E1_Klimagutachten - LBGR

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Dr. Bernd Stiller
Winkelmannstr. 18
D-15518 Langewahl
Langewahl, August 2010
Gutachten Klimaauswirkung Cottbuser See
August 2010
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Auftraggeber:
Vattenfall Europe Mining AG
Vom-Stein-Straße 39
03050 Cottbus
Auftrag/Bestellung:
vom 09.11.2009 / Bestell-Nr. E36-4501601321
Angebot vom:
vom 19.10.2009
Bearbeitung:
Dr. Bernd Stiller
Beratender Meteorologe, Anerkennung 2004/2007 durch die Deutsche Meteorologische
Gesellschaft
Winkelmannstr. 18
D-15518 Langewahl
Tel.: 03361 308762
Fax: 03361 306380
Email: [email protected]
Seitenzahl:
144
Titelbild:
Abnahme Sommerniederschläge in der Lausitz bis 2100 im
Klima-Szenarium A1B (Kartenausschnitt) und Planungskarte
Restsee Cottbus
Ausfertigungen:
- Druckexemplare für den Auftraggeber
- ein Nachweisexemplar beim Auftragnehmer
- pdf-Datei für den Auftraggeber auf CD
als Entwurfsfassung vom 04.07.2010 und in der Endfassung
vom August 2010
Dieser Bericht ist ausschließlich für die Verwendung durch den Auftraggeber im Rahmen der vertraglich vereinbarten Nutzung
vorgesehen. Eine anderweitige Nutzung, Vervielfältigung, Weitergabe an Dritte oder die Mitteilung seines Inhaltes, auch
auszugsweise, ist nur mit Zustimmung des Bearbeiters gestattet.
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Gliederung
1. Anlass und Aufgabenstellung ............................................................................................ 6
1.1. Auftragnehmer............................................................................................................ 6
1.2. Aufgabenstellung........................................................................................................ 6
1.3. Untersuchungsmethodik ............................................................................................. 9
1.4. Untersuchungsraum ..................................................................................................11
1.5. Der Restsee TB Cottbus-Nord (Cottbuser See) .........................................................13
1.5.1. Kartengrundlagen ...............................................................................................13
1.5.2. Das Vorhaben und die Meilensteine (Zeithorizont)..............................................16
1.5.3. Änderung der Flächennutzung ............................................................................18
1.6. Die Restseen der Region...........................................................................................19
1.6.1. Karten- und Datengrundlagen.............................................................................19
1.6.2. Die größten Binnenseen Deutschlands zum Vergleich........................................20
1.6.3. Naturraumzuordnung ..........................................................................................21
2. Das Makro- und Mesoklima in Vergangenheit, Gegenwart und Zukunft ...........................22
2.1. Die klimatischen Bedingungen in der Region bis heute .............................................22
2.1.1. Zum Klimabegriff.................................................................................................22
2.1.2. Zuordnung zu Klimaklassen................................................................................23
2.1.3. Eckdaten für den Untersuchungsraum ................................................................24
2.1.4. Sonnenstrahlung.................................................................................................26
2.1.5. Lufttemperatur und Luftfeuchte ...........................................................................29
2.1.6. Wind ...................................................................................................................31
2.1.7. Niederschlag.......................................................................................................32
2.1.8. Nebel ..................................................................................................................36
2.1.9. Derzeitiges Klima im Untersuchungsraum ..........................................................37
2.2. Die Klimaänderungen bis 2100..................................................................................37
2.2.1. Einführung ..........................................................................................................37
2.2.2. Auswahl und Beschreibung repräsentativer Klimamodelle ..................................40
2.2.3. Auswahl und Beschreibung von Klimaszenarien .................................................42
2.2.4. Auswahl und Beschreibung von Downscaling-Verfahren ....................................45
2.2.5. Ergebnisse zur Prognose der Klimaveränderung (Klimaprojektion) unter
Anwendung der ausgewählten Klimamodelle, -szenarien und Downscalingverfahren
einschließlich Worst-Case-Betrachtung ........................................................................47
2.2.5.1. Verwendete Klimaprojektionen und Regionalisierungen...................................47
2.2.5.2. Ergebnisse mit dem HadCM3-Klimamodell einschließlich Downscaling „pattern
scaling“ .........................................................................................................................49
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2.2.5.3. Ergebnisse Klimamodell ECHAM4/5 mit dem Szenarium A1B und B1 und der
Downscaling-Methode WETTREG................................................................................51
2.2.5.4. Ergebnisse Klimamodell ECHAM4/5 mit dem Szenarium A2 und der
Downscaling-Methode WETTREG................................................................................56
2.2.5.5. Ergebnisse Klimamodell ECHAM4/5 mit dem Szenarium A1B und der
Downscaling-Methode REMO (Jacob 2006b) ...............................................................59
2.2.5.6. Ergebnisse Klimamodell ECHAM4/5 mit dem Szenarium A1B ohne Anwendung
einer Downscaling-Methode (Jacob 2006a)..................................................................61
2.2.5.7. Ergebnisse Klimamodell ECHAM4/5 mit den Szenarien A1B und B1 der
Downscaling-Methode CLM..........................................................................................62
2.2.6. Zusammenfassende Ergebnisse der Klimaprojektionen und Ableitung mittlerer
und extremer Klimaprojektionen aus den einzelnen Modellen für den
Untersuchungsraum .....................................................................................................66
3. Zur regionalen klimatischen Wasserbilanz heute und im Zeitraum bis 2100 .....................71
3.1. Verdunstung, klimatische Wasserbilanz und deren Berechnung................................71
3.2. Klimatische Wasserbilanz über Landflächen..............................................................77
3.3. Auswirkungen der Klimaänderungen auf Wasserhaushaltsgrößen im
Untersuchungsraum .........................................................................................................79
3.3.1. Eingangsparameter.............................................................................................79
3.3.2. Ergebnisse alter Gutachten.................................................................................80
3.3.3. Qualitätssicherung: Plausibilität der Ergebnisse..................................................81
3.3.4. Ergebnisse für 1991 bis Ende 2009 ....................................................................82
3.3.5. Wasserflächenverdunstungsänderung bis 2100..................................................83
3.3.6. Zusammenschau von Niederschlags- und Verdunstungsprojektionen ................86
3.3.7. Einfluss der prognostizierten klimatischen Bedingungen im Zeitraum der
Restseebefüllung auf die prognostizierte Wasserentnahme aus der Spree ..................87
3.3.8. Einfluss der prognostizierten klimatischen Bedingungen im Zeitraum des
stationären Endzustandes auf die Verdunstung über dem Restsee ..............................88
4. Mikro- und mesoklimatische Wirkungen von Tagebauen und (Rest-)Seen .......................89
4.1. Mikro-/Mesoklima in einem Tagebau .........................................................................89
4.2. Die verschiedenen meteorologischen Elemente und ihre Beeinflussung durch
natürliche Seen und Restseen..........................................................................................90
4.3. Analogieschlüsse: Beispiele Senftenberger See (als Restsee), Müritz, Scharmützelund Lehnitzsee .................................................................................................................92
4.3.1. Senftenberger See..............................................................................................92
4.3.2. Müritz..................................................................................................................94
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4.3.2.1. Gewitter- und Niederschlagsbeeinflussung ......................................................94
4.3.2.2. Messdaten im Nationalpark..............................................................................99
4.3.2.3. Eine Messfahrt im Frühjahr 2006 ...................................................................103
4.3.3. Scharmützelsee ................................................................................................103
4.3.4. Lehnitzsee ........................................................................................................103
4.4. Ergebnis zu Kapitel 4...............................................................................................104
5. Klimatische Auswirkungen (Wechselwirkungen) des geplanten Restsees Cottbus auf die
Schutzgüter (aktuelle Klimasituation, Befüllphase)) ............................................................105
6. Mikro- und mesoklimatische Wirkung des geplanten Restsees Cottbus unter veränderten
makroklimatischen Bedingungen (Kapitel 2.2.6.) ................................................................107
7. Klimatische Auswirkungen (Wechselwirkungen) des geplanten Restsees Cottbus auf die
Schutzgüter (projiziertes Klima gem. Kapitel 2.2.6.)) ..........................................................109
8. Werden der Cottbuser See, die Restseen der Lausitzer Kette und andere Seen im Umfeld
des Tagebaus in der Summe die vorerläuterten Ergebnisse zu 5. und 7. verändern? ........109
9. Zusammenfassung und abschließende Bewertung ........................................................110
10. Glossar.........................................................................................................................113
11. Quellennachweis und Literatur .....................................................................................127
Anlage 1
Anlage 2
Anlage 3
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1. Anlass und Aufgabenstellung
1.1. Auftragnehmer
Die Erarbeitung dieses Gutachtens lag in den Händen von Dr. Bernd Stiller, Anerkannter
Beratender Meteorologe, D-15518 Langewahl, der seit 1992 zahlreiche Untersuchungen und
Begutachtungen zur Stadt-, Regional- und Geländeklimatologie durchgeführt hat (1992 bis
2001 bei der Dr. Schulz & Partner GmbH). Dabei gab es auch zahlreiche Arbeiten zu
Restseen – bereits vorhandene wie auch geplante – in der Lausitz und jüngst auch im
Rheinland. Das schließt insbesondere auch „Vor Ort – Erfahrung“ in Tagebaugruben und an
Restseen ein. Bei einer dreijährigen Projektarbeit im Geschäftsbereich Forschung und
Entwicklung des Deutschen Wetterdienstes von 2001-2004 stand die messtechnische
Erfassung von Landoberflächenprozessen für verschiedene Landnutzungen (Wiese, Wald,
Wasser, Getreide) einschließlich der Datenaus- und -bewertung im Mittelpunkt, darunter
auch die Frage der unterlageabhängigen Differenzierung des sensiblen (fühlbaren) und
latenten turbulenten Wärmeflusses (der latente Wärmefluss der Energiebilanz entspricht der
Verdunstung der Wasserbilanz).
Bei einem Restsee-Gutachten für die RWE Power AG Köln im Jahr 2006 war erstmals auch
die Frage des Klimawandels einzubeziehen. Der Autor konnte dies in enger Zusammenarbeit
mit wichtigen Akteuren in Deutschland, so dem Max-Planck-Institut für Meteorologie
Hamburg (Prof. Dr. Daniela Jacob, Leiterin der Arbeitsgruppe "Regionale Klimamodellierung"), der Climate & Environment Consulting Potsdam GmbH (CEC), dort insbesondere Dr.
Wolfgang Enke, dem Umweltbundesamt (Petra Mahrenholz) und dem Wetterdienst
(Regionale Klima- und Umweltberatung Essen, Guido Halbig, Klima-Experte des DWD)
erarbeiten. Jetzt in Cottbus ergibt sich zusätzlich die Möglichkeit, mit Prof. Dr. Eberhard
Schaller (Lehrstuhl für Umweltmeteorologie BTU) einen weiteren wichtigen Akteur im Bereich
der regionalen Klimamodellierung zu kontaktieren und somit auf aktuellste Erkenntnisse
zurückzugreifen.
1.2. Aufgabenstellung
Im Mittelpunkt der Begutachtung steht ein aus dem ausgekohlten Tagebau Cottbus-Nord
entstehender Restsee (Cottbuser See) bzw. dessen Flutung. STILLER/SCHULZ 1999 und
STILLER/SCHULZ
2000
haben
zu
diesem
Restsee
bereits
klimaökologische
Begutachtungen durchgeführt. Naturgemäß entstehen nach 10 Jahren in Klimafragen
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Wünsche zur Durchsicht der Daten und Bewertungen. Dies hat dieses Gutachten an erster
Stelle zuleisten.
Zweitens leitet sich ein Novellierungsbedarf sicherlich auch aus der Fortentwicklung der
Planungsunterlagen
ab.
Vor
wenigen
Jahren
wurde
die
Verordnung
über
den
Braunkohlenplan Tagebau Cottbus-Nord vom 18. Juli 2006 erlassen (LANDEREGIERUNG
2006), damit trat die Verordnung über die Verbindlichkeit des Braunkohlenplanes Tagebau
Cottbus-Nord vom 28. Februar 1994 (GVBl. II S. 114) außer Kraft.
Der
aktuelle
Braunkohlenplan
stellt
z.B.
konkrete
Ziele
(Z11)
hinsichtlich
des
Wasserhaushaltes auf: „Nach Abschluss des Braunkohlenabbaus ist die schnellstmögliche
Wiederherstellung eines sich weitgehend selbst regulierenden Wasserhaushaltes zu
gewährleisten. Die Auffüllung des Porenvolumens im Bereich der Kippe und im
angrenzenden unverritzten Gebirge sowie die Füllung des durch das Massendefizit
entstehenden Restraumes sind gezielt zu beschleunigen. Beeinträchtigungen der Grundund Oberflächenwasserbeschaffenheit aufgrund von hydrochemischen Prozessen der
Versauerung und ihrer Begleit- und Folgeprozesse ist durch geeignete Maßnahmen
entgegenzuwirken. Für das Abbaugebiet und die Tagebaurandbereiche ist in Anlehnung an
die
vorbergbaulichen
Verhältnisse
eine
ausreichende
Vorflut
zu
gewährleisten“
(LANDESREGIERUNG 2006, S. 386/387).
Drittens stellen sich unter dem Aspekt eines Klimawandels klimaökologische Fragen (Punkt
1) und Wasserhaushaltsfragen (Punkt 2) gegebenenfalls neu. Erst in den letzten 5 bis 10
Jahren sind – in den letzten Jahren auch vom Umweltbundesamt vorangetrieben –
Aussagen zu regional zu erwartenden Klimaänderungen möglich. Auch das spricht dafür, der
Frage des Klimas in seinen Facetten (z.B. Auswirkungen des Restsees auf das
Regionalklima, Auswirkungen des Restsees auf das Regionalklima unter veränderten
Klimabedingungen, Auswirkungen des Klimawandels auf die Restseebefüllung) unter
heutigem Wissenstand einer Betrachtung zuzuführen.
Letzteres ist nicht zuletzt deshalb notwendig, weil der Klimawandel und seine möglichen
Auswirkungen qualitativ längst für den Cottbuser See diskutiert werden (vgl. ZUKUNFTSWERKSTATT COTTBUSER SEE 2004).
Die Auftraggeber, Vattenfall Europe Mining AG, hat den Gutachter gebeten, sich in der
Gutachtenstrukturierung an ein 2006 erarbeitetes Gutachten für den Restsee Inden
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(Rheinland) zu orientieren. Dies wird im Wesentlichen geschehen, allerdings muss auch
beachtet werden, dass im Jahr 2006 gestellte Fragen teils sehr spezifisch auf einen dortigen
Diskussionsprozess bezogen waren und auch die Antworten teils unterschiedlich ausfallen
können, da Struktur und regionale Einordnung des Cottbuser Sees durchaus Unterschiede
zum Restsee Inden aufweist. Gleiches trifft auf bestimmte klimatische Bedingungen zu, dort
im Rheinland vorherrschend wintermildes Klima unter dem stärkeren Einfluss atlantischer
Luftmassen, im Cottbuser Raum Übergang zu mehr kontinental geprägtem Großklima.
Der Fragen- bzw. Aufgabenkatalog:
1. Erstellen einer belastbaren Prognose einer Klimaveränderung (Klimaprojektion) im Raum
Cottbus unter Auswertung vorhandener anerkannter Klimamodelle, -szenarien und
Downscaling-Methoden. (Beantwortung in Kap. 2.2.6)
2. a.) Ist während der Befüllzeit des Restsees (Cottbuser See) mit nennenswerten
Veränderungen der möglichen Entnahmemengen durch eine Klimaveränderung zu
rechnen?
b.) Ist nach Beendigung der Befüllung, wenn der See nach Abschluss des Grundwasserwiederanstiegs durch sein Grundwassereinzugsgebiet gespeist wird, eine nennenswerte
Veränderung des Wasserhaushaltes durch eine Klimaänderung zu erwarten?
(Prognostizierte Änderung der Verdunstung des Sees, quantifizierbarer Einfluss auf die
Grundwasserneubildung im Einzugsgebiet des Sees, Auswirkungen auf die wasserwirtschafliche Bilanz des Sees)
c.) Wirkt sich eine Klimaveränderung auf den See aus? (Beantwortung in Kap. 3)
3. Welche klimatischen Auswirkungen hat der geplante Restsee Cottbus (Cottbuser See)
unter Zugrundelegung des derzeitigen Klimas (einschl. Nebel/Luftfeuchte, Temperatur,
Wind, Niederschläge etc.) im Untersuchungsraum? (Beantwortung in Kap. 4)
4. Ergeben sich durch den geplanten Restsee (Cottbuser See) unter Zugrundelegung des
derzeitigen Klimas Auswirkungen auf einzelne Schutzgüter? (Beantwortung Kap. 5)
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5. Welche klimatischen Auswirkungen hat der geplante Restsee (Cottbuser See) unter
Zugrundelegung der in Pkt.1 prognostizierten Klimaänderung im Untersuchungsraum?
(Beantwortung in Kap. 6)
6. Ergeben sich durch den geplanten Restsee (Cottbuser See) unter Zugrundelegung einer
möglichen Klimaänderung (gem. Punkt 1) für den Betrachtungsraum Auswirkungen
(Wechselwirkungen) mit einzelnen Schutzgütern? (Beantwortung in Kap. 7)
7. Ändert die geplante Anlegung des Restsees unter Berücksichtigung der im weiteren Umfeld vorhandenen Wasserflächen die vorbeschriebenen Ergebnisse? (Beantwortung in
Kap. 8)
1.3. Untersuchungsmethodik
Die Auswirkungen eines Restsees zu beschreiben, der derzeit nur auf dem „Reißbrett“
existiert, ist im Wesentlichen über Modellierung oder über Analogieschluss möglich.
Der Hauptweg in diesem Gutachten ist der Weg der Übertragung der Kenntnisse über
Wirkungen anderer Seen und Seenlandschaften auf den Restsee (Cottbuser See). Dabei
wurden natürlich die konkreten Randbedingungen (Klimazone, Höhenlage, Seetiefe,
Seegeometrie u. a. m.) beachtet und die physikalische Plausibilität der Analogien geprüft.
Von der Modellierung bzw. Anwendung eines numerischen Simulationsmodells wie
beispielsweise FITNAH wurde abgesehen. Solche Modelle sind entwickelt worden, um
Veränderung der lokalklimatischen Verhältnisse, die sich z. B. durch eine Landnutzungsänderung und insbesondere Bebauung ergeben, zu verdeutlichen. Für die Simulation großer
Wasserflächen durch diese Modelle liegen keine Erfahrungen vor.
Der Restsee (Cottbuser See) wird mit rd. 1.900 ha (19 km²) der größte See BerlinBrandenburgs. Der Senftenberger See als bisher größter künstlich angelegter See Europas
hat eine Fläche von ca. 1.300 ha. Eine Analogie zum Senftenberger See oder zum
(natürlichen) Scharmützelsee (Fläche ca. 1.210 ha, ältere Angaben von ca. 1.380 ha
offensichtlich falsch) bietet sich somit noch an. Der Cottbuser See allein bleibt aber deutlich
unter der Wasserflächengröße großer deutscher Seen (Schweriner See (63 km²), Chiemsee
(80 km²) und Müritz (115 .. 117 km²)).
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Auch bei der Betrachtung der Summationswirkung von Restseen werden die zuletzt
genannten Größen eher nicht erreicht, aber um auf der „sicheren Seite“ zu bleiben, wird
auch die Müritz sehr intensiv in das vorliegende Gutachten einbezogen. Dazu werden nicht
veröffentlichte Messdaten der Müritz-Nationalpark-Verwaltung ebenso ausgewertet wie
veröffentlichte Angaben des Deutschen Wetterdienstes (DWD) und eine eigene Exkursion im
Jahr 2006.
In der Frage klimatischer Änderungen bis zum Jahr 2100 wurde umfangreiches Material
zusammengetragen. Weiterhin wurden für dieses Gutachten spezielle Berechnungen erstellt.
Für die Simulation der Verdunstung als wichtige Wasserhaushaltsgröße wurde ein relativ
einfaches, aber robustes und langjährig bewährtes Wassertemperatur- und Wasserflächenverdunstungsmodell angewandt, das in den 70er/80er Jahren entwickelt und damals
empirisch abgeleitet wurde.
Die Grundlage vieler Bewertungen sind zunächst die klimatischen Bedingungen der
letzten Jahrzehnte. Dazu wurde umfangreiches Material aus dem Klimainformationssystem
(KLIS) des DWD und anhand einer aktuellen Zulieferung (DEUTSCHER WETTERDIENST
2006c) sowie aus anderen Veröffentlichungen (z. B. MÜLLER-WESTERMEIER 1990) untersuchungsraumbezogen zusammengestellt.
Für klimatologische Begutachtungen bzw. Klimagutachten gibt es mehrere Bearbeitungsund Bewertungsgrundlagen, die zwar weniger einengend als in anderen Bereichen sind und
selbst auch einer Fortentwicklung unterliegen, aber dennoch Beachtung finden sollten. Zu
solchen Grundlagen gehören beispielsweise:
VDI-Richtlinie 3787, Bl. 1:. Umweltmeteorologie – Klima- und Lufthygienekarten für
Städte und Regionen, VDI-Verlag, Düsseldorf 1997
VDI-Richtlinie
3787,
Bl.
2:
Umweltmeteorologie
–
Methoden
zur
human-
biometeorologischen Bewertung von Klima und Lufthygiene für die Stadt- und
Regionalplanung. VDI-Verlag, Düsseldorf 1998.
VDI u. DIN Kommission Reinhaltung der Luft (Hrsg.): Lufthygiene und Klima. Ein
Handbuch zur Stadt- und Regionalplanung. Düsseldorf 1993 (507 Seiten).
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Ferner sei auch verwiesen auf PFAFF-SCHLEY 1993 mit seinen Hinweisen zur Durchführung von UVU oder auf den Abschnitt 2805 „Klima“ im Handbuch der Umweltverträglichkeitsprüfung (HdUVP). Eine jüngere Zusammenfassung geländeklimatischer Kenntnisse
gab BENDIX 2004.
