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Thema:

STRAHLUNGS- UND WÄRMEHAUSHALT DER ERDE

(2086x gelesen)

Seiten: 1

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Beitrag von BulleStefan

30.06.2005 14:33:26

BulleStefan

BulleStefan hat kein Profilbild...

Themenstarter
BulleStefan hat das Thema eröffnet...

HI.
Ich brauche bis morgen einen Vortrag über oben genanntes Thema.Da ich im Netz net viel gefunden habe,wärs nett wenn ihr mir helfen könntet!DANKE!
==> BulleStefan <==

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Beitrag von BulleStefan

30.06.2005 14:40:05

BulleStefan

BulleStefan hat kein Profilbild...

Themenstarter
BulleStefan hat das Thema eröffnet...

Schreibt mal bitte! Das is echt WICHTIG!

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Beitrag von kc106

30.06.2005 14:40:32

kc106

Profilbild von kc106 ...

das ist alles was mit diesem thema annähernd zu tun hat was ich bei mir finde:

Nach WEISCHET:
"Im zyklonalen Westwindklima an der Westseite der Kontinente dominiert ganzjährig der Luftmassentransport vom Ozean her. Die Temperaturen sind tatsächlich sommer- und wintergemäßigt, die zyklonalen Witterungsperioden herrschen ganzjährig vor, das Maximum ihrer Wirksamkeit liegt im Winter. Dementsprechend überwiegen bei ganzjährig auftretenden Niederschlägen diejenigen des Winters hinsichtlich ihrer Häufigkeit".
Die Witterung wird von einem Pendelmechanismus (Witterungswechsel) beeinflusst, der im Höhenwestwindgürtel der planetarischen Frontalzone entsteht.
Für autochthone Wetterlagen sind Hochdruckwetterlagen ausschlaggebend, dabei können trockene Luftmassen aus östlichen Richtungen herbeiführt werden.
Aufgrund der im Mittel vorherrschenden Luftdruckverhältnisse mit hohem Luftdruck über Süd- und Mitteleuropa sowie tiefem Luftdruck über dem Europäischen Nordmeer und dem Nordatlantik, überwiegen Windrichtungen aus dem Sektor Südwest- West- Nordwest.
Mit dem Wechsel der Strömungsrichtung werden Luftmassen unterschiedlicher Richtungen herantransportiert. Ihre jeweiligen Eigenschaften haben Einfluss auf das Wohlbefinden der Menschen.
Charakteristische Merkmale eines maritim getönten Klimas zeigen die durchschnittlichen Monatsmittel der Lufttemperatur mit Werten zwischen 0,5 und 1,5 °C im Januar als kältesten Monat und 16,5 und 17,5 °C im wärmsten Monat.
Die maximalen Jahresniederschlagssummen erreichen zwischen 700 und 800 mm. Die maximalen Monatsniederschlagssummen sind im Juli/ August, die minimalen Summen im März.

Die bodennahe Luftschicht

Die Luftschicht unterhalb der Höhe von 2 Meter (Höhe der meteorologischen Messstationen über Grund) wird bodennahe Luftschicht ("Menschenklima" genannt. In diesem Mikroklima findet man wesentlich andere Bedingungen vor als im Makroklima. Die Lehre vom Klima in Bodennähe wird Ökoklimatologie (griech. Standortklimatologie) genannt, da in ihr die Pflanzen und Tiere leben.
Es sind die klimatischen Bedingungen in der Grenzschicht Erde / Atmosphäre.
atmosphärische Grenzschicht: bodennahe Schicht mit deutlichem Einfluss der EOF auf die Luftschichten
Das "Klima" kann nur durch umfangreiche Rechnungen mit meteorologischen Parametern ermittelt werden, das es die Gesamtheit der meteorologischen Einzelvorgänge und das regelmäßige Wettergeschehen an einem Ort umfasst. In der bodennahen Luftschicht kann es besonderes Wetter geben.

Wärmehaushalt der Erdoberfläche
Strahlung
Die Sonneneinstrahlung ist die Lebensgrundlage auf der Erde und für die Atmosphäre der treibende Motor.
Auf verschiedene Art kann die entstehende Wärme transportiert werden.

Wärmeleitung
Ist der Vorgang der physikalischen Wärmeleitung. Durch erhitzen eines festen Stoffes geraten die Moleküle in Bewegung. Die lebhafteren Moleküle übertragen die Wärme durch anstoßen der sich langsamer bewegenden kälteren Moleküle.

Konvektion / Advektion
In Flüssigkeiten und Gasen besorgt dieser um ein vielfaches effektivere "Massenaustausch" den Wärmetransport. Werden flüssige oder gasförmige Teilchen erhitzt, verringert sich ihr spezifisches Gewicht und streben nach oben (Konvektion). Dabei werden seitlich kühlere Teilchen herangeführt (Advektion) die bei weiterer Erwärmung ebenfalls aufsteigen. Kühlen die Teilchen oben wieder ab, streben diese nach unten und können wieder der Wärmequelle zugeführt werden.
Mit dem Transport der Teilchenmasse wird auch die Wärme transportiert.

Aggregatszustandsänderungen
Bei jedem Phasenübergang (fest, flüssig, gasförmig) wird Wärme umgesetzt. Das an der EOF verdunstende Wasser entzieht dem Boden Energie in Form von Wärme. Derselbe Betrag an dem Boden entzogener Wärme kommt der Luft weiter oben zugute, wenn der Wasserdampf bei der Wolkenbildung kondensiert.
Bei der Sublimation wird ebenfalls Wärme frei.

Wärmestrahlung
Im Gegensatz zu Wärmeleitung, Konvektion und Aggregatszustandsänderungen bedarf diese Art des Wärmetransportes kein Medium (Sonnenstrahlung).
Die Wärmestrahlung ist ein Teilbereich der elektromagnetischen Strahlung mit Wellenlängen von 0,2 bis 100 _m.

Wärmehaushalt der Erdoberfläche
Die energetische Grundlage für alle Prozesse liefert die Strahlungsleistung der Sonne. Die solare Strahlungsleistung außerhalb der Erdatmosphäre ergibt bei mittlerem Abstand Erde- Sonne (149 600 Mio. km) die Solarkonstante S0 = 1,367 kW / m2 . Das Spektrum der solaren Strahlung beginnt bei einer Wellenlänge von 0,29 _m (UV) und reicht bis 4 _m (nahes IR). Durch die Reflexion an Wolken und Staub (Aerosole) erfährt die Solarkonstante eine Minderung und wird in den Weltraum zurückgeworfen (27%). Etwa 26% von S0 gehen durch Absorption verloren.

kurzwellige Strahlungsbilanz
Die Summe von Einstrahlung (positiv) und Ausstrahlung (negativ) ist die kurzwellige Strahlungsbilanz.
Die kurzwelligen Anteile des Strahlungsbilanzstromes gibt es nur am Tage wenn die Sonne scheint.
Zur EOF gelangt die kurzwellige Strahlung, die aus der direkten Sonnenstrahlung I0, der nicht an den Wolken oder Staubteilchen (Aerosole) reflektiert und in der Atmosphäre absorbiert oder diffus zerstreut wird und der Himmelsstrahlung H, der den diffus zerstreuten Anteil der Sonnenstrahlung darstellt und für den sichtbaren Spektralbereich das Tageslicht liefert. Da der kurzwellige Teil des sichtbaren Spektrums (der blaue Anteil) stärker zerstreut wird als der langwellige Teil, ergibt sich die blaue Himmelsfarbe. Die Durchlässigkeit der Atmosphäre ist also für den roten Bereich größer als für den blauen. Das hat zur Folge, dass bei tiefstehender Sonne fast nur die roten Strahlen die EOF erreichen.
Die auf eine horizontale Fläche bezogene Summe von Himmelsstrahlung und direkter Sonnenstrahlung ist die Globalstrahlung I0 + H.
Ein Teil der Globalstrahlung wird von der EOF in die Atmosphäre reflektiert. Das Reflektionsvermögen der EOF ist materialabhängig und wird Albedo (_) genannt.
Die zugestrahlte Energiemenge eines Ortes hängt von der Sonnenhöhe und damit seiner geographischen Breite ab. Je größer die geographische Breite, umso flacher fallen die Sonnenstrahlen ein, umso größer wird die horizontale Fläche, auf die sich ein Strahlenbündel verteilt und die zugestrahlte Energie wird pro Flächen- und Zeiteinheit geringer.

I = I0 * cos _

I0 ist die Intensität der senkrechten Strahlung, der Einfallswinkel.

Ist die kurzwellige Strahlungsbilanz positiv, wird der Energieüberschuss in Wärme umgewandelt.

Energiebilanzgleichung
Von der Sonne, Himmel und Atmosphäre wird der Bodenoberfläche Wärme zugeführt (Einstrahlung). Gegen die Wolken und in den Weltraum wird von der Erdoberfläche Wärme entsprechend seiner Temperatur und seinem Emissionsvermögen in Form von langwelliger Strahlung (4 - 100 _m) ausgestrahlt (Ausstrahlung). Die effektive Ausstrahlung E_ ist nicht mit der langwelligen Ausstrahlung eines jeden Körpers an sich zu verwechseln. Jeder Körper strahlt langwellig aus, zur effektiven Ausstrahlung wird jedoch nur der Anteil der ungehindert in die Atmosphäre entweichen kann, also bei geringer Bewölkung und Flächen ohne Horizonteinengung z. B. Straßenmitte.
Die Erde selber strahlt langwellig, erhält aber im gleichen Wellenlängenbereich die Gegenstrahlung Gaus der Atmosphäre (v.a. Wolken). Die Gegenstrahlung wirkt nicht durch Reflektion der Wolken, sondern durch die Absorption der Wolken der von der EOF ausgestrahlten langwelligen Strahlung und durch die Erwärmung senden die Wolken ihrerseits langwellige Strahlung auf die EOF. In erster Linie sind Wasserdampfgehalt der Atmosphäre und seine Temperatur für die Werte der Gegenstrahlung verantwortlich.
Vor allem die untersten Luftschichten tragen zur Gegenstrahlung bei. Daraus folgt, dass tiefe Wolken die nächtliche Ausstrahlung wirksamer herabsetzen als hohe Wolken. Die Eigenschaft der Atmosphäre, einen grossteil der von der EOF abgestrahlten langwelligen Strahlung zu absorbieren und in Gestalt der Gegenstrahlung der EOF wieder zugute kommen zu lassen, ist der natürliche Treibhauseffekt.

Der Grad der effektiven Ausstrahlung ist maßgeblich für die nächtliche Abkühlung.
Die Differenz zwischen den langwelligen Strahlungsströmen Gund Eist die langwellige Strahlungsbilanz Q.

Der Wärmehaushalt der EOF kann durch die Energiebilanzgleichung in folgender Form ausgedrückt werden:

Q + B + L + V + A = 0

Die Gleichung besagt, dass sich für jeden Zeitpunkt die folgenden Energieflüsse durch die Grenzfläche Erdoberfläche / Atmosphäre zu Null ergänzen:
- Strahlungsbilanz Q
- Bodenwärmestrom B
- fühlbare Wärme V
- latente Wärme L
- anthropogene Energiefreisetzung A

I + H




E


Q


G





Albedo




EOF


Im Winter überwiegt nördlich von 20° Breite die Ausstrahlung gegenüber der Einstrahlung (negative Strahlungsbilanz). Dieses Defizit wird durch meridionalen Wärmetransport von Süden nach Norden ausgeglichen. Im Sommer ergibt sich ein nach Süden gerichteter Wärmetransport. Es findet jeweils ein Transport von Wärmeenergie von der Sommer- zur Winterhalbkugel statt.

Bodenwärmestrom B
Bei positiver Strahlungsbilanz (siehe Zeichnung) wird ein Teil des Energieüberschusses für die Verdunstung (L) und den konvektiven Wärmetransport (V) verbraucht. Der Rest wird als Bodenwärmestrom in den Untergrund abgeführt und dort als Wärme gespeichert.
Die Fähigkeit Wärme zu speichern hängt von der Wärmekapazität und der Wärmeleitfähigkeit der verschiedenen Stoffe der EOF ab.
Wärmeleitfähigkeit: gibt an, wie gut ein Stoff Wärme pro Strecke, Zeitintervall und Temperaturdifferenz entlang einer Strecke ableitet (je größer ,,l" umso besser die Wärmeleitfähigkeit; d.h. es wird weniger Wärmeenergie benötigt um einen Stoff um 1 K in 1 m in einer bestimmten Zeit zu erwärmen; umso schneller die Abkühlung nachts) :



l: Wärmeleitfähigkeit
Q: Wärmemenge [Joule]
s: Länge [m]
_t: Zeitintervall [s]
_T: Temperaturdifferenz [K]

Wärmespeicherungsvermögen (spez. Wärmekapazität): gibt an, wie viel Wärmeenergie benötigt wird, um die Temperatur einer Masseneinheit des Stoffes um 1 K zu erhöhen (je größer cP umso langsamer erwärmt sich ein Stoff; d.h. es wird mehr Wärmeenergie nötig um einen Stoff um 1 K zu erwärmen; umso langsamer die nächtliche Abkühlung):


cp: spezifische Wärme
m: Masse des Stoffes in kg
T: Temperatur in K
Q: Wärmemenge in J

Wärmeleitfähigkeit einiger Stoffe:



Eisen 16,0
Beton 11,0
Granit 6,5
feuchter Lehmboden 2,0 - 5,0
Mauerwerk 1,5
Wasser 1,4
trockener Boden 0,4 - 0,8
Schnee 0,2
Luft 0,05


Temperaturleitfähigkeit
Ist die Fähigkeit, Temperaturunterschiede auszugleichen. Sie ergibt sich aus dem Verhältnis von Wärmeleitfähigkeit und Volumenwärme. Die Volumenwärme gibt analog zur spez. Wärmekapazität an, wie viel Wärmeenergie notwendig ist, die Temperatur einer Volumeneinheit eines Stoffes um 1 K zu erhöhen. Bei der Volumenwärme spielt die Dichte eine ausschlaggebende Rolle, da sie das Produkt aus seiner Dichte und der spez. Wärmekapazität ist.



pc= Volumenwärme [J m-3K-1]
p= Dichte [kg m-3]
Q= Wärmemenge [J]
m= Masse [kg]

Die Volumenwärme eines Stoffes ist das Produkt aus seiner Dichte und spez. Wärmekapazität.

Bevor die Wärme in einem Medium weitergeleitet wird, muss erst seine Volumenwärmekapazität erfüllt sein. Damit ergibt sich mit der Temperaturleitfähigkeit ein Ausdruck, der die Schnelligkeit für ein Temperaturausgleich in einem Stoff einstellt. Für Wasser ergibt sich ein Wert von 5,0 und für Luft 580 - 720! Die geringe Dichte der Luft führt zu einer schnelleren gleichmäßigen Erwärmung eines bestimmten Volumens.


a= Temperaturleitfähigkeit [m2 s-1]
l= Wärmeleitfähigkeit [J m-1 s-1 K-1]
pc= Volumenwärme [J m-3 K-1]

Kompakte Stoffe, wie sie in der Stadt vorherrschen, sind gute Wärmeleiter. Das Freiland ist geprägt von Stoffen mit hohem Volumenanteil des Isolators Luft, der die Wärme nur schlecht leitet.
In der Stadt werden somit größere Energiemengen durch Bodenwärmestrom abgeleitet. Umgekehrt können Strahlungsverluste an der EOF schneller durch den umgekehrten Bodenwärmestrom ausgeglichen werden. Durch die typische Materialzusammensetzung wirkt die Stadt wie ein Nachtspeicherofen (jedoch Wärmespeicherung am Tage).

Strom latenter Wärme L
Die latente Wärme kann bei Temperaturmessungen nicht direkt bestimmt werden. Die Wärme tritt nur bei Phasenumwandlungen des Wassers in Erscheinung. Misst man beispielsweise die Temperatur bei Dampfsättigung und dann nach dem Auskondensieren, so steigt sie wegen der Abgabe der Kondensationswärme an.
Dieser Effekt spielt bei der vertikalen Temperaturabnahme eine wichtige Rolle. Oberhalb des Kondensationsniveaus wird durch die Tröpfchenkondensation in der Wolke Kondensationswärme frei und die Temperaturabnahme ist oberhalb des Kondensationsniveaus geringer als in der trockenen Luft darunter.
Daraus resultieren die unterschiedlichen adiabatischen Temperaturgradienten: ohne Kondensationsprozesse nimmt die Temperatur trockenadiabatisch um 1 K pro 100 m ab, feuchtadiabatisch jedoch nur um 0,5 - 0,65 K pro 100 m. (adiabatisch: Vorgänge in der Atmosphäre ohne Wärmeaustausch; aufsteigende Luftmassen dehen sich aus und kühlen sich dabei ab, absinkende werden zusammengepresst und deshalb wärmer)
In der Stadt verhindern wasserundurchlässige Oberflächen das Eindringen des Niederschlages in den Boden. Das Wasser wird schnell im Kanalisationssystem abgeleitet und so der Verdunstung entzogen. Die Reduzierung vegetationsbedeckter Oberflächen in der Stadt mindert das aus Transpirationsvorgängen stammende Wasserdampfangebot und wirkt deshalb -in die selbe Richtung. Bei positiver Strahlungsbilanz kann das fehlende Wasser also nicht durch Verdampfen zur Energiereduzierung in der Stadt beitragen. In erster Linie kommt dazu der Bodenwärmestrom in Frage.
Hierin kann eine Ursache für die städtische Wärmeinsel gesehen werden.

Strom fühlbarer Wärme V
In der Klimatologie ist der Begriff fühlbare Wärme für die unmittelbare Wärmeleitung von der EOF in die Atmosphäre und der (mess- und "fühlbare" Wärmegehalt der Luft gebräuchlich, der sich ergibt, wenn durch Kondensationsprozesse latente Wärme freigesetzt wird.

Anthropogene Wärmeproduktion A
Durch in der Stadt in räumlicher Konzentration ablaufenden Prozesse der Verbrennung fossiler Brennstoffe werden Energiemengen freigesetzt, die Größenordnungen der Strahlungsbilanz erreichen.
A kommt besonders in Städten hoher Breiten und im Winter großer Bedeutung zu.

Tag Nacht


Q A B V L Q A B V L



Wärmetransport in der Luft
Entscheidend für den Wärmetransport in der Luft ist der Massentransport (Konvektion und Advektion). Dadurch ist die Bewegung in der Luft stets turbulent. Dieser Vorgang führt zu einem Massenaustausch und damit zu einem Wärmetransport mit der neuen Umgebung.
Wenn die Luft an feste Oberflächen grenzt, reicht die turbulente Bewegung und damit auch der Massenaustausch jedoch nicht ganz bis an die feste Fläche (z.B. Erdoberfläche) heran. Eine dünne Luftschicht "haftet" mit einiger Zähigkeit an der Fläche. Sie trägt den Namen Grenzschicht. In dieser Grenzschicht sind die Gesetze des Massenaustauschs nicht wirksam. Der Übergang der Wärme vollzieht sich innerhalb dieser Grenzschicht von der festen Fläche zur turbulenten Luft rein physikalisch Transportiert (Molekularbewegung). Die Grenzschicht wirkt wie ein Isolator zwischen den Luftschichten.
Als Austausch zwischen Luftschichten kann der Reibungsaustausch und der Konvektionsaustausch dienen. Der Reibungsaustausch (dynamischer Austausch) ist verursacht durch die rauhigkeitsbedingte Windgeschwindigkeitsabnahme an der EOF und der Zunahme der Geschwindigkeit mit der Höhe. Nachts kommt es nur zu diesem Reibungsaustausch. Am Tage bei positiver Strahlungsbilanz tritt zum Reibungsaustausch auch noch der Konvektionsaustausch (thermischer Wärmeaustausch).

Energie- und Strahlungsflüsse in der Stadt

Interne Wechselwirkungen im urbanen Klimasystem
Die Veränderung in der Flächennutzung führen zu einer Veränderung des bestehenden Mesoklimas. Bei der Besiedlung spielt die räumliche Ausdehnung und die Dichte der Bebauung eine entscheidende Rolle. Hinzu kommen Auswirkungen von Hausbrand, Industrie und Verkehr.
Von Industrieanlagen werden gasförmige, feste und flüssige Luftbeimengungen und Abwärme in die Atmosphäre abgegeben. Sie stellen Punktquellen der internen anthropogenen Beeinflussung des Mesoklimas dar.
Verkehrsanlagen produzieren Abgase, Staub und Abwärme und geben diese an die bodennahe Luftschicht ab. Die Strassen stellen Linienquellen dar.
Die erhöhte Bodenrauhigkeit der Stadt beeinflusst in der bodennahen Luftschicht die vertikale Zunahme der Windgeschwindigkeit, was sich bei den Austauschverhältnissen in der Stadt bemerkbar macht.
Modifizierend wirken außer der Bebauung noch Bahndämme, durch die die nächtliche Zirkulation unterbunden werden und sich an der Luvseite erhöhte Frostgefahr und Schadstoffbelastung ergeben.

Externe Wechselwirkungen
Der ausschlaggebende Faktor für die Wärmeverhältnisse an der Erdoberfläche ist die geographische Lage, von der die Sonnenhöhe und die Strahlungsintensität an einem Ort abhängt.
Das Klima einer Stadt hängt im wesentlichen Masse davon ab, ob sie in der Küstenregion des Flachlandes oder in einer Gebirgslandschaft liegt.
Von entscheidender Bedeutung ist der Einfluss des Meeres und der Höhe eines Ortes. Diese Einflüsse können die Auswirkungen der geographischen Breite derart beeinflussen, das die geogr. Lage nicht mehr erkennbar wird.
Das Flachland ist gekennzeichnet durch hohe Windgeschwindigkeiten und damit guter Durchlüftung sowie gedämpften Tages- und Jahresgang der Lufttemperatur. In Küstennähe kann es jedoch zu Windstress Kältestress kommen.

Der Wärmeumsatz an der festen EOF wird von Bodenart und -bedeckung bestimmt. Beim Wärmeumsatz sind die einzelnen physikalischen Eigenschaften Albedo (Reflexionsvermögen), spezifische Wärme und Wärmeleitfähigkeit ausschlaggebend für die unterschiedliche Erwärmung (unterschiedliche Wärmemengen in tieferen Bodenschichten und Abgabe an die bodennahe Luftschicht) der verschiedenen Oberflächenstrukturen.

Die räumliche Verteilung des Niederschlags wird weitgehend durch den Stau der Luftmassen an den Höhenzügen bestimmt. Da regenbringende Luftmassen meistens aus Westen kommen, haben die Westseiten (Luv) der Höhenzüge größere Niederschlagssummen als die im Lee liegenden Ostseiten mit föhnartigen Wettererscheinungen.

Das lokale Klima wird auch von der Gestalt der EOF und den damit zusammenhängenden Strömungseffekten beeinflusst. Die Hangneigung und die Exposition der Hänge für die Sonnenstrahlung bedingen die Windgeschwindigkeiten, die Ausbildung von lokal begrenzten Windsystemen und Temperaturen.

Wechselwirkungen mit der freien Atmosphäre
Die Wechselwirkungen des urbanen klimatischen Systems mit den großräumigen atmosphärischen Strukturen sind nicht in beiden Richtungen von gleichem Gewicht.
Die synoptische Situation (beobachtete Wettersituation), das großräumige Luftdruck- und Windfeld wirken sehr stark modifizierend auf das Stadtklima, während die Wirkung einer Stadt auf die Atmosphäre vertikal nur einige hundert Meter erreicht.
Die emittierten Luftverunreinigungen in die Atmosphäre wirken jedoch in globalem Maßstab.

Gründe und Ursachen des Stadtklimas

Modifizierte Energiebilanz
Durch die anthropogenen Veränderungen bewirken eine Modifikation der Energiebilanzgleichung. Dies geschieht durch Änderung der



- Strahlungseigenschaften (Albedo, Emissionskoeffizient)
- dynamischen Eigenschaften (Rauhigkeitslänge z0)
- thermischen Eigenschaften des Maumaterials (Dichte, Wärmeleitfähigkeit, spezifische Wärme)
- hygrischen Eigenschaften (Wasserspeicherungsvermögen, Bodenwassergehalt)
- Freisetzung von Energie
- chemische Zusammensetzung der Atmosphäre (Emissionen von gasförmigen und festen Luftverunreinigungen)


in der Stadt.

Aufbau der Grenzschicht über einer Stadt
Anthropogene Veränderungen der physikalischen Eigenschaften der EOF wirken unmittelbar auf die meteorologischen Zustandsgrößen und Prozesse in der bodennahen Luftschicht ein. Der direkte Einfluss ist in der atmosphärischen Grenzschicht (von EOF beeinflusste, untere Troposphäre) nachweisbar, während in der oberen Troposphäre nur indirekte Effekte feststellbar sind.

Durch experimentelle Untersuchungen der Stadtatmosphäre wurde von Oke (1976) eine Einteilung der Stadtatmosphäre vorgeschlagen:



- urban canopy layer (ucl, auch "urbane Bestandsschicht" = Stadthindernisschicht, reicht vom Boden bis zum mittleren Dachniveau (canopy= engl. Kappe, Himmelszelt)
- transitional layer = Übergangsschicht
- urban boundary layer (ubl) = die eigentliche Stadtgrenzschicht


Die Dachflächen bilden in diesem Konzept die zweite Bodenfläche, d.h. als weitere aktive Fläche, die das vertikale Temperaturprofil und den Windvektor beeinflussen.



urban canopy layer
In der Stadthindernisschicht stellen die meteorologischen Verhältnisse eine Mischung aus den unterschiedlichen Mikroklimaten dar, die sich aus Wechselwirkungen mit der unmittelbaren Umgebung (Gebäude, Strassen, Plätze, Parks, Wasserflächen) bilden.

urban boundary layer
Die Stadtgrenzschicht stellt ein mikro - bis mesoskaliges Phänomen dar, dessen Eigenschaften durch die Stadtoberfläche determiniert sind.
Die Obergrenze der Stadtgrenzschicht liegt dort, wo der thermische oder dynamische Einfluss der Stadtoberfläche verschwindet.

An der luvseitigen Begrenzung der Stadt beginnt in Wechselwirkung mit der durch die Stadt veränderten Unterlage die Ausbildung der Stadtgrenzschicht ubl, deren Mächtigkeit erst schnell und dann langsamer in Strömungsrichtung zunimmt.
An der leeseitigen Stadtgrenze vollzieht sich in Anpassung an die neuen Oberflächeneigenschaften die Ausbildung der Grenzschicht des Umlandes : rural boundary layer, rbl. Oberhalb der rbl existiert die Stadtgrenzschicht als urban plume (plume= engl. Feder) weiter. Erst nach längerem Strömungsweg ist die urban plume infolge vertikaler Durchmischung nicht mehr nachweisbar (kein Unterschied mit der atmosphärischen Grenzschicht).
Die urban plume kann sowohl über das Temperaturfeld als auch über die Konzentration an Luftbeimengungen nachgewiesen werden. Die Modifikation der atmosphärischen Grenzschicht durch die Stadt gilt also nicht nur für das Stadtgebiet selber, sondern auch bis zu Entfernungen von 100 - 200 km leewärts. Dieser Umstand ist beim Nachweis von urbanen Modifikationen mit Messkampagnen von Stadt / Umland zu berücksichtigen.

Veränderungen der EOF
Die Umwandlung der natürlichen Vegetationsflächen in eine Stadtlandschaft führt zu einer Änderung der Strahlungseigenschaften der Unterlage im kurzwelligen (Albedo) und langwelligen (Emissivität) Bereich.

Die Stadt stellt Flächen unterschiedlicher Reflexionseigenschaften und Exposition. Durch die Struktur der Baukörper kommt es zu Mehrfachreflexionen innerhalb der Gebäudekomplexe. Das führt zu einer Abnahme der Albedo im Vergleich zu einer ebenen Fläche mit gleichen Oberflächeneigenschaften. Die Albedo wird in europäischen Städten mit _= 0,15 angegeben. Die durchschnittliche Albedo der gesamten EOF liegt bei _= 0,3.

Die Albedo hängt von der Sonnenhöhe ab und weist daher einen Tages- und Jahresgang auf.
Der typische Tagesgang der Stadtalbedo besitzt ein Mittagsminimum und Maxima Morgens und Abends, da die Sonnenstrahlung bei Sonnenauf- und untergang im flachen Winkel auftreffen und so besser reflektiert werden können.
Bei einer Schneedecke verstärken sich die Albedounterschiede zwischen Stadt und Umland. Die Albedo steigt im Umland auf 0,75 - 0,9 an. Durch den dreidimensionalen Aufbau der Stadt steigt die Albedo nicht so stark an, weil die vertikalen Strukturen keine Albedoänderung erfahren (kein Schnee an Häuserwänden). Die Schneedecke bleibt in der Stadt aufgrund von Schneeräumung, früheres Tauen und Dunkelfärbung des Schnees durch Verunreinigungen nicht lange liegen.

Bezüglich der Dichte und spezifische Wärme ergeben sich keine Differenzen zwischen den Baustoffen der Stadt zu den Beträgen für den natürlichen Boden.
Vor allem variieren die Werte der Wärmeleitfähigkeit zwischen Stadt und Umland.



Stadt: 1,7 - 4,6
Umland: 0,21 - 2,1


Im Gegensatz zum Umland ist wegen der Versiegelung der Oberfläche in der Stadt durch Pflaster, Beton- und Asphaltdecken die natürliche Versickerung des Niederschlagwassers in den Boden stark eingeschränkt.
Das Wasser wird durch die Kanalisation schnell abgeführt. Ebenso ist die Wasseraufnahmefähigkeit der Baumaterialien eingeschränkt.
Die Abnahme der Gebietsverdunstung in den Stadtgebieten korreliert mit dem Versiegelungsgrad.

Die Gebäude, Strassen und Freiflächen bewirkt eine sich im Windfeld deutlich abzeichnende Erhöhung der Rauhigkeitslänge z0, die zwischen 0,5 und 3,0 variiert.

Energie- und Stoffhaushalt
Die anthropogene Energiefreisetzung in Städten und Industriegebieten erreicht Größenordnungen natürlicher Energieflüsse.
Die Dunstglocke über den Städten und Industriegebieten zeugt von signifikanten Eingriffen in den Stoffhaushalt durch Emission gas- und partikelförmiger Stoffe.

