2 GRUNDLAGEN DER KLIMAUNTERSUCHUNG
2.1 Methoden der Klimabeschreibung
Unter dem Klima eines Ortes, einer Landschaft oder eines Landes werden alle meteorologischen Zustände und Vorgänge während eines längeren Zeitraumes verstanden. Der betrachtete Zeitabschnitt muß so lang sein, daß neben dem mittleren Zustand der Atmosphäre auch extreme Wetterereignisse erfaßt werden. Das Wetter an einem Ort, von dessen vielfältigen Elementen der Mensch vor allem die Temperatur, die Feuchte und die Windgeschwindigkeit der bodennahen Luftschicht, die Strahlungsintensität und -dauer sowie den Niederschlag wahrnimmt, wird hauptsächlich durch die herrschende Wetterlage bestimmt. Dementsprechend wird das Klima, also der mittlere Zustand der Atmosphäre, hauptsächlich durch die mittlere Häufigkeit der verschiedenen Wetterlagen geprägt. Neben diesen haben auch die Höhe über NN des betrachteten Ortes, seine Lage (in der Ebene, im Tal, am Hang) und seine Entfernung zum Meer einen Einfluß auf das Klima.
Mit der zunehmenden Überbauung und Versiegelung natürlicher Oberflächen kommen anthropogene zu den o.g. natürlichen Klimafaktoren. Wenn Ziegel, Zement, Glas und Asphalt an die Stelle von Feldern, Wiesen und Wäldern treten, dann verändern sich die aerodynamischen, thermischen und hydrologischen Prozesse in der atmosphärischen Grenzschicht. Deshalb unterscheiden sich die meteorologischen Eigenschaften der Luft innerhalb und oberhalb von Städten deutlich gegenüber dem Umland und es entsteht das sogenannte Stadtklima (CHANDLER, 1976).
Allein mit Worten läßt sich das Klima eines Raumes nur unvollständig beschreiben. Die in den Meßnetzen des Deutschen Wetterdienstes gewonnenen Meß- und Beobachtungsdaten müssen daher statistisch aufbereitet werden. Erst durch eine entsprechende Datenverdichtung in Form von Mittel- und Extremwerten, Häufigkeits- und Andauerstatistiken erhält man einen anschaulichen Überblick über die klimatischen Verhältnisse.
Bei der Beschreibung des Klimas muß man zwischen verschiedenen atmosphärischen Größenordnungen, sog. Scales, unterscheiden:
- Im Bereich des Macroscales, dessen charakteristische Größenordnung bei 105 bis 108 m liegt (OKE, 1978), spielt sich das "Wetter" ab. Er umfaßt Hoch- oder Tiefdruckgebiete, Fronten oder Hurricans.
- Im mesoscaligen Bereich mit einer Ausdehnung von 104 bis 2.105 m beeinflußen die Topographie, die Rauhigkeit, Albedo und Wärmekapazität der Erdoberfläche sowie die Evapotranspiration das Klima.
- Im lokalen Scale mit einer typischen Länge von 100 bis 1000 m werden die klimatischen Besonderheiten einzelner Stadtteile oder Anbaugebiete dargestellt.
Der Untersuchungsraum liegt im mesoscaligen Größenbereich. Das Klima wird hier ganz wesentlich von den unterschiedlichen Einflüssen, die Wasserflächen, landwirtschaflich genutzte Flächen und bebaute Flächen auf den Energiehaushalt und das bodennahe Windfeld haben, geprägt. Orographische Effekte sind im Untersuchungsraum nur von geringer Bedeutung.
2.2 Allgemeine Erläuterungen zu den wichtigsten Klimaparametern
2.2.1 Die atmosphärische Grenzschicht
Die atmosphärische Grenzschicht ist die unterste Luftschicht der Atmosphäre, in der aufgrund der Rauhigkeit der Erdoberfläche und der daraus resultierenden Reibung Windrichtungen und Windgeschwindigkeiten vorherrschen, die sich wesentlich von denen der Grundströmung in der freien Atmosphäre unterscheiden. Sie hat im Mittel eine Mächtigkeit von 500 bis 1000 m.
Die Prägung des Lokalklimas durch den Untergrund betrifft die atmosphärische Grenzschicht und hier vor allem die Luft unterhalb der ersten Inversion. Der Transport der durch ihren Untergrund geprägten bodennahen Luft in benachbarte Gebiete kann zum einen durch eine großräumige Grundströmung erfolgen, die bis in Bodennähe herabreicht. Ist diese Strömung nur schwach, so wird die lokal unterschiedlich temperierte Luft, gegebenenfalls verstärkt durch die Orographie, ein eigenes lokales Strömungssystem entwickeln. ROTH (1987) hat nachgewiesen, daß sich über der Norddeutschen Tiefebene regionale Windsysteme messen lassen, die völlig von der Grundströmung abgekoppelt sind und vom Nordrand der Mittelgebirge bis nach Schleswig reichen. Er weist aber auch darauf hin, daß die Meßnetze des Deutschen Wetterdienstes solche Phänomene nicht erfassen.
Die Temperatur eines Luftvolumens wird von seiner Energiebilanz bestimmt.
Die Energiebilanzgleichung für ein Luftvolumen lautet:
Q* + Qf = Qh +Qe + _Qs + _Qa
Q* : Nettostrahlungsflußdichte
Qf : Flußdichte anthropogen erzeugter Wärme
Qh : Flußdichte der turbulenten, fühlbaren Wärme
Qe : Flußdichte der turbulenten, latenten Wärme
_Qs : Nettowärmespeicherung
_Qa : Nettoadvektion latenter und fühlbarer Wärme
Sämtliche Größen haben die Dimension einer Leistung pro Fläche und werden in W/m² gemessen.
In Bodennähe können die verschiedenen Energieformen ineinander umgewandelt werden. Das Bezugsniveau für diesen Energieumsatz ist die aktive Oberfläche. Sie liegt bei dichter Bebauung in Dachhöhe, bei dichtem Bewuchs kurz unter der Obergrenze der Vegetation und in einem Gebiet, in dem die Abstände zwischen den einzelnen Gebäuden relativ groß sind, an der Erdoberfläche.
Der Nettostrahlungsfluß ist die Bilanz aus den lang- und kurzwelligen Strahlungsflüssen, die aus der Atmosphäre auf die Energieumsatzfläche einfallen, und dem reflektierten kurzwelligen Strahlungsfluß sowie der Wärmestrahlung, die von der Energieumsatzfläche in die Atmosphäre gerichtet sind. Die Flußdichte der lang- und kurzwelligen Einstrahlung wird vom Sonnenstand bestimmt. Sie weist damit einen ausgeprägten Jahres- und Tagesgang auf. Neben dem Sonnenstand hat der Bedeckungsgrad einen Einfluß auf die Ein- und Ausstrahlung: je größer der Anteil der Himmelsfläche, der mit Wolken bedeckt ist, desto kleiner sind die Ein- und Ausstrahlung.
Solange die lang- und kurzwellige Einstrahlung die Ausstrahlung überwiegt, wird der aktiven Oberfläche Energie zugeführt, die teils im Boden und den Gebäuden gespeichert, hauptsächlich aber an die Atmosphäre abgegeben wird. Die Lufttemperatur nimmt daher zu. Sie erreicht ihr Maximum, wenn die Nettostrahlung Null wird. Das ist am späten Nachmittag, aber noch vor Sonnenuntergang, der Fall. Danach wird der aktiven Oberfläche infolge des langwelligen Strahlungsdefizits Energie entzogen. Das geschieht zum einen auf Kosten der tagsüber gespeicherten Wärme und zum anderen zu Lasten der Atmosphäre: die Lufttemperatur fällt, und zwar solange, bis sich - kurz nach Sonnenaufgang - Ein- und Ausstrahlung wieder die Waage halten.
Die anthropogen erzeugte Wärme hat eine ihrer Ursachen in der Gebäudebeheizung und weist daher einen Jahresgang mit einem Minimum im Sommer und einem Maximum im Winter auf. Weitere Quellen sind der Kfz-Verkehr sowie zahlreiche Prozesse, insbesondere der industriellen Produktion, bei denen Abwärme entsteht. Typische mittlere Werte für den anthropogenen Wärmefluß liegen bei 20 W/m².
Die turbulenten Flüsse latenter und fühlbarer Wärme werden von den Gradienten der potentiellen Temperatur bzw. der spezifischen Feuchte angetrieben. Sie sind umso größer, je
- höher die Windgeschwindigkeit
- kleiner die Rauhigkeitslänge
- labiler die Schichtung.
Die Aufteilung des von der aktiven Oberfläche ausgehenden Wärmestroms in latente und fühlbare Anteile hängt stark davon ab, wieviel Wasser der Energieumsatzfläche zur Verdunstung zur Verfügung steht. Je mehr von der Energie, die der aktiven Oberfläche zugeführt wird, bei der Verdunstung verbraucht wird, desto weniger erwärmt sich die Luft (OKE, 1982). Nachts, wenn die Energiebilanz an der Oberfläche negativ ist, kann Kondensation an Stelle der Verdunstung treten. Dabei wird der Luft die Kondensationswärme zugeführt und die Abkühlung verringert sich (BULLRICH, 1982).
Die Nettowärmespeicherung hängt von der Beschaffenheit der Energieumsatzfläche ab. Bebaute und versiegelte Flächen weisen eine größere Energiespeicherung auf als Grünflächen. Das liegt sowohl an der fehlenden Verdunstung als auch an den Materialeigenschaften. Je größer die Wärmespeicherkapazität, desto weniger heizt sich tags die Energieumsatzfläche auf, desto weniger kühlt sie sich nachts aber auch ab.
Die Nettoadvektion latenter und fühlbarer Wärme beschreibt den Austausch von Luftmassen zwischen unterschiedlichen Flächen aufgrund der horizontalen Windgeschwindigkeit. Ihre Flußdichte bestimmt, wie sehr sich die Temperaturen innerhalb eines uneinheitlichen Gebiets unterscheiden. Größere Unterschiede können sich nur bei geringer Windgeschwindigkeit aufbauen.
Die Lufttemperatur weist einen ausgeprägten Tages- und Jahresgang auf, der an den Tages- und Jahresgang der Einstrahlung gekoppelt ist.
Unter Verdunstung wird der sich unterhalb des Siedepunktes vollziehende Übergang des Wassers in Wasserdampf verstanden. Die Verdunstung einer bewachsenen Bodenoberfläche wird als Evapotranspiration bezeichnet. Sie setzt sich zusammen aus der Evaporation, der Verdunstung von Wasserflächen oder nacktem Boden sowie dem an den Pflanzenteilen festgehaltenen Interzeptionsniederschlag und der Transpiration, der Verdunstung der Pflanzen. Die für die Verdunstung benötigte Energie wird aus dem Strahlungshaushalt, aus dem Wärmevorrat des Bodens, der Pflanzen und der umgebenden Luft entnommen.
Die Berechnung der Verdunstung im Unterelberaum wurde mit zwei unterschiedlichen Verfahren durchgeführt.
Für die Bestimmung der Verdunstung über Wasser (E) wurde die aerodynamische Bulk-Methode (BAM) angewandt:
(1)
cE = Austauschkoeffizient für Wasserdampf
r = Dichte der feuchten Luft (1,29 kg/m3)
qs = spez. Feuchte an der Wasseroberfläche
q = spez. Feuchte der Luft in Beobachtungshöhe
u = mittlere Windgeschwindigkeit in 10 m ü. Gr.
Der Austauschkoeffizient ist von der Stabilität der Schichtung und der Windgeschwindigkeit abhängig. Wie Feldexperimente und theoretische Arbeiten belegen, nimmt er mit zunehmender Stabilität der Schichtung ab und mit Instabilität zu. Über seine Variation gibt es eine Reihe von Angaben (vgl. BUNKER, 1976). In Anlehnung an HENNING (1988) wurden die Koeffizienten nach BUNKER, Tab. 4 in Abhängigkeit von Windgeschwindigkeitsstufen und Stabilitätsklassen, die nach der Differenz Luft- zu Wassertemperatur unterschieden werden, gewählt und um 10 % reduziert, da die Daten nicht Schiffsbeobachtungen entstammen. Diese Koeffizienten variieren überwiegend zwischen 1.10-3 und 2.10-3.
Die Berechnung der Verdunstung über Land wurde nach dem Haude-Verfahren vorgenommen. Das Haude-Verfahren ist ein empirisches Verfahren, mit dem die Verdunstung über das Sättigungsdefizit der Luft um 14.30 MEZ, also der Tageszeit mit der im allgemeinen stärksten Verdunstung, bestimmt wird.
(2)
ETP= potentielle Evapotranspiration (mm)
E = Sättigungsdampfdruck (14.30 MEZ) (hPa)
e = Dampfdruck (14.30 MEZ) (hPa)
a = empirischer monatlicher Pflanzenfaktor (mm/hPa)
Die Haudeformel liefert die maximal mögliche, die sogenannte potentielle Verdunstung, die bei den herrschenden meteorologischen Verhältnissen des Gebietes auftreten kann. Sie wird über einem Pflanzenbestand nur dann erreicht, wenn die Pflanzen über eine ausreichende Wasserversorgung (Bodenfeuchte mindestens 50 % n.K. (nutzbarer Kapazität)) verfügen. Besteht keine ausreichende Wasserversorgung, so schließen die Pflanzen zum Schutz gegen Austrocknung ganz oder teilweise die Stomata, wodurch die aktuelle Verdunstung dann unter dem Wert der potentiellen Verdunstung bleibt. Vergleiche von HINRICHS und KRAUS (1991) im Ostholsteinischen Hügel- und Seenland mit der Energiebilanz-Methode nach Sverdrup zeigten, daß in Durchschnittsjahren gute Übereinstimmungen zwischen beiden Verfahren bestehen.
2.2.3.1 Berechnung von Wärmeströmen
Mit der aerodynamischen Bulk-Methode wird auch der Strom der fühlbaren (sensiblen) Wärme berechnet.
(3)
r = Dichte der feuchten Luft (1,29
kg/m-3)
cH = Austauschkoeffizient für sensible Wäre (1.3 .
10-3)
cp = spezifische Wärme von Luft bei konstantem Druck
(1005 J/kg K)
ts = Wassertemperatur (°C)
tL = Lufttemperatur (°C)
u = Windgeschwindigkeit (m/s)
Der Strom der fühlbaren Wärme ist positiv, wenn er nach oben gerichtet ist, d.h. wenn Wärme vom Wasser an die Luft abgegeben wird und negativ, wenn er abwärts gerichtet ist. Seine Größe ist stark vom vertikalen Temperaturgefälle abhängig.
In der freien Atmosphäre werden Windrichtung und -geschwindigkeit durch das Druckfeld und die Erdrotation bestimmt. Hier halten sich die Druckgradientkraft, die durch die horizontalen Druckunterschiede entsteht und, senkrecht zu den Isobaren, vom hohen zum tiefen Druck gerichtet ist, und die Coriolis-Kraft, die "ablenkende Kraft der Erdrotation", die Waage. Dadurch weht der (geostrophische) Wind parallel zu den Isobaren. Seine Geschwindigkeit ist umso größer, je stärker sich der Druck in horizontaler Richtung ändert.
Im Einflußbereich des Erdbodens, der atmosphärischen Grenzschicht, wird eine Kraft wirksam, die in der freien Atmosphäre keinen Einfluß auf den Wind nimmt: die Reibung. Infolge der Reibung vermindert sich die Windgeschwindigkeit und der Wind ändert seine Richtung: er dreht zurück (d.h. gegen den Uhrzeigersinn). Der Einfluß der Reibung ist direkt über dem Erdboden am größten: die Windgeschwindigkeit nimmt dort in guter Näherung logarithmisch mit der Höhe zu:
u(z) = ur/k . ln((z-d)/zo)
u(z) : Windgeschwindigkeit in der Höhe z in m/s
ur : Reibungsgeschwindigkeit in m/s, diese Größe ist
höhenkonstant
k : von Karman Konstante (k = 0,41)
z : Höhe über dem Erdboden in m
d : Verdrängungshöhe in m
zo : Rauhigkeitslänge in m
Der Einfluß der Reibung auf die Windgeschwindigkeit läßt sich also durch die Verdrängungshöhe und die Rauhigkeitslänge, zwei den Boden charakterisierende, empirische Parameter, beschreiben. Die Rauhigkeit hängt von der Höhe der Hindernisse auf der Erde (Bebauung, Bewuchs) sowie ihrer Form und Verteilung ab. Einige Rauhigkeitslängen und Verdrängungshöhen sind in der folgenden Tabelle (nach OKE, 1978, S. 48 und 263) angegeben:
| Rauhigkeitselement zo in m | d in m |
| Wasser, unbewegt * 0.1 bis 10.10-5 | -- |
| Erde, unbewachsen 0.001 bis 0.01 | -- |
| Gras, bis 10 cm hoch 0.003 bis 0.01 | <= 0.66 |
| bebaute Felder 0.04 bis 0.2 | <= 3 |
| Wälder 1 bis 6 | <= 20 |
| Gebäude 0.7 bis 10 | -- |
*: Die Rauhigkeitslänge über Wasser hängt von der Windgeschwindigkeit ab und ist umso größer, je höher die Windgeschwindigkeit ist.
Auch der Winkel zwischen den Richtungen des Boden- und des geostrophischen Windes ist umso größer, je rauher der Erdboden ist. Er liegt in mittleren Breiten über Land normalerweise bei 30° bis 45°, über sehr rauhen Flächen aber bei 35° bis 50° (HALTINER und MARTIN, 1957, S. 235).
Das bodennahe Windfeld weicht also umso stärker von der ungestörten Höhenströmung ab, je dichter die Erdoberfläche bebaut ist. Nach LANDSBERG (1956) und KRATZER(1956) beträgt die Abnahme der Windgeschwindigkeit in der Stadt gegenüber freiem Gelände in 10 m Höhe (Meßhöhe) 20 % bis 30 %.
Es kann aber auch vorkommen, daß die Windgeschwindigkeit in der Stadt höher ist als über freiem Gelände. Das passiert, wenn der Wind durch hohe Gebäude oder Straßenschluchten beschleunigt wird (OKE,1978, S. 262).
Die Windgeschwindigkeit weist einen mittleren Tagesgang mit einem flachen Maximum in den Mittags- und Nachmittagsstunden auf. In dieser Zeit ist die bodennahe Luft labil geschichtet und deshalb der aerodynamische Widerstand geringer als in den anderen Stunden des Tages. Der mittlere Jahresgang der Windgeschwindigkeit hat ein Maximum im Frühjahr und im Herbst, im Spätsommer und im Winter werden die geringsten Windgeschwindigkeiten beobachtet. Dieser Jahresgang wird von der häufigsten Abfolge der Wetterlagen bestimmt.
Die Richtung des geostrophischen Windes hat keinen Tagesgang. Für den bodennahen Wind gilt dasselbe, wenn dieser lediglich durch die erhöhte Rauhigkeit am Boden modifiziert wird. Kommen topographische Einflußfaktoren hinzu, dann können sich bei autochthonen Wetterlagen tagesperiodische Schwankungen der Windrichtung einstellen: infolge unterschiedlich schneller Aufheizung und Abkühlung benachbarter Flächen (Land <-> See, Stadt <-> Land, Wald <-> Freifläche) entstehen horizontale Temperaturunterschiede, die durch Luftströmungen von den kälteren zu den wärmeren Flächen ausgeglichen werden. So entstehen Land-See-Winde (siehe 2.3.2), Flurwinde und auch Kaltluftabflüsse von geneigten Flächen, bei denen die Geschwindigkeit der Ausgleichsströmung durch die Schwerkraft noch erhöht wird.
Durch Verdunstung und Transpiration (Evapotranspiration) gelangt Wasserdampf von offenen Wasserflächen, unbewachsenen und bewachsenen Flächen in die Atmosphäre. Thermische und mechanische Konvektionsvorgänge transportieren ihn in größere Höhen. Dabei kühlt er ab und kondensiert zu Tropfen oder Eiskristallen. Für diesen Kondensationsvorgang sind Kondensationskerne nötig. Unter entsprechenden Bedingungen werden die Wolkentropfen oder Kristalle so groß, daß sie nicht länger in der Wolke suspendiert bleiben: sie fallen als Niederschlag aus. Niederschlag kann sich durch Kondensation und Sublimation auch direkt an Oberflächen absetzen (Tau, Reif), außerdem kommt es zur Benetzung von Oberflächen, wenn sich diese in Wolken oder Nebel befinden. Von diesen unterschiedlichen Niederschlagsformen wird nur der fallende Niederschlag bei den Messungen erfaßt.
Niederschlag wird in 1 m über Grund gemessen und in Millimetern angegeben. Eine Niederschlagshöhe von 1 mm entspricht einer Niederschlagsspende von 1 Liter pro Quadratmeter.
Die räumliche Niederschlagsverteilung wird im wesentlichen durch die allgemeine atmosphärische Zirkulation, die Nähe zum Meer und die Orographie bestimmt. Mit zunehmender Seehöhe nehmen die Niederschläge allgemein zu, wobei im Anströmungsbereich der orographischen Hindernisse durch erzwungene Konvektion (Aufsteigen von Luft) höhere Niederschläge fallen als auf der Leeseite.
Feuchte Luft besteht aus trockener Luft und Wasserdampf. Der Wasserdampf verhält sich in der Atmosphäre wie ein ideales Gas. Er gelangt durch Verdunstung und Transpiration von feuchten Oberflächen (insbesondere Vegetationsflächen und Gewässern) und durch die Wasserdampfemissionen der Industrie und der Haushalte, des Hausbrandes sowie des Verkehrs in die Atmosphäre.
Wieviel Wasser die Luft über einer feuchten Fläche aufnehmen kann, hängt von ihrem Wassergehalt, ihrer Temperatur sowie den Austauschverhältnissen ab: Wasser wird solange in die Atmosphäre transportiert, bis die Luft mit Wasserdampf gesättigt ist. Der Partialdruck des Wasserdampfes (auch Dampfdruck genannt) entspricht dann dem Sättigungsdampfdruck. Dieser ist eine Funktion der Temperatur: er ist umso höher, je höher die Lufttemperatur ist. Warme Luft kann deutlich mehr Wasserdampf aufnehmen als kalte. Wenn die Luft fast mit Wasserdampf gesättigt ist und genügend Kondensationskerne (z.B. Staubpartikel, Aerosole) vorhanden sind (das ist in der planetarischen Grenzschicht in der Regel der Fall), tritt Kondensation ein: es bilden sich Wolken oder Nebel.
Neben dem Dampfdruck sind weitere Feuchtemaße in Gebrauch: Die absolute Feuchte ist das Verhältnis der Wasserdampfmasse zum Volumen. Sie wird in g/m3 angegeben. Die spezifische Feuchte gibt hingegen das Massenverhältnis des Wasserdampfs zur gesamten feuchten Luft an. Die relative Luftfeuchte schließlich ist das Verhältnis des aktuellen Dampfdrucks zum Sättigungsdampfdruck. Sie beträgt für gesättigte Luft 100 %, liegt in der Regel aber unter diesem Wert. Erreicht die relative Feuchte 97 %, setzt Nebelbildung ein.
Da der Feuchtegehalt der Luft von ihrer Temperatur abhängt, hat die Feuchte einen Tages- und Jahresgang, der invers den entsprechenden Gängen der Lufttemperatur verläuft.
In der Meteorologie spricht man von Nebel, wenn die horizontale Sichtweite weniger als 1 km beträgt.
Im Untersuchungsraum treten Strahlungsnebel, Seenebel und Advektionsnebel auf.
Strahlungsnebel sind meist Bodennebel. Sie entstehen vorwiegend im Herbst in windschwachen, wolkenarmen Nächten. Durch die langwellige Ausstrahlung vom Erdboden kühlt sich in der Nacht die bodennahe Luftschicht ab. Bei Erreichen des Taupunkts setzt Kondensation und Nebelbildung ein. Strahlungsnebel entstehen umso eher, je feuchter die bodennahe Luftschicht am Abend ist. Häufig stellt sich zunächst der flache Wiesen- oder Bodennebel ein, der im weiteren Verlauf der Nacht an Höhe zunimmt.
Advektionsnebel entstehen, wenn feuchtwarme Luftmassen eine kalte Unterlage überströmen und abkühlen. Bei Wasserdampfsättigung tritt dann Nebel auf. Wegen der mit der Luftbewegung verbundenen Durchmischung der bodennahen Luftschicht erreicht der Advektionsnebel meist eine vertikale Mächtigkeit von mehreren hundert Metern.
Seenebel ist eine Nebelform, die auch Dampfnebel oder Flußrauch genannt wird. Sie tritt nur über Wasserflächen auf und wird bevorzugt in den Monaten September bis Februar beobachtet. Eine günstige Ausgangssituation für eine beständige Seenebelbildung ist eine Temperaturdifferenz zwischen der kälteren Luft und dem Wasser von mindestens 10 K (Temperaturen werden in der Meteorologie in °C angegeben, Temperaturdifferenzen hingegen in Kelvin (K)) und eine stabile Anfangsschichtung der Luft (Bodeninversion), in der unmittelbar über der wärmeren Wasseroberfläche eine instabile Grenzschicht entsteht. Darüber bleibt die stabile Sperrschicht erhalten. Seenebel kann zusammen mit Strahlungsnebel auftreten, das gemeinsame Auftreten dieser beiden Nebelformen wirkt der Auflösung des Strahlungsnebels entgegen.
Die Sättigung der Luft mit Wasserdampf ist nicht die einzige Voraussetzung für die Nebelbildung. Die Luft muß außerdem Kondensationskerne enthalten, an denen sich die Wassertropfen bilden können. Bei diesen Kondensationskernen handelt es sich sowohl um natürliche Bestandteile der Luft wie Seesalzaerosole oder Staubpartikel als auch um Luftverunreinigungen wie Rußpartikel oder Schwefelaerosole.
2.3 Aspekte des küstennahen Klimas
In Mitteleuropa herrscht ein gemäßigt maritimes Klima mit milden bis mäßig kalten Wintern und mäßig warmen Sommern. Mit einer überwiegend westlichen Strömung erfolgt die Hauptluftzufuhr vom Atlantischen Ozean her. Aufgrund der geringen Bodenrauhigkeit des Norddeutschen Flachlandes erfahren die das Gebiet überquerenden Tiefdruckgebiete und Frontensysteme keine wesentliche Modifikation und die Geschwindigkeit des Bodenwindes ist relativ hoch.
"Für die Deutsche Nordseeküste hat SCHMIDT die Variation der Windgeschwindigkeit (10 Minuten-Mittel) und der Böigkeit im Küstenbereich und angrenzendem Binnenland empirisch untersucht (DUENSING et.al., 1985). Auffällig ist die recht stetige Abnahme der Windgeschwindigkeit binnenwärts. Die Analyse weist aber auch auf deutliche orographische Eigenheiten hin, wobei u.a. in den breiten Flußtälern höhere Geschwindigkeiten gefunden werden. Für diese Variation spielt neben dem eigentlichen Rauhigkeitssprung noch mit, daß sich binnenwärts mit dem Charakter der Landschaft die Rauhigkeit ändert und daß die Geest etwas höher liegt." (Zitiert nach HASSE, 1987). Die Abb.1 zeigt die regionale Verteilung des mittleren Jahresmittels der Windgeschwindigkeit in Norddeutschland und die Abb. 2 die Ergebnisse von SCHMIDT.
Die Orographie im Untersuchungsraum hat außerdem einen Einfluß auf die Niederschlagsverteilung (siehe Kap. 4.4).
Daneben stellen Untergrund und Vegetationsdecke Wirkungsfaktoren dar, die das Klima der bodennahen Luftschicht beeinflussen. Sie wirken sich besonders bei windschwachen Hochdrucklagen (autochthone Witterung) prägend aus.
Das Untersuchungsgebiet ist klimatisch durch eine gegenseitige Beeinflussung von Luft, Meer und Land geprägt, die sich in den meteorologischen Elementen widerspiegelt.
Die Temperaturverhältnisse der bodennahen Luftschicht werden durch den Wärmeumsatz am Untergrund bestimmt. Dieser ist von den Strahlungsverhältnissen und damit von der Jahreszeit und der Wetterlage sowie von der Beschaffenheit des Untergrundes (Wasser, Boden, Vegetation) abhängig.
Die auf dem Untergrund ankommende Sonnen- oder Globalstrahlung wird zum einen reflektiert, zum anderen absorbiert und dabei in Wärmeenergie überführt. Das Verhältnis von reflektierter zu einkommender Strahlung, die Albedo, ist bei Wasserflächen - sofern die Sonne nicht gerade sehr niedrig steht - mit weniger als 10 % im Mittel wesentlich geringer als bei den meisten Landflächen. Bei Gras beträgt sie 10 - 20 %, bei nassem Sand 20 - 30 % und bei trockenem Sand sogar 35 - 45 %. Damit wird von Wasserflächen ein erheblich größerer Teil (ca. 68 %) der Sonnenenergie absorbiert als von Landflächen (ca. 34 %).
Dem Energiegewinn durch die kurzwellige Globalstrahlung steht ein Energieverlust aufgrund der langwelligen Ausstrahlung der Unterlage entgegen.
Die Faktoren, die im wesentlichen die langwellige Ausstrahlung bestimmen, sind die Oberflächentemperatur, der Dampfdruck in Oberflächennähe und die Bewölkung. Auch sie weisen meist deutliche Unterschiede zwischen Land und Meer auf.
Wie aus Abb. 3 (nach HUPFER, 1983) zu ersehen ist, steigt die Differenz der Strahlungsströme, die sogenannte Strahlungsbilanz, im Küstenbereich deutlich vom Land zum Meer hin an. Dabei ist sie nach Abb. 4 in den Sommermonaten über dem Meer größer als über dem Land, in den Wintermonaten dagegen kleiner.
Die durch die Strahlungsbilanz bestimmte Energie wird als fühlbare Wärme an Luft und Untergrund abgegeben und für Verdunstungsvorgänge aufgebraucht. Die Schicht, in der sich die Energieumsätze vollziehen, wird als aktive Oberfläche bezeichnet. Bei unbewachsenen Böden ist sie die Bodenoberfläche selbst, bei bewachsenen Oberflächen liegt sie an der Obergrenze des Bestandes. Der Wärmeaustausch mit tieferen Bodenschichten erfolgt durch molekulare Wärmeleitung, die von der Beschaffenheit des Bodens abhängig ist. Die Eindringtiefe der Tagesschwankung beträgt ca. 25 cm.
Bei Wasser erfolgt die Absorption in einer Schicht, die vom Trübungsgrad des Wassers abhängig ist. Durch die - im Gegensatz zur molekularen Wärmeleitung sehr wirksame - turbulente Vermischung des Wassers wird die absorbierte Wärme auf ein großes Volumen verteilt. Da die Wärmekapazität von Wasser (spez. Wärme 4 200 J kg-1K-1) 3 - 4 mal größer ist als von Land (800 bis 1 300 J kg-1K-1), bewirkt der Wärmegewinn bei Wasser 3 - 4 mal kleinere Temperaturerhöhungen als bei Landmassen. Damit ist selbst bei starker Einstrahlung die Erwärmung des Wassers relativ gering, bei nacktem Boden hoch. Bei nächtlicher Ausstrahlung kühlt sich dagegen das Land stärker ab als das Wasser.
Dieses unterschiedliche Verhalten hat zur Folge, daß bei gleichen Strahlungsbedingungen die Jahres- und Tagesgänge der Lufttemperatur über Gewässern, die wenigstens ein paar Meter tief sind, sehr viel ausgeglichener sind als über Land.
Andererseits können sich bei windschwachem Strahlungswetter aufgrund großer thermischer Unterschiede Luftdruckgegensätze zwischen Land und Meer aufbauen, die eine Ausgleichszirkulation, die Land-See-Windzirkulation, bewirken (siehe 2.3.2).
Neben den thermischen Unterschieden gibt es dynamische Unterschiede, da die Landoberflächen höhere Rauhigkeiten aufweisen als Wasseroberflächen. Dadurch erfährt das Windfeld in der Übergangszone von Land zu Meer eine Modifikation. Bei auflandigem Wind kommt es zu einer Konvergenz der Luftströmung mit der Entwicklung von aufwärtsgerichteter Vertikalbewegung, bei ablandigem Wind zu Divergenz mit Absinkbewegungen.
Das bekannteste Beispiel für ein thermisch angetriebenes Windsystem ist der Land-See-Wind. Er entsteht aufgrund der Unterschiede bei der Energieumsetzung über Land und Wasser (siehe Abb. 3): Tags heizt sich die Grenzschicht über dem Land schneller auf als über dem Wasser. Die warme Bodenluft beginnt aufzusteigen und am Boden weht dann kühlere Luft von der See zum Land (Seewind). Nachts, wenn die bodennahe Luft über dem Land kälter ist als über dem Wasser, weht der Wind am Boden vom Land zum Wasser (Landwind) (OKE, 1978, S. 145, 146). Der Bodenwind ist immer von einem entgegengesetzten Höhenwind begleitet, das Land-See-Windsystem bildet also eine geschlossene Zirkulationszelle. Da tags infolge der Einstrahlung die Luft über dem Land labiler geschichtet ist als nachts über dem Wasser, ist die Reibung tags geringer. Dadurch sind die Geschwindigkeit und die Reichweite des Seewindes größer als die des Landwindes (ATKINSON, 1981, S. 138-150).
Das Land-See-Windsystem stellt sich vorzugsweise dann ein, wenn die Windgeschwindigkeit der atmosphärischen Grundströmung und der Bewölkung gering sind ("windschwaches Strahlungswetter"). ANTO (1977) hat anhand von Messungen auf Sylt allerdings festgestellt, daß sich an der Nordseeküste im Sommer auch bei bedecktem Himmel eine Land-Seewind-Zirkulation einstellt.
Ein Teil des Untersuchungsraumes gehört zur Stadt Hamburg. In diesem Teil werden die klimatischen Verhältnisse ganz erheblich von der Stadt beeinflußt und zwar umso mehr, je dichter die Bebauung ist. Deshalb soll im Folgenden kurz erläutert werden, wie Städte das Klima verändern.
Die auffälligsten Merkmale des Stadtklimas sind:
- Eine generelle Abnahme der horizontalen Windgeschwindigkeit, die durch die Erhöhung der Rauhigkeit hervorgerufen wird. Die komplexe Geometrie bebauter Flächen führt außerdem dazu, daß das Windfeld innerhalb der Stadt sowohl in zeitlicher als auch in räumlicher Hinsicht sehr starken Schwankungen unterworfen ist. So kann es infolge von Kanalisierungs- oder Düseneffekten zu sehr hohen Windgeschwindigkeiten am Boden kommen, im Windschatten der Gebäude und in Innenhöfen ergeben sich hingegen windstille Bereiche. Die Kanalisierungswirkung von Straßenzügen verändert zudem die Häufigkeitsverteilung der Windrichtung, denn sie bewirkt, daß der Wind vorwiegend in Richtung der Straßenzüge weht.
- Eine Erhöhung der Lufttemperatur, insbesondere der nächtlichen
Minimumtemperatur, die auf die Veränderung der
Energiebilanz (OKE, 1982) zurückzuführen ist. Da die
Oberflächen bebauter Gebiete (Straßen, Dächer, Wände)
kaum Wasser enthalten, wird von der Energie, die von der
Sonne eingestrahlt wird, ein größerer Anteil in fühlbare
Wärme umgesetzt, Wärme, die zum einen die Luft erwärmt
und zum anderen die Oberflächen selbst. Das führt tagsüber
dazu, daß sich die Luft im Bereich bebauter Flächen
genauso stark erwärmt wie im Umland, obwohl der
Strahlungsgenuß infolge der Horizontverengung (Schatten)
und der höheren Luftverschmutzung hier um bis zu 10 %
geringer ist als im Freiland (OKE, 1988). Nach
Sonnenuntergang geben die Oberflächen ihre tagsüber
gespeicherte Wärme an die Luft ab. Dadurch verzögert
und vermindert sich die Abkühlung der Luft. Die
Temperaturunterschiede zum Freiland hängen von der
Windgeschwindigkeit und damit von der horizontalen
Durchmischung der Luft ab. Bei geringer Luftbewegung können
sie nachts bis zu 12 Kelvin (Temperaturdifferenzen
werden, anders als Temperaturen, in Kelvin angegeben)
betragen (NACHBARSCHAFTSVERBAND STUTTGART, 1992), bei
Windgeschwindigkeiten von mehr als 4 m/s entwickeln
sich kaum Temperaturunterschiede (BORNSTEIN und JOHNSON,
1977, GEORGII, 1970).
Die Lufttemperatur wird umso mehr erhöht, je dichter die Bebauung und je höher der Versiegelungsgrad ist (BRÜNDL et.al., 1986). Das führt in der Nacht zu einer Zunahme der Lufttemperatur vom Stadtrand zur Stadtmitte. Man spricht deshalb von der städtischen Wärmeinsel.
- Eine Abnahme der relativen Feuchte, die im Sommer im Mittel bei 8 bis 10 % liegt, im Winter bei 2 % (HORBERT et.al., 1980, S. 270). Diese Abnahme ist an die Zunahme der Lufttemperatur gekoppelt. Betrachtet man ein absolutes Feuchtemaß wie den Dampfdruck, dann sind die zwischen Stadtgebiet und Umland auftretenden Differenzen überraschenderweise relativ klein (FIEDLER, 1979).
Infolge der höheren Bevölkerungsdichte in der Stadt erhöht sich hier auch die Emission von Schadgasen aus Hausbrand und Verkehr. Zudem befinden sich größere Industriegebiete meist in oder in der Nähe von Städten. Die Emissionen aus diesen drei Quellen in Verbindung mit der geringeren Windgeschwindigkeit führen dazu, daß die Konzentrationen von Aerosolen und Schadgasen in der atmosphärischen Grenzschicht über der Stadt höher sind als über dem Umland.