Das oben genannte Handbuch (VDI u. DIN 1993) tangiert in zwei Punkten die „Schaffung
freier Wasserflächen“, im Punkt 5.2.4.1. (Seiten 369/370) und im Anhang 1 Punkt 2.7 (S.
413). Die dortigen Empfehlungen sind in diesem Gutachten berücksichtigt.
Zur prinzipiellen Arbeitsweise bei Klimagutachten gehört es, besonders in Siedlungsräumen
oder bei Bezug zu Siedlungsräumen, eine Klimatopkartierung bzw. Zuweisung vorzunehmen
bzw. flächendeckend Klimafunktionen aufzudecken.
Eine solche Zuordnung liegt bereits mit den Gutachten STILLER/SCHULZ 1999 und
STILLER/SCHULZ 2000 vor. Das hier vorliegende Klimagutachten konzentriert sich auf die
oben genannten neuen Fragestellungen, hinterfragt bzw. bestätigt jeweils geeignet die
Aussagen von STILLER/SCHULZ 1999 bzw. STILLER/SCHULZ 2000 und aktualisiert, wo
das durch neue Daten möglich ist.
1.4. Untersuchungsraum
Für zahlreiche „Untersuchungsthemen“ (bzw. Schutzgüter) hat es sich eingebürgert und ist
es auch legitim, einen relativ engen Untersuchungsraum um den zu begutachtenden „Sachverhalt“ zu definieren, auch
STILLER/SCHULZ
2000
übernahmen zunächst einen
solchen Vorschlag eines Untersuchungsraumes
(vgl.
Abb 1-1) für den Cottbuser
See. Allerdings ist ein solcher Rahmen nicht für alle
klimatischen
Fragestellun-
gen hilfreich, so muss z. B.
bei
der
Diskussion
des
Wasserhaushalts im Einzelfall
auch
ein
gesamtes
Abb. 1-1 Übersichtskarte aus STILLER/ SCHULZ 2000 mit einem skizzierten
Klima-Untersuchungsraum in einer Karte (digitalisiert) der naturräumlichen
Groß- und Haupteinheiten nach SCHOLZ 1962
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Flusseinzugsgebiet
einbezo-
gen werden. Konkret heißt das
hier,
dass
der
Blick
für
Wasserhaushaltsfragen – insbesondere unter dem Klimaänderungsaspekt - in das gesamte
Spreeeinzugsgebiet
(bis zum Pegel Cottbus, z.B.
zum Pegel Cottbus-Sandow,
also
nicht
die
gesamten
9.793 km²!) gehen muss. Das
Spreeeinzugsgebiet ist grobmaßstäbig allerdings schnell
einzuordnen mit der Grenzlage zum Elbeeinzugsgebiet
im
Westen,
dem
Neiße-
Einzugsgebiet im Osten (bei
Görlitz
eng
beieinander
liegend) und nach Süden mit
den drei Quellen (EbersbachSpree-dorf, Neugersdorf und
Abb. 1-2 Das Einzugsgebiet der Spree. Nach MÜLLER 2009 (dort nach
„Abwasserbeseitigungsplan Berlin, Stand 2001 ‚Das Einzugsgebiet der Spree’
S.19), leicht geändert.
am Kottmar) an die deutschtschechische Grenze, detaillierte Beschreibungen finden sich z. B. bei DRIESCHER 2002.
Allerdings sind für diesen bis an die deutsch-tschechische Grenze reichenden erweiterten
Untersuchungsraum nicht alle Aspekte einer Klimabegutachtung durchzuführen. Schwerpunkt ist der Abfluss im Einzugsgebiet der Spree und seine (absehbare) Änderung bis zum
Jahr 2100.
Bei klimatischen Untersuchungen ist der Begriff des „Untersuchungsraumes“ nicht so eng
fassbar wie beispielsweise bei Untersuchungen zur Flora und Fauna. Da es sich bei den
Fragestellungen und Antworten im Rahmen dieses Klimagutachtens oft auch um Analogien
handelt (Wirkung anderer Tagebaue, Wirkung anderer Restseen oder anderer natürlicher
Seen), wäre die exakte Ausweisung eines Untersuchungsraumes kontraproduktiv.
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Der Umfang des zu betrachtenden Raumes hängt wesentlich
auch vom meteorologischen Element ab. So muss beispielsweise
bei Niederschlagsverteilungen im
Umfeld von Seen ein größerer
Bereich abgedeckt werden als bei
der Lufttemperatur. Dies wird im
Gutachten beachtet.
Für eine Klimabegutachtung sind
langjährig messende und möglichst repräsentative Stationen ein
wichtiges Werkzeug. Einen ersten
Eindruck verschafft der Kartenausschnitt der Abbildung 1-3, in
Abb. 1-3 Ausschnitt aus einer Karte des DWD über die Standorte der
Klimastationen in Deutschland (Quelle: Meteorologisches Jahrbuch 2005)
dem auch die Spree eingetragen
ist. Eine wichtige langjährig messende Klimastation liegt in Cottbus selbst, nach Süden hin
ist das Messnetz zunächst recht ausgedünnt (es geht hier nur um die auch Lufttemperatur
und Luftfeuchte messenden Klimastationen, nicht um die nur Niederschlag messenden
Stationen, die es natürlich zahlreicher gibt). Im Spreequellgebiet bzw. an dessen unmittelbarer Grenze existieren drei Klimastationen: Kubschütz, Sohland und Görlitz (in Nähe des
Schwarzen Schöps und des Weißen Schöps).
Für die Beurteilung der Zugehörigkeit zu Flusseinzugsgebieten sind auch die Angaben in
den Deutschen Meteorologischen Jahrbüchern geeignet, da die Niederschlagsstationen
nach Flusseinzugsgebieten geordnet sind. Die Lage der Niederschlagsstationen des
wesentlich dichteren Niederschlagsmessnetzes wird in späteren Abschnitten sichtbar.
1.5. Der Restsee TB Cottbus-Nord (Cottbuser See)
1.5.1. Kartengrundlagen
Die nachfolgenden Abbildungen 1-4 bis 1-6 zeigen einige Karten bzw. Kartenausschnitte
zum Restsee Cottbus (Cottbuser See), wobei die Abbildungen sich gegenseitig ergänzende
Informationen geben.
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Abb. 1-4 Zielkarte Bergbaufolgelandschaft des Braunkohlenplanes Tagebau Cottbus-Nord, Stand 12/2005, verkleinert
(im Original Maßstab 1:50000)
Mit
der
landschaft
Zielkarte
des
„Bergbaufolge-
Braunkohlenplanes
Tagebau Cottbus-Nord“ in Abb. 1-4
werden die geplanten Umrisse des
Cottbuser Sees bzw. Cottbuser Sees
nach Stand 12/2005 recht deutlich. Es
zeigt sich damit, dass die wesentliche
Lage und „Gestaltung“ des Sees gegenüber älteren Grundlagen erhalten bleibt,
im Osten und Nordosten des Sees einige
Uferausformungen
allerdings
im
Detail etwas variieren. Das hat aber,
insbesondere hinsichtlich der klimaöko-
Abb. 1-5 Wassertiefen des geplanten Restsees nach
Unterlagen von Vattenfall 2009
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logischen Ausgleichsbeziehungen, wie sie bei STILLER/SCHULZ 2000 beschrieben wurden,
keinerlei Auswirkungen.
Abb. 1-6 Vergrößerter Ausschnitt der Abb. 1-4 mit den betroffenen Siedlungsbereichen
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Mit der Abbildung 1-6 wird aus Abb. 1-4 der Kartenausschnitt in Vergrößerung
herausgezogen, der für die Beschreibung geänderter Ausgleichswirkungsbeziehungen
hinsichtlich Vorbergbau, Bergbau und Restsee relevant ist. Ohne jetzt bereits auf inhaltliche
Aussagen einzugehen, sind insbesondere die Ortschaften (Ortsteile, Siedlungsbereiche)
Neuendorf nördlich, Wilmersdorf nordwestlich, Merzdorf, Dissenchen und Schlichow
südwestlich des jetzigen Tagebaus und zukünftigen Restsees hinsichtlich geänderter
Ausgleichswirkungsbeziehungen zu diskutieren.
Die Abb. 1-5 zeigt die sich einstellenden Wassertiefen auf, macht damit zugleich darauf
aufmerksam, dass der Cottbuser See großflächig bzw. überwiegend über nur geringe
Wassertiefen verfügen soll. Das ist den entsprechenden Untersuchungen zur Wasserflächenverdunstung und in der Frage des Zuflusses zu beachten.
1.5.2. Das Vorhaben und die Meilensteine (Zeithorizont)
Über den derzeit geplanten Zeithorizont des Vorhabens gibt die Verordnung über den
Braunkohlenplan Tagebau Cottbus-Nord vom 18. Juli 2006 (LANDERSREGIERUNG 2006)
Auskunft: „Nach gegenwärtigem Planungsstand wird der Braunkohlenabbau im Tagebau
Cottbus-Nord im Jahr 2015 beendet. Da sich der Wiederanstieg des Grundwassers nach
Beendigung des Braunkohlenabbaus über einen längeren Zeitraum erstrecken wird, müssen
die Ausgleichs- und Schutzmaßnahmen so lange fortgesetzt werden, bis die als endgültig
angesehenen Grundwasserverhältnisse erreicht sind. Über die Fortdauer der Maßnahmen ist
auf der Grundlage der Ergebnisse und der Auswertung des Monitoringprogramms zu
entscheiden“ (LANDERSREGIERUNG 2006, S. 386).
Auch einige wichtige Aussagen z. B. zur Randgestaltung sind dort abrufbar: „Nördlich der
Ortslage Schlichow wurde in den Jahren 1992/1993 ein ca. 1 300 m langer und 8 m hoher
Lärmschutzdamm errichtet, begrünt und bepflanzt.
Waldflächen nehmen im Randbereich des Tagebaus Cottbus-Nord nur ein Drittel der Fläche
ein. Die Erhaltung und Pflege der Wälder sind Bestandteil des Immissionsschutzprogramms.
Im Bereich der Ortslagen Schlichow, Dissenchen, Merzdorf, Willmersdorf und Neuendorf
wurden seit dem Jahre 1990 ca. 33 ha Schutzpflanzungen angelegt“ (LANDESREGIERUNG
2006, S. 380).
Die Angaben zum See lauten: „In der Bergbaufolgelandschaft des Tagebaus Cottbus-Nord
wird bedingt durch das Massendefizit der ‚Cottbuser See’ mit einer Größe von ca. 1 900 ha
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entstehen. Über einen Zulauf aus dem Hammergraben bei Lakoma soll die
Fremdwasserflutung aus der Spree erfolgen, der Abfluss ist im Nordwesten des Sees
vorgesehen. Der konkrete Trassenverlauf und die Ausbaugröße sind in Abhängigkeit von
der abschließenden Entscheidung zur speicherwirtschaftlichen Nutzung im wasserrechtlichen Planfeststellungsverfahren für den Gewässerausbau des Cottbuser Sees
festzulegen. ….. Die erforderliche Wassermenge zur Füllung des Sees beträgt einschließlich
des Porenraumes ca. 500 Mio. m³.
Mit der vorgesehenen Fremdflutung wird die Flutungsdauer von mindestens 25 Jahren bei
ausschließlich natürlichem Grundwasseraufgang auf zehn Jahre reduziert, so dass der
„Cottbuser See“ ab etwa 2030 nutzbar wäre“ (LANDESREGIERUNG 2006, S. 391 /
Hervorhebung vom Gutachter).
Hinweis: In Abbildung 1-4 ist die Wasserfläche mit 1.846 ha ausgewiesen.
Der zeitliche Ablauf kann wie folgt zusammengefasst werden:
2015 Ende Braunkohlenbergbau
2019 Beginn Flutung
2030 Herstellung des Cottbuser Sees (Cottbuser See) in reduzierter Zeit erreicht durch
Fremdflutung (geplante Variante)
2045 Herstellung des Cottbuser Sees bei natürlichem Grundwasseraufgang.
Das Stauziel des Restsees liegt nach der Befüllung bei 61.8 bis 63.5 m ü. NN. In
ZUKUNFTSWERKSTATT 2004 liest sich das so: „Bis 2015 nahm der Tagebau Cottbus-Nord
seine planmäßige Entwicklung. Anschließend folgten dann 3 Jahre der Abflachung, der
Renaturierung in den Randbereichen und der Sicherung der Kippenbereiche. Die Uferbereiche sind heute vollständig gefahrenfrei nutzbar. Entsprechend dem Abschlussbetriebsplan wurde die Sohle differenziert gestaltet. Als Basishöhe liegt sie bei ca. 59,8 m NHN.
Nach diesen Maßnahmen begann 2019 die Restlochflutung. Gemäß Planung war die Flutungsdauer auf 7 bis 10 Jahre berechnet. Der Flutungsprozess nahm 10 Jahre in Anspruch
und war im vorigen Jahr (2029) abgeschlossen“.
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Morphometrische Parameter
TBS Cottbus-Nord
Restschläuche
A Fläche
V Volumen
LU Uferlänge
U Uferentwicklung
Zmax maximale Tiefe
Zmittl mittlere Tiefe
1842 ha
140 Mio. m³
ca. 20 km *)
1,3 *)
44,5 m
7,6 m
44,5 m
25 m
Innenkippe
8m
2m
Tab. 1-1 Angaben für Wasserstand 62,5 m NHN (nach Unterlagen Vattenfall und FUGRO Consult GmbH)
*) Uferlänge ist wahrscheinlich größer, damit auch die Uferentwicklung
1.5.3. Änderung der Flächennutzung
Im Bereich des Tagebaus Cottbus-Nord entsteht durch die bergbaulichen Veränderungen
eine völlig neue Landschaft. Beherrschendes Element ist mit einer Fläche von ca. 1 900 ha
der zukünftige Cottbuser See. „Zu dieser Entwicklung gibt es aufgrund des Massendefizits
und
der
technisch-technologischen
Bedingungen
keine
vernünftige
Alternative“
(LANDESREGIERUNG 2006, S. 389). Das Nutzungsverhältnis innerhalb der Landinanspruchnahme wird zu Lasten der Landwirtschaft und Forstwirtschaft und zu Gunsten von
Wasserflächen verändert.
Die vorbergbaulichen Nutzungsverhältnisse können wie folgt angegeben werden:
Landwirtschaft 34 %
Forstwirtschaft 33 %
Wasserflächen 1 %
Sonstige Nutzung 32 % (LANDESREGIERUNG 2006, S. 389).
Für die unterschiedlichen Nutzungen gibt der Braunkohlenplan ((LANDESREGIERUNG
2006, S. 389) folgende Größenordnungen vor:
Landwirtschaft
0,5 %
ca.
13 ha
Forstwirtschaft
23,0 %
ca.
616 ha
4,0 %
ca.
112 ha
Renaturierungsflächen
Wasserflächen
Sonstige Flächen (Straßen, Wege)
70,5 %
2,0 %
ca. 1 900 ha
ca.
57 ha
Dies verdeutlicht recht eindrucksvoll die veränderte Landnutzung zuungunsten landwirtschaftlicher Flächen und in Teilen auch fortwirtschaftlicher Flächen.
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1.6. Die Restseen der Region
1.6.1. Karten- und Datengrundlagen
Die Abbildung 1-7 zeigt, dass der geplante Restsee Cottbus (Cottbuser See) räumlich
deutlich getrennt von in eine überwiegend agrarisch und forstwirtschaftlich geprägte, teils in
der Nachbarschaft auch städtisch überbaute Landschaft eingeordnet ist. Es ergibt sich
räumlich eine deutliche Trennung zur „Lausitzer Seenkette“ als mittlerer Bereich des
„Lausitzer Seenlandes“. Die Lausitzer Seenkette soll „mit ungefähr 7.000 Hektar Wasserfläche eine besondere Bedeutung für die touristische Entwicklung der Niederlausitz haben“
(http://de.wikipedia.org/wiki/Lausitzer_Seenland).
Zum nördlichen Bereich des Lausitzer Seenlandes gehören der
o
Schlabendorfer See (Tagebau Schlabendorf Süd) 700 ha; Fertigstellung 2013
o
Gräbendorfer See (Tagebau Gräbendorf) 425 ha; Fertigstellung Mai 2007
o
Altdöberner See (Tagebau Greifenhain) 1.016 ha; Fertigstellung 2017
o
Bergheider See (Tagebau Klettwitz Nord) 332 ha; Fertigstellung 2012
o
Cottbuser See (Tagebau Cottbus-Nord) 1.900 ha; Fertigstellung ca. 2030.
Das ergibt in der Summe ca. 4.400 ha. Damit ergäbe sich in Summe mit dem mittleren Teil
(7.000 ha) nun doch eine Größe der Wasserflächensumme (114 km²) vergleichbar mit der
Müritz (112.6 km²). Allerdings verteilt auf eine umfangreiche Landfläche, ein
merkbarer
effekt
Summations-
ist
deutlichen
bei
dieser
räumlichen
Trennung und Größenordnung, dies kann bereits an
dieser Stelle festgestellt
werden, nicht zu erwarten
(daneben wäre zu fragen,
ob denn die Müritz von
ufernahen Effekten abgesehen, räumliche Wirkungen entfaltet).
Abb. 1-7 Übersicht über Tagebaue und Restseen in der Lausitz (www.braunkohle.de)
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1.6.2. Die größten Binnenseen Deutschlands zum Vergleich
Eine von NIXDORF et al. 2004 erarbeitete Zusammenstellung der flächenmäßig größten
Seen wurde in Tab. 1-2 um den (geplanten) Restsee (Cottbuser See) ergänzt. Mit über 18
km² Größe wird der geplante Restsee (Cottbuser See) der 15. größte See Deutschlands.
See
Bodensee
Müritz
Chiemsee
Schweriner See
Starnberger
See
Ammersee
Plauer See
Schweriner See
*)
Kummerower S.
Gr. Plöner See
Steinhuder Meer
Schaalsee
Selenter See
Kölpinsee
Tollensesee
Walchensee
Malchiner See
Gr. Ratzeburger S.
Dümmer
Senftenberger S.
Scharmützelsee
Schwielochsee
Fleesensee
Unterrückersee
Cottb.OS Platz
Cottb.OS
(rd.)
Volumen Fläche Zmax
[Mio. m³] [km²]
[m]
48522 571,5 254,0
737 112,6
31,0
2048
79,9
73,4
*) 787
61,5
52,4
Zmean
[m]
84,9
6,5
25,6
12,8
Ue
[-]
3,20
3,39
2,02
F
[-]
15,8
2,6
6,4
5,0
Zepi
[m]
16,0
12,1
11,5
tR
[a]
4,2
1,3
10,1
EZG
[km²]
11488
663
1399
414
11,7 21,0
315
2999
56,4 127,8
53,2
1,85
11,0
1750
300
46,6
38,4
81,1
25,5
37,6
6,8
1,78
2,61
7,3
2,2
11,2
10,9
331
35,2
52,4
9,4
2,14
5,0
10,4
85
32,6
23,3
30,0
58,0
29,1
23,4
71,5
22,4
35,8
20,3
30,0
17,9
31,3
16,3 189,5
14,0
10,0
13,2
24,4
12,4
12,2
23,0
12,1
29,0
11,5
4,0
10,8
26,3
10,7
20,0
15
9
8,1
12,4
1,4
14,1
13,2
3,5
17,7
80,8
2,5
11,0
1,1
6,6
9,0
3,1
6,1
8,6
16
1,56
2,14
2,3
5,7
0,3
7,9
4,5
3,5
3,2
19,9
1,1
2,6
0,2
4,7
3,2
0,5
3,1
2,4
10,2
10,2
1,6
3,0
2,8
9,1 15,0
8,0 15,3
8,6
9,7
4,5
9,5
1,6
9,3
3,3
0,3
1155
393
80
123
61
827
502
783
199
139
426
9,0 16,0
8,8
0,5
8,6
0,7
8,3
2,0
112
530
894
400
263
373
40
328
294
72
316
1300
35
145
14
80
108
35
66
92
17
140
18,4
44,5
7,6
1,70
1,66
1,81
1,90
1,73
1,70
2,46
2,93
1,45
1,57
1,3
***)
2,7
993
1109
--
Tab. 1-2 Topographische und morphometrische Parameter der flächenmäßig größten Seen Deutschlands mit maximaler Tiefe
Zmax und mittlerer Tiefe Zmean, Uferentwicklung Ue und Tiefengradient F, theoretischer Epilimniontiefe Zepi,
theoretischer Verweilzeit tr und Einzugsgebietsgröße EZG nach NIXDORF et al. 2005, ergänzt um den Senftenberger See
(Angaben in LESSMANN/NIXDORF 2004 und HASELHUHN/ LESSMANN 2005) und um die aktualisierten Angaben für
den geplanten Restsee Inden. Zum Restsee (Cottbuser See) vergleichbare Seen sind jeweils farblich hervorgehoben, der
Krakower See mit einer Fläche von 15,1 km² fehlt bei NIXDORF et al. 2005
*) nach STALAMV 2005 beträgt das Volumen des Schweriner Sees nicht 787 Mio. m³, sondern nur 687 Mio. m³
**) hier handelt es sich wohl nur um den „Schweriner Außensee“, der allerdings Teil des „Schweriner Sees“ ist
***) wahrscheinlich etwas größer
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Für den meteorologischen „Footprint“ eines Sees in der Atmosphäre ist vorrangig die
Flächengröße ausschlaggebend; die „Intensität dieses Abdrucks“ kann natürlich etwas über
die Wassertemperatur und diese wiederum über die Seetiefe beeinflusst werden (besonders
in Phasen größerer Unterschiede bei länger andauernden Lufttemperaturänderungen
(Erwärmung Frühjahr usw.)). Mit seiner Größe ist der geplante Restsee Cottbus aus
meteorologischer Sicht zunächst eher unauffällig. Da darüber hinaus im Cottbuser See die
Flachwasserbereiche dominieren, ist die Frage der Epilimniontiefe in den Restschlauchbereichen nachrangig.
Die Epilimniontiefe (Zepi) geschichteter Seen wird definiert als die erwärmte obere durchmischte
Wassersäule mit relativ homogener Temperaturverteilung während der Sommerstagnation.
Verschiedene Modellrechnungen zur Wasserflächentemperatur und zur Wasserflächenverdunstung beachteten allerdings stets eine gewisse Variationsbreite der mittleren
Wassertiefe des Restsees Cottbus, indem durchweg für mehrere Modelltiefen gerechnet
wurde. Die Unterschiede der Wasserflächenverdunstung erreichen dann im Flachwasserbereich bis zu 4 % (wenn z. B. die angenommene Seetiefe zwischen 2 und 3 m schwankt)
und bleiben unter 1 % im tieferen Bereich (vgl. Tabellen 3-2 und 3-4), wobei die jeweils
geringeren Seetiefen eine größere Verdunstung aufweisen (schnellere Erwärmung im
Sommer führt bei flacheren Seen zur stärkeren Verdunstung).
1.6.3. Naturraumzuordnung
Der
Untersuchungsraum
Norddeutschen
Tiefland
gehört
bzw.
zur
zum
Nord-
deutschen Tiefebene. Das Norddeutsche Tiefland „ist ein Teil des mitteleuropäischen Tieflandes, das sich nördlich der Mittelgebirge erstreckt“. Der Restsee ist den Haupteinheiten
Spreewald (83) bzw. angrenzend Lausitzer
Becken- und Heideland (84) zuzuordnen. Die
genauere Zuordnung zu den Untereinheiten
wurde bei STILLER/SCHULZ 2000 diskutiert.
Die Abbildung 1-8 zeigt eine Naturraumzuordnung für den Untersuchungsraum.
(Quelle der Karte:
http://www.dwd.de/bvbw/generator/DWDWWW/Content/O
effentlichkeit/KU/KU2/KU21/phaenologie/beobachtungsnet
ze/bild__naturraumkarte,property=default.jpg).
Abb. 1-8 Ausschnitt aus der Naturraumkarte des DWD
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2. Das Makro- und Mesoklima in Vergangenheit, Gegenwart
und Zukunft
2.1. Die klimatischen Bedingungen in der Region bis heute
2.1.1. Zum Klimabegriff
Der Begriff Klima geht auf das griechische Wort klimatos = Neigung oder nach neuerer
Interpretation auf das Verbum κλίνειν, klínein, „neigen, biegen, krümmen, anlehnen“ zurück.
Somit wird weniger der Bezug auf die Neigung der Erdachse gegen die Ebene ihrer
Umlaufbahn um die Sonne hergestellt (diese Neigung ist allerdings unverändert der Grund
für ausgeprägte Jahresgänge abseits der Tropen), sondern eher die Kugelkrümmung der
Erde in den Mittelpunkt gestellt.
Das Klima kann definiert werden als die Zusammenfassung der Wettererscheinungen, die
den mittleren Zustand der Atmosphäre an einem bestimmten Ort oder in einem mehr oder
weniger großen Gebiet charakterisieren. Es wird repräsentiert durch die statistischen
Gesamteigenschaften (Mittelwerte, Extremwerte, Häufigkeiten, Andauerwerte u. a.) über
einen genügend langen Zeitraum. Im Allgemeinen wird ein Zeitraum von 30 Jahren zugrunde
gelegt, die sog. Normalperiode, es sind aber durchaus auch kürzere Zeitabschnitte
gebräuchlich.
Das Klima wird durch die einzelnen Klimaelemente Lufttemperatur, Luftfeuchtigkeit, Windgeschwindigkeit, Niederschlag, Sonnenscheindauer, Bewölkung, Nebel u. a. m. geprägt.
Zwischen den einzelnen Klimaelementen, die nicht nur voneinander, sondern auch von den
natürlichen Klimafaktoren (z. B. geographische Breite, Entfernung zum Meer, Bodenart und
Bewuchs, Oberflächengestalt) und den anthropogenen Faktoren (z. B. Dichte der Bebauung
und Besiedelung, Abholzungen, Aufforstungen, Schaffung künstlicher Wasserflächen)
abhängen, bestehen komplexe Zusammenhänge.
Bei der Beschreibung des Klimas sind die räumlichen Skalen zu beachten, ein jedes
Standort- oder Lokalklima ist in das großräumige Klima (Makroklima) eingebettet. Die
Eigenschaften des Makroklimas geben dabei Auskunft über die Fragen, in welchem Umfang
- unter besonderer Berücksichtigung der landschaftlichen Gegebenheiten wie Relief,
Bebauung und Vegetation - mit der Ausbildung eines eigenständigen (autochthonen)
Lokalklimas zu rechnen ist.
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Fragen des Regional- und Lokalklimas mit den meteorologischen Besonderheiten einer
durch menschlichen Eingriff geprägten Erdoberfläche gehören dem so genannten Mesoscale
an, dessen charakteristische horizontale Erstreckung bei 10 bis 200 km liegt. Beim Übergang
zum einzelnen Stadtteil, Gemeindebereich oder Betriebsgelände befindet man sich dann im
"lokalen Scale", dessen typische Maßstabslängen bei 100 bis 10000 m liegen.
2.1.2. Zuordnung zu Klimaklassen
Das Klima des Untersuchungsraumes ist nach der effektiven (d.h. dem Effekt nach aufgestellten) Klimaklassifikation von KÖPPEN 1931 bzw. KÖPPEN 1936 dem (Makro-)Klimatyp
Cfb (warmgemäßigtes Regenklima, immerfeucht, sommerwarm) zuzuordnen. Stellt man
dagegen die Vorgänge in der Atmosphäre in den Mittelpunkt der Bewertung, ergibt sich eine
genetische Klimaklassifikation (z. B. HENDL 1963). Danach ist der Untersuchungsraum dem
"temperierten Zyklonalklima" zuzuordnen.
Hinsichtlich des erwarteten und teilweise bereits sichtbaren Klimawandels ergeben sich erwartungsgemäß bei effektiven Klimaklassifikationen im globalen Maßstab Veränderungen,
KOTTEK et al. 2006 haben deshalb für die 2. Hälfte des 20. Jahrhunderts eine Neuberechnung
der KÖPPENschen Klimakarte vorgenommen und publiziert. Für den Untersuchungsraum
ergeben sich allerdings keine Veränderungen.
STILLER/SCHULZ 1999 diskutierten ausführlich die stärker regional orientierte Klimaeinteilung für Ostdeutschland von BÖER 1966 (vgl. auch Abb. 2-1). Auch KOPP/
KIRCHNER 1985 haben eine regional orientierte Einteilung vorgelegt.
BÖER 1966 unterschied in Ostdeutschland folgende
Hauptgebiete mit einheitlichem Großklima:
1. Küste
2. Stärker maritim beeinflusstes Binnentiefland
3. Stärker kontinental beeinflusstes Binnentiefland
4. Binnentiefland im Lee der Mittelgebirge
5. Vorland der Mittelgebirge
Abb. 2-1 Ausschnitt aus der Karte
„Gebiete mit einheitlichem Großklima“
BÖER 1966
6. Mittelgebirge (oberhalb 400 .. 500 m).
Der Untersuchungsraum liegt nach dieser Klassifikation im Großklimagebiet 3 „Stärker
kontinental beeinflusstes Binnentiefland“. Innerhalb der Großklimagebiete führte BÖER 1966
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eine zweite Stufe der Abgrenzung ein, die für das Großklimagebiet 3 folgende Unterteilung
ergab:
3,1 Südostbrandenburg
3,2 Lausitz
3,3 Elbe-Mulde-Niederung
In der Abbildung 2-1 wird ersichtlich, dass der Untersuchungsraum eindeutig dem
Untergebiet 3,1 zugeordnet werden kann. Die einzelnen Großklimagebiete und Untergebiete
unterscheiden sich in den mittleren Temperatur- und Niederschlagsverhältnissen, aber auch
in den Jahresgängen. So zeichnet sich das mehr maritime Klima durch verzögerten
Temperaturanstieg im Frühjahr und entsprechend langsamere Abkühlung im Herbst aus.
Beim Niederschlagsvergleich beispielsweise zwischen den Gebieten 2 (stärker maritim
beeinflusst) und 3 (stärker kontinental beeinflusst) zeichnen sich mehr maritim beeinflusste
Bereiche durch geringere Niederschlagsmengen im Frühjahr und größere Niederschlagssummen im Herbst aus.
Bei der weiteren Unterteilung sind Unterschiede dann zwar weniger markant, aber noch
vorhanden. Das Gebiet 3,1 („Südostbrandenburg") ist nach BÖER 1966 im Sommer 0.1-0.2
Grad wärmer als das Gebiet 3,2 („Lausitz“), ab September bis in den Winter dagegen kälter.
Die Lausitz (Gebiet 3,2) ist deutlich niederschlagsreicher als Südostbrandenburg (Gebiet
3,1). Nach BÖER 1966 (somit Messergebnisse von 1901 bis 1950) beträgt das
Zahlenverhältnis 652 : 536 mm bezüglich der mittleren Jahresniederschlagssumme. Im
Jahresgang des Niederschlags gibt es jedoch keine Unterschiede zwischen den BÖERschen
Großklimagebieten 3,1 und 3,2. KOPP/KIRCHNER 1985 fanden in Ihrer aktuelleren Großklimakartierung des nordostdeutschen Binnenlandes im Vergleich zur BÖERschen
Kartierung eine weiter nördlich liegende Abgrenzung zum „südmärkischen Klima“.
2.1.3. Eckdaten für den Untersuchungsraum
Hinsichtlich der Fokussierung dieses jetzt vorliegenden Gutachtens auf mögliche
Veränderungen des Wasserhaushalts bei einem Klimawandel im 21. Jahrhundert sind
jedoch weniger die Unterschiede zwischen den Kartierungen von BÖER 1966 und
KOPP/KIRCHNER 1985 bedeutsam, sondern die Ausdifferenzierung des mesoskaligen
Klimas nach Süden hin. So reicht das Einzugsgebiet der Spree bis in das BÖERsche
Großklimagebiet 5 („Vorland der Mittelgebirge“) mit nochmals etwas höheren Niederschlagsjahressummen im Vergleich zum Cottbuser Raum.
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Abb. 2-2 Höhenabhängigkeit der Jahresmitteltemperatur für Berlin, Südostbrandenburg und Ostsachsen nach
Zahlenangaben auf www.dwd.de
Ungeachtet dessen ist das Großklima im Untersuchungsraum (Tagebau Cottbus und
Spreeeinzug bis zur deutsch-tschechischen Grenze) insgesamt als eher kontinental
beeinflusst und geprägt durch warme Sommer und (relativ innerhalb Deutschlands) kalte
Winter zu beschreiben. Die Lufttemperatur beträgt im langjährigen Mittel (Bezug 1961/90
bzw. 1980-2009) im Cottbuser Raum knapp unter 9 °C bzw. um 9.5 °C und geht in den
etwas höheren Lagen des Spreeeinzugsgebietes um etwas mehr als ein Grad zurück (vgl.
Tab. 4-2 und Abb. 2-2).
Die Abb. 2-2 stellt für Klimadaten aus dem Zeitraum 1961-1990 die Jahresmitteltemperatur von
allen deutschen Klimastationen südlich bis östlich von Berlin in der Abhängigkeit von der Höhenlage der Messstation dar. Die Daten von Görlitz, Herrnhut, Collmberg und Freiberg belegen
eine solche Höhenlageabhängigkeit sehr deutlich. Es kommen aber gerade in den unteren
Lagen weitere Einflüsse hinzu, so für die Berliner Innenstadt eine deutliche Überwärmung (sehr
kräftig ausgeprägte städtische Wärmeinsel) , ablesbar an den Werten von Berlin-Ostkreuz und
Berlin-Alexanderplatz einerseits), aber auch die größere „Betroffenheit“ hinsichtlich nächtlicher
Kaltluftsammlung von Berlin-Tegeler-Fließtal oder Manschnow (Oderbruch). Die Werte der
Cottbuser Wetterstation nehmen einen eher unauffälligen mittleren Platz ein.
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Die vorherrschende Windrichtung ist Südwest bis West. Diese Windrichtungen sind gleichzeitig häufig mit höheren Windgeschwindigkeiten verbunden (vgl. Abschnitt 2.1.5.). Ein
sekundäres Häufigkeitsmaximum ist für östliche Windrichtungen zu verzeichnen.
Der nördliche Teil des Untersuchungsgebietes – also das Vorhabensgebiet mit dem jetzigen
Tagebau Cottbus Nord – weist mit mittleren jährlichen Niederschlagssummen zwischen
etwa 550 und 580 mm einen für das ostdeutsche Binnentiefland eher mittleren Wert auf. Die
Niederschlagsmengen des Spreeeinzugs bis zur deutsch-tschechischen Grenze nehmen im
Vergleich dazu zwar etwas zu, bleiben aber gegenüber vielen Flusseinzugsgebieten in
deutschen Mittelgebirgen (bis hin zur Eifel) eher etwas „benachteiligt“.
In den nachfolgenden Abschnitten werden diese Angaben detaillierter dargestellt. Grundlage
sind dabei Klimadaten des Deutschen Wetterdienstes (DWD) für den immer noch gültigen
30jährigen Mittlungszeitraum 1961-90 (gemäß Empfehlung WMO), teils ergänzt um mittlere
Daten für einen weniger weit zurückliegenden 30-Jahreszeitraum, wie z.B. 1990-2009 oder
1987-2006. Auf gegebenenfalls vorhandene Unterschiede zwischen den Klimadaten
unterschiedlicher Bezugsperioden wird in den einzelnen Abschnitten eingegangen.
2.1.4. Sonnenstrahlung
Die Strahlung, die von der Sonne auf den oberen Rand der Erdatmosphäre einfällt, heißt
extraterrestrische Sonnenstrahlung. Ihre Spektralverteilung entspricht der Ausstrahlung
eines so genannten schwarzen Körpers mit einer Temperatur von etwa 6000 K und liegt
hauptsächlich im Wellenlängenbereich 0,29 µm bis 4,0 µm (Ultraviolettstrahlung, sichtbare
Strahlung,
Infrarotstrahlung).
Beim
Durchgang
durch
die
Atmosphäre
erfährt
die
Sonnenstrahlung eine Schwächung (Extinktion). Die am Boden von einer horizontalen Ebene
empfangene Sonnenstrahlung wird Globalstrahlung genannt. Sie setzt sich zusammen aus
der direkten, Schatten werfenden Strahlung und der gestreuten Sonnenstrahlung (diffuse
Himmelsstrahlung) aus der Himmelshalbkugel.
Die Globalstrahlung wird mit dem horizontal justierten 'Pyranometer' gemessen. Grundlage
für die Bestimmung der räumlichen Verteilung der Globalstrahlung in Deutschland bilden die
im Strahlungsmessnetz des Deutschen Wetterdienstes im Zeitraum von 1981 bis 2000
gewonnenen Daten. Das Strahlungsmessnetz umfasst etwa 40 Stationen, die der
geographischen und klimatologischen Gliederung entsprechend über das Bundesgebiet
verteilt sind. Zusätzlich wurden für Kartendarstellungen Satellitendaten ausgewertet.
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Gutachten Klimaauswirkung Cottbuser See
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Die
mittlere
strahlung
Jahressumme
beträgt
im
der
Global-
Untersuchungsraum
1020-1040 kWh/m² (Quelle: Karte Globalstrahlung Bundesrepublik Deutschland für
den Zeitraum 1981-2000, Abb. 2-3), das ist
niedriger
als
beispielsweise
im
Raum
München (1140 kWh/m²), aber deutlich höher
als in vielen Teilen von Niedersachsen oder
Nordrhein-Westfalen. Diese deutliche Dreiteilung innerhalb Deutschlands mit einem durch
Wolken abgeschirmten Nordwesten (Hamburg erhielt im 20jährigen Mittel nur knapp
über 960 kWh/m²), einen wolkenklimatisch
aber auch vom Sonnenstand „bevorzugten“
Süden ist in der Abb. 2-3 deutlich zu
erkennen. Damit ist auch der Hinweis gegeben, dass die Verteilung der Globalstrahlung
(die als physikalische Größe neben anderen
Größen auch ein Antrieb für die Verdunstung
Abb. 2-3 Verteilung der mittleren Globalstrahlung
innerhalb Deutschlands(Mittel 1981-2000) nach dem
KLIMAATLAS BUNDESREPUBLIK
einschließlich Wasserflächenverdunstung ist)
nur zum Teil von der Verteilung der Wolken bzw. der Sonnenscheindauer abhängig ist.
Trotzdem bleibt natürlich ein gewisser Zusammenhang, wie das auch die Daten der Tabelle
2-1 bestätigen.
Der Untersuchungsraum ist mit nahezu 1700 jährlichen Sonnenstunden (im Zeitraum 19611990; als Messsystem wurde in diesem Zeitraum fast durchweg der Sonnenscheinautograph
Ort
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Jahr
Zinnowitz
53
79
135
189
273
273
262
241
180
123
61
50
1918
München-Nymphenbg
64
87
128
155
195
205
234
213
175
130
70
52
1707
Cottbus
Lindenberg
Görlitz
Doberlug-Kirchhain
48
46
56
47
72
70
76
72
125
123
121
120
165
165
157
161
225
225
214
215
225
228
211
217
228
229
222
223
215
217
210
207
160
157
154
152
119
115
127
119
56
51
58
54
42
37
45
39
1679
1665
1649
1626
Aachen (WeWa)
Engelskirchen
52
41
81
72
112
92
148
139
193
176
190
174
197
182
189
169
151
132
122
103
69
51
48
37
1552
1367
29
64
99
144
169
150
143
165
134
87
40
23
1248
FriesoytheEdewechterdam
(Niedersachsen)
Tab. 2-1 Mittlere Sonnenscheindauer in Stunden (Bezug 1961-90), Quelle: DEUTSCHER WETTERDIENST 2006a
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Gutachten Klimaauswirkung Cottbuser See
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nach Campbell Stokes verwendet, heute verwendete Systeme können zu abweichenden Ergebnissen kommen) beispielsweise sonnenscheinreicher als niederrheinische Städte oder
die Oberbergische Region. Das niedersächsische Friesoythe-Edewechterdam gehört zu den
sonnenscheinärmsten Orten der Bundesrepublik. Der Abstand des Untersuchungsraumes zu
den stark besonnten Orten („Spitzenreiter“ 1961-1990 war Zinnowitz auf Usedom) ist
hinsichtlich der Sonnscheinstunden geringer als nach „unten“. Die Daten von München (in
der Größenordnung von Cottbus) zeigen, dass die höhere Globalstrahlung im Süden der
Bundesrepublik zu einem großen Teil durch den höheren Sonnenstand bedingt ist.
Ort
Lindenberg
1961/1990
1982/2009
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Jahr
46
55
70
75
123
124
165
185
225
234
228
220
229
238
217
222
157
160
115
120
51
58
37
44
1665
1734
Tab. 2-2 Mittlere Sonnenscheindauer in Stunden (Bezug 1961-90), Quelle: DEUTSCHER WETTERDIENST 2006a und
eigene Berechnungen aus Angaben der Deutschen Meteorologischen Jahrbücher
Im aktuellsten Mittlungszeitraum für Klimawerte 1976/2005 hat sich die mittlere jährliche
Sonnenscheindauer an vielen deutschen Stationen, so auch in der Untersuchungsregion
etwas
erhöht
(vgl.
Tab. 2-2) , wobei auch
die geänderte Messmethodik zu beachten
ist. Die Abb. 2-4 zeigt
die
Schwankungs-
breite der jährlichen
Sonnenscheindauer
am Standort Lindenberg
(nördlich
des
Untersuchungsraumes) in einer mehr als
100jährigen
reihe.
DatenAbb. 2-4 Schwankung der jährlichen Sonnenscheindauer in Lindenberg (OderSpree) seit 1907 (Datenlücke 1945). Quelle: Klimafibel Richard-AßmannObservatorium 2010 (http://www.dwd.de/mol)
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Gutachten Klimaauswirkung Cottbuser See
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2.1.5. Lufttemperatur und Luftfeuchte
Die mittleren Januartemperaturen (zunächst für den Zeitraum 1961/90 betrachtet, Tab. 2-3)
im Cottbuser Raum bzw. in Südostbrandenburg und Ostsachsen sind für diesen inzwischen
etwas zurückliegenden Zeitraum noch unter null Grad C, im Vergleich mit anderen
Stationen (z.B. Aachen) dokumentiert sich hier der stärkere kontinentale Einfluss. Nach
Südosten hin (Görlitz) nehmen die mittleren Temperaturen des Januars, aber auch der
anderen Monate, noch etwas ab.
Ort
Doberlug-Kirchhain
Lindenberg
Cottbus
Schwarze Pumpe
Görlitz
Aachen (NRW)
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Jahr
-0.8
-1,2
-0.8
-0,7
-1,5
0.1
-0,1
0.3
0,3
-0,4
3.6
3,4
3.8
4,0
3,2
7.7
7,9
8.2
8,4
7,6
12.8
13,1
13.5
13,8
12,6
16.2
16,5
16.9
17,2
15,8
17.6
17,9
18.4
18,8
17,3
17.2
17,6
17.7
18,2
16,9
13.7
13,9
14.0
14,3
13,6
9.2
9,3
9.5
9,7
9,2
4.3
4,1
4.6
4,6
3,9
0.8
0,4
0.9
0,9
0,2
8.5
8,6
8.9
9,1
8,2
2,4
2,8
5,4
8,4
12,8
15,6
17,3
17,1
14,4
10,8
6,1
3,4
9,7
Tab. 2-3 mittleres Tagesmittel der Lufttemperatur in Grad C (Bezug 1961-90), Quelle: DEUTSCHER WETTERDIENST
2006a
Die Sommer sind in der Lausitz wärmer als z. B. in maritim beeinflussten niederrheinischen
Regionen (in Tab. 2-3 ebenfalls Beispiel Aachen), die Differenz zu den Standorten mit den
höchsten Julitemperaturen innerhalb Deutschlands Freiburg i. Br. (AWST) und Stuttgart
(Neckartal), die im Zeitraum 1961/90 jeweils 19,9 °C (in den Tabellen nicht dargestellt)
erreichten, ist aber durchaus deutlich. Den frischesten Juli innerhalb des norddeutschen
Tieflands meldete im langjährigen Durchschnitt 1961/90 allerdings Husum mit 15,6 °C (in
den Tabellen nicht dargestellt).
Wie bereits mit der Abbildung 2-2 gezeigt, halten sich die Lufttemperaturwerte Cottbus (am
Stadtrand gelegen) bei Berücksichtigung der Höhenlage der Wetterstation eher unauffällig
„in der Mitte“ im Vergleich mit anderen Stationen der gesamten Region. Das ist ein Hinweis
darauf, dass die Station Cottbus (WMO-Kennung 10496) nicht zu sehr von der städtischen
Überwärmung beeinflusst wird. Damit ist es (genähert) legitim, Cottbuser Daten für
Modellierungen von Landoberflächenprozessen (z. B. Verdunstung) im Außenbereich von
Cottbus zu verwenden.
Im Zeitraum 1977/2006 bzw. 1980/2009 hat sich die mittlere Lufttemperatur in der gesamten
Region gegenüber 1961/90 um etwa 0,5 Grad im Jahresmittel erhöht, in den einzelnen
Monaten fallen die Temperaturerhöhungen 1977/2006 zu 1961/90 jedoch unterschiedlich
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Ort
J
Lindenberg
1961/1990
1977/2006
1980/2009
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Jahr
-1,2
-0.4
-0.1
-0,1
0.5
0.8
3,4
4.1
4.1
7,9
8.5
8.9
13,1
13.8
14.1
16,5
16.5
16.6
17,9
18.5
18.8
17,6
18.2
18.4
13,9
14.1
14.3
9,3
9.5
9.5
4,1
4.0
4.1
0,4
0.9
0.9
8,6
9.0
9.2
-0.8
0.1
0.3
0.9
3.8
4.6
8.2
8.7
13.5
14.2
16.9
17.1
18.4
18.9
17.7
18.5
14.0
14.2
9.5
9.8
4.6
4.5
0.9
1.5
8.9
9.4
Cottbus
1961/1990
1977/2006
Tab. 2-4 Mittleres Monatsmittel der Lufttemperatur in Grad C für verschiedene Bezugszeiträume, Quelle: eigene
Berechnungen nach verschiedenen Quellen (u. a. Deutsche Meteorologische Jahrbücher)
aus (der Januar und März ist inzwischen ca. ein Grad wärmer, der November bezüglich der
mittleren Lufttemperatur aber fast unverändert).
Zur Charakterisierung thermischer Verhältnisse im Jahresverlauf kann auch die mittlere Zahl
der Eis-, Frost- und Sommertage verwendet werden (vgl. Tab. 2-5). Bei einer allgemeinen
Erwärmung werden Frosttage ab- und Sommertage zunehmen.
Wetterstation
Cottbus
meteorol. Element
Eistage
Frosttage
Sommertage
Heiße Tage
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Jahr
8.5
19.8
.
.
5.9
18.2
.
.
1.2
13.3
0.1
.
.
5.5
0.5
0.1
.
0.5
4.2
0.2
.
.
10.2
1.8
.
.
13.6
4.0
.
.
12.3
2.9
.
0.1
3.8
0.3
.
2.6
0.3
.
1.3
8.6
.
.
6.8
17.0
.
.
23.7
85.6
45.2
9.3
Tab. 2-5 Mittlere Zahl der Eis-, Frost-, Sommer- und heißen Tage in Cottbus 1961-90
nach MÜLLER-WESTERMEIER 1996
Wetterstation
Cottbus
meteorol. Element
relative Feuchte
Dampfdruck
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Jahr
85
83
77
72
70
70
69
73
79
83
84
86
78
5,2
5,4
6,1
7,7
10,4
13,3
14,6
14,5
12,5
9,8
7,4
6,0
9,4
Tab. 2-6 mittleres Tagesmittel der relativen Luftfeuchte in Prozent und des Dampfdruckes in hPa in Cottbus 1961-90
nach MÜLLER-WESTERMEIER 1996
Die Jahresgänge von relativer Feuchte und Dampfdruck zeigen einen „normalen“ Verlauf.
Die über Tag und Monat gemittelte relative Feuchte hat (in Tabelle 2-6) im 30jährigen Mittel
von
November
bis
Januar
die
höchsten
Werte
und
nimmt
mit
zunehmenden
Temperaturanstieg zum Sommer hin ab. Die bereits im Mai auf die Minimalwerte 70 bzw. 69
% rH fallende relative Feuchte erklärt sich aus dem noch vorhandenen Einfluss von kühlen
polaren oder kontinentalen Luftmassen, die bei bereits sehr hoch stehender Sonne deutlich
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im Tagesverlauf erwärmt werden können. Dies führt zu einer geringen relativen Feuchte. Der
absolute Wasserdampfgehalt der Luft folgt dagegen dem Jahresgang der Temperatur und
erreicht im Juli/August seine höchsten Werte. Dies ergibt sich daraus, dass der maximal
mögliche Wasserdampfgehalt feuchter Luft nichtlinear mit der Lufttemperatur zunimmt. Damit
ergeben sich auch höhere Werte des tatsächlichen Wasserdampfgehalts in wärmeren
Monaten.
2.1.6. Wind
Die Angaben für Wind (Windrichtung, Windgeschwindigkeit)
stehen
als
Karten
(Wind-
geschwindigkeit) und als so genannte Windrosen
(vorrangig Windrichtung, aber auch Geschwindigkeitsinformationen) zur Verfügung. Die Abbildung 26 zeigt Windrosen (Mittlungszeitraum 1992/2001)
für drei verschiedene Messstationen der Region. In
Cottbus dominiert der Südwestwind. In Lindenberg
ist das Maximum etwas mehr nach Westen
verschoben, in Doberlug-Kirchhain gibt es das
Windrichtungsmaximum etwas breiter verteilt im
gesamten
SW-Sektor.
Beachtet
man,
dass
Windmessungen meist nicht frei von Kanalisierungseffekten
(Geländestrukturen,
Vegetation,
Bebauung) sind, in der Abb. 2-6 die rechte Abbildung für Doberlug auch einen anderen Maßstab
besitzt (äußerer Kreis 15% statt 20% Häufigkeit),
Abb. 2-5 Jahresmittel der Windgeschwindigkeit ohne Berücksichtigung der abbremsenden
Wirkung der Landnutzung, Bezugszeitraum
1961-1900, Quelle: Deutscher Wetterdienst,
Klimaatlas BRD, Karte 14.13 (größere Darstellung im Anhang)
sind die wesentlichen Windverteilungsstrukturen an
allen drei Südostbrandenburger Klimastationen ähnlich und auf das Gebiet des Restsees
übertragbar. Ein sekundäres Maximum bilden an allen drei Stationen die Ostwinde. Westund Südwestwinde sind nicht nur häufig, sondern aus dieser Richtung sind gelegentlich auch
hohe Windgeschwindigkeiten zu erwarten.
Der Untersuchungsraum, insbesondere der nördliche Teil (vgl. Abb. 2-5 oder die
entsprechende Karte in Anlage 1d) liegt bezüglich der mittleren Windgeschwindigkeit im
Vergleich zu den windhöffigen Küstenbereichen und Mittelgebirgen in einer windschwächeren Region, die im Vergleich mit dem sehr windschwachen Süden der Bundesrepublik aber
noch relativ gut durchlüftet ist. Die Werte der mittleren Windgeschwindigkeit in 10 m über
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Abb. 2-6 Windrosen nach amtlichen Angaben des Deutschen Wetterdienstes für Cottbus, Lindenberg und DoberlugKirchhain
Grund (Mittelung 1961-1990) für den Untersuchungsraum in offenen Landschaftsteilen
(keine Rauhigkeitselemente wie Wald, Bebauung, aber auch Einzelbäume, Hecken) beträgt
3.6 .. 3.7 m/s. Dies gilt im Allgemeinen auch für Wasserflächen, also im Bereich des
zukünftigen Restsees.
Für den Bereich außerhalb des zukünftigen Restsees ergeben sich je nach Vegetations- und
Bebauungsdichte zukünftig Werte auch unterhalb 3,0 m/s für den vieljährigen Mittelwert mit
weiterer Reduzierung Richtung Stadt.
Über die Auswirkungen des Windes, insbesondere von höheren Windgeschwindigkeiten,
liegen Einzelgutachten (z.B. HORLACHER 2004 mit einer Wellenprognose für den Cottbuser
See) vor. Dies braucht hier nicht weiter diskutiert werden. Hinsichtlich der Anwendung von
robusten Parametrisierungen für die Wasserflächenverdunstung (siehe Abschnitt 3.1.) bieten
mittlere Windverhältnisse für den Untersuchungsraum, wie sie sich aus Abbildung 2-5
beschreiben lassen, gute Vorrausetzungen.
2.1.7. Niederschlag
Das Niederschlagsmessnetz ist relativ eng geknüpft (enger als z. B. bei Lufttemperatur und
Sonnenstrahlung). Ausgewertet werden auch hier standardmäßig (wie bei Sonnenscheindauer, Lufttemperatur oder -feuchte) 30jährige Zeiträume. Öffentlich zugänglich sind alle
Niederschlagsdaten der Bundesrepublik Deutschland für den Klimazeitraum 1961-90
(DEUTSCHER WETTERDIENST 1996a). Aus diesem Datenpool wurden alle Stationen
herausgesucht, die zum Spreeeinzugsgebiet bis zur „Entnahmestelle“ Cottbus gehören und
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Gutachten Klimaauswirkung Cottbuser See
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zusätzlich einige Stationen der Umgebung. Diese Daten stehen auch als Anlage 2 zur Verfügung, die Sortierung erfolgt von Nord nach Süd.
Abb. 2-7 Jahresgang des Niederschlags im Untersuchungsraum
Aus
diesem
Datenpool
wurden
in
einer
zweiten
Stufe
einige
tatsächlich
zum
Spreeeinzugsgebiet gehörende Niederschlagsmessstationen ausgewählt und in Abb. 2-7 der
Jahresgang des Niederschlags verglichen. Abgesehen davon, dass nach Süden hin die
mittleren jährlichen Niederschlagsmengen zunehmen und dass meist auch in den einzelnen
Monaten sichtbar wird, ähneln sich die Jahresgänge der ausgewählten Stationen des Spreeeinzugsgebietes südlich Cottbus doch beträchtlich. Das ist nicht immer vorauszusetzen. So
gibt es durchaus auch in Deutschland auch derzeit Regionen mit anderen Ausformungen des
Niederschlagsjahresganges.
Das Maximum der Jahresniederschläge trat im betrachteten Zeitraum 1961-1990 (wie auch
jetzt noch, erst nach 2050 erwarten einige Klimamodelle, dass sich Sommer- und Winterniederschläge die Waage halten bzw. evtl. sogar leicht mit Maximum zu den Winterniederschlägen verschieben) im Sommer auf. Dabei wechseln sich gelegentlich oder regional auch
die Spitzenmonate ab, derzeit sind in den Klimastatistiken oft eher die Monate Juni und
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August die Monate mit dem mittleren Jahresmaximum. In den letzten 150 Jahren konnte sich
in Mittelwerten auch zeitweise der Juli behaupten.
Im Untersuchungsraum und Umgebung ist die geringste Jahresniederschlagssumme die für
Briesen mit 513 mm (im Zeitraum 1961/90, vgl. Abb. 2-8), die allerdings doch etwas aus dem
Rahmen fällt und für das südliche Spreeeinzugsgebiet nicht weiter typisch ist. An mehreren
Orten treten Jahressummen des gemessenen Niederschlages (beachte: für bestimmte
Untersuchungen werden auch korrigierte Niederschlagsmessungen verwendet) von 560 bis
570 mm auf, so in Cottbus selbst, Grötsch und Graustein.
Abb. 2-8 DWD-Niederschlagsmessnetz mit (gemessenen) mittleren Jahresniederschlagshöhen 1961-1990 für den
Untersuchungsraum und Umgebung (Werte in Klammern) nach Zahlenangaben des DWD 2006c
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Nach
Süden
hin
nehmen
die
mittleren
Jahresniederschläge im Allgemeinen zu, das
bildet auch die Grafik des Klimaatlasses ab
(Ausschnitt in Abb. 2-9). Aber auch dort zeigen
sich lokale Ausnahmen, so z. B. Weissenberg
innerhalb des Einzugsgebietes mit einem langjährigen Mittel knapp unter 600 mm und
Radibor-Quoos mit 569 mm. Dass hier mindestens zwei Stationen etwas „herausfallen“,
deutet auf eine tatsächliche Ursache hin, und
das ist zuvorderst die Höhenlage der Stationen
(Weissenberg 185 m ü. NN, Radibor-Quoos
155 m ü. NN) und diese insbesondere in
Relation zum Umfeld. Wie die Abbildung 2-10
zeigt, stehen die mittleren jährlichen Niederschlagsmengen durchaus in Beziehung zur
Abb. 2-9 Auszug aus Karte „Mittlere
Niederschlagshöhe, Jahr“ für den Bezugszeitraum
1961-1990 aus Klimaatlas BRD, Karte 2.13 (Deutscher
Wetterdienst) mit Einblendung der Kartenlegende
Höhenlage, unterliegen aber zusätzlich Differenzierungen. Wobei immer auch zu beachten bleibt, dass der unkorrigierte Niederschlag
auch dem Einfluss der Standortfaktoren (Abschattung durch Gebäude und/oder Vegetation,
also der Windeinfluss auf die Messung) unterliegt.
Das Maximum des mittleren Jahresniederschlages im Spreeeinzugsgebiet kann für den Zeitraum
1961/90
Abb.
2-8
Station
nach
klar
der
Wehrsdorf
(335 m ü. NN) zugeordnet
werden.
Es
betrug 821 mm, also
rund 250 mm mehr als
in
Cottbus
selbst.
Allerdings sind in der
Abb.
2-8
nicht
alle
Stationen, die derzeit
Messwerte liefern, aufgenommen.
Deshalb
wurde zusätzlich eine
Abb. 2-10 Darstellung des Zusammenhangs von mittlerer Jahresniederschlagshöhe zur
Höhe der Messstation über NN der in Anlage 4 betrachteten Messstationen, zur besseren
Übersicht sind drei Stationen in unterschiedlichen Höhenlagen hervorgehoben (Cottbus,
Weissenberg, Wehrsdorf)
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Analyse der Niederschlagsmengen von vier Niederschlagsmessstationen im Süden des
Spreeeinzugsgebietes für den Zeitraum 2000 bis 2006 vorgenommen. Wie die Tabelle 2-7
zeigt, gibt es hinsichtlich bestimmter „Verteilungsmuster“ in Einzeljahren auch einmal
Abweichungen, insgesamt wird aber Wehrsdorf als niederschlagsreichster Standort bestätigt.
Im Zeitraum der sieben Jahre 2000-2006 stellen sich im Übrigen für Wehrsdorf (61/90: 821
mm) und Oppach (61/90: 754 mm) fast die 30jährigen Mittelwerte ein, für RosenbachBischdorf (61/90: 651 mm) allerdings war der aktuelle 7-Jahres-Zeitraum doch markant
niederschlagsreicher. Es bleibt dabei allerdings zu beachten, dass sich in kurzen
Mittlungsperioden einzelne konvektive Starkregenereignisse übermäßig den Mittelwert
beeinflussen können.
Oppach
Wehrsdorf
Wilthen
Rosenbach-B.
2000
730
867
759
716
2001
963
1054
1002
912
2002
890
927
903
828
2003
496
498
477
461
2004
828
910
861
725
2005
772
805
860
766
2000-06
763,7
818,3
790,9
730,1
2006
667
667
674
703
Tab. 2-7 Jahresniederschlagsmengen für vier Niederschlagsmessstationen im Süden des Spreeeinzugsgebietes für den
Zeitraum 2000 bis 2006 nach Angaben in den Deutschen Meteorologischen Jahrbüchern 2000 bis 2006 und berechneter
Mittelwert für sieben Jahre
Für weitere Charakteristiken des Niederschlags (z.B. Häufigkeit und Umfang von
Starkregenereignissen) sei auf STILLER/SCHULZ 1999 bzw. STILLER/SCHULZ 2000
verwiesen.
2.1.8. Nebel
Die Tabelle 2-8 zeigt die Nebelhäufigkeit in der Region als Jahresgang. Erwartungsgemäß
nimmt die Nebelneigung zum Sommer hin ab und hat im Oktober ein Maximum, wenn
einerseits
noch die relativ
warme feuchte Luft vorhanden ist, andererseits
die
Strahlungsbilanz (nächtliche Ausstrahlung dominiert) „umkippt“.
Ort
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Jahr
Cottbus
1961-90
5.8
6.4
3.7
3.0
2.8
1.7
1.5
2.4
4.7
8.2
6.7
5.9
52.8
Cottbus
Görlitz
1951-80
1951-80
6.6
6.2
6.3
6.8
3.3
4.3
2.7
3.9
2.4
2.7
1.8
2.4
1.9
1.5
2.6
2.3
5.0
4.2
8.1
7.4
7.1
6.0
6.1
5.4
53.9
53.1
Tab. 2-8 Mittlere Häufigkeit der Tage mit Nebel nach Angaben von nach MÜLLER-WESTERMEIER 1996 (für 1961-90)
und KRUMBIEGEL/SCHWINGE 1990 (für 1951-80)
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2.1.9. Derzeitiges Klima im Untersuchungsraum
Klimatische Aussagen können nur über die Auswertung langjähriger Messreihen der
Vergangenheit abgeleitet werden. Aussagen zum „derzeitigen Klima“ im Allgemeinen werden
erst mit dem Ende des derzeit laufenden standardmäßigen (WMO-Standard) 30jährigen
Zeitraumes 1991 bis 2020 erhoben und diskutiert; deshalb bezogen sich die vorstehenden
Angaben jeweils auf die abgeschlossenen Zeiträume 1961-90 bzw. 1977-2006 oder 19802009. Die Betrachtung dieser Zeiträume hat gerade bei der Lufttemperatur gezeigt, dass die
Daten des Zeitraums 1961-90 teils überholt scheinen. Die mittlere Lufttemperatur 1976-2005
ist bereits um etwa 0,5 Grad höher als im Zeitraum 1961-90. Die mittlere Lufttemperatur
1991-2020 wird wahrscheinlich um etwa 1 Grad höher als im Zeitraum 1961-90 sein. Dies
wurde bei den Auswertungen im nächsten Abschnitt berücksichtigt. Im Hinblick auf die
übrigen zuvor dargestellten Klimaelemente zeigen die Jahre 1991 bis heute keine
signifikanten Trends auf, so sind bei Niederschlägen auch unabhängig von globalen
Klimaänderungen Änderungen (Fluktuationen) vorhanden und weiterhin zu erwarten.
Ähnliches gilt für die Windgeschwindigkeit.
Deshalb wurden insoweit die zuvor dargestellten Erkenntnisse aus den Klimabezugszeiträumen 1961/90 im Weiteren zugrunde gelegt.
2.2. Die Klimaänderungen bis 2100
2.2.1. Einführung
Die Begriffe „Globale Erwärmung“ und „Verstärkung Treibhauseffekt“ sind Allgemeingut, aber
wenig hilfreich, wenn es darum geht, Klimaprojektionen für den Untersuchungsraum für das
Jahr 2100 zu entwickeln. Dazu müssen „Klimamodelle“, „Szenarien“ und gegebenenfalls
„Downscaling“-Verfahren ausgewertet werden.
„Klimamodelle“, die für verschiedene Entwicklungsszenarien gerechnet werden, sind
zunächst global angelegt und lösen den Untersuchungsraum kaum auf. Das „Downscaling“
ist ein nachfolgender Schritt zur Auflösung regionaler Strukturen und Ableitung regionaler
Effekte mit der Zielsetzung, für einzelne Regionen Klimaprojektionen abzuleiten. Es gibt
hierbei unterschiedliche Verfahren des Downscalings.
Ein Klimamodell ist ein Computer-Modell zur Berechnung und Vorhersage des Klimas für
einen bestimmten Zeitabschnitt. Das Modell basiert in der Regel auf einem Meteorologie-
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modell, wie es auch zur numerischen Wettervorhersage verwendet wird. Dieses Modell wird
jedoch für die Klimamodellierung erweitert, um alle Erhaltungsgrößen korrekt abzubilden. In
der Regel wird dabei ein Ozeanmodell, ein Schnee- und Eismodell für die Kryosphäre und
ein Vegetationsmodell für die Biosphäre angekoppelt. Klimamodelle sind grundsätzlich global
angelegt.
Klimamodelle stellen die komplexesten und rechenaufwendigsten Computermodelle dar,
welche bisher entwickelt wurden. Der
Begriff Klimaänderung erfasst jede
Änderung des Klimas im Verlauf der
Zeit, sei dies aufgrund von natürlichen
Schwankungen
oder
menschlichen
Aktivitäten. So gab es auch in der
Vergangenheit
mehrfach
Klima-
änderungen (Wechsel von Warm- und
Eiszeiten, aber auch in jüngerer Zeit
Abb. 2-11 Nordhem. Mitteltemperaturen der letzten 11000 Jahre
„Klimaoptima“ (wärmere Phasen) und
zuletzt die „kleine Eiszeit“ etwa 1540 bis 1850, vgl. Abb. 2-11). Unter Klimaprojektion (im
allgemeinen Sprachgebrauch oft auch „Klimaprognose“) versteht man die Darstellung der
Reaktion
des
Klimasystems
auf
Emissions-
oder
Konzentrationsszenarien
von
Treibhausgasen (vgl. Glossar), Aerosolen oder Strahlungsantriebs-Szenarien. Die Ergebnisse der Klimaprojektionen hängen insbesondere von den verwendeten Emissions-/Konzentrations- und Strahlungsantriebs-Szenarien ab. Diese Szenarien basieren auf unterschiedlichen Annahmen, z.B. über zukünftige gesellschaftliche und technologische Entwicklungen,
die nur eventuell verwirklicht werden und deshalb mit erheblicher Unsicherheit verbunden
sind.
Ein Emissions-Szenarium ist eine „plausible Darstellung der zukünftigen Entwicklung der
Emissionen
von
Substanzen,
die
möglicherweise
strahlungswirksam
sind
(z.B.
Treibhausgase, Aerosole), basierend auf einer kohärenten und in sich konsistenten Reihe
von Annahmen über die treibenden Kräfte (wie demographische und sozioökonomische
Entwicklung oder Technologiewandel) und deren Schlüsselbeziehungen“ (vgl. IPCC 2001,
IPCC 2007 oder Glossar). 1992 präsentierte das IPCC eine Reihe von „Emissionsszenarien“,
die als Basis für die Klimaprojektionen im Zweiten Wissensstandsbericht (IPCC 1996)
dienten. Diese Emissionsszenarien werden als die IS92-Szenarien bezeichnet. Im "IPCC
Special Report on Emission Scenarios" (Nakicenovic et al., 2000) wurden neue Emissions-
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szenarien — die so genannten SRES-Szenarien — veröffentlicht (vgl. im Einzelnen Kap.
2.2.3.).
Das IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change, deutsch: zwischenstaatlicher
Ausschuss für Klimaänderungen) machte im Dritten Assessment-Report (Abk. TAR) aus
dem Jahr 2001 (IPCC 2001) Aussagen über zukünftige Klimaveränderungen, die heute noch
in den verschiedensten Zusammenhängen zitiert werden und momentan die dominierende
Basis der politischen und wissenschaftlichen Diskussionen über die globale Erwärmung sind.
Der
„Vierte
Assessment-Report“
(IPCC
2007)
hat
insbesondere
noch
stärker
herausgearbeitet, dass zukünftige Klimaveränderungen zu einem großen Anteil anthropogen
hervorgerufen sind.
Um zu geeigneten quantitativen Aussagen für den Untersuchungsraum zu gelangen,
müssen also verschiedene Angebote von Klimamodellen, Szenarien und Regionalisierungsverfahren
(Downscaling)
und
verschiedene
Entscheidungsebenen
beachtet
und
zusammengeführt werden. Die Abb. 2-12 zeigt schematisch die Entscheidungshierarchien
bzw. –ebenen. Eine Kombination von Klimamodell und Szenarium ergibt sich in jedem Fall,
da hinter den „Szenarien“ u. a. die atmosphärenchemischen Vorgaben (Randbedingungen)
für die globalen Modelle stecken. Bei der Berücksichtigung von Downscaling-Verfahren
besteht eine Wahlmöglichkeit, es können selbstverständlich sofort aus den Ergebnissen
globaler Modelle auch (grobe) regionale Ergebnisse abgeleitet werden. Genauere
Ergebnisse werden aber erzielt, wenn der Zugriff auf Regionalisierungsergebnisse
(Downscaling) besteht. In diesem Gutachten ist vorrangig so verfahren worden.
Aussage zum Restsee Cottbuser Ostsee und Spreeeinzugsgebiet
Abb. 2-12 Darstellung der Methode zur Ableitung einer regionalen Klimaprojektion
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Auch bei der Verknüpfung der diskutierten Klimamodelle, Szenarien und DownscalingMethoden gibt es viele Möglichkeiten, wie die Abb. 2-12 zeigt. Die Anwendung und Auswahl
der jeweiligen Annahmen wird jeweils nachfolgend erläutert. Mit dieser Systematik kann eine
– soweit überhaupt möglich – Projektion für den Untersuchungsraum erstellt werden.
2.2.2. Auswahl und Beschreibung repräsentativer Klimamodelle
So wie es verschiedene Wettervorhersagemodelle gibt (GFS, GEM, GME, JMA, NOGAPS,
UKMO, ECMWF u. a.), so gibt es auch verschiedene Klimamodelle. Ganz allgemein sind
Klimamodelle zunächst numerische Darstellungen verschiedener Teile des Klimasystems
der Erde. Bei den ausgefeilten allgemeinen Zirkulationsmodellen (englisch: General
Circulation Models oder GCMs) geht es um den Versuch, alle Einflussfaktoren
wiederzugeben.
Andererseits sind die Gleichungen der Klimamodelle aus Rechenkapazitätsgründen so weit
vereinfacht, dass das Modell seinen Zweck möglichst gut erfüllt: Vergangene und
gegenwärtige Klimabedingungen im Vergleich mit archivierten Beobachtungen darzustellen,
aber auch die Rechenaufgabe zeitlich zu bewältigen.
Eine häufige Frage im Zusammenhang mit Klimaprojektionen ist die nach der Gewissheit der
„richtigen“ Berücksichtigung von Treibhausgasemissionen und von natürlichen Klimafaktoren. Eine Antwort gibt die Abbildung 2-13 (Quelle: IPCC Synthesebericht 2001). Das
Band in (a) der Abb. 2-13 zeigt Simulationen, die nur natürliche Antriebsfaktoren
berücksichtigen: Schwankungen der solaren Einstrahlung und vulkanische Aktivitäten. Das
Band in (b) zeigt Simulationen, die anthropogene Antriebskräfte berücksichtigen:
Treibhausgase und eine Schätzung bezüglich der Schwefelaerosole. In (c) sind sowohl
natürliche wie auch anthropogene Antriebsfaktoren berücksichtigt. Aus (b) ist ersichtlich,
dass der Einbezug von anthropogenen Antriebskräften eine plausible Erklärung für einen
wesentlichen Teil der beobachteten Temperaturveränderungen über das letzte Jahrhundert
liefert.
Die beste Übereinstimmung mit den beobachteten Messungen wird allerdings in (c) erreicht,
wo sowohl natürliche wie auch anthropogene Faktoren mit einbezogen sind. Diese
Resultate zeigen, dass die berücksichtigten Antriebsfaktoren ausreichen,
um die
beobachteten Veränderungen zu erklären, „nicht aber, um die Möglichkeit auszuschließen,
dass auch andere Faktoren mitgespielt haben können“ (IPCC 2001).
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Abb. 2-13 Tests von Klimamodellierungen rückwirkend auf den Zeitraum 1850 bis 2000 bei Verwendung
unterschiedlicher Antriebskräfte nach IPCC 2001
Entscheidend für die Qualität eines Modells ist, wie das Zusammenspiel der verschiedenen
Teile des Klimasystems die einfallende und austretende Strahlung, die Bewegungen der
Luftmassen, das Zustandekommen von Wolken und Niederschlägen, das Schrumpfen oder
Anwachsen der polaren Eiskappen etc. berechnet wird und ob dabei die Rückkopplungsprozesse mit einbezogen werden.
Der atmosphärische Teil der führenden Klimamodelle entspricht im Wesentlichen den
numerischen Wettervorhersagemodellen. Von großer Bedeutung für das Verständnis des
Klimasystems ist die Interaktion zwischen Ozean und Atmosphäre. Aus diesem Grund
müssen Prozesse wie der Wärme- und Wasseraustausch zwischen diesen beiden Komponenten des Systems auch von den Modellen so genau wie möglich wiedergegeben werden.
Dasselbe gilt für Phänomene wie die Windgeschwindigkeit an der Wasseroberfläche, die
einen großen Einfluss darauf ausübt, wie der Ozean durchmischt wird und wie schnell er auf
veränderte Temperaturen in der Atmosphäre reagiert. MÜNCHENER RÜCK 2005 gibt auf
den Seiten 62 bis 69 einen prägnanten Überblick über aktuelle Probleme der
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Klimamodellierung. Eine auf IPCC 2001 zurückgehende Darstellung der Leistungsfähigkeit
von Klimamodellen zeigt einerseits die Vielfalt der Klimamodelle (wobei neuere Modelle wie
ECHAM5 noch nicht erwähnt sind), andererseits auch einzelne Defizite.
Häufig verwendete Klimamodelle sind das Modell ECHAM4/ECHAM5 des Max-PlanckInstituts für Meteorologie, Hamburg, und das Modell HadCM3 des Hadley Centers,
Bracknell, Großbritannien (DÖLL et al. 2003). ECHAM ist die Abkürzung für 'ECMWF Model,
modified in HAMburg/ Isopycnal Ocean Model' (ROECKNER et al. 1999). ECHAM ist das
zum Klimamodell entwickelte ECMWF-Modell, das beim Europäischen Zentrum für
Mittelfristige Wettervorhersage entwickelt und auch (global) gerechnet wird. Damit ist
abschließend
die
Verbindung
Wettervorhersagemodell
und
Klimamodell
nochmals
hergestellt.
KOBEL/GYALISTRA 2002 stellten fest (vgl. auch SCHWAB 2004), dass von drei
verglichenen Modellen, ECHAM4/OPYC, HadCM3 und CGCM1, die ECHAM4-Simulation die
besten Resultate lieferte. Auch das HadCM3 zeigte gute Resultate. Das CGCM1 (ein
kanadisches Modell) schnitt bei diesen Betrachtungen der Unterschiede in der Amplitude mit
recht großem Abstand am schlechtesten ab.
Zwischenfazit zur Auswahl der Klimamodelle für dieses Gutachten: Das Modell
ECHAM4 (bzw. das Nachfolgemodell ECHAM5) und das Klimamodell HadCM3 sind zwei
anerkannte und leistungsfähige Klimamodelle und werden diesem Gutachten schwerpunktmäßig zugrunde gelegt.
2.2.3. Auswahl und Beschreibung von Klimaszenarien
SRES-Szenarien sind Emissionsszenarien, die von NAKICENOVIC et al. 2000 entwickelt
wurden und die unter anderem als Basis für die Klimaprojektionen verwendet wurden und
weiterhin werden. Szenarienfamilien sind Szenarien, die von einer ähnlichen demographischen, gesellschaftlichen, wirtschaftlichen und den technologischen Wandel betreffenden Modellgeschichte ausgehen. Das SRES-Szenarienset umfasst vier Szenarienfamilien:
A1, A2, B1 und B2 (vgl. Abb. 2-12 und insbesondere Abb. 2-14). Szenariengruppen sind
Szenarien innerhalb einer Familie, die eine konsistente Variation der Modellgeschichte
reflektieren.
Die A1-Szenarienfamilie umfasst vier Gruppen, bezeichnet mit A1T, A1C, A1G und A1B, die
verschiedene mögliche Strukturen künftiger Energiesysteme untersuchen. In der
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Abb. 2-14 Szenarienschema nach IPCC 2001
Zusammenfassung für politische Entscheidungsträger von Nakicenovic et al. (2000) wurden
die Gruppen A1C und A1G zur Gruppe A1FI ("fossilintensiv", teils nur A1F abgekürzt)
zusammengefasst (vgl. Abb. 2-12).
Die anderen drei Szenarienfamilien A2, B1 und B2 enthalten je eine Gruppe. Das SRESSzenarienset von Nakicenovic et al. (2000) besteht also aus sechs verschiedenen
Szenariengruppen, „von denen jede gleich stichhaltig ist und die zusammengenommen den
Bereich der Unsicherheiten abdecken, die im Zusammenhang mit Einflussfaktoren und
Emissionen herrschen (zitiert nach IPCC Glossar)“. Die Szenarien können wie folgt
beschrieben werden:
A1. Die Modellgeschichte und Szenarienfamilie A1 beschreibt eine künftige Welt mit sehr
raschem wirtschaftlichem Wachstum, einer Weltbevölkerung, die Mitte des Jahrhunderts
zahlenmäßig ihren Höhepunkt erreicht und danach abnimmt, und der raschen Einführung
von neuen und effizienteren Technologien. Die wichtigsten Grundannahmen sind die
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Annäherung der Regionen, der weltweite Aufbau von erforderlichem Know-how und
zunehmende kulturelle und soziale Interaktionen, mit einer erheblichen Verminderung der
regionalen Differenzen im Pro-Kopf-Einkommen. Die Szenarienfamilie A1 entwickelt sich in
drei Szenariengruppen, die verschiedene Richtungen der technologischen Veränderung im
Energiesystem beschreiben. Die drei A1-Gruppen A1FI, A1T und A1B unterscheiden sich
durch ihren jeweiligen technologischen Schwerpunkt: intensive Nutzung fossiler Brennstoffe
(A1FI), nicht-fossiler Energiequellen (A1T) oder Ausgeglichenheit über alle Energieträger
hinweg (A1B) (ausgeglichen ist definiert als "nicht zu sehr auf eine einzelne Energiequelle
fokussiert"
aufgrund
der
Annahme,
dass
für
alle
Energieversorgungs-
und
Endverbrauchertechnologien gleiche Verbesserungsraten angenommen werden können).
A2. Die Modellgeschichte und Szenarienfamilie A2 beschreibt eine sehr heterogene Welt.
Die Grundannahmen sind Autarkie und die Bewahrung von lokalen Identitäten. Die
Geburtenraten der verschiedenen Regionen nähern sich nur langsam an, was zu einem
kontinuierlichen Wachstum der Weltbevölkerung führt. Wirtschaftliches Wachstum ist vor
allem regional orientiert, und das wirtschaftliche Pro-Kopf-Wachstum und der technologische
Wandel verändern sich fragmentierter und langsamer als in anderen Szenarienfamilien.
B1.
Die Modellgeschichte und Szenarienfamilie B1 beschreibt eine konvergierende Welt
mit derselben globalen Bevölkerung wie im A1-Szenarium, die ihren zahlenmäßigen
Höhepunkt Mitte des Jahrhunderts erfährt und danach abnimmt, aber mit raschen Veränderungen in den wirtschaftlichen Strukturen hin zu einer Dienstleistungs- und Informationswirtschaft, mit deutlich geringerer Material-Intensität und Einführung von emissionsarmen
und ressourcenschonenden Technologien. Das Schwergewicht liegt auf globalen Lösungen
in Richtung wirtschaftlicher, sozialer und ökologischer Nachhaltigkeit, einschließlich
verbesserter Gleichheit, aber ohne zusätzliche Klimaschutzinitiativen.
B2.
Die Modellgeschichte und Szenarienfamilie B2 beschreibt eine Welt, in der das
Schwergewicht auf lokalen Lösungen hin zu wirtschaftlicher, sozialer und ökologischer Nachhaltigkeit liegt. Es ist eine Welt mit einer kontinuierlich wachsenden Weltbevölkerung, die
langsamer wächst als in A2, mit einer wirtschaftlichen Entwicklung auf mittlerem Niveau und
weniger raschem und vielfältigerem technologischen Wandel als in den B1- und A1Szenarien. Während das Szenarium sich auch hin zu Umweltschutz und sozialer Gleichheit
orientiert, legt es sein Hauptgewicht auf die lokalen und regionalen Ebenen.
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Alle
Szenarien
sollten
als gleich wahrscheinlich und plausibel angesehen
werden.
Die
SRES-Szenarien
berück-
sichtigen
zusätz-
keine
lichen Klimainitiativen, was
bedeutet,
dass
Szenarien
keine
einbezogen
sind, die explizit von einer
Umsetzung
der
United
Framework Convention on
Climate
Change
(Abk.:
UNFCCC) oder den Emissionszielen
des
Abb. 2-15 Änderung der globalen Temperatur in den verschiedenen Szenarien
(Quelle: IPCC 2007)
Kyoto-
Protokolls ausgehen (Aussagen entnommen aus IPCC 2001, AG 3).
Zwischenfazit zur Auswahl der Szenarien für dieses Gutachten: Das A1FI-Szenarium
beschreibt eine extreme Entwicklung und somit auch die stärkste globale Erwärmung. Aber
auch im A2-SRES-Szenarium gibt es eine stärkere Erwärmung. In diesen Szenarien liegen
die Quellen für „Worst-Case-Abschätzungen“ bzw. eher „ungünstige Varianten“. „Mittlere
Entwicklungen“ der Erderwärmung werden in den Szenarien A1B, A1T und B2 projiziert. Aus
diesen Szenarien werden, soweit diesbezügliche Ergebnisse der Klimarechenzentren
vorliegen, quantitative Aussagen zur möglichen Entwicklung von Temperatur und
Niederschlag im Untersuchungsraum abgeleitet.
Im SRES-Szenarium B1 gibt es die geringste globale Erwärmung. Dieser Fall liegt zwischen
„Nullvariante“ (keine Änderung) und den „mittleren Entwicklungen“ und ergibt keine weitere
gutachterliche Informationen. Eine Berücksichtigung erfolgte deshalb nur beim Modell- und
Szenarienvergleich (ZEBISCH et al. 2005).
2.2.4. Auswahl und Beschreibung von Downscaling-Verfahren
Downscalingverfahren dienen
dazu,
aus
den Ergebnissen
der global angelegten
Klimamodelle in ihrer durch Szenarien ausgeprägten Form Klimaprojektionen für Regionen
abzuleiten.
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ZEBISCH et al. 2005 beschreiben die Zugriffsmöglichkeiten auf regionalisierte Projektionen
wie folgt: „Klimawandel ist ein globales Phänomen mit globalen Triebkräften als Auslöser.
Grundlage jeder Klimamodellierung sind daher globale Klimamodelle. Diese sind meist
gekoppelte Ozean-Atmosphärenmodelle, die Prozesse im Klimasystem in Form mathematischer Gleichungen für Gitterzellen mit einer Auflösung von mehreren 100 km berechnen.
Solche Modelle werden als General Circulation Models (GCM) bezeichnet“. Weiter
verweisen die Autoren darauf, dass diese Modelle nur Anwendungen im globalen Maßstab
liefern. Für Anwendungen auf nationaler Ebene sind diese Modelle zu grob. Um
Informationen in einer höheren Auflösung zu erhalten, können verschiedene Methoden zum
Herunterskalieren (downscaling) angewandt werden (vgl. Abb. 2-12). Zum einen existieren
regionale Klimamodelle, wie das Hamburger Modell REMO (Jacob & Podzun, 1997), die für
das jeweilige Untersuchungsgebiet atmosphärische Prozesse in höherer Auflösung (10-50
km) darstellen und nur die Bedingungen an den Rändern des Untersuchungsfensters von
den GCMs übernehmen. Zum anderen existieren verschiedene statistische Verfahren, die
aufgrund von hochauflösenden Informationen über Klima, Witterung und Wetter in der
Vergangenheit die groben Informationen der GCMs verfeinern. Beide Methoden haben Vorund Nachteile (z. B. regionale Klimamodelle sind schwer zu kalibrieren, statistische
Verfahren beinhalten meist nur Mittelwerte von Klimaparametern).
Abb. 2-16 Schematische Darstellung einer Regionalisierung, nach einer Abbildung von KLEINN et al 2002
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Für Deutschland und Teilregionen liegen verschiedene Modellrechnungen über zukünftige
Klimaveränderungen vor. Dazu zählen nach ZEBISCH et al. 2005 unter anderem Ergebnisse
des Modells REMO und der statistischen Verfahren nach Werner und Gerstengarbe
(WERNER/GERSTENGARBE 1997) bzw. Enke (ENKE 2003), heute als WETTREG
bezeichnet. Ein weiteres in Deutschland bekanntes Downscaling-Verfahren ist z. B. das
CLM, die Klimaversion des Wettervorhersagemodells LM des Deutschen Wetterdienstes,
das u. a. auch am Lehrstuhl für Umweltmeteorologie der TUB Cottbus gerechnet wird
(heutige Bezeichnung für CLM auch: ClimateLimited-areaModelling, COSMO-CLM bzw.
CCLM) und mit konkreten Daten in dieses Gutachten einbezogen wird
Das Umweltbundesamt hat in der Frage regionalisierter Klimaszenarien (UBA-Workshop
Klimaänderungen ... 28./29. September 2005 in Texte 06/06) als Regionalisierungsmethoden
das dynamische Klimamodell REMO des Max-Planck-Instituts für Meteorologie in Hamburg
und das statistische Regionalisierungsverfahren WETTREG hervorgehoben. Ebenfalls
herangezogen werden kann die Methode „pattern scaling“ (ZEBISCH et al. 2005), die die
Ergebnisse von vier GCMs des IPCC-Berichtes (HadCM3, PCM, CSIRO2, CGCM2) unter
Berücksichtigung
von
vier
verschiedenen
Szenarien
über
zukünftige
Treib-
hausgasemissionen (SRES-Szenarien, siehe Kap. 2.2.3.) auf ein Raster mit einer Kantenlänge von ca. 16 x 16 km herunterskaliert (ZEBISCH et al. 2005).
Zwischenfazit zur Auswahl der Downscalingmethoden für dieses Gutachten: Mit REMO
(JACOB/PODZUN 1997 und JACOB 2006b), WETTREG (ENKE 2005 und 2006), „pattern
scaling“ (ZEBISCH et al. 2005) und CLM stehen vier anerkannte Verfahren mit plausiblen,
aber unterschiedlichen Modellierungen zur Verfügung.
2.2.5. Ergebnisse zur Prognose der Klimaveränderung (Klimaprojektion)
unter Anwendung der ausgewählten Klimamodelle, -szenarien und
Downscalingverfahren einschließlich Worst-Case-Betrachtung
2.2.5.1. Verwendete Klimaprojektionen und Regionalisierungen
Aus den Abschnitten 2.2.2. bis 2.2.4 ergeben sich Schwerpunkte der Auswertung von
realistischen Klimaprojektionen, die aber durch das tatsächliche Vorliegen bzw. den
möglichen Zugriff auf Ergebnisse limitiert sind. Daten des Klimamodells REMO des MaxPlanck-Instituts für Meteorologie in Hamburg konnten im Rahmen eines UBA-Workshops in
Dessau am 25.04.2006 übernommen werden (JACOB 2006b), die verwendeten Daten sind
inzwischen auch veröffentlicht.
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CLM-Daten wurden über das Ingenieurbüro gerstgraser, Cottbus zusammengestellt und
übergeben.
Es wurden darüber hinaus aber auch Veröffentlichungen ausgewertet, sowohl solche in
Fachzeitschriften als auch in eher populärwissenschaftlichen Periodika.
Das nachfolgende Schema zeigt die einfließenden Auswertungen, den Modellen und
Szenarien zugeordnet, mit Angabe des gegebenenfalls zur Anwendung kommenden Downscaling-Verfahrens:
Modelle 
ECHAM4/5
HadCM3
(und CGCM2, CSIRO2, PCM)
Szenarien 
Down-Scaling 
Down-Scaling 
A1F, A2, B1, B2
„pattern scaling“
(ZEBISCH et al. 2005)
 2.2.5.2.
A1B, B1
WETTREG
(ENKE et al. 2005)
 2.2.5.3.
A2
WETTREG
(ENKE 2006)
 2.2.5.4.
A1B
REMO
(JACOB 2006b)
 2.2.5.5.
A1B
ohne Downscaling
(JACOB 2006a)
 2.2.5.6.
A1B
CLM (TUB Cottbus)
 2.2.5.7.
B1
CLM (TUB Cottbus)
 2.2.5.7.
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Abb. 2-17 Illustration der Bandbreite des Temperaturanstiegs nach den verschiedenen IPCC-Szenarien (einschließlich
Modellvariationen) mit Hervorhebungen (rot, gelb, blau) der in diesem Gutachten ausgewerteten regionalisierten
Projektionen von MPI/UBA 2006 (Arbeiten von Jacob), ENKE 2005 und ENKE 2006 (Bildgrundlage JACOB 2004)
Die Abb. 2-17 zeigt zusammenfassend einerseits nochmals die Bandbreite von Temperaturanstiegen bei den verschiedenen Szenarien, andererseits auch, dass die zur Anwendungen
kommenden regionalisierten Klimaprojektionen REMO und 2 x WETTREG jeweils im Bereich
einer mehr „mittleren Entwicklung“ liegen und für die Ableitung einer „mittleren Entwicklung“
geeignet sind. Dies gilt auch für die CLM-Ergebnisse. Die Aggregation der Teilergebnisse
wird im Abschnitt 2.2.6. vollzogen.
2.2.5.2. Ergebnisse mit dem HadCM3-Klimamodell einschließlich
Downscaling „pattern scaling“
Als Quelle für Klimaprojektionen
wurde
eine Publikation des
Umweltbundesamtes
in der Reihe „Climate Change“ aus dem
Jahr 2005 mit dem
Titel „Klimawandel in
Abb. 2-18 Übersicht über die von ZEBISCH et al. 2005 ausgewerteten Modelle und
Szenarien, in diesem Gutachten weiter ausgewertet für den Untersuchungsraum
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Deutschland“ (ZEBISCH et al. 2005) genutzt. In diesem Projekt
wurden mehrere Klimamodelle verglichen und für das HadCM3Modell vier verschiedene Szenarien gerechnet (siehe Abb. 2-12).
ATEAM steht für „Advanced Terrestrial Ecosystem Analysis and
Modelling“ (weitere Angaben unter http://www.pik-potsdam.de/
ateam/). Bei den deutschlandbezogenen Klimaprojektionen von
ZEBISCH et al. 2005 handelt es sich um eine statistische
Downscaling-Methode (pattern scaling; Mitchell et al., 2004), die
Ergebnisse von vier GCMs des IPCC-Berichtes (HadCM3, PCM,
CSIRO2, CGCM2) sind unter Berücksichtigung von vier verschiedenen Szenarien (siehe Kap. 2.1) über zukünftige Treibhausgasemissionen auf ein Raster mit einer Kantenlänge von ca. 16 x 16
Abb. 2-19 Beispiel für die
Auswertbarkeit der ZEBISCH et al. 2005 - Karten,
der Untersuchungsraum ist
rot markiert
km herunterskaliert (ZEBISCH et al. 2005). Entsprechend grob sind die Ergebnisdarstellungen. Die Abbildung 2-29 zeigt die Möglichkeiten der Auswertung, der Blick wurde jeweils auf
den rot markierten Bereich gerichtet. Die herausgelesenen, auf meteorologische Elemente
im Untersuchungsraum bezogenen Wertebereiche der Projektionen zeigt die Tabelle 2-9.
Der Nachteil einer recht groben Darstellung wird aufgewogen durch den Modellvergleich und
die Darstellung für verschiedene – auch eher ungünstige - Szenarien (beispielsweise A1).
Abb. 2-20 Veränderung der mittleren Jahrestemperatur in Deutschland nach ZEBISCH et al. 2005
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Element
Modell/Szenarium
HadCm3 / B1
HadCm3 / B2
JahresmittelHadCm3 / A1F
temperatur in °C
HadCm3 / A2
bzw.
CGCM2 / A2
Temperaturzunahme
CSIRO2 / A2
PCM / A2
HadCm3 / B1
HadCm3 / B2
Niederschlagshöhe
HadCm3 / A1F
Winter (Dez Jan Feb)
HadCm3 / A2
in mm bzw.
CGCM2 / A2
Veränderung in %
CSIRO2 / A2
PCM / A2
HadCm3 / B1
HadCm3 / B2
Niederschlagshöhe
HadCm3 / A1F
Sommer (Jun Jul Aug)
HadCm3 / A2
in mm bzw.
CGCM2 / A2
Veränderung in %
CSIRO2 / A2
PCM / A2
19611990
Raum
Cottbus:
9
Ostsachsen:
8-8.5
Raum
Cottbus:
100-150
Ostsachsen:
100-150
Raum
Cottbus:
150-200
Ostsachsen:
200-250
19912020
+0,5..+1,0
+0,5..+1,0
+0,5..+1,0
+0,5..+1,0
+0,5..+1,0
+0,5..+1,0
+0,5..+1,0
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +20
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
20212050
+1,5..+2,0
+1,5..+2,0
+1,5..+2,0
+1,5..+2,0
+1,0..+1,5
+0,5..+1,5
+0,0..+1,0
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +20
-10 .. +20
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +20
-10 .. +20
0 .. +20
20512080
+2,0..+3,0
+2,0..+3,0
+3,0..+4,0
+3,0..+4,0
+2,0..+3,0
+2,0..+3,0
+1,5..+2,0
-10 .. +10
-10 .. +10
+5 .. +20
+5 .. +20
+10 .. +20
+10 .. +20
-10 .. +10
-10 .. +10
-10 .. +10
-30 .. -10
-15 .. +10
-10 .. +20
-10 .. +20
-10 .. +20
Tab. 2-9 Änderung der Jahresmitteltemperatur und der Sommer- und Winterniederschläge im Untersuchungsraum (Tagebau
Cottbus, Spreeeinzugsgebiet) gegenüber Mittelwerten 1961/90 für verschiedene Klimamodelle und SRES-Szenarien
(„ATEAM-Projektionen“) abgeschätzt aus veröffentlichten Karten (ZEBISCH et al. 2005) mit geringer Auflösung
Fazit zur Projektion der Klimaveränderungen im Untersuchungsraum nach dem Modell
HadCM3 und der Downscaling-Methode „pattern scaling“: Erwartungsgemäß stimmen alle
Modelle und Szenarien in der Projektion einer bis 2080 deutlichen Zunahme der mittleren
Lufttemperatur überein. Die Unterschiede zwischen den Modellen sind geringer als hinsichtlich der Szenarien. In der Flutungsphase ist der Lufttemperaturanstieg noch moderat, nach
2020 nimmt er an Intensität etwas zu und würde nach 2050 die 2°-Grenze übersteigen.
Hinsichtlich der Entwicklung der Niederschläge gibt es bis 2050 keine deutlichen Signale für
eine spürbare Änderung saisonaler Niederschlagsmengen. Erst nach 2050 sollen die Winterniederschläge (Dez + Jan + Feb) in einigen Szenarien leicht zunehmen, die Abnahme von
Sommerniederschlägen (Jun + Jul + Aug) wird nur im A1F-Szenarium nach 2050 gesehen.
2.2.5.3. Ergebnisse Klimamodell ECHAM4/5 mit dem Szenarium A1B und
B1 und der Downscaling-Methode WETTREG
Die groben (globalen) Klimamodellergebnisse können nicht – oder zumindest nicht ohne
weiteres – für die Abschätzung von klimatischen Änderungen auf kleiner Skala verwendet
werden. Folgende Überlegung verdeutlicht dies: Regionalklimatische Gegebenheiten werden
gerade in Deutschland bzw. Mitteleuropa über eine bestimmte Abfolge (bzw. Häufigkeit) von
Wetterlagen erzeugt. Die mittlere Januartemperatur im Osten Deutschlands um den
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Gefrierpunkt des Wassers (früher ca. – 1 °C) setzt sich beispielsweise zusammen aus
Ostlagen, die beständig Frost und Mitteltemperaturen deutlich unter – 1 °C bedingen und
Situationen mit zonaler Strömung, die Meeresluft unter allmählicher Auskühlung auch in den
Osten Deutschlands transportieren und hier eine Milderung mit oft frostfreien Perioden
hervorrufen. Es leuchtet sofort ein, dass regional-klimatisch für den Berliner Raum trotz
globaler oder europäischer Erwärmung eine Abkühlung anzunehmen wäre, wenn im Januar
nur noch Ostlagen auftreten. Es wäre – als weiteres Beispiel – für das Voralpenland eine
deutliche Niederschlagsabnahme (gegen den Trend der Zunahme von Winterniederschlägen) zu prognostizieren, wenn sich aus Gründen des Wandels der Zirkulationsmuster
die Häufigkeit von Südströmungen erhöhen würde.
Eine grobe mittlere Aussage für Gitter mit Kantenlängen von beispielsweise 250 km würde
solche Lee-Luv-Effekte am Nordalpenmassiv verwischen bzw. unkenntlich machen. Eine Regionalisierung ist notwendig, um zu präziseren regionalen Klimaprojektionen und Klimafolgeabschätzungen zu gelangen. Die Betrachtung von Wetterlagen bzw. Großwetterlagen ist ein
plausibler Regionalisierungsansatz.
Erste Arbeiten zur Regionalisierung gab es noch in den 90er Jahren. So berichtete
KÜCHLER 2000 bereits vor einem Jahrzehnt über ein Projekt (Projektdurchführung Dr.
Wolfgang Enke) der Regionalisierung von Klimamodell-Ergebnissen mittels des statistischen
Verfahrens der Wetterlagen-Klassifikation und einer nachgeordneten multiplen Regressionsanalyse für Sachsen (1999-2000). Danach werden die globalen Klimaveränderungen in
Deutschland vor allem zu einer auffälligen regionalen Differenzierung der Niederschlagsverteilung führen, die sich mit der Lage Deutschlands im Übergangsbereich von
vorherrschend ozeanischem zu stärker kontinental geprägtem Klima und der Ausrichtung der
Mittelgebirge erklären lässt. Das damalige Projekt zeigte, dass grobrastige globale
Klimaänderungsaussagen für mitteleuropäische Gitterpunkte und theoretisch untersetzte
regionalisierte Klimamodelle im Einzelfall zu anderen Schlussfolgerungen gelangen können.
Dies muss nicht zwingend so sein und gilt auch nur für einzelne Bundesländer bzw.
Regionen, wie inzwischen die Erfahrung zeigt. Sachsen (eines der ersten Bundesländer, für
das das Verfahren der Wetterlagen-Klassifikation angewandt wurde) hebt sich hierbei ab,
weil Zirkulationsmuster und Strömungsverhältnisse, insbesondere im Luv- und Lee-Bereich
des Erzgebirges, eine ganz entscheidende Rolle spielen. Vor allem aus diesem Grunde
wurde damals bereits aus drei praxiserprobten regionalen Klimamodellen das statistische
Enke-Spekat-Modell für die Beschreibung und Prognose typisch sächsischer Witterungsverhältnisse ausgewählt (vgl. KÜCHLER 2000). Das Modell basierte auf einer Regiona-
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lisierung der globalen Modelloutputs (ECHAM4-Szenarium des DKRZ Hamburg) mit Hilfe
statistischer Beziehungen (Kombination von Klassifikation und nachfolgender multipler
Regression) und erlaubte die Berücksichtigung großräumiger atmosphärischer Prozesse.
Das Verfahren wurde inzwischen weiterentwickelt, ENKE 2005 stellte bereits Karten für die
gesamte Bundesrepublik vor (für den Zeitraum 2041-2050). In ENKE 2005 wird auch eine
Übersicht über das Verfahren gegeben, das er „wetterlagenbasierter Wettergenerator“
nannte. Eingangsdaten des Modells waren bei ENKE 2005 Daten eines SRES B2Modelllaufs des gekoppelten Atmosphären-Ozean-Modells ECHAM4-OPYC3 vom MaxPlanck-Institut für Meteorologie (Hamburg) und Daten von einigen hundert Klimabeobachtungsstationen des Deutschen Wetterdienstes.
Das
SRES-B2-Szenarium
ist
ein
eher
abgeschwächt
optimistisches
UmweltSzenarium
(ein
realitätsnahes EmissionsSzenarium nach KLIWA-Statusbericht 2004). Damit liegt B2 in einem mittleren
Korridor möglicher
Entwicklungen,
dies
wird
auch
aus
Abbildung
2-17 sichtbar.
Für
den
Untersuchungsraum ergibt sich hiermit trotzdem bereits innerhalb der nächsten 50 Jahre eine
Temperaturerhöhung von fast 2 Grad.
Das statistische Modell nutzt eine objektive Wetterlagenklassifikation und einen „Wettergenerator“, um die regionalen Änderungen zwischen dem aktuellen Klima und den Prognosen abzuschätzen. Die vorgestellten Ergebnisse waren zunächst eine Zusammenfassung
von fünf regionalen Studien, die in den Jahren zuvor als Einzelstudien angefertigt worden
waren:
Sachsen
vgl. ENKE 2003a oder
Enke, W., W. Küchler, W. Sommer, 2003
Bayern und Baden-Württemberg
KLIWA-Studie bzw. ENKE 2003b,
Brandenburg und Sachsen-Anhalt
GLOWA-Studie bzw. ENKE 2003c,
Hessen
vgl. ENKE 2003d,
Thüringen
vgl. ENKE 2004.
Inzwischen liegt aber auch kompakte Gesamtdarstellungen für Deutschland vor (UMWELTBUNDESAMT 2007 oder SPEKAT et al. 2007). Zahlreiche Einzelergebnisse sind auch – teils
unter anderen Begriffen wie „Regionalisierungsverfahren REKLISA oder WEREX“ – unter
http://www.umwelt.sachsen.de/umwelt/klima/1289.htm oder
http://www.umwelt.sachsen.de/umwelt/klima/1988.htm (Status) abrufbar. Die in nachfolgenden Tabellen zusammengestellten Werte gehen insbesondere auf SPEKAT et al. 2007
zurück (ausgewählte Einzelbeispiele sind in den Abbildungen 2-21, 2-22 und 2-23 gegeben).
Eine aktuelle Beschreibung des Verfahrens findet sich auch bei KREIENKAMP et al. 2009.
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Abb. 2-21 WETTREG-Ergebnisse für Deutschland 2071-2100 (Änderungen Jahresmitteltemperatur oben,
Winterniederschlag mitte, Sommerniederschlag unten jeweils im Vergleich zu 1961-90) , links: Szenario A1B, rechts
Szenario B1), Quelle: SPEKAT et al. 2007
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Element
Temperaturänderung
Jahreszeit
F
2011-2040
2041-2070
2071-2100
S
+ 0.1 .. 0.5 K
+ 1.5 .. 2.5 K
W
+ 1.0 .. 1.5 K
+ 4.0 .. 4.5 K
Jahr
+ 0.1 .. 0.3 K
+ 1.3 .. 1.7 K
+ 2.0 .. 2.3 K
+ 0 .. - 10 %
- 10 .. - 30 %
- 18 .. - 40 %
+ 0 .. +10 %
+ 0 .. +15 %
+ 0 % (Sachs.)
+ 25 % (Cottb.)
+ 0 .. + 2 % *)
H
Niederschlagsänderung
F
S
H
W
Jahr
Tab. 2-10 Aus Karten der WETTREG-Klimaprojektion für drei Zukunftszeiträume abgeleitete Temperatur- und
Niederschlagsänderungen im Untersuchungsraum einschließlich Spreeeinzugsgebiet im SRES-Szenarium A1B
*) hierzu existieren teils auch andere Sekundäraussagen (z. B. SCHÖNWIESE 2009), der angegebene Wert aus SPEKAT
et.al. 2007, Abb. 6-12 Seite 85 ist auch textlich belegt.
Element
Temperaturänderung
Jahreszeit
F
2011-2040
2041-2070
2071-2100
+ 0.3 .. 0.7 K
+ 1.0 .. 1.3 K
+ 1.8 .. 2.0 K
+ 0 % .. -20 %
- 7 % .. - 25 %
- 7 % .. - 25 %
+ 0 % + 15 %
+ 0 % + 10 %
+ 0 % + 20 %
S
H
W
Jahr
Niederschlagsänderung
F
S
H
W
Jahr
Tab. 2-11 Aus Karten der WETTREG-Klimaprojektion für drei Zukunftszeiträume abgeleitete Temperatur- und
Niederschlagsänderungen im Untersuchungsraum einschließlich Spreeeinzugsgebiet im SRES-Szenarium B1
Die bisher dar- bzw. zusammengestellten WETTREG-Ergebnisse für die Szenarien A1B
zeigen für den Zeitraum der Flutungsphase des Cottbuser Sees (Mitte des Zeitraums 20112040) noch moderate Erwärmungssignale unter 1 K. Auch die Änderungssignale des
Niederschlags (der Niederschlagsmengen) sind in dieser ersten Phase noch schwach,
zeigen allerdings schon die dann im weiteren Verlauf des Jahrhunderts markant unterschiedlichen Vorzeichen für jeweils Sommer- und Winterniederschläge.
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Für den Untersuchungsgegenstand (bezüglich des Ansatzes einer Herstellung des Restsees
durch Wasserentnahme aus der Spree), sind die hier bisher zu bewerteten Modellergebnisse
also eher „positiv“ insofern, als eine Verdunstungsverstärkung (durch die Temperaturerhöhung) durch leicht erhöhte Winterniederschläge kompensiert oder wenigstens teilweise
kompensiert werden. In der Phase der Flutung (2020-2030) sich die vereinfachten
Wasserhaushaltsrandbedingungen (Abfluss = Niederschlag - Verdunstung) nicht drastisch
von heutigen (!) Ausgangswerten entfernen (vgl. hierzu auch Kapitel 3).
Fazit zur Projektion der Klimaveränderung im Untersuchungsraum nach dem Klimamodell
ECHAM4/5 mit den Szenarien A1B und B1 und der Downscaling-Methode WETTREG
(ENKE 2005):
Das genannte physikalisch/meteorologisch begründete statistische Downscaling-Verfahren
ermittelt für den Untersuchungsraum eine deutliche Erwärmung von mehr als 2 K (bzw.
Grad) bis Ende des 21. Jahrhunderts. Die Erwärmung geht einher mit einer Änderung der
Verteilung der Niederschlagsmengen im Jahresverlauf (Niederschlagsabnahme Sommer,
-zunahme Winter). Die mittlere Jahressumme des Niederschlags soll sich im Untersuchungsraum nicht wesentlich ändern.
2.2.5.4. Ergebnisse Klimamodell ECHAM4/5 mit dem Szenarium A2 und
der Downscaling-Methode WETTREG
Bei den nachfolgend diskutierten Ergebnissen handelt es sich um WETTREG- bzw. WEREX
IV-Produkte in einer höheren Auflösung, die auch die verwendete Stationsdichte erkennen
lassen (insbesondere die Abb. 2-23).
Dargestellt
sind
die
Änderung
der
Jahresmitteltemperatur für das erste
Jahrzehnt nach Flutung (Abb. 2-22) im
Vergleich zwischen dem „Control Run“
(Kontrolllauf, hier 1971-2000) und dem
mit der WETTREG-Methode regionalisierten SRES-Szenarium A2 für das
südliche Spreeeinzugsgebiet bis zur
Spreequelle. In Abbildung 2-23 folgen
entsprechende Darstellungen für den
Jahresniederschlag für zwei ausgewählte Zeiträume (2011-2040 und 20712100).
Abb. 2-22 Hochaufgelöster Ausschnitt aus den WETTREGErgebnissen für Südbrandenburg und Sachsen, hier:
Jahresmitteltemperatur 2031-2040 als Absolutwert
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Abb. 2-23 Hochaufgelöster Ausschnitt aus den WETTREG-Ergebnissen für Südbrandenburg und Sachsen, hier:
Änderung der mittleren Jahresniederschlagssumme im Szenarium A2 für zwei ausgewählte Zeiträume im
Vergleich zu 1971-2000
Bei der Zusammenstellung der Tabelle 2-12 wurden nicht nur die in den Abbildung 2-22 und
2-23 dargestellten Verteilungen verwendet. Die einzelnen Werte der WETTREG-Projektio-
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Element
Temperaturänderung
Niederschlagsänderung
Jahreszeit
2011-2040
2041-2070
2071-2100
Jahr
+ 0.7 .. 0.9 K
+ 1.7 .. 1.9 K
+ 2.2 .. 2.4 K
Jahr
- 3 % .. - 7 %
- 4 % .. - 10 %
- 4 % .. - 12 %
Tab. 2-12 Aus Karten der WETTREG-Klimaprojektion für drei Zukunftszeiträume abgeleitete Temperatur- und
Niederschlagsänderungen im Untersuchungsraum einschließlich Spreeeinzugsgebiet im SRES-Szenarium A2
nen für den Untersuchungsraum wurden wie folgt ermittelt: In einem Bildbearbeitungsprogramm wurden Ausschnitte aus den Karten herauskopiert. Diese Ausschnitte wurden am
Farbbalken der Legende an den Punkten der Übereinstimmung eingeordnet. Danach wurden
die Werte der einzelnen meteorologischen Elemente zugeordnet.
Bei der Auswertung der Daten der WETTREG-Regionalisierung ist zu beachten, dass es
sich um das SRES-A2-Szenarium handelt. Es bedeutet eine eher stärkere Erwärmung, dies
ist aus heutiger Sicht aber eine realistische Entwicklung. Die WETTREG-Projektionen deuten
für den Untersuchungsraum eine leichte Abnahme der mittleren Jahresniederschlagshöhe
bereits in der ersten Jahrhunderthälfte an. Diese Abnahme wäre für das Vorhaben „Flutung
Restloch TB Cotbus Nord“ ein eher ungünstiges Signal, da durch die eher unstrittige
Erwärmung und dadurch zunehmende Verdunstung die klimatische Wasserbilanz sich
zunehmend ungünstiger gestaltet als in zurückliegenden Klimazeiträumen.
Fazit zur Projektion der Klimaveränderung im Untersuchungsraum nach
dem Klimamodell ECHAM4/5 mit dem
Szenarium A2 und der DownscalingMethode WETTREG: Das inzwischen
wesentlich verfeinerte Verfahren von
ENKE 2005 bringt unter Verwendung der
weniger
drastischen
ECHAM5-Rand-
bedingungen selbst im A2-Szenarium
„nur“ eine Erwärmung von ca. 2 – 2.5 K
bis zum Ende des Jahrhunderts. Diese
Kombination
von
Downscaling
führt
Modell/Szenarium/
zu
einer
Nieder-
schlagsabnahme für das Gesamtjahr.
Abb. 2-24 Vergleich der Niederschlagsänderung in
Sommer und Winter (je 3 Monate) für 3 verschiedene
Szenarien nach der WETTREG-Methode
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2.2.5.5. Ergebnisse Klimamodell ECHAM4/5 mit dem Szenarium A1B und
der Downscaling-Methode REMO (Jacob 2006b)
Zur Qualität der „Downscaling-Methode“ REMO führt MPI-M (Max-Planck-Institut für
Meteorologie Hamburg) wie folgt aus: „Hinsichtlich der großskaligen räumlichen Muster
stimmen die REMO-Ergebnisse mit anderen Klimaprojektionen überein, die von diversen europäischen Forschungsgruppen erzielt wurden. Hier ist zum Beispiel das EU-Projekt
PRUDENCE zu nennen, in dem regionale Klimasimulationen über Europa mit 10
verschiedenen Klima-Modellen durchgeführt wurden“.
Neu ist an den vom UBA
und
dem
MPI-M
in
Dessau im Jahr 2006
erstmals
vorgestellten
Ergebnissen die hohe
räumliche Auflösung von
10x10 km, mit der diese
Klimaprojektion
mittels
REMO
wurde.
erstellt
Für die Anwendung der
Abb. 2-25 REMO-Ergebnisse für das SRES-Szenarium A1B: Zunahme der
Lufttemperatur bis 2071/2100 im Winter, Sommer und im Gesamtjahr (v. l. n. r.).
Methode REMO hier in
diesem Gutachten wurde das Material (Beispiele Abbildungen 2-25
und
2-26)
für
den
Untersuchungsraum anhand
der
aktuellsten
REMO-Veröffentlichungen ausgewertet. Da die
Bilddateien hoch aufgelöst waren, konnte wie in
der
Abb.2-27
Abb. 2-26 REMO-Ergebnisse für das SRES-Szenarium A1B: Änderung der
Niederschlagssummen bis 2071/2100 im Winter, Sommer und im Gesamtjahr (v. l. n. r.).
gezeigt,
verfahren werden. Der Untersuchungsraum wurde schematisch auf die Kartenausschnitte
der Region übertragen und anschließend die unterschiedlichen Wertebereiche innerhalb des
Untersuchungsraumes ausgezählt (vgl. auch Tabelle 2-13). Der in der Abbildung
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eingetragene Untersuchungsraum orientiert sich an den Grenzen der Rasterflächen. Eine
noch detailliertere Vorgehensweise wäre bei einer
Klimaprojektion nicht angemessen.
Als Ergebnis ist festzustellen, dass das DownscalingVerfahren REMO (hier im A1B-Szenarium) für den
Untersuchungsraum keine wesentliche Änderung des
Niederschlags für die zweite Jahrhunderthälfte (konkret
2071/2100)
projiziert.
Für
einige
andere
Teile
Deutschlands wird aber durchaus eine Änderung
(sowohl als Zunahme der Jahresniederschlagshöhe,
z.B. Harz und andere Mittelgebirge, als auch als
Abnahme
der
Jahresniederschlagshöhe
wie
in
Abb. 2-27 Zuordnung Untersuchungsraum
(blaue Linie) zum REMO-Kartenmaterial
Südwestbayern oder auch im Unterlauf der Oder.
Für den Untersuchungsraum wird eine deutliche Erwärmung von über 3 K (3,1 K bzw. Grad)
im Jahresmittel projiziert.
2071-2100
Niederschlag
So
-10 ..
-20 ..
-30 ..
Mittel
– 5 %:
1 x
-10 %: 18 x
-20 %:
1 x
über Fläche: -15,1%
Wi
+10 .. +20 %:
5 x
+ 5 .. +10 %: 15 x
Mittel über Fläche: +9,3%
Jahr
- 5 .. + 5 %:
20 x
Mittel über Fläche:
+ 0%
Lufttemperaturmittel
So
+ 3,00 .. +3,25 K: 20 x
Flächenmittel: +3,1 K
Wi
+ 4,00 .. +4,25 K: 12 x
+ 3,75 .. +4,00 K:
8 x
Flächenmittel: +4,1 K
Jahr
+ 3,00 .. +3,25 K: 20 x
Flächenmittel: +3,1 K
Tab. 2-13 Änderung meteorologischer Parameter im Vergleich zwischen einem „Control Run“ (Mittelwert 1961/1990) und
dem mit einem dynamischen Downscaling (REMO) regionalisierten SRES-Szenarium A1B als Mittelwert für den
Untersuchungsraum einschließlich Spreeeinzugsgebiet abgeschätzt aus den REMO-Projektionen in Originalauflösung (400%
der Abbildung 2-20); Zusammenstellung vom Gutachter
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2.2.5.6. Ergebnisse Klimamodell ECHAM4/5 mit dem Szenarium A1B
ohne Anwendung einer Downscaling-Methode (Jacob 2006a)
Vor einigen Jahren veröffentlichte das „WETTERmagazin“ in der Ausgabe 05/2006 einige
Klimaprojektionen unter dem Titel: „Wohin geht die Klimareise? Die dramatischen
Veränderungen in Deutschland und Europa“. Dabei wurde jedoch lediglich auf etwas ältere
Ergebnisse der globalen Modellierung eingegangen; die 21 sehr farbigen Pixelgrafiken
entstammten alle der „A1B-Welt“ (dem SRES-Szenarium A1B) und waren zudem in einem
Europa-/Afrikaausschnitt für den Südosten Deutschlands kaum verwertbar (auch gab es die
Beschränkung auf zwei Jahrzehnte: 2041-50 und 2091/2100, vgl. JACOB 2006a).
Dennoch wurden auch diese „Veröffentlichungen“ überschlägig daraufhin geprüft, ob es in
diesen (groben) Aussagen gegebenenfalls Widersprüche zu den vorliegenden DownscalingProdukten gibt. Wie die Tabelle 2-14 zeigt, ist das beim Niederschlag durchaus der Fall. Das
verwundert insofern nicht, als beim Niederschlag mesoskalige Prozesse eine stärkere Rolle
spielen als bei der Lufttemperatur. Während die REMO-Produkte zur Aussage führen, dass
gegen Ende des 21. Jahrhunderts die Jahresniederschlagshöhe im Untersuchungsraum nur
wenige im Vergleich zu heute variiert (+5% … -5%), sieht das in diesem Abschnitt diskutierte
globale, nur grob aufgelöste Modell die Jahresniederschlagshöhe im Untersuchungsraum
nicht unbeutend abnehmend (-7 bis -10%). Aus der Sicht des Gutachters ist aber einem
regionale Topographie berücksichtigendem „Downscaling“ höhere Aufmerksamkeit zu
schenken als einer groben A1B-Projektion.
Das SRES-Szenarium A1B führt im globalen Maßstab zu einem eher mittleren
Temperaturanstieg und ist insofern auch für das vorliegende Gutachten von Interesse, da
neben so genannten „Worst Case – Aussagen“ (im Gutachten „ungünstige Variante“
genannt) auch eine „mittlere“ Entwicklung aufzuzeigen ist. Bei der Temperaturentwicklung
gibt es keinerlei Widersprüche, die Annahme einer Temperaturerhöhung von ca. + 1,5 K (=
Grad) für Südostbrandenburg und Ostsachsen zur Mitte des Jahrhunderts wird auch durch
F
S
H
W
Jahr (eigene ZuSammenfassung)
Temperaturänderung zu 1961/90
2041-2050
2091-2100
+ 1.0 .. +1,5 K
+ 2,0 .. +2,5 K
+ 1,0 .. +1,5 K
+ 3,0 .. +4,0 K
+ 1,5 .. +2,0 K
+ 3,0 .. +4,0 K
+ 1,5 .. +2,0 K
+ 4,0 .. +5,0 K
Niederschlagsänderung zu 1961/90
2041-2050
2091-2100
- 3 .. +5 %
+ 5 .. +15 %
0 .. -5 %
- 15 .. -30 %
+ 10 .. +15 %
- 15 .. -30 %
+ 3 .. +10 %
- 3 .. +3 %
+ 1,3 .. +1,7 K
+ 3 .. + 6 %
+ 3,3 .. +3,8 K
- 7 .. -10 %
Tab. 2-14 Aus Karten (geringe Auflösung, Europaausschnitt) einer globalen Klimamodellierung für das SRES-Szenarium
A1B bei JACOB 2006a abgeschätzte Temperatur- und Niederschlagsänderungen in Südostbrandenburg und Ostsachsen.
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Gutachten Klimaauswirkung Cottbuser See
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die bereits aufgezeigten Regionalisierungen für Südostbrandenburg und Ostsachsen
bestätigt und ist gegenüber 1961/90 bereits jetzt zur Hälfte erfüllt. Für den 30jährigen
Zeitraum 2071-2100 ermittelt dieses Gutachten einen Wert von +2,5 K; dies ist etwas
weniger als das jetzt ermittelte Intervall +3,3 K .. +3,8 K für das letzte Jahrzehnt.
Fazit zur Projektion der Klimaveränderung im Untersuchungsraum nach dem Modell ECHAM
4/5 und dem Szenarium A1B ohne Downscaling: Während die Temperaturzunahme für den
Untersuchungsraum etwas kräftiger projiziert wird, sollen im Untersuchungsraum nach einer
leichten Niederschlagszunahme (Zunahme der mittleren Jahresniederschlagshöhe) Mitte des
Jahrhunderts gegen Ende des 21. Jahrhunderts die Niederschläge um 7 bis 10% abnehmen.
Diese Daten sind – in der Größenordnung – in den Abschätzungen zur "ungünstigen
Variante" enthalten.
2.2.5.7. Ergebnisse Klimamodell ECHAM4/5 mit den Szenarien A1B und
B1 der Downscaling-Methode CLM
Das nicht-hydrostatische dynamische
Modell CLM (Klimaversion des Lokalmodells des Deutschen Wetterdienstes
DWD),
mittlerweile
umbenannt
und
weiterentwickelt zu COSMO-CLM, ist
eine
Gemeinschaftsentwicklung
von
etwa 25 verschiedenen Institutionen.
Bisher liegen so genannte Konsortialläufe
(Gemeinschaftsläufe)
für
die
Emissionsszenarien A1B und B1 mit
den Randbedingungen aus dem globalen Klimamodell ECHAM5/MPI-OM für
1960-2100 vor. Die Daten der Klimaszenarien sind unter http://clm.gkss.de frei
verfügbar
(WALKENHORST/STOCK
2009).
Abb. 2-28 CLM-Gitterpunkte, für die Datenreihen
vom LS Umweltmeteorologie der BTU Cottbus dem
Gutachter zur Verfügung gestellt wurden
Während bei den anderen DownscalingVerfahren (REMO, WETTREG) auf bereits aggregierte Daten (Auswertungen) in Form von
Karten und Tabellen zurückgegriffen wurde, standen hier die Daten der CLM-Ensemble-
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simulationen direkt als Datenreihen (1960-2100) mit Tagesdaten zur Verfügung. Im
Einzelnen waren das:
Datenreihen jeweils für die Szenarien A1B (eher „pessimistisch“, aber nicht extrem) und
B1 (eher „optimistisch“).
Datenreihen für die Elemente Lufttemperatur (2 m Höhe, Tagesmittel) und Taupunkt (2
m Höhe, Tagesmittel) sowie Niederschlag (Tagessumme).
Jeweils mehrere Rechenläufe (Ensembletechnik mit Anfangsbedingungen der Simulation), für 1.1.1960 – 31.12.2000 (Kontrolllauf CO) drei Rechenläufe, für 2001 bis 2010
zwei Rechenläufe (außer Taupunkt B1, hier nur ein Rechenlauf) .
82 Knotenpunkte.
Beispiele: Der Dateiname 139_142-A1B1.167 steht für einen bestimmten Knotenpunkt (139142 z. B. in der Nähe des zukünftigen Cottbuser Sees, in Abb. 2-28 rot markiert), die DateiEndungen stehen für die ausgewählten Elemente:
167 Lufttemperatur,
168 Taupunkt,
041 Niederschlag.
Obwohl die Projektionen und Kontrollläufe als Datei mit Tagesdaten vorliegen, haben diese
Tagesdaten natürlich keinerlei Bezug zu einem konkreten vergangenen oder zukünftigen
Datum. Eine Auswertung kann immer nur über Mittelwertbildung erfolgen. Dies sollte nicht
nur zeitlich, sondern möglichst auch räumlich erfolgen.
Allerdings haben Tests gezeigt, dass die Variabilität zwischen den einzelnen Ensembleläufen höher ist als die Variabilität zu benachbarten Gitterpunkten (in nicht orographisch
beeinflussten Modellausschnitten). Alle Auswertungen, insbesondere die der Tabellen 2-15
und 2-16, wurden über die Mittelwerte über alle vorliegenden Ensembles durchgeführt.
Die projizierten Temperaturänderungen unterscheiden sich in den Jahreszeiten kaum, nur
die Erwärmung im Frühjahr soll in beiden betrachteten Szenarien (A1B und B1) etwas
moderater ausfallen. Die projizierten Änderungen des Taupunktes ähneln den Änderungen
der Lufttemperatur selbst (im Allgemeinen + 0.1 K Unterschied), nur für 2041-2070 im
Szenarium B1 ist der Unterschied etwas größer (0.1 .. 0.2 K ist die Zunahme des Taupunktes stärker).
Die Projektionen der Niederschlagssummen unterscheiden sich in den Jahreszeiten
deutlicher. Insbesondere hebt sich dabei der Sommer (Juni, Juli, August) hervor, der in bei-
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Element
Temperaturänderung
TaupunktÄnderung
Niederschlagsänderung
Jahreszeit
F
2011-2040
0 .. + 0.4 K
2041-2070
+ 1.0 .. 1.4 K
2071-2100
+ 1.8 .. 2.2 K
S
+ 0.6 .. 0.9 K
+ 1.8 .. 2.1 K
+ 3.2 .. 3.6 K
H
+ 0.9 .. 1.3 K
+ 2.2 .. 2.5 K
+ 3.2 .. 3.6 K
W
+ 0.6 .. 1.1 K
+ 2.0 .. 2.6 K
+ 3.5 .. 3.8 K
Jahr
+ 0.6 .. 0.9 K
+ 1.8 .. 2.1 K
+ 2.9 .. 3.3 K
F
+0.2 .. 0.9 K
+ 1.3 .. 1.9 K
+ 2.1 .. 2.8 K
S
+ 0.6 .. 1.0 K
+ 1.4 .. 1.8 K
+ 2.3 .. 2.7 K
H
+ 0.9 .. 1.2 K
+ 2.0 .. 2.5 K
+ 3.0 .. 3.3 K
W
+ 0.7 .. 1.4 K
+ 2.3 .. 2.7 K
+ 3.6 .. 4.2 K
Jahr
+ 0.7 .. 1.0 K
+ 1.8 .. 2.2 K
+ 2.8 .. 3.2 K
F
+ 4 % .. 11 %
+ 9 % .. 15 %
+ 3 % .. 7 %
S
+ 1 % .. – 4 %
– 5 % .. –11 %
-10 % .. -16 %
H
+ 2 % .. – 3 %
+ 18 % .. 24 %
+ 7 % .. 10 %
W
1 % .. + 6 %
+ 7 % .. 11 %
+ 5 % .. 9 %
+ 5 % .. 8 %
- 1 % .. 3 %
Jahr
+ 0 % .. 4 %
Tab. 2-15 Aus Karten der CLM-Klimaprojektion für drei Zukunftszeiträume abgeleitete Temperatur- und Niederschlagsänderungen gegenüber 1961/90 im Untersuchungsraum (nördlicher Teil) im SRES-Szenarium A1B
Element
Temperaturänderung
TaupunktÄnderung
Niederschlagsänderung
Jahreszeit
F
2011-2040
0 .. + 0.8 K
2041-2070
+ 0.2 .. 0.8 K
2071-2100
+ 1.4 .. 1.9 K
S
+ 0.7 .. 1.1 K
+ 1.2 .. 1.6 K
+ 2.1 .. 2.4 K
H
+ 0.8 .. 1.2 K
+ 1.5 .. 2.0 K
+ 2.2 .. 2.7 K
W
+ 0.6 .. 1.0 K
+ 1.2 .. 1.6 K
+ 2.1 .. 2.7 K
Jahr
+ 0.6 .. 0.9 K
+ 1.0 .. 1.5 K
+ 2.0 .. 2.4 K
F
+0.4 .. 0.7 K
+ 0.7 .. 1.2 K
+ 1.8 .. 2.4 K
S
+ 0.5 .. 1.0 K
+ 1.0 .. 1.5 K
+ 1.7 .. 2.0 K
H
+ 0.6 .. 1.0 K
+ 1.6 .. 2.0 K
+ 2.1 .. 2.5 K
W
+ 0.8 .. 1.2 K
+ 1.5 .. 1.9 K
+ 2.6 .. 3.0 K
Jahr
+ 0.6 .. 1.0 K
+ 1.2 .. 1.6 K
+ 2.1 .. 2.4 K
F
– 3 % .. – 7 %
+ 2 % .. + 6 %
+ 9 % .. 13 %
S
– 3 % .. – 8 %
– 0 % .. – 6 %
– 1 % ..– 7 %
H
+ 7 % .. +12 %
+ 3 % .. +7 %
+ 6 % .. +11 %
W
6 % .. +11 %
+ 4 % .. 9 %
+ 0 % .. – 3 %
+ 0 % .. + 5 %
+ 0 % .. + 5 %
Jahr
– 1 % .. + 3 %
Tab. 2-16 Aus Karten der CLM-Klimaprojektion für drei Zukunftszeiträume abgeleitete Temperatur- und Niederschlagsänderungen gegenüber 1961/90 im Untersuchungsraum (nördlicher Teil) im SRES-Szenarium B1
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den betrachteten Szenarien eine Abnahme der Niederschlagshöhen zeigt (gelb unterlegt).
Von 2071-2100 im Szenarium A1B abgesehen (etwa 13% Rückgang), bleibt der Rückgang
der Sommerniederschläge unter 10%. In absoluten Mengen bedeutet ein 13% Rückgang
z.B. für den Cottbuser Raum ein Rückgang von etwa 190 mm (1961-1990, gemessen) auf
165 mm.
Die Übergangsjahreszeiten und der Winter sind überwiegend durch eine Niederschlagszunahme charakterisiert. Ausnahmen sind Herbst / 2011-2040, Frühjahr / 2011-2040 und
Winter / 2071-2100, wo nach den CLM-Projektionen die 30-Jahresmittel der Jahreszeitniederschlagshöhen auch gegen 1961/1990 (Mittelwerte Kontrollläufe) etwas zurückfallen können.
Hinweis: Die Änderungsangaben in den Tabellen 2-15 und 2-16 wurden unter Verwendung der
Mittelwerte der CLM-Kontrollläufe 1961/1990 als Basis verwendet. Die Mittelwerte der CLMKontrollläufe 1961/1990 sind deutlich höher als die real gemessenen Niederschläge (z. B.
Cottbuser Raum 560 mm 720 mm). Modelldaten können deshalb immer nur relativ betrachtet werden.
Die Klimasignale wurden hinsichtlich des Jahresniederschlages auch für den Südraum des
Untersuchungsraumes (Spreeeinzugsgebiet bis zur Quelle) überprüft. Auch hier ergibt sich
im realistischen A1B Szenario kein wesentlicher Rückgang der Jahresniederschlagshöhe
(konkret A1B 2071-2100 etwa – 2 % bis +1 % Änderung zu 1961/1990).
Fazit zur Projektion der Klimaveränderung im Untersuchungsraum nach dem Klimamodell
ECHAM4/5 mit den Szenarium A1B und B1 und der Downscaling-Methode CLM: Das
Verfahren zeigt für den Untersuchungsraum eine Erwärmung von ca. 2 K (optimistisches
Szenarium B1) bis etwas über 3 K (realistisches Szenarium A1B, beachte entspr.
Ausführungen zur Bedeutung der Szenarien) bis zum Ende des Jahrhunderts. Diese hier
diskutierte Kombination von Modell/Szenarium/Downscaling lässt allerdings keine spürbare
Abnahme
der
Jahresniederschlagshöhen
im
Untersuchungsraum
erwarten
und
unterscheidet sich insofern vom WETTREG-Verfahren.
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2.2.6. Zusammenfassende Ergebnisse der Klimaprojektionen und
Ableitung mittlerer und extremer Klimaprojektionen aus den einzelnen
Modellen für den Untersuchungsraum
Ergebnisse zur Jahresmitteltemperatur:
Die Tabelle 2-17 fasst die Ergebnisse der unter Anwendung von Downscaling-Methoden
ermittelten
Klimaprojektionen
zur
Jahresmitteltemperatur
der
vorherigen
Abschnitte
zusammen und gibt eine Antwort auf die Frage, welche klimatischen Bedingungen hiernach
in den jeweiligen, für den Bereich des Tagebaus Cottbus Nord bedeutsamen Zeitabschnitten
herrschen werden:
Modell
Szenarium
Downscaling
6
1
7
0
7
1
8
0
8
1
9
0
9
1
0
0
20012010
20112020
20212030
20312040
20412050
20512060
20612070
20712080
20812090
20912100
Flutung CBOS
HadCm3
B1
pattern scal.
HadCm3
A2/B2
pattern scal.
HadCm3
A1F
pattern scal.
ECHAM4/5
A1B
WETTREG
(ENKE
2005)
ECHAM4/5
A2
WETTREG
(ENKE
2006)
ECHAM4/5
A1B
REMO
(JACOB
2006b)
ECHAM5
A1B
CLM
ECHAM5
B1
CLM
8,9 °C
+ 0,5 .. + 1,0 K
+ 1,5 .. + 2,0 K
+ 2,0 .. + 3,0 K
+ 0,5 .. + 1,0 K
+ 1,5 .. + 2,0 K
+ 3,0 .. + 4,0 K
+ 0,5 .. + 1,5 K
+ 1,5 .. + 2,0 K
+ 3,0 .. + 4,0 K
9,3 °C
+ 0,1 .. + 0,3 K
+ 1,3 .. + 1,7 K
+ 2,0 .. + 2,3 K
9,3 °C
+ 0,7 .. + 0,9 K
+ 1, .. + 1,9 K
+ 2,2 .. + 2,4 K
8,9 °C
+ 3,1 K
8,9 °C
+ 0,6 .. + 0,9 K
+ 1,8 .. + 2,1 K
+ 2,9 .. + 3,3 K
8,9 °C
+ 0,6 .. + 0,9 K
+ 1,0 .. + 1,5 K
+ 2,0 .. + 2,4 K
Tab. 2-17 Zusammenfassende Darstellung der Auswertungen verschiedener Klimaprojektionen der Jahresmitteltemperatur
bezogen auf den Untersuchungsraum (Tagebau bzw. Restsee Cottbus und Spreeeinzugsgebiet südlich davon) und bezogen
auf den jeweilig genannten Ausgangswert nach den Einzelangaben im Abschnitt 2.2.5.; Angabe der Temperaturänderung in
Kelvin (entspricht wertmäßig Grad Celsius)
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Aus den Spalten 2 bis 5 ist der verwendete Bezugszeitraum erkennbar, der Temperaturmittelwert (Ausgangswert) wurde aus aktuellen Klimadaten für Cottbus berechnet. Aus der
Tabelle 2-17 heraus werden mit den beiden nachfolgenden Tabellen Projektionen für eine
„mittlere Variante“ und eine "ungünstige Variante" abgeleitet.
Die Tabellen 2-17a und 2-17b enthalten jeweils zwei Zeilen mit sich nicht widersprechendem
Temperaturverlauf, allerdings einmal in 30-jährige Mittlungszeiträume 1991 beginnend
eingeteilt (von der WMO empfohlen) und zum anderen im Jahr 2011 beginnend.
Die zweite Tabelle (2-17b) kann bei einer Wasserhaushaltsmodellierung (vgl. Kap. 3) für die
Flutung des Restsees und der Wasserführung der Spree einen Anhaltspunkt für eine „Worst
Case“-Berechnung ("ungünstige Variante") geben. Dabei wurde nicht nach den höchsten
irgendwo genannten Werten gesucht, sondern aus den vorliegenden Daten eine
Abschätzung
vorgenommen,
die
eher
als
mittlere
Variante
bei
ungünstigen
Rahmenbedingungen (SRES-Szenarien A2 und A1FI „fossilintensiv“) beschrieben werden
sollte. Es ist somit eine nicht auszuschließende Möglichkeit zukünftiger Entwicklung.
Ergebnisse zum Jahresniederschlag:
Die Tabelle 2-18 fasst Ergebnisse der unter Anwendung von Downscaling-Methoden ermittelten Klimaprojektionen für den Jahresniederschlag zusammen. Die wesentliche Aussage ist
Jahresmitteltemperatur
6
1
7
0
7
1
8
0
8
1
9
0
9
1
0
0
20012010
20112020
20212030
20312040
20412050
20512060
20612070
20712080
20812090
20912100
Flutung CBOS
„mittlere
Variante“
8,9 °C
+ 0,8 K
8,9 °C
+ 1,3 K
+ 2,0 K
+ 1,0 K
+ 1,5 K
+ 2,5 K
Tab. 2-13a Abschätzung einer möglichen Temperaturentwicklung als „mittlere Variante“ verschiedener Modelle und
Szenarien, auch im Sinne einer sehr plausiblen „Mindestannahme“ für den Untersuchungsraum (Tagebau bzw. Restsee
Cottbus und Spreeeinzugsgebiet südlich davon) und bezogen auf den jeweilig genannten Ausgangswert
Jahresmitteltemperatur
6
1
7
0
7
1
8
0
8
1
9
0
9
1
0
0
20012010
20112020
20212030
20312040
20412050
20512060
20612070
20712080
20812090
20912100
Flutung CBOS
„ungünstige
Variante“
8,9 °C
8,9 °C
+ 1,1 K
+ 2,2 K
+ 1,8 K
+ 3,5 K
+ 3,0 K
+ 4,0 K
Tab. 2-17b Angabe einer nach derzeitigem Wissensstand nicht auszuschließenden Temperaturentwicklung bei steigender
atmosphärischer CO2-Konzentration (und andere Treibhausgase) für den Untersuchungsraum (Tagebau bzw. Restsee Cottbus
und Spreeeinzugsgebiet südlich davon) und bezogen auf den jeweilig genannten Ausgangswert
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Abb. 2-27 Grafischer Vergleich drei verschiedener Downscaling-Methoden (REMO, CLM, WETTREG) für
Temperatur und Niederschlag in 2071-2100 nach SCHÖNWIESE 2009, die Erwärmung ist bei WETTREG am
geringsten, dafür ist dort der Niederschlagsrückgang in Sachsen stärker ausgeprägt
die, dass sich Niederschlagsverhältnisse eher wenig ändern. Auch in den letzten 100 Jahren
gab es verbreitet und wiederholt Schwankungen der 30-jährigen Mittel der Jahresniederschlagshöhen. Insofern sollte die Größenordnung von 5% Änderung nicht überinterpretiert
werden. Für das Ende des Jahrhunderts projizierten die A1F-Klimamodellläufe des HadleyCenters Bracknell (HadCm3) eine leichte Abnahme (bei unveränderten Winterniederschlägen weniger Sommerniederschläge) der Jahresniederschläge, hiesige Regionalisierungen bleiben – abgesehen von der WETTREG-Methode – in der Nähe der null Prozent.
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Modell
Szenarium
Downscaling
6
1
7
0
7
1
8
0
8
1
9
0
9
1
0
0
20012010
20112020
20212030
20312040
20412050
20512060
20612070
20712080
20812090
20912100
Flutung CBOS
HadCm3
B1
pattern scal.
HadCm3
A2/B2
pattern scal.
HadCm3
A1F
pattern scal.
ECHAM4/5
A1B
WETTREG
(ENKE
2005)
ECHAM4/5
A2
WETTREG
(ENKE
2006)
ECHAM4/5
A1B
REMO
(JACOB
2006b)
ECHAM5
A1B
CLM
ECHAM5
B1
CLM
563 mm
- 10 .. + 10 % *)
- 10 .. + 10 % *)
- 10 .. + 10 % *)
- 10 .. + 10 % *)
- 10 .. + 10 % *)
- 10 .. + 10 % *)
- 10 .. + 10 % *)
- 10 .. + 10 % *)
- 15 .. + 0 % *)
0 .. + 2 %
560 mm
-3 .. + 7 %
560 mm
- 4 .. - 10 %
- 4 .. - 12 %
+0%
563 mm
563 mm
0 .. + 4 %
+ 5 .. + 8 %
-1 .. + 3 %
563 mm
-1 .. + 3 %
0 .. + 5 %
0 .. + 5 %
Tab. 2-18 Zusammenfassende Darstellung der Auswertungen verschiedener Klimaprojektionen des Jahresniederschlags
bezogen auf den Untersuchungsraum (Tagebau bzw. Restsee Cottbus und Spreeeinzugsgebiet südlich davon) und den
jeweilig genannten Ausgangswert nach den Einzelangaben im Abschnitt 2.3, Bezugsangaben des mittleren
Jahresniederschlages gelten für Cottbus und sind nicht für den gesamten Untersuchungsraum repräsentativ;
*) Abschätzung aus Angaben für Sommer- und Winterniederschläge
Aus der Tabelle 2-18 heraus werden mit den beiden nachfolgenden Tabellen Projektionen
für eine „mittlere Variante“ und eine „ungünstige Variante" abgeleitet.
Jahresniederschlag
6
1
7
0
7
1
8
0
8
1
9
0
9
1
0
0
20012010
20112020
20212030
20312040
20412050
20512060
20612070
20712080
20812090
20912100
Flutung CBOS
„mittlere
Variante“
563 mm
563 mm
±0%
±0%
±0%
±0%
±0%
±0%
Tab. 2-18a Abschätzung einer möglichen Niederschlagsentwicklung als „mittlere Variante“ verschiedener Modelle und
Szenarien für den Untersuchungsraum (Tagebau bzw. Restsee Cottbus und Spreeeinzugsgebiet südlich davon) und bezogen
auf den jeweilig genannten Ausgangswert
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Jahresniederschlag
6
1
7
0
7
1
8
0
8
1
9
0
9
1
0
0
20012010
20112020
20212030
20312040
20412050
20512060
20612070
20712080
20812090
20912100
Flutung CBOS
„ungünstige
Variante“
563 mm
563 mm
- 0,5 %
-3%
-2%
-6%
-5%
-8%
Tab. 2-18b Angabe eines nach derzeitigem Wissensstand nicht auszuschließenden Rückgangs der Niederschlagsmengen
durch Änderungen der atmosphärischen Zirkulation bei steigender atmosphärischer CO2-Konzentration (und andere
Treibhausgase) für den Untersuchungsraum (Tagebau bzw. Restsee Cottbus und Spreeeinzugsgebiet südlich davon) und
bezogen auf den jeweilig genannten Ausgangswert
Folgt man einer eher „normalen“ möglichen Entwicklung („mittlere Variante“) der
Niederschlagsmengen im Untersuchungsraum, so ergibt sich nach Tab. 2-18a eine Konstanz
der Niederschlagsmengen entsprechend der jeweiligen Ausgangssituation.
Für eine überschlägige Wasserhaushaltsmodellierung (siehe Kapitel 3) wurde die Projektion
gleich bleibender Niederschlagsmengen im Gesamtjahr (im Winter etwas zunehmend, im
Sommer etwas abnehmend) für den weiteren Verlauf des Jahrhunderts aufgenommen.
Die Tabelle 2-18b („ungünstige Variante“) weist bis zur Mitte des Jahrhunderts einen
Rückgang der Niederschläge auf 92% des heutigen Bezugsniveaus aus. Diese Abschätzung
beruht auf WETTREG-Regionalisierungen. Auf eine Abnahme der Sommerniederschläge
und entsprechende Zunahme der Winterniederschläge wurde bereits im Abschnitt 2.2.5.
eingegangen.
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3. Zur regionalen klimatischen Wasserbilanz heute und im
Zeitraum bis 2100
3.1. Verdunstung, klimatische Wasserbilanz und deren Berechnung
Eine wichtige Kenngröße bei der Befüllung von Tagebau-Restlöchern ist die meteorologische
Wasserbilanz des Tagebaues bzw. des zukünftigen Tagebausees. Während es für den
Niederschlag in der Regel eine Reihe von verfügbaren Messungen gibt, die mehr oder weniger repräsentativ für das Einzugsgebiet sind, fehlen solche Beobachtungen für die Verdunstung(shöhe). Die Verdunstungshöhe ist somit mittels Modellvorstellungen abzuschätzen.
Die Messung der Verdunstung erfolgte im 20. Jahrhundert ztw. an speziell ausgestatteten Forschungsstellen z.B. mit Lysimetern über Festland oder auch mit Floßverdunstungskesseln über Wasserflächen.
In den letzten Jahrzehnten erfolgen Messungen des latenten Wärmeflusses vorrangig mit Eddykovarianzverfahren (technisch möglich z. B. durch Kopplung von Ultraschallanemometern und Infrarothygrometern). Aber auch das ist wenigen universitären und außeruniversitären Forschungseinrichtungen
vorbehalten.
Die Berechnungen erfolgten auf der theoretischen Grundlage, die u. a. von nachfolgenden
Autoren bzw. in nachfolgenden Arbeiten gelegt wurde:
"Handbücher für die Praxis - Klimadaten der Deutschen Demokratischen Republik", Band 6 der Reihe B:
“Verdunstung”
Klämt, A.: Konzipierung eines nutzer-orientierten Modells zur Berechnung aktueller Monatssummen der Gebietsverdunstung unter Berücksichtigung der Art der Landnutzung. Acta hydrophys., Berlin 32 (1988) 4, 237250
Diese theoretischen Grundlagen sind unverändert Basis entsprechender Begutachtungen
durch den DWD (mündliche Mitteilung Ende der 90er Jahre). Auch GÜNTHER 1995 erwähnte die unveränderte Verwendung des Gebietsverdunstungsmodells VEKOS für wasserwirtschaftliche Problemstellungen (die nachfolgend genannten Formeln zur Verdunstungsberechnung sind unverändert Bestandteil des Gebietsverdunstungsmodells VEKOS).
Die Verdunstungshöhe ist die durch Verdunstung an Land- oder Wasseroberflächen abgegebene Wassermenge, ausgedrückt als Wasserhöhe (mm) über einer Fläche in einem
bestimmten Zeitraum (Tag, Monat, Jahr). Aufgrund der Abhängigkeit der Verdunstungshöhe
von Sonneneinstrahlung, Sättigungsdefizit und Windgeschwindigkeit ergibt sich ein ausgeprägter Tages- und Jahresgang.
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Als Verdunstung wird der sich unterhalb des Siedepunktes vollziehende Übergang des
Wassers vom flüssigen Zustand in Wasserdampf bezeichnet. Die beim Verdunstungsvorgang benötigte Wärme wird der Flüssigkeit und der Umgebung entzogen. Die Verdunstung
ist deshalb mit Abkühlung verbunden. Verdunstung findet sowohl von Wasserflächen und der
vegetationsfreien Erdoberfläche (Evaporation) als auch von Pflanzenbeständen (Transpiration) und der natürlich bewachsenen Bodenoberfläche (Evapotranspiration) aus statt.
Die Messung erfolgt mit Evaporimeter und Lysimeter, zunehmend auch mittels EddyKovarianz-Verfahren. Verdunstungsformeln sind mit Hilfe meteorologischer Parameter
aufgestellte Näherungsformeln zur Berechnung der Verdunstung. Zu den bekanntesten
gehören diejenigen von:
1) F. Albrecht
(aus Sättigungsdefizit und einem von der Windgeschwindigkeit abhängigen Faktor)
2) W. Haude
(aus dem Sättigungsdefizit und einem monatlich differierenden Faktor)
3) C. W. Thornthwaite (aus einem von Tages- und Monatsmitteln abgeleiteten Wärmeindex und einer
Breitenkorrektur)
4) Turc (aus Tagesmittel Lufttemperatur, Tagessumme Sonnenscheindauer und Konstanten zur Änderung der extraterrestrischen Strahlung bzw. der astronomisch möglichen Sonnenscheindauer –
zitiert nach ADLER 1987 und SCHIRMER 1987)
Die mittlere jährliche Verdunstungshöhe betrug im 20. Jahrhundert im Bundesgebiet etwa
460-560 mm, über Wasserflächen etwa 650 mm (zum Vergleich: Atlantik und Pazifik 12001300 mm, ältere Angaben). Bei der Verwendung der Daten ist zu beachten, dass neben der
"realen" Verdunstungshöhe auch häufig Angaben über potentielle Verdunstungshöhen,
Kesselverdunstungswerte u. ä. veröffentlicht werden.
Die potentielle Verdunstung ist die unter den klimatischen Gegebenheiten maximal mögliche Verdunstung von einer Oberfläche, unabhängig davon, ob die erforderliche Wassermenge zur Verfügung steht oder nicht. KRUMBIEGEL/SCHWINGE 1990 definieren die
Potentielle Evapotranspiration (PET) als Wasserdampfabgabe durch einen kurzen,
grünen, vollständig geschlossenen, gleichmäßig hohen Pflanzenbestand bei optimaler
Wasserversorgung (Bezugspflanze ist Gras).
Die Gebietsverdunstung wird bestimmt durch die meteorologischen Bedingungen, und sie
wird darüber hinaus beeinflusst durch die Art und den Zustand der Unterlage. KLÄMT 1988
entwickelte ein Modell zur Berechnung der Gebietsverdunstung unter Berücksichtigung der
Art der Landnutzung. Grundlage des Modellteils für vegetationsbedeckte Flächen ist eine
Beziehung zwischen der pflanzenverfügbaren Bodenfeuchte und dem Verhältnis von realer
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zu potentieller Verdunstung. Eine solche Modellanwendung war im Rahmen des Gutachtens
nicht möglich. Insbesondere für prognostische Aussagen fehlen belastbare Angaben zur
Entwicklung der Vegetation in Nordwestdeutschland (vgl. BRECKLE 2005).
Die bekannten Modellergebnisse aus älteren Untersuchungen belegen die gegenüber dem
unkultivierten unbedeckten Boden deutlich höhere Bodenfeuchteausschöpfung durch
Verdunstung (Evapotranspiration) der Vegetationsdecke. Die Dauervegetationen Nadelwald
und Grünland weisen die höchsten Jahressummen auf, die Verdunstungsunterschiede
zwischen
beiden
Bestandsarten
sind
im
Wesentlichen
energetisch
bedingt.
Das
Jahresmaximum tritt bei diesen Nutzarten im Mittel im Mai/Juni auf, da infolge zunehmender
Bodenfeuchteausschöpfung im Jahresverlauf die Transpiration in den Sommermonaten
deutlich reduziert wird. Der Jahresgang der Verdunstungshöhen der landwirtschaftlichen
Flächen folgt der Bestandsentwicklung.
Berechnung der Globalstrahlung: In Formeln zur Berechnung der Verdunstungshöhe geht
auch die tägliche Globalstrahlung bzw. eine mittlere Globalstrahlung Q für einen bestimmten
Mittelungszeitraum (z. B. Dekade) ein. Hierbei wird, wie verschiedentlich empfohlen, eine
von SCHÖNERMARK et al. 1973 entwickelte Formel verwendet (Gleichung (3) bei RICHTER
1977):
Q = QT (0,21 + 0,61 h / h0)
(1)
mit
QT
-
Dekadenmittel der Globalstrahlung bei trübungsfreier Atmosphäre in J/cm²
h
-
Dekadenmittel der Sonnenscheindauer in Stunden
h0
-
Dekadenmittel der maximal möglichen Sonnenscheindauer in Stunden.
Tabellierungen der Dekadenmittel von QT und h0 konnten der Arbeit von RICHTER 1977
entnommen werden. Der Übergang zu Tageseinzelwerten bei der Anwendung der
Beziehung (1) erfolgte mittels Interpolation von QT und h0 und Verwendung des gemessenen
Tageswertes h der Sonnenscheindauer in Stunden.
Die
potentielle
Evapotranspirationshöhe
berechnet
nach
TURC/IVANOV:
Eine
gebräuchliche Verdunstungsgröße ist die potentielle Evapotranspirationshöhe (PET). Sie
kennzeichnet den möglichen Wasserverlust durch Verdunstung von einer stets ausreichend
mit Feuchtigkeit versorgten bewachsenen Fläche. Gegenüber der tatsächlich stattfindenden
realen Evapotranspirationshöhe ist die potentielle Evapotranspirationshöhe auf Grund ihrer
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engen Zusammenhänge mit meteorologischen Einflussgrößen wesentlich leichter zu
bestimmen (vgl. “Klimadaten der DDR - ein Handbuch für die Praxis, Reihe B, Band 6). Ein
auch heute noch gebräuchliches Verfahren zur Bestimmung der PET ist die Nutzung einer
nach
TURC
1961
entwickelten
Beziehung,
nach
welcher
die
potentielle
Evapotranspirationshöhe PET einer definierten Pflanzendecke in Abhängigkeit von der
Lufttemperatur t und der Globalstrahlung G (bzw. Q nach Gl. 1) zu berechnen ist (Gleichung
(2) in “Handbuch für die Praxis, Reihe B, Band 6") :
Monatswert:
PET TURC = (G + 209) *0,0933 * t / (t + 15)
(2)
Die Anwendbarkeit dieser Beziehung wurde u. a. von MÄDE 1975 und SCHÖNERMARK/NEUBERT 1979 untersucht bzw. beschrieben. Letztere Autoren wiesen darauf hin,
dass TURC “sein Verfahren insbesondere zur Berechnung von Dekaden- und Monatswerten
der potentiellen Verdunstung” empfahl.
Dies sollte allerdings kein Hinderungsgrund sein, die Formel auch für Tageswerte
anzuwenden, da offensichtlich gewährleistet bleibt, dass durch die Modellierungen mit
Tageseinzelwerten nicht andere mittlere Verhältnisse simuliert werden, als bei der
Anwendung von Dekaden- oder Monatsmitteln.
Es bleibt zur Gleichung 2 noch nachzutragen, dass für die Tageswerte folgende Formel
verwendet wurde:
PET TURC = (G + 209,3) * 0,0031 * t / (t + 15)
(2*)
Dies ist genau der Ansatz, der auch im Gebietsverdunstungsmodell VEKOS (KLÄMT 1988)
zur Abschätzung der potentiellen Evapotranspiration dient. Allerdings versagt diese auf
Pflanzenbewuchs orientierte Beziehung in den Wintermonaten, insbesondere bei negativen
Temperaturen. In “Klimadaten DDR - Handbuch für die Praxis, Reihe B, Band 6 ‘Verdunstung’”) wurde deshalb die Beziehung nach IVANOV (Beschreibung u.a. in WENDLING/MÜLLER 1984) eingeführt (Gleichung (3) in “Handbuch für die Praxis, Reihe B, Band 6"):
Monatswert:
PