STADT UND GELÄNDEKLIMATOLOGIE -...

UNTERLAGEN ZUR VO:

STADT- UND GELÄNDEKLIMATOLOGIE

WS 2004/2005

Prof. Dr. Erich Mursch-Radlgruber

unter Mitarbeit von Mag. Katja Huber

Stadt- und Geländeklimatologie 2004/05 Prof. Mursch-Radlgruber 2

Department für Wasser-Atmosphäre-Umwelt Institut für Meteorologie

1 EINFÜHRUNG – GRUNDLAGEN .......................................................................................................... 4

1.1 DEFINITIONEN: WETTER – WITTERUNG – KLIMA...................................................................................... 4 1.2 GRÖßENORDNUNGEN (SCALES) VON KLIMABEREICHEN ........................................................................... 5 1.3 KLIMAELEMENTE UND KLIMAFAKTOREN .................................................................................................. 6 1.3.1 KLIMAELEMENTE:................................................................................................................................. 6 1.3.2 KLIMAFAKTOREN ................................................................................................................................. 6 1.4 DIE ATMOSPHÄRE DER ERDE.................................................................................................................. 7 1.4.1 ENTSTEHUNG...................................................................................................................................... 7 1.4.2 AUFBAU UND SCHICHTUNG DER ATMOSPHÄRE ...................................................................................... 7 1.4.3 ZUSAMMENSETZUNG DER ATMOSPHÄRE ............................................................................................... 8

2 PHYSIKALISCHE GRUNDLAGEN DER KLIMATOLOGIE................................................................. 10

2.1 STRAHLUNG......................................................................................................................................... 10 2.2 TEMPERATUR....................................................................................................................................... 14 2.3 FEUCHTE ............................................................................................................................................. 20 2.4 STABILITÄT IN DER ATMOSPHÄRE......................................................................................................... 23 2.4.1 VERTIKALE STABILITÄT IN TROCKENER UND FEUCHTER LUFT................................................................ 23 2.4.2 STABILITÄT IN DER PLANETARISCHEN GRENZSCHICHT.......................................................................... 25 2.5 WIND ................................................................................................................................................... 26

3 STRAHLUNGS- UND ENERGIEHAUSHALT DER ERDE .................................................................. 27

3.1 DER STRAHLUNGSHAUSHALT DER ERDE ............................................................................................... 27 3.2 GLASHAUSEFFEKT UND ATMOSPHÄRISCHES FENSTER ........................................................................... 28 3.3 ENERGIEHAUSHALT DER ERDOBERFLÄCHE ........................................................................................... 28

4 WASSERBILANZ UND ELEMENTE.................................................................................................... 31

4.1 WASSERHAUSHALTSGLEICHUNG UND KLIMATISCHE WASSERBILANZ ...................................................... 31

5 GELÄNDEKLIMA ................................................................................................................................. 33

5.1 EINFLUß DER GELÄNDEGESTALT (TOPOKLIMA)...................................................................................... 33 5.2 ZIRKULATIONSSYSTEME........................................................................................................................ 38 5.2.1 LAND-SEE-WINDZIRKULATION ............................................................................................................ 38 5.2.2 HANG- UND BERG– TAL- WINDSYSTEM .............................................................................................. 39 5.2.3 KALTLUFTENTWICKLUNG UND -LAGERUNG UND DEREN KONSEQUENZEN ............................................... 40 5.2.4 LUV-LEE-WINDSYSTEME.................................................................................................................... 47 5.2.5 STADT-UMLAND-WINDSYSTEM........................................................................................................... 47

6 DAS STADTKLIMA .............................................................................................................................. 48

6.1 DEFINITION STADTKLIMA ...................................................................................................................... 48



6.2 DIE STADTATMOSPHÄRE....................................................................................................................... 48 6.2.1 DIE ATMOSPHÄRISCHE GRENZSCHICHT IM FREILAND ........................................................................... 48 6.2.2 DIE ATMOSPHÄRISCHE GRENZSCHICHT IN DER STADT ......................................................................... 49 6.2.3 DER STRAHLUNGS- UND ENERGIEHAUSHALT DER STADTATMOSPHÄRE ................................................ 49 6.3 DIE STÄDTISCHE WÄRMEINSEL ............................................................................................................. 51 6.3.1 URSACHEN FÜR DIE AUSBILDUNG VON WÄRMEINSELN......................................................................... 52 6.3.2 TAGES- UND JAHRESGANG DER WÄRMEINSEL..................................................................................... 53 6.4 LUFTFEUCHTE UND NIEDERSCHLAG ...................................................................................................... 56 6.4.1 WASSERBILANZ UND LUFTFEUCHTE.................................................................................................... 56 6.4.2 NIEDERSCHLAG ................................................................................................................................. 57 6.5 DAS STÄDTISCHE WINDFELD................................................................................................................. 57 6.6 INNERSTÄDTISCHE GRÜN- UND WASSERFLÄCHEN ................................................................................. 59 6.7 WESENTLICHE UNTERSCHIEDE ZWISCHEN DER STADT UND IHREM UMLAND ............................................ 59 6.8 DER MENSCH UND DAS STADTKLIMA..................................................................................................... 60 6.8.1 HUMAN-BIOKLIMATISCHE BEWERTUNG................................................................................................ 60 6.8.2 MENSCH UND STRAHLUNG ................................................................................................................. 64 6.8.3 HITZESTRESS.................................................................................................................................... 64 6.8.4 WIRKUNG DER KÄLTE ........................................................................................................................ 66 6.9 STADT UND PLANUNG........................................................................................................................... 66 6.10 PLANUNG MIT DEM KLIMA ................................................................................................................... 67 6.10.1 ENERGIEBEWUSSTE BAULEITPLANUNG ............................................................................................. 70 6.10.2 EMPFEHLUNGEN FÜR DIE PLANUNG: ................................................................................................. 73 6.10.3 GÜNSTIGE SIEDLUNGS- UND BEBAUUNGSFORMEN ............................................................................ 75 6.11 BAUWERKSFORM ............................................................................................................................... 75 6.11.1 PLANUNGSBEZOGENE STADTKLIMAUNTERSUCHUNGEN...................................................................... 78

LITERATURVERZEICHNIS/ QUELLEN/ EMPFEHLUNGEN .................................................................... 79

BÜCHER:....................................................................................................................................................... 79 SKRIPVORLAGEN:.......................................................................................................................................... 80 INTERNETQUELLEN: ....................................................................................................................................... 80

ANHANG..................................................................................................................................................... 81

STRAHLUNGSGESETZE................................................................................................................................... 82 (1) LAMBERT'SCHES GESETZ: BEILAGE 2.1 ..................................................................................................... 82 (2) PLANCK'SCHES STRAHLUNGSGESETZ: DIE VON DER WELLENLÄNGE λ (M) UND DER ABSOLUTEN

KÖRPERTEMPERATUR T(K) ABHÄNGIGE ENERGIE DER SCHWARZKÖRPERSTRAHLUNG Eλ ................................. 82 (3) WIEN'SCHES VERSCHIEBUNGSGESETZ: WELLENLÄNGE DER MAXIMALEN AUSSTRAHLUNG EINES

SCHWARZKÖRPERS........................................................................................................................................ 82 (4) STEFAN-BOLTZMANN'SCHES GESETZ: GESAMTE AUSSTRAHLUNG EINES GRAUKÖRPERS ............................. 82 (5) KIRCHHOFF'SCHES GESETZ: EMISSIONSVERMÖGEN DES GRAUKÖRPERS, BEZOGEN AUF DEN

SCHWARZKÖRPER ......................................................................................................................................... 82 ENERGIEBILANZEN .................................................................................................................................. 83 HYDROSTATISCHE GRUNDGLEICHUNG UND BAROMETRISCHE HÖHENFORMEL .................................................. 84



1 EINFÜHRUNG – GRUNDLAGEN

1.1 Definitionen: Wetter – Witterung – Klima Wetter

Das Wetter ist der augenblickliche Zustand der Atmosphäre, der durch die Größe und das Zusammenwirken der meteorologischen Elemente gekennzeichnet wird. Wetter ist der Zustand der Atmosphäre zu einem bestimmten Zeitpunkt.

Witterung

Die Witterung bezeichnet den mittleren oder vorherrschenden Charakter des Wetterablaufes eines bestimmten Zeitraumes (Größe des Zeitraumes variabel: Tage - Monate), z.B. Hochdruckwetter – Schönwetterperiode oder zyklonales Wetter (Westwindwetter) - unbeständig

Klima

Vorbemerkungen:

Gibt es eine allgemein gültige Klimadefinition? Bisher konnte man sich noch zu keiner allgemein gültigen Festlegung des Klimabegriffs „durchringen“. Im Rahmen dieses Skripts kann natürlich nur eine kleine Auswahl der in der Literatur vorkommenden Definitionen des Begriffs „KLIMA“ gegeben werden. Für die Geographie besonders interessant sind die Definitionen von Humboldt und Blüthgen. Insbesondere die Humboldt’sche Fassung betont in blumiger Sprache den naturräumlichen Gesamtaspekt.

A. von HUMBOLDT (1817/1845):

„Der Ausdruck Klima bezeichnet in seinem allgemeinen Sinne alle Veränderungen in der Atmosphäre, die unsere Organe merklich affizieren: die Temperatur, die Feuchtigkeit, die Veränderungen des barometrischen Druckes, den ruhigen Luftzustand oder die Wirkung ungleichnamiger Winde, die Größe der elektrischen Spannung, die Reinheit der Atmosphäre oder ihre Vermengung mit mehr oder minder schädlichen gasförmigen Exhalationen, endlich den Grad habitueller Durchsichtigkeit und Heiterkeit des Himmels, welcher nicht bloß wichtig ist für die vermehrte Wärmestrahlung des Bodens, die organische Entwicklung der Gewächse und die Reifung der Früchte, sondern auch für die Gefühle und die ganze Seelenstimmung des Menschen.“

J. von HANN (1883):

"Unter Klima verstehen wir die Gesamtheit der meteorologischen Erscheinungen, die den mittleren Zustand der Atmosphäre an irgend einer Stelle der Erdoberflache kennzeichnen.“

W. KÖPPEN (1923):

„Unter Klima verstehen wir den mittleren Zustand und gewöhnlichen Verlauf der Witterung an einem gegebenen Orte. Eine doppelte Abstraktion ist es, die uns zum Begriff des Klimas führt, nämlich eine Zusammenfassung einerseits der einzelnen wechselnden Witterungen, andererseits der einzelnen meteorologischen Elemente zu einem Gesamtgebilde.“

J. BLÜTHGEN (1964):

„Das geographische Klima ist die für einen Ort, eine Landschaft oder einen größeren Raum typische Zusammenfassung der erdnahen und die Erdoberfläche beeinflussenden atmosphärischen Zustände und Witterungsvorgänge während eines längeren Zeitraumes in charakteristischer Verteilung der häufigsten, mittleren und extremen Werte.“

L. GATES (1977):


„Klima wird in drei verschiednen Kategorien definiert, nämlich Klimasystem, Klimazustand und Klimaänderung. Das Klimasystem besteht aus Atmosphäre, Hydrosphäre, Kryosphäre, Lithosphäre und Biosphäre. Jede dieser Komponenten besitzt ganz unterschiedliche Charakteristika und ist mit den anderen durch eine Vielzahl physikalischer Prozesse verknüpft. Ein Klimazustand wird durch die vollständige Beschreibung des statischen Zustandes des internen Klimasystems beschrieben, und zwar bezüglich eines festgelegten Zeitintervalls und in Zusammenhang mit der Beschreibung der Randbedingungen. Eine Klimaänderung ist die Differenz zweier Klimazustände der gleichen Art.“

1.2 Größenordnungen (Scales) von Klimabereichen

me

scal

e

Abbildung 1: Zeitliche und räumliche Scales der verschiedenen atmosphärischen Phänomene. Der schraffierte Abschnitt stellt den charakteristischen Bereich der Grenzschichteigenschaften dar (modifiziert

KML

D

ticti

Cha

ract

eris nach Smagorinsky, 1974).

Da die Übergänge zwischen den einzelnen Scales fließend sind, ist die Einteilung einigermaßen willkürlich, wird daher in verschiedenen Texten geringfügig voneinander abweichen. Vereinbarungsgemäß unterteilt man die atmosphärischen Phänomene folgendermaßen:

Abbildung 2 :Bildliche Darstellung der 4 häufig verwendeten Klimabegriffe (Yoshino 1975) M1 - M11: Mikroklimate L1 - L5: Lokalklimate S1 - S2:

Mesoklimate A1:

Makroklimate

limasphäre: horizontale Distanz Beispiel ikroscale 10-2 - 103m (1 cm-1 km) Wiesenoberfläche okal-(Topo-)scale 102 - 5x104 m (100 m-50 km) Tal/ Talhang

epartment für Wasser-Atmosphäre-Umwelt Institut für Meteorologie



Mesoscale 104 - 2x105 m (10 km-200 km) Seegebiet, Kalkalpen Makroscale 105 - 108m (100 km-100.000 km) Mitteleuropa

1.3 Klimaelemente und Klimafaktoren 1.3.1 Klimaelemente:

Die Klimaelemente sind primär meteorologische Größen, die durch Messung, z.B.:

Strahlung (Skalar) Temperatur (Skalar) Luftfeuchte (Skalar) Luftdruck (Skalar) Wind (Vektor, hat also einen Wert und eine Richtung) Niederschlag (Skalar)

durch Schätzung (z.B. Sichtweite) oder Phänomenbeobachtung (z.B. Bedeckungsgrad, Sonnenscheindauer, Gewitter) in der Atmosphäre zu bestimmen sind. Damit ist das Klima als solches messbar. Alle Vorgänge in der Atmosphäre lassen sich durch diese Größen beschreiben. Zu den Klimaelementen sind außerdem Kombinationen mehrerer Messgrößen (Klimagrößen) zu zählen (z.B. die Äquivalenttemperatur, die Informationen zu Temperatur und Feuchte liefert). Ebenfalls sehr gebräuchlich sind Indizes (Kontinentalitätsindex, Zonalindex). Der Unterschied zwischen Klimagrößen und Indexwerten liegt darin, dass erstere Messgrößen sind, d.h. sie gehen aus physikalischen Gesetzmäßigkeiten hervor, letztere sind eher aus willkürlichen praktischen Erwägungen zur weitergehenden Klimakennzeichnung entstanden. Eine dritte Art sind die Klimaparameter, die durch physikalische, bzw. mathematisch-statistische Transformation aus Klimagrößen hervorgehen (z.B. bodennahe global gemittelte Lufttemperatur). 1.3.2 Klimafaktoren Das Klima ist nicht überall auf der Erde gleich. Dies liegt daran, dass bestimmte Faktoren in verschiedenen Räumen unterschiedlich stark ausgeprägt sind. Diese Einflüsse, die ein Klima eines Ortes bestimmen, werden als Klimafaktoren bezeichnet. Sie bestimmen die Ausprägung der Klimaelemente.

Dazu gehören die astronomischen Faktoren:

Solares Lichtangebot (Länge von Tag und Nacht an einem Ort) Mittlerer solarer Einstrahlungswinkel, bzw. integrale Energieflussdichte (solares Energieangebot) Spektrale Charakteristika der solaren Strahlungsflussdichte (insbesondere UV-Anteil)

Zum Teil überschneidend mit den astronomischen sind die geographischen Klimafaktoren:

geographische Breite Höhe über dem Meeresspiegel die Lage zum Ozean, bzw. Land-Meer-Verteilung Topographie, Orographie, bzw. Relief Bodenbedeckung (Albedo) Mensch (!), u.a.


1.4 Die Atmosphäre der Erde 1.4.1 Entstehung

Die heutige Theorie über die Entstehung der Erdatmosphäre erklärt die Unterschiede zu den Atmosphären ihrer beiden Nachbarplaneten: Nachdem die Uratmosphäre (bestehend aus H, He, NH3= Ammoniak, CH4 =Methan und Edelgasen) in den Weltraum verdampfte, sorgte der Vulkanismus für eine neue Atmosphäre: diese war (so wie die heutigen Vulkangase) reich an CO2 und H20. Das gesamte H2O der Erde in fester, flüssiger und gasförmiger Form kann daraus erklärt werden. Der Unterschied zwischen den Atmosphären der Venus und der Erde entstand lediglich durch die unterschiedlichen Temperaturen (Venus war der Sonne näher): Auf der Erde wurde das reichlich vorhandene CO2 im Gestein gebunden, auf der Venus war dieser Vorgang durch die hohen Temperaturen unterbunden, das CO2 verblieb gasförmig, reicherte sich in der Atmosphäre an und verhinderte die langwellige Abstrahlung von der Oberfläche, die sich dadurch immer mehr bis auf gegenwärtig ca. 460°C aufheizte (man nennt dies den "Glashauseffekt", der im Kapitel über die Strahlung näher erklärt wird). Infolge der auf den drei Planeten - Venus, Erde, Mars - verschiedenen thermischen Verhältnissen ist auch H20 vorwiegend in einem der drei verschiedenen Aggregatzuständen vorhanden: auf dem Planeten Venus in dampfförmiger, auf der Erde in flüssiger und auf dem Mars in fester Phase. Nur unter den Temperaturverhältnissen auf der Erde ist Wasser zusätzlich auch in den beiden anderen Aggregatzuständen möglich. 1.4.2 Aufbau und Schichtung der Atmosphäre

Abbildung 3: Aufbau und Schichtung der Atmosphäre

Abbildung 3 bringt einen Überblick über die wichtigsten Eigenschaften und Vorgänge in der Atmosphäre. Die Atmosphäre erreicht eine Höhe von ca. 1000km und gliedert sich in verschiedene Stockwerke, deren Grenzen als Pausen bezeichnet werden. Die Troposphäre, in der ausschließlich das Wettergeschehen stattfindet, besitzt eine variable Höhe von 8km an den Polen bis zu 16km am Äquator. Die Lufttemperatur nimmt mit der Höhe kontinuierlich ab und erreicht an der Grenze zur Stratosphäre, der Tropopause, –60°C. Die Größe der vertikalen Temperaturänderung in der Troposphäre beträgt ca. 0,65 K je 100m Höhenänderung.



und Perlmutterwolken, sowie die chemischen und thermischen Schichten der Atmosphäre. Das primäre Studienobjekt der Meteorologie ist die Troposphäre. In ihr spielen sich die meisten wetterbildenden Prozesse ab. In der Ozonschicht wird Ozon durch photochemische Prozesse bei der Absorption der ultravioletten Sonnenstrahlung gebildet

In der Stratosphäre herrscht zwischen 10 und 30 km der Zustand der Isothermie, d.h. die Temperatur bleibt gleich. Die Ursache dafür ist die Ozonkonzentration: In dieser Schicht führen O2 und O3 zum Herausfiltern der für die Menschen, Tiere und Pflanzen schädlichen UV-Strahlung. Auf diese Problematik wird in Kap.11.2 vertieft eingegangen.

Oberhalb der Stratopause kommt es durch die abnehmende Luftdichte zum Temperaturrückgang. Über der Mesopause steigt die Temperatur durch die Absorption der kurzwelligen Sonnenstrahlung unter 200nm wieder an.

Das Gewicht der atmosphärischen Luftmasse wird als Luftdruck in Hektopascal (hPa) angegeben. Auf Meeresspiegelniveau beträgt der durchschnittliche Luftdruck 1013 hPa (Normaldruck). Mit zunehmender Höhe kommt es zu einer starken Abnahme des Luftdrucks.

Abbildung 4 bietet eine sehr klare und übersichtliche Zusammenstellung der vertikalen Untergliederung der Troposphäre mit den in der Literatur vorkommenden Bezeichnungen.

Unterste mm bis cm: laminare Unterschicht (aufgrund intensivem Reibungseinfluss praktisch keine Luftbewegung, interessant für mikroklimatische Fragestellungen)

Unterste ca. 2m: bodennahe Grenzschicht (starke vertikale Windgeschwindigkeitszunahme, bei hohen Windgeschwindigkeiten auch hohe Temperaturzunahme; 2m Höhe ist international festgelegte Messhöhe für alle Klimaelemente außer Wind, da dort der unmittelbare Erdoberflächeneinfluss an unmittelbarer Dominanz verloren hat; außerdem Lebensraum von Mensch, Tier und Großteil der Vegetation, klimageschichtliche Informationen stammen zum allergrößten Teil aus dieser Schicht) Unterste 50m: bodennahe Luftschicht (immer noch Erdoberflächeneinfluss von Bedeutung, wegen nachlassender Bodenreibung starke Windgeschw.zunahme mit der Höhe) Unterste ca. 0,5-2km: planetarische Grenzschicht, auch Reibungsschicht


Abbildung 4: Vertikalgliederung der Troposphäre (Schönwiese, 2003)

1.4.3 Zusammensetzung der Atmosphäre Die Luft besteht aus Gasen, die in ihrer prozentuellen Zusammensetzung innerhalb der Homosphäre in Tabelle 1 angeführt sind:



Tabelle 1: Chemische Zusammensetzung der Atmosphäre: Gas Volumsprozent % Stickstoff N2 78,09 Sauerstoff 2 20,95 Argon A 0,93 Kohlendioxid CO2- 0,03 (unterliegt Schwankungen) Neon Ne 0,0018 Helium He 0,0005 Krypton Kr 0,0001 Wasserstoff H2 0,00005 Ozon 3 0,00005 (unterliegt Schwankungen) Xenon Xe 0,000008 In der Heterosphäre sind die Gase nach ihrer Masse geschichtet, mit den leichtesten (H und He) am äußersten Rande der Atmosphäre. Von ihnen verliert die Erde ständig Atome in den Weltraum.


2 PHYSIKALISCHE GRUNDLAGEN DER KLIMATOLOGIE

2.1 Strahlung Die Energiezufuhr durch die Strahlung der Sonne, das Vorhandensein einer Atmosphäre and die Erdbahnelemente (v.a. die Ekliptik) sind die primären Ursachen des Wetters and des Klimas.

Die Sonnenstrahlungsintensität an der Obergrenze der Atmosphäre (auf eine zur Strahlungsrichtung normale Einheitsfläche) wird Solarkonstante genannt. Ihr Wert beträgt 1368 W/m². Die Höchstwerte, die an der Erdoberfläche registriert werden, sind jedoch infolge des Einfallswinkels der Strahlen und wegen der Absorption und Streuung auf dem Weg durch die Atmosphäre bedeutend geringer (z.B. Höchstwerte im Juni für Mitteleuropa: 800 W/m²).

Alle Strahlungsströme bezeichnet man als elektromagnetische Strahlung, die sich ihrer Wellenlänge (und damit in ihrer Qualität) und in ihrer Stärke (oder Quantität) unterscheiden. Die Kombination von Strahlungsqualität und -quantität nennt man das Spektrum.

Das elektromagnetische Spektrum beinhaltet sämtliche Wellenlängen, die elektromagnetische Wellen annehmen können. Abbildung 5: Das elektromagnetische Spektrum zeigt das elektromagnetische Spektrum.

Abbildung 5: Das elektromagnetische Spektrum

Abbildung 6: Kurz- und Langwelliges Spektrum mit Absorbtionsbanden der wichtigsten Klimagase



Folgende Wellenlängenbereiche werden unterschieden:

Kurzwelliger Wellenlängenbereich (0,2 - 3,0µm, Maximum bei 0.5µm):

Die Strahlung wird Solarstrahlung genannt, hier ist die Strahlungsquelle die Sonne mit 6000K (siehe Stefan-Boltzmann-Gesetz). Die Strahlung kann weiter unterteilt werden in UV-Strahlung (0,2-0,4µm), sichtbare Strahlung (0,4-0,7µm) und nahes Infrarot (0,7-3µm).

Thermaler oder langwelliger Wellenlängenbereich (3,0 - 100µm, Maximum bei 10µm): Hier ist die Strahlungsquelle die Erde mit ca. 287K, die Strahlung wird von der Erdoberfläche und der Atmosphäre (also der Erde als ganzes) emittiert.

Jeder Körper emittiert die gleiche Strahlungsenergie, die er absorbiert. Kann er bei einer bestimmten Wellenlänge nicht emittieren, kann er auch nicht absorbieren. Einen Körper, der bei allen Wellenlängen die maximal mögliche Strahlungsenergie emittiert, nennt man "Schwarzen Strahler".

Abbildung 7: Langwellige Strahlungsströme Die von einem Schwarzen Strahler abgestrahlte Energie steigt mit der vierten Potenz seiner absoluten Temperatur. Dies wird mit dem Stefan Boltzmann Gesetz beschrieben:

I = σ * T4 (σ = 5,6696*10-8 Wm² K-4 )

bzw.:

I = ε * σ * T4 mit einem geeigneten 0 < ε < 1

ε...Emissionskonstante

Streuung, Absorption, Reflexion Ein Vorgang, der von großer Bedeutung für das Leben auf der Erde ist, ist die Streuung. Ohne Streuung der Strahlung in der Atmosphäre könnte das Licht nur an jene Stellen gelangen, die von der direkten Sonnenstrahlung getroffen werden. Die an Molekülen der Atmosphäre von ihrer Bahn abgelenkte Sonnenstrahlung erreicht jedoch zum Teil, von allen Richtungen kommend, die Erdoberfläche. Die kurzen Wellen werden stärker gestreut, dadurch ist der Himmel blau. Bei Vorhandensein von Tröpfchen oder Eiskristallen und Luftverunreinigungen kann der Streuexponent von 4 -~ 2 -~ 1-~ 0 gehen, d.h.: die Streuung ist dann nicht mehr abhängig von der Wellenlänge und der Himmel bekommt bei starkem Aerosolgehalt eine weißliche Farbe.




Von Sonnen- und Himmelsstrahlung, die auf eine Fläche auffallen, kann nur soviel in Wärme umgewandelt werden, wie absorbiert wird. Absorption bedeutet die Erhöhung der Bewegungsenergie der Moleküle.

Messtechnisch ist es einfacher festzustellen, wie viel von der Strahlung reflektiert wird. Der Rest muss absorbiert worden sein.

Die Reflexion der Sonnen- und Himmelsstrahlung von natürlichen Oberflächen ist stark verschieden. So kann Neuschnee bis zu 90% der auftreffenden Strahlung zurückwerfen, tief schwarze Brandflächen (oder Humuserde) mitunter nur 3-5%. Im ersten Fall erzielen die 10% absorbierter Sonnenenergie fast keine, im letzten Fall die 95%-97% eine starke Erwärmung der Oberfläche.

Der Reflexionsfaktor (der Globalstrahlung), im Bereich der Sonnen- und Himmelsstrahlung "Albedo" genannt, wird in Prozent oder in Bruchteilen von 0 bis 1 angegeben. Eine Zusammenstellung der wichtigsten Albedowerte gibt Tabelle 2.

Tabelle 2: Mittlere Albedo verschiedener Oberflächen A. Water Surfaces a C. Natural Surfaces a

Winter- 0' latitude 6 Forest, coniferous 5-15 30' latitude 9 Tundra 15-20 60' latitude 21 Crops 15-25 Summer- 0' latitude 6 Desert 25-30 30' latitude 6 Savanna, dry season 25-30 60' latitude 7 Savanna, wet season 15-20 B. Bare Areas and Soils Chaparral 15-20 Snow, fresh fallen 75-95 Meadows, green 10-20 Snow, several days old 40-70 Forest, deciduous 10-20 Ice, sea 30-40 D. Clouds Sand dune, dry 35-45 Cumulunimbus 70-90 Sand dune, wet 20-30 Stratus 59-84 Soil, dark 5-15 Altostratus 39-59 Soil, moist gray 10-20 Cirrostratus 44-50 Soil, dry dark or gray 20-35 E. Human Skin Soil, dry light sand 25-45 Blond 43-45 Concrete, dry 17-27 Brunette 35 Road, black top 5-10 Dark 16-22

Erdbahnparameter

Neben der von der Sonne ausgehenden Strahlungsmenge spielen die Erdbahnelemente eine entscheidende Rolle, sowohl in Bezug auf die Intensität der auftreffenden Strahlung (Neigungswinkel) als auch die Dauer, die besonders im Licht- oder Photoklima deutlich wird.

Sie wird reguliert durch die Rotation der Erde and die Revolution (jährl. elliptische Bahn), wobei die Deklination eine große Rolle spielt.

Die Erdrotation:

Die Erde dreht sich in etwa 24 Stunden einmal um ihre eigene Achse. Damit durchläuft jeder Punkt auf der Erdoberfläche täglich einen Zyklus von sich verändernder Strahlungsintensität von der Sonne, da diese ihre Position zur Erde nicht verändert. Die Intensität der Einstrahlung ist vom Einfallswinkel abhängig, für dessen Bestimmung 2 Winkel von Bedeutung sind:

der Zenitwinkel: Winkel zwischen der Sonnenhöhe und der Senkrechten auf die Erdoberfläche


der Azimutwinkel: Abweichung der Strahlung von der Südrichtung

Die Erdrevolution und Ausrichtung der Erdachse:

Die Erde bewegt sich in ca. 365 Tagen auf einer Ellipsenbahn einmal um die Sonne. Die Bahn wird als Ekliptik bezeichnet. Die mittlere Geschwindigkeit der Erde beträgt 30 km/s (in Sonnennähe schneller, in Sonnenferne langsamer; Differenz ca. 1 km/s).

Die Drehachse der Erde um sich selbst steht nicht senkrecht auf der Ebene, die die Ellipse der Drehung der Erde um die Sonne bildet. Sie ist (z.Zt.) um 23,5° gegen diese Ebene geneigt. Dies hat zur Folge, dass zu unterschiedlichen Stadien des Umlaufs unterschiedliche Teile der Erde beleuchtet werden und es damit zur Ausprägung von Jahreszeiten kommt.

Durch die Exzentrizität der Erdbahn wird bedingt, dass sich die Erde einmal im Jahr

in großer Sonnennähe, dem Perihel (dzt. am 2. Januar), und einmal im Jahr in große Sonnenferne, dem Aphel (dzt. am 2. Juli) befindet (Präzession - 10.500 J.).


Abbildung 8 Die Drehung der Erde um die Sonne.

(http://www.geographie.ruhr-uni-bochum.de/agklima/vorlesung/index.html) Durch Erhaltung des Drehimpulses beim Umlauf der Erde um die Sonne, bewegt sich die Erde im Perihel etwas schneller als im Aphel (2. Kepplersches Gesetz), dadurch ist auf der Nordhalbkugel das "Sommerhalbjahr" mit 186 Tagen etwas länger als das Winterhalbjahr mit 179 Tagen.

Zusammenfassung Strahlung:

Die Erde erhält von der Sonne Energie in Form von Strahlung. Diese Strahlung ist zeitlich variabel und verteilt sich nicht gleichmäßig auf dem Globus. Gleichzeitig emittiert die Erde Strahlung mit der jeweiligen Temperatur der Oberfläche. Diese Emission ist in den Tropen am größten und an den Polen am geringsten.

Die Tropen sind Gebiete mit positiver Strahlungsbilanz, sie erhalten mehr Strahlung als sie emittieren. Die Pole sind Gebiete mit negativer Strahlungsbilanz, sie geben mehr Strahlung in den Weltraum ab, als sie erhalten.

Damit es nicht zu einer kontinuierlichen Abkühlung an den Polen kommt muss diesen Gebieten von den Tropen Energie zugeführt werden. Wie kommt die Energie von den Tropen zu den Polen? Mehr als die Hälfte der Klimatologie ist verstanden, wenn man das nachvollziehen kann!


2.2 Temperatur Temperatur ist der fühlbare Ausdruck von Wärmeenergie. Man unterscheidet zwischen zwei unterschiedlichen Temperaturen:

Kinematische Temperatur

Strahlungstemperatur

Die kinematische Temperatur ist der übliche Temperaturbegriff in der Meteorologie und Klimatologie. Sie ist die Temperatur, die ein Thermometer (oder ein Finger) bei Berührung mit einem Körper, einer Flüssigkeit oder einem Gas misst. Sie ist Resultat der Bewegung der Atome und Moleküle des Körpers. Wenn die Bewegung aufhört ist der absolute Nullpunkt erreicht (0 Kelvin [K]). Die Temperatur ist ein Maß für die im Körper enthaltene Wärmeenergie. Die gespeicherte Wärmeenergie ist proportional zur Temperatur des Körpers.

Tabelle 3: Beispiele von physikalischen Eigenschaften natürlicher Stoffe

Ist die Wärmekapazität hoch (wie im Fall von Wasser, Tabelle 3) braucht man viel Wärmeenergie, um den jeweiligen Körper zu erwärmen. Ist die Wärmekapazität klein (wie im Fall von Wüstensand), braucht man wenig Wärmeenergie, um diesen zu erwärmen. Bei gleicher Wärmemenge erwärmt sich also Wüstensand viel stärker als Ozeanwasser. In



Abbildung 9 wird der tägliche Temperaturverlauf an einem vom Ozean geprägten (ozeanischen) und einem vom Kontinent geprägten (kontinentalen, hier Wüste) Ort unter gleichen Einstrahlungsverhältnissen verglichen. Man sieht deutlich, wie sich der Temperaturverlauf beider Orte unterscheidet. Temperatur wird in unterschiedlichen Einheiten gemessen:

Grad Celsius (°C), richtet sich nach der Änderung der Aggregatzustände von destilliertem Wasser bei 1 atm Druck (0°C = Schmelzpunkt von H2O; 100°C = Siedepunkt von H2O)

Kelvin (0K = absoluter Nullpunkt mit –273,15°C) Grad Fahrenheit, °F = (9/5) °C + 32 Grad Réaimur, °R = (4/5) °C

Abbildung 9: Verlauf der Lufttemperatur an einem ozeanischen und kontinentalen Ort (Quelle: Mauser)

Die kinematische Temperatur kann aber keine Antwort geben auf zwei sehr einfache Fragen:

Wie groß ist die Temperatur des Weltraums?

Wie groß ist die Temperatur der Sonne?

Diese Fragen sind aber leicht über die Strahlungstemperatur zu beantworten, sie ergibt sich aus dem Stefan-Boltzmann-Gesetz.

Eigenschaften der Temperatur, die mit Wärmeenergie zu tun haben:



Alle Körper (außer Wasser zwischen 0 und 4°C) dehnen sich bei Temperaturzunahme aus. Bei Gasen ist die Volumenausdehnung 1/273tel des Volumens pro Grad. Durch die Ausdehnung verlieren alle Körper an Dichte (Gewicht pro 1m³).

Wärmeenergie bewegt sich immer vom wärmeren zum kälteren Körper. Es gibt drei Formen des Wärmetransportes:

Wärmeleitung (Beispiel aus der Natur: Auftauen von gefrorenem Boden)

Wärmediffusion

Wärmekonvektion (Beispiel aus der Natur: Die Erwärmung von Luft über einer Asphaltlandebahn, sichtbar an aufsteigenden Luftwirbel und –schlieren)

In allen drei Fällen ist die Menge an transportierter Wärmeenergie umso größer, je größer die Temperaturdifferenz ist.

Abbildung 10 (links): Relativer Wärmestrom in Boden u. Wasser ;


Abbildung 11 (rechts oben): Vertikalprofile der Temperatur


Abbildung 12: Laminar und turbulente Grenzschicht

Boden – Luft

Molekulare Wärmeleitung – Boden

Turbulenter Wärmetransport - Luft

Entwicklung der bodennahen atmosphärischen Grenzschicht

Laminare Grundschicht geringer Transport (Fluß)

Turbulene Strömung darüber hoher Transport (Fluß)

Austauschansatz (W.Schmidt, 1928):

H = KH . ∆T / ∆z Fühlbare Wärmestrom

L.E = KE . ∆e / ∆z Latenter Wärmestrom

KH ~ KE Turbulenter Austauschkoeffizient

Abbildung 13: Gesamte atmosphärische Grenzschicht (bis 2km über Grund)



Abbildung 14: Wirkung der Vegetation auf den Wind über irregulärem Gelände Definition der Rauhigkeitslänge

Der sensible oder fühlbare Wärmestrom:

Von der Erdoberfläche kann Energie in Form von Wärme abtransportiert werden. Dabei wird durch Wärmeleitung, Diffusion und Konvektion die darüberliegende Luftschicht erwärmt. Die erwärmte Luft dehnt sich aus, verliert an Dichte, ist damit leichter als die umgebende Luft und steigt auf. Durch Wind wird immer neue Luft herangeführt, die wie bei einem Ventilator die Kühlung der Erdoberfläche durchführt. Den dabei auftretenden Energiefluss nennt man den Strom fühlbarer oder sensibler Wärme, da er mit den menschlichen Sinnesorganen wahrnehmbar ist.


Der entgegengerichtete Prozess (Erwärmung einer kalten Oberfläche durch einen warmen Luftstrom) ist ebenfalls möglich.

Der Strom fühlbarer Wärme ist eine Möglichkeit, das Problem der örtlich unausgeglichenen Strahlungsbilanz zu lösen (z.B. in der Nacht: Heranführen warmer Luft durch Winde an Oberflächen, wo stärkere Energieabstrahlung erfolgte und somit tiefere Temperaturen entstanden).

Abbildung 15: Entwicklung von Konvektion aufgrund Überwärmung in Bodennähe



Die Temperatur in der Atmosphäre

Die Temperatur in der Atmosphäre nimmt mit zunehmender Höhe ab. Dies ist damit zu begründen, dass der Luftdruck mit steigender Höhe abnimmt. Den Zusammenhang zwischen Luftdruck und Lufttemperatur ergibt sich aus der allgemeinen Gaszustandsgleichung:

p = R * ρ * T p = Druck (hPa)

R = universelle Gaskonstante

T = Lufttemperatur (K)

Ρ = Dichte (kg/m³)

Aus dieser Gleichung resultiert z.B. bei sinkendem Luftdruck und gleichbleibendem Volumen eines Luftpakets eine abnehmende Temperatur.

Wenn ein Luftpaket mit definiertem Volumen aufsteigt, verringert sich seine Temperatur pro Höhenintervall um einen konstanten Betrag. Diesen Betrag nennt man trockenadiabatischen Temperaturgradient. Adiabatisch heißt ohne externe Zufuhr von Wärmeenergie (ohne, dass das Luftpaket mit seiner Umgebung in Beziehung tritt).

Unter Berücksichtigung der hydrostatischen Beziehung (siehe Anhang) ergibt sich für den trockenadiabatische Temperaturgradient -0,98 °C/100 m Höhe (etwa -1°C/100 m Temperaturabnahme mit der Höhe) !

http://www.geographie.uni-muenchen.de/iggf/Multimedia/Klimatologie/klimaelemente_luftdruck.htm


2.3 Feuchte Feuchtemaße

Die Luftfeuchte ist ein Maß für die Menge an Wasserdampf in der Atmosphäre.

Die Menge an Wasserdampf, den die Atmosphäre maximal (also bei Sättigung mit Wasserdampf) aufnehmen kann, hängt von der Temperatur ab. Es gibt unterschiedliche Möglichkeiten, die Menge des Wasserdampfes in der Luft anzugeben:

Dampfdruck: bezeichnet den Partialdruck des Wasserdampfes (in hPa) in der Luft. Der Sättigungsdampfdruck ist der höchstmögliche Dampfdruck in Luft bei gegebener Temperatur über ebenen Wasser- bzw. Feuchtigkeitsoberflächen. Abbildung 16 zeigt den Sättigungsdampfdruck als Funktion der Temperatur.

Absolute Feuchte: gibt an, wie viel g Wasserdampf in 1m³ Luft enthalten sind und bezeichnet somit die absolute Menge des Wasserdampfs in der Luft. (Nachteil: bei Volumenänderung eines Luftpakets ändert sich absolute Feuchte trotz gleichbleibendem Wasserdampfgehalt)

Relative Feuchte: beziffert den Anteil des vorhandenen am maximal möglichen Dampfdruck (bzw. am Sättigungsdampfdruck) in %: r = 100% * e/ es (mit: e= tatsächlicher Dampfdruck bei Temperatur T und es = Sättigungsdampfdruck bei Temperatur T)

Spezifische Feuchte: gibt an, wie viel g Wasserdampf in einem kg feuchter Luft enthalten sind

Taupunkt: Die Temperatur, bei der die spezifische Feuchte = Sättigungsfeuchte, bzw. rel. Luftfeuchtigkeit = 100%. Es besteht somit die Möglichkeit den Wasserdampfgehalt der Luft mithilfe einer Temperaturangabe zu charakterisieren.

Mischungsverhältnis: Menge des vorhandenen Wasserdampfes in g/kg trockener Luft.

Abbildung 16: Der Sättigungs-dampfdruck des Wasserdampfes [mb] als Funktion der Luft-temperatur (Mauser, aus BRIGGS, 1994)



Wasser in der Atmosphäre: Phasenübergänge

Da der Wasserdampf als einziger bedeutender natürlicher Bestandteil der Atmosphäre in wechselnder Konzentration und in allen 3 Aggregatzuständen vorkommt, nimmt er eine Sonderstellung ein. Ohne Wasserdampf gäbe es keine Wolken, keinen Niederschlag und keine Meere. Strahlungsvorgänge und andere Energieumsetzungen würden vollkommen anders ablaufen.

Bei Änderung des Aggregatzustandes wird Energie gebunden bzw. frei, die man als latente Energie bezeichnet. In Abb.9 sind die dafür üblichen Bezeichnungen angeführt.


Abbildung 17: Umsatz latenter Wärme

ttp://www.geographie.ruhruni-bochum.de/agklima/vorlesung/feuchte/zustand.html)

ei Kondensation, Erstarren und Verfestigung wird Kondensations-, Erstarrungs- bzw. von Wasser bzw. Eis sowie beim Schmelzen von Eis wird

Erdoberfläche abtransportiert. Dieser Transport von

(h

BVerfestigungswärme frei, beim Verdampfen Verdampfungs-, Sublimations- und Schmelzwärme benötigt und daher gebunden. Aus diesem Grund bleibt Eis während des Schmelzvorganges auf 0°C, da die vorhandene Energie zum Schmelzen benötigt wird und für die Erwärmung nicht zur Verfügung steht. (Schmelzverzögerung). Häufig wird der Begriff Sublimation sowohl für den Übergang Eis-Wasserdampf als auch umgekehrt für den Übergang Wasserdampf – Eis verwendet.

Die bei der Verdunstung gespeicherte Wärmeenergie steckt im entstehenden Wasserdampf. Die Wärmeenergie wird mit dem Wasserdampf von der


Wärmeenergie führt nicht zu einer Erwärmung der Luft und ist damit nicht fühlbar. Er wird deshalb latenter Wärmestrom genannt.

Je nach Temperatur befindet sich unterschiedlich viel Wasserdampf in der Atmosphäre. Bei einer Luftfeuchte von 100% ist die Aufnahmefähigkeit der Luft für Wasserdampf erschöpft und es kommt zur Kondensation.

Kondensation tritt nur ein, wenn Kondensationskeime vorhanden sind. Dies können Aerosole sein. An ihnen verflüssigt sich der Wasserdampf hauptsächlich wegen der hygrophilen Eigenschaften der Aerosole.

Wenn ein Luftpaket aufsteigt und dadurch abkühlt nimmt die Temperatur - solange keine Kondensation stattfindet - mit dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten ab. Die relative Luftfeuchtigkeit steigt solange an, bis sie 100% erreicht hat. Dann kommt es zur Kondensation des überschüssigen Wasserdampfs und es wird Wärme freigesetzt, welche zur Erwärmung des Luftpaketes beiträgt. Die Folge davon ist die Reduzierung des Temperaturgradienten, bzw. der Abnahme der Temperatur mit der Höhe. Der Temperaturgradient wird jetzt als feuchtadiabatischer Temperaturgradient bezeichnet.

Gegenüber dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten, der relativ einfach ist, weil er immer konstant 1°C pro 100m beträgt, ist der feuchtadiabatische Temperaturgradient komplizierter, da seine Größe nicht konstant ist. Dies kann man sich am einfachsten aus Abb.8 herleiten: Bei geringen Lufttemperaturen kann nur wenig Wasserdampf in der Luft enthalten sein. Deshalb kann bei diesen Temperaturen auch nur wenig Wasserdampf kondensieren. Wenn wenig Wasserdampf kondensiert, dann ist die Erwärmung des Luftpakets durch die freiwerdende Kondensationswärme gering und der Wert des feuchtadiabatischen Temperaturgradienten nahe bei dem des trockenadiabatischen. Ist die Lufttemperatur hoch kann der Wasserdampfgehalt groß sein und somit kann viel Wasserdampf kondensieren. Die freiwerdende Verdampfungswärme ist groß und deshalb weicht der Wert des feuchtadiabatischen Temperaturgradienten stark von dem des trockenadiabatischen Temperaturgradienten ab. Der feuchtadiabatische Temperaturgradient ist auch noch abhängig vom Luftdruck, da sich mit dem Luftdruck auch die Wärmekapazität der Luft verändert.

Beispiel:

Mithilfe der klassischen thermodynamischen Föhntheorie (die nur in einem sehr geringem Prozentsatz der Fälle als Ursache für den Föhn herangezogen werden kann, kann die Problematik der trocken– und feuchtadiabatischen Abkühlung und Erwärmung von Luftpaketen verdeutlicht werden.

Der Föhn ist ein sehr warmer, trockener und häufig stürmischer Wind auf der Leeseite eines Gebirges. Voraussetzung für die Entstehung von Föhn ist ein Druckgradient über ein Gebirge hinweg, der die Luftmassen der Gradientkraft folgend über das Gebirge strömen lässt (Vergleich Abbildung 18).



Abbildung 18: Klassische Föhntheorie. (http://www.klimageographie.de.vu)

Feuchte Luft strömt der Gradientkraft folgend an den Rand eines Gebirges und wird dort durch die Orographie zum Aufsteigen gezwungen. Die Temperatur der Luft nimmt dabei mit dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten ab. Wenn die Luft durch die Abkühlung eine relative Luftfeuchte von 100% erreicht hat (wann dies geschieht hängt von der Temperatur und Feuchte des Ausgangs-Luftpakets ab), beginnt der Aufstieg mit Kondensation unter Abkühlung mit dem feuchtadiabatischen Temperaturgradienten. Dabei wird Kondensations-Energie (=Verdampfungswärme) freigesetzt und die Luft kühlt sich auf ihrem Weg zum Berggipfel nicht so stark ab, wie das ohne Kondensation geschehen würde. Auf der Leeseite des Berges (also im Windschatten) sinkt die Luft ab und erwärmt sich mit dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten. Resultat: Die Luft ist wegen der freigewordenen Kondensationswärme durch den Niederschlag oberhalb des Kondensationsniveaus auf der Leeseite in gleicher Höhe wärmer als auf der Luvseite.

Abbildung 19: Unterschiedliche Föhnsituationen

In Abbildung 19 sind die drei möglichen Föhnsituationen dargestellt. Wie man erkennen kann, kommt Fall c) ohne Kondensation aus. Es wird kalte trockenen Höhenluft über den Gebirgsstock geführt, die sich beim Absinken trockenadiabatisch erwärmt.

2.4 Stabilität in der Atmosphäre

2.4.1 Vertikale Stabilität in trockener und feuchter Luft Es soll ein Luftpaket betrachtet werden, das Vertikalbewegungen (Hebung oder Senkung) ausführt. Es wurde bereits erläutert, dass dabei Temperaturveränderungen im Luftpaket stattfinden, die trocken- oder feuchtadiabatisch sind. Die Kurven, die den vertikalen Temperaturverlauf darstellen, bezeichnet man als Trocken- bzw. Feuchtadiabate, den vorhandenen Verlauf als Schichtungskurve. Außerdem wird die Annahme getroffen, dass kein Energieaustausch zwischen dem betrachteten Luftpaket und der


http://www.klimageographie.de.vu/


Umgebungsluft besteht. Es muss deshalb zwischen der vorhanden Temperaturschichtung in der Atmosphäre und der höhenabhängigen Temperaturänderung innerhalb des Luftpakets unterschieden werden, sie sind in der Regel nicht identisch. Folgende Fälle sind zu unterscheiden:

Fall: Temperaturschichtung in der Atmosphäre ist unteradiabatisch (dT/dz < 1°C/100m):

Ein trockenes Luftpaket würde sich beim Aufsteigen um 1°C/100m abkühlen, die Temperatur in der Umgebung ist höher, daher ist das aufgestiegene Luftpaket schwerer und sinkt wieder ab. Im symmetrischen Fall, beim Absinken, würde es sich über die Umgebungstemperatur erwärmen und daher wieder aufsteigen. In einer derart geschichteten Luft kommt es also zu keinen spontanen Vertikalbewegungen, sie ist stabil geschichtet.

Fall: Temperaturschichtung in der Atmosphäre ist überadiabatisch (dT/dz > 1°C/100m):

Ein aufsteigendes Luftpaket würde durch die Hebung wärmer und folglich leichter als die Umgebungsluft werden. Auftriebskräfte erzwingen die Fortsetzung der Aufwärtsbewegung solang, bis Bereiche kälterer Umgebungsluft erreicht werden. Dies kann erst an der Tropopause der Fall sein, wie häufig bei Gewitterwolken zu beobachten ist. Eine solche Schichtung bezeichnet man als labil.

Fall: Temperaturschichtung in der Atmosphäre ist adiabatisch (dT/dz = 1°C/100m):

Wenn der vertikale Temperaturverlauf der Atmosphäre der Trockenadiabate entspricht, dann ist die Luft neutral geschichtet. Nach der Vertikalbewegung besitzt das Luftpaket die gleiche Temperatur wie die Umgebung. Dies führt zum Stillstand der Bewegung, da die Bewegungsursache nicht mehr vorhanden ist. Eine solche Schichtung bezeichnet man als neutral oder indifferent.


Abbildung 20: Schichtungskurven, rechts: mögliche Gleichgewichtszustände in der Atmosphäre (Hupfer und Kuttler, 1998) Ähnlich wie trockenadiabatisches Heben und Senken lassen sich bei Einbeziehung des Wasserdampfes die Begriffe: feuchtstabil, feuchtlabil und feuchtneutral gegenüber feuchtadiabatischen Prozessen definieren (Abbildung 20). Der vertikale Temperaturgradient bei feuchtadiabatischen Prozessen nimmt mit der Höhe und sinkender Temperatur zu, ein Richtwert für die untersten 3000 m der Troposphäre ist 0.6°/100m.



Tabelle 4: Übersicht über Stabilität und Labilität (http://www.klimageographie.de.vu)

Übersicht Stabilität – Labilität

Schichtung Temperatur in der Atmosphäre – Zustand

Auswirkung auf die weitere Bewegung des Luftpaketes

Auswirkungen auf die Wolkenbildung

stabil

Temperatur in der Umgebung höher als im bewegten Luftpaket

Luftpaket ist kälter, kalte Luft ist dichter und schwerer als Warmluft, es kann so nicht weiter aufsteigen oder sinkt sogar ab

Wolkenbildung durch Konvektion wird unterdrückt, bei absinkender Luft können sich die Wolken sogar auflösen

labil

Temperatur in der Umgebung niedriger als im bewegten Luftpaket

Luftpaket ist wärmer, warme Luft ist weniger dicht und somit leichter als Kaltluft, es kann weiter ungehindert aufsteigen

Wolkenbildung durch Konvektion ist begünstigt

2.4.2 Stabilität in der planetarischen Grenzschicht

Wenn die Luft sehr labil geschichtet ist, können an der Oberfläche erwärmte Luftpakete bis zu 2km aufsteigen und so für einen Temperaturaustausch sorgen. Die Höhe, die ein solches Luftpaket erreichen kann, nennt man Mischungshöhe, sie ist ein Hinweis auf die Stabilitätsverhältnisse in der unteren Troposphäre. Ist die Strahlungsbilanz negativ, wie an klaren Tagen während der Nachtstunden, bildet sich durch Abkühlung der dem Boden benachbarten Luftschichten eine Bodeninversion aus.

Unter Inversion versteht man die Umkehrung des üblichen Temperaturverlaufs mit der Höhe, d.h. die Luft über dem Boden ist kälter als die Luft in höheren Schichten. Eine so geschichtete Luft ist extrem stabil, die Mischungshöhe ist Null. Vor Sonnenaufgang erreicht diese Bodeninversion eine Mächtigkeit von bis zu 100m. Sobald die Strahlungsbilanz positiv ist, beginnt sich die Inversion vom Boden her aufzulösen.

Die Ausbreitung von Luftverunreinigungen in der Atmosphäre ist ebenfalls von den Stabilitätsverhältnissen abhängig. Sehr stabile Schichtungen, wie Inversionen,. verhindern nicht nur den Wärmeaustausch sondern auch den Austausch von Schadstoffen. So stellt eine gehobene Inversion, wie sie im Winter häufig vorkommt, eine regelrechte Sperrschicht für Abgase dar, die gerade zu dieser Jahreszeit vermehrt produziert werden. In der stagnierenden Kaltluft unter einer solchen Inversion kommt es vor allem in Tal- und Beckenlagen tagelang zu hohen Schadstoffkonzentrationen.

Zur planerischen Berücksichtigung der atmosphärischen Stabilitätsverhältnisse müssten daher an Industriestandorten Messungen über die Häufigkeit von Inversionen durchgeführt werden. Da das oft nicht möglich ist, wird mit Hilfe von empirischen Formeln die Stabilität aus anderen Parametern wie Windge-schwindigkeit und Bewölkung unter Berücksichtigung von Jahres- und Tageszeit abgeschätzt. Die bekanntesten Richtlinien zur Einteilung in Stabilitätsklassen stammen von Pasquill und Turner. Sie unterscheiden zwischen 6 Stabilitätsklassen:

instabil - leicht instabil - neutral - leicht stabil - mäßig stabil - stark stabil

Ein häufiges Problem der Umweltmeteorologie ist die Ausbreitungsrechnung, also die Berechnung der am Boden anfallenden Schadstoffe, der Immissionen, aufgrund der Emission des Rauchfangs einer Fabrik oder eines Kraftwerks.



2.5 Wind

Als Wind wird Bewegung in der Atmosphäre bezeichnet. Wind ist eine vektorielle Größe, d.h. er ist durch eine Geschwindigkeit und eine Richtung gekennzeichnet. Die Bedeutung von Wind wird am besten verständlich, wenn man die Kräfte betrachtet, die auf ein Luftpaket wirken. Hierbei müssen die Newton'schen Bewegungsgesetze herangezogen werden: Ein Teilchen behält seinen Bewegungszustand bei (Ruhe oder geradlinige Bewegung), wenn keine Kraft wirkt.

Das Wirken einer Kraft verursacht, dass sich das Teilchen in Richtung der Kraft beschleunigt. Sind mehrere Kräfte am Werk, so bewegt sich das Teilchen in Richtung der Resultierenden.

Es folgen die Kräfte, die auf ein Luftpaket wirken können: Gravitationskraft der Erde

Druckraft:

die Druckkraft des Luftdrucks der umliegenden Luftpakete auf das betrachtete Luftpaket. Der Druck vom darüberliegenden Luftpaket ist etwas kleiner als der des darunterliegenden Luftpaket. Dies hängt damit zusammen, dass der Druck oberhalb des Luftpaketes etwas kleiner ist als unterhalb. Da die Kraft von unten etwas größer ist als die von oben, wirkt eine resultierende Druckkraft entgegengesetzt der Richtung des Erdzentrums.

Die beiden Kräfte (Gravitationskraft und Druckkraft) gleichen sich unter normalen Bedingungen gerade aus. Damit findet in der Atmosphäre unter normalen Bedingungen keine vertikale Bewegung statt. Als normaler Zustand gilt, wenn die barometrische Höhenformel gilt.

Als weitere Kräfte wirken: Gradientkraft:

Herrscht an zwei Orten unterschiedlicher Luftdruck, so wirkt die Gradientkraft vom Ort höheren Drucks zum Ort niedrigeren Drucks. Die Gradientkraft ist der entscheidende Motor für Bewegung von Luft in der Atmosphäre und damit von Wind.

Zwei unterschiedliche Faktoren können zu Druckunterschieden führen und damit die Gradientkraft hervorrufen: Dichteunterschiede hervorgerufen durch Temperaturunterschiede und Druckunterschiede

Corioliskraft:

Die Corioliskraft ist eine "Schein"-Kraft. Sie entsteht durch die Drehbewegung der Erde (Rotation). Dabei wird eine Bewegung (z.B. Wind) scheinbar auf der Nordhalbkugel nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links abgelenkt. In diesem Rahmen soll aber nicht weiter auf die Corioliskraft eingegangen werden.


3 STRAHLUNGS- UND ENERGIEHAUSHALT DER ERDE 3.1 Der Strahlungshaushalt der Erde Abbildung 21 zeigt den kurz- und langwelligen Strahlungsumsatz im Mittel über die ganze Erde und das Jahr.

Von der einfallenden Sonnenstrahlung erreichen nur ca. 27% die Erdoberfläche auf direktem Weg (direkte Sonnenstrahlung). 24% gelangen diffus (Himmelsstrahlung) auf den Boden, d.h. die einfallende Strahlung wird in der Atmosphäre durch Streuung und Reflexion an Gasmolekülen, bzw. an

Aerosolen und Wolken abgelenkt.

Abbildung 21 Mittlere kurz- und langwellige Strahlungsflüsse an der Erdoberfläche und in der Atmosphäre [W/m²] (Mauser, aus BRIGGS, 1994)

26% gelangen durch Reflexion in der Atmosphäre (an Wolken, bzw. festen und gasförmigen Bestandteilen) zurück in den Weltraum, 19% werden in der Atmosphäre absorbiert. Die auf der Erdoberfläche ankommende Strahlung wird zu ca. 4% reflektiert. In Summe werden somit ca. 30% der einfallenden Strahlung von der Erdoberfläche und der Atmosphäre wieder in den Weltraum reflektiert (Albedo d. Erdoberfläche). Für die Erdoberfläche stehen damit 51% der Sonnenstrahlung für die Absorption zur Verfügung. Die Erde ist nun auch in der Lage Energie abzugeben. Dies erfolgt aber in größeren Wellenlängen als bei der Sonne. Die effektive Ausstrahlung der Erde ist von der Zusammensetzung der Atmosphäre mit 3-atomigen Gasen (Wasserdampf, Ozon, Kohlendioxid, ...) und Wolken abhängig. Die tatsächlich von der Erdoberfläche absorbierte kurzwellige Sonnenstrahlung lässt sich folgendermaßen formulieren

R = RS + RD - a(RS+RD) - RE + RA R = Strahlungsbilanz RS = direkte Sonnenstrahlung RD = diffuse Himmelsstrahlung (Diffuse und direkte Sonnenstrahlung ergeben in Summe die Globalstrahlung)

a(RS + RD)= reflektierte Strahlung a = Albedo (von 0 - 1) RE = von der Erdoberfläche (Boden, Wasser, Schnee, Vegetation) emittierte Strahlung RA = atmosphärische Strahlung (Gegenstrahlung) R präsentiert somit den Energiegewinn, den die Erdoberfläche aus der Sonnenstrahlung zieht.




3.2 Glashauseffekt und atmosphärisches Fenster Die Erde emittiert Wärmestrahlung in den o.g. Bereichen mit einem Maximum der Energieabgabe von ca. 7-12µm. Dieser spektrale Bereich wird das atmosphärische Fenster genannt. Es sorgt dafür, dass genug (langwellige) Strahlung von der Erdoberfläche abgestrahlt wird, um die Sonneneinstrahlung zu kompensieren und damit ein Strahlungsgleichgewicht bei den herrschenden Temperaturen herzustellen (Vergleiche: Zustände auf dem Planeten Venus!). Die dreiatomigen Gase, speziell C02 und H20 besitzen Absorptionsbanden im terrestrischen Spektrum (aber nicht im atmosphärischen Fenster) und verhindern damit, dass zu viel langwellige Abstrahlung des Bodens in den Weltraum entweicht. Sie verursachen dadurch einen Schutz, vergleichbar dem Glas eines Gewächshauses. Man spricht daher vom "Glashauseffekt" der Atmosphäre. Ohne diesem natürlichen Treibhauseffekt wäre die mittlere globale Temperatur 33K geringer, d.h. statt +15°C nur –18°C.

3.3 Energiehaushalt der Erdoberfläche Am Tag wird an der Erdoberfläche mehr Strahlung aufgenommen als abgegeben, die Strahlungsbilanz ist positiv. In der Nacht ist es umgekehrt: Es wird mehr Energie abgegeben als zugestrahlt wird und die Strahlungsbilanz ist negativ. Tagsüber besteht somit ein Energiegewinn, nachts ein Energiedefizit.

Energie kann aber weder verschwinden, noch aus dem Nichts entstehen. Es müssen also Mechanismen existieren, die die Überschüsse abschöpfen, in andere Energieformen umwandeln und zwischenspeichern. Dies geschieht bei der Erwärmung von Boden, Vegetation, Luft und Gewässern sowie bei der Verdunstung des Wassers. In der Nacht wird so unter gleichzeitiger Abkühlung der Energiebedarf der langwelligen Ausstrahlung gedeckt. Wasserdampf kondensiert zu Tau, Nebel und Reif und unterhält mit der freigesetzten Kondensationsenergie den Strahlungsvorgang.

Die Basis des Energiehaushalts ist das Energieprinzip mit seinem Postulat, dass Energie

weder verschwinden noch aus dem Nichts entstehen kann. Danach muss in jedem Augenblick genauso viel Energie von der Erdoberfläche wegfließen wie zufließt. Anhand der Formel der Energiehaushaltsgleichung lässt sich dieser Sachverhalt beschreiben:

R + H + L.E + G = 0

R = Strahlungsbilanz

L.E = Latente Wärme

H = Fühlbare Wärme

G = Bodenwärmestrom

Der Energiehaushalt wird sehr stark von meteorologischen Bedingungen gestaltet. Die folgende Abbildung zeigt Beispiele von verschiedenen Oberflächen mit unterschiedlicher Ausprägung der Komponenten der Energiebilanz:


Abbildung 22: Tagesgang der Wärmebilanz für verschiedene Oberflächen an Strahlungstagen, wobei Q = Strahlungsbilanz, L = Fühlbarer Wärmestrom, V = Latenter Wärmestrom und B oder �s = Bodenwärmestrom (Quelle: Bendix, 2004)

l. o.:

Unbedeckter feuchter Boden (z.B. Bewässerungsgfeldbau): Nur schwache Entwicklung des fühlbaren Wärmestroms, da Großteil der Energie in Verdunstung des Bodenwassers und damit in den latenten Wärmestrom fließt. Durch gute Wärmeleitfähigkeit des feuchten Bodens ist der Bodenwärmestrom am Tagesbeginn noch gut ausgeprägt, erfährt aber gegen Mittag drastischen Einbruch, da Energie für die Verdunstung verwendet wird.

r.o.:

Trockener Wüstenboden Völlig andere Verhältnisse: Aufgrund mangelnder Wasserverfügbarkeit ist latenter Wärmestrom nicht existent. Der Bodenwärmestrom erreicht in der ersten Tageshälfte sein Maximum und flacht dann ab, was durch die erhöhte Turbulenzintensität aus dem horizontalen Windfeldes zu erklären ist: Die absorbierte Wärmestrahlung der Bodenoberfläche wird nun dem fühlbaren Wärmestrom zugeführt

l.u.:

Kiefernforst Kronenraum Hier zeigt sich ein idealtypischer Verlauf der Wärmebilanzterme: Fühlbarer Wärmestrom ist dominant, der Verdunstungswärmestrom wird aktiv durch die Vegetation geregelt. (Bodenwärmestrom wird durch den molekularen Wärmestrom der Biomasse repräsentiert)

r.u.: Alpine Felsrasengesellschaft: Aktive Regelung des Verdunstungswärmestroms ist hier noch deutlicher nachzuvollziehen: Der deutliche Einbruch des Verdunstungswärmestromes in der zweiten Tageshälfte ist mit dem zunehmenden Wassermangel der Vegetation und somit der Schließung der Spaltöffnungen und Rückgang der Transpiration erklärbar.




Abbildung 23: Typische Jahresgänge der Wärmebilanz für verschiedene Klimate, die

Energieflussdichten sind auf die maximale monatliche Strahlungsbilanz normiert. (Bendix,2004, Bezeichnungen siehe Abb.23)

Das Bowen-Verhältnis

Das Bowen-Verhältnis, ist eine in der Agrarmeteorologie häufig angegebene Größe, die mit einem Blick Aufschluss über das Klima vermittelt:

ß = H / LE

Der Wert von ß lässt erkennen, welcher Energiestrom überwiegt:

In einem feuchten Klima wird ein Großteil der eingestrahlten Energie bei der Wasserverdunstung gebunden, die Temperaturdifferenzen bleiben hier gering. Bei den feuchten Verhältnissen von Beispiel 1. (oben) liegen die Werte für ß typischerweise zwischen 0 und 0.1. Im Gegensatz dazu fehlt z.B. in der Wüste (oder in Beispiel 2., oben) der mildernde Einfluss der Wasserverdunstung. Die Temperaturdifferenzen werden groß, Wasserdampfgehalt und Feuchtegradient bleiben gering. Daher ist ß » 1.

In einer Oase ist ß negativ: Der Energieverbrauch bei der Verdunstung führt zu einer Absenkung der Lufttemperatur in Bodennähe. Fühlbare Wärme strömt daher in die Oase ein, während Wasserdampf nach außen fließt.



4 WASSERBILANZ UND ELEMENTE

4.1 Wasserhaushaltsgleichung und klimatische Wasserbilanz Der gesamte Wasservorrat der Erde hat sich allmählich durch Ausstoß von Wasserdampf bei vulkanischen Vorgängen gebildet. Da die Phase mit intensivsten Vulkanismus im Erdaltertum lag, kann die Wassermenge auf der Erde jedoch als konstant angenommen werden. Dieser Wasservorrat verteilt sich auf die Weltmeere, Gletscher und polare Eiskappen, Grundwasser, Seen und Flüsse sowie die Atmosphäre. Der weitaus größte Teil ist dabei in den Meeren zu finden (Vergleich Tab.6).

Tabelle 5: Verteilung des Wasservorrats der Erde in % (modifiziert nach Wilhelm, F., 1987)

Weltmeere 97,3

Gletscher und Polkappen 2,01

Unterirdisches Wasser d. Festlandes 0,58

Oberflächenwasser d. Festlandes 0,02

Atmosphäre 0,001

Global betrachtet bleibt die Aufteilung des Wassers in die verschiedenen Reservoire in historischen Zeiträumen konstant, der Kreislauf lässt sich daher für unsere Zwecke durch die Wasserbilanz beschränken:

N = S + A + V N = Niederschlag V = Verdunstung A = Abfluss S = Speicherung

Trotz der scheinbar verschwindenden Wassermenge, die in der Atmosphäre in Form von Wolken und Wasserdampf gespeichert ist, kann man sich seine Bedeutung durch eine einfache Überlegung verdeutlichen: Würde das gesamte atmosphärische Wasser ausregnen ergäbe das, auf die Erde verteilt, eine Wasserschicht von lediglich 25mm Höhe. Dem steht eine mittlere globale jährliche Niederschlagssumme von 810mm gegenüber. Das bedeutet, dass der gesamte Vorrat der Atmosphäre rund alle 10-11 Tage ausregnet und gleichzeitig durch Verdunstung wieder ersetzt wird.

Klimatische Wasserbilanz:

Eine für die Bewässerungswirtschaft sehr wichtige Größe ist die klimatische Wasserbilanz. Sie wird definiert als die Differenz von Niederschlag und (potentieller) Verdunstung. Ist der Wert für einen Ort positiv dann bedeutet das, dass mehr Niederschlag fällt als verdunsten kann und umgekehrt. Die klimatische Wasserbilanz macht damit darüber Aussage, welche natürliche Vegetationsform an verschiedenen Orten zu finden sein kann oder wie viel Bewässerung für den Landbau notwendig ist. Selbstverständlich spielt der Wasserbedarf der Pflanzen und der Wassergehalt des Bodens bei solchen Abschätzungen eine entscheidende Rolle.

Verdunstung

Die Verdunstung ist sowohl Element der Energie- oder Wärmebilanz als auch Glied der Wasserbilanz. Sie stellt deshalb das Bindeglied zwischen beiden Bilanzen dar:

R = G + H + L.E (Energiebilanz mit G = Bodenwärmestrom, H = Fühlbare Wärme, L.E = latente Wärme mit L = latent, E = evaporation)



P = E + R + S (Wasserbilanz mit E = Evaporation, R= runoff, S = storage, P = precipitation, in der Hydrologie verwendet man für Bilanzgleichungen oft Anfangsbuchstaben englischer Begriffe)

Die größte Wassermenge verdunstet von den Ozeanen. Über festem Land verdunstet ca. 2/3 des Niederschlags. Aus wasserwirtschaftlicher Sicht ist man geneigt diesen erheblichen Anteil einseitig als Verlustgröße anzusehen. Die Verdunstung ist aber z.B. für die Pflanzen Voraussetzung, um über die Wurzeln die im Wasser enthaltenen Nährstoffe aufnehmen zu können. Daneben schützt Verdunstung nicht nur Pflanzen an heißen Tagen vor Überhitzung, indem durch Abgabe von Wasserdampf latente Energie verbraucht und dem Organismus entzogen wird.

Bei der Verdunstung wird zwischen Evaporation vom Boden und Transpiration von Pflanzen unterschieden. Bei einer geschlossenen Pflanzendecke übertrifft meist die Transpiration die Evaporation. Die Summe aus beiden Verdunstungsvorgängen bezeichnet man als Evapotranspiration. Zwei Begriffe müssen hierbei unterschieden werden:

reale, bzw. aktuelle Evapotranspiration:

... stellt die an einem Standort oder in einem Gebiet bei dem vorhandenen Wasser- und Energieangebot sowie unter den gegeben Boden- und Bewuchsverhältnissen tatsächlich auftretende Verdunstung dar.

potentielle Evapotranspiration:

... ist die unter diesen Bedingungen maximal mögliche Verdunstung - unter Voraussetzung eines ausreichend vorhandenen Wasserangebots

Die Interception, oder Interceptionsverdunstung, ist die Wassermenge oder Niederschlagsmenge, die schon, bevor sie den Boden erreicht, von den Blättern oder Zweigen der Pflanzen verdunstet. Die auf diese Weise verlorene Wassermenge ist sowohl bei natürlichen Niederschlägen als auch bei künstlicher Beregnung von nicht zu unterschätzender Bedeutung.


5 GELÄNDEKLIMA Was ist das „Geländeklima“?

Erstmals wurde der Begriff von Knoch (1949) als wichtige Teildisziplin der Klimatologie eingeführt. Die Geländeklimatologie erfährt z.B. Anwendungen im Bereich der Land- und Forstwirtschaft, im Städtebau, bei der Planung von Kurorten, etc.

Knoch geht von folgenden Annahmen aus:

Zwei Klimafaktoren rufen eine kleinräumige und azonale Differenzierung im Großklima verschiedener Klimazonen hervor:

die sich lokal ändernde Geländeform

die unterschiedliche Beschaffenheit der Erdoberfläche (Vegetation, Fels, Wasser, etc.)

5.1 Einfluß der Geländegestalt (Topoklima) Wechselwirkungen zwischen Geländeform, lokalem Klima und den Organismen.

Geneigte Flächen verändern ihren Energieumsatz im Vergleich zur Ebene durch:

* größeren Strahlungsgenuß oder mehr Beschattung --> Horizontüberhöhung

* größeren Abfluß --> veränderte Wasserbilanz

* veränderte Strömungsverhältnisse --> Niederschlagsveränderung, direkte Windwirkung

* vertikale Zonierungen, besonders der Tagestemperatur

* Ausgleichsströmungen und Lagerungen von Luftmassen

Wesentlicher Unterschied:

* Tag --> wichtigster Faktor die Besonnung

* Nacht --> langwellige Abkühlung und Lagerung kalter Luft

a) Besonnung von Hängen

--> Hangklima oder Expositionsklima

Der Hang wird definiert durch seine Richtung (Azimut) und seine Neigung.

Die Neigung gegenüber der direkten Sonnenbestrahlung _ bestimmt den kurzwelligen Strahlungsgenuß nach dem --> COS-GESETZ.

Abbildung 24: cos-Gesetz bei unterschiedlicher Exposition

S = Si * cos Θ



Abbildung 25: Diskussion des Strahlungsgenusses an Hand folgender Abbildungen

Fünf Faktoren bestimmen den Wert am Hang * Geographische Breite * Deklination (Jahreszeit) _ * Sonnenhöhe (Tageszeit) h * Hangneigung _ * Hangrichtung (Azimut) --> die trigonometrische Verknüpfung ermöglicht die Berechnung. Eine wichtige Frage ist die Sonnenscheindauer eines Punktes im Gelände und die damit verbundene Horizontüberhöhung.



Abbildung 26: Sonnenscheindiagramme für verschiedene geographische Breiten

Unter Verwendung von Aufnahmen mit Fischaugenobjektiven ergeben sich dann leicht Abschätzungen des natürlichen Berg- und Waldhorizontes.



Abbildung 27: Beispiel einer Horizontaufnahme



Abbildung 28: Messung der Horizontüberhöhung

Durch einen einfachen Winkelmesser läßt sich die Überhöhung ebenfalls leicht bestimmen.



5.2 Zirkulationssysteme

5.2.1 Land-See-Windzirkulation Das Land-See-Windsystem ist vor allem im Sommer bei schönem Wetter, also bei starker Einstrahlung, zu beobachten. Es ist durch einen vom Meer aus wehenden Wind bei Tag (Seewind) und einen vom Land wehenden Wind (Landwind) in der Nacht gekennzeichnet. Das Land-See-Windsystem ist ein gutes Beispiel, um das Zusammenwirken unterschiedlicher Faktoren zu veranschaulichen. Zu ihnen gehören:

Albedo der Erdoberfläche Wärmekapazität der Erdoberfläche Strömungsdynamik des Wassers Sensibler Wärmestrom Druckverhältnisse und Gradientkraft Thermische Emission

Abbildung 29 1: Das Land-See-Windsystem am Tag (Mauser)

Tagsüber wird von starker Sonneneinstrahlung ausgegangen. Diese wird von Wasser und vom Land unterschiedlich aufgenommen und in Temperatur umgesetzt:

Die Albedo des Wassers ist kleiner als die des Landes, Wasser nimmt somit mehr Sonnenenergie auf. Die Sonnenenergie wird im Wasser in einer dicken Schicht (2-100m) absorbiert und umgesetzt. Die Strahlungsenergie verteilt sich somit auf eine große Menge Wasser. Gleichzeitig wird warmes und kaltes Wasser vermischt, was ebenfalls zu einer Reduzierung der Temperaturzunahme führt. Hinzu kommt, dass die Wärmekapazität des Wassers groß ist und damit die gleiche Energiezufuhr zu einer viel geringeren Erwärmung führt als bei Land. Das Wasser erwärmt sich insgesamt weniger als das Land.

Auf dem Land wird zwar eine kleinere Menge an Sonnenenergie absorbiert (Albedo!), sie erwärmt aber die direkte Oberfläche und wird von dort in die tieferen Schichten transportiert. Die Erwärmung der Landoberfläche ist durch die geringere Wärmekapazität selbst bei weniger absorbierter Strahlungsenergie größer als beim Wasser. Dagegen wirkt die thermische Emission der Landoberfläche. Sie ist bei gleicher Temperatur gleich groß, wie die des Wassers.

Resultat: Bei Sonneneinstrahlung steigt die Temperatur der Landoberfläche stärker als die des Wassers. Dies hat zur Folge:

Die darüberliegende Luft wird durch sensiblen Wärmetransport erwärmt. Sie dehnt sich aus. Damit steigt der Abstand der Druckniveaus. Die rote Linie in Abb.16 zeigt über Land in der gleichen Höhe von 1500m einen Druck von 800hPa gegenüber 700hPa über dem Meer. Dies führt zu einem Druckgradienten zwischen Land und Meer mit einem hohen Druck über Land und einer Gradientkraft vom Land zum Meer. Department für Wasser-Atmosphäre-Umwelt Institut für Meteorologie


Diese Gradientkraft hat einen Höhenwind vom Land zum Meer zur Folge. Dieser und das Aufsteigen der Luft von der aufgeheizten Landoberfläche wiederum bewirkt relativ tiefen Luftdruck direkt an der Landoberfläche. Durch das Aufsteigen der Luft entsteht über der Meeresoberfläche relativ zur Landoberfläche hoher Luftdruck.

Ausgleichströme sorgen für den Seewind (Abbildung 29 1).

Nachts kommt es zu umgekehrten Verhältnissen (Abbildung 30). Es wird von wolkenlosem Himmel und thermischer Emission ausgegangen:

Abbildung 30: Land-See-Windsystem in der Nacht (Mauser)

Am Land herrscht die höhere Ausgangstemperatur. Damit ist die Emission größer und die Abkühlung der Landoberfläche ist wegen ihrer geringen Wärmekapazität groß. Das Wasser dagegen strahlt nur mit seiner Oberfläche Thermalstrahlung aus. Dabei kühlt sich die oberste Schicht ab, wird dadurch schwerer und sinkt in die Tiefe. Wärmeres Wasser steigt an die Oberfläche und erhält über die Nacht eine konstante, relativ hohe Temperatur.

Resultat: Die thermische Ausstrahlung reduziert die Temperatur des Landes viel stärker als die des Wassers. Dies hat die umgekehrten Verhältnisse gegenüber dem Tag zur Folge: Die noch warme Luft gibt über dem Land ihre Energie über den sensiblen Wärmestrom an die Landoberfläche ab und kühlt ab, indem sie das Land erwärmt (diesmal umgekehrt: sensibler Wärmestrom mit positivem Vorzeichen; die Wärmemenge reicht nicht aus, um das Land zu erwärmen). Mit sinkender Temperatur zieht sie sich zusammen und die Druckniveaus fallen unter die der Meeresoberfläche.

5.2.2 Hang- und Berg– Tal- Windsystem

Die prinzipielle Entstehung des Hang- und Berg-Tal-Windes ist ähnlich, wie die des Land-See-Windes. Es handelt sich ebenso um einen tagesperiodischen Wind.

Tagsüber weht dabei der Wind vom Tiefland das Tal entlang über die Berghänge talaufwärts (Talwind), nachts dreht sich die Windrichtung um und es herrscht Wind, der von den Hängen herab und in Richtung Tiefland weht (Bergwind). Hinzu kommt eine Überlagerung durch den Hangwind. Verständlich wird der Prozess dadurch, dass die Temperaturschwankungen im Gebirge etwa doppelt so groß sind wie im Vorland. Tagsüber kommt es zu einer größeren Erwärmung (höhere Sonneneinstrahlung) und nachts zu einer stärkeren Abkühlung. Letzteres hängt damit zusammen, dass in größeren Höhen weniger Wasserdampf in der Luft vorhanden ist. Der Wasserdampf bildet zusammen mit anderen Gasen den Treibhauseffekt, der die langwellige Strahlung an die Erdoberfläche zurückemittiert und damit nicht in den Weltraum abgibt. Sinkt der Wasserdampfgehalt, steigt die Ausstrahlung und damit die Abkühlung in der Nacht.



Die Temperatur im Gebirge kann am Tag niedriger sein kann als im Vorland und es kommt trotzdem zum Luftaufstieg. Dies liegt daran, dass durch die hohe Einstrahlung im Gebirge die Luft relativ wärmer ist als sie nach dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten in dieser Höhe sein sollte.

Abbildung 31: Berg-Tal-Windsystem in seinen unterschiedlichen Stadien über den Tag (Mauser, aus LILJEQUIST, 1992) a) Hangaufwind und Bergwind bei Sonnenaufgang; b) Hangaufwind allein am Vormittag; c) Hangaufwind und Talwind um Mittag; d) Talwind allein am Spätnachmittag; e) Hangabwind und Talwind gegen Abend; f) Hangabwind allein am Beginn der Nacht; g) Hangabwind und Bergwind in der Mitte der Nacht; h) Bergwind allein vor Sonnenaufgang

5.2.3 Kaltluftentwicklung und -lagerung und deren Konsequenzen Bildung infolge:

a) Energieverlust durch Strahlung an der Oberfläche

b) Energieverlust der Luftbestandteile, d. h. grundsätzlich während der Nacht.

Der Grundtypus der Abkühlung in Strahlungsnächten ist in Abbildung 32 schematisch dargestellt.

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Der langwellige Energieverlust als Funktion der Oberflächentemperatur und der dämpfende Effekt der Luftfeuchte kann durch empirische Formeln beschriebe werden:



RL = σT4 (0,8o5 - 0,235) 10-0,052*e Angström 1916

RL = σT4 (0,52 + 0,065 e1/2) Brunt 1941

RL = 5,31 (10-14 T6) Swinbank 1963

σ = 5,67 * 10-8 mWcm-2K4 Stefan-Bolzman Konstante

Dampfdruck e = [mb], Lufttemperatur T = [K]

Der Grundtypus der Abkühlung wird als Folge von Bewölkung und Wind gestört. Bewölkung stört den Strahlungshaushalt (Wolken sind immer wärmer wie der klare Himmel) und Wind führt zu turbulentem Wärmetransport von höheren warmen Schicht zum Boden. Der Gradient der Temperatur wird kleiner.

Abbildung 32: Gestörte Abkühlung durch Wind und Bewölkung

• Bewölkung bewirkt eine Reduktion des Strahlungsverlustes.

• Wind bewirkt eine Durchmischung der Luftschichten.

Die bodennahe Temperaturschichtung wird unterschieden in:

• Strahlungstyp

• Windtyp



Abbildung 33: Abkühlungstypen nächtlich Abkühlung

Lagerung der kalten Luftmassen infolge der Schwerkraft! Es kommt zum Abtropfen am Hang und zur Ausbildung von KALTLUFTSTAUERSCHEINUNGEN und KALTLUFTSEEN

Abbildung 34: Nächtliche Verteilung der Lufttemperatur sowie Kräftediagramm für den Kaltluftfluß am Hang

In nachfolgenden Abbildung ist der typische Verlauf der Kaltluftseeausbildung an Hand einer kleinen Doline dargestellt. Besonders interessant dabei ist einerseits die vollständige Abkopplung des Kaltluftkörpers (Strahlungseigenleben --> sehr tiefe Temperaturen, Vegetationsumkehr) und andererseits die typischen Wechselwirkungen mit der Luft darüber.


Stadt- und Geländeklimatologie 2004/05 Prof. Mursch-Radlgruber


43

Abbildung 36: Typen des nächtlichen Temperaturganges am Hang (1) und im Grund (2) der Doline Gstettneralm (nach Sauberer und Dirmhirn)


Abbildung 36: Variation der Lufttemperatur 1m über Grund und der Windgeschwindigkeit 2m über Grund Typen der nächtlichen vertikalen Temperaturschichtung in Abhängigkeit der Windgeschwindigkeit

Das dauernde Überschreiten von Temperaturschranken bewirkt eine Vegetationsumkehr, d. h. keine Vegetation unten und höherer Bestand oben --> Forstgefährdung! Hecken, Dämme und kleinere Bodenausprägungen haben eine leitende Wirkung auf die Kaltluft.



Kaltluftproduktion

Der Energieentzug, der schließlich zum Kaltluftabfluß am Hang führt, ist vom Untergrund abhängig. Nach Geiger (1961) und Untersuchungen der Regionalen Planungsgemeinschaft Untermain (RPU 1974) existiert die folgende Reihenfolge des Kaltluftentzuges

unbewachsener Boden

Brachfeld

Hackfrüchte

Getreide

trockene Wiese

feuchte Wiese

Schonung und Niederwald

trockenes Moor

Hochwald

Guter

Kaltluftproduzent

schlechter

Abbildung 37: Thermisches Verhalten verschiedener Bebauungs-strukturen



Eine mittlere Kaltluftproduktion pro Fläche und Zeiteinheit gibt King (1973) mit --> 12 m3/(m3h) an. Für Freiflächen läßt sich dieser Wert wohl benutzen, für bebautes Gelände ist er nicht anwendbar.

Besonders bei austauscharmen, windschwachen Hochdruckwetterlagen kann sich die bodennahe Luft in klaren Nächten stark abkühlen. Dies hängt damit zusammen, dass der Untergrund je nach seiner Beschaffenheit sehr viel Wärme durch Ausstrahlung verliert und daher nach kurzer Zeit ein Wärmefluss aus der aufliegenden Luftmasse zum Boden hin einsetzt. Hält dieser Prozess des Wärmeübertrages von der bodennahen Luft an den Boden längere Zeit (einige Tage bis hin zu Wochen) an, so kann es zu extrem kalten Temperaturen kommen.

Da relativ kalte Luft im Vergleich zu warmer Luft dichter ist, sinkt sie bei diesen windschwachen Wetterlagen (d.h. bei schlechter Durchmischung) ab und sammelt sich in Bodennähe. Ist der Untergrund geneigt (Hanglagen), so fließen die Kaltluftkörper den Hang entlang hinab in die Tallagen (in Form von Kaltlufttropfen) und es kommt zu Kaltluftstauerscheinungen und zur Ansammlung von sog. Kaltluftseen, wenn die sich ansammelnde Kaltluft nicht durch ein Seitental abfließen kann, d.h. das Tal muss im Wesentlichen eine Kesselform besitzen. Einige Alpentäler weisen z.B. genau eine solche kesselförmige Gestalt auf, so dass dort im Winter innerhalb solcher Kaltluftseen bisweilen sehr tiefe Temperaturen auftreten können (bis unter -40°C).

Abbildung 38: Temperaturinversion in einem Tal (Skript Bioklimatologie, E.Mursch-Radlgruber) Der Energieentzug, der schließlich zum Kaltluftabfluss am Hang führt, ist vom Untergrund abhängig. Nach Geiger (1961) und Untersuchungen der Regionalen Planungsgemeinschaft Untermain (RPU 1974) existiert die folgende Reihenfolge des Kaltluftentzuges (vom guten zum schlechten Kaltluftproduzent):

unbewachsener Boden –-> Brachfeld –-> Hackfrüchte –-> Getreide trockene Wiese feuchte Wiese Schonung und Niederwald trockenes Moor –-> Hochwald

Eine mittlere Kaltluftproduktion pro Fläche und Zeiteinheit gibt King (1973) mit --> 12m³/(m³h) an. Für Freiflächen lässt sich dieser Wert wohl benutzen, für bebautes Gelände ist er nicht anwendbar. Das dauernde Überschreiten von Temperaturschranken bewirkt eine Vegetationsumkehr, d. h. keine Vegetation unten und höherer Bestand oben.




5.2.4 Luv-Lee-Windsysteme Wird eine Luftmassenströmung gezwungen ein Gebirge zu überqueren kommt es zu besonderen Luv- (windzugewandt) und Lee- (windabgewandt) Erscheinungen, die auf der Leeseite regionsspezifische Namen tragen wie der Föhn in den Alpen, der Chinook in den Rocky Mountains, der Leveche in Spanien, der Samum Algerien, der Chamsin in Ägypten.

Die klassische Föhntheorie, wie sie in Kap.3.3.2 diskutiert wurde geht von einer feuchtadiabatischen Abkühlung der Luftmassen auf der Luvseite und einer trockenadiabatischen Erwärmung auf der Leeseite aus. Daraus resultiert ein Wärmegewinn für die Leeseite. Diese Vorgänge erscheinen durchaus plausibel, erklären den Föhn aber unzureichend. Einwände sind z.B.:

1. Es gibt Föhnfälle ohne Bewölkung im Luv oder am Alpenkamm.

2. Die Luft der tieferen Lagen der Alpensüdseite ist nicht immer an der Überströmung beteiligt ist, sie kann stagnieren oder sogar aus nördlichen Richtungen wehen.

3. Die thermodynamische Föhntheorie kann nur einen beschränkten Teil der manchmal über 20°C großen Temperaturunterschiede erklären.

Untersuchungen haben ergeben, dass die Föhnluft, die in die Täler der Alpennordseite hinabsteigt, aus einer Höhe von 2000 bis 2500m ü. NN stammt. Eine Erklärung dafür, dass der Föhn in die Täler hinabsteigt, obwohl er wärmer und somit leichter ist als die Kaltluft im Tal, ist folgende: Eine Föhnströmung über einem Tal erzeugt in diesem einen Unterdruck, der bewirkt, dass sich die Strömung nach unten verlagert. Eine andere mögliche Erklärung sieht die Hauptursache für das Herabsteigen des Föhns in der Wirkung des herannahenden Tiefs, welches ein Abfließen der Kaltluft aus den Tälern verursacht. Als Ersatz wird Luft aus der Höhe zum Absteigen gezwungen. Weitere Erklärungen sehen den Föhn als schießende Strömung im Sinne der Hydraulik.

5.2.5 Stadt-Umland-Windsystem Eine Stadt, wie auch jede Art von Bebauung weist gegenüber dem Land einige Besonderheiten auf, die den Energie- und Stoffhaushalt der Erdoberfläche und bodennahen Atmosphäre beeinflussen und in Kap.10.1 näher beschrieben werden sollen. Zu diesen Effekten gehört auch die städtische Wärmeinsel, die eine Temperaturerhöhung gegenüber dem Umland bedeutet und dadurch bei sonst störungsfreien Bedingungen ein thermisches Tief induzieren kann. Dies führt bei Tag und Nacht (mit wechselnder Intensität) zu einer Strömung vom Umland zur Stadt, die Flurwind genannt wird. Bei Beckenlagen von Städten können die nächtlichen Hangwinde zu einer Verstärkung dieses Effekts führen.



6 DAS STADTKLIMA

6.1 Definition Stadtklima Jede Stadt stellt im klimatologischen Sinn eine Art künstliche, vom Menschen geschaffene Orographie dar. Durch ihre Anhäufung von Beton, Asphalt und Stein unterscheiden sich ihre physikalischen Eigenschaften in mannigfacher Weise vom freien Umland (Malberg, 1997). Die WMO (1981) sieht im Stadtklima ein modifiziertes Klima, dass durch die Wechselwirkung mit der „Behausung“ und deren Auswirkungen (einschließlich Abwärme und Emission von luftverunreinigenden Stoffen) entsteht (Schirmer et al., 1993).

Die wichtigsten Ursachen des eigenen Klimas in der Stadt können in der erhöhten Wärmeleitfähigkeit, der Modifikation der Strahlungsverhältnisse infolge der veränderten Oberflächengeometrie und der Zunahme atmosphärischer Luftverunreinigungen, im verminderten Feuchteangebot, der erhöhten anthropogenen Wärmeproduktion sowie in den veränderten aerodynamischen Eigenschaften der Stadtoberfläche gesehen werden. Aus dem Zusammenwirken dieser Faktoren, welche je nach Tages- und Jahreszeit und Baucharakter der Stadt sehr stark schwanken können, lässt sich eine Reihe komplexer meteorologischer Stadtphänomene finden, wie die Wärmeinsel, das lokale Windsystem, die Dunstfahne und der Leeniederschlag (Wanner, 1983).

6.2 Die Stadtatmosphäre Der Aufbau der Stadtatmosphäre unterscheidet sich grundlegend von der Freilandatmosphäre. In den zwei nachstehenden Unterkapiteln soll kurz der Unterschied beider Räume dargestellt werden (s. Abbildung 4.1).

6.2.1 Die atmosphärische Grenzschicht im Freiland Die atmosphärische bzw. planetarische Grenzschicht lässt sich, abgesehen von der etwa 1 mm dicken laminaren Unterschicht, in die Prandtl- und Ekmann-Schicht unterteilen (Schirmer et al., 1988). Diese Grenzschicht wird durch mechanisch und thermisch induzierte Turbulenzvorgänge charakterisiert, die im Allgemeinen für eine gute Durchmischung der Luft sorgen. Die Mächtigkeit dieser Schicht hängt von der Rauhigkeit der Erdoberfläche, vom vertikalen Temperaturgradienten und von den Windverhältnissen ab. Die Obergrenze kann tagsüber auf 1.000 bis 2.000 m (aufgrund der Einstrahlungsbedingungen) ansteigen, nachts hingegen beträgt sie nur wenige hundert Meter (Kuttler, 1998).

Die unmittelbar dem Boden aufliegende Luftschicht (Prandtl-Schicht) weist eine Mächtigkeit von ungefähr 10% der atmosphärischen Grenzschicht (im Mittel etwa 100 m) auf und ist für das tierische, pflanzliche und menschliche Leben von besonderer Bedeutung (Schirmer et al., 1998). In ihr sind Impuls-, Wärme- und Feuchteverhältnisse höhenunabhängig. Auf die Windbewegung hat die Coriolisbeschleunigung noch keinen Einfluss und somit spielt nur die Schubspannung eine Rolle (Kuttler, 1998). Die an der Prandtl-Schicht anschließenden Ekmann-Schicht erreicht eine Höhe von etwa 1.000 m, die Obergrenze der atmosphärischen Grenzschicht. Sie ist (auf der Nordhalbkugel) durch die Winddrehung nach rechts bis zur Richtung des geostrophischen Windes und – im Gegensatz zur Prandtl-Schicht – durch nur noch geringe Windzunahmen gekennzeichnet (die Obergrenze bildet die Ekman-Spirale) (Schirmer et al., 1998). Hier treten bereits höhenabhängige Änderungen der Impuls-, Wärme- und Feuchteströme auf (s. Abbildung 4.1) (Kuttler, 1998).


6.2.2 Die atmosphärische Grenzschicht in der Stadt In der Stadtatmosphäre ist es aufgrund der größeren Rauhigkeit, der überwiegend trockenen Oberflächen, sowie der emittierten Luftschadstoffe und Freisetzung von Abwärme notwendig, die bodennahe Grenzschicht in weitere Bereiche zu unterteilen (s. Abbildung 4.1) (Kuttler, 1998):

urban canopy layer (UCL): Stadthindernisschicht. Sie reicht vom Boden bis zum mittleren Dachniveau und in ihr stellen die meteorologischen Verhältnisse eine Mischung aus unterschiedlichen Mikroklimaten dar. Die Stadthindernisschicht setzt sich aus den Wechselwirkungen mit der unmittelbaren Umgebung (Gebäude, Straßen, Plätze, Parks, Wasserflächen) zusammen (Schirmer et al., 1988).

turbulent wake layer: Übergangsschicht

urban boundary layer (UBL) bzw. urban constant flux layer: Sie ist die eigentliche Stadtgrenzschicht und stellt ein mikro- bis mesoskaliertes Phänomen dar, dessen Eigenschaften durch die Stadtoberfläche determiniert sind. An sie grenzt die Mischungsschicht an (Kuttler, 1998).

Abbildung 39: Atmosphärische Grenzschicht in der Stadt und im Umland (Helbig, Baumüller, 1999)

6.2.3 Der Strahlungs- und Energiehaushalt der Stadtatmosphäre Die Strahlungsbilanz

Für die Strahlungsbilanz ist der Zenitstand der Sonne sowie die Trübung der Atmosphäre entscheidend. So kann in einer Stadt eine Strahlungsschwächung z.B. im Winter durch die verstärkte Beheizung der Wohnungen und somit stärkerer Trübung, sowie durch einen sehr niedrigen Zenitstand beobachtet werden (Kuttler, 1998).

Insgesamt kann in der Stadt durch die Dunstglocke eine Minderung der Globalstrahlung von bis zu 20% gegenüber dem nichtbebauten Umland beobachtet werden (s. Tabelle 4.5) (Kuttler, 1998).

Betrachtet man die UV-Strahlung in der Stadt, so ist sie, je nach Wetterlage und Jahreszeit, bis zu 30% geringer als im nichtbebauten Umland (s. Tabelle 4.5). Dies ist auf die Absorption der photochemisch aktiven UV-Strahlung im Rahmen des bodennahen Ozons und deren Reflexion an Staubpartikeln zurückzuführen. Es gibt jedoch Situationen, in denen es in der Innenstadt zu einer höheren UV-Strahlungsintensität als in der Umgebung kommt. Die Ursache dafür kann damit erklärt werden, dass die Ozonbildung von verschiedenen Vorläufergasen abhängig ist, aus denen sich über mehrere Department für Wasser-Atmosphäre-Umwelt Institut für Meteorologie



Reaktionsschritte der sekundäre Luftschadstoff Ozon bildet. Ein aus dem Stadtgebiet hinaus erfolgender Ozon- und NOx-Transport, der selbst bei austauscharmen Wetterlagen trotz geringer Luftbewegung immer vorhanden ist, kann dafür sorgen, dass letztlich im Umland bei höheren Ozonkonzentrationen niedrigere UV-Werte gemessen werden (Kuttler, 1998).

In Tabelle 6 wird der Anteil der einzelnen Frequenzen des Sonnenlichts am Beispiel Paris dargestellt.

Tabelle 6: Anteile der einzelnen Frequenzen des Sonnenlichts in Paris (Fezer, 1995)

Frequenzbereich Stadtmitte (%) Stadtrand (%)

Extremviolett 2,5 5,0

Ultraviolett 0,3 3,0

Sichtbares Licht 43 40

Infrarot 54 52 Die Albedo in der Stadt, das Verhältnis zwischen reflektierter und einfallender Sonnenstrahlung, ist u.a. von der Farbgebung und dem Material der Oberflächen, von der Exposition der einfallenden Strahlung, sowie vom wechselnden Sonnenstand abhängig. Für europäische und nordamerikanische Städte liegen die Albedowerte zwischen 10 bis 30% (Kuttler, 1998). Tabelle 7 soll einen Überblick der Albedo, Wärmeleitfähigkeit und -kapazität verschiedener Baustoffe und deren Spannen sowie Mittelwerte geben.

Tabelle 7: Albedo, Wärmeleitfähigkeit und -kapazität verschiedener Stoffe (Fezer, 1995) Stoff Albedo

(%) Leitfähigkeit

[kJ/cm x s x grd] Volumenwärme

[J/cm] frischer Schnee Beton Eternit Dachziegel Schiefer Asphalt Innenstädte USA US-Wohnvororte und deutsche Städte

85 10 – 35 14 – 40 25 – 30

10 10 – 20 20 – 23 15 - 20

13,0 6,7 8,4 18,8 7,0

1,9 1,3 1,7 2,2 2,0

Die am häufigsten verwendeten Asphaltsorten reflektieren nur 10% der Globalstrahlung; ihre Wärmeleitfähigkeit mit 7 kJ/cm·s·grd und Volumenwärme von 2 J/cm ist hoch (s. Tabelle 7) (Fezer, 1995). So beträgt die Temperatur in 10-20 cm Tiefe ganztags 5 bis 9 K mehr als an der Oberfläche (Aseda, Ca, 1993).

Bei den verschiedenen Dachbedeckungen ragt Schiefer durch seine geringe Reflexion, extrem guter Wärmeleitung und -speicherung heraus. Faserbeton und Ziegel hingegen reflektieren gut ein Viertel der Sonnenstrahlung in kurzwelliger Form, leiten die Wärme halb so gut und speichern wenig (Fezer, 1995).

Die Energiebilanz

Die städtische Energiebilanz wird in einem erheblichen Maß durch den hohen Versiegelungsgrad und die Vegetationsarmut beeinflusst. Der relativ rasche Regenwasserabfluss nach Niederschlagsereignissen


führt dazu, dass nur wenig verdunstet. Die Evapotranspiration und damit die latente Wärme erfahren eine starke Einschränkung, und der fühlbare (sensible) Wärmestrom erhöht sich über versiegelten Flächen.

Inwieweit sich die städtische von der ländlichen Energiebilanz unterscheidet, lässt sich vereinfacht aus Abbildung 40 erkennen. Die Vegetationsarmut in geschlossenen Siedlungen führt dazu, dass für Wasserverdunstung und Transpiration weniger Energie verbraucht wird (höchstens 2/3). Für den Bodenwärmestrom sind die massiven Mauerwerke (Ziegel- oder Naturstein), Straßenpflaster und andere Beläge, sowie ein verdichteter Untergrund entscheidend; diese können gegenüber Wiesen und Ackererde 2 bis 4 mal mehr Energie aufnehmen. Sowohl Wärmeleitfähigkeit als auch Wärmekapazität sind bei städtischen Materialen größer (s. Tabelle 7) (Fezer, 1995).

Abbildung 40: Schematische Darstellung der Energieströme in der Stadt und am Land (Fuggle, Oke, 1970) RN = Strahlungsbilanz A = Advektionsfaktor H = turbulenter Wärmestrom B = Wärmeumsatz in Boden, Gebäude, Straßen usw. LE = Verdunstungs- und Kondensationswärme HE = Wärme von Verbrennungs- und metabolischen Prozessen P = Photosynthese und Respiration

6.3 Die städtische Wärmeinsel Der bekannteste Effekt einer Stadt ist die Temperaturerhöhung gegenüber dem Umland, die „städtische Wärmeinsel“. Der Wärmeüberschuss in der Innenstadt beträgt im langjährigen Mittel 1,5 bis 2,5°C. Diese Überwärmung ist jedoch u.a. im Tages- und Jahresgang, je nach geographischer Lage, Größe der Stadt und Wetterlage differenziert zu sehen. So können z.B. starke Winde die Unterschiede weitgehend ausgleichen (Lauer, 1999). Betrachtet man z.B. Mexiko City, so zeigt der kälteste Monat Januar (Trockenzeit) den größten thermischen Stadt-Land-Kontrast; im Juli, während der Regenzeit, ist eine deutliche Abschwächung der



Wärmeinsel feststellbar (Lauer, 1999). Jauregui (1973) hat für diese Stadt einen Wärmeüberschuss von 2°C für das gesamte Jahr und für die Trockenzeit von 4°C ermittelt. Die Abweichung der mittleren Minimumtemperaturen für Dezember (Trockenzeit) beträgt sogar 10°C. Der Stadteffekt ist in randtropischen und subtropischen Regionen mit ausgeprägten Trockenzeiten markanter ausgebildet als in den windreichen, interdiurnen Wechselklimaten der gemäßigten Breiten (Lauer, 1999).

Abbildung 41: Wärmeinsel der Stadt Wien (blau = kalt, rot = warm)

6.3.1 Ursachen für die Ausbildung von Wärmeinseln

Als wesentliche Steuerelemente für die Ausbildung städtischer Wärmeinseln in der Standhindernisschicht können die erhöhte Absorption kurzwelliger Strahlung und die verringerte langwellige Ausstrahlung gesehen werden, die von der Farbgebung der Gebäude sowie der Zuordnung der bebauten und unbebauten Flächen abhängig sind. Aber auch die veränderten Beträge der latenten und sensiblen Wärmeströme und die anthropogene Wärmeabgabe tragen dazu bei, dass im Stadtgebiet höhere Lufttemperaturen auftreten. Die Überwärmung der Stadtgrenzschicht wird durch die Zufuhr fühlbarer Wärme von unten aus der Stadthindernisschicht und von oben aus der Dunstglocke, durch Wärme- und Abgasemissionen aus Schornsteinen und Hauskaminen mit hochgelegener effektiven Quellhöhen sowie durch eine von der Art der Luftverunreinigung abhängigen Absorption kurzwelliger Strahlung, bestimmt (Kuttler, 1998).

Die Größe einer Siedlung ist ein entscheidendes Kriterium über das Ausmaß des Temperaturunterschiedes. Gartenstädte zeigen mit wachsender Ausdehnung kaum eine Intensivierung einer Wärmeinsel, während bei Siedlungen mit dichtbebauten Kernen die Überwärmung steiler steigt und bei belastenden Wetterlagen am stärksten ist (Fezer, 1995).

In der nachstehenden Tabelle 8 sollen die wichtigsten Faktoren zusammengefasst werden, die für die städtische Wärmeinsel verantwortlich sind.




Tabelle 8: Wahrscheinliche Ursachen für die Ausbildung von Wärmeinseln in der Stadthindernisschicht (a-g) und Stadtgrenzschicht (h-k) (Kuttler, 1998) Faktoren der städtischen Energiebilanz, die zu einer positiven Wärmeanomalie führen

Entsprechende Einflussgrößen mit ihren Auswirkungen auf die städtische Energiebilanz

erhöhte Absorption kurzwelliger Strahlung Luftverunreinigungen - Straßenschluchtengeometrie – Erhöhung der Oberflächen- und Mehrfachreflexion

erhöhte langwellige Gegenstrahlung Luftverunreinigungen – größere Absorption und Reemission

verringerte langwellige Ausstrahlung Straßenschluchtengeometrie – Herabsetzung des Himmelssichtfaktors

anthropogene Wärmequelle Siedlungs- und verkehrsbedingte Abwärme erhöhte Speicherung sensibler Wärme Baumaterialien – große Oberfläche – hohe

Wärmeübergangszahlen und -kapazitäten verminderte Evatranspiration Baumaterial – erhöhte Oberflächenversiegelung verminderte turbulenter Gesamtwärmetransport dreidimensionaler Stadtaufbau – Herabsetzung der

Windgeschwindigkeit anthropogene Wärmequelle industrielle und siedlungsbedingte WärmeemittentenErhöhung des sensiblen Wärmetransportes von unten

Wärmeinsel der Stadthindernisschicht (Wärmefluss von innerstädtischen Flächen des Bodens- und Dachniveaus)

Erhöhung des sensiblen Wärmetransportes von oben

Wärmeinsel der Stadtgrenzschicht, Dunstglocke, Turbulenzzunahme, Konvektion von Abgasen

Zunahme der Absorption kurzwelliger Strahlung Luftverunreinigungen – verstärkte Absorption gas- und partikelförmiger Spurenstoffe

6.3.2 Tages- und Jahresgang der Wärmeinsel

Hinsichtlich der zeitlichen Struktur, d.h. der Temperaturunterschiede im Tagesverlauf zwischen Innenstadt und Außenbezirken (s.Abbildung 40), sind im Winter wie im Sommer um 7 und 14 Uhr im Mittel die geringsten Unterschiede feststellbar. Anders liegen die Verhältnisse um 21 Uhr, wenn in der kalten und/oder warmen Jahreszeit (je nach geographischer Lage) eine signifikante Übertemperatur der Innenstadt zu beobachten ist. Im Einzelfall kann die Innenstadt in wolkenarmen, windschwachen Nächten zeitweise um 5 bis 10 K wärmer sein als die freie Umgebung (Malberg, 1995).

Bei Betrachtung des Tagesverlaufes der Wärmeinsel kann man feststellen, dass die mittlere Erwärmung zwischen 7 und 14 Uhr in den Innen- und Außenbezirken gleichmäßig verläuft. Anders jedoch verhält sich die Abkühlung: in der 1. Phase zwischen 14 und 21 Uhr sinkt die Temperatur in den äußeren Bezirken rasch, im Stadtinneren jedoch nur langsam. Zwischen 21 Uhr und 7 Uhr des Folgetages kühlt sich hingegen die Innenstadt rasch, das freie Umlang nur langsam ab. Diese unterschiedlichen Abkühlungsverhalten können mit Hilfe der Wärmeleitfähigkeit und der Wärmekapazität erklärt werden: die Eigenschaft der Beton- und Steinmassen können Wärme tiefer und länger speichern als das freie Land und rufen somit den Wärmeinseleffekt der Stadt hervor. Hauptsächlich ist es im Sommer die Einstrahlungsenergie, im Winter die anthropogen erzeugte Wärme, die gespeichert wird (Malberg, 1997).

In Tabelle 9 werden die 7 Phasen eines idealen Sommertages mit den wichtigsten Prozessen und Wechsel des Freilands und der Stadt aufgelistet.



Tabelle 9: Einteilung eines idealen sommerlichen Strahlungstages (Fezer, 1995) Phase wichtige Prozesse und Wechsel Freiland Stadt

Tau oder Reif

stärkste Wärmeinsel konstant

Flurwind am häufigsten

Temperatur fällt langsam spez. (abs.) Feucht fällt wegen... relative Feucht am höchsten oberhalb 100 m über Grund stärkste Winde Luftdruck Ozon

tief weinig

etwas höher fast keines

Nacht

Minimum von Lufttemperatur und Windgeschwindigkeit Zweitminimum des Luftdrucks CO2 und Bodeninversion am höchsten

1 Stunde vor Sonnenaufgang

Nebel am häufigsten Luftdruck steigt um 1-3 hPa in kleinen Tälern kentert der Wind

Zweitminimum der absoluten Feuchte

seltener konstant

früher Morgen

1,5 Std. 1,5–2 Std. Strahlungsströme gleichen sich aus kleiner Luftdruckbuckel nach Sonnenaufgang Sonnenstrahlung und Temperatur wachsen schnell Luft neutral geschichtet Nebel löst sich auf; Sicht am besten Bewölkung: nur winzige Cumuli in Tälern mit 20–1.000 km² Gebiet kentert der Wind auf trockenen Standorten: Transpiration und Photosynthese am stärksten Luft wird rasch absolut feuchter

später Morgen

über Wasserflächen setzt Verdunstung ein in Tälern mit >1.000 km² und an Küsten kentert der Wind Luftdruckmaximum

4-5 Stunden nach Sonnenaufgang

Strahlung und Temperatur wachsen schnell Warmluftschläuche stärker und höher, nehmen Pollen auf Thermik reicht zum Segelflug Bodenwind frischt auf Höhenwind schwach Luft absolut am trockensten

hohe Stromverbrauch SO2-Maximum

Vor- mittag

Sonne strahlt am stärksten Mischungsschicht am höchsten



stärkste Gletscherschmelze

Oberflächen am wärmsten

Flurwinde am seltensten

Luft erwärmt sich nur noch langsam Cumulus-Wolken am dichtesten Dunst, schlechte Sicht Viele Lokalwinde am stärksten Ozonmaximum 11.30-19.30 Uhr

Plateau ca. 16 Uhr Gipfel

früher Nach- mittag

Luft am wärmsten (evtl. Wärmelast) Nebel und Windstille am seltensten

15 Uhr

16–18 Uhr

Strahlung und Verdunstung lassen rasch nach Temperatur fällt langsam Luft ist relativ am trockensten Cumuli lösen sich auf, bessere Sicht Regen am häufigsten und stärksten Thermik reicht noch für Segelflug Pollen am dichtesten CO2-Minimum/O3 Maximum Druckminimum

17 Uhr 17 Uhr bis Sonnenuntergang etwas höher

15-20 Uhr Innenräume am wärmsten Wind hält länger an tief

später Nach- mittag

Strahlungsströme gleichen sich aus Luft absolut am trockensten Von Osthängen und kleinen Tälern beginnt Kaltluft abzufließen

2-1 Std. Sonnenuntergang etwas höher

Sonnenuntergang Wärmeinsel wächst schnell

Luft kühlt sich ab Bodeninversion, bei Sonnenuntergang... Ende der Konvektion, Mischungsschicht... Bergwind in größeren Tälern

am schnellsten erster Nebel nur 20 m

langsamer kein Nebel höher Staub, CO, NO, NO2 ein Std. nach Sonnenuntergang am höchsten

Abend

zweiter Gipfel der absoluten Feuchte Luftdruck-Zweitmaximum

3 Std. nach Sonnenuntergang

im Winter stärkste Wärmeinsel

Nacht

Luft kühl sich etwas langsamer ab

Der Jahresgang der Wärmeinsel hängt stark von der geographischen Lage ab. So betrachtete Hann im Jahre 1898 die Wärmeinsel von Graz für jeden Monat einzeln und erkannte, dass von Juli bis Oktober diese am stärksten und von März bis Mai am schwächsten ist (Fezer, 1995). Probáld (1974) beobachtete, dass die Wärmeinsel von Budapest im Juli und August am intensivsten ist.

In jenen Monaten, in denen häufiger stabile Hochdrucklagen in West- und Mitteleuropa auftreten, wie z.B. im Hochwinter und Spätsommer, sind Wärmeinseln am stärksten ausgeprägt. Im Frühling und Spätherbst hingegen häufen sich in dieser Region die zyklonalen Wetterlagen: Die Wolkendecke hemmt Ein- und Ausstrahlung, das Freiland kühlt sich nachts wenig ab und ist fast so mild wie die Stadt (Fezer, 1995).

Die nördlich gemäßigten Zonen können nach der Intensität der Wärmeinsel im Jahresgang in drei Regionen unterteilt werden:

In der subarktischen Zone ist die Wärmeinsel im Winter am intensivsten. In den Häusern wird stark geheizt, der Schnee wird durch Ruß und anderen Staub dunkel und schmilzt früher, während das weiße



Freiland nachts tief auskühlt. Ein Wintermaximum ist in Kanada, Nordeuropa, Sibirien, China und Japan beobachtbar.

In einer Übergangszone sind die Wärmeinseln im Hochsommer sowie Hochwinter am wirksamsten. Dieses Gebiet reicht von Irland bis Südrussland und springt in den winterkalten Hochländern (wie z.B. Bosnien und Anatolien) weit nach Süden vor.

Die dritte Zone umfasst das wintermilde West- und Südeuropa sowie die mittleren USA. Hier ist die Wärmeinsel im Sommer am stärksten; zurückzuführen auf den steilen Sonnenstand und der beständigen Hochdrucklagen (Fezer, 1995).

In den Tropen ist der Sonnenstand das ganze Jahr hoch, jedoch verhindern – zumindest tagsüber - die in den Regenzeiten den Himmel bedeckenden Wolken die Bildung einer ausgeprägten Wärmeinsel (Fezer, 1995).

6.4 Luftfeuchte und Niederschlag 6.4.1 Wasserbilanz und Luftfeuchte Nach quantitativen Abschätzungen nimmt in einer Stadt die vorhandene Wassermenge vor allem nach Niederschlägen, infolge des geringen Speichervermögens und hoher Abflussraten, sehr rasch ab, was zu tiefen Evapotranspirationsbeträgen und hohen β-Werten führt (s. Kap. 4.3.2) (Wanner, 1983).

Die vorhandenen Flächen des Kerngebiets einer Stadt sind in der Regel zu 70 bis 90% bebaut, asphaltiert oder anderweitig verfestigt. Nur ein geringer Anteil von 10 bis 30% sind Freiflächen und somit unmittelbar am Verdunstungsprozess beteiligt. Bei den versiegelten Flächen gelangt das Wasser direkt in die Kanalisation und verlässt durch dessen Einleitung in Flüsse rasch das Gebiet. Auf diese Weise ist bei den versiegelten Arealen die Verdunstung auf die Zeitspanne unmittelbar nach den Niederschlägen beschränkt, wogegen in den Freiflächen eine kontinuierliche Verdunstung auftritt (Fezer, 1995).

Betrachtet man den Wasserdampfdruck einer Stadt gegenüber dem des Umlands, so können folgende Faktoren zu einem erhöhten Wert beitragen (Kuttler, 1998):

Freisetzung von Wasserdampf bei Verbrennung fossiler Brennstoffe und metabolischen Prozessen;

künstliche Wasserzufuhr in Wasserversorgungssystemen (Trink- und Brauchwasser);

Vergrößerung des turbulenten Wasserdampftransports in der Stadtgrenzschicht;

eventuell erhöhter Niederschlag im Stadtgebiet;

positive Temperaturanomalie verursacht geringere Taubildung.

Die auf anthropogene Verbrennungsprozesse beruhenden Wasserdampfemissionen werden in der Stadthindernisschicht durch Kraftfahrzeuge und Hausbrandabgase verursacht. In der Stadtgrenzschicht hingegen wird die Zunahme des Wasserdampfs durch Schornsteinabgase in den entsprechenden Höhen hervorgerufen (Kuttler, 1998).

Eine Verringerung des Wasserdampfgehalts kann durch die eingeschränkte Versickerung und Speicherung, den schnellen Abfluss des Niederschlagswassers, sowie durch die geringe Anzahl von Verdunstungsflächen (im Verhältnis zum Freiland) erklärt werden (Kuttler, 1998).

Tagsüber weist vorwiegend eine Stadt in den gemäßigten Breiten eine niedrigere und nachts eine höhere spezifische Feuchte auf als ihr Umland. Die Ursache für den tagsüber geringeren Wert kann durch die eingeschränkte Evapotranspiration sowie den durch Konvektion bedingten Feuchtetransport in die Höhe erklärt werden. Die nächtliche Erhöhung der Luftfeuchtigkeit in der Stadt wird einer auch nachts noch anhaltende Evapotranspiration, einem an den turbulenten Austausch gekoppelten Wasserdampftransport aus der Stadtgrenzschicht in die Stadthindernisschicht, sowie einer durch die Übertemperatur der Stadt bedingten geringeren Taubildung zugerechnet (Kuttler, 1998).



6.4.2 Niederschlag Der Niederschlag in der Stadt weist widersprüchliche Untersuchungsergebnisse auf. Generell ist jedoch davon auszugehen, dass die Veränderung der Niederschläge durch einen Stadtkörper im Wesentlichen auf die nachfolgend genannten Parameter zurückzuführen sind:

die Überwärmung fördert während windschwacher Wetterlagen über dem Siedlungsgebiet die Konvektionsprozesse, wodurch es zu einer stärkeren Wolkenbildung, zu höher gelegenen Wolkenbasen und zu einer erhöhten Instabilität innerhalb von Wolken kommen kann

die größere Oberflächenrauhigkeit von Stadtgebieten bewirkt eine stärkere thermische und mechanische Turbulenz; bei windstarken Wetterlagen können dadurch Konfluenzzonen (Zusammenströmen von Luftmassen) entstehen, die wiederum eine verstärkte Wolken- und Niederschlagsbildung auslösen können

beim Übergang vom Umland zur Stadt können Staueffekte entstehen, die Luft wird zum Aufsteigen gezwungen, und neue Wolken können sich bilden

die Freisetzung von Luftverunreinigungen in Stadtgebieten bewirkt eine Vermehrung von Kondensationskernen (Kuttler, 1998)

Mit Hilfe verschiedener Messungen konnte festgestellt werden, dass es auf der Lee-Seite der Stadt zu einer Niederschlagserhöhung kommen kann. Es ist darauf hinzuweisen, dass die natürlichen Niederschlagsprozesse über einem Stadtgebiet durch den Stadtkörper modifiziert werden und es zu einer räumlichen Umverteilung kommt (Kuttler, 1998).

6.5 Das städtische Windfeld Die erheblich größere Bodenrauhigkeit einer Stadt im Vergleich zum Umland hat einen Einfluss auf das Windfeld: Die erhöhte Reibung kann zu einer Abbremsung der Strömung und damit zu geringeren Windgeschwindigkeiten innerhalb der Stadt führen. Des Weiteren wird die Luft beim Überströmen der Baukörper zum Aufsteigen gezwungen und übt somit einen Effekt auf die Vertikalkomponente der Strömung aus. Die vielfältigen Strömungshindernisse führen jedoch auch zu einer erhöhten Turbulenz im Stadtgebiet. Die verschiedenen Bebauungshöhen, die Anordnung von Straßenzügen, die Größe und Verteilung von Freiflächen lassen innerhalb der Stadt wiederum ein komplexes Wirkungsgefüge und entsprechende Unterschiede in den Windverhältnissen entstehen (Kuttler, 1998).

Während sich über einem Stadtgebiet eine durch die Bodenreibung ausgelöste Störung bis in Höhen von rund 500 m erstrecken kann, lässt ein geringerer Rauhigkeitsparameter schon bei etwa 400 m eine weitgehend unbeeinflusste Gradientwindgeschwindigkeit und über dem ebenen Umland in weniger als 300 m über den Grund zu (s.

Abbildung 42Im Vergleich zwischen dem Umland und einer Stadt sind die Werte der Windgeschwindigkeiten in der Stadthindernisschicht im Durchschnitt um 10 bis 20% kleiner (s. Tabelle 4.5). Es ergeben sich in Abhängigkeit von der Bebauungsstruktur häufiger auftretende Windstillen (bis 10% häufiger als im nichtbebauten Umland), allerdings ist die Anzahl der Böen durch das gehäufte Auftreten thermisch und mechanisch induzierter Turbulenzen erhöht (Kuttler, 1998).


Abbildung 42: Vertikales Windprofil in der Stadt, Vorstadt und im Freiland (Helbig, Baumüller, 1999)

Abbildung 43: New York City – Beispiel einer komplexen Stadtstruktur, die zur Modifikation des Windfeldes führt

Abbildung 44: Windprofil: Beschleunigung in der Düse,

Windstille am Ufer (Fezer, 1977)




6.6 Innerstädtische Grün- und Wasserflächen Freiflächen können in Innenstadtgebieten in vielfältiger Weise zu einer Verbesserung der stadtklimatischen Situation beitragen, besonders in Städten südlicher Regionen.

Die positive Wirkung von Grünanlagen auf das Klima und die Luftqualität in Städten wird durch die Größe, den Aufbau und die Zusammensetzung des Vegetationsbestandes bestimmt. Schon mit Gras bepflanzte Flächen lassen günstige Veränderungen in der Strahlungs- und Energiebilanz gegenüber der bebauten Umgebung erkennen (wenn sie mit ausreichend Wasser versorgt sind).

Eine Verstärkung der bioklimatischen Effekte können durch das Vorhandensein von Sträuchern und schattenspendenden hohen Bäumen erreicht werden. Beispiele sind niedrigere Lufttemperaturen durch den Schattenwurf, oder eine effektive Filterung der durch den Stammraum strömenden Luft und somit eine Reduzierung der Windgeschwindigkeit. Die Grünflächen zeichnen sich auch durch eine höhere relative Luftfeuchtigkeit gegenüber versiegelten Flächen aus (Kuttler, 1998). So bilden innerstädtische Grünflächen kühle Inseln in einer warmen Stadt: In der Stadt Mexiko City beträgt die relative Luftfeuchte in der Trockenzeit (Dezember 1970, 6 Uhr) 45-55%, im 2 km breiten Chapultepec-Park hingegen 65-76% (Jauregui, 1973).

Wasserflächen in unmittelbarer Nähe der Stadt, wie es Flüsse, Seen oder Ozeanoberflächen darstellen, haben entsprechend ihrer Dimension ebenfalls einen kühlenden Effekt. Zurückzuführen ist dies auf die besondere Eigenschaften des Wassers: dessen sehr gute Absorptionsfähigkeit der Strahlung und schließlich seine hohe Wärmekapazität (Kuttler, 1998).

6.7 Wesentliche Unterschiede zwischen der Stadt und ihrem Umland Zusammenfassend soll die nachstehende egenüber dem Umland darstellen:

Tabelle 10 die modifizierten Wirkungen des Klimas der Stadt gegenüber dem Umland darstellen:

Tabelle 10: Vergleich Stadt – Umland (Schirmer et al., 1993) Parameter Charakteristische Größen Vergleich mit dem Umland Strahlung Globalstrahlung

UV (Winter) UV (Sommer) Sonnenscheindauer

bis 20% weniger bis 30% weniger bis 5% weniger bis 15% weniger

Temperatur Jahresmittel nächtliches Minimum Heiztage Dauer der Frostperiode Bodeninversion

bis 1,5 K höher bis 12 K höher bis 10% weniger bis 25% kürzer kaum vorhanden im Stadtbereich

Feuchte Jahresmittel relative Feuchte - Sommer

geringer; Winter bis 2% wenigerbis 10% weniger

Verdunstung Mittelwert bis 60% geringer Windgeschwindigkeit Jahresmittel

Böen Windstille (Calmen)

bis 30% geringer bis 20% niedriger bis 10% häufiger

Bewölkung Bedeckungsgrad bis 10% höher Niederschlag Niederschlagshöhe

Tage mit mehr als 5 mm Tage mit Schneefall Tau

bis 10% größer bis 10% häufiger bis 5% weniger bis 65% weniger



Luftbeimengungen stark erhöht

6.8 Der Mensch und das Stadtklima Bereits zur Zeit Hippokrates (460-375 v. Chr.) beschäftigte man sich mit der Frage, wie sich das Klima einer Stadt auf das Wohlbefinden des Menschen auswirkt. So beklagten schon damals einige antike Schriftsteller die schlechte Luft in den großen Städten, die durch den Rauch der Holzfeuerung verursacht wurde (Fezer, 1995). Dieses Kapitel soll einen Überblick über die Wirkungen des Stadtklimas auf den Menschen geben, wobei als direkte Effekte die Strahlung sowie die Temperatur und als indirekte die Luftschadstoffe zu nennen sind.

6.8.1 Human-bioklimatische Bewertung

Für die human-bioklimatische Bewertung kann nachfolgendes Schema angeführt werden:

Abbildung 45: Schema zur human-biometeorologischen Bewertung der thermischen Komponente des Klimas (Promet)

Die atmosphärischen und klimatologischen Gegebenheiten wirken natürlich auf das Leben, insbesondere auch auf die Menschen ein. Im folgenden soll eine Einführung in dieses große Themengebiet gegeben werden.

Bei der Beschränkung auf Langzeitvorgänge sind nach Flach (1957, 1981) primär folgende Wirkungskomplexe zu unterscheiden:

• chemischer ( Partialdrucke bestimmter Gase)

• aktinischer (Strahlungswirkungen, insbesondere UV + IR)

• thermisch-hygrischer (physiologischer Wärmehaushalt)

(u.a., z.B. elektrischer, magnetischer Art, synoptischer Wirkungskomplex, Wetterfühligkeit etc.)



Chemischer Wirkungskomplex:

Hier beschränkt sich die bioklimatische Sichtweise auf Sauerstoff-Mangelerscheinungen, die höhenabhängig (Höhenklima) sind. (Schadgase sind kurzfristige und werden deshalb in dem Rahmen nicht behandelt)

Ab ca. 1km Höhe über NN (Reizschwelle) treten Effekte auf, die aber durch zeitliche Anpassung kompensiert werden können - bis zur Höhe von 3km (Reaktionsschwelle). Effekte und Anpassung hängen stark von der körperlichen Konstitution ab. Typische Effekte sind z.B: Erhöhung der Herz- und Atmfrequenz, Zunahme des Hämoglobins (ärztlich nutzbar mit Höhentherapie), etc. Ab 3 - 4,5km Höhe (alles grobe Richtwerte) erhöht sich die Kompensationszeit auf Tage bis Monate und es treten echte Störungen auf (z.B. Verlängerung d. Reaktionszeit, Kopfschmerzen, Schwindel, Erbrechen, ..). zwischen 4,5 und 7km Höhe gelingt die Kompensation nur noch unvollständig bzw. nur bei außerordentlich guter Konstitution und langem Höhentraining, ab spätestens 7km Höhe (kritische Schwelle) besteht Lebensgefahr.

Aktinischer Wirkungskomplex:

Die IR-Strahlung (0,8 – 50µm) ist im Gegensatz zur UV-Strahlung wenig bedeutsam, sie geht eher in den thermisch-hygrischen Komplex ein. Die UV-Strahlung wird unterteilt in:

1. UVA: 0,31-0,38µm

2. UVB: 0,28-0,31µm

3. UVC: 0,01-0,28µm

Die UV-Strahlung nimmt mit der Höhe zu. Von einer intakten Ozonschicht wird ein Großteil der UVB- und die gesamte UVC - Strahlung absorbiert.

UVA- und UVB-Wirkungen auf den Menschen können sowohl positiver als auch negativer Natur sein:

Positiv:

Vitamin-D-Bildung, Zunahme der Hämoglobins, bakterizide Wirkung (Abtötung schädlicher Bakterien), ...

Negativ:

Erythembildung (=Hautrötung), Pigmentbildung (=Bräunung, aber gleichzeitig Anzeichen von Zellschädigung), Sonnenbrand (=Zellzerstörung), Augenkatarakte, Hautkrebs

Thermisch-hygrischer Komplex:

Dieser Komplex ist von zentraler humanbioklimatologischer (medizin-meteorologisch-klimatologischer) Bedeutung. Er setzt sich aus den atmosphärischen Einflussgrößen Lufttemperatur, Luftfeuchte und Wind zusammen. Die Luftfeuchte geht mit der Temperatur in die physiologische Wärmeempfindung von Mensch und Tier ganz wesentlich ein.

Man teilt den Menschen schematisch in einen „Kern-„ und einen „Schalenbereich“ ein, mit dem äußeren Abschluss der Haut und untersucht die in Wechselwirkung mit der Umgebung ablaufenden Stoff- und Energieflüsse. Folgende physikalische Prozesse laufen ab:

Wärmeleitung zwischen dem Kern (36,5°C) und der Haut, sowie zwischen der Atmosphäre und der Haut. Durch Verdunstung an der Haut sowie über die Atemwege wird (latente) Wärme an die Atmosphäre abgegeben.

Spezialisierte Sinneszellen der Haut (Kälte- und Wärmepunkte) registrieren die dortige Temperatur (Rezeptoren), über Nervenzellen erfolgt dann die Meldung an das „Wärmezentrum“ des Gehirns, das über das vegetative Nervensystem (und somit unbewusst) die Wärmeregulation steuert (z.B. „Gänsehaut“, Zittern zur Wärmerzeugung, Schwitzen, etc.).


Bei hoher Luftfeuchte z.B. wird aber die latente Wärmeabgabe erschwert, so dass die physiologische Wärmeempfindung nicht nur proportional zur Lufttemperatur, sondern auch zur Luftfeuchte verläuft. Eine übliche Maßzahl dafür ist die Äquivalenttemperatur (TÄ), mit deren Hilfe Schwülegrenzen gesetzt werden. Über TÄ = 50-56°C besteht erhöhte Wärmebelastung und auch gesundheitliche Gefahr, weil der Mensch sich schlechter gegen Hitzstress schützen kann als gegen Kältestress (welcher mit Kleidung leichter zu kompensieren ist).

Wind wirkt sich einerseits positiv bei Wärmestress aus, anderseits negativ bei Kältestress.

Die Errechnung der Wärmebilanz eines „Normalmenschen“ aufgrund der jeweils herrschenden Klimabedingungen ist bei vollständiger Betrachtung der dabei wirksamen Wärmeflüsse sehr aufwendig.

Jendritzky et al. (1979, 1990) entwickelten für diesen Zweck ein „objektives Bewertungsverfahren zur Beschreibung des thermischen Milieus in der Stadt- und Landschaftsplanung“ (sog. „Klima-Michel-Modell), und veröffentlichten mit dessen Hilfe Bioklima-Karten hinsichtlich Hitze- und Kältestress (für Westdtl.).

Die Bewertung des thermischen Wirkungskomplexesbasiert vielfach auf der Behaglichkeitsgleichung nachFanger. Sie führt zur Berechnung eines skalierten Wertesfür das thermische Empfinden (Predicted Mean Vote – PMV) und gibt an, welche Einschätzung das thermische Milieu im Mittel durch ein großes Kollektiv von Personen erfährt (vgl.Tabelle 11). In der Abb. ist die bioklimatische Belastung für Dresden als Karte der Anzahl von Tagen mit Wärmebelastung (PMV > 2,5) dargestellt (Landeshauptstadt Dresden 1998). Tabelle 11: Bewertungsindizes PMV zu Stufen thermischen Empfindens und physiologischen Belastungsstufen (VDI7387-2 1998). (Quelle: PROMET)


Bezüglich des Windkomforts gibt es Ansätze für eine absolute Bewertung (LOHMEYER et al. 1992). Die Tabelle 12 zeigt einige Kriterien im zusammenfassenden Überblick. Als Bezugsgeschwindigkeit wurde die Böengeschwindigkeit herangezogen. Teilweise existieren mehrere Kriterien zur Beurteilung des Windkomforts. In diesen Fällen genügt bereits das Nichterfüllen einer Bedingung, um der nächst höheren, also kritischeren Nutzungskategorie

zugeordnet zu werden.


Tabelle 12: Kriterien zur Beurteilung der Windverhältnisse (LOHMEYERet al. 1992). (PROMET)

Abbildung 46: Bioklimakarte von Dresden (Zahl der Tage mit thermischer Belastung, PMV >2,5), (Landeshauptstadt Dresden 1998) (PROMET)




6.8.2 Mensch und Strahlung Für das Wohlbefinden, zur Anregung der Hormondrüsen, zur Umsetzung von Karotin in Vitamin D u.a. braucht der Mensch eine Mindestmenge an Sonnenstrahlung. Gegen ein Übermaß muss er sich jedoch schützen (Aufsuchen von Schatten, Schirm, Kleidung u.Ä.) (Fezer, 1995).

In urbanen Siedlungen kann gegenüber dem Freiland eine Reduktion der Globalstrahlung von bis zu 20% beobachtet werden (s. egenüber dem Umland darstellen:

Tabelle 10), was einen direkten Einfluss auf das Wohlbefinden der Stadtbewohner hat.

Bei Tiefstand der Sonne ist die Streuung der Aerosole in der Atmosphäre stärker; auf der Erde kommt mehr diffuse als direkte Strahlung an. Im Freiland hält dieser Zustand nach Sonnenaufgang 1 bis 2 Stunden später an; in Barcelona bei wolkenlosem Juliwetter den ganzen Tag, da derartig viele Tröpfchen in der Atmosphäre schweben (Lorente et al., 1994). In Shanghai sank von 1959 bis 1984 die direkte Strahlung um rund 20%; den Verlust konnte die um 10% wachsende diffuse Strahlung nicht gut machen (Chow, Shao, 1987).

Vom ultravioletten Anteil kommen im Sommer 90 bis 70%, im Winter 0 bis 30 % auf der Stadtoberfläche an. Der Mangel an UV-Strahlung war die Erklärung für die starke Verbreitung der Rachitis in den englischen Industriestädten im 19. Jahrhundert (Fezer, 1995).

Aufgrund der höheren Lufttemperatur innerhalb und oberhalb der Stadt, des größeren Aerosolgehalts, der häufigeren Bewölkung sowie des extrem überhöhten Horizonts ist die atmosphärische Gegenstrahlung in der Stadt erheblich verstärkt. Ferner können warme Häuserwände die langwellige Zustrahlung noch verstärken, wobei diese Wärmestrahlung weit in die Nacht hinein anhält (Häckel, 1999). In einer Stadt kann man abends länger im Freien sitzen; in München sind 50 Abende des Jahres dafür mild genug, am Stadtrand nur 16 (Bründl, Höppe, 1984).

6.8.3 Hitzestress Durch das plötzliche Auftreten von wärmeren Temperaturen unterliegt der Mensch einer Stresssituation: Die hohen Temperaturen und insbesondere die Schwüle stellen sowohl bei Körperruhe, als auch während körperlicher Aktivität eine zusätzliche Belastung für Herz und Kreislauf dar (Schuh, 1995). Sobald eine Temperatur von 25°C überschritten wird, veranlasst jedes weitere Grad das Herz dazu, pro Minute einmal mehr zu schlagen; bei hoher Luftfeuchtigkeit sind es sogar um 2 bis 4 Schläge zusätzlich (Brosi, 1977). Die häufigsten Erscheinungen und Krankheiten, die bei thermischer Belastung auftreten, sind Herzversagen, Herzinfarkt, Aggressionen, Schlaflosigkeit, Depressionen u.Ä. (White, 1985). Des Weiteren schwindet bei sehr hohen Temperaturen die Konzentration, so dass sich u.a. Straßenverkehrsunfälle häufen, aber auch die Arbeitsleistung der Menschen eingeschränkt ist (Fezer, 1995).

Eine Hitzewelle (Syn. Hitzeperiode) ist eine plötzlich verlängerte Periode mit übermäßig hoher Lufttemperatur. Die Wahrscheinlichkeit des Auftretens von Hitzeperioden ist in Kontinentalklimaten am größten; besonders bei anhaltenden antizyklonalen Wetterlagen mit ungestörter Einstrahlung und Luftruhe (Schirmer et al., 1988).

In Griechenland starben während einer Hitzeperiode im Jahre 1987 innerhalb einer Woche um 4.000 Menschen mehr als im statistischen Durchschnitt, davon allein 2.000 in Athen. In London erhöhte sich die allgemeine Mortalität durch Hitzewellen im Juli 1976 und Juli-August 1995 um 15% (IPCC, 2001b). Im Juli 1995 fielen in Chicago 700 Menschen einer Hitzewelle zum Opfer, wodurch die Zahl der Todesfälle um 85% höher lag als in derselben Periode in den Jahren zuvor (Patz et al., 2000).

Eine Hitzewelle tritt meist in der Zeit des saisonalen Minimums der Sterberate auf, die Wärmebelastung ist nahezu unausweichlich und wird durch den städtischen Wärmeinseleffekt verstärkt. In der Mortalitätsstatistik tauchen verstärkt Personen mit eingeschränkter Akklimatisierungskapazität auf: Kleinkinder, Kranke und ältere Personen (Menne et al., 2000), wobei es sich überwiegend um eine „Vorverlegung“ des Todeseintrittsdatums um wenige Tage bis Wochen handelt. Untersuchungen in Baden-Württemberg von 1968 bis 1993 zeigen bei extremer Wärmebelastung einen Anstieg der



Mortalitätsrate um 10% und in den darauf folgenden 40 Tagen einen Rückgang um fast 3% (Jendritzky, 1998).

Betrachtet man das Klima einer Stadt, so beginnen alle Phasen später und dauern 1 bis 4 Stunden länger als im Freiland (s. Tabelle 9). Der Spätnachmittag gilt hierbei als kritische Zeit: Die Temperatur ist noch hoch, der Wind ist bereits etwas abgeflaut, der Dampfdruck steigt. Wenn z.B. in Shanghai oder in Wuhan die Temperatur von 37°C überschritten wird, steigt die Zahl der Hitzschläge und der Brände überproportional an. Es konnten auch mehr Verkehrsunfälle beobachtet werden (Fezer, 1995).

Die tagsüber aufgeheizten Baumassen halten die Atmosphäre am Abend immer noch warm. Bleibt die nächtliche Temperatur über 25°C, fällt der Mensch in keinen Tiefschlaf mehr, den das vegetative Nervensystem nötig hätte, um zur Ruhe zu kommen (Moriyama, Matsumoto, 1988). Während einer Hitzeperiode im Juli 1966 stiegen in St. Louis die Todesfälle in der zweiten heißen Nacht schlagartig an und waren am vierten Tag am stärksten ausgeprägt (Fezer, 1995).

Buechley et al. (1972) haben eine Untersuchung der mittleren Minimumtemperatur und der Mortalität in einigen Bezirken in und um New York City durchgeführt. Die Ergebnisse der Studie zeigen auf, dass je dichter ein Bezirk besiedelt ist, desto stärker ist die Wärmeinsel ausgeprägt, desto heißer ist die Nacht und umso mehr ältere Menschen sterben. In Binnenbezirken sind die Auswirkungen am markantesten, in den Küstenbezirken mit ihrer Land-See-Windzirkulation etwas schwächer ausgeprägt.

Moriyama und Masumoto (1988) haben Nächte mit 25°C und mehr in drei japanischen Städte betrachtet und festgestellt, dass die Temperatur mit der Größe der Stadt eindeutig anwächst (s.Tabelle 13 ).

Tabelle 13: Anzahl von heißen Nächten (25°C und mehr) je Sommer in Sakai, Kobe und Osaka (Moriyama, Matsumoto, 1988)

Sakai Kobe Osaka Einwohner 1985 (Mio.) 0,5 1,4 2,6 Heiße Nächte je Sommer 3,4 22 32

Wer ist gegen Hitzestress besonders empfindlich?

Unabhängig von der ethnischen Zugehörigkeit und dem Geschlecht sind Menschen über 64 Jahre um einiges anfälliger als jüngere Erwachsene. Die Gefahr des Hitzetodes steigt scharf mit dem Alter an: Wird ein Alter von 85 Jahren und älter erreicht, ist das Risiko besonders hoch (McGeehin, Mirabelli, 2001). Ältere Personen sind häufig nicht imstande, ihre Herzleistung bei extrem heißen Wetter zu erhöhen, wobei auch oft der Gebrauch von Medikamenten, wie z.B. Beruhigungsmittel und Anticholinergika hinzukommt, was wesentlich zum Hitzschlag beitragen kann (Longstreth, 1999).

Die junge Bevölkerung zeigt in vielen Punkten Parallelen gegenüber älteren Personen auf, obgleich es sich in ihrem Fall nicht um einen Verlust der inneren körperlichen Funktion handelt, sondern eher darum, dass sie bestimmte Funktionen noch nicht erworben haben. Im Falle eines Hitzestresses sind Kleinkinder unter einem Jahr am anfälligsten, da ihr thermoregulierendes System das Potential eines Erwachsenen noch nicht erreicht hat (Longstreth, 1999).

Sozioökonomische Kriterien spielen in diesem Zusammenhang ebenfalls eine entscheidende Rolle: Arme Menschen können sich weniger effektiv gegen Hitzeeinbrüche schützen, da sie z.B. keinen Zugriff auf Ventilatoren oder Klimaanlagen haben bzw. nicht in kühlen Wohnräumen der Vororte, sondern in höheren Stockwerken und/oder in dicht bebauten Gebieten leben (McGeehin, Mirabelli, 2001).

Jones et al. (1982) überprüften die Mortalität nach der Hitzewelle im Juli 1960 und konnten aufzeigen, dass die Todesfälle gegenüber dem Erwartungswert um 57 bis 64% im Hauptmetropolenbereich von St. Louis und Kansas City, aber nur um 10% in den überwiegend ländlichen Bereich von Missouri, zunahmen.



6.8.4 Wirkung der Kälte Grundsätzlich findet man in Städten im Winter mildere Temperaturen gegenüber dem Umland vor (s.egenüber dem Umland darstellen:

Tabelle 10); dennoch kann man in urbanen Zonen Auswirkungen der Kälte beobachten: So wurde z.B. in Toulon und Paris eine erhöhte Sterblichkeit von Greisen und Unterernährten sowie über mehr Selbstmorde berichtet (Fezer, 1995).

Da der Wind die tiefe Temperatur viel deutlicher spüren lässt, sind beide Elemente gemeinsam zu werten. Hält sich ein Mensch z.B. mit gewöhnlicher Bekleidung in Innenräumen auf, wird schon eine leichte Luftbewegung wie 0,2 m/s als „Zug“ empfunden (Fezer, 1995). So ändert sich laut Varga (1981) der Hormonspiegel des Menschen, wenn der Wind um 1m/s auffrischt oder abflaut.

Im Garten, Hof oder Straßenraum ist der Wind im Durchschnitt schwächer als im nicht bebauten Gebiet (Fezer, 1995), die Anzahl der Böen durch thermisch und mechanisch induzierte Turbulenz ist jedoch hoch. Wirbelbildungen an hohen Gebäuden und Windkanalisierung bewirken in Bodennähe Zugerscheinungen, die unangenehme Reaktionen auf den Menschen (Windbelastung, Staubaufwirbelung, Augenreizung usw.) bewirken können (s.Tabelle 14) (Baumüller et al., 1990).

Tabelle 14: Belästigung durch Wind (Fezer, 1995) Windgeschwindigkeit Wirkung m/s Beaufort 4 6-8 10 20

3-4 5 6 8-9

Haare flattern, Kleidung bauscht Staub wird aufgewirbelt Schirm wird gewendet gegen den Wind muss sich ein Fußgänger um ¼ (22°) neigen; er braucht 4mal so lang für die gleiche Strecke

Gorjanc et al. (1999) untersuchten die Wechselwirkung der Temperatur und des Schneefalls gemessen an der Mortalität in Pennsylvania. Hierbei wurden Krankheitsbilder wie „Angina pectoris“, Hirninfarkt und Atmungserkrankungen genauer betrachtet. Es konnte aufgezeigt werden, dass vor allem ältere Personen (über 64 Jahre) einem stärkeren Risiko bei sehr kalten Temperaturen und Schneefall ausgesetzt und häufiger Opfer sind.

Das Auftreten zahlreicher Krankheiten wie z.B. Bronchitis, Magengeschwüre, Kropf, Ekzeme u.Ä. sind häufig mit der Wintertemperatur gekoppelt und somit saisonal gebunden (Persinger, 1980). Eine Hitzeperiode im Sommer fordert die meisten Todesfälle schon nach einigen Tagen; bei den Winterkrankheiten zieht sich dieser Prozess über Monate hin, und der Tod tritt verzögert ein. Insofern beziehen sich klassische „Winterkrankheiten“ wie Grippe, Verkühlung und Bronchitis nicht so stark auf die Tagestemperatur, so wie man es bei der Hitze im Sommer beobachten kann, und die Wechselwirkung zwischen Temperatur und Gesundheit im Winter ist um einiges schwerer nachzuvollziehen (White, 1985).

6.9 Stadt und Planung Durch einige antike Schriftsteller, durch Berichte über den sogenannten „Londoner Nebel", durch den Los-Angeles-Smog hat das „Stadtklima" einen leicht negativen Beigeschmack bekommen. Über die Vorzüge hat bis jetzt kaum jemand geschrieben. Auch die beste Planung kann nicht verhindern, dass aus einem natürlichen Klima nach einer Bebauung ein Siedlungsklima entsteht. Aber die Untersuchung der Wärmeinselintensität verschiedener Bauformen hat gezeigt, dass sich die Intensitäten erheblich unterscheiden können. Der Planer kann versuchen, die unerwünschten Elemente abzuschwächen, muss aber aufpassen, dass dabei nicht die erwünschten Eigenschaften schwinden. Das deutsche Bundesraumordnungsgesetz (1965, 3 2, Abs. 1) hat die Regionalplaner allgemein beauftragt: „Die


räumliche Struktur der Gebiete mit gesunden Lebens- und Arbeitsverhältnissen ... soll gesichert und weiter entwickelt werden."

Wenn ein altes Stadtviertel regeneriert, ein neues angefügt oder gar eine Neustadt auf der grünen Wiese gegründet werden soll, sollen möglichst viele Menschen auf möglichst kleiner Grundfläche möglichst gut untergebracht werden. Wenn Umzugswillige befragt werden oder an Planungssitzungen teilnehmen, wird das Umfeld (Lage, Licht, Luft, Lärm, erreichbare Grünflächen) primären Faktoren nachgeordnet; es spielt aber als Begleitmotiv eine gewichtige Rolle, die laufend wächst.

Viele Ziele lassen sich gar nicht miteinander vereinbaren. Der künftige Bewohner wünscht sich viel Sonne, aber nicht während einer Hitzewelle, eine gute Ventilation, aber keinen heftigen Zug. Im vergangenen Jahrzehnt haben einige Bioklimatologen die Wärmebelastung („Hitzestress") in den Vordergrund gerückt; sie könnte durch den Treibhauseffekt wirklich wichtig werden.

Klare Ziele ergeben sich dort, wo ein Klimaelement das Leben erschwert; dies ist an der Küste, in der Passatzone oder in subarktischen Gebieten der Wind. In den äquatornahen Tropen ist es die feuchte Hitze, in Höhen über 2000 m die Strahlung usw. In Wechselklimaten muss sich der Planer entscheiden, ob er gegen die Belastungen der einen oder der anderen Jahreszeit etwas tun soll und tun kann. Bis vor 50 Jahren haben deutsche Italienfahrer berichtet, sie hätten noch nie so scheußlich gefroren wie zu Weihnachten in Rom. Heute, seit die Häuser dort geheizt werden können, wird der Planer die Sommerhitze vorrangig beachten. Er wird die Sonnenstrahlung gering halten und die Ventilation fördern.

Ob man eine völlig neue Stadt gründen will oder nur ein neues Viertel an eine bestehende anfügt, jedes mal sollte das Land gründlich kartiert werden, nicht nur nach Baugrund, sondern auch nach klimatischen Eigenschaften. Zu fragen ist, wo ungünstige und wo Vorzugsstandorte sind. Welche Richtungen und Windstärken herrschen bei Inversionen vor? Woher strömt nachts und tags Frischluft in die Stadt? Lässt sich ein weiterer Strom in das Plangebiet umlenken? Freihalteflächen sind nach Prioritäten zu klassifizieren.'

6.10 Planung mit dem Klima Durch die Planung greift der Mensch in seine natürliche Klima - Umwelt ein und verändert sie --> positiv oder negativ!

Die wichtigste künstliche Umwelt ist durch den Bau von Häusern, Siedlungen und Städten gegeben. Dabei besteht eine sehr enge Wechselwirkung zwischen den in Abbildung skizzierten Disziplinen.

Abbildung 47: Am Planungsprozess in Wechselwirkende Disziplinen

• Analyse der Klimadaten

• Analyse der biologischen Notwendigkeiten (Bioklimadiagramm)

• Technologische Möglichkeiten



• Architektonische Kriterien

Klimatologie und deren Wechselwirkungen

Es geht nun darum, bioklimatische Planung durch objektiv kalkulierbare Methoden zu ermöglichen:

* Auswahl des Ortes

* Orientierung des Gebäudes

* Schattenberechnungen

* Form des Gebäudes

* Luftströmungen

* Energetische Überlegungen

Dies mündet in ein Schema, in dem verschiedene Methoden verknüpft werden, um letztlich eine Aussage in Form von Planungskriterien, basierend auf objektiven Verfahren, zu erhalten (Abbildung 47)

Abbildung 48: Planungskriterien zum Planen mit dem Klima



Schema zur Regionalplanung auf bioklimatischer Basis

Die klimatische Analyse erfolgt meist in Form von Häufigkeitsanalysen durch die Analyse von:

* Temperatur * Strahlung * Wind * Niederschlag * Feuchte

Durch die Verwendung des Bioklimadiagrammes erhält man eine übersichtliche Darstellung der bioklimatischen Anforderungen. Dabei werden mittlere Tagesgänge für die einzelnen Monate generiert und in das Nomogramm eingetragen. der Bereich, in dem der Tagesgang zu liegen kommt, gibt Auskunft über die klimatischen Anforderungen (Strahlung, Wind, Feuchte) um es physiologisch Angenehm zu Empfinden.

Abbildung 49: Bioklima Diagram

Durch die Umlegung dieser Information in ein Zeitdiagramm erhält man eine Darstellung der Anforderungen im Jahresverlauf.

Die Neigung der Kurven in Abbildung 49 spiegeln den Tagesgang der Temperatur im Monatsmittel wieder. Für Mineapolis ist fast das ganze Jahr zusätzliche Strahlung notwendig.

Man kann von 4 groben Klimabedingungen ausgehen:

o kalt

o gemäßigt

o heiß - trocken

o heiß - feucht



Abbildung 50: Bioklimadiagram von Miami und Mineapolis (USA)

Diese Regionalanalyse des Klimas erlaubt eine kompakte Aussage über die bioklimatischen Behaglichkeitsbedingungen und die Wettersituation. Das Zeitdiagramm zeigt, welches Element zu welchem Zeitpunkt, mit welcher Intensität notwendig ist, um das Gefühl der Behaglichkeit zu gewährleisten. Diese Forderungen geben Hinweise für den Entwurf von Bauwerken, Siedlungen und

Primär sind die beiden Faktoren:

ng

Errichtung eines Bauwerkes oder on Gebäudekomplexen. Dabei geht es vor allem um die Orientierung!

usste Bauleitplanung

esentliche Arbeitshilfen zur Berechnung der Strahlung enthält die INIE 3789, Blatt 2, (1994).

Strahlungsmaximum

rlichen Sonnenenergieeinstrahlung stellt die aus BIASIN u. DIETRICH (1992) entnommene Abbildung 52.

Städten.

WICHTIG!

• Strahlu

• Wind

die wichtigsten physikalischen Größen für die Planungskriterien bei derv

6.10.1 EnergiebewSonnengeometrie

Die Globalstrahlung hat ihr Maximum in Richtung auf den jeweiligen Sonnenstand. Sonnenenergienutzung beruht somit auch in der einfachsten Form auf optimaler Exposition der für den Energieumsatz vorgesehenen bzw. bauphysikalisch dafür geeigneten Flächen und ihrer Verschattungsfreiheit. Grundlagen und wVDI-RICHTL

Exposition

Die Orientierung von Flächen nach Himmelsrichtung und Neigungswinkel führt zu unterschiedlichen Einstrahlungsbeträgen, wobei die tages- und jahreszeitlichen Veränderungen des Sonnenstandes zu berücksichtigen sind. (Zwischen Sommer- und Wintersonnenwende ändert sich der Sonnenstand (Sonnenhöhe) am Mittag um immerhin 47 Grad!) So verschiebt sich im Winter daswegen des niedrigeren Sonnenstandes zu stärker nach Süden geneigten Flächen. Eine einfache Arbeitshilfe zur Beurteilung einer Flächenorientierung zur Nutzung der jäh



Abbildung 51: Einstrahlungsdiagramm (aus Biasin u. Dietrich, 1992)

In diesem Diagramm wird von einer mittleren jährlichen Einstrahlung auf die horizontale Fläche von 982 kWh/m² ausgegangen. Im Falle einer nach Süden orientierten und um 30° geneigten Fläche ergibt sich ein Maximum der jährlichen Einstrahlung von 1 055 kWh/m².

In Bezug auf diesen gleich 100% gesetzten Maximalwert bedeuten alle anderen Richtungsorientierungen und Neigungswinkel geringere prozentuale Strahlungsausbeuten. Betrachtet man die Verhältnisse im Falle einer Gebäudewand (Neigungswinkel 90°), stellt man für Orientierungen im Himmelshalbkreis zwischen Ost über Süd nach West eine vergleichsweise geringe Veränderung gegenüber der nach Osten und Westen abnehmenden Sonnenhöhe fest, d.h. die jährliche Einstrahlung bleibt im Bereich zwischen ca. 60% und 68% des Maximalwertes. Dies bedeutet allerdings weitaus weniger Strahlungsgewinn als im Falle einer horizontalen Fläche, die im Einstrahlungsdiagramm bei 93% läge. Nur der von der 93%-Kurve umschlossene Expositionsbereich bedeutet somit eine die horizontale Fläche übertreffende Strahlungsausbeute.

Verschattung


Verschattung bedeutet Verminderung der astronomisch möglichen Besonnung durch Horizontüberhöhung (z.B. Berge) oder umgebende Baulichkeiten. Vor allem bei Tallagen und nordexponierten Lagen, aber auch im Bereich dichter städtischer Bebauung ergeben sich empfindliche Einschränkungen der Sonnenscheindauer.

Abbildung 52: Besonnungsdiagramm für 48° 46'' nördl. Breite und 9° 11'' östl. Länge


Aufgrund der Verschattung bei niedrigem Sonnenstand erhalten Nordhänge mit Neigungen bis 10° im Winter 10% bis 30% weniger Globalstrahlung als südlich exponierte Lagen. Nordhangbebauungen sollten daher so weit wie möglich vermieden werden, da diese mikroklimatischen Nachteile nur unzureichend durch andere bauliche oder siedlungsstrukturelle Maßnahmen kompensiert werden können (DÜTZ u. MÄRTIN, 1982).

Mit Hilfe des Polarkoordinaten-Diagramms Abbildung 3/10 kann die astronomisch mögliche Sonnenscheindauer eines Standortes, aber auch ihre Einschränkung durch Horizontüberhöhung und Verschattung aus den für unterschiedliche Jahreszeiten geltenden Sonnenkurven ermittelt werden. Das Diagramm gilt streng für 48° 46" nördl. Breite, 9° 11" östl. Länge und ist in dieser Form mit genügender Genauigkeit in Baden-Württemberg zu verwenden. Bei dieser geographischen Breite ergeben sich die Extremwerte des Sonnenstandes um 12 Uhr Ortszeit (nicht MEZ !) zu:

64,5° (21. Juni, Sommer-Sonnenwende)

17,6° (21. Dezember, Winter-Sonnenwende)

Sonnenbahnen anderer Orte und beliebiger Tage können abgefragt werden unter der Internetadresse:

http://www.stadtklima.de/kalender/sonne.htm

Die punktierten Linien geben die Uhrzeit in MEZ (!) an. Die konzentrischen Kreise sind mit einer Grad-Skala der Sonnenhöhe versehen. Den gesuchten Sonnenstand erhält man durch das Aufsuchen des Schnittpunktes einer durchgezogenen Datumskurve mit einer punktierten Uhrzeit-Kurve. Am Schnittpunkt lassen sich der Winkel der Sonnenhöhe (konzentrische Kreise) sowie der Sonnen-Azimut (Himmelsrichtung der Sonne) ablesen, letzterer indem man den Schnittpunkt mit dem Mittelpunkt des Diagramms verbindet und aus der Kompass-Skala die zugehörende Himmelsrichtung abliest.

Abbildung 53: Besonnungsdiagramm Marktplatz Stuttgart


http://www.stadtklima.de/kalender/sonne.htm



6.10.2 Empfehlungen für die Planung:

Erhaltung und Gewinnung von Vegetationsflächen

Vermeidung der Bodenversiegelung; Grün- und Wasserflächen

Eine große Anzahl kleinerer Grünflächen trägt über ihre Summenwirkung zu einer Verminderung thermischer Belastungen bzw. des Wärmeinsel-Effektes bei, sofern sie eng vernetzt sind und eine stadträumlich sinnvolle Anordnung aufweisen (z.B. mit den Hauptbelüftungsachsen korrespondieren). Anpflanzungen von Bäumen und Sträuchern entlang von Straßen führen besonders innerhalb bebauter Gebiete zu einer Reduzierung der Aufheizung und dienen damit dem thermischen Ausgleich in überwärmten Stadtstrukturen. Großkronige Bäume mit entsprechendem Schattenwurf schaffen behagliche schattige Aufenthaltsbereiche. Andererseits können Anpflanzungen zur Reduzierung der Windgeschwindigkeit führen und damit den Abtransport von Schadstoffen beeinflussen. Außerhalb der Bebauung stellen Wald- und Pflanzstreifen unter Umständen Hindernisse für Kaltluftabflüsse dar.

Eine messbare klimatische Fernwirkung kommt nur bei sehr ausgedehnten Grünflächen der Größenordnung von mindestens 50 ha zustande. Die Wirkung kleinerer Grünflächen beruht indessen auf dem "Platzhaltereffekt" mit einer Verdrängung anderer stadtklimatisch nachteiliger Nutzungen.

Dachbegrünung

Wenngleich diese Dächer nicht immer aktiv nutzbar sind, z. B. als Sitzplatz im Grünen, so können im

Gegensatz zu monotonen Kies-, Bitumen- oder Blechflächen begrünte Dächer stets das Klima verbessern, Schadstoffe ausfiltern und Energie bei der Heizung einsparen.

Eine messbare Fernwirkung kommt begrünten Dachflächen dabei nicht zu, doch lässt sich die Wirkung vieler kleiner Einzelflächen in einer Baustruktur summieren.

Klimatische Wirkungen:

Positive thermische Effekte von Dachbegrünungen beziehen sich vorwiegend auf die Minderung der Temperaturextreme im Jahresverlauf (KOLB, 1989).

Während Kiesdächer und schwarze Bitumenpappe sich auf etwa 50°C bis über 80°C aufheizen, betragen die maximalen Temperaturen bei bepflanzten Dächern etwa 20°C bis 25°C.

In klaren Winternächten sinkt die Temperatur unbepflanzter Dächer auf bis zu -20°C. Die jährliche Temperaturschwankung beträgt somit ungefähr 100 Grad. Begrünte Dächer kühlen sich im Winter nur auf wenig unter 0°C ab, so dass hier die Jahresschwankung nur etwa 30 Grad beträgt.

Im Sommer wird über einem Dachgarten ein großer Teil der eingestrahlten Sonnenenergie zur Verdampfung von Wasser umgesetzt. Zur Verdampfung von 1 Liter Wasser sind bei normalem Luftdruck ca. 2250 kJ erforderlich, ohne dass dabei die Temperatur ansteigt. Mit der gleichen Wärmemenge können aber 100 m³ Luft um 18 Grad erwärmt werden. Im Sommer sind Dachbegrünungen für darunter liegende Räume insgesamt eine wirksame Maßnahme zum Schutz vor sommerlicher Hitze. Im Winter kommt es durch die Vegetation und das Dachsubstrat zu einer Verminderung des Wärmedurchganges und somit zu einer erhöhten Wärmedämmung.

Fassadenbegrünung

Fassadenbegrünung weist folgende positive Eigenschaften auf: - Verbesserung der Wärmedämmung durch Luftpolsterbildung - Verringerung des Wärmeverlustes durch Windabbremsung - Verringerung des Wärmeverlustes durch Änderung der Strahlungsverhältnisse - Umwandlung von Windenergie in Wärme - Kühlwirkung durch Verdunstung sowie durch Absorption und Reflexion der Sonnenstrahlen im

Blattwerk



- Feuchteproduktion durch Verdunstung - Schutz der Fassade vor starker Temperatur-, UV- und Schlagregenbeanspruchung

Sicherung des lokalen Luftaustausches

Flächen mit starker nächtlicher Abkühlung (abhängig von Bodenart, Bewuchs und Umfang der baulichen Nutzung) oder mit großer "Reliefenergie" (abhängig von Hangneigung, Hangform, Oberflächengestaltung) tragen zur Ausbildung lokaler, thermisch induzierter Windsysteme bei. Die topographischen Gegebenheiten haben im Zusammenhang mit dem lokalen Luftaustausch nicht nur eine passive, die Windströmung durch Abbremsung, Umlenkung oder Kanalisierung beeinflussende Funktion. Sie übernehmen vielmehr bei windschwachen Strahlungswetterlagen eine durchaus aktive Rolle, weshalb es berechtigt ist, im Hinblick auf die damit verbundenen klimaökologischen Ausgleichsleistungen von "klimaaktiven Flächen" zu sprechen.

Der Begriff "klimaaktive Fläche" bezieht sich sowohl auf die thermischen wie auch auf die reliefbedingten Voraussetzungen des lokalen Luftaustauschs und damit auf das Gesamtsystem Kaltluftentstehungsgebiet - Kaltluftabflussbahn bzw. Frischluftschneise. Die dadurch bewirkten Luftaustauschprozesse beruhen auf den meist nächtlichen Temperaturunterschieden benachbarter Räume. Je nach räumlicher Größenordnung bezeichnet man sie als "Kaltluftflüsse", "Hangabwinde" oder "Bergwinde". Am Rande großer Städte (auch des Flachlandes) spricht man von "Flurwinden" (KUTTLER, 1993)

Kaltluftentstehung

Grünes Freiland, d.h. Wiesen, Felder, Brachland und Gartenland mit niedriger Vegetationsdecke produzieren aufgrund ihrer nächtlichen Auskühlung größenordnungsmäßig 10 bis 12 Kubikmeter Kaltluft pro Quadratmeter und Stunde, was bei fehlendem Abfluss die Kaltluftobergrenze um 0,2 m/min ansteigen lässt. In einer Stunde kann sich also eine 12 m dicke Kaltluftschicht bilden. Die hohe Kaltluftproduktivität grünen Freilandes ist zudem mit der Eigenschaft verbunden, dass von hier abfließende Kaltluft in nur geringem Maß durch Strömungshindernisse gebremst wird. Waldgebiete wirken ebenfalls als nächtliche Kaltluftproduzenten. Im Waldbestand kühlt sich im Gegensatz zum Freiland ein größeres Luftvolumen ab, erreicht jedoch nicht die tiefen Temperaturen der Freiflächen. Die Baumkronen-Oberfläche des belaubten Waldes bzw. des immergrünen Nadelholzwaldes schirmt den Waldboden zur Atmosphäre ab und reguliert den Wärmeumsatz so, dass der Stammraum tagsüber nicht so stark aufgeheizt wird wie die bodennahe Luftschicht über Freiflächen und sich zur Nachtzeit auch nicht extrem abkühlt. Diese den Tagesgang der Lufttemperatur ausgleichende Wirkung ermöglicht es, dass stadtnahe Wälder auch am Tage Kaltluft zugunsten des Siedlungsraumes erzeugen. Besonders günstig für die Abkühlung bei Tag sind Waldgebiete, die an Nord- und Osthängen geringer Sonneneinstrahlung unterliegen.

Nächtliche Kaltluftabflüsse

In orographisch gegliedertem Gelände verursachen nächtliche Temperaturunterschiede zwischen der bodennahen Luft an den geneigten Flächen und derjenigen in gleicher Höhe weiter entfernt davon die Entstehung von Kaltluftabflüssen. Die Stärke, vertikale Mächtigkeit und Reichweite dieses thermischen Windsystems hängt nicht alleine von den orographischen Gegebenheiten wie Geländeneigung und Länge des Hanges ab, sondern auch von den thermischen und mechanischen Eigenschaften des jeweiligen Untergrundes. Die auf diese Weise entstehenden Luftströme können während der gesamten Nachtstunden beobachtet werden und sind trotz der relativ geringen Windgeschwindigkeiten in der Lage, Luftmasseneigenschaften wie Temperatur und Schadstoffe über größere Entfernungen zu transportieren. Sie können bei vorhandenen stadtklimarelevanten Luftleitbahnen zu einer belastungsabbauenden Be- bzw. Entlüftung des städtischen Raumes führen, wenn die herangeführte Luft nicht mit Schadstoffen belastet ist. Aufgrund ihrer hervorgehobenen Bedeutung werden nächtliche Kaltluftabflüsse bei stadtklimatischen Untersuchungen, Bebauungsplanverfahren und integrierten Umweltverträglichkeitsprüfungen besonders berücksichtigt.


Frischluftzufuhr

Wenn Kaltluftentstehungsgebiete im Einzugsbereich der Täler und Hangeinschnitte (Klingen) liegen, die zur Siedlung führen, sind damit die natürlichen Bahnen der Zufuhr frischer Kaltluft vorgegeben, da die kühlere Luft stets zu den tieferen Stellen des Geländes fließt. Die Intensität hängt von der Größe des Einzugsgebietes, der Hangneigung, der Weite der Täler und der Hindernisfreiheit ab. Saubere Frischluft kann durch lokale Luftströme aber nur dann herangeführt werden, wenn die Natur in der Umgebung und in den größeren Parkanlagen der Städte noch intakt und durch Schadstoffe nicht übermäßig vorbelastet ist.

Hindernisse für den Kaltluftfluss können sein: Talverengungen, Dämme, Lärmschutzwälle oder -wände, Baumriegel quer zum Talverlauf, vor allem aber Verbauungen durch größere Gebäude oder gar geschlossene Siedlungskörper. An Hindernissen staut sich die Kaltluft mit stark absinkenden Temperaturen und vermindertem Luftaustausch im Bereich vor und hinter dem Hindernis (Gefahr von Früh- und Spätfrost, verstärkte Nebelbildung). Vor allem über bebauten Gebieten führt die Zuführung von Wärme zur Verminderung von Reichweite und Wirkung des Kaltluftflusses.

Unter diesem Aspekt sind auch Straßenzüge zu sehen, welche in Strömungsrichtung der Kaltluft verlaufen, auch wenn sie als hindernisfreie Schneisen für den bodennahen Luftaustausch insgesamt förderlich sind. Bei talquerenden Straßen indessen spielt die Thermik des schmalen Straßenbandes eine untergeordnete Rolle, wobei in diesem Fall die Hinderniswirkung reliefverändernder Maßnahmen (Straßendämme, Lärmschutzeinrichtungen) dominiert.

6.10.3 Günstige Siedlungs- und Bebauungsformen

6.11 Bauwerksform Diese ist ähnlich wie die Morphologie der Pflanzen vom Klima geprägt.

Abbildung 54: Grundformen von Gebäuden Pflanzenmorphologie – Klimabereiche



Dies führt zur Definition von 4 Grundformen von Gebäuden für die 4 Klimabereiche. Dabei zeigen Pflanzen aus kaltem und heißem-trockenen Klimaten gewisse Ähnlichkeiten ---> viel Volumen, geringe Oberfläche.

Abbildung 55: Volumeneffekte

Daraus folgende Grundprinzipien:

Gemäßigte Zone Beweglichkeit (Wind)

Heiß - feuchte Zone leicht, durchlässig (Wind) In den Stadtstrukturen spiegelt sich dieses Prinzip der Grundformen wiede

Gliederung der Siedlungskörper

Damit die Luft auch bei schwachen Strömungen von außen in die Stadt eindringen und sie durchlüften kann, sollten die Siedlungskörper keine allzu große Flächenausdehnung und Bebauungsdichte aufweisen. Die Bebauung am Stadtrand darf keinen abriegelnden Bebauungsgürtel bilden. Sie soll vielmehr in aufgelockerter Form erfolgen.

Hangbebauung

Bei Städten in Tal und Kessellagen sind Art und Umfang der Hangbebauung für das Stadtklima von großer Bedeutung. Die Bebauung der Hanglagen sollte, wenn sie nicht überhaupt ganz vermieden werden kann, offen, mit angemessen niedrigem Nutzungsmaß unter Erhaltung verhältnismäßig großer nicht überbauter Flächen auf den Baugrundstücken und mit großen Abständen der einzelnen Gebäude untereinander erfolgen. Zeilenbebauung parallel zum Hang bildet für Hangwinde ein wesentliches Hindernis. Günstiger sind in dieser Hinsicht Bauzeilen senkrecht zum Hang; sie behindern allerdings parallel zum Hang verlaufende Winde. Senkrecht zum Hang orientierte Lüftungsschneisen sollten unbedingt freigehalten werden, wobei zusammenhängende Freiflächen gegenüber verstreuten, oftmals auch versiegelten Abstandsflächen zu bevorzugen sind. Hangbebauung sollte grundsätzlich niedrig bleiben und die natürlichen Hindernishöhen (Baumhöhen) möglichst nicht überschreiten, um günstige bodennahe Strömungsverhältnisse zu gewährleisten. Insbesondere bei flachen Hängen kommt eine punktförmige Bebauung mit größeren Grün- und Freiflächen einer guten Durchlüftung sowie der Kaltluftproduktion sehr entgegen.



Südhanglagen sind für das Wohnen besonders attraktiv. Die Bebauung südexponierter Hänge erweist sich auch aus energetischen Gründen als vorteilhaft. Bei einer solchen Planungsentscheidung sollten jedoch die oben behandelten geländeklimatischen Aspekte nicht unbeachtet bleiben. Die sich aus energiebewusster Planung ergebenden Bebauungskonzepte werden in der Regel mit den Belangen des örtlichen Klimas nicht im Konflikt stehen. Ein Beispiel dafür ist die in jeder Hinsicht ungünstige Beurteilung von engen Tälern, Mulden und Kaltluftseen als Siedlungsflächen.

Abbildung 56: Grundformen städtischer Strukturen




6.11.1 Planungsbezogene Stadtklimauntersuchungen Lufthygienische und meteorologische Untersuchungen können planerische Problemlösungen wesentlich unterstützen. Meteorologische Messungen, aber auch andere Untersuchungsmethoden erfordern angemessene Bearbeitungszeiträume. So sollte eine stationäre Klima-Messreihe mindestens eine jede meteorologische Jahreszeit mit einschließen und somit ein Jahr umfassen. Dazu kommt die Bearbeitungszeit für die Auswertung. Bei anderen Methoden sind die Zeit für den Modellbau (Windkanal), das Warten auf geeignete Wetterlagen (Tracergas-Versuche, ambulante Messungen), das Einholen von Genehmigungen für das Betreten/Befahren des Untersuchungsgebietes oder für das Aufstellen von Messeinrichtungen sowie die Bereitstellung verwertbarer Karten- bzw. Datengrundlagen für Modellrechnungen bei den Bearbeitungsfristen zu berücksichtigen.

Um Verzögerungen im Ablauf städtebaulicher Planungen wegen noch ausstehender Gutachten zu vermeiden, sollte die Notwendigkeit planungsbezogener Untersuchungen rechtzeitig erkannt werden. Wurden beizeiten systematisch Grundlagendaten über das örtliche Klima erhoben, verkürzen sich die Bearbeitungszeiträume in der Regel beträchtlich. Dazu kommt der große Vorteil von Klima- und Lufthygienekarten, bereits im Vorfeld einer Planung Auskunft über standortbedingte Restriktionen und damit über die Klimarelevanz des Vorhabens erhalten zu können.

Als Folge baulicher Maßnahmen treten in der Regel nur sehr geringe örtliche Veränderungen des Klimas auf. Diese bewegen sich bei isolierter Betrachtung der konkreten Maßnahme nahe der Nachweisgrenze oder im Bereich der natürlichen räumlichen und zeitlichen Schwankungsbreite der Klimaparameter. Der Hinweis auf die klimatische Summenwirkung zur bestehenden Bebauung bedeutet kein Eingeständnis der Bedeutungslosigkeit einer Planung, sondern ist im Hinblick auf die reale Erscheinung des "Stadtklimas" ein durchaus sachgerechtes Argument. Kleinräumige Veränderungen des Klimas als Folge einer Nutzungsänderung haben nur dann planungsrelevante Bedeutung, wenn sich damit wertende Begriffe wie "vorteilhaft" oder "nachteilig" verbinden lassen.

Da eine universell gültige Bewertung des Klimas nicht existiert, ist es oft schwer zu beurteilen, ob durch ein Planungsvorhaben klimatische Unzuträglichkeiten zu erwarten sind. Wie die Gutachterpraxis zeigt, geht es andererseits oft um sehr konkrete Sachverhalte, z.B. Ertragseinbußen bei frostempfindlichen Sonderkulturen durch Kaltluftstau. Die Wertminderung von Grundstücken aufgrund von Einwirkungen aus der Nachbarschaft oder der "Raub" von Licht, Luft und Sonne sind gleichfalls häufiger Anlass für Nachbarschaftsklagen. Verschiedene meteorologische Disziplinen können hier zur fachgutachtlichen Klärung des Sachverhalts beitragen:

Human-Biometeorologie (Fragen der thermischen Belastung, Passantenbelästigung durch Zugigkeit, Abkühlungsreize, Immissionsbelastung);

Agrarmeteorologie (Anbaubedingungen für Sonderkulturen)

Technische Klimatologie (Fragen der technischen Sicherheit, Wind- und Schneelasten, Glatteisbildung und Nebelhäufigkeit, Dimensionierung von Kanalnetzen und Regensammelbecken, Heizwärmebedarf, Standortfragen energiewirtschaftlich bedeutsamer Anlagen, Einsatz alternativer regenerativer Energien),

Immissionsklimatologie (Fragen der Schadstoffausbreitung und ihrer technischen Beurteilung).



LITERATURVERZEICHNIS/ QUELLEN/ EMPFEHLUNGEN

Bücher:

BARRY, R.G. UND CHORLEY, R.J., 1998: Atmosphere, weather and climate (7. Auflage) Routledge, London

BENDIX, J., 2004: Geländeklimatologie, Gebrüder Bornträger Verlagsbuchhandlung, Berlin Stuttgart.

BLÜTHGEN, J. UND W. WEISCHET, 1980: Allgemeine Klimageographie. 3. Auflage) Walter. de Gruyter. Berlin, New York.

BUSCH, P. UND W. KUTTLER, 1990: Grundriss Allgemeine Geographie. Teil I.: Klimatologie, Schöningh. Paderborn.

DEUTSCHER WETTERDIENST: PROMET, 2003: Umweltmeteorologie, Jahrgang 30, Heft ½.

FEZER, F., 1993: Das Klima der Städte, Perthes Geographie Kolleg, Justus Perthes Verlag Gotha.

HÄCKEL, H., 1985: Meteorologie. UTB. 1338. Ulmer. Stuttgart.

HARTMANN, D.L., 1994: Global physical climatology. Academic Press, San Diego.

HOLTON, J.R., 1992: An Introduction to Dynamic Meteorology. (3. Auflage) Academic Press, San Diego.

HUPFER, P., 1991:Das Klimasystem der Erde, Akademie Verlag GmbH, Berlin.

HUBPFER, P. UND W. KUTTLER (Hrsg.), 1998: Witterung und Klima. B.G. Teubner, Stuttgart.

LILEQUIST, G.H. UND K.CEHAK, 1984: Allgemeine Meteorologie. (3. Auflage) Vieweg. Braunschweig.

LUTGENS, F./ TARBUCK, J.E, 1995.:The Atmosphere. An introduction to meteorology. Prentice Hall, Inc.

MALBERG, H., 1994: Meteorologie und Klimatologie: Eine Einführung. (2. Auflage) Springer, Berlin.

MEYERS KLEINES LEXIKON, 1987: Meteorologie. Meyers Lexikonverlag. Mannheim.

OKE, T.R.., 1987: Boundary Layer Climates. (2. Auflage) Methuen. London.

OLIVER, J.E. AND W.R. FAIRBRIDGE, 1987: The Encyclopedia of Climatology. Van Nostrand Reinhold Sciences Series, Vol. 11.

PEIXOTO, J.P. AND A.H. OORT, 1992: Physics of Climate. American Institute of Physics. New York.

SCHÖNWIESE, CH.-D., 1988: Frankfurter Geowissenschaftliche Arbeiten. Serie B: Meteorologie und Geophysik. Band 2: Grundlagen und neue Aspekte der Klimatologie. Frankfurt am Main.

SCHÖNWIESE, Ch.-D., 2003: Klimatologie. UTB, 2.Auflage, Stuttgart.

STÄDTEBAULICHE KLIMAFIBEL, 2004: Innenministerium Baden-Würtenberg. (siehe Internetquellen)

STULL, R.B., 1988: An Introduction to Boundary Layer Meteorology. Kluwer. Dordrecht.

THALER, S., 2003: Klima – Mensch – Metropole, Diplomarbeit Universität Wien, 2003 (Diplomarbeit)

VAN EIMERS, J. UND H. HÄCKEL, 1979: Wetter- und Klimakunde. Ein Lehrbuch der Agrarmeteorologie. Ulmer. Stuttgart.

WALLACE, J.M. AND P.L.V. HOBBS, 1977: Atmospheric Science - An Introductory Survey. Academic Press, Orlando (USA).

WARNECKE, G., 1997: Meteorologie und Umwelt. Eine Einführung. (2. Auflage) Springer. Berlin.

WEISCHET, W., 1995: Einführung in die Allgemeine Klimatologie. (6. Auflage) Teubner. Stuttgart



Skripvorlagen:

BERNHOFER, CH., MIEGEL, F., 1997: Grundlagen der Meteorologie und Hydrologie, TU-Dresden, 1997

DIRMHIRN, I. 1991: Meteorologie, Universität f. Bodenkultur, Wien

HUBER, K., 2003: Klimageographie, Universität Wien.

MAUSER, W., 2004.: Einführung in die Klimatologie, LMUniversität München (siehe Internetquellen)

MAYER, H., 2002: Vertiefungsblock: „Klima in urbanen Räumen“ (Universität Freinburg)

MURSCH-RADLGRUBER, E., 2002: Bioklimatologie, Universität für Bodenkultur, Wien

Internetquellen:

http://www.geographie.uni-muenchen.de/iggf/Multimedia/Klimatologie/kl_Hauptseite.htm (Mauser, W.)

http://www.shv-fsvl.ch/d/wetter/archiv/0802.htm (Föhntheorie)

http://www.globalbioclimatics.org (Klimadiagramme nach Walter-Lieth)

http://www.klimageographie.de.vu (Abbildungen)

Klimafibel: http://www.staedtebauliche-klimafibel.de/

http://www.staedtebauliche-klimafibel.de/



ANHANG

Strahlungsgesetze

Energiebilanzen

Hydrostatische Grundgleichung und barometrische Höhenformel


Strahlungsgesetze (1) Lambert'sches Gesetz: Beilage 2.1 (2) Planck'sches Strahlungsgesetz: Die von der Wellenlänge λ (m) und der absoluten Körpertemperatur T(K) abhängige Energie der Schwarzkörperstrahlung Eλ

( )[ ][ ]2T

2c mW

51

1ecE

−⋅=

λλλ

c1: 3.74*10-16 [W*m-2]

c2: 1.44*10-2 [m*K]

(3) Wien'sches Verschiebungsgesetz: Wellenlänge der maximalen Ausstrahlung eines Schwarzkörpers

λ max = W/T

W: Wiensche Konstante (2897.8 µm ⋅ K) (4) Stefan-Boltzmann'sches Gesetz: Gesamte Ausstrahlung eines Graukörpers

E = T 4 Wm2ε σ⋅ ⋅

σ: Stefan-Bolzmann'sche Konstante (5.67*10-8 W*m-2*K-4)

(5) Kirchhoff'sches Gesetz: Emissionsvermögen des Graukörpers, bezogen auf den Schwarzkörper

ε ε= ⟨ ⟨EE

; 0 1 (dim. los)n

s

En: Ausstrahlung eines natürlichen ("grauen") Körpers Es: Ausstrahlung eines "schwarzen" Körpers



ENERGIEBILANZEN



Hydrostatische Grundgleichung und barometrische Höhenformel Prinzip: Vertikalbeschleunigung aufgrund der Druckabnahme steht im Gleichgewicht (balanced) mit der Gravitationsbeschleunigung.

Balance of vertical forces in an atmosphere with no vertical acceleration. The small arrows on the right side of the shaded block indicate the pressure exerted on the air in the block by the air above and below it in the column. The heavy arrows represent the vertical forces: the downward weight of the air and the upward force due to the vertical pressure gradient. Note that the incremental pressure change dp is a negative quantity, since pressure decreases with height. (WALLACE & HOBBS 1977:53)

- Einheitsfläche, d.h. "Einheitssäule"; - Luftmasse zwischen z und z + dz: ρ . dz; - Kraft (d.h. Masse ⋅ Beschleunigung) dieser Säule: g . ρ . dz; - Druckabnahme zwischen z und (z + dz): -dp;

Dann ist das vertikale Kräftegleichgewicht: -dp = g . ρ . dz und die hydrostatische Grundgleichung:

ddpz

g= − ⋅ρ ⎢ ∫∞

⋅⋅=z

zgp(z) dρ

Für die barometrische Höhenformel ergibt sich:

∆z z z R dTvg

pp

= − = ⋅ ⋅⎛

⎝⎜

⎞

⎠⎟2 1

12

ln


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