Energie- und Strahlungsflüsse in der Stadtgrenzschicht

Kurzwellige Strahlungsflüsse
Neben den veränderten Reflexions- und Emissionseigenschaften der EOF in der Stadt wirkt die Anzahl der Komponenten und der Konzentration der Aerosole modifizierend auf der kurz- und langwelligen Strahlungsflüsse in der Stadtatmosphäre.
Die Globalstrahlung I0 + H wird durch Aerosole innerhalb der Stadtgrenzschicht um 15 - 20 % geschwächt. Die Globalstrahlung wird auch im Umland im Bereich der "urban plume" geschwächt, die Abschwächungswerte liegen jedoch hier mit 5 - 11 % geringer.
Die Schwächung der direkten Sonnenstrahlung steht eine Zunahme der diffusen Strahlung gegenüber, die alle Wellenlängenbereiche umfasst. Der gestreute Anteil der diffusen direkten Strahlung gelangt zu 75 - 80 % dennoch auf die EOF.
Die Diffusion des sichtbaren Spektrums führt zu Kontrastminderung und damit zur Sichtverschlechterung in der Stadtgrenzschicht.
Infolge der verstärkten Aerosolproduktion in den Wintermonaten (Hausbrand) ist der Trübungsfaktor im Winter in der Stadt höher als im Umland.
Der wesentliche Trübungseffekt ist im Wasserdampfgehalt der Luft determiniert. So ist der Trübungsfaktor in der Stadt und im Umland von der herrschenden Wetterlage abhängig. So kann vor allem im Sommer eine stärkere Trübung durch den höheren Wasserdampfgehalt der Luft auftreten.

Die kurzwelligen Strahlungsflüsse sind von der Reflexion (Albedo) der Unterlage abhängig. Die Differenz der Albedo im Stadtgebiet und Umland führt zu einem Energiegewinn der Stadtoberfläche, vor allem im Winter.

Die kurzwelligen Strahlungsflüsse im Stadtgebiet sind mit dem Wärmehaushalt gekoppelt.

langwellige Strahlungsflüsse
Die Gegenstrahlung ist in der urbanen Grenzschicht erhöht:



- durch höhere Temperaturen in der städtischen Grenzschicht
- durch höhere Strahlungsabsorption und Emission der erhöhten Aerosolkonzentration
- durch den anthropogen erhöhten Wasserdampfgehalt in der Atmosphäre


Die Grenze erhöhter Gegenstrahlung verläuft parallel zur Grenze der Wärmeinsel. Die Differenzen zwischen Stadt und Umland liegen zwischen 5 - 10 % (Absolut 15 - 40 Wm-2).

Die langwellige terrestrische Temperaturstrahlung ist in der Stadt durch die höheren Oberflächentemperaturen der Gebäude und Strassen stärker.
Nach Sonnenuntergang ist die nächtliche Abkühlung in der Stadt herabgesetzt. Oberhalb des Dachniveaus wird die Abkühlung durch die turbulente Durchmischung infolge der Konvektion über den warmen Stadtstrukturen verringert, es wird konvergent fühlbare Wärme der Stadtgrenzschicht (ubl) zugeführt.
Unterhalb des Dachniveaus (Stadthindernisschicht, ucl) ist die Abkühlung durch Strahlungsaustausch zwischen Wand- und Strassenflächen innerhalb der Strassenzüge herabgesetzt. Die Ursache für diesen Effekt ist die erhöhte Horizonteinengung (sky view factor) in der Stadt.

Strahlungsbilanz in der Stadtgrenzschicht
Am Tage absorbiert die Stadtoberfläche infolge der erhöhten Extinktion (Abschwächung der Sonnenstrahlung in der Atmosphäre durch Absorption und Reflexion) weniger Energie als das Umland, jedoch ist der langwellige Strahlungsverlust tagsüber und nachts verringert. Nachts kommt es zu einer zusätzlichen Verzögerung der Abkühlung infolge zusätzlicher Energiequellen.

latente Wärme in der Stadtgrenzschicht
In der Stadt treten sowohl erhöhende als auch erniedrigende Faktoren bezüglich der Evapotranspiration (gesamte Verdunstung der vegetationsbedeckten EOF; Evaporation: Verdunstung an der freien WOF oder der festen EOF) auf.
Nachts dominieren die relativen Quellen der Wasserdampffreisetzung während tagsüber die relativen Senken überwiegen.

relative Wasserdampfquellen:



- Freisetzung bei der Verbrennung fossiler Brennstoffe
- künstliche Wasserzufuhr (Trinkwasser)
- Vergrößerung des turbulenten Wasserdampftransport in der Stadtgrenzschicht
- erhöhter Niederschlag im Stadtgebiet


relative Wasserdampfsenken



- Reduktion der Versickerung und Speicherung
- schnellerer Abfluss des Niederschlagwassers
- Reduktion der Verdunstungsfläche
- Verringerung des Taufalls durch die Wärmeinsel


Feuchte in der Stadtgrenzschicht
In Städten der höheren Breiten ist die Luft im Sommer tagsüber trockener als im Umland. Für alle anderen Fälle gilt, dass sich eine ,,Feuchteinsel" herausbildet. Vor allem nachts und im Winter tagsüber ist die Luft in der Stadt feuchter. Erhebliche Wasserdampflieferungen erfolgen durch den Hausbrand und Autoverkehr.
Zum Vergleich der Feuchtewerte eignet sich die relative Feuchte wenig, weil sie über den Sättigungsdampfdruck auch von der Lufttemperatur abhängt. So kann bei gleicher absoluter Feuchte in der Stadt eine geringere relative Feuchte gemessen werden, da in der Stadt die Temperaturen höher sind.

Wärmeleitung und -speicherung
Die Wärmeleitung hängt von den thermischen Eigenschaften (Temperaturleitfähigkeit, Wärmekapazität) der Materialien der Gebäude und Strassen ab.
Die Wärmeleitung und die Wärmespeicherung besitzt für die nächtliche Energiebilanz eine große Bedeutung. In der Nacht bei Windstille ersetzt das Freisetzen der im Baumaterial gespeicherten Energie fast vollständig den Energieverlust durch die effektive Ausstrahlung, d.h. es wird kaum kälter.

Lufttemperaturen in der Stadtgrenzschicht

Horizontales Temperaturfeld; "Wärmeinsel" = heat island
Die positive Temperaturanomalie der Stadt gegenüber dem Umland wurde erstmals vor 150 Jahren für London beschrieben.

Die Bezeichnung "städtische Wärmeinsel" beschreibt den Idealzustand, dass der größte Temperaturunterschied gegenüber dem Umland im Zentrum der Stadt angetroffen wird und durch geschlossene Isothermen gekennzeichnet ist.
Da die Stadtstrukturen nicht homogen sind, bilden sich bei genügend hoher Auflösung des Temperaturfeldes mehrere Wärmeinseln. Die Wärmeinseln entstehen bei Gebieten mit hoher Bebauungsdichte, großem Versiegelungsgrad und geringem Grünflächenanteil. Große Parkanlagen erkennt man als Gebiete mit Temperaturen, die kaum von denen des Umlandes wegen des erhöhten latenten Wärmestromes und geringerer Wärmespeicherung abweichen.
Bei der Darstellung der Wärmeinsel müssen die Isolinien geglättet werden, da "jede kleinere Ansammlung von Gebäuden eine kleine Wärmeinsel besitzt".

Neben den veränderten Strahlungsflüssen (Aerosole, Umgestaltung der EOF, anthropogene Wärme) spielen geographische Faktoren (geogr. Breite, Jahreszeiten, Aridität, Tages- und Nachtlänge) eine große Rolle für die Intensität und räumliche Ausdehnung der Wärmeinsel.
Es zeigte sich, dass längere Nächte (Winter auf der Nordhalbkugel) zu einer Verstärkung der Wärmeinsel und längere Tage dagegen zu einer Abschwächung der Differenzen in der Lufttemperatur zwischen Stadt und Umland führen. In Gebieten mit annähernd Tag- und Nachtgleichheit (Äquator) werden nur kleine Temperaturdifferenzen erwartet. In mittleren und höheren Breiten spielt der anthropogene Wärmestrom eine große Rolle, während in äquatornahen Gebieten nur die Strahlungseffekte ausschlaggebend sind.
In einigen Städten der Nordhemisphäre wurden jedoch im Sommer die größten Wärmeinseleffekte ermittelt. Deshalb sollte man die Wirkung des anthropogenen Wärmestromes nicht überbewerten. Dieser Widerspruch kann mit der jahreszeitlichen Variation von Bedeckungsgrad (geringere Einstrahlung im Winter, Baumassen können weniger Wärme speichern), Windgeschwindigkeit (bessere Ventilation) und Luftmassenstabilität erklärt werden. Im Winterhalbjahr nehmen diese Verhältnisse größere Beträge an als im Sommerhalbjahr.
Bei Wetterlagen mit höheren Windgeschwindigkeiten (horizontale und vertikale Durchmischung) und hohem Bedeckungsgrad (strahlungsaktive Rolle der Dunstglocke tritt zurück) reduziert die Beträge von Abkühlung und Erwärmung in Stadt und Umland gleichermaßen. Bei solchen Wetterlagen sind oft keine Temperaturunterschiede feststellbar. Die Temperaturdifferenz zwischen Stadt und Umland erhöht sich bei abnehmender Windgeschwindigkeit und Bewölkung.

Typische Lufttemperaturen in Städten im Vergleich zum Umland mittlerer und höherer Breiten:



- höhere Temperatur 0,5 - 2 K
- Extremwerte bis 15 K (Maximalwert in der 2. Nachthälfte im Winter bei geschlossener Schneedecke im Umland)
- weniger Frosttage (Temperaturminimum < 0°C)
- weniger Eistage (Temperaturmaximum < 0°C)
- Frostperiode beginnt später und endet früher


Das Maximum der Lufttemperatur am Tage tritt in der Stadt mit einer Stunde Verzögerung gegenüber dem Umland auf. Die höhere Wärmekapazität und Wärmeleitfähigkeit des Baumaterials verhindert eine schnelle Erwärmung am Tage. Nachts verhindern diese Eigenschaften jedoch eine rasche Abkühlung nach Sonnenuntergang durch die verstärkte Wärmespeicherung.

Sowohl die Erwärmungs- und Abkühlungsraten sind in der Stadt kleiner als im Umland, besonders in den Morgen- und Abendstunden. Die höchsten Temperaturdifferenzen treten morgens auf, die niedrigsten an windschwachen Tagen abends vor Sonnenuntergang (1 K).
Bei zunehmender solarer Einstrahlung in den Morgenstunden bewirken die Wärmekapazität und Wärmeleitfähigkeit des Baumaterials weniger Wärmeumsatz als im Umland, während Abends bei abnehmender kurzwelliger Energiezufuhr die Bausubstanz Wärme an die Umgebung abgibt und die fühlbare Wärme erhöht.
Hinzu kommt, dass die Dunstglocke die kurzwellige und langwellige Strahlungsbilanz beeinflusst und die nächtliche Abkühlung wie auch die Erwärmung am Tage in der Stadt reduziert.
Das Kerngebiet der Städte weist die größte Abweichung der Temperatur vom Umland auf (6 K).

Vertikales Temperaturprofil
Die urbane Temperaturanomalie bleibt nicht nur auf die Stadthindernisschicht beschränkt, sondern in größeren Höhen der Stadtgrenzschicht sind Temperaturschwankungen nachweisbar.
In folgender Abbildung ist das Temperaturprofil am Tage dargestellt:



In der Nacht hat das Temperaturprofil ein ähnliches Aussehen, die Kurve ist insgesamt etwas niedriger und die Temperaturkurve über dem Umland und innerstädtischen Parks sinkt im Vergleich zu städtischen Strukturen noch weiter.

Der vertikale Luftaustausch ist vom vertikalen Temperaturgradienten abhängig. Luftschichten mit einer vertikalen Temperaturabnahme von weniger als 1 K / 100m oder sogar einer Temperaturzunahme im Falle einer Inversion bremsen oder unterbinden diesen Austausch.

Inversionsarten
Inversionen sind eine Form besonders stabiler Schichtung (siehe Seite 15). Die "Inversion" (=Umkehr) bezieht sich auf den vertikalen Verlauf der Temperatur.
Diese Art von Schichtung stellt eine Sperrschicht dar.
Die Stadtgrenzschicht (ubl) wird in der Regel durch eine Inversion begrenzt.

Je nach Ursache der Bildung unterscheidet man:

_ Strahlungsinversion
Abkühlung der Atmosphäre durch negative Strahlungsbilanz der EOF. Zunächst kühlt nur eine dünne Schicht aus. Im Verlauf der Nacht ergreift der Energietransport aus der bodennächsten Atmosphäre zum Boden immer größere Höhen, so dass am frühen Morgen eine Bodeninversion bis in maximal einige hundert Meter existiert. Die Häufigkeit von Bodeninversionen erreicht in der Stadt nur 60 % der Inversionen im Umland. Dies gilt in gleicher Größenordnung auch für die Mächtigkeit. Dies ist eine Folge der modifizierten Energiebilanz der Stadtgrenzschicht.

Die Oberfläche mit einer negativen Strahlungsbilanz kann jedoch auch eine Wolken- oder Nebeldecke bzw. eine Partikelschicht sein, über der sich eine Höheninversion bildet. Dieser Inversionstyp wird oft über Städten angetroffen. Durch die Wärmeinsel wird die Ausbildung einer Höheninversion gefördert.

Nach Sonnenaufgang erwärmt sich der Erdboden infolge der nunmehr positiven Strahlungsbilanz durch die Sonneneinstrahlung. Die Erwärmung führt zu einer Auflösung der Inversion vom Boden her.
Die Strahlungsinversion reagiert sehr empfindlich auf Bewölkungszunahme (Verringerung der neg. Strahlungsbilanz) und Windgeschwindigkeitszunahme (erhöhte Turbulenzen durchmischen die Grenzschicht und bauen die Inversion ab bis zur neutralen Schichtung).

_ Absinkinversion
Großräumige dynamische Prozesse in Hochdruckgebieten können das Absinken von Luftschichten in tiefere Schichten verursachen und über die adiabatische Erwärmung die Bildung von Absinkinversionen in diesen Schichten einleiten. Durch das Absinken der Luftmassen sind diese wärmer als die Umgebung, so dass eine Erwärmung mit der Höhe vorzufinden ist.
Diese Inversionen beginnen in größerer Höhe, gelangen aber auch bis zur Obergrenze der atmosphärischen Grenzschicht (bodennahe Luftschicht) oder verbinden sich mit einer Bodeninversion.

Advektionsinversion
Durch Advektion verschieden temperierter Luftmassen wird durch Aufgleiten wärmerer Luftmassen auf kältere eine Inversion aufgebaut. Die advehierte Höhenwarmluft hat sich über die bodennahe Kaltluft geschoben.

Eine weitere Einteilung von Inversionen ist mit der Höhenlage verbunden, denn Bodeninversionen beginnen am Boden während Höheninversionen die Inversionsuntergrenze in einiger Höhe über dem Boden haben.

Aufgrund der geringen Windgeschwindigkeiten (eingeschränkter Vertikal- und Horizontalaustausch) und dem dadurch eingeschränkten Austauschraum können innerhalb der Bodeninversion kritische Schadstoffkonzentrationen entstehen.
Es können auch mehrere Inversionen übereinander existieren.
In Tallagen ist mit häufigeren Inversionen zu rechnen, da die Windgeschwindigkeit herabgesetzt ist und die von den Hängen einströmende Kaltluft gute Voraussetzungen für Inversionen bietet. In Kuppenlagen verhindern höhere Windgeschwindigkeiten und das Abfließen der Kaltluft die Inversionsbildung.
Im Jahresverlauf werden die meisten Inversionen im Winter beobachtet. Im Winter sind bodennahe und Bodeninversionen häufig während des ganzen Tages existent, während im Sommer gegen Mittag keine Inversionen auftreten.
Am Tage treten Inversionen in den Herbst- und Wintermonaten auf, da die Sonneneinstrahlung und die Erwärmung der bodennahen Luftschicht gering ist. Die Mächtigkeit der Winterinversionen kann sehr groß werden. In der Nacht treten vor allem Inversionen zwischen Mai und Oktober auf, deren Mächtigkeit jedoch gering ist.

Inversionen und Luftbelastung
Die vertikale Temperaturschichtung hat sehr großen Einfluss auf die Schadstoffkonzentrationen in der Luft, da die Schichtung für den vertikalen Luftaustausch bestimmend ist.
Die Höhenlage der Untergrenze von Inversionen und ihre Mächtigkeit haben einen direkten Einfluss auf die Verbreitung von Schadstoffen.
Bei ausreichender Höhe der Kamine können die Rauchgase oberhalb der Inversionsschicht ausgestoßen (lofting). Der Wärmeinseleffekt bewirkt jedoch, dass in den Städten oft eine abgehobene Inversion vorhanden ist. Liegen die Schadstoffquellen in der bodennahen Durchmischungsschicht, werden die Rauchgase rasch zum Boden vermischt und führen durch die darüber liegenden Inversion zu hohen Belastungen (fumigation, trapping).

Mischungsschichthöhe
Die Höhe der Mischungsschicht wird definiert als Obergrenze einer dem Boden aufliegenden Schicht mit kräftiger vertikaler Durchmischung und einem trockenadiabatischen Temperaturgradienten.
Infolge des Tagesgangs der Erwärmung der EOF besitzt auch die Mischungsschicht einen Tagesgang. Mit der verstärkten Erwärmung am Tage hat die Mischungsschicht größere Höhen. Der Unterschied der Mischungsschichthöhe zwischen Stadt und Umland steigt auf ein Maximum in der Nacht, da hier der Wärmeinseleffekt am ausgeprägtesten ist. Die Höhe der Mischungsschicht erreicht im Sommer Werte von bis einigen 1000 Metern tagsüber, im Winter ganztägig und im Sommer bei nacht um 450 m.
Der vertikale Transport und Austausch ist von großer Bedeutung für die Schadstoffkonzentration. Einen großen Einfluss auf die Verteilung hat die Obergrenze der Mischungsschicht, die meistens eine Inversion ist.

Temperaturprofile in Stadt und Umland



Freilandklima
Unter Freilandklima versteht man das Klima, das sich unabhängig von der Bebauung oder hochwachsender Vegetation ausbildet. Dieses Klima wird mit Freilandstationen dokumentiert, die außerhalb der Städte, meist auf einer Wiesenfläche in freier Umgebung stehen.
Dort wird der ungestörte Temperatur- Feuchte- Verlauf erfasst. Dort wird die größte Temperaturamplitude der Temperatur erfasst, da nur der Erdboden als Energieumsatzfläche in Frage kommt. Vor allem die nächtliche Abkühlung der Wiesenflächen ist für diese Standorte charakteristisch. Solches Verhalten ist typisch für Freiflächen, die nachts tief abkühlen und tagsüber durch ungehinderte Einstrahlung durch hohe Oberflächen- und Lufttemperaturen ausgezeichnet sind.
Die Windgeschwindigkeiten sind hier relativ ungestört, daher sind an Freilandstationen die durch Wetterlagen bestimmten Windgeschwindigkeiten und Windrichtungen am unverfälschtesten zu erheben.
Die Klimastationen des Freilandes eignen sich deshalb gut als Referenzstationen.
Die Morphologie modifiziert das Freilandklima deutlich. Je nach Hangexposition genießt die Fläche relativ mehr (bei südexponierten Hängen) oder weniger (bei Nordhängen) Strahlung.
Die Tallagen erfahren je nach Querschnitt zum Teil weniger Einstrahlung, aber durch den verringerten Austausch ergeben sich oft höhere Temperaturen. Diese Phänomene sind bei tiefen oder steilen Tälern deutlicher ausgeprägt als bei offenen und flachen.
Dies gilt auch für die hier nachts ansammelnde und abfließende Kaltluft.

Waldklima
Der Wald verändert die klimatischen Bedingungen, die über Freiland bestehen, stark. Vor allem im Stammraum kann man die Veränderungen klar erkennen. Man spricht hier vom ,,Bestandsklima".
Abgeschirmt durch das Kronendach ergeben sich bei allen Klimaparametern Dämpfungen der täglichen und jährlichen Amplituden. Das bedeutet einen flacheren Tagesgang der Temperaturen, damit einher geht der Verlauf der relativen Feuchte.
Die Windgeschwindigkeit ist sehr stark vermindert und die Ein- und Ausstrahlung wird durch das Kronendach stark reduziert.
Das Laub und die Nadelhölzer besitzen eine Filterfunktion der Luft.

Parkklima
Parkklimate nehmen eine Zwischenstellung zwischen Freiland- und Waldklima ein. Je nach Ausstattung der Flächen im Verhältnis von Baumbestand und Wiesen bzw. Freiflächen können sich auf kleinem Raum stark unterschiedliche Mikroklimate ausbilden, die auch bioklimatisch ein günstiges Spektrum abdecken. Besonders während der sommerlichen Schönwetterlagen ergibt sich die Möglichkeit das geeignete Mikroklima aufzusuchen.
Parkanlagen innerhalb der Stadt zeigen eindeutig ein eigenständiges Kleinklima, dass sich vom Klima der Umgebung unterscheidet.
In Parkgebieten werden die Windgeschwindigkeiten deutlich gedämpft. Vorteilhaft gegenüber dem Wald stellt sich beim Park der lockere Baumbestand dar, da hier die Strömungen in die Parkfläche eindringen und austreten kann.
Parkanlagen produzieren zwar ihr eigenes Klima, sie haben aber in den seltensten Fällen deutliche Auswirkungen in den bebauten Bereich hinein. Hierfür sind Faktoren wie Hangneigung, Größe der Parkfläche und Art der Bebauungsstrukturen am Rande des Parks ausschlaggebend.

Klima in sehr locker bebauten Wohnsiedlungen
Hier überwiegen Einzelhäuser mit Gartenanlagen. Der Versiegelungsgrad ist gering die Durchgrünung hoch. Die Herausbildung einer lokalen Wärmeinsel ist nur in Ansätzen zu beobachten.
Die locker bebauten Siedlungsstrukturen stellen wie das Parkklima Übergänge zwischen den Extremen Freilandklima und Innenstadtklima dar.
Durch den hohen Baumbestand und dem günstigen Verhältnis von Freiflächen und Gebäudeflächen ergeben sich günstige Bioklimate. Je nach Nutzungsart können sich parkähnliche Klimate ergeben. Der Einfluss der innerstädtischen Wärmeinsel ist oft deutlich.

Klimate der Wohnblockbebauung
Die blockhaften Baukörper nehmen kleinere Areale ein und liegen zumeist in lockerer Wohnbebauung oder vorstädtischer Bebauung. Deutliches Merkmal ist eine extrem dichte und hohe Bebauung zusammen mit dem fast vollständigen Fehlen von Hausgärten und Parks.
Die Baukörperstruktur hat einen starken Einfluss auf die klimatischen Verhältnisse. Die Wechselbeziehungen können umso deutlicher erkannt und durch Messungen belegt werden, je massiver und größer die Baukörper sind.
Die auffälligste klimatische Wirkung dieser Baustrukturen ist die extreme Teilung in Sonnen- und Schattenzonen und die starke Veränderung des Windfeldes, die sich in Zugigkeit und Böigkeit ausdrückt. Es fehlen bioklimatisch angenehme Mikroklimabereiche. Die oberen Stockwerke ragen über die allgemeine Bauhöhe heraus und sind ungeschützt den Witterungseinflüssen ausgesetzt.

Klimate der dichten Blockbebauung
Hier ist die Bebauung zu einer Blockbebauung verdichtet. Gebäudehöhen 5 und mehr Geschossen herrschen hier vor. Die Freiräume sind lediglich Nutzungsräume, wie Strassen, Hinterhöfe, Plätze und kleine Parkanlagen. Ähnlich wie beim Wald kann hier von ,,Bestandsklima" gesprochen werden (Oke).
Die wichtigste Klimamodifikation aufgrund der Bebauung ist die Wärmeinsel.
Die am Tage erreichten Temperaturen weichen nicht wesentlich von denen im Umland ab, fallen nachts nur langsam ab, so dass es in der Stadt abends lange warm bleibt. Bei großer Hitze führt die schwache nächtliche Abkühlung zu Hitzestress.
Durch die Dichte der Baukörper gibt es einen reduzierten Lichteinfall am Tage und eine abgeschwächte Ausstrahlung während der Nacht.
Bei windschwachen Wetterlagen ist der Luftaustausch reduziert. Bei windstarken Wetterlagen kommt es demgegenüber zu Kanalisations- und Eckeneffekten mit erhöhten Windgeschwindigkeiten.
Durch die hohe Besiedlungsdichte kommt es zu verstärkter Abwärme und die Belastung der Luft mit Abgasen.

Innenstadtklima
Im Innenstadtbereich erfolgt ein weiterer Anstieg (Peak) im Temperaturprofil durch die Stadt, der einige Grade über das Temperaturplateau der Stadt hinausragt.
Durch die Hochhausbauten wird das Windfeld stark verändert. Es kommt zu Turbulenzen und Zugigkeit im Straßenniveau.

Gewerbe- und Industrieklima
Diese Gebiete sind fast vollständig Versiegelt und mit großen hallenartigen Bauten besetzt. Die Temperaturen nehmen hier ähnliche Werte an wie im Freiland. Durch den großen Abstand zwischen den Gebäuden ist die Durchlüftung gut und die nächtliche Ausstrahlung ist effektiver als in der Stadt.

Windfeld
Luftströmungen im Stadtgebiet sind wesentlich für die klimatische und lufthygienische Situation. Strömungsveränderungen hängen von der Bebauung ab.
Der Wind ist eine Vektorgröße, die durch Vektoranteile der jeweiligen Koordinatenrichtung definiert ist:

v = uex + vey + wez

(ex = x- Richtung von West nach Ost;
ey = y- Richtung von Süd nach Nord;
ez = z- Richtung vertikal nach oben)

Der Wind ist damit das einzige Klimaelement, das neben einer skalaren (Windgeschwindigkeit in ms-1) auch eine vektorielle Komponente hat.
Die Windrichtung wird als Winkel zwischen Nordrichtung und mittlerer Richtung, aus der der Wind weht, im Uhrzeigersinn angegeben.
Ostwind (Wind aus Osten) entspricht 090°, Südwind 180°, Nordwind 360° (_da ,,0" kein Wind bedeutet) usw.



- u = Horizontalwinde + : W E - : E W
- v = Meridionalwinde + : S N - : N S
- w = Vertikalwinde + : hoch - : runter


Berechnung der Windrichtungsvektoren mit Pythagoras:

u2 + v2 = w2

Allgemein werden für die Windgeschwindigkeit Mittelwerte angegeben. Der Mittelungszeitraum ist variabel, beträgt häufig 10 min. bei Angaben der Wetterdienste.

Strömungen in der freien Atmosphäre
Strömungen in der Atmosphäre werden durch Druckunterschiede erzeugt. Aus Druckunterschieden resultiert eine Beschleunigung vom hohen zum tiefen Luftdruck. Der Wind ist also eine Ausgleichsströmung.
Die Kraft, die bei dem Ausgleich von Druckunterschieden auftritt, ist die Gradientkraft (Gradient: stetiges oder nichtstetiges Ändern eines Parameters in Zeit und/ oder Raum).
Wäre die Gradientkraft die einzig wirkende Kraft auf die Luftmasse, würde sie in direktem Wege senkrecht zu den Isobaren vom höheren zum niedrigen Druck strömen. Derartige Verhältnisse gibt es nur in Äquatornähe. In allen anderen Regionen strömt die Luft nahezu isobarenparallel in Höhen über 1000 m, d. h. in der freien Atmosphäre.
Auf eine durch die Gradientkraft beschleunigte Luftmasse mit einer relativen Geschwindigkeit u wirkt eine Trägheitskraft (ablenkende Kraft der Erdrotation), die Corioliskraft. Die Erde stellt das Bezugssystem für die beschleunigten Luftmassen dar, die mit einer Winkelgeschwindigkeit von West nach Ost rotiert. Die Geschwindigkeiten zwischen Luftmasse und Bezugssystem sind immer relativ zueinander. Die absolute Geschwindigkeit nimmt zu den Polen (nicht unser östlicher Nachbar) hin ab. In 60° geogr. Breite (Stockholm, Oslo) ist die Geschwindigkeit nur noch halb so groß wie am Äquator.. Bewegt sich nun ein Luftpaket vom hohen Druck zum niedrigen (bei uns von der südeuropäischen Hochdruckzone zur nordatlantischen Tiefdruckzone) erfährt es äquatornah eine bestimmte Mitführgeschwindigkeit. Da die Geschwindigkeit weiter nördlich abnimmt, das Luftpaket hält jedoch seine tangentiale Geschwindigkeit bei, hat das Luftpaket eine Versetzung nach Osten erfahren.
Gradientkraft und Corioliskraft wirken genau so lange, bis sie sich die Waage halten. Die Strömungsrichtung ist also um 90° gedreht und das Luftpaket bewegt sich isobarenparallel. Die Strömungsgeschwindigkeit ist umso höher, je größer das Druckgefälle ist. Zwischen dichtgedrängten Isobaren ist die Geschwindigkeit hoch, liegen sie weit auseinander, ist sie niedrig.
Diese Strömung wird geostrophischer Wind genannt, der seine Geschwindigkeit und Richtung nicht ändert, da sich Gradientkraft und die ablenkende Kraft der Erdrotation (Corioliskraft) aufheben.
Dadurch das die Luftströmung keine Komponente in Richtung des Druckgefälles mehr besitzt, können sich Druckgegensätze auch nicht ausgleichen und bleiben erhalten. Das ist der Grund, dass Hochdruckgebiete und Tiefdruckgebiete über Tage und Wochen existieren. Die Bodenreibung über der EOF bewirkt, dass der tatsächliche Wind gegenüber dem geostrophischen Wind eine Ablenkung zum Druckgefälle erhält.

Bodennahe Strömungen
Der Antrieb des bodennahen Windes erfolgt sowohl durch die Höhenströmung als auch durch an der Oberfläche wirkende Kräfte.
In Bodennähe verändert sich die Strömung durch den stärker werdenden Einfluss der Bodenreibung erheblich. Die zusätzliche Reibungskraft verursacht neben einer Verringerung der Windgeschwindigkeit auch eine Richtungsdrehung.
Bei stabiler Schichtung (s. S. 6) wird das bodennahe Strömungsfeld zunehmend durch lokale Temperaturgegensätze und die daraus entstehenden Druckdifferenzen bestimmt.

Turbulenz
Die Turbulenz (alt: Böigkeit) ist Ausdruck für die unregelmäßige Windströmung.
Der Strömungsvektor ist zusammengesetzt aus einer mittleren Komponente und einem überlagernden turbulenten Anteil. Zur mittleren Bewegung treten ständig kleine und veränderliche Zusatzbewegungen in und quer zur Strömungsrichtung auf. Die Größenordnungen der Turbulenzelemente schwankt in den Abmessungen zwischen 0,01m und 100m (Konvektionszellen), in ihrer Zeitdauer von unter 1s bis 10 min.
Turbulente Bewegungen lassen meist keine regelmäßige Struktur erkennen und ihre Geschwindigkeiten können das 10-2 bis 10-1fache der mittleren Strömung erreichen.
Die Bodenreibung ist ein entscheidender Faktor für die Turbulenz der Strömung in Bodennähe.
Es können 2 Arten der Turbulenzgenese unterschieden werden:
_ mechanische Turbulenz: (auch erzwungene Konvektion) bewirkt die Wirbelbildung an bodennahen Hindernissen und eine turbulente Durchmischung; diese Art von Turbulenz ist vorhanden, wenn eine Strömung über einen rauhen Untergrund geführt wird.



· die mechanische Turbulenz ist Abhängig von der Rauhigkeit (z0) und der Strömungsgeschwindigkeit


die Geschwindigkeitsscherung in der Vertikalen und die daraus resultierende Schubspannung ist für die mech. Turbulenz verantwortlich.
je stabiler die Atmosphäre um so geringer der Turbulenzgrad


thermische Turbulenz: (auch freie Konvektion) wird durch Energiezufuhr (z. B. vom Erdboden) verursacht. Ein vom Boden ausgehender Strom fühlbarer Wärme bedingt die Erwärmung der aufliegenden Luftschichten mit dem Resultat von auf- und absteigenden Luftmassen, die einen Luftaustausch bewirken.



· die thermische Turbulenz ist direkt von der Aufheizung und Energieabgabe des Erdbodens abhängig


Während die thermische Turbulenz zeitweise zum erliegen kommt, ist die mechanische Turbulenz in der atmosphärischen Grenzschicht immer zu verzeichnen. Thermische und mechanische Turbulenz treten immer gemeinsam auf. Die thermische Turbulenz ist proportional zur Wärmeabgabe der Oberfläche, die mechanische Turbulenz ist proportional zur Windscherung (die Windscherung ist direkt abhängig von der Schubspannung, diese ist wiederum abhängig von der Bodenrauhigkeit z0 und der übergeordneten Windgeschwindigkeit).
Tageszeitlich wird das Turbulenzverhalten vor allem durch die Ein- und Ausstrahlung gesteuert. Je nach Bewölkungsart und -dichte kann ab Sonnenaufgang eine mehr oder weniger ausgeprägte thermische Turbulenz die mechanische unterstützen.
Die Höhe der Mischungsschicht (die Transportschicht der unteren Atmosphäre, in der Verdünnungsvorgänge stattfinden) ist direkt proportional der Intensität der atmosphärischen Turbulenz und variiert im Tagesverlauf stark. Die konvektive Mischungsschicht wächst nach Sonnenaufgang rasch an (steigt auf 1200 m). Nachts existiert an den Freilandstandorten keine nachweisbare Mischungsschicht.

Bei starker Labilität wird das Phänomen der Konvektionszellen beobachtet. In diesen Zellen organisieren sich die Auf- und Abwärtsbewegungen in einer labilen Atmosphäre:



ein konstanter Strom fühlbarer Wärme erwärmt ein bodennahes Luftpaket
die erwärmte Luft erreicht einen kritischen Auftriebswert, der so groß ist, dass er der Schwerebeschleunigung und den Reibungskräften entgegenwirkt, das Luftpaket steigt auf
kühlere Luft strömt nach und ersetzt die aufsteigende Luft, der Vorgang wiederholt sich


In Stadtgebieten gemessene Vertikalgeschwindigkeiten können bei gut ausgeprägter Konvektion Werte im Bereich der Horizontalwindgeschwindigkeit erreichen.
Thermische Turbulenz kann durch die damit verursachte starke Durchmischung bodennaher Luftmassen mit höheren Luftschichten für die Luftqualität wesentliche Bedeutung bekommen. Die Höhe vorhandener Emittenten spielt dabei eine Rolle.

Atmosphärische Stabilität
Eng verknüpft mit der Turbulenz ist die Stabilität der Atmosphäre.
Die Stabilität wird durch die Temperaturschichtung und Windgeschwindigkeit in der Atmosphäre definiert.
Folgende Stabilitätsklassen werden unterschieden:

- stabile Schichtung:



- Temperaturabnahme mit der Höhe kleiner als 1 K / 100 m
- jede Vertikalbewegung kommt zur Ruhe
- aufsteigende Luft kühlt sich trockenadiabatisch ab, kommt in eine wärmere Umgebung, wird abgebremst, in Gegenrichtung beschleunigt und ist deshalb zum Ausgangspunkt zurückzukehren bestrebt
- absteigende Luft erwärmt sich trockenadiabatisch, kommt in eine kühlere Umgebung und erfährt deshalb einen Auftrieb
- die Luftpakete pendeln also um ihre Ausgangslage
- nimmt die Temperatur mit der Höhe zu, ist die Stabilität noch größer, es kommt also zu einer Umkehr des vertikalen Temperaturgradienten, der Inversion.


- indifferente (neutrale) Schichtung



- trockenadiabatische Temperaturabnahme mit der Höhe um 1K / 100 m
- jedes auf- oder abwärts verschobenes Luftpaket findet am neuen Ort dieselbe Temperatur in der Umgebung vor, die sie selbst beim Aufsteigen durch Abkühlung, beim Absteigen durch Erwärmung infolge der Luftdruckabnahme mit der Höhe angenommen hat
- das Paket behält beim Aufstieg die Ausgangsgeschwindigkeit bei


- labile Schichtung



- Temperaturabnahme mit der Höhe mehr als 1 K / 100 m
- das aus der Ausgangslage bewegte Luftpaket wird adiabatisch abgekühlt, findet jedoch beim Aufsteigen eine Umgebung vor, die kühler ist und erfährt eine Beschleunigung die anfängliche Bewegungsrichtung
- Luftpakete, die sich abwärts bewegen erwärmen sich adiabatisch und finden eine wärmere Umgebung vor und erfahren ebenfalls eine Beschleunigung
- Luftpakete, die sich aufwärts bewegen ist immer wärmer als die Umgebung und Luftpakete, die sich abwärts bewegen sind immer kälter als die Umgebung


Eigenschaften der bodennahen Grenzschicht
Die bodennahe Schicht mit deutlichem Einfluss der EOF auf die Luftschichten wird als atmosphärische Grenzschicht bezeichnet. Diese Schicht erstreckt sich bis in die Höhe, in der keine relevanten Veränderungen der energetischen Flüsse durch den Erdboden mehr festgestellt werden können. Oberhalb der Obergrenze erreicht man die "freie Höhenströmung" (der geostrophische Wind).
Die Höhe schwankt zwischen wenigen Dekametern (100 - 300 m)bei stabiler Schichtung (nächtliche Bodeninversion) bis zu mehr als 1000 m über Grund bei sehr labiler Schichtung (Strahlungswetterlagen tagsüber).

Innerhalb der Grenzschicht lassen sich verschiedene weitere Schichten unterteilen:
Für die Situation im Umland wird eine Zweiteilung vorgenommen: die bodennahe Prandtl- Schicht (surface layer) und darüber die Ekman- Schicht.



Zur Bestimmung der Horizontalgeschwindigkeit u in der Prandtl- Schicht in der Höhe z kann das logarithmische Windprofil angewendet werden.


u*= Schubspannungsgeschwindigkeit
k= Geschwindigkeitskonstante
z= Höhe über Grund
z0= Rauhigkeitslänge

In der Prandtl- Schicht gilt eine konstante Schubspannung (d. h. die Prandtl- Schicht beschreibt das Windprofil des bodennächsten Raumes bis 100 m Höhe), neutrale atmosphärische Schichtung, horizontale Homogenität der Bodenstrukturen und genügend großer Abstand von der EOF, d. h. die Höhe soll größer als die Rauhigkeitslänge sein (z > z0).
Bei dichten Bebauungs- und Vegetationsstrukturen (z. B. dichter Waldbestand) kann eine zweite Oberfläche der Schicht eingeführt werden. Die Höhe des Bestandes stellt die für das Windprofil wesentliche Oberfläche dar. Die logarithmische Windgeschwindigkeitszunahme beginnt erst ab dieser Oberfläche und wird "Verdrängungsdicke" d genannt:



Der mittlere Wind verschwindet jetzt erst ab einer Höhe z = z0 + d.
Zur Beschreibung der Reibungskraft, die dem Wind von der Bodenoberfläche entgegengesetzt wird, dient die Schubspannung. Sie leitet sich aus der Scherung der Strömungsgeschwindigkeit mit der Höhe ab, also dem Geschwindigkeitsgradienten zwischen übereinander folgenden Strömungsschichten. Die Schubspannung übt eine Kraft aus, deren Vektor parallel zur Strömungsschicht entgegengesetzt wirkt:



Zwischen zwei sich unterschiedlich schnell strömenden Schichten wird an deren Grenzflächen eine Reibung ausgeübt. Je größer der Geschwindigkeitsgradient, desto größer die Schubspannung zwischen den Schichten.
Wird die Schubspannung als Geschwindigkeit ausgedrückt, erhält man eine der Windgeschwindigkeit vektoriell entgegengesetzte Schubspannungsgeschwindigkeit. Diese ist eine der Windgeschwindigkeit proportionale, aber entgegengesetzt wirkende Geschwindigkeit.



Durch die Reibung an den Schichtflächen entsteht eine Geschwindigkeitsscherung statt, die zur Impulsübertragung zwischen den Schichten führt. Eine Impulsübertragung führt ihrerseits zu Massenflüssen und schließlich zur Turbulenz.

Rauhigkeitslängen z0 verschiedener Oberflächen:



glatte Oberfläche 0,002 cm
Schneefläche 0,01 - 0,1 cm
Sand 0,1 - 1 cm
Wiesen 0,1 - 10 cm
Getreide 5 - 50 cm
Großstadt und Wald 50 - 300 cm


Die Rauhigkeitslängen werden laut Nutzungsartenkatalog für Flächennutzungsarten in NRW in z0- Klassen eingeteilt:
z0- Klasse Flächennutzung
1 Verkehrsflächen, Grünflächen, landwirtschaftliche Flächen, Wasserflächen
2 Brachflächen
3 Bauflächen, Grünflächen, Gartenbau, Forst
4 sonstige Bauflächen
5 Energieversorgung
6 Industrie, Halden
7 Bauflächen



In der Abbildung sind Profile der Horizontalwindgeschwindigkeit im Höhenverlauf abgebildet. Die Abbildung zeigt, dass über dem reibungsarmen Freiland eine viel raschere Angleichung an die Höhenströmung erfolgen kann, als über der durch starken Reibungswiderstände beeinflussten Stadtlandschaft.
Neben den Windgeschwindigkeiten werden auch die Windrichtungen in der Grenzschicht modifiziert. In der über der Prandtl- Schicht liegenden Ekman- Schicht dreht der bodennahe Wind in die von der Reibung unbeeinflusste geostrophische Windrichtung ein. Daraus resultiert die sog. Ekman- Spirale, in der die vertikale Änderung des horizontalen Windvektors dargestellt ist.

Veränderung der Windgeschwindigkeit in Bodennähe
In städtischen Verdichtungsräumen wird die bodennahe Atmosphäre durch



- Vergrößerung der Rauhigkeit durch Bauwerke
- Aufbau einer "Hindernisschicht" zwischen den Gebäuden
- Energieabgabe
- Energiespeicherung in Baumaterialien
- geringere Strahlungsverluste durch den 3D- Aufbau


Zwischen Umland und der städtischen Bebauung ergibt sich ein Übergang von der wenig beeinflussten Umlandgrenzschicht (rbl) zur stärker veränderten Grenzschicht über dem Stadtgebiet (ucl und ubl).
Die Geschwindigkeitsabnahme über dem Stadtgebiet ist abhängig von der Höhe über Grund und der Entfernung vom Stadtrand. Bei einer Höhe von 10 m führt der Störeinfluss der Stadt bereits nach 50 m Entfernung vom Stadtrand zu einer starken Reduktion der Windgeschwindigkeit. Mit zunehmender Höhe wird die Windgeschwindigkeitsreduktion über dem Stadtgebiet geringer und verlagert sich in Strömungsrichtung stadteinwärts.
Bodennah stellt sich die Strömung sehr schnell auf dichte Bebauung ein. In größeren Höhen modifiziert die veränderte Bebauung erst nach einer längeren Wegstrecke und die Reduktion der Windgeschwindigkeit fällt geringer aus.
Ausschlaggebend dafür ist der "Rauhigkeitssprung" zwischen Umland und Stadt.

Die erhöhte Rauhigkeit der Stadt sorgt auch für eine erhöhte Turbulenz. Besondere Wirkung auf Windfeld und Turbulenz üben Hochhauskomplexe aus, wenn sie aus der umliegenden Bebauung hinausragen. Hier kann eine mit starken Turbulenzen verbundene Strömungsumlenkung erfolgen.

Das Windfeld der städtischen Grenzschicht
Neben den Windgeschwindigkeitsveränderungen bewirkt die Stadtbebauung sehr starke Veränderungen des gesamten Windfeldes, d. h. der horizontalen und vertikalen Windgeschwindigkeits- und -richtungsverteilung.
In der städtischen surface layer über den Gebäuden ändert sich die Windrichtung nur wenig, da diese Schicht höhenkonstante Schubspannungen und eine geringe Mächtigkeit aufweist.
In der darüberliegenden Schicht dreht der bodennahe Wind in die von der Reibung unbeeinflusste Höhenströmung ein.
Städte üben durch die Rauhigkeit und dem modifizierten Wärmehaushalt (Wärmeinsel) einen deutlichen Einfluss auf die Windrichtung in der ubl aus. Durch die zum Zentrum ansteigende Bodenrauhigkeit wird eine Umströmung der Stadt bewirkt. Durch das Umfließen werden Konvergenzbereiche (Zusammenströmen) und Divergenzbereiche (Auseinanderströmen) geschaffen. Das durch die Erwärmung veränderte Druckfeld der Stadt bewirkt einen zusätzlichen Flurwindeffekt. Die Stadt erzeugt ein bodennahes Tief in das die Umlandströmung hinein konvergiert. Der Flurwind ist jedoch schwach, von der allgemeinen Strömung überlagert und ist nur bei windschwachem Strahlungswetter nachweisbar. Die größten Richtungsänderungen ergeben sich in der ucl, in der unmittelbar durch die Bebauung beeinflussten Schicht.
Es lassen sich folgende durch die Bebauung beeinflusste Strömungsformen unterscheiden:



Strömung um Einzelhindernisse
beeinflusste Wellenströmung bei Einzelgebäuden mit größerem Abstand
Geländeüberströmung bei eng zusammenstehenden Gebäuden


Die Art der Strömung ergibt sich aus den Verhältnissen zwischen Höhe zu Abstand und Länge zu Höhe.
Bei der Strömung um ein Einzelgebäude lassen sich folgende Escheinungen unterscheiden:



Überdruck an der Luvseite
Unterdruck über dem Dach, im Lee und an den Seiten
Auswirkungen auf das vertikale Windfeld bis 1,5fache Gebäudehöhe
Auswirkungen auf das horizontale Windfeld im Lee bis zum 12fachen der Gebäudehöhe




In Städten findet häufig eine "Gebäudeüberströmung" statt, etwa bei Strassenschluchten oder dichter Bebauung.

Für die Belüftung von Strassenschluchten sind neben dem Verhältnis Höhe zu Breite auch der Winkel der Strasse zur Hauptwindrichtung, die Varianz der Bauhöhen, Dachneigung und vorhandene Bäume bedeutend. Die Windverhältnisse innerhalb der Strassenschlucht werden von der Anströmrichtung über Dachniveau bestimmt:
bei Queranströmung (90° entsteht ein Rotor mit aufwärtsgerichteter Strömung im Luv und abwärtsgerichteter Strömung im Lee (unten Umkehr der Windrichtung der Richtung über Dachniveau). Deutliche Geschwindigkeitsreduktion und schlechter Austausch in der Strasse.



bei Längsanströmung wird die Strömung kanalisiert, die Geschwindigkeit ist teilweise sogar erhöht (Düseneffekt)
bei schräger Anströmung überlagern sich die beiden Effekte zu einem schraubenförmigen Rotor in der Strasse

Bauwerke bewirken z. T. sehr komplexe Veränderungen im Windfeld der ucl:
_ Düseneffekte treten durch Querschnittsverjüngung auf
Lückeneffekte werden durch Baulücken, Tordurchfahrten, Einmündungen hervorgerufen. Sie sind gekennzeichnet durch starke Wirbelbildung an den Gebäudekanten
Umlenkeffekte der horizontalen und vertikalen Komponente des Windfeldes durch Bauwerke, die als Riegel einwirken. Horizontale Umlenkeffekte durch langgezogene Bauwerke spielen bei bodennahen Strömungen eine Rolle (Kaltluftabflüsse). Vertikale Umlenkung durch Hochhäuser verstärkt die Windgeschwindigkeit und Turbulenz, da die Höhenströmung der ubl in den bodennächsten Bereich gelangt.



Planungsempfehlungen:
Turbulenz und Schichtung
Eine Vergrößerung der Schubspannung durch Rauhigkeitsveränderungen zieht eine stärkere mechanische Turbulenz nach sich. Damit lässt sich der Vertikalaustausch verbessern bei gleichzeitig verringerter Horizontalwindgeschwindigkeit. Durch eine stärkere vertikale Durchmischung lässt sich eine Verdünnung oder Erhöhung der Schadgaskonzentration erzielen.
_ bei hohen Windgeschwindigkeiten wird der Vertikaltransport verbessert und der horizontale Transport nicht wesentlich verringert
_ bei niedrigen Windgeschwindigkeiten wird durch die Zunahme des Vertikaltransportes die Herabsetzung des Horizontaltransportes nicht kompensiert, so dass eine Immissionserhöhung eintritt

Die thermische Turbulenz wird durch Veränderungen des Wärmehaushaltes beeinflusst. So wird durch Gebäude die Energiespeicherung und Energieabgabe und damit auch die thermische Turbulenz vergrößert. Die Häufigkeit von Bodeninversionen ist in der Stadt deutlich herabgesetzt. Tagsüber findet über bebaute und versiegelte Flächen eine stärkere Konvektion statt.
Diese Verstärkung der Turbulenz kann planerisch genutzt werden. Dabei ist es wichtig, die Hauptwindrichtung bei schwachwindigen Wetterlagen zu erfassen. Wenn die übergeordneten Winde unbelastete Luftmassen in Richtung Stadt transportieren, kann durch die thermische Turbulenz ein Luftmassentransport wegen der erhöhten bodennahen Windgeschwindigkeit aufrecht erhalten werden, der die Luftqualität verbessert.
Die Aufenthaltsqualität im Freien kann durch erhöhte Böigkeit und Turbulenz an Gebäuden vermindert werden. Bei der Neuplanung von Gebäuden, insbesondere von Hochhäusern, ist dieser Aspekt durch Simulation zu berücksichtigen.

Ventilationsbahnen und Frischluftschneisen
Stadtklimatisch bedeutsame Belüftungen des bodennahen Raumes durch horizontale und vertikale Luftmassentransporte sind bei austauscharmen Wetterlagen wichtig, wenn die niedrigen Windgeschwindigkeiten vor allem in den Nacht- und Vormittagsstunden bei gleichzeitig stabiler Schichtung die Emissionen nur ungenügend abtransportieren oder verdünnen. Bei diesen Wetterlagen können vorhandene schwache Luftströmungen über Luftleitbahnen in die ucl eindringen.
Stadtklimarelevante Luftleitbahnen können nach ihren Eigenschaften definiert werden:



_ Ventilationsbahn: Luftleitbahn die bei Schwachwindlagen Luftmassen in die Stadt transportieren. Seine Funktion wird ausschließlich durch seinen geringen Strömungswiderstand erfüllt.
_ Frischluftbahn: Luftleitbahn die bei Schwachwindlagen lufthygienisch unbelastete Luftmassen in die Stadt transportiert
_ Kaltluftbahn: Luftleitbahn in bezug auf den thermischen Zustand der versiegelten Stadtgebiete mit geringerer oder ohne Wärmebelastung. Bei Schwachwindlagen wird Luftmassen, die kühler als die Luft in der ucl ist, in die Stadt transportiert


Die Anforderungen an Luftleitbahnen werden hinsichtlich der aerodynamischen Bedingungen aus dem für den unteren Bereich der atmosphärischen Grenzschicht gültigen Ansatz des logarithmischen Windprofils abgeleitet. Bei Wald und Städten ist die Verdrängungsdicke d zu berücksichtigen.
Folgende Bedingungen für bodennahe Strömung in der ucl an die Luftleitbahnen gelten:



Rauhigkeitslänge z0 < 0,5 m
kleine Verdrängungsdicke d
große Länge in eine Richtung > 1000 m
Breite > 50 m
glatte Ränder: Bebauungs- oder Bewuchsvorsprünge
Höhe von Hindernissen < 10 m
Breite von Hindernissen < 10 % der Breite der Luftleitbahn


Beispiele für Ventilationsbahnen (nach Effektivität):
Grünflächen mit niedriger Vegetation
Wasserflächen
Freiflächen
breite gerade Gleisanlagen
breite gerade Strassenschluchten
breite gerade Ausfallstrassen

Bei geeignetem Relief und ausreichender Kaltluftproduktion kommen Grünflächen, Freiflächen und Gleisanlagen (Strassen eingeschränkt) als Kaltluftbahn in Frage.

Immissionsbelastung in Strassenschluchten
Die Immissionsbelastungen in der Strassenschlucht hängt vor allem von der Wirbelbildung ab. Durch die Wirbel werden die Luv- und Leeseiten unterschiedlich belastet und die Verweildauer der Schadstoffe erhöht.
Die Schadstoffwerte steigen proportional zum Verhältnis Höhe / Breite (H / B) an. Eine ausreichende Strassenbelüftung kann angenommen werden, wenn das Verhältnis H / B < 0,8 (z. B. Breite 20 m und Höhe 10 m = 0,5) ist und die Strasse in Hauptwindrichtung liegt. Bei Verhältnissen >1 und häufiger Queranströmung sind die Austauschverhältnisse ungünstig.

Filterfunktion von Bepflanzungen
siehe Methoden Seite 15

Windrichtungsverteilungen und Gewerbe- und Industrieflächen
Bei Ansiedlung emittierender Anlagen ist die Schadstoffverteilung unbedingt zu berücksichtigen. Dabei sollte nicht nur die Hauptwindrichtung beachtet werden, sondern auch die Windverhältnisse bei Schwachwindlagen und stabiler Schichtung der Atmosphäre.

Topographische Einflüsse
Die Reliefeinflüsse sind neben der Bebauung auf das bodennahe Windfeld von Bedeutung.
Kuppenlagen weisen deutlich höhere Windgeschwindigkeiten als eine ebene Umgebung auf. Werden Kuppen bebaut, ergibt sich durch höhere Windgeschwindigkeit und Turbulenz ein sogenannter "Kühlrippeneffekt", der verstärkten Heizenergieaufwand notwendig macht. Im Lee der Kuppe findet man jedoch geringere Windgeschwindigkeiten und Turbulenzen.



Im Vergleich zu Kuppenlagen mit positiven lufthygienischen Eigenschaften (gute Durchlüftung) und negativen in Bezug auf den Heizkostenaufwand, sind Tallagen durch häufigere stabile Schichtung gekennzeichnet. Durch die niedrigeren Windgeschwindigkeiten sind Tallagen stärker Immissionsgefährdet. Kaltluftabflüsse können zusätzlich erhöhten Heizenergieaufwand notwenig machen.
Südwestorientierte Hänge sind aus energetischer Sicht besonders für Wohnbebauung geeignet. Die geringeren Windgeschwindigkeiten, die höheren Lufttemperaturen und die günstige Exposition werden die Möglichkeiten zur Nutzung der Solarenergie verbessert.

Bildung von regionalen und lokalen Strömungen
Regionale und lokale Windsysteme werden dadurch definiert, dass die Luftmassentransporte nicht durch die großräumige Luftdruckverteilung angeregt wird, sondern durch kleinräumige Differenzen auf Grund topographischer oder anthropogener Gegebenheiten.
Der regionale Maßstab wird durch typische Entfernungen von 10 bis 100 km beschrieben, der lokale durch Entfernungen von 100 m bis 10 km.

Entstehung
Luftbewegungen werden generell durch Druckunterschiede erzeugt. Die großräumigen Drucksysteme sind die wesentlichen Ursachen für die Windrichtungs- und geschwindigkeitsverteilung vor Ort. Diese stärkeren Druckgradienten überlagern kleinräumige Druckdifferenzen und unterdrücken so lokale und regionale Ausgleichsströmungen. Bei gradientschwachen Wetterlagen oder bei einer Abkopplung der bodennahen Strömung durch stabile Schichtung der Atmosphäre können auch schwächere Druckunterschiede (durch lokal unterschiedliche Erwärmung) Luftströmungen von kaum spürbaren Luftbewegungen bis mittlere und hohe Windgeschwindigkeiten hervorrufen.

Reliefbedingte (topographisch bedingte) Strömungen
Talabwinde / Talaufwinde
- orographisch bedingtes Einzugsgebiet von einzelnem Tal oder Talsystemen
- mehrere Dekameter mächtig
- Windgeschwindigkeit bis 5 m/s
- Reichweite in bebaute Stadt bis 3 km

Hangabwinde / Hangaufwinde
- Einzugsgebiete sind Hänge und Hangmulden
- Abflussgeschwindigkeit bis 2 m/s
- Mächtigkeit selten > 10 m
- Reichweite bis 1,5 km

Berg- und Talwinde
- bis in 30 km nachweisbar
- relativ hohe Geschwindigkeiten (4 ms-1)

Während die Hang- und Talwindsysteme der lokalen Skala zuzuordnen sind, bewirken Berg- und Talwinde regionale Strömungssysteme.
Tagsüber werden die Seitenhänge der Täler erwärmt und produzieren hangaufwärts gerichtete Bewegungen, die gegen Mittag zu einem "Absaugen" der Luft aus der Ebene in das Tal führen. Die labile Schichtung führt zu starker Turbulenz, die den Hangaufwind relativ schwach erscheinen lassen. Am Spätnachmittag findet eine gradlinige hangaufwärts gerichtete Strömung ohne Turbulenzen statt.
Abends und in der Nacht ist die Ausstrahlung der Hänge besonders groß mit Stabilisierung der am Hang aufliegenden Luft. Die so produzierte Kaltluft fließt den Hang abwärts und speist die Ebene mit Kaltluft. Beschleunigt wird dieser Prozess durch die Baroklinität der Atmosphäre (Flächen gleichen Drucks schneiden Flächen gleicher Höhe) mit Zirkulationszellen in Strömungsrichtung hangabwärts.

Thermische Strömungen
Flurwinde
- entstehen durch größere Temperaturunterschiede zwischen vegetationsgeprägte Freiflächen im Umland einer Stadt und dem engeren Stadtbereich
- Bildung eines Druckgradienten mit bodennahem tieferen Druck über der Stadt und höherem über dem Umland
- radial auf Zentrum gerichtet; die so induzierte Strömung konvergiert bodennah und divergiert in der Höhe
- an Leitbahnen gebunden
- bodennahe Strömung mit v < 2 m/s
- Reichweite 2 km
- häufig in Abend-, Nacht und Morgenstunden
- kleinräumige Flurwinde zwischen dichter bebauten und unmittelbar angrenzenden unbebauten Flächen
- Flurwinde können auch tagsüber in einem höheren Niveau (Dachflächen) über der Stadt entstehen, da tagsüber die Dachflächen als stärkste Energieumsatzflächen fungieren
- Flurwinde sind schwer nachzuweisen und erfordern den Betrieb eines Messnetzes über längere Zeiträume sowie begleitende Sondermessungen

Land- Seewindzirkulation
- durch unterschiedliches thermisches Verhalten großer Wasserflächen (Nachweisbar ab einer Gewässergröße von > 40 ha) in Nachbarschaft zum Festland
- vor allem im Sommer und Herbst
- Reichweite 300 m in bebaute Gebiete
- regionale Skala
- nach Sonnenaufgang erwärmt sich das Land bis zur Höhe der Grenzschicht (1000 - 2000 m) stärker als die Wasseroberfläche; höhere Temperaturen bedeuten geringere Dichte und größeres Druckgefälle
- entsprechend dem Druckgefälle Land- See wird vor allem in den oberen Schichten (höchste Druckdifferenz) Luft vom Land zum Wasser verfrachtet; die Masse der Luftsäule über dem Land nimmt ab und über See zu; bodennah entsteht niedriger Luftdruck über Land, so dass ab späten Vormittag am Boden eine Strömung vom Wasser zum Land existiert mit einer Gegenströmung in der Höhe
- Nachts kehrt sich der Vorgang um; durch fehlende Konvektion und stabile Schichtung hat die nächtliche Strömung eine wesentlich geringere vertikale Erstreckung

Klimatologische Effekte

Bei austauschintensiven Wetterbedingungen

negative Effekte
- entstehen mit Durchzug von Tiefdruckausläufern bei Westwetterlagen
- durch Um- Über- und Durchströmungseffekte kommt es in den verschiedenen Oberflächenstrukturen kleinräumig und regional zu



- stark belüftete Bereiche, v.a. Kuppen- und Kammlagen
- Düsen-, Kanalisierungs- und Eckeneffekten in Tallagen, Strassenschluchten und an Hochhausbebauung
- erhöhte Turbulenzintensität an Leelagen und Strassenschluchten
- "Schadstoffsedimentationsfallen" an lokal austauschreduzierten Bereichen im Windschatten
- Windstress in windoffenen Bereichen
- auftreten von Kältereizen


positive Effekte
- Reduzierung der Immissionsbelastung durch Diffusion und Verdünnung
- Zuführung relativ unbelasteter Luftmassen
- geringere Wärmebelastung

Bei austauschschwachen Wetterlagen

- es herrschen geringe Windgeschwindigkeiten
- stabile Schichtungsverhältnisse in der bodennahen Atmosphäre (Bodeninversion), die Luftschadstoffe reichern sich in der bodennahen Luftschicht an
- bei geringer Bewölkung (hohe Ausstrahlung) bilden sich autochthone, thermisch oder orographisch (ab einer Neigung von 1-2° bedingte Strömungen aus

negative Effekte:
- Emissionsanreicherung in der bodennahen Luftschicht durch verringerte Austauschprozesse (Bremsung des vertikalen und horizontalen Austauschs)
- erhöhte Ozonbelastung durch hohe Einstrahlung
- Erhöhung der Wärmebelastung
- Schwülestress (im Sommer bei austauschschwachen Strahlungswetterlagen mit feuchten Luftmassen)

positive Effekte
- Kaltluftbildung auf Freiflächen
- hohe Temperaturgradienten infolge unterschiedlicher Ausstrahlungsverhalten bei verschiedenen Oberflächenstrukturen bewirken lokale Luftaustauschprozesse

Stadtklimatische Phänomene
Anthropogene Energiefreisetzung
Die anthropogene Energiefreisetzung ist die Freisetzung der gesamten chemisch oder physikalisch gebundenen Energie aller verbrauchten Energieträger als fühlbare oder latente Wärme. Davon dient nur ein Teil der Bereitstellung von Nutzwärme und Nutzenergie. Die städtische Grenzschicht nimmt den wesentlichen Teil der freigesetzten Energie auf.

Abwärmequellen:
- Haushalt (privat, Handel, Gewerbe, LW) 33 %
- Umwandlung (Kraftwerke, Hochöfen, Raffinerien) 26 %
- Industrie (chemische und stahlverarbeitende Industrie) 28 %
- Verkehr (Schienen-, Flug-, Schiffs-, Autoverkehr) 13 %

Formen der Abwärmequellen
Abwärme wird entweder großflächig diffus oder punktuell konzentriert an die Atmosphäre abgegeben.

- Punktquellen: häufig Quellgruppe "Umwandlung" und "Industrie" durch Schornsteine, Kühltürme, Hochöfen; sie transportieren Abwärme in große Quellhöhen durch Schornsteine und Auftrieb der warmen Abgase; durch adiabatische Entspannung der Abgase kommt es vertikal zu Wasserdampfkondensation
- Linienquellen: Strassen (v. a. Autobahnen) und abwärmebelastete Flüsse; Abwärme wird bodennah emittiert
- Flächenquellen: Siedlungs-, Industriegebiete, abwärmebelastete Wasserflächen; bodennahe Emission

Aerosole
Stoffgemische aus Gasen sowie flüssigen und/ oder festen Schwebstoffen werden Aerosole genannt. Flüssige Schwebstoffe werden als Nebel oder Dunst bezeichnet, feste als Staub oder Rauch.
Die TA- Luft (Technische Anleitung zur Reinhaltung der Luft) regelt für genehmigungsbedürftige Anlagen sowohl Schadstoffemissionen als auch Schadstoffimmissionen um Lebewesen und andere Sachen vor schädlichen Auswirkungen zu schützen. Die VDI- Richtlinien befassen sich mit der Festlegung von Grenzwerten für Luftverunreinigungen.
Ohne Emissionen von Schadstoffen gäbe es keine Immissionsbelastung.
Die Emission ist definiert als das Austreten von Schadstoffen aus Quellen. Nach dem Austreten der Emissionen unterliegen die Schadstoffe zum einen Transportvorgängen in der Atmosphäre (Transmission), zum anderen können auf dem Transportweg eine Vielzahl von chemischen Reaktionen stattfinden, die die Schadstoffzusammensetzung erheblich verändern können. Die Emissionsangaben lauten Masse pro Zeit (t / Jahr; kg / h) oder Masse pro Abgasvolumen (kg m-3 Abgas).
Unter Immissionen versteht man die am jeweiligen Einwirkungsort auftretenden Belastungsgrößen des Umgebungsmediums, die stofflicher oder nichtstofflicher physikalischer Art sein können. Soweit es sich um gasförmige Schadstoffe in der Luft handelt, gibt man Immissionsbelastungen in Konzentrationen an, entweder als Masse pro Volumen (mg m-1) oder in Volumenanteilen (ppm = parts per million).
Aerosole sind feste oder flüssige Teilchen, die in der Luft oder in Abgasen dispergiert (verteilt) sind.
Grobe Aerosole (Durchmesser > 10 _m) werden als Staub bezeichnet. (Nebeltropfen 1 -100 _m; Regentropfen 1000 _m).
Nebel besteht aus Tropfenzahlen von 50 bis 500 pro cm3 und einem Wassergehalt von 0,1 bis 1 gm-3. Nebeldunst sind an Aerosolen kondensierte und ist im Winter in der Stadt oft anzutreffen. Davon zu unterscheiden ist der im Sommer anzutreffende Dunst, der aus Aerosolen unter 10 _m besteht. Mit steigender Luftfeuchte, insbesondere beim Überschreiten von 70 % relativer Feuchte, wachsen die Aerosolteilchen stark an und bilden Flüssigkeitstropfen, in den katalytische und andere Reaktionen ablaufen. Durch das Anwachsen werden die Teilchen optisch wirksam, vor allem im Bereich von 0,1 - 1 _m (im Bereich der sichtbaren Strahlung 0,4 - 0,8 _m).
Die Trübung der Luft hängt von der Feuchte und von der Zahl der Aerosolteilchen, ihrer Größe und ihren chemischen Eigenschaften ab.
Die optischen Eigenschaften der Aerosole wirken sich erheblich auf den Strahlungshaushalt einer Stadt aus, da sie das Sonnenlicht streuen und absorbieren.

Aerosole entstehen durch natürliche und anthropogene Prozesse.
Die Belastung der Luft mit Schadstoffen weist einen Jahresgang auf, da bestimmte Stoffkomponenten nicht gleichmäßig über das Jahr emittiert werden. Im Winter wird wegen der Heizperiode und die geringere Durchmischungsfähigkeit der Atmosphäre mit höheren Konzentrationen zu rechnen sein als im Sommer.
Die Konzentrationen der Luft in einer Stadt weisen ebenfalls einen Wochengang auf, da die Emissionen vom Menschen zu unterschiedlichen Zeiten verschieden stark erzeugt werden, weil die Aktivitäten des Menschen nicht an allen Wochentagen gleich sind. Die Konzentrationen der Schadstoffe nehmen von Montag bis Freitag kontinuierlich leicht zu, am Samstag und Sonntag tritt jedoch eine Verminderung ein. Die höchsten Werte sind an Freitagen zu erwarten, die niedrigsten am Sonntag. Umgekehrt verhält es sich mit dem Ozon in der Stadtluft. An den Werktagen bleibt die Konzentration von O3 auf einem mittleren Niveau, jedoch steigen die Werte über den Samstag bis auf den Spitzenwert am Sonntag an, da hier der NOx- Ausstoß (Stickstoffoxide aus Verbrennung) geringer ist (s. S. 24).
Der Tagesgang der Immissionskonzentration gibt Hinweise auf die Quellhöhe der Emittenten. Das unterschiedliche Höhenniveau bedingt eine tageszeitliche Verschiebung ihrer Immissionsbeträge am Boden. Dabei kommt die tageszeitliche Veränderung der Durchmischungsfähigkeit der Atmosphäre große Bedeutung zu (nächtliche und morgendliche Bodeninversion; konvektiver Austausch tagsüber).
Die Windgeschwindigkeit nimmt im Mittel zwei Stunden nach Sonnenhöchststand ihre höchsten Werte an mit verstärkter Böigkeit.



Ozon in der Umgebungsluft
Ozon ist ein reaktives, leicht stechend riechendes Gas aus je drei Sauerstoffatomen O3. In den unteren Schichten der Atmosphäre kommt es als ,,bodennahes Ozon" als Spurengas natürlich vor, wird auch im Sommer bei starker Sonneneinstrahlung gebildet (auch in Kopierern und Laserdruckern).
Bei Sonnenlicht wird NO2 durch Photolyse in NO und O zerlegt und schließlich entsteht O3. Die Ozonkonzentration hängt vom Verhältnis NO2 / NO und von der wirksamen Lichtintensität ab. Wenn ständig NO nachgeliefert wird, z. B. an verkehrsreichen Strassen und in Städten, bleibt das NO2 / NO- Verhältnis klein, das heißt, es entsteht auch bei starker Sonnenstrahlung wenig Ozon. Verschiedene Kohlenwasserstoffe (OH- Radikale = mit freien Elektronen und sehr reaktionsfreudig) haben ein Ozonbildungspotential, indem sie das Verhältnis NO2 / NO vergrößert, was bei starker Sonnenstrahlung zur Erhöhung der Ozonkonzentration führt. Das ist die Ursache für die ,,anthropogene Ozonbildung". Mit dem Berufsverkehr steigen die Kfz- bedingten Spurenstoffe CH und NO stark an. Die Sonnenstrahlung bewirkt das Entstehen der Folgeprodukte NO2 und O3. Das Ansteigen von NO2 und O3 ist charakteristisch für den photochemischen Smog.
In der Stadt und im Umland werden zur selben Zeit oft unterschiedliche Ozonkonzentrationen gemessen, wobei im Umland höhere Werte zu verzeichnen sind. In den Nachtstunden wird das vorhandene Ozon durch Reaktion mit Stickoxiden verbraucht. Diese sind in der Stadt durch die höhere Emission höher konzentriert, was zu einem stärkeren Ozonabbau führt. So kommt es, dass in emissionsärmeren Gegenden, in denen die Primärkomponenten gar nicht entstehen, trotzdem höhere Ozonkonzentrationen auftreten. Die ozonärmere Stadtluft kann wegen der höheren Konzentration an Primärstoffen dennoch nicht als lufthygienisch besser bezeichnet werden (s. S. 25).

Smog
Das Wort Smog ist aus dem Englischen zusammengesetzt aus ,,smoke" und ,,fog". Smog ist ein Zustand großer Luftverschmutzung mit sichtbarer Luftverunreinigung über städtischen und industriellen Ballungsräumen. Heute benutzt man das Wort Smog auch wenn kein Dunst vorhanden ist und nur die Konzentration an Schadstoffen hoch genug ist. In der BRD werden Maßnahmen gegen den Smog im Bundes- Immissionsschutzgesetz (BimschG) § 40 geregelt. Man unterscheidet Smogarten vom Typ London und Los Angeles:
London:



- entstehen bei Inversionswetterlagen im Winter
- meistens früh morgens
- Temperaturen um 0°C und rel. Feuchte um 85%
- Schadstoffe durch Heiztätigkeit (Schwefeldioxid, Kohlenmonoxid, Staub)


Los Angeles:



- Sommersmog durch Absinkinversionen
- oft mittags bei maximaler Einstrahlung
- um 70% rel. Feuchte
- photochemischer Smog
- Schadstoffe durch Autoverkehr
- schlechter Luftaustausch (in LA wegen Muldenlage) und starker Sonnenstrahlung führt zu chem. Umwandlungen von Stickoxiden, Kohlenwasserstoffen, Kohlenmonoxid zu Photooxidantien (v. a. Ozon)


In Deutschland kommt meistens Wintersmog mit zusätzlicher Belastung durch den Autoverkehr vor.
Photooxidantien (Ozon, Salpetersäure) bilden sich aus Stickstoffoxiden, Kohlenwasserstoffen und Sauerstoff mit Sonnenstrahlung. Sie sind hauptverantwortlich für Waldschäden, da sie oxidierende Eigenschaften haben (Sauer).

Deposition
Die Deposition von Luftverunreinigungen stellt den wichtigsten Reinigungsvorgang für die untere Atmosphäre dar. Je nachdem, ob Niederschlagswasser am Ausscheidevorgang beteiligt ist, unterscheidet man zwischen nasser und trockener Deposition.
Unter trockener Deposition werden sowohl die am Boden, Pflanzen und anderen Oberflächen sedimentierten Stoffmengen verstanden, als auch die zur Ablagerung führenden chemischen und physikalischen Prozesse.
Die trocken abgelagerten Verbindungen werden durch abfließendes Wasser weggespült oder dauerhaft abgelagert. Das fließende Wasser wird bei Aufnahme der Schadstoffe saurer. Sehr effektiv in trockener Deposition ist die Interzeption, das ,,Auskämmen" der Schadstoffe durch hohe Vegetation oder durch Gebäudeansammlungen. Dabei werden Partikel >10 _m sedimentiert (s. S. 15 in ,,Methoden"

Unter nasser Deposition ist die auf der EOF zusammen mit Niederschlägen (Regen, Nebel, Tau, Wolken) in fester oder flüssiger Form abgeschiedene Masse von atmosphärischen Spurenstoffen pro Zeit- und Flächeneinheit zu verstehen. Unter feuchter Deposition versteht man die Deposition von sehr geringen Niederschlägen (Nebel, Tau, Wolken). Im Nahbereich einer Stadt spielt jedoch die trockene Deposition eine weitaus wichtigere Rolle, da die Luftverunreinigungen erst in großen Entfernungen ausgeregnet oder ausgewaschen.
Gase werden in Wolken- oder Nebeltropfen durch Absorption gebunden und dann mit anderen gebundenen Stoffen reagieren. Beim Aufgleiten von Warmluft auf Kaltluft (Warmfront) oder an orographischen Hindernissen wird die verunreinigte Luft in größere Höhen transportiert und bei dann folgenden Regenfällen werden die Schadstoffe abgelagert.

Wolken und Niederschlag
Die Wolken- und Niederschlagsbildung setzt einen hinreichenden Wasserdampfgehalt in der Luft voraus.
Die beim Aufgleiten an Luftmassen (Warm- und Kaltfront), Überströmen von Erhebungen, thermischer Konvektion eintretende adiabatische Abkühlung führt zur Kondensation des Wasserdampfs wenn Kondensationskerne (hygroskopische =wasserbindende Aerosole) vorhanden sind.
Großräumige Niederschlagsgebiete sind mit dem atmosphärischen Frontensystem verbunden, da ein Niederschlagsbildungsprozess nur bei ausreichender Wolkenmächtigkeit ablaufen kann und daher der Hebungsprozess an Fronten stattfinden muss, damit genügend feuchte Luft herantransportiert wird.
In konvektiver Bewölkung entstehen dagegen nur kleinräumige, intensive Niederschläge.
Orographische Niederschläge sind an die Luvseiten der betreffenden Erhebungen gebunden.

Der Einfluss der Stadt auf die Wolkenbildung und den Niederschlagsprozess ist im wesentlichen bei den konvektiven Formen im Sinne einer Verstärkung zu erwarten.

Die Modifikation der wolkenphysikalischen und niederschlagsbildenden Prozesse in der Stadt erfolgt über:



vermehrte Zufuhr von Kondensationskernen (hygroskopisch)
zusätzlichen Wasserdampf und thermodynamische Effekte führen zu höherem Bedeckungsgrad, höheren Wolkenuntergrenzen und erhöhter Labilität innerhalb der Wolken
_ thermodynamische (Wärmeinsel) und mechanische (Bodenreibung) Effekte, die Konfluenzgebiete (Zusammenströmen von Luftmassen) erzeugen, über denen bevorzugt Wolken und NS entstehen


Die Wärmeinsel verstärkt hauptsächlich in der Nacht die Labilität der Stadtgrenzschicht. Diese Labilisierung wirkt sich auf den Tagesgang der NS aus. Bei Messungen von 5min NS-Summen fand man neben einem mittäglichen Maximum ein sekundäres Maximum in den frühen Morgenstunden. Zu dieser Zeit hat die städtische Wärmeinsel ihr Maximum erreicht.
Bei mittleren Jahreswerten der Niederschlagshöhen zeigt sich eine Zunahme in den Städten. Der Betrag der Differenz kann zwischen 5 und 11 % liegen.
Der größte urbane Effekt zeigt sich im Bedeckungsgrad konvektiver Bewölkung und an dem sich in ihr bildenden NS. Die Zahl der NS- Ereignistage (Schauer, Hagel, Gewitter) liegt in der Stadt ebenfalls bis 11 % höher.
Infolge der höheren Temperaturen in der Stadt verringert sich im Winter der Schneeanteil am Gesamtniederschlag. Die Schneefallhäufigkeit im Stadtgebiet kann um 30 % verringert sein.
Die Emission hygroskopischer Partikel erhöht die Nebelbildung in der Stadt und verändert die Sichtverhältnisse.
Eine Nebelbildung kann generell nur bei Existenz von hygroskopischen Kondensationskernen und einer Taupunktüberschreitung stattfinden. Es gibt verschiedene Arten der Nebelbildung:



- Strahlungsnebel: entsteht bei Taupunktüberschreitung durch eine negative Strahlungsbilanz vor allem nachts. Es muss eine austauscharme Witterung herrschen, da bei Durchmischung der Nebel rasch aufgelöst wird.
- Advektionsnebel: der Nebel wird herantransportiert, kommt oft in Städten vor
- Mischungsnebel: entsteht bei Vermischen von feuchter mit kalter Luft


Größere Tropfen als die des Nebels entstehen nur bei labiler Schichtung, wenn durch das Auf- und Absteigen die Wasserteilchen im Wechsel vereisen und auftauen, also Wasser und Eis nacheinander vorkommen.

Niederschlagsverhältnisse großer Stadtareale
- Bevorzugung von Stadtgebieten für sommerliche NS, die konvektiven Ursprungs sind
- Intensivregen in den Nachmittag- und Abendstunden im Bereich des Zentrums häufiger als in Außenbezirken
- in der Innenstadt sind die Schauer kurz und intensiv, im Umland weniger intensiv, dafür länger anhaltend
- bei den Niederschlagsverteilungen in der Stadt sind orographisch Gegebenheiten (Luvwirkung) und Hauptströmungsrichtung zu beachten, die den Wärmeinseleffekt und Aerosoleintrag in der Stadt überlagern können

Bioklima des Menschen in der Stadt
Bedeutung des Stadtklimas
Der gesunde Mensch (körperlich, seelisch, sozial) passt sich gut an unterschiedliche atmosphärische Bedingungen über autonome vegetative Regulationen meist unbemerkt an. Das Anpassungsvermögen von empfindlichen Personen (Ältere, Kranke, Schwangere und Kinder) wird häufig überfordert.
Als Zeichen der Überlastung treten Beschwerden im Herz- Kreislaufsystem und der Atemwege wodurch Krankheiten ausgelöst und verstärkt werden können.
Epidemiologische Untersuchungen zeigen Wirkungen extremer Bedingungen (Kälte, Hitze, Luftverschmutzung) auf Morbidität (Häufigkeitsziffer von Erkrankungen) und Mortalität (Sterblichkeitsziffer).
Bei steigender Mortalität und Morbidität durch atmosphärische Umwelteinflüsse sind die relevanten Einflussgrößen schwer zu bestimmen, da die Einflüsse schlecht trennbar sind: Wetter und Luftbelastung sind in der Regel korreliert.
Beispiele: Die Höhe der Emissionen beim Wintersmog hängt von der Außentemperatur ab und die Immissionen von den meteorologischen Ausbreitungsbedingungen. Sommersmog tritt bei Strahlungswetterlagen und hohen Temperaturen auf. Die Ozonkonzentrationen sind hoch mit der Lufttemperatur korreliert, weniger mit der Konzentration der Vorläuferstoffe.

Der Gesetzgeber hat bei der Aufstellung von Bauleitplänen vorgegeben, eine menschenwürdige Umwelt zu sichern, die natürlichen Lebensgrundlagen zu schützen und zu entwickeln und dabei die Belange des Klimas zu berücksichtigen (§1 Abs. 5 BauGB). Ziel ist die Schaffung und Sicherung gesunder Wohn- und Arbeitsbedingungen. Da das Klima in der Stadt eine anthropogene Veränderung darstellt, ist es in der Stadtplanung zu berücksichtigen.
Die Statistik der meteorologischen Felder, also das Klima, liefert nur wertfreie Daten, die für eine klimagerechte Planung in eine humanbiologische Betrachtungsweise umgesetzt werden muss, bei der die Ansprüche der Gesellschaft an den Raum und dessen Klimainformationen berücksichtigt werden müssen. Die gesundheitliche Bedeutung des durch den Einfluss von Siedlungsstrukturen mikroskalig veränderten Klimas im Lebensraum Mensch muss offensichtlich werden.

Biometeorologische Wirkungskomplexe
Gegenstand der Humanbiometeorologie sind die direkten Auswirkungen der atmosphärischen Bedingungen der Wärmeabgabe, Sonnenstrahlung, Luftbelastung mit Schadstoffen auf den Organismus.
Mögliche Klimaänderungen werden untersucht in Anbetracht der Nahrungsmittelproduktion, Trinkwasserversorgung, Verbreitung von Infektionskrankheiten, Überschwemmungen als indirekte Effekte.
Gesundheitseffekte gehen nicht von einzelnen meteorologischen Elementen aus. Die Atmosphäre wirkt ganzheitlich auf den Organismus. Dennoch sind drei Hauptthemen unterscheidbar:



thermischer Wirkungskomplex
lufthygienischer Wirkungskomplex
aktinischer Wirkungskomplex


Thermischer Wirkungskomplex
Die komplexen Bedingungen des Wärmeaustauschs des Menschen mit seiner Umgebung, mit dem Ziel ein thermisches Gleichgewicht zu erhalten, ist der thermische Wirkungskomplex.
Wärmeproduktion und Wärmeabgabe des Menschen müssen ins Gleichgewicht gebracht werden, um eine konstante Körpertemperatur zu gewährleisten. Dies wird durch unwillkürliche Regulationsmechanismen erreicht. Zusätzlich unterstützen Diskomfort- Empfindungen bestimmte Verhaltensweisen die Thermoregulation.
Abweichungen aus dem Gleichgewicht der Behaglichkeit empfindet das Individuum als unangenehm bis zu Leiden, Angst und Schmerzen. Bei nur geringen Abweichungen von dem Behaglichkeitsbereich eines Individuums erfolgt eine Regelung vasomotorisch (Wärmetransport vom Kern zur Schale über Änderung der peripheren Durchblutung). Zusätzlich zur vasomotorischen Regelung erfolgen bei Kälte eine Zunahme der chemische Wärmebildung, Steigerung des Muskeltonus (Verkrampfung) und Kältezittern. Unter warmen Bedingungen steigt die Durchblutung der Haut und damit die Hauttemperatur. Durch den Wärmetransport zur Haut wird die Wärmeabgabe an die Umgebung durch Konvektion und Abstrahlung verbessert. Um die Hauttemperatur niedrig zu halten, wird Schweiß gebildet, der verdunstet und entzieht der Haut Verdunstungsenergie und kühlt sie ab.
Die Anpassung an die jahreszeitlichen Temperaturänderungen erfolgt durch chronische Umstellung des autonomen Thermoregulationssystems. Bei Hitzeakklimatisation findet man deutlich erhöhte Schweißproduktion und Erhöhung der Zahl aktiver Schweißdrüsen.
Bei ungenügender Entwärmung kommt es zum Hitzekollaps durch Blutdruckabfall. Die Schweißrate sinkt drastisch und die hohen Temperaturen im Gehirn führen zur Zerstörung von Neuronen (Hitzschlag, Sonnenstich).
Unter starker Abkühlung kommt es ebenfalls zu Bewusstseinsstörungen und ab 27°C Körpertemperatur tritt Kältetod durch Kammerflimmern ein.

Der Wärmeaustausch des Organismus mit seiner Umgebung hängt von dem Gradienten der Temperatur und Dampfdruck ab. Auch in tropischen Klimaten sind die Wasserdampfgehalte nur halb so hoch wie sie dem Sättigungsdampfdruck bei einer mittleren Hauttemperatur von 33°C entsprechen. Folglich ist der Wasserdampfdruckgradient groß genug zur Verdunstung auch bei kleinen Windgeschwindigkeiten (Fächeln).
Der Begriff "Schwüle" wird im Sprachgebrauch oft falsch benutzt, da das subjektive Empfinden der Schwüle oft mit fehlendem Wind einhergeht, wobei das die Haut benetzte Wasser nicht so schnell verdunsten kann.
Eine wirkliche Schwülebelastung wird bei Äquivalenttemperaturen von 49°C oder einem Dampfdruck von 18,8 hPa empfunden, wobei zu beachten ist, dass der Dampfdruck temperaturabhängig ist.
Die direkte Sonneneinwirkung stellt eine bedeutende Wärmezufuhr dar, der bei Windstille bis zu 15 K Unterschied zwischen Sonnen- und Schattenplätzen sein kann.

Die gefühlte Temperatur unterscheidet sich oft deutlich von der nach meteorologischen Regeln in 2 Meter Höhe im Schatten gemessenen Lufttemperatur. Im Extremfall unterscheiden sich die Temperaturen um +15 K bei Sonnenschein und -15 K bei Nacht.

Lufthygienischer Wirkungskomplex
Neben den natürlichen Luftbeimengungen (Pollen, Sporen, Meersalz, Vulkanstaub, Bakterien, pflanzliche Kohlenwasserstoffe), die den größten Anteil an den Luftbeimengungen ausmachen, gibt es die anthropogenen Luftbeimengungen menschlichen Ursprungs. Ihr Kennzeichen ist die örtliche und zeitliche Belastung.
Die bedeutsamsten Schadstoffe in der Luft sind Schwefeldioxid (SO2), Stickstoffdioxid (NO2) und Ozon (O3), partikelförmiges Russ und Aerosole. Wegen ihres akut und chronisch schädlichen Potentials sind Photooxidantien (Perixiacetylnitrat), flüchtige Kohlenwasserstoffe (Benzol, Tuluol, Trichloraethylen, Tetrachloraethylen, Formaldehyd) und das Blutgift CO.
Ozon gilt als Leitkomponente für den Sommersmog. Die Vorläuferstoffe des Ozons werden durch den KFZ- Verkehr freigesetzt. Trotzdem tritt Ozonbelastung vorrangig im Umland auf, bei unkritischer Argumentation kommen einige Leute zu dem Schluss, die Luftqualität in Städten sei besser. Bei Kaltluftzuflüssen aus dem Umland kann das Ozon wegen der hohen Konzentration geradezu als Indikator dienen.
Etwa 10 % der Bevölkerung sind Ozon- Responder (ozonempfindlich). Sie reagieren mit Abfall der Lungenfunktion und Entzündungen im Atembereich. Die aufgenommene Ozonmenge hängt vom Atemminutenvolumen ab, also von der körperlichen Aktivität des Menschen.
Häufigste Störungen durch Reizgase und Partikel:
- Reizung der Schleimhäute (Auge, Nase, Rachen, Lunge)
- erhöhte Infektionen der Atemwege und chronische Bronchitis
- Immunschwäche
- Allergien
- Krebs

Aktinischer Wirkungskomplex
Er umfasst die Strahlung der Sonne im UV-, sichtbaren (Licht), und IR- Bereich, die über die Rolle im Wärmehaushalt hinausgehen.
Einflüsse der solaren Strahlung auf das Sehen, den Hormonhaushalt und den psychischen Bereich.
Helles Licht und starke Kontraste erzeugen ergotrope (auf Aktivität ausgerichtet) Stimmungslage, die Leistung erst ermöglicht.
Trübe, dämmrige und kontrastarme Bedingungen wirken dämpfend.
Der sichtbare Teil des Spektrums des Sonnenlichts erreicht bei Sonnenhöchststand 100 000 Lux. Bewölkung führt zur drastischen Reduzierung der Helligkeit. Würde man als Mindestbeleuchtungsstärke 2500 Lux annehmen, verkürzt sich die Hellphasendauer bei dichter Bewölkung um 5 Stunden.
Trotz des geringen Anteils an der Sonnenstrahlung, besitzt die UV- Strahlung große biologische Bedeutung. Sie besitzt Wirkungen auf die Widerstandskraft, Wohlbefinden, Leistungsfähigkeit, Kreislauf, Nerven und Immunsystem durch Initiierung der Vitamin D3- Synthese (antirachitische Wirkung).
Schädliche Effekte der UV- Strahlung treten akut (reversibel) und chronisch auf:
- Sonnenbrand
- Schneeblindheit, Bindehautentzündung
- Alterung der Haut
- Hautkrebs

Wie ist das Bioklima beeinflussbar?
Das Problem einer klimagerechten Stadtplanung ist abhängig vom Mesoklima. Der Mensch ist am engsten über seinen Wärmehaushalt mit den atmosphärischen Umweltbedingungen verbunden.
Während Kältereize durch geeignete Bekleidung oder aufsuchen von windgeschützten Bereichen vermieden werden können, ist Hitzestress eher unausweichlich. Die schwache nächtliche Abkühlung in der Stadt vermindert die Schlaftiefe.
Die in der Stadt reduzierten Windgeschwindigkeiten verdünnen Luftbeimengungen aus niedrigen Quellhöhen nur unzureichend. Die Belastung der Stadtluft erzeugt eine Dunstglocke, die vor allem im Winter die biologisch wirksame UV- Strahlung reduziert.
Für die Stadtplanung sind folgende Fragen im Hinblick auf Gesundheit und Wohlbefinden von Interesse:
- welche Stadtstrukturen sind bioklimatisch eher belastet, welche entlastend?
- wie lassen sich Bauleitpläne aus bioklimatischer Sicht verbessern?
- wo lassen sich Neubauflächen ausweisen und wo nicht?
- wo besteht dringender Handlungsbedarf?

Quellen:
Helbig, Alfred und Jürgen Baumüller: Stadtklima und Luftreinhaltung. Berlin 1999 (mit CD-ROM) (UB-BO TVB4874; CD= TVB4874-YCD:2)

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Beitrag von Lauren1

30.06.2005 14:53:30

Lauren1

Profilbild von Lauren1 ...

jo.... un ich such hier die ganze zeit..... schätze mal, das oben reicht dir schade, hätte gerne geholfen...

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