen Niederschlagsmenge und Blitzdich-
te standen Blitzdaten des Lightning Position and Tracking System (LPATS) der Bayern-
werk AG, Munchen und der Badenwerk AG, Karlsruhe fur den suddeutschen Raum zur
Verfugung. Die Niederschlagsdaten stammen von Niederschlagsstationen des Deutschen
Wetterdienstes (DWD), die sich sudlich des 51. Grads nordlicher Breite be nden. Au er-
dem wurden die Berliner Wetterkarten als Unterstutzung fur die in Kapitel 5 vorgenom-
mene Gewittertypenzuordnung verwendet. Die Daten umspannen jeweils den Zeitraum
Mai bis September der Jahre 1992 bis 1994. Sie schlie en also fast nur Sommermonate
ein. Zu dieser Zeit kommt es am hau gsten zu Gewittern (siehe Finke und Hauf (1996)).
4.1.1. Blitzdaten
Das LPATS liefert die Zeit, den Ort und die Amplitude jeder registrierten Blitzentla-
dung. Eine genaue Beschreibung uber den Aufbau und das Me prinzip des LPATS ist in
Bent und Lyons (1984) zu nden. Es besteht aus sechs Empfangsstationen, die durch-
schnittlich 200 km voneinander entfernt sind. Die Positionen der einzelnen Stationen zeigt
Abbildung 4.1.
Jede Empfangsstation detektiert in einem Frequenzbereich von 2-500 kHz die vertikal po-
larisierte Komponente der elektromagnetischen Strahlung, die von einem Blitz ausgeht.
Um den Blitz lokalisieren zu konnen, mussen vier der sechs Stationen die Ankunftszeit
der vom Blitz emittierten Strahlung erfassen. Als Ankunftszeit wird hierbei nach Bent
und Lyons (1984) die Ankunftszeit der gro ten Amplitude des vom Blitz ausgehenden
Signals festgelegt. Bei einem Wolke-Boden-Blitz fallt dies meistens mit Einsetzen des
Ruckschlags zusammen, wenn also die vom Erdboden ausgehende Fangentladung auf den
von der Wolke nach unten gerichteten stepped leader tri t. Aus den Ankunftszeiten des
Signals an zwei Stationen wird eine Linie gleicher Zeitdi erenz zwischen ihnen de niert,
35
4. Datenbearbeitung
36
 ra n k fu r
 ü rz b u r
 ü rn b e r
 tu ttg a r
 ü n c h e
 a lz b u r
 ü r ic
 0
 0 0
 0 0
 0 0
 P A T S s ta tio n
Abbildung 4.1.: Darstellung der einzelnen Empfangsstationen des LPATS der Bayernwerk AG,
Munchen und der Badenwerk AG, Karlsruhe im suddeutschen Raum nach Finke und Hauf
(1996). Die grauen Schattierungen geben die Hohe uber NN an.
die bei acher Orographie eine Hyperbel bildet. Eine dritte Station liefert eine zweite Linie
gleicher Zeitdi erenz. Der Schnittpunkt beider Linien markiert die Position des Blitzes.
In einigen Fallen kommt es zu zwei Schnittpunkten der Linien, so da die Linie einer vier-
ten Station benotigt wird, um den Schnittpunkt bzw. die Position des Blitzes eindeutig
festlegen zu konnen. Jede der sechs Empfangsstationen des LPATS ist mit GPS (Global
Positioning System) ausgestattet, um eine moglichst gute Synchronisation zwischen allen
Stationen zu erreichen.
Ein wichtiger Parameter ist die Erfassungse zienz eines Blitzortungssystems. Sie gibt an,
welcher Anteil der gesamten Anzahl von Blitzentladungen detektiert werden. Die Erfas-
sungse zienz hangt von der zeitlichen Synchronisation zwischen allen Stationen, von der
Art der Antennen und Empfanger, von der Netzwerkgeometrie, vom Abstand von dem
Stationsnetzwerk, von der Art und Amplitude des Blitzes und von den unterschiedlichen
atmospharischen Gegebenheiten ab, die Ein u auf die Fortp anzung des Signals haben.
Fur das hier verwendete LPATS ist die Erfassungse zienz in einem Gebiet von 47 bis 51
Grad nordlicher Breite und 5 bis 15 Grad ostlicher Lange weitgehend konstant und betragt
nach Schutte et al. (1987) 70-80 Prozent. Innerhalb des Stationspolygons des LPATS
kann die Position einer Blitzentladung mit einer zeitlichen Au osung von 15 ms besser
als auf 1000 m genau bestimmt werden (Bent und Lyons (1984)). Durch die hohe zeit-
liche Au osung konnen mehrere Entladungen hintereinander, sogenannte multi-strokes,
detektiert werden. Pro Blitz werden so nach Finke und Hauf (1996) durchschnittlich
4. Datenbearbeitung
37
1.4 strokes erfa t.
Mit wachsendem Abstand von dem Stationsnetzwerk nimmt die Erfassungse zienz deut-
lich ab, da die Amplitude des Signals ungefahr mit dem reziproken Wert des Abstandes
abnimmt.
Das LPATS detektiert sowohl Wolke-Boden-Blitze als auch Wolke-Wolke-Blitze. Da Wolke-
Wolke-Blitze aber im allgemeinen eine geringere Amplitude als Wolke-Boden-Blitzen ha-
ben, werden sie mit wesentlich geringerer E zienz erfa t (1-3 Prozent nach personlichen
Mitteilungen von Finke (2000)). Sie lassen sich von Wolke-Boden-Blitzen nicht nur an-
hand ihrer unterschiedlichen Amplituden, sondern auch anhand ihrer unterschiedlichen
Wellenform (Uman 1987) unterscheiden. Trotzdem kann es vorkommen, da schwache
Wolke-Boden-Blitze als Wolke-Wolke-Blitze klassi ziert werden.
4.1.2. Niederschlagsdaten
Die hier durchgefuhrte Untersuchung wird durch das vom LPATS erfa te Gebiet be-
schrankt. Deshalb werden Niederschlagsdaten von Niederschlagsstationen des DWD sudlich
des 51 Grades nordlicher Breite verwendet. Insgesamt stehen fur den Zeitraum von 1992
bis 1994 2421 Niederschlagsstationen zur Verfugung. Davon sind 2025 Stationen reine
Niederschlagsstationen und 396 Stationen Klimastationen. Von den 2421 Stationen lie-
fern 2308 und damit 95 Prozent aller Stationen uber alle drei Jahre Me werte, wahrend
von 49 Stationen uber zwei Jahre und von 44 Stationen nur uber ein Jahr Werte zur
Verfugung stehen. Die Anzahl der verfugbaren Stationen der jeweiligen Jahre 1992 bis
1994 sowie die Anzahl der verfugbaren Stationen uber den gesamten Zeitraum von 1992
bis 1994 ist in Tabelle 4.1 aufgefuhrt. Dabei ist festzustellen, da sie in allen drei Jahren
fast gleich ist. Es sei angemerkt, da zu der Stationsanzahl des gesamten Zeitraumes von
1992 bis 1994 auch Stationen beitragen, die nur in einem oder zwei Jahren Me werte
geliefert haben.
Jahr Anzahl der meldenden Stationen
1992
2355
1993
2355
1994
2356
alle
2396
Tabelle 4.1.: Anzahl der meldenden Niederschlagsstationen des jeweiligen Jahres und des gesam-
ten Zeitraumes.
An allen Niederschlagsstationen wird die Niederschlagsmenge taglich auf 0.1 mm genau ge-
messen, so da sie tagliche Niederschlagssummen liefern. An den "reinen\ Niederschlags-
stationen wird die Niederschlagsmenge taglich um 7:30 Uhr gesetzlicher Zeit (MESZ oder
MEZ) gemessen. Bis auf maximal funf Tage im September ist dies von Mai bis September
7:30 MESZ. An den Klimastationen wird die Niederschlagsmenge taglich um 7:30 MEZ
und damit meistens um 1 Stunde fruher als bei den Niederschlagsstationen abgelesen. Als
Me gerat wird an allen Stationen der zylinderformige Niederschlagsmesser nach Hellmann
verwendet. Er besteht aus einer kreisformigen, waagerechten Au ang ache von 200 cm2
und einem Trichter, der den aufgefangenen Niederschlag in ein Gefa leitet, dessen Inhalt
4. Datenbearbeitung
38
dann mit einem Me glas bestimmt wird. Neben den Niederschlagssummen enthalt der
zur Verfugung stehende Datensatz geographische Hohe, Breite und Lange der Stationen.
Me ausfalle sind in den Daten ebenfalls markiert.
Daruber hinaus variiert die Gute der Daten, und es mu mit undokumentierten Feh-
lern gerechnet werden. Fehler konnen durch die subjektive Messung der Beobachter oder
mogliche Verstopfung des Regenmessers auftreten. Systematische Fehler, die Faktoren wie
den Standort des Regenmessers, Windein u , Verdunstung, Spritzwasserverluste usw.
beinhalten, kommen noch hinzu. Nach Sevruk (1981) kann man in Abhangigkeit der
Windgeschwindigkeit auf ebener Flache einen Fehler von 10 bis 30 Prozent bei der Nie-
derschlagsmessung annehmen.
Bei der Beurteilung der Ergebnisse in Kapitel 5 sollten all diese Fehler beachtet wer-
den. Insgesamt fuhren die aufgezahlten Fehler zu dem Schlu , da der an den Stationen
auftretende Niederschlag grundsatzlich unterschatzt wird.
4.2. Methodik
Die Niederschlags- und Blitzdaten unterscheiden sich in ihrer raumlichen und zeitlichen
Au osung.
Die Blitzdaten sind zeitlich und raumlich hoch aufgelost. So wird das Ereignis eines Blit-
zes auf 15 Millisekunden und einen Kilometer genau bestimmt. Es ist aber ein seltenes
und diskretes Ereignis. Dies fuhrt dazu, da die Blitzereignisse uber eine Flache und einen
Zeitraum integriert und auf die Flache normiert werden mussen. Die Gro e, die sich dar-
aus ergibt, wird als Blitzdichte bezeichnet. Der Zeitraum und die Flache, auf die sich
die Blitzdichte bezieht, mu so viele Blitzereignisse enthalten, da statistisch begrundete
Schwankungen der Bliztdichte klein bleiben und sich ein statistisch reprasentativer Wert
ergibt. Die Wahl der Gro e von Zeitraum und Flache wird weiter unten diskutiert.
Die Niederschlagsdaten sind zeitlich und raumlich geringer aufgelost. Die Niederschlags-
menge liegt als Tagessumme vor. Sie wird an der jeweiligen Station gemessen und ist
damit eine Punktmessung. Der mittlere Abstand zwischen den Niederschlagsstationen
betragt 8.7 km. Im Gegensatz zu dem Blitzereignis ist die Niederschlagsmenge aber eine
kontinuierliche Gro e.
Aufgrund der unterschiedlichen Eigenschaften der Niederschlags- und Blitzdaten mussen
sie fur die Untersuchung einander angepa t werden. Sie mussen auf eine in raumlicher
und zeitlicher Hinsicht einheitliche Form gebracht werden.
Die Blitzdichte bezieht sich auf eine Flache, die Niederschlagsmenge auf einen Punkt. Um
die Daten auf eine einheitliche Form zu bringen, mussen entweder die Niederschlagsmen-
gen auf eine Flache oder die Blitzdichten auf einen Punkt bezogen werden. Dies la t sich
mit zwei Methoden realisieren. Sie werden im folgenden Abschnitt naher beschrieben.
Die zeitliche Au osung der verwendeten Daten ist durch die der Niederschlagsdaten vor-
gegeben. Da die Niederschlagsdaten nur als Tagessummen vorliegen, werden auch aus
den Blitzdaten Tagessummen von 7:30 Uhr gesetzlicher Zeit des jeweiligen Tages bis 7:30
Uhr gesetzlicher Zeit des Folgetages gebildet. Untersuchungen von Finke und Hauf
(1996) zeigen, da der Tagesgang der Blitzaktivitat in Suddeutschland zu dieser Zeit ein
Minimum aufweist, so da Blitzereignisse aus dem Lebenszyklus eines Gewitters meist
4. Datenbearbeitung
39
vollstandig in einer Tagessumme enthalten sind. Dies ist besonders fur die in Kapitel 5
diskutierte Frage, ob der Zusammenhang von Blitzdichte und Niederschlag abhangig vom
Gewittertyp ist, von Bedeutung.
Fur die Untersuchung des Zusammenhanges zwischen Blitzdichte und Niederschlag ist es
zudem notwendig, den Niederschlag, der nicht mit Blitzen in Verbindung gebracht wer-
den kann, herauszu ltern. Dazu werden hier grundsatzlich tagliche Niederschlags- und
Blitzsummen fur ein bestimmtes Gebiet betrachtet. Wurden in diesem Gebiet keine Blit-
ze registriert, wohl aber Niederschlag gemeldet, so wird der dort gefallene Niederschlag
im folgenden als stratiformer Niederschlag bezeichnet und herausge ltert. Wurden in dem
Gebiet Blitze und Niederschlag beobachtet, so wird der dort gefallene Niederschlag als kon-
vektiver Niederschlag bezeichnet und fur weitere Berechnungen verwendet. Es ist dabei zu
beachten, da sich durch diese Niederschlagstrennung wirklich nur Niederschlagssummen
stratiformer Herkunft fur solche Tage heraus ltern lassen, an denen kein Gewitter uber
das jeweilige Gebiet gezogen ist. Der Anteil des stratiformen Niederschlages an den ein-
zelnen Tagessummen derjenigen Tage, an denen im Gebiet Blitze erfa t wurden, la t sich
damit nicht abschatzen und heraus ltern. Er hangt sicherlich von einigen Faktoren wie
zum Beispiel dem Gewittertyp sowie der allgemeinen synoptischen Wettersituation ab.
Bei Einzelzellen ist beispielsweise zu vermuten, da der stratiforme Niederschlagsanteil
gering ausfallt. Im Vergleich dazu wird er bei Multizellen oder mesoskaligen konvektiven
Systemen von Fall zu Fall deutlich hoher ausfallen, da beide Gewitterarten, wie in Kapitel
2 erwahnt, einen gro en stratiformen Bereich auf ihrer Ruckseite mit sich fuhren konnen.
4.2.1. Gitter- und Stations-Methode
In dieser Arbeit werden zwei Methoden verwendet, um Niederschlags- und Blitzdaten
auf eine Form zu bringen, mit der sich ihr Zusammenhang untersuchen la t. Mit beiden
Methoden werden erst tagliche, dann monatliche und funfmonatige konvektive Nieder-
schlagssummen und Blitzdichten berechnet.
Beschreibung der Methoden
Die erste Methode, mit der konvektive Niederschlagssummen und Blitzdichten fur einen
bestimmten Zeitraum ermittelt werden, wird hier als Gitter-Methode bezeichnet. Mit
der Gitter-Methode werden punktuelle Niederschlagsdaten eines bestimmten Gebietes zu
Gebietsniederschlagen arithmetisch gemittelt und dazugehorige Blitzdichten bestimmt.
Dafur wird ein Gitter uber ein rechteckiges Gebiet gelegt. Dabei seien x und y die
Seitenlangen des Gitters. Sie werden in km angegeben und ausgehend von 51.0 Grad nord-
licher Breite und 6.0 Grad ostlicher Lange in Grad umgerechnet, so da sich bezogen auf
die geographische Lange und Breite ein aquidistantes Gitter ergibt. Dabei ist zu beachten,
da die einzelnen Gitterzellen achen von Nord nach Sud um etwa 8 Prozent zunehmen, da
sich die Lange eines Breitenkreises in Abhangigkeit der geographischen Breite andert. Die
Lange L eines Breitenkreises ist de niert als L = U cos( ), wobei U den Aquatorumfang
und die geographische Breite bezeichnet, und nimmt zum Aquator hin zu. Das Gitter
ist in Abbildung 4.2 schematisch dargestellt. Das Gebiet, uber welches das Gitter gelegt
4. Datenbearbeitung
40
Abbildung 4.2.: Darstellung der Standorte aller Niederschlagsstationen und eines daruber geleg-
ten Gitters. Die Gitterweite betragt 25 km x 25 km.
wurde, reicht von 6.0 bis 14.9 Grad ostlicher Lange und von 47.2 bis 51.0 Grad nordlicher
Breite. Es deckt damit den gesamten suddeutschen Raum sudlich des 51. Grades nordli-
cher Breite ab.
Fur dieses Gitter werden tagliche Blitzdichten aus den in die Zellen pro Tag hineinfal-
lenden Anzahlen an Blitzen, normiert mit der Zell ache, gebildet. Zudem werden bei
der Gitter-Methode mittlere Tagesniederschlagssummen einer Gitterzelle aus der Sum-
me der Tagesniederschlagssummen von den innerhalb der Zelle liegenden Stationen, divi-
diert durch deren Anzahl, berechnet. Nach der Berechnung der taglichen Blitzdichten und
mittleren Niederschlagsmengen erfolgt die Trennung von konvektivem und stratiformem
Niederschlag. Ist die tagliche Blitzdichte in einer Zelle gro er Null, wird die dazugehorige
Niederschlagssumme als konvektiv klassi ziert. Nur diese konvektiven Niederschlagssum-
men werden fur die Betrachtung des Zusammenhanges zwischen Niederschlagsmenge und
Blitzdichte verwendet. Es werden ebenfalls die Werte der Zellen aussortiert, in denen kein
Niederschlag registriert wurde. Insgesamt werden also fur die Betrachtung des Zusammen-
hanges zwischen Blitzdichte und Niederschlagsmenge nur Werte solcher Zellen verwendet,
in denen Blitze und Niederschlag beobachtet wurden. Zum Schlu werden diese Werte
einzelner Zellen aufaddiert. Dabei konnen zum einen tagliche, monatliche oder funfmona-
tige Summen von Teilen des Gebietes oder des gesamten Gebietes gebildet werden. Zum
anderen lassen sich auch monatliche oder funfmonatige Summen der jeweiligen einzelnen
Zellen berechnen.
4. Datenbearbeitung
41
Die zweite Methode, mit der konvektive Niederschlagssummen und Blitzdichten fur einen
bestimmten Zeitraum ermittelt werden, wird hier als Stations-Methode bezeichnet. Bei
dieser Methode werden die punktuellen taglichen Niederschlagssummen der einzelnen Sta-
tionen verwendet und tagliche Blitzdichten auf den jeweiligen Ort der Station bezogen.
Dazu werden die Blitze aufsummiert, die pro Tag in einem quadratischen Gebiet, in dessen
Zentrum die jeweilige Station liegt, erfa t werden. Diese Blitzanzahl wird dann mit der
Gebiets ache normiert. Auch hier werden die Seitenlangen des quadratischen Gebietes von
km in Grad umgerechnet. Die Standorte der Stationen und die sie umgebenden quadra-
tischen Gebiete sind in Abbildung 4.3 zu sehen. Wie auch schon bei der Gitter-Methode
Abbildung 4.3.: Darstellung der Standorte aller Niederschlagsstationen. Die quadratischen
Kasten deuten die Gebiete an, in denen die Blitzdichten mit dem Stations-Verfahren gebildet
werden. Die Seitenlangen betragen 10 km.
werden zum Schlu fur die Betrachtung des Zusammenhanges zwischen Blitzdichte und
Niederschlagsmenge nur die taglichen Blitzdichten und Niederschlagssummen zu monat-
lichen oder funfmonatigen Niederschlagsmengen bzw. Blitzdichten aufaddiert, die gro er
als Null sind.
Abhangigkeit der Daten
In der Statistik sind zwei Ereignisse mit positiven Wahrscheinlichkeiten voneinander
abhangig, wenn sich durch das Eintreten des einen Ereignisses die Wahrscheinlichkeit
fur das Eintreten des anderen Ereignisses andert. Werden mehr als zwei Ereignisse be-
trachtet, so sind sie abhangig voneinander, wenn sie paarweise abhangig sind, und jedes
4. Datenbearbeitung
42
der Ereignisse von allen Schnitten abhangig ist, die man aus den ubrigen Ereignissen bil-
den kann (siehe zum Beispiel Bronstein und Semendjajew (1991)).
Im Rahmen dieser Untersuchung la t sich eine statistische Abhangigkeit der taglichen
Blitzdichten und Niederschlagssummen verschiedener Zellen feststellen. Vor allem die zwei
folgenden Phanomene tragen zu dieser Abhangigkeit bei:
1. Gewitter konnen bei der Stations- sowie auch der Gitter-Methode zur gleichen Zeit
uber mehrere Zellen hinwegziehen. Das fuhrt zu einer Abhangigkeit der Summen
benachbarter Zellen.
2. Ab einer bestimmten Zellgro e in Abhangigkeit vom Stationsabstand kann es bei der
Stations-Methode zu einer Uberlappung der Zellen kommen. Dies fuhrt wiederum
zu einer Abhangigkeit der Summen benachbarter Zellen.
Erfassung von Blitzdichte und Niederschlagsmenge
Die Erfassung von Blitzdichte und konvektivem Niederschlag hangt zum einen von der
Messung beider Gro en, zum anderen aber auch von der Methodik ab. Gewitter konnen
grundsatzlich so ziehen, da bei der Gitter- sowie auch der Stations-Methode der Nieder-
schlag uber einer Station oder einer Zelle nicht mit der dazugehorigen Blitzdichte erfa t
wird. Die Intensitaten von Niederschlag und Blitzen konnen beispielsweise zeitlich oder
raumlich gegeneinander verschoben sein, so da viel Niederschlag in eine Zelle hineinfallen
kann, die dazugehorigen Blitze aber in einer benachbarten Zelle auftraten. Als ein anderes
Beispiel gilt der oben unter Punkt 1 genannte Fall.
Bei beiden Methoden konnen zudem tagliche Niederschlagssummen unter- oder uberschatzt
werden.
Als Beispiel fur die Fehler bei der Gitter-Methode werden folgende Szenarien betrachtet:
Gewitter sind raumlich begrenzt. Zieht ein Gewitter z.B. uber alle Stationen, die sich in
einer Zelle be nden, und messen diese maximale vom Gewitter produzierte Niederschlage,
kann davon ein bestimmter Anteil stratiformen Ursprungs sein, so da eine Uberschatzung
des konvektiven Niederschlages statt ndet. Umgekehrt mu ein Gewitter nicht uber alle
Stationen, die eine Zelle beinhaltet, hinweggezogen sein. Folglich wird an einigen dieser
Stationen viel, an anderen wenig oder kein Niederschlag gemessen, was zu einer Reduzie-
rung der Niederschlagssummen fuhren kann.
Auch bei der Stations-Methode existiert das Problem, da Gewitter nicht direkt uber die
Station, sondern nahe an ihr vorbeigezogen sein konnen. So kann an der Station kein
oder nur wenig Niederschlag gefallen sein, wahrend die Blitze auch in der Umgebung der
Station erfa t wurden. Eine Uberschatzung des konvektiven Niederschlages kann sich aus
dem gleichen Grund wie bei der Gitter-Methode ergeben.
Abschlie end sei noch angemerkt, da sich bei der Gitter-Methode durch die raumli-
che Mittelung tendenziell niedrigere Niederschlagsmengen ergeben, als bei der Stations-
Methode.
4. Datenbearbeitung
43
E ekt der Zellgro e
Die Erfassung des Niederschlages und der Blitzdichte hangen bei beiden Methoden auch
von der Zellgro e ab.
Bei kleiner Zellgro e ist es wahrscheinlicher als bei gro er Zellgro e, da die Summen
benachbarter Zellen abhangig von der Gewittergro e aus ein und demselben Gewitter
hervorgehen. Bei gro er Zellgro e wiederum konnen sich im Vergleich zu kleinen Zell-
gro en zunehmend Summen unterschiedlicher Gewitter mischen. Diese E ekte gelten fur
beide Methoden. Bei der Gitter-Methode kommt hinzu, da bei kleiner Zellgro e einige
Zellen keine Station beinhalten. Dies ist zwar au erhalb der Grenzen Deutschlands sowieso
der Fall, bei kleiner Zellgro e bleiben aber auch Zellen innerhalb Deutschlands unbesetzt.
Um festzustellen, welchen Ein u die Wahl der Zellgro e auf die Werte der Blitzdichten
und Niederschlagsmengen hat, wurden sowohl mit der Gitter-Methode als auch mit der
Stations-Methode funfmonatige Blitzdichten und konvektive Niederschlagssummen mit
drei verschiedenen Zellgro en berechnet. Diese betrugen 5 km x 5 km, 10 km x 10 km
und 25 km x 25 km.
Bei Vergro erung der Zellgro e ist bei beiden Methoden zu beobachten, da sich die kon-
vektiven Niederschlagssummen von Mai bis September hau g zu gro eren und die Blitz-
dichten des gleichen Zeitraumes zu kleineren Werten verschieben. Grund dafur ist vermut-
lich, da in gro ere Zellen hau ger Blitze fallen als in kleinere. Folglich erhoht sich die
Anzahl der taglich zur Gesamtsumme beitragenden konvektiven Niederschlagssummen.
Ob dieser E ekt ausreicht, um die Verschiebung der konvektiven Niederschlagssummen
zu verursachen, konnte nicht geklart werden. Im Gegensatz zum Niederschlag verringert
sich die Blitzdichte, wie es bei gro er werdenden Zellen zu erwarten ist. Vorstellbar ist,
da bei gro eren Zellen stratiformer Niederschlag, der z.B. am nicht blitzaktiven Rand
eines Gewitters fallt, in die Summen miteingeht, weil durch die gro e Gitterzellengro e
etwa Blitze des Gewitterzentrums noch in die Zelle fallen.
Wahl der Methode und der Zellgro e
Vorteile der Gitter-Methode sind, da zum einen aus nicht aquidistanten Blitz- und Nie-
derschlagsdaten aquidistante Niederschlagssummen und Blitzdichten gebildet werden und
zum anderen ein Vergleich mit anderen Arbeiten ermoglicht wird.
Von Nachteil ist, da die Niederschlagssummen durch die Mittelung geringere Werte an-
nehmen und sich bei gro erer Zellgro e die zur Verfugung stehenden Wertepaare verrin-
gern. Zudem kann erst ab einer Zellgro e von 25 km x 25 km die gesamte Blitzanzahl
erfa t werden, da ab dieser Zellgro e erst jede Gitterzelle innerhalb Deutschlands zumin-
dest mit einer Station besetzt ist.
Der Vorteil der Stations-Methode ist, da dem Niederschlag praziser die dazugehorige
Blitzdichte zugeordnet werden kann.
Von Nachteil ist, da die Stationen und damit die Niederschlagsmengen und Blitzdichten
nicht aquidistant verteilt sind und eine Uberlappung der Zellen statt nden kann, was zu
einer zusatzlichen Abhangigkeit der Summen fuhrt.
Da mit der Stations-Methode hohe Niederschlagsmengen nicht durch Mittelung geglattet
werden, kann eine bessere Zuordnung der dazugehorigen Blitzdichte statt nden. Deshalb
4. Datenbearbeitung
44
wird die Stations-Methode fur die Berechung der monatlichen und funfmonatigen Blitz-
dichten sowie konvektiven Niederschlagsmengen an den einzelnen Stationen verwendet.
Es wird eine Zellgro e von 10 km x 10 km gewahlt, was ungefahr der Dimension einer ein-
zelnen Gewitterzelle entspricht. Bei einem mittleren Stationsabstand von 8.7 km kommt
es bei dieser Zellgro e zudem noch nicht zwingend zu einer Uberlappung der Zellen.
Fur die Berechnung der monatlichen und funfmonatigen Blitzdichten sowie konvektiven
Niederschlagsmengen des gesamten Gebietes wird die Gitter-Methode mit einer Zellgro e
von 25 km x 25 km verwendet. Somit konnen beide Gro en uber den gesamten suddeut-
schen Raum erfa t werden.
Fur den Vergleich der Blitzdichten und Niederschlagssummen des suddeutschen Raumes
zu jenen aus den Arbeiten von Sheridan et al. (1997) sowie Petersen und Rutledge
(1998) wird die Gitter-Methode mit einer Zellgro e von 10 km x 10 km bzw. 25 km x 25 km
verwendet, um mit der gleichen Methodik Blitzdichten und Niederschlagssummen zu er-
mitteln.
5. Auswertung und Ergebnisse
In Kapitel 4 wurde erlautert, wie die Daten bearbeitet wurden, um den Zusammenhang
zwischen Blitzdichte und Niederschlagsmenge untersuchen zu konnen. Nachfolgend wird
in diesem Kapitel beschrieben, wie die mit der Stations- und Gitter-Methode berechneten
Blitzdichten und Niederschlagssummen ausgewertet wurden und welche Ergebnisse sich
ergaben. Dieses Kapitel ist in drei Teile aufgeteilt.
Im ersten Teil, dem Abschnitt 5.1, werden zunachst die funfmonatigen Niederschlagssum-
men und Blitzdichten der Jahre 1992 bis 1994 getrennt voneinander raumlich dargestellt.
Die geographische Verteilung beider Gro en wird beschrieben und diskutiert. Die Nieder-
schlagssummen und Blitzdichten wurden dabei mit der Stations-Methode berechnet. Die
verwendete Zellgro e betrug 10 km x 10 km.
Im zweiten Teil, dem Abschnitt 5.2, wird dann der Zusammenhang zwischen Blitzdichte
und konvektiven Niederschlagssummen naher untersucht. Dabei werden zuerst funfmona-
tige, monatliche und exemplarisch aus dem Jahr 1992 tagliche konvektive Niederschlags-
summen und Blitzdichten des gesamten Gebietes als Zeitreihe betrachtet. Da hier das
gesamte Gebiet von Interesse ist, wurden die konvektiven Niederschlagssummen und Blitz-
dichten mit der Gitter-Methode berechnet. Die Zellgro e betrug 25 km x 25 km, da ab
dieser Zellgro e jede Zelle mindestens mit einer Station besetzt ist. Nachfolgend werden
funfmonatige Blitzdichten und konvektive Niederschlagsmengen, die mit der Stations-
Methode mit einer Zellgro e von 10 km x 10 km berechnet wurden, naher untersucht.
Dazu werden Streudiagramme erstellt und eine Regressionsrechnung durchgefuhrt, um
den Zusammenhang zwischen beiden Gro en zu quanti zieren. Abschlie end wird un-
tersucht, ob der Zusammenhang eine Abhangigkeit von bestimmten Regionen oder vom
Gewittertyp aufweist.
Im dritten Teil, dem Abschnitt 5.3, ndet ein Vergleich mit den Arbeiten von Sheri-
dan et al. (1997) sowie Petersen und Rutledge (1998) statt, um die Ergebnisse
der vorliegenden Arbeit einordnen zu konnen. Fur den Vergleich mit Petersen und
Rutledge (1998) wurde die Regenausbeute pro Blitz aus konvektiven Niederschlags-
mengen und Blitzdichten mit der Gitter-Methode berechnet. Die Gitter-Methode wurde
verwendet, weil die Berechnung der Regenausbeute pro Blitz in der Arbeit von Peter-
sen und Rutledge (1998) ebenfalls darauf basiert. Die hier gewahlte Zellgro e betrug
25 km x 25 km, da bei dieser Zellgro e jede Zelle innerhalb Deutschlands zumindest eine
Station enthalt. Fur den Vergleich zu der Arbeit von Sheridan et al. (1997) wurde ei-
ne Regressionsrechung von Blitzdichten pro Tag und gesamten Niederschlagssummen pro
Tag durchgefuhrt. Beide Gro en wurden wie in der Arbeit von Sheridan et al. (1997)
mit der Gitter-Methode mit einer Zellgro e von 10 km x 10 km berechnet.
45
5. Auswertung und Ergebnisse
46
5.1. Raumliche Verteilungen
5.1.1. Niederschlagssummen
Nachfolgend wird zunachst die raumliche Verteilung der mittleren Niederschlagssum-
men von Mai bis September der Jahre 1992 bis 1994 in Suddeutschland dargestellt und
erlautert. Die mittleren Niederschlagssummen wurden dabei mit dem Stations-Verfahren
ohne die Trennung von konvektivem und stratiformem Niederschlag berechnet. Es wur-
de also lediglich der gesamte Niederschlag, der an einer Station gemessen wurde, ohne
Einschrankungen aufsummiert. Dann erfolgt die Trennung in mittlere stratiforme und
mittlere konvektive Niederschlagssummen. Auch sie wurden mit dem Stations-Verfahren
mit einer Zellgro e von 10 km x 10 km berechnet. Zu den stratiformen Niederschlagssum-
men der jeweiligen Station trugen nur die Niederschlagssummen der Tage bei, an denen
keine Blitze in der Zelle um die jeweilige Station registriert wurden. Umgekehrt trugen zu
den konvektiven Niederschlagssummen nur die Tage bei, an denen Blitze erfa t wurden.
Danach wird gezeigt, wie hoch der mittlere konvektive Niederschlagsanteil am mittleren
Gesamtniederschlag an den einzelnen Stationen ist und wie viele Tage in die funfmonati-
gen mittleren konvektiven Niederschlagssummen an den einzelnen Stationen miteingehen.
Abschlie end wird die raumliche Verteilung der konvektiven Niederschlagssummen in den
einzelnen Jahren analysiert.
In Abbildung 5.1 ist die raumliche Verteilung der mittleren Niederschlagssummen von Mai
bis September uber die Jahre 1992 bis 1994 dargestellt. Vergleicht man diese raumliche
Verteilung der mittleren Niederschlagssummen beispielsweise mit der aus 30 Jahren von
der Deutschen Forschungsgemeinschaft (1978) errechneten Verteilung der mittle-
ren Niederschlagssummen von Mai bis Oktober, so ergibt sich eine gute Ubereinstimmung
zwischen beiden Verteilungen. Auf Abbildung 5.1 ist deutlich zu erkennen, da
1. die Verteilung im allgemeinen orographisch gepragt ist. Maxima der mittleren Nie-
derschlagssummen treten in Gebirgsregionen auf. So sind beispielsweise der Schwarz-
wald, die Schwabische Alb, gro e Teile des Alpenvorlandes und des Bayerischen
Waldes mit mittleren Niederschlagssummen gro er als 600 mm gekennzeichnet. Mit-
telgebirge wie der Thuringer Wald, die Niederschlagssummen uber 400 mm bzw.
500 mm vorweisen, sind ebenfalls gut auszumachen. Deutliche lokale Minima be n-
den sich hingegen zum Beispiel zwischen dem Schwarzwald und der Schwabischen
Alb sowie ostlich der Schwabischen Alb.
2. insbesondere in der Alpenregion die mittleren Niederschlagssummen mit der Hohe
uber NN ansteigen.
3. die mittleren Niederschlagssummen von Nord nach Sud zunehmen.
4. eine tendenzielle Abnahme der Niederschlagssummen von West nach Ost auszuma-
chen ist.
Nach Flohn (1954) tragen zu diesen Merkmalen die folgenden Phanomene bei. Die Maxi-
ma der Niederschlagssummen werden in Abhangigkeit von der Hau gkeit vorherrschender
5. Auswertung und Ergebnisse
0
100 200 300 400 500 600 700 800 900
47
Mittlere Niederschlagssumme in mm
Abbildung 5.1.: Raumliche Verteilung der mittleren Niederschlagssummen von Mai bis Septem-
ber in Suddeutschland uber die Jahre 1992-94.
Wetterlagen durch Stauwirkung auf den Luv-Seiten von Gebirgen hervorgerufen. Die Lee-
Seiten der Gebirge weisen durch Fohnwirkung geringere Niederschlagssummen auf. Die
Zunahme der Niederschlagssummen mit der Hohe uber NN in der Alpenregion sowie die
Zunahme von Nord nach Sud la t sich mit der Hebung feuchtwarmer Luftmassen bei ent-
sprechenden Wetterlagen in Verbindung bringen. Die Abnahme der Niederschlagssummen
von West nach Ost entsteht durch das Abregnen einzelner Luftmassen oder Fronten an
Gebirgen, die eine Ausrichtung von Nord nach Sud aufweisen.
Zieht man einen Vergleich der raumlichen Verteilung der mittleren Niederschlagssum-
men von Mai bis September der Jahre 1992 bis 1994 zu der raumlichen Verteilung der
mittleren stratiformen Niederschlagssummen des gleichen Zeitraumes (Abbildung 5.2), so
ahneln beide Verteilungen einander. Auch die raumliche Verteilung der stratiformen Nie-
derschlagssummen weist eine deutliche orographische Pragung auf.
Vergleicht man die mittleren Niederschlagssummen der Jahre 1992 bis 1994 nun mit den
konvektiven Niederschlagssummen des gleichen Zeitraumes (Abbildung 5.3), so ist eine
Veranderung der Verteilung zu erkennen. Auch hier la t sich eine orographische Pragung
ausmachen, doch ist sie vergleichsweise schwach erkennbar. Dennoch weisen vor allem
der Schwarzwald, die Schwabische Alb und das Alpenvorland, speziell das Allgau, ho-
he mittlere konvektive Niederschlagssummen auf. Die Maxima der mittleren konvektiven
Niederschlagssummen der drei Jahre beschranken sich aber nicht nur auf das Gebiet, das
ein Gebirge selbst einnimmt, sondern dehnen sich auch auf andere Gebiete aus. Solch
ein E ekt ist zum Beispiel sudostlich der Schwabischen Alb zu erkennen und gibt einen
schwachen Hinweis auf bevorzugte Gewitterzugbahnen. Speziell sudostlich der Schwabi-
schen Alb war wahrend der Jahre 1992 bis 1994 ofter zu beobachten, da Gewitter, die
5. Auswertung und Ergebnisse
0
50
100 150 200 250 300 350 400 450
48
Mittlere stratiforme Niederschlagssumme in mm
Abbildung 5.2.: Raumliche Verteilung der mittleren stratiformen Niederschlagssummen von Mai
bis September in Suddeutschland uber die Jahre 1992-94.
0
50
100 150 200 250 300 350 400 450
Mittlere konvektive Niederschlagssumme in mm
Abbildung 5.3.: Raumliche Verteilung der mittleren konvektiven Niederschlagssummen von Mai
bis September in Suddeutschland uber die Jahre 1992-94.
5. Auswertung und Ergebnisse
0
10
20
30
40
50
49
Prozent
Abbildung 5.4.: Raumliche Verteilung des prozentualen Anteils der mittleren konvektiven Nieder-
schlagssummen an den mittleren Niederschlagssummen von Mai bis September in Suddeutsch-
land uber die Jahre 1992-94.
durch Hebung am Schwarzwald oder an der Alb entstehen, weiter nach Osten ziehen,
bevor sie sich au osen. Auch kommt es vor, da Gewitter, die in den Alpen entstehen, ins
Voralpenland ziehen und damit moglicherweise Anteil an den dort vergleichsweise hohen
mittleren konvektiven Niederschlagssummen haben. Es sei noch angemerkt, da die oben
beschriebene Niederschlagszunahme von Nord nach Sud und die Niederschlagsabnahme
von West nach Ost hier ebenfalls, wenn auch weniger ausgepragt, zu erkennen sind.
Ermittelt man den prozentualen Anteil der mittleren konvektiven Niederschlagssummen
an den mittleren Niederschlagssummen von Mai bis September uber die Jahre 1992 bis
1994, ergibt sich ein mittlerer prozentualer Anteil von 32 Prozent der mittleren konvektiven
Niederschlagssummen an den mittleren Niederschlagssummen. Die raumliche Verteilung
der prozentualen Anteile der mittleren konvektiven Niederschlagssummen der einzelnen
Stationen an den mittleren Niederschlagssummen ist in Abbildung 5.4 dargestellt.
Auf Abbildung 5.5 ist die raumliche Verteilung der mittleren Anzahl von Gewittertagen
des Zeitraumes Mai bis September der Jahre 1992 bis 1994 zu sehen. Als Gewittertage
an den einzelnen Stationen gelten hierbei Tage, an denen in der Zelle um die jeweilige
Station herum mindestens ein Blitz registriert wurde und an der Station selbst Nieder-
schlag gemessen wurde. Abbildung 5.5 zeigt, da die mittlere Anzahl von Gewittertagen
ebenfalls eine Abhangigkeit von der Orographie aufweist. Die mittlere Anzahl von Ge-
wittertagen von Mai bis September der Jahre 1992 bis 1994 betragt 12 Tage. Deutlich
ist zu erkennen, da der Schwarzwald, die Schwabische Alb und das Voralpenland sowie
vereinzelt die Mittelgebirge ein Maximum der mittleren Anzahl von Gewittertagen auf-
weisen. Das absolute Maximum mit einer mittleren Anzahl von 27 Gewittertagen be ndet
5. Auswertung und Ergebnisse
0
3
9
12
15
18
21
24
50
27
30
Mittlere Anzahl der Gewittertage
Abbildung 5.5.: Raumliche Verteilung der mittleren Anzahl von Gewittertagen in Suddeutsch-
land von Mai bis September uber die Jahre 1992-94.
sich im Allgau. Bei der Betrachtung der Zahlenwerte ist zu beachten, da die Anzahl der
Gewittertage von der Zellgro e abhangt. Vergro ert man die Zellgro e, so steigt auch die
Anzahl der Gewittertage.
Zieht man einen Vergleich zwischen der raumlichen Verteilung der mittleren Anzahl von
Gewittertagen und der Verteilung der konvektiven Niederschlagssummen, so la t sich
feststellen, da die relativen Maxima beider Verteilungen geographisch in den gleichen
Regionen liegen. Diese Tatsache fuhrt zu der Annahme, da hohere konvektive Nieder-
schlagsmengen durch eine hohere Anzahl von Gewittern produziert werden.
Abschlie end soll noch auf die raumlichen Verteilungen der konvektiven Niederschlags-
summen in den einzelnen Jahren eingegangen werden. Sie sind in Anhang A in Abbildung
6.1, 6.3 und 6.5 dargestellt. Grundsatzlich sind die Verteilungen sehr variabel. Nur das
Allgau und vereinzelte kleinere Gebiete des Alpenvorlandes weisen in allen drei Jahren
ausgepragte Maxima der konvektiven Niederschlagssummen auf. Der Schwarzwald und
die Schwabische Alb sind 1993 und 1994 durch hohere konvektive Niederschlagssummen
gekennzeichnet, 1992 ist dies aber nicht der Fall. Die Zunahme der konvektiven Nieder-
schlagssummen von Nord nach Sud und die Abnahme von West nach Ost ist zumindest
ansatzweise in allen drei Jahren zu erkennen. Die mittlere konvektive Niederschlagssumme
pro Station betragt 1992 124 mm, 1993 137 mm und 1994 144 mm.
5. Auswertung und Ergebnisse
51
5.1.2. Blitzdichten
Die Blitzdichten wurden mit dem Stations-Verfahren berechnet. Die Zellgro e betrug
10 km x 10 km. Abbildung 5.6 zeigt die raumliche Verteilung der Blitzdichten fur den
Zeitraum Mai bis September uber die Jahre 1992 bis 1994. Die mittlere Blitzdichte be-
tragt 1.9 km;2. Maxima der Blitzdichten sind in den Mittelgebirgen und vor allem im
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Mittlere Blitzdichte pro km2
Abbildung 5.6.: Raumliche Verteilung der mittleren Blitzdichten von Mai bis September in
Suddeutschland uber die Jahre 1992-94.
Alpenvorland zu verzeichnen. Insbesondere im Schwarzwald, in der Schwabischen Alb
und im Allgau wurden Blitzdichten uber 4 km;2 registriert. Minima sind in den Regionen
um Passau, Saarbrucken und nordostlich des Hunsruck zu beobachten. Die Verteilung
der mittleren Blitzdichten ist damit ebenfalls orographisch gepragt. Infolge von Hebung
feuchtwarmer Luftmassen an Gebirgen werden diese Luftmassen labilisiert und begunsti-
gen das Entstehen von Gewittern.
Vergleicht man nun die Verteilung der mittleren Blitzdichten (Abbildung 5.6) mit der der
mittleren konvektiven Niederschlagssummen (Abbildung 5.3), so weisen Regionen mit ho-
hen Blitzdichten hau g auch hohe konvektive Niederschlagsmengen auf. Umgekehrt treten
hohe konvektive Niederschlagsmengen aber nicht unbedingt mit hohen Blitzdichten auf.
Diese Beobachtung au ert sich ebenfalls in der raumlichen Darstellung der rain yields in
Abschnitt 5.3.
Zu den oben beschriebenen Beobachtungen und Ergebnissen fuhren auch die raumlichen
Verteilungen der Blitzdichten der einzelnen Jahre. Sie sind in Anhang A in Abbildung 6.2,
6.4 und 6.6 dargestellt. Ahnlich wie die raumlichen Verteilungen der konvektiven Nieder-
schlagssummen der einzelnen Jahre variieren auch die der Blitzdichten deutlich von Jahr
5. Auswertung und Ergebnisse
52
zu Jahr. 1992 wurden Maxima der Blitzdichten nordlich der Linie Wurzburg-Darmstadt
und im Allgau beobachtet. Der Schwarzwald und die Schwabische Alb weisen im Ver-
gleich zu den folgenden beiden Jahren kein so ausgepragtes Maximum der Blitzdichte auf.
Minima waren hingegen in kleinen Regionen um Passau, Saarbrucken und nordostlich
des Hunsruck zu beobachten. Diese Minima sind auch in den folgenden zwei Jahren wie-
derzu nden. Die mittlere Blitzdichte betragt 1992 1.8 km;2. Im Jahr 1993 wird dagegen
eine geringere mittlere Bitzdichte von 1.6 km;2 verzeichnet. Maxima wurden 1993 im
Schwarzwald und der Schwabischen Alb sowie teilweise im Alpenvorland registriert. Das
Allgau weist kein ausgepragtes Maximum auf. 1994 wurde die hochste mittlere Blitzdichte
der drei Jahre von 2.2 km;2 ermittelt. Deutliche Maxima sind im Schwarzwald und der
Schwabischen Alb sowie in einigen Teilen der Mittelgebirge zu beobachten. Auch in die-
sem Jahr weist das Allgau kein ausgepragtes Maximum auf. Eine Erklarung dafur ware
eine Abnahme der E zienz des LPATS am sudlichen Rand des Me netzes.
5.2. Zusammenhang zwischen Niederschlagsmenge und
Blitzdichte
Aus theoretischen Uberlegungen heraus sollte es einen statistischen Zusammenhang zwi-
schen Niederschlagsmenge und Blitzdichte geben. Ein solcher Zusammenhang wurde in
vorangegangenen Arbeiten (siehe Kapitel 3) unterschiedlich deutlich nachgewiesen.
Da die in dieser Arbeit zur Verfugung stehenden Niederschlagsdaten aus punktuellen Mes-
sungen von Regenmessern stammen und raumlich nicht hochau osend sind, gestaltet es
sich, wie sich gezeigt hat, schwierig, den Zusammenhang beider Gro en einzelner Gewit-
ter oder auf taglicher Basis zu untersuchen. Streudiagramme von Blitzdichte aufgetragen
gegen den konvektiven Niederschlag einzelner Tage oder mehrerer Tage eines gro eren
Zeitraumes weisen grundsatzliche eine hohe Streuung auf, die wahrscheinlich gro ten-
teils auf die ungenaue Zuordung von Blitzdichten zu konvektiven Niederschlagsummen
zuruckzufuhren ist. Die ungenaue Zuordnung ergibt sich aus Me fehlern beider Gro en
sowie Fehlern durch die Auswertungsmethodik. Diese Variabilitat, die die beiden Gro en
aufweisen, ist nicht zu verhindern.
Trotz der Variabilitat la t sich prinzipiell ein Zusammenhang zwischen Blitzdichte und
konvektiver Niederschlagsmenge erkennen. Die Aspekte, die zu diesem Schlu fuhren, wer-
den nachfolgend prasentiert.
5.2.1. Zeitreihen
Die konvektiven Niederschlagssummen und Blitzdichten wurden in diesem Abschnitt mit
der Gitter-Methode mit einer Zellgro e von 25 km x 25 km berechnet. Sie beziehen sich
auf den gesamten suddeutschen Raum sudlich des 51. Breitengrades. Die Gro e dieses
Gebietes betragt 179000 km2.
Beginnt man mit dem Vergleich von konvektiven Niederschlagssummen und Summen
der Blitzanzahl des Zeitraumes von Mai bis September der Jahre 1992 bis 1994 fur das
5. Auswertung und Ergebnisse
53
gesamte Gebiet (Tabelle 5.1), erkennt man tendenziell eine Zunahme der funfmonatigen
konvektiven Niederschlagssummen mit der Zunahme der funfmonatigen Blitzanzahl.
Jahr konv. Niederschlag in mm auf 179000 km2 Blitzanzahl auf 179000 km2
1992
291605
387297
1993
322183
421447
1994
340206
524843
Tabelle 5.1.: Summen von konvektivem Niederschlag und Blitzanzahl des Zeitraumes Mai bis
September der Jahre 1992 bis 1994 fur Suddeutschland.
Ein Vergleich von monatlichen Summen beider Gro en ergibt ebenfalls eine Ubereinstim-
mung. In fast allen Fallen der drei Jahre steigen oder fallen Niederschlagssummen bzw.
Blitzanzahl gemeinsam von Monat zu Monat. Der prozentuale Anteil der Monatssum-
men beider Gro en an den jeweiligen Summen von Mai bis September verhalt sich sehr
ahnlich. Ein Beispiel dafur ist fur den gesamten Zeitraum von 1992 bis 1994 als Saulendia-
gramm in Abbildung 5.7 dargestellt. Die Saulendiagramme der einzelnen drei Jahre sind
in Anhang B abgebildet. In allen Diagrammen ist der Jahresgang der prozentualen An-
40
Blitze
Niederschlag
35
30
25
20
15
10
5
0
Mai
Juni
Juli
August
September
Abbildung 5.7.: Saulendiagramm des mittleren prozentualen Anteils von monatlichen konvekti-
ven Niederschlagssummen und monatlicher Blitzanzahl an der jeweiligen Gesamtsumme beider
Gro en uber die Monate Mai bis September der Jahre 1992 bis 1994 in Suddeutschland. Die
gelben Saulen stellen den prozentualen Anteil der Blitzanzahl, die blauen den der konvektiven
Niederschlagssummen an den jeweiligen Gesamtsummen dar.
teile der konvektiven Niederschlagssummen und der Blitzanzahl an den Gesamtsummen
unterschiedlich. Hohe Werte der monatlichen konvektiven Niederschlagssummen treten in
den Monaten Juni bis August in allen drei Jahren auf, wahrend im September deutlich
5. Auswertung und Ergebnisse
54
geringere Summen verzeichnet werden. Die monatliche Anzahl der Blitze verhalt sich glei-
cherma en (vgl. auch Finke und Hauf (1996)).
Abschlie end wurde der Verlauf der taglichen Blitzanzahl und der konvektiven Nieder-
schlagssummen des gesamten Gebietes untersucht. Exemplarisch ist dafur die Zeitreihe
beider Gro en des Jahres 1992 in Abbildung 5.8 dargestellt. Dort ist zu erkennen, da
30000
50000
Blitzdichte
Niederschlag
45000
35000
20000
30000
15000
25000
20000
10000
15000
10000
25000
40000
5000
5000
86
0
0
Tage
Abbildung 5.8.: Saulendiagramm der taglichen konvektiven Niederschlagssummen in mm und
der taglichen Blitzanzahl des gesamten suddeutschen Raumes des Jahres 1992.
eine hohe Blitzanzahl hau g mit hohen konvektiven Niederschlagssummen verbunden ist.
Dagegen weisen hohe konvektive Niederschlagssummen nicht immer eine hohe Blitzanzahl
auf. Der lineare Korrelationskoe zient bei der Zeitreihe betragt 0.43.
Der teilweise sehr unterschiedliche Verlauf von taglicher Blitzanzahl und konvektiven Nie-
derschlagssummen la t sich sicherlich auf die Methodik bzw. die Variabilitat der Daten
zuruckfuhren. Zudem ist zu vermuten, da bestimmte Entstehungsprozesse von konvekti-
vem Niederschlag nicht immer zu einer entsprechenden Au adung einer Wolke fuhren.
5.2.2. Quanti zierung des Zusammenhanges
Vorgehensweise
Fur die Quanti zierung des Zusammenhanges zwischen Blitzdichte und konvektiver Nie-
derschlagsmenge wurden funfmonatige Summen beider Gro en mit dem Stations-Verfahren
berechnet, da hier eine moglichst genaue Zuordnung von konvektiven Niederschlagssum-
men zu Blitzdichten von Bedeutung ist. Die verwendete Zellgro e betrug 10 km x 10 km.
5. Auswertung und Ergebnisse
55
Fur die Quanti zierung wurden konvektive Niederschlagssummen und Summen der Blitz-
dichten uber langere Zeitraume gewahlt, weil die Variabilitat beider Gro en bei langeren
Zeitraumen weniger stark ins Gewicht fallt als bei kurzeren.
Die berechneten konvektiven Niederschlagssummen und Blitzdichten werden zuerst in ei-
nem Streudiagramm dargestellt und diskutiert.
Um quanti zieren zu konnen, was fur ein Zusammenhang zwischen Jahresblitzdichte und
Jahresniederschlagsmenge existiert, wurde dann von den Daten sowie den logarithmier-
ten Daten der Korrelationskoe zient nach Pearson berechnet und eine lineare Regressi-
onsrechnung durchgefuhrt. Der Korrelationskoe zient wurde nach der Gleichung 3.1 in
Kapitel 3 berechnet. Er gibt die Gute des Zusammenhanges zweier Gro en an. Die Re-
gressionsrechung wird durchgefuhrt, um einen expliziten funktionalen Zusammenhang der
Gro en zu nden. Dabei wird eine Gerade der Form y = a + bx nach der Methode der
kleinsten Quadrate ermittelt:
n
X y ; (a + bx )]2 = min:
i=1
i
i
(5.1)
Die Paramter a und b bezeichnen den y-Achsenabschnitt und die Steigung der Geraden.
Sie werden bestimmt durch
n
P (xi ; x)(yi ; y)
b = i=1 P
(5.2)
n
(xi ; x)2
und
i=1
a = y ; bx:
(5.3)
Dabei sind xi und yi die jeweiligen Wertepaare, n die Anzahl der Wertepaare und x sowie
y die arithmetischen Mittel von xi bzw. yi.
Um die Signi kanz des Koe zienten zu bestimmen, wurde daruber hinaus mit dem
Bootstrap-Verfahren ein dazugehoriges Kon denzintervall ermittelt. Eine detailliertere
Beschreibung des Bootstrap-Verfahrens ndet man zum Beispiel in Efron und Tibshi-
rani (1993). Es funktioniert im Prinzip folgenderma en:
Die Anzahl der zur Verfugung stehenden Daten wird im allgemeinen als Grundgesamtheit
bezeichnet. Sie entspricht hier also der Anzahl der funfmonatigen Summen der Stationen.
Als erstes entnimmt man der Grundgesamtheit eine der Anzahl der in ihr enthaltenen
Elemente entsprechende Zahl von Stichproben und errechnet daraus den Korrelationsko-
e zienten. Die jeweils entnommenen Elemente werden nach ihrem Entnehmen wieder der
Grundgesamtheit zugeteilt, so da man sie mehrmals entnehmen kann. Nach Berechnung
des Korrelationskoe zienten wird der Vorgang wiederholt, im Idealfall unendlich oft. In
der vorliegenden Arbeit wurde er 5000mal wiederholt. Im allgemeinen genugt dies, um
ausreichend genaue Vertrauensintervalle zu bestimmen (personliche Mitteilung von Ba-
ringhaus (2000)). Diese ergeben sich zum Beispiel aus oberen und unteren Quantilen
der Korrelationskoe zientenverteilung. Nachfolgend liegt der berechnete Korrelationsko-
e zient mit 95 prozentiger Sicherheit in dem mit dem Bootstrap-Verfahren errechneten
Kon denzintervall.
5. Auswertung und Ergebnisse
56
Streudiagramme
Im folgenden werden die Streudiagramme der Summen von Mai bis September von konvek-
tivem Niederschlag und Blitzdichte beschrieben und diskutiert. Es sei vorweggenommen,
da sie eine deutlich geringere Streuung aufweisen, als Streudiagramme von taglichen oder
monatlichen konvektiven Niederschlagssummen und Blitzdichten. Die Abbildungen 5.9 bis
5.12 zeigen sowohl linear als auch logarithmisch skalierte Streudiagramme, um Hinwei-
se auf einen moglichen linearen oder exponentiellen Zusammenhang zwischen Blitzdichte
und konvektiver Niederschlagsmenge zu erhalten.
Die Werte in den linear skalierten Abbildungen sind mit der sie stutzenden Anzahl an
Gewittertagen gefarbt. In allen Abbildungen zeigt sich, da mit wachsenden konvektiven
Niederschlagssummen und Blitzdichten auch die Anzahl der sie stutzenden Tage steigt.
Normiert man die Werte auf einen Tag, zeigt sich, da diese Werte auf ein Gebiet mit
Blitzdichten von weniger als 1 km;2 und Niederschlagsmenge von weniger als 30 mm be-
schranken.
In den Streudiagrammen wurden weiterhin Bereiche mit besonders hohen Werten mar-
kiert. Dabei ist, wie auch schon in der geographischen Verteilung, deutlich zu sehen, da
das Alpenvorland und insbesondere das Allgau in allen Jahren hau g hohe konvektive
Niederschlagssummen aufweisen. Die Blitzdichten nehmen im Allgau im Vergleich zum
konvektiven Niederschlag nicht so hohe Werte an. Dem Schwarzwald lassen sich mit Aus-
nahme von 1992 hohe Blitzdichten und vergleichsweise etwas niedrigere Niederschlags-
summen zuordnen. Streudiagramme des Alpenvorlandes und des Schwarzwaldes werden
deshalb in Abschnitt 5.2.3 gesondert betrachtet.
Insgesamt weisen alle linear skalierten Streudiagramme eine relativ hohe Streuung auf.
Die Streuung der logarithmisch skalierten Streudiagramme ist geringer.
5. Auswertung und Ergebnisse
0
4
8
12
16
20
24
28
57
Mittlere Anzahl der Gewittertage
Abbildung 5.9.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der mittleren
Summen von Mai bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte der Jahre 1992-
1994 in Suddeutschland. Die eingezeichneten Linien sind die berechneten Regressionsgeraden
nach der Methode der kleinsten Quadrate. Die Werte des linear skalierten Streudiagrammes
sind mit der mittleren Anzahl der sie stutzenden Gewittertage gefarbt. Der obere eingezeichnete
Kasten beinhaltet Wertepaare, die dem Allgau und einigen weiteren Stationen im Alpenvorland
zuzuordnen sind. Wertepaare des unteren Kastens stammen aus dem Schwarzwald und der
Schwabischen Alb.
5. Auswertung und Ergebnisse
0
4
8
12
16
20
24
28
58
Anzahl der Gewittertage
Abbildung 5.10.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der Sum-
men von Mai bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte des Jahres 1992 in
Suddeutschland. Im linearen Streudiagramm beinhaltet der obere eingezeichnete Kasten Werte-
paare, die dem Allgau und einigen weiteren Stationen im Alpenvorland zuzuordnen sind. Wer-
tepaare des unteren Kastens stammen aus der Region um Wurzburg und Schweinfurt.
5. Auswertung und Ergebnisse
0
4
8
12
16
20
24
28
59
Anzahl der Gewittertage
Abbildung 5.11.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der Sum-
men von Mai bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte des Jahres 1993 in
Suddeutschland. Im linearen Streudiagramm beinhaltet der obere eingezeichnete Kasten Wer-
tepaare, die weiten Gebieten des Alpenvorlandes und speziell dem Allgau zuzuordnen sind.
Wertepaare des unteren Kastens stammen aus dem Schwarzwald.
5. Auswertung und Ergebnisse
0
4
8
12
16
20
24
28
60
Anzahl der Gewittertage
Abbildung 5.12.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der Sum-
men von Mai bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte des Jahres 1994 in
Suddeutschland. Im linearen Streudiagramm beinhaltet der eingezeichnete Kasten Wertepaare,
die dem Schwarzwald und der Schwabischen Alb zuzuordnen sind.
5. Auswertung und Ergebnisse
61
Ergebnisse der Korrelations- und Regressionsrechung
Die Korrelationskoe zienten, Kon denzintervalle und Parameter a und b sowie al und
bl der ursprunglichen und der logarithmierten Daten sind in den Tabellen 5.2 und 5.3
aufgefuhrt. Es ist anzumerken, da die Regressionsgerade aus den logarithmierten Daten
die Form log(y) = log(al)+ bl log(x) hat und einer Potenzfunktion der Form y = al xb ent-
spricht. Dabei bezeichnet y die konvektiven Niederschlagssummen und x die Blitzdichten.
l
Jahr
1992
1993
1994
alle
r Kon denzintervall zu r a
b
0.55
0.52-0.59
-3.77 71.30
0.52
0.49-0.55
-71.53 126.69
0.65
0.62-0.67
5.40 62.40
0.57
0.55-0.60
-30.47 87.77
Tabelle 5.2.: Korrelationskoe zienten r der Summen von Blitzdichte und konvektiver Nieder-
schlagsmenge von Mai bis September der einzelnen Jahre sowie der mittleren Summen beider
Gro en aller Jahre fur Suddeutschland, dazugehorige Kon denzintervalle sowie die Parameter a
und b.
Jahr
1992
1993
1994
alle
rl Kon denzintervall zu rl
0.62
0.59-0.65
0.59
0.55-0.62
0.66
0.63-0.69
0.61
0.59-0.64
al
2.03
1.99
2.01
2.01
bl
0.41
0.44
0.42
0.41
Tabelle 5.3.: Korrelationskoe zienten rl der logarithmierten Summen von Blitzdichte und kon-
vektiver Niederschlagsmenge von Mai bis September der einzelnen Jahre sowie der mittleren
Summen beider Gro en aller Jahre fur Suddeutschland, dazugehorige Kon denzintervalle sowie
die Parameter al und bl .
Es ist festzustellen, da die Korrelationskoe zienten der nicht logarithmierten Daten zwi-
schen 0.52 und 0.62 liegen. Die Regressionsparameter a und b sind sehr variabel. Es zeigt
sich, da die zu den Parametern gehorigen Geraden keine zufriedenstellenden Ausgleichs-
geraden der Streudiagramme beschreiben, da die Streudiagramme eine hohe Streuung
aufweisen und einzelne Extremwerte ins Gewicht fallen konnen. Es mu jedoch festge-
halten werden, da alle Werte in den einzelnen Streudiagrammen in einem Bereich, der
die Form eines Kegels beschreibt, liegen. Mit zunehmender Gro e der Werte steigt die
Streuung. Dies kann auf eine charakteristische Varianz im Regen in Abhangigkeit von der
Blitzdichte zuruckgefuhrt werden. Die Tatsache, da zu hoheren Blitzdichten und konvek-
tiven Niederschlagsmengen eine hohere Anzahl an Gewittertagen beitragt, fuhrt zu dem
Schlu , da der Zusammenhang beider Gro en bedingt ist durch die Anzahl der Gewit-
tertage.
Die logarithmierten Daten korrelieren etwas besser im Vergleich zu den nicht logarithmier-
ten Daten. Die Korrelationskoe zienten nehmen hier Werte zwischen 0.59 und 0.66 an.
Sie geben einen Hinweis auf einen signi kanten Zusammenhang beider Gro en, der durch
5. Auswertung und Ergebnisse
62
eine Potenzfunktion ausgedruckt werden kann. Die Regressionsparameter al und bl weisen
im Gegensatz zu den Parametern a und b eine geringe Variabilitat auf. Der Parameter bl
liegt ungefahr bei 0.5 und zeigt, da der Niederschlag langsamer als bei einem linearen
Zusammenhang mit der Blitzdichte ansteigt. Das Ergebnis, da der Korrelationskoe zi-
ent logarithmierter Blitzdichten und Niederschlagsmengen etwas hoher ausfallt, als der
der ursprunglichen Daten, stellten auch Cheze und Sauvageot (1997) fur 15-minutige
Summen der beiden Gro en an drei einzelnen Tagen fest.
Bei der Bewertung der Regressionsparameter sollten zwei E ekte berucksichtigt werden.
Zum einen ist festzustellen, da eine Vergro erung bzw. Verkleinerung der Zellen zu einem
Anstieg bzw. Abfall der Paramter a und b sowie al und bl fuhrt, da sich auch die Werte
wie in Kapitel 4 beschrieben verlagern. So sind die berechneten Geraden immer zu einem
gewissen Anteil abhanig von der Zellgro e. Bei Vervierfachung der Zellgro e verlagern
sich die Parameter a und b durchschnittlich um einen Faktor von 0.3 bzw. 0.06, und die
Parameter al und bl verlagern sich durchschnittlich um einen Faktor von 0.03 bzw. 0.02.
Zum anderen mu die Berechnung eines funktionalen Zusammenhanges sehr kritisch be-
trachtet werden, da die Daten sowohl durch Uberlappungen der Zellen als auch durch die
Tatsache, da die Summen unterschiedlicher Zellen aus dem gleichen Gewitter stammen
konnen, statistisch betrachtet abhangig voneinander sind. Bei einer Regressionsrechung
wird jedoch vorausgestzt, da die Daten unabhangig voneinander sind.
5.2.3. Abhangigkeit vom Gebiet
Die linearen Streudiagramme in Abbildung 5.9 bis 5.12 zeigten fur den Schwarzwald und
das Alpenvorland hohe Werte fur die Blitzdichten oder konvektiven Niederschlagssummen,
die zudem in fast allen Jahren vorkamen. Aus diesem Grund sollen im folgenden diese
beiden Gebiete noch einmal genauer betrachtet werden. Die Blitzdichten und konvektiven
Niederschlagssummen wurden auch hier mit dem Stations-Verfahren mit einer Zellgro e
von 10 km x 10 km berechnet.
5. Auswertung und Ergebnisse
63
Schwarzwald
Als Schwarzwald wird hier das Gebiet von 7.5 bis 9.0 Grad ostlicher Lange und 47.5 bis
49 Grad nordlicher Breite bezeichnet. Es ist in Abbildung 5.13 dargestellt. In das Gebiet
Abbildung 5.13.: Geographische Darstellung des suddeutschen Raumes. Das Rechteck beschreibt
das hier als Schwarzwald bezeichnete Gebiet. Die Punkte stellen die Standorte der Niederschlags-
stationen dar.
fallen 211 Niederschlagsstationen. Es hat eine Gro e von 18794 km2 .
Die Abbildung 5.14 zeigt sowohl linear als auch logarithmisch skalierte Streudiagramme
der mittleren Summen von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte.
5. Auswertung und Ergebnisse
0
4
8
12
16
20
24
28
64
Mittlere Anzahl der Gewittertage
Abbildung 5.14.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der mitt-
leren Summen von Mai bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte der Jahre
1992-1994 im Schwarzwald.
5. Auswertung und Ergebnisse
65
Die Streudiagramme zeigen eine geringe Streuung und hohe Korrelation im Vergleich zum
gesamten suddeutschen Raum. Die Streudiagramme der einzelnen Jahre be nden sich im
Anhang C (Abbildungen 6.10 bis 6.12). Sie variieren zwar von Jahr zu Jahr, weisen aber
ebenfalls keine so hohe Streuung auf wie die Streudiagramme des gesamten Gebietes. Dies
spiegelt sich auch in den relativ hohen Korrelationskoe zienten wieder, die in den Tabel-
len 5.4 und 5.5 zusammen mit den Paramtern a und b der Regressionsgeraden aufgefuhrt
sind. Es fallt auf, da sowohl die Steigung b als auch der Exponent bl in den meisten Fallen
Jahr
1992
1993
1994
alle
r
0.61
0.69
0.67
0.74
a
60.62
92.30
116.2
90.80
b
18.51
19.41
22.14
20.84
Tabelle 5.4.: Korrelationskoe zienten r der Summen von Blitzdichte und konvektiver Nieder-
schlagsmenge von Mai bis September der einzelnen Jahre fur den Schwarzwald sowie die Para-
meter a und b.
Jahr rl
al bl
1992 0.67 1.89 0.37
1993 0.65 2.02 0.35
1994 0.69 2.03 0.47
alle 0.77 2.00 0.40
Tabelle 5.5.: Korrelationskoe zienten rl der logarithmierten Summen von Blitzdichte und kon-
vektiver Niederschlagsmenge von Mai bis September der einzelnen Jahre fur den Schwarzwald
sowie die Parameter al und bl .
kleiner sind als die Werte fur b bzw. bl in den Tabellen 5.2 und 5.3 fur das gesamte Gebiet.
Das bedeutet, da im Schwarzwald tendenziell hohere Blitzdichten bei geringerem kon-
vektiven Niederschlag auftreten. Zudem ist der Korrelationskoe zient der logarithmierten
Daten nicht mehr generell hoher als der Koe zient der nicht logarithmierten Daten.
5. Auswertung und Ergebnisse
66
Alpenvorland
Als Alpenvorland wird hier das Gebiet zwischen 9 und 13.2 Grad ostlicher Lange sowie
47.2 und 48 Grad nordlicher Breite bezeichnet. Es ist in Abbildung 5.15 dargestellt und
hat eine Gro e von 28343 km2. In das Gebiet fallen 226 Stationen.
Abbildung 5.15.: Geographische Darstellung des suddeutschen Raumes. Das Rechteck beschreibt
das hier als Alpenvorland bezeichnete Gebiet. Die Punkte stellen die Standorte der Nieder-
schlagsstationen dar.
Die Abbildung 5.16 zeigt sowohl das linear als auch das logarithmisch skalierte Streudia-
gramm der mittleren Summen von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte. Die Streu-
diagramme der einzelnen Jahre fur das Alpenvorland sind in Anhang C dargestellt (Abbil-
dungen 6.13 bis 6.14). Ahnlich der Streudiagramme des Schwarzwaldes ist die Streuung
hier ebenfalls geringer als in den Streudiagrammen, die aus den Werten des gesamten
Gebietes bestehen.
5. Auswertung und Ergebnisse
0
4
8
12
16
20
24
28
67
Mittlere Anzahl der Gewittertage
Abbildung 5.16.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der mitt-
leren Summen von Mai bis September von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte der Jahre
1992-1994 im Alpenvorland.
5. Auswertung und Ergebnisse
Jahr
1992
1993
1994
alle
68
r
0.75
0.55
0.66
0.72
a
96.13
165.86
131.04
117.0
b
39.13
46.03
33.87
46.56
Tabelle 5.6.: Korrelationskoe zienten r der Summen von Blitzdichte und konvektiver Nieder-
schlagsmenge von Mai bis September der einzelnen Jahre fur des Alpenvorland sowie die Para-
meter a und b.
Jahr rl
al bl
1992 0.66 2.10 0.48
1993 0.56 2.30 0.37
1994 0.63 2.19 0.37
alle 0.65 2.21 0.39
Tabelle 5.7.: Korrelationskoe zienten rl der logarithmierten Summen von Blitzdichte und kon-
vektiver Niederschlagsmenge von Mai bis September der einzelnen Jahre fur das Alpenvorland
sowie die Parameter al und bl .
Die Korrelationskoe zienten sind entsprechend hoch und zusammen mit den Regressions-
parametern fur die nicht logarithmierten sowie logarithmierten Daten in den Tabellen 5.6
und 5.7 aufgelistet. Au allig ist, da die Werte der Korrelationskoe zienten der loga-
rithmierten Daten geringer ausfallen, als die der ursprunglichen Daten. Im Vergleich zum
Schwarzwald ist die Steigung b aus den nicht logarithmierten Daten hoher, so da hier
hohere konvektive Niederschlagsmengen mit geringeren Blitzdichten einhergehen.
Insgesamt la t sich festhalten, da der Schwarzwald und das Voralpenland eine deutlich
hohere Korrelation zwischen konvektivem Niederschlag und Blitzdichte aufweisen. Dies
ist zum einen durch die kleinere Gro e der beiden Gebiete zu erklaren. Sie weisen eine
hohere Homogenitat in der Gewittertatigkeit auf als das gesamte Gebiet. Zum anderen ist
die hohere Korrelation auf das hau ge Auftreten von Gewittern zuruckzufuhren. Vergli-
chen mit anderen Regionen in Suddeutschland tragen im Alpenvorland und im Schwarz-
wald mehr Einzelgewitter zu den Gesamtsummen von Blitzdichte und konvektiver Nie-
derschlagsmenge bei, so da sich die statistische Streuung verringert.
5. Auswertung und Ergebnisse
69
5.2.4. Abhangigkeit vom Gewittertyp
In Kapitel 2 wurde erlautert, da sich Gewitter abhangig von bestimmten Einteilungskri-
terien verschiedenen Typen zuordnen lassen. An dieser Stelle werden Gewitter wie schon
in der Arbeit von Hagen et al. (1999) anhand ihrer Blitzmuster in Einzelgewitter, Gewit-
terzuge und Frontgewitter unterteilt. Die Blitzereignisse einzelner Gewittertage werden
dazu geographisch dargestellt und nach ihrem zeitlichen Auftreten gefarbt. So lassen sich
Zeitraum, Ort, Entwicklung und Fortbewegung von Gewittern ermitteln. Die Einteilung
der Blitzmuster ist zu einem gewissen Grad subjektiv. Um diesen Ein u so gering wie
moglich zu halten, wurden nur Gewittertage in die folgende Untersuchung miteinbezogen,
die ausschlie lich einer der drei folgenden Gewittertypende nitionen entsprechen:
1. Einzelgewitter/Stationare Gewitter
Zu diesem Gewittertyp zahlen Gewittertage, an denen Blitzmuster in Form von
kleinen Clustern auftreten. Die Cluster scheinen nicht organisiert zu sein, erscheinen
fast gleichzeitig an verschiedenen Orten und weisen eine kurze Lebensdauer von
weniger als 1-2 Stunden auf. Zudem bewegen sie sich wahrend ihrer Entwicklung
kaum fort und werden aus diesem Grund auch als stationare Gewitter bezeichnet.
2. Langlebige Gewitterzuge
Blitzmuster dieses Typs folgen einer langeren Linie und weisen eine langere Lebens-
dauer uber mehrere Stunden auf. Sie haben die Form von schmalen Bandern. Dies
deutet auf eine Bewegung der Gewitter wahrend ihrer Entwicklung hin.
3. Frontgewitter
Zum Typ der Frontgewitter zahlen Blitzereignisse, die in einer Linie fast senkrecht
zur Ausbreitungsrichtung angeordnet sind. Im Unterschied zu den Gewitterzugen
sind sie in Bezug auf ihre Ausbreitungrichtung breiter als langer. Solche Blitzmuster
lassen vermuten, da sie an Fronten gekoppelt sind. In dieser Arbeit wurde dies
mit Hilfe der Berliner Wetterkarten uberpruft. Blitzmuster wurden nur dann als
Frontgewitter klassi ziert, wenn auch tatsachlich eine Front mit dem Muster in
Verbindung gebracht werden konnte.
Grund fur die Wahl dieser Gewittereinteilung ist zum einen die Frage, ob Tage mit Ein-
zelgewittern durch ihre zeitliche und raumliche geringe Ausdehnung eine unterschiedliche
Signatur im Streudiagramm oder einen anderen funktionalen Zusammenhang aufweisen
als Tage mit Frontgewittern oder Gewitterzugen, und ob sich dadurch eine Abhangigkeit
vom Gewittertyp andeutet. Zum anderen standen nicht genugend Daten zur Verfugung,
um andere Einteilungen wie zum Beispiel die in Einzelzellen-, Multizellen- und Superzel-
lengewitter durchzufuhren.
Tragt man tagliche Blitzdichten gegen taglichen konvektiven Niederschlag aller Gewit-
tertage des Zeitraumes Mai bis September getrennt nach dem Gewittertyp als Streudia-
gramme auf, lassen sich keine Unterschiede oder charakteristischen Merkmale erkennen.
Alle Streudiagramme weisen eine sehr hohe Streuung auf. Auch Summen beider Gro en
der eben genannten Zeitraume oder mittlere Tagessummen, die sich aus diesen Summen
ergeben, fuhren zum gleichen Ergebnis. Untersucht man einzelne Gewittertage, la t sich
5. Auswertung und Ergebnisse
70
feststellen, da Blitzdichtemuster in der raumlichen Darstellung der Blitzdichte hau g
auch deutlich in der Darstellung der gesamten Niederschlagsmenge wiederzu nden sind.
Allerdings zeigt sich auch hier, da Streudiagramme eine hohe Streuung aufweisen. Dies
gilt fur alle drei Gewittertypen.
Als Beispiel zeigen Abbildungen 5.17 bis 5.19 die raumliche Darstellung von Blitzdichte
und gesamten Niederschlag sowie sowohl linear als auch logarithmisch skalierte Streudia-
gramme von konvektivem Niederschlag und Blitzdichte eines Frontgewitters am 30.07.1993.
Das Gewitter lag hinter einer Kaltfront, die wahrend der Nachmittags- und Abendstunden
des 30.07.1993 uber Suddeutschland zog.
5. Auswertung und Ergebnisse
71
Abbildung 5.17.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme von kon-
vektivem Niederschlag und Blitzdichte am 30.07.1993.
5. Auswertung und Ergebnisse
72
0.01 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9
Blitzdichte pro km2
Abbildung 5.18.: Raumliche Verteilung der Blitzdichte in Suddeutschland am 30.07.1993.
0.1 5
10
15
20
25
30
35
40
45
Niederschlagssumme in mm
Abbildung 5.19.: Raumliche Verteilung der gesamten Niederschlagsmenge in Suddeutschland am
30.07.1993.
5. Auswertung und Ergebnisse
0.6 5
10
15
20
25
30
35
73
40
45
Rain yield * 107 in kg/104 km2/Tag]
Abbildung 5.20.: Raumliche Verteilung der rain yields in Suddeutschland am 30.07.1993.
Betrachtet man die raumliche Verteilung der Blitzdichte (Abbildung 5.18), so lassen sich
Blitzdichtesignaturen in den Signaturen der gesamten Niederschlagsmenge wieder nden
(Abbildung 5.19). Demgegenuber weisen einige Gebiete auch hohe Niederschlage ohne das
Vorhandensein von Blitzen auf. In den Abbildungen sind ebenfalls Unterstrukturen des
Gewitters auszumachen. Es lassen sich Zugbahnen von blitzaktiven Zentren des Gwitters
feststellen. Zudem nimmt an den Randern des Gewitters die Blitzaktivitat im Gegensatz
zum Niederschlag stark ab. Dies ist am deutlichsten in der raumlichen Darstellung der
rain yields in Abbildung 5.20 zu erkennen. Hohe Werte der rain yields, die hohe Nie-
derschlagsmengen pro Blitz wiederspiegeln, be nden sich am Rand des Gewitters und
in Bereichen geringerer Blitzaktivitat "innerhalb\ des Gewitters, wahrend Bereiche mit
geringeren Niederschlagsmengen pro Blitz in den blitzaktiven Zonen des Gewitters wie-
derzu nden sind. So erklart sich auch die hohe Streuung der Streudiagramme (Abbildung
5.17). Stationen am Rand des Gewitters liefern zum Beispiel geringe Blitzdichten und
hohe konvektive Niederschlagswerte. Stationen, die innerhalb des Gewitters oder der Ge-
witterzugbahn liegen, messen hohere Werte beider Gro en. Dies ist am deutlichsten auf
dem logarithmisch skalierten Streudiagramm zu erkennen.
Letztendlich mu festgestellt werden, da die zur Verfugung stehenden Daten sich nicht
eignen, um eine Abhangigkeit von Blitzdichte und Niederschlagsmenge vom Gewitter-
typ beweisen oder widerlegen zu konnen. Zwar lassen sich an Gewittertagen Signaturen
beider Gro en in ihren raumlichen Darstellungen gut wieder nden, doch erscheint eine
Korrelations- und Regressionsrechung fur eine Quanti zierung des Zusammenhanges nicht
sinnvoll, da an den Stationen nicht immer reprasentative Werte von konvektivem Nieder-
schlag und Blitzdichte erfa t werden konnen. Dies gilt auch fur die Gitter-Methode. Es
5. Auswertung und Ergebnisse
74
erscheint somit notwendig, zeitlich und raumlich hoher au osende Daten zu verwenden,
um den Zusammenhang von Blitzdichte und konvektiver Niederschlagsmenge in Hinblick
auf eine Abhangigkeit vom Gewittertyp zu uberprufen.
5.3. Vergleich mit anderen Untersuchungen
Um den Zusammenhang zwischen Blitzdichte und Niederschlagsmenge fur Suddeutschland
einordnen zu konnen, wurden Vergleiche zu den Arbeiten von Sheridan et al. (1997)
sowie Petersen und Rutledge (1998) gezogen. Dazu wurde die Gitter-Methode ver-
wendet, da die oben genannten Arbeiten ebenfalls auf ihr basieren. Ein Uberblick uber
die Ergebnisse dieser Arbeiten wurde in Kapitel 3 gegeben.
Fur einen Vergleich mit Sheridan et al. (1997) mu ten die mittleren Blitzdichten und
gesamten Niederschlagsmengen pro Tag bezogen auf eine Zellgro e von 100 km2 berechnet
werden. Wahrend die Daten dieser Arbeit nur aus drei Jahren des Zeitraumes von Mai
bis September stammen, standen Sheridan et al. (1997) Daten von April bis Oktober
der Jahre 1989 bis 1993 zur Verfugung. Dies sollte aber keine gro e Auswirkung auf den
Vergleich haben.
Aus den Werten der mittleren Blitzdichten und Niederschlagsmengen pro Tag wurde wie in
Sheridan et al. (1997) eine lineare Regressionsgerade der Form PCPN = a + b MGFD
sowie der dazugehorige Korrelationskoe zient berechnet. PCPN bezeichnet die mittleren
Niederschlagsmenge pro Tag und pro 100 km2, MGFD entspricht der mittleren Blitzdich-
te pro Tag und pro 100 km2. Der Korrelationskoe zient ist in Tabelle 5.8 zusammen mit
den Parametern a und b fur die einzelnen Jahre sowie fur alle Jahre zusammen aufgelistet.
Zum Vergleich sind die Werte fur r, a und b aus der Arbeit von Sheridan et al. (1997)
in Tabelle 5.9 aufgefuhrt.
Im Gegensatz zu den Regionen, die in der Arbeit von Sheridan et al. (1997) betrachtet
wurden, weist Suddeutschland im dreijahrigen Mittel pro Tag eine sehr geringe Korrela-
tion von Blitzdichte und Niederschagsmenge auf. Der Korrelationskoe zient liegt noch
unter dem von Baton Rouge. Die Steigung b der Geraden des Suddeutschen Raumes ist
geringer als die Steigungen der untersuchten Gebiete in Sheridan et al. (1997) und der
Achsenabschnitt a fallt bis auf Baton Rouge in dieser Arbeit hoher aus. Dies andert sich
nur geringfugig, wenn man die Werte von r, a und b der einzelnen Jahre fur Suddeutsch-
land betrachtet.
Wie erklart sich diese geringe Korrelation?
Zum einen wurde in der Arbeit von Sheridan et al. (1997) der gesamte Niederschlag ver-
wendet, der in einem Gebiet erfa t wurde. Um Vergleiche zu den Daten aus Suddeutsch-
land ziehen zu konnen, wurden in diesem Abschnitt ebenfalls die gesamten Niederschlags-
mengen benotigt. Folglich wurde konvektiver nicht von stratiformem Niederschlag ge-
trennt. Da in Suddeutschland der Anteil des stratifomen Niederschlages hau g gro er als
50 Prozent ist (siehe Abschnitt 5.1.1), dieser aber in die Berechnung mitein ie t, ist dies
vermutlich wie in Baton Rouge ein Grund fur die geringe Korrelation und der hohen
Werte von a. Zum anderen sind die von Sheridan et al. (1997) untersuchten Gebiete
kleiner und weisen damit ein hohere Homogenitat in Bezug auf die Gewittertatigkeit auf
5. Auswertung und Ergebnisse
75
als der suddeutsche Raum. Dies konnte ein weiterer Grund fur die geringe Korrelation
sein. Warum der Regressionsparameter b in Suddeutschland niedrigere Werte aufweist,
konnte nicht geklart werden.
Jahr
1992
1993
1994
alle
r
0.30
0.35
0.39
0.29
a
2.24
2.35
2.27
2.29
b
0.21
0.61
0.28
0.36
Tabelle 5.8.: Werte von r, a, b fur eine lineare Regression mit der Regressionsgleichung PCPN =
a + b MGFD fur Suddeutschland. PCPN entspricht der mittleren Niederschlagsmenge pro Tag
und pro 100 km2 , MGFD entspricht der mittleren Blitzdichte pro Tag und pro 100 km2 .
Region
Baton Rouge
Dallas
Lincoln
Lubbock
Topeka
Tulsa
r
0.35
0.78
0.71
0.58
0.73
0.54
a
3.12
0.79
1.35
0.91
1.66
1.96
b
1.04
1.37
1.09
0.63
0.93
0.85
Tabelle 5.9.: Werte von r, a, b fur eine lineare Regression mit der Regressionsgleichung PCPN =
a + b MGF D nach Sheridan et al. (1997). PCPN entspricht der mittleren Niederschlagsmenge
pro Tag und pro 100 km2 , MGFD entspricht der mittleren Blitzanzahl pro Tag und pro 100 km2 .
In der Arbeit von Petersen und Rutledge (1998) wurde der rain yield verschiedener
klimatologischer Regionen auf der Erde ermittelt. Wie in Kapitel 3 beschrieben, wurden
die rain yields auf monatlicher Basis pro Tag und 10000 km2 nur uber die Sommermonate
berechnet. Fur die USA galten die Monate Juni bis August als Sommermonate. Um einen
Vergleich zu dieser Arbeit ziehen zu konnen, wurden Blitzdichten und konvektive Nieder-
schlagssummen fur den gesamten suddeutschen Raum mit der Gitter-Methode mit einer
Zellgro e von 625 km2 berechnet. Beide Gro en wurden dann auf 10000 km2 bezogen.
Fur Suddeutschland betragt der uber drei Jahre ermittelte und auf 10000 km2 bezogene
mittlere rain yield 7.3 x 107 kg Regen pro Blitz und Tag. 1992 wurde ein Wert von 7.2
x 107 kg Regen pro Blitz und Tag, 1993 einer von 8.8 x 107 kg Regen pro Blitz und Tag
und 1994 ein Wert von 5.8 x 107 kg Regen pro Blitz und Tag errechnet. Der Wertebereich
dieser rain yields wurde mit den Werten der rain yields, die sich aus der Arbeit von Pe-
tersen und Rutledge (1998) ergaben und in Abbildung 5.21 zu sehen sind, verglichen.
Dazu wurde der Wertebereich aller vier rain yields aus dieser Arbeit in Abbildung 5.21
eingefugt. Er ist dort mit einem turkisfarbenen Kreis gekennzeichnet.
Bei dem Vergleich la t sich feststellen, da die rain yields, die sich fur Suddeutschland
ergeben, im Bereich der rain yields liegen, die sich fur den ariden Sudwesten der USA und
fur die mittleren kontinentalen Regionen der USA ergeben. Dabei sei angemerkt, da fur
die Berechnung der rain yields in beiden Arbeiten der konvektive Niederschlag verwen-
det wurde. Im Gegensatz zu der Arbeit von Petersen und Rutledge (1998) wurden
5. Auswertung und Ergebnisse
76
Abbildung 5.21.: Wolke-Boden-Blitzdichte in Blitz pro 104 km2 und Tag (Ordinate) versus Re-
genmenge in kg pro 104 km2 und Tag (Abszisse) von Sommermonaten nach Petersen und
Rutledge (1998). Die schwarzen Linien sind Linien konstanter rain yields in kg pro Blitz. Jeder
Datenpunkt ist gefarbt nach der niederschlagsbezogenen Klimaart. Die gro en schwarzen Pfeile
zeigen in die Richtungen eines mehr ariden bzw. maritimen Klimas. Der turkis gefarbte Kreis
kennzeichnet den Wertebereich der aus dieser Arbeit berechneten rain yields fur Suddeutschland.
in der vorliegenden Arbeit sowohl Wolke-Boden-Blitze als auch Wolke-Wolke-Blitze zur
Berechnung der Blitzdichte verwendet. Da die Erfassungse zienz der Wolke-Wolke-Blitze
aber ohnehin nicht sehr hoch ist, sollte der Unterschied in der Blitzdichte zwischen die-
ser und der Arbeit von Petersen und Rutledge (1998) nicht sehr gro sein. Es mu
allerdings berucksichtigt werden, da die Erfassungse zienz verschiedener Blitzme net-
ze unterschiedlich sein kann. Da in der Arbeit von Petersen und Rutledge (1998)
die Erfassungse zienz der dort verwendeten Blitme netzsysteme nicht angegeben wurde,
konnen mogliche Unterschiede zur Erfassungse zienz des LPATS und daraus resultieren-
de Unterschiede in der Blitzdichte nicht abgeschatzt werden.
Berechnet man mit der Stations-Methode die rain yields pro 10000 km2 und pro Tag
fur Suddeutschland, liegen sie durchschnittlich um 0.15 x 107 kg Regen pro Blitz und
Tag niedriger als die, die sich aus der Gitter-Methode ergeben. Folglich unterscheiden sie
sich nur wenig. Betrachtet man nun die raumliche Verteilung dieser rain yields, die Ab-
bildung 5.22 zeigt, fallt auf, da sie eine deutliche Variablilitat zwischen gro eren Teilen
Suddeutschlands und vereinzelt auch von Station zu Station aufweisen. Fur den gesamten
suddeutschen Raum variiert der rain yield zwischen 0.9 und 70 x 107 kg Regen pro Blitz
und Tag. Auf gro erer Skala fallt auf, da der Schwarzwald und die Schwabische Alb
5. Auswertung und Ergebnisse
0.9 5
10
15
20
25
30
35
77
40
45
Mittlerer rain yield * 107 in kg/102 km2/Tag
Abbildung 5.22.: Raumliche Verteilung der mittleren rain yields von Mai bis September in
Suddeutschland uber die Jahre 1992-94.
beispielsweise niedrige rain yields mit weniger als 5 bzw. 10 x 107 kg Regen pro Blitz und
Tag auweisen, was auf eine hohe Blitzdichte mit verhaltnisma ig geringem konvektiven
Niederschlag zuruckzufuhren ist. Umgekehrt weisen Teile Oberbayerns relativ hohe rain
yields bis zu 35 x 107 kg Regen pro Blitz und Tag auf. Dies kennzeichnet hohen konvek-
tiven Niederschlag und geringere Blitzdichten.
Vermutlich tragt die Inhomogenitat der Gewittertatigkeit zu den gro erskaligen Unter-
schieden zwischen den rain yields bei. Der Eindruck, da hohe Variabilitaten der raum-
lichen Verteilung von Blitzdichte und konvektivem Niederschlag teilweise auf eben diese
Inhomogenitat zuruckgefuhrt werden konnen, wird damit bestatigt. Starke Unterschiede
zwischen benachbarten Stationen deuten dagegen auf Me fehler oder die Dominanz durch
Einzelereignisse hin.
Die raumlichen Verteilungen der einzelnen Jahre sind in Anhang D dargestellt. Entspre-
chend der Unterschiede in der raumlichen Verteilung von konvektivem Niederschlag und
der der Blitzdichte variieren auch die raumlichen Verteilungen der rain yields von Jahr zu
Jahr.
6. Zusammenfassung und
Schlu folgerungen
In dieser Arbeit wurde der statistische Zusammenhang zwischen Blitzdichte und Nieder-
schlagsmenge im suddeutschen Raum untersucht.
Dafur standen tagliche Niederschlagssummen von Niederschlagsstationen des DWD sudlich
des 51. Grads nordlicher Breite sowie zeitlich und raumlich hoch aufgeloste Blitzdaten des
gleichen Gebietes zur Verfugung. Die Gebietsgro e betragt 179000 km2. Die Daten um-
spannen den Zeitraum Mai bis September der Jahre 1992 bis 1994.
Ziel der vorliegenden Arbeit war es, den Zusammenhang zwischen Blitzdichte und Nie-
derschlagsmenge fur Suddeutschland mit den zur Verfugung stehenden Daten zu quan-
ti zieren. Weiter sollte er auf regionale Unterschiede und auf eine Abhangigkeit vom
Gewittertyp uberpruft werden. Abschlie end sollten Vergleiche zu anderen Arbeiten, die
auf ahnlichem Datenmaterial basieren, gezogen werden.
Um den Zusammenhang zu untersuchen, wurden die Daten mit zwei Methoden, der
Stations- und der Gitter-Methode, auf eine einheitliche Form gebracht. Mit der Gitter-
Methode wurden Gebietsniederschlage und dazugehorige Blitzdichten berechnet. Bei der
Stations-Methode wurden hingegen die punktuellen Niederschlagssummen an den ein-
zelnen Stationen verwendet und dazugehorige Blitzdichten ermittelt. Nachfolgend fand
zudem bei beiden Methoden eine Trennung des Niederschlages in einen konvektiven und
einen stratiformen Anteil statt. Als konvektiver Niederschlag wurde dabei nur der Nie-
derschlag bezeichnet, der mit Blitzen in Verbindung gebracht werden konnte.
Die im Rahmen dieser Arbeit durchgefuhrten Untersuchungen fuhrten zu folgenden Er-
gebnissen:
Die raumlichen Verteilungen der funfmonatigen Blitzdichten sowie konvektiven Nie-
derschlagsmengen ergaben eine gute Ubereinstimmung. Beide Verteilungen sind
orographisch gepragt. Maxima der Blitzdichte und des konvektiven Niederschla-
ges treten von Jahr zu Jahr mehr oder weniger ausgepragt im Schwarzwald, in der
Schwabischen Alb und in Teilen des Alpenvorlandes, speziell des Allgaus, auf. In den
Verteilungen der Blitzdichten und der konvektiven Niederschlagsmengen ist zudem
eine Abnahme beider Gro en von West nach Ost und eine Zunahme von Nord nach
Sud auszumachen.
Die Charakteristika der raumlichen Verteilung lassen sich teilweise auf bestimmte
hau g vorherrschende synoptische oder mesoskalige Wettersituationen in Verbin-
dung mit der Orographie zuruckfuhren.
78
6. Zusammenfassung und Schlu folgerungen
79
Der monatliche prozentuale Anteil von konvektivem Niederschlag an den funfmo-
natigen Summen des konvektiven Niederschlages erreicht ahnliche Werte wie der
monatliche prozentuale Anteil der Blitzdichten an den funfmonatigen Blitzdichten.
Die Gro en wurden auf den gesamten suddeutschen Raum bezogen. Der Verlauf bei-
der prozentualer monatlicher Anteile weist einen ahnlichen Jahresgang auf. Dabei
sind die Monate Juni bis August mit hohen Blitzdichten und konvektiven Nieder-
schlagssummen gekennzeichnet, wahrend vor allem im Septembter nur noch geringe
Blitzdichten und konvektive Niederschlagssummen verzeichnet werden.
Tagliche Blitzdichten des gesamten suddeutschen Raumes treten typischerweise mit
hohen konvektiven Niederschalgsmengen auf. Umgekehrt jedoch sind hohe konvek-
tive Niederschlagsmengen nicht immer mit hohen Blitzdichten verbunden.
Streudiagramme von funfmonatigen Blitzdichten aufgetragen gegen konvektive Nie-
derschlagsmengen weisen eine hohe Streuung auf. Auf monatlicher oder taglicher
Basis erhoht sich diese Streuung noch weiter.
Die hohe Streuung la t sich zum Teil auf die Variabilitat beider Gro en durch Me -
fehler und durch die Methodik zuruckfuhren. Ein weiterer Beitrag zu dieser Streuung
ergibt sich aus der Gro e des Gebietes und damit verbundener Inhomogenitat der
Gewittertatigkeit.
Um einen Zusammenhang zwischen Blitzdichte und konvektiver Niederschlagsmen-
ge quanti zieren zu konnen, wurde der Korrelationskoe zient fur die funfmonati-
gen Blitzdichten und konvektiven Niederschlagsmengen sowie fur die logarithmier-
ten Werte beider Gro en berechnet. Fur den gesamten suddeutschen Raum liegt
der Korrelationskoe zient zwischen 0.52 und 0.65. Fur kleinere Gebiete mit ho-
her Anzahl an Gewittertagen, wie der Schwarzwald oder das Alpenvorland, ergeben
sich hohere Korrelationskoe zienten. Sie variieren zwischen 0.61 und 0.74 fur den
Schwarzwald sowie zwischen 0.55 und 0.75 fur das Alpenvorland. Ahnlich verhalten
sich die Korrelationskoe zienten der logarithmierten Daten. Bis auf das Alpenvor-
land weisen sie zudem hohere Werte auf als die Korrelationskoe zienten der nicht
logarithmierten Daten. Dies deutet auf einen Zusammenhang zwischen Blitzdichte
und konvektiver Niederschlagsmenge hin, der sich durch eine Potenzfunktion be-
schreiben la t.
Fur funfmonatige logarithmierte sowie nicht logarithmierte Blitzdichten und Nieder-
schlagsmengen wurden Regressionsgeraden berechnet, um einen funktionalen Zu-
sammenhang zwischen den Gro en zu bestimmen. Es stellte sich heraus, da die
Regressionsgeraden der nicht logarithmierten Daten die Streudiagramme aufgrund
der hohen Streuung nicht gut reprasentieren. Demgegenuber weisen die Streudia-
gramme der logarithmierten Daten eine geringere Streuung auf. Die dazugehorigen
Regressionsgeraden reprasentieren die Streudiagramme zudem besser.
Bei einer Regressionsrechnung wird vorausgesetzt, da die Variablen bzw. Daten un-
abhangig voneinander sind. Dies ist hier nicht immer der Fall. Durch Uberlappung
der Zellen und die Zugehorigkeit mehrerer Wertepaare zu einem Gewitter kann es
hau g zu einer Abhangigkeit der Daten kommen. Aufgrund dieser Tatsache und der
Variabilitat der Daten mu eine Beschreibung des funktionalen Zusammenhanges
6. Zusammenfassung und Schlu folgerungen
80
zwischen Blitzdichte und konvektiver Niederschlagsmenge mit den zur Verfugung
stehenden Daten kritisch betrachtet werden. Diesen Eindruck bestatitgen auch die
auf monatlicher oder taglicher Basis berechneten Regressionsgeraden.
Es wurde die Abhangigkeit des Zusammenhanges zwischen Blitzdichte und kon-
vektivem Niederschlag vom Gewittertyp untersucht. Dazu wurden Gewitter anhand
ihrer Blitzsignatur in Einzelzellen, langlebige Gewitterzuge und Frontgewitter unter-
teilt. Aufgrund der hohen Variabilitat der Gro en lie sich weder eine Abhangigkeit
von Summen mehrerer Gewittertage des jeweiligen Gewittertyps noch von Summen
einzelner Gewittertage feststellen oder wiederlegen.
Abschlie end wurde in dieser Arbeit ein Vergleich zu den Arbeiten von Sheridan
et al. (1997) sowie Petersen und Rutledge (1998) gezogen, die ahnliche Daten
verwendeten. Fur den Vergleich zu Sheridan et al. (1997) wurden mittlere tagli-
che Summen von gesamten Niederschlagmengen und Blitzdichten berechnet und der
Korrelationskoe zient sowie die Gleichung der Regressionsgeraden bestimmt. Da-
bei stellte sich heraus, da vemutlich aufgrund des hohen stratiformen Anteils am
Gesamtniederschlag sowie des gro en Gebietes und einer damit verbundenen Inho-
mogenitat in der Gewittertatigkeit der Korrelationskoe zient mit einem Wert von
durchschnittlich 0.29 sehr klein ist. Aus dem Vergleich mit der Arbeit von Petersen
und Rutledge (1998) ergibt sich, da die Werte des rain yields aus konvektiver
Niederschlagsmenge und Blitzdichte mit durchschnittlich 7,3 x 107 kg Regen pro
Blitz und Tag im Bereich der Werte, die sich fur die mittleren und sudwestlichen
Gebiete der USA ergeben, liegen. Eine raumliche Verteilung der rain yields zeigt
allerdings, da sie von Region zu Region in Suddeutschland sehr stark schwanken
konnen (zwischen 0.9 und 70 x 107 kg Regen pro Blitz und Tag).
Die Ergebnisse dieser Arbeit zeigen, da es notwendig ist, zeitlich sowie raumlich hoch-
au osende Blitz- und Niederschlagsdaten zu verwenden, um einen funktionalen Zusam-
menhang zwischen Blitzdichte und Niederschlagsmenge auf taglicher oder monatlicher Ba-
sis quanti zieren zu konnen. Auch auf funfmonatiger Basis uber drei Jahre hinweg ergibt
sich dieser Eindruck. Mit hoher au osenden Daten la t sich Niederschlag, der physika-
lisch betrachtet mit Blitzen zusammenhangt, besser aus ltern. Darauf aufbauend konnen
auch Lebenszyklen einzelner Gewitter verfolgt sowie die aus ihnen hervorgehende gesamte
Blitzdichte sowie konvektive Niederschlagsmenge bestimmt werden. Dies sollte auch eine
genauere Untersuchung der Abhangigkeit des Zusammenhanges zwischen Blitzdichte und
konvektiver Niederschlagsmenge von Gewittertypen ermoglichen.
Abschlie end sei noch angemerkt, da der Zusammenhang zwischen Niederschlag und
Blitzdichte auch eng an andere Parameter wie z.B. CAPE geknupft ist (siehe z.B. She-
ridan et al. (1997)). Bei einer Beschreibung des Zusammenhanges durch eine Gleichung
kann dies mit berucksichtigt werden.
Anhang A
Raumliche Verteilung der konvektiven Niederschlagssummen und Blitzdichten von Mai
bis September der Jahre 1992 bis 1994. Sie wurden mit der Stations-Methode ermittelt.
Die Zellgro e betrug 10 km x 10 km.
81
Anhang A
0
82
50
100 150 200 250 300 350 400 450
Konvektive Niederschlagssumme in mm
Abbildung 6.1.: Raumliche Verteilung der konvektiven Niederschlagssummen von Mai bis Sep-
tember in Suddeutschland fur das Jahr 1992.
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Blitzdichte pro km2
Abbildung 6.2.: Raumliche Verteilung der Bliztdichten von Mai bis September in Suddeutschland
fur das Jahr 1992.
Anhang A
0
83
50
100 150 200 250 300 350 400 450
Konvektive Niederschlagssumme in mm
Abbildung 6.3.: Raumliche Verteilung der konvektiven Niederschlagssummen von Mai bis Sep-
tember in Suddeutschland fur das Jahr 1993.
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Blitzdichte pro km2
Abbildung 6.4.: Raumliche Verteilung der Bliztdichten von Mai bis September in Suddeutschland
fur das Jahr 1993.
Anhang A
0
84
50
100 150 200 250 300 350 400 450
Konvektive Niederschlagssumme in mm
Abbildung 6.5.: Raumliche Verteilung der konvektiven Niederschlagssummen von Mai bis Sep-
tember in Suddeutschland fur das Jahr 1994.
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Blitzdichte pro km2
Abbildung 6.6.: Raumliche Verteilung der Bliztdichten von Mai bis September in Suddeutschland
fur das Jahr 1994.
Anhang B
Saulendiagramme der prozentualen Anteile der Monatssummen von konvektivem Nieder-
schlag und Blitzen an den jeweiligen Summen von Mai bis September der Jahre 1992
bis 1994. Die gelben Saulen stellen dabei den prozentualen Anteil der Blitzanzahl, die
blauen den der konvektiven Niederschlagssummen an den jeweiligen Gesamtsummen dar.
Konvektiver Niederschlag und Blitzanzahl wurden mit der Gitter-Methode mit einer Zell-
gro e von 25 km x 25 km berechnet. Die beiden Gro en beziehen sich auf den gesamten
suddeutschen Raum sudliche des 51. Breitengrades. Die Gro e dieses Gebietes betragt
ungefahr 179000 km2.
40
Blitze
Niederschlag
35
30
25
20
15
10
5
0
Mai
Juni
Juli
August
September
Abbildung 6.7.: Saulendiagramm des prozentualen Anteils von monatlichen konvektiven Nie-
derschlagssummen und monatlicher Blitzanzahl an der Gesamtsumme beider Gro en uber die
Monate Mai-September des Jahres 1992. Die gelben Saulen stellen den prozentualen Anteil der
Blitzanzahl, die blauen den der konvektiven Niederschlagssummen an den jeweiligen Gesamt-
summen dar.
85
Anhang B
86
40
Blitze
Niederschlag
35
Prozent
30
25
20
15
10
5
0
Mai
Juni
Juli
August
September
Abbildung 6.8.: Saulendiagramm des prozentualen Anteils von monatlichen konvektiven Nie-
derschlagssummen und monatlicher Blitzanzahl an der Gesamtsumme beider Gro en uber die
Monate Mai-September des Jahres 1993.
50
Blitze
45
Niederschlag
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Mai
Juni
Juli
August
September
Abbildung 6.9.: Saulendiagramm des prozentualen Anteils von monatlichen konvektiven Nie-
derschlagssummen und monatlicher Blitzanzahl an der Gesamtsumme beider Gro en uber die
Monate Mai-September des Jahres 1994.
Anhang C
Logarithmisch sowie linear skalierte Streudiagramme der Summen von Mai bis September
von konvektivem Niederschlag und Bliztdichte der Jahre 1992 bis 1994 im Schwarzwald
und im Alpenvorland. Die Werte der linear skalierten Streudiagramme sind mit der An-
zahl der sie stutzenden Gewittertage gefarbt. Die eingezeichnete Linie stellt die berechnete
Regressionsgerade nach der Methode der kleinsten Quadrate dar. Blitzdichten und kon-
vektiver Niederschlag wurden mit der Stations-Methode ermittelt. Die Zellgro e betrug
10 km x 10 km.
87
Anhang C
0
88
4
8
12
16
20
24
28
Anzahl der Gewittertage
Abbildung 6.10.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der kon-
vektiven Niederschlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1992 im
Schwarzwald. Die eingezeichnete Linie stellt die berechnete Regressionsgerade nach der Metho-
de der kleinsten Quadrate dar. Die Werte des linear skalierten Streudiagrammes sind mit der
mittleren Anzahl der sie stutzenden Gewittertage gefarbt.
Anhang C
0
89
4
8
12
16
20
24
28
Anzahl der Gewittertage
Abbildung 6.11.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der kon-
vektiven Niederschlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1993 im
Schwarzwald.
Anhang C
0
90
4
8
12
16
20
24
28
Anzahl der Gewittertage
Abbildung 6.12.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der kon-
vektiven Niederschlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1994 im
Schwarzwald.
Anhang C
0
91
4
8
12
16
20
24
28
Anzahl der Gewittertage
Abbildung 6.13.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der kon-
vektiven Niederschlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1992 im
Alpenvorland.
Anhang C
0
92
4
8
12
16
20
24
28
Anzahl der Gewittertage
Abbildung 6.14.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der kon-
vektiven Niederschlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1993 im
Alpenvorland.
Anhang C
0
93
4
8
12
16
20
24
28
Anzahl der Gewittertage
Abbildung 6.15.: Linear (oben) und logarithmisch (unten) skalierte Streudiagramme der kon-
vektiven Niederschlagssummen und Blitzdichten von Mai bis September des Jahres 1994 im
Alpenvorland.
Anhang D
Raumliche Verteilung der rain yields von Mai bis September in Suddeutschland der Jahre
1992 bis 1994.
0.9 5
10
15
20
25
30
35
40
45
Rain yield * 107 in kg/102 km2/Tag
Abbildung 6.16.: Raumliche Verteilung der rain yields von Mai bis September in Suddeutschland
fur das Jahr 1992.
94
Anhang D
0.9 5
95
10
15
20
25
30
35
40
45
Rain yield * 107 in kg/102 km2/Tag
Abbildung 6.17.: Raumliche Verteilung der rain yields von Mai bis September in Suddeutschland
fur das Jahr 1993.
0.9 5
10
15
20
25
30
35
40
45
Rain yield * 107 in kg/102 km2/Tag
Abbildung 6.18.: Raumliche Verteilung der rain yields von Mai bis September in Suddeutschland
fur das Jahr 1994.
Literaturverzeichnis
Baringhaus, L., 2000: Personliche Mitteilungen. | Institut fur Mathematische Sto-
chastik, Hannover.
Battan, L., 1965: Some factors governing precipitation and lightning from convective
clouds. | Journal of Atmospheric Science, 22, S. 79{84.
Bent, R., W. Lyons, 1984: Theoretical evaluations and initial operational experi-
ences of LPATS (lightning position and tracking system) to monitor lightning ground
strikes using a time-of-arrival (TOA) technique. | In: VII International Conference on
Atmospheric Electricity, 3-8 Juni, Albany, N.Y., S. 317{328.
Berger, K., 1975: Development and properties of positive lightning ashes at Mount
S. Salvatore with a short view on the problem of aviation protection. | Prasentiert auf:
Conference on Lightning and Static Electricity, 14-17 April, Abingdon, Enland.
Berger, K., 1977: The earth ash. In: Lightning, Vol. 1: Physics of Lightning. | R.H.
Golde, ed., Academic Press, San Diego, S. 119{190.
Bluestein, H., 1993: Synoptic- Dynamic Meteorology in Midlatitudes. | Oxford Uni-
versity Press, New York, Vol.2, 594 S.
Bronstein, I., K. Semendjajew, 1991: Taschenbuch der Mathematik. | B.G. Teub-
ner Verlagsgesellschaft, Stuttgart Leibzig und Verlag Nauka, Moskau, 824 S.
Buchler, D., P. Wright, S. Goodman, 1990: Lightning/rainfall relationships du-
ring COHMEX. | In: Preprints of 16th Conference on Severe Local Storms, American
Meteorological Society, S. 710{714.
Cheze, J.-L., H. Sauvageot, 1997: Area-average rainfall and lightning activity. |
Journal of Geophysical Research, 102, S. 1707{1715.
Crabb, J., J. Latham, 1974: Corona from colliding drops as a possible mechanism
for the triggering of lightning. | Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society,
100, S. 191{202.
Deutsche Forschungsgemeinschaft, 1978: Hydrologischer Atlas der Bundserepublik
Deutschland. | Harald Boldt Verlag, Boppard, 71 S.
Deutscher Wetterdienst, 1987: Leitfaden fur die Ausbildung im deutschen Wetter-
dienst - Allgemeine Meteorologie. | Selbstverlag des DWD, O enbach/Main, 181 S.
96
Literaturverzeichnis
97
Dinger, J., R. Gunn, 1946: Electrical e ects associated with a change of state of
water. | Terrestrial Magnetism and Atmospheric Electricity, 51, S. 477{494.
Dong, Y., J. Hallett, 1992: Charge separation by ice and water drops during growth
and evaporation. | Journal of Geophysical Research, 97, S. 20361{20371.
Efron, B., R. Tibshirani, 1993: An Introduction on the Bootstrap. | Chapman &
Hall, London, 436 S.
Findeisen, W., 1940: Uber die Entstehung der Gewitterelektrizitat. | Meteorologische
Zeitschrift, 57, S. 201{215.
Finke, U., 2000: Personliche Mitteilungen. | Institut fur Meteorologie und Klimato-
logie, Hannover.
Finke, U., T. Hauf, 1996: The characteristics of lightning occurance in Southern
Germany. | Beitrage zur Physik der Atmosphare, 69, S. 361{374.
Flohn, H., 1954: Witterung und Klima in Mitteleuropa. | Forschungen zur deutschen
Landeskunde, S. Hirzel Verlag, Stuttgart, 214 S.
Gri ths, R., J. Latham, 1973: Electrical corona from ice hydrometeors. | Quarterly
Journal of the Royal Meteorological Society, 100, S. 163{180.
Hagen, M., B. Bratenschlager, U. Finke, 1999: Motion characteristics of thunder-
storms in southern Germany. | Meteorological Applications, 6, S. 227{239.
Holle, R., A. Watson, R. Lopez, D. MacGroman, R. Ortiz, W. Otto, 1994:
The life cycle of lightning and severe weather in a 3-4 June 1985 PRE-STORM mesoscale
convective system. | Monthly Weather Review, 122, S. 1798{1808.
Holton, J. R., 1992: An Introduction to Dynamic Meteorology. | International Geo-
physics Series, Acadamic Press, London, third edition, 511 S.
Houze, J., R.A., 1993: Cloud Dynamics. | International Geophysics Series, Acadamic
Press, London, 573 S.
Houze, J., R.A., W. Schmid, R. Fovell, H. Schiesser, 1993: Hailstorms in Swit-
zerland: left movers, right movers, and false hooks. | Monthly Weather Review, 121, S.
3345{3370.
Kikuchi, K., 1965: On the positive electri cation of snow chrystals in the process of
their melting. | Journal of the Meteorological Society of Japan,III,IV, 43, S. 343{350,
S. 351{358.
Kinzer, G., 1974: Cloud-to-ground lightning versus radar re ectivity in Oklahoma
thunderstorms. | Journal of Atmospheric Science, 31, S. 787{799.
Loeb, L., 1965: Electrical Coronas. Their Basic Physical Mechanisms. | University
of California Press, Berkeley, 694 S.
Literaturverzeichnis
98
MacGorman, D., W. Rust, 1998: The Electrical Nature of Storms. | Oxford Uni-
versity Press, New York, 422 S.
Molinie, G., S. Soula, S. Chauzy, 1999: Cloud-to-ground lightning activity and
radar obeservations of storms in the Pyrenees range area. | Quaterly Journal of the
Royal Meteorological Society, 125, S. 3103{3122.
Petersen, W., S. Rutledge, 1998: On the relationship between cloud-to-ground light-
ning and convective rainfall. | Journal of Geophysical Research, 103, S. 14025{14040.
Piepgrass, M. V., E. Krider, 1982: Lightning and surface rainfall during Florida
thunderstorms. | Journal of Geophysical Research, 87, S. 11193{11201.
Prentice, S., D. Mackerras, 1977: The ratio of cloud-to-ground lightning ashes in
thunderstorms. | Journal of Applied Meteorology, 16, S. 545{550.
Reap, R., D. MacGorman, 1989: Cloud-to-ground lightning: Climatological charac-
teristics and relationships to model elds, radar observations, and severe local storms.
| Monthly Weather Review, 117, S. 518{535.
Reynolds, S., M. Brook, M. Gourley, 1957: Thunderstorm charge separation. |
Journal of Meteorology, 14, S. 426{436.
Rutledge, S., D. MacGorman, 1988: Cloud-to-ground lightning activity in the 10-11
June 1985 mesoscale convective system Observed during the Oklahoma-Kansas PRE-
STORM project. | Monthly Weather Review, 116, S. 1393{1408.
Sartor, D., 1954: A laboratory investigation of collision e ciencies, coalescence and
electrical charging of simulated cloud droplets. | Journal of Meteorology, 11, S. 91{103.
Schiesser, H., J. Houze, R.A., H. Huntrieser, 1995: The mesoscale structure of
severe precipitation systems in Switzerland. | Monthly Weather Review, 123, S. 2070{
2097.
Schutte, T., E. Pisler, D. Filipovic, S. Israelsson, 1987: Acceptance of lightning
detectors and localization systems under di erent damping conditions. | Journal of
Atmospheric and Oceanic Technology, 4, S. 401{410.
Sevruk, B., 1981: Methodische Untersuchungen des systematischen Me fehlers der
Hellmann-Regenmesser im Sommerhalbjahr in der Schweiz. | Mitteilungen der Ver-
suchsanstalt fur Wasserbau, Hydrologie und Glaziologie, Nr. 52, Zurich, 296 S.
Sheridan, S., J. Gri ths, R. Orville, 1997: Warm season cloud-to-ground lightning-
precipitation relationships in the South-Central United States. | Weather and Foreca-
sting, 12, S. 449{458.
Stolzenberg, M., W. Rust, T. Marshall, 1998b: Electrical structure in thunder-
storms convective regions 3. Synthesis. | Journal of Geophysical Research, 103, S.
14097{14108.
Literaturverzeichnis
99
Stolzenberg, M., W. Rust, B. Smull, T. Marshall, 1998a: Electrical structure
in thunderstorms convective regions 1. Mesoscale convective Systems. | Journal of
Geophysical Research, 103, S. 14059{14078.
Sumner, G., 1988: Precipitation, Process and Analysis. | John Wiley & Sons, Chi-
chester, 455 S.
Takahashi, T., 1978: Riming electri cation as a charge generation mechanism in thun-
derstorms. | Journal of Atmospheric Science, 35, S. 1536{1548.
Tapia, A., J. Smith, M. Dixon, 1998: Estimation of convective rainfall from lightning
observations. | Journal of Applied Meteorology, 37, S. 1497{1509.
Uman, M., 1987: The Lightning Discharge. | International Geophysics Series, Aca-
demic Press, 377 S.
Watson, A., R. Lopez, R. Holle, 1994: Diurnal cloud-to-ground lightning patterns in
Arizona during the southwest monsoon. | Monthly Weather Review, 122, S. 1726{1739.
Williams, E., S. Rutledge, S. Geotis, N. Renno, E. Rasmussen, T. Rickenbach,
1992: A radar and electrical study of tropical hot towers. | Journal of Atmospheric
Science, 49, S. 1386{1395.
Williams, E., M. Weber, R. Orville, 1989: The relationship between lightning type
and convective state of thunderclouds. | Journal of Geophysical Research, 94, S. 13213{
13220.
Danksagung
An dieser Stelle mochte ich mich bei allen Personen bedanken, die mich bei der Anferti-
gung der vorliegenden Arbeit unterstutzt haben.
Herrn Prof. Dr. T. Hauf danke ich sehr fur sein stetes Interesse an dieser Arbeit und der
Forderung, die er mir bei ihrer Durchfuhrung in und au erhalb der Arbeitsgruppenbe-
sprechungen gewahrte.
Mein besonderer Dank gilt Herrn Dr. Ullrich Finke fur die engagierte Betreuung. Seine
Anregungen und Hilfestellungen zu jeglicher Art von Problemen waren fur das Gelingen
der vorliegenden Arbeit unverzichtbar.
Fur wertvolle Hinweise und die Diskussionsbereitschaft in Bezug auf die statistische Aus-
wertung von Daten bedanke ich mich bei Herrn Prof. Dr. L. Baringhaus.
Meinen Schreibtischnachbarn Susanne Stingl und Andreas Benkel danke ich fur die Hilfs-
bereitschaft bei allen Arten von Problemen und fur das Korrekturlesen dieser Arbeit.
Zum Schlu mochte ich meiner Arbeitsgruppe sowie Sonja Weinbrecht und Michael Theus-
ner fur ihre Unterstutzung in fachlicher sowie moralischer Hinsicht danken.
Erklarung
Hiermit erklare ich, da ich die vorliegende Diplomarbeit selbstandig angefertigt und alle
Hilfsmittel angegeben habe.
Hannover,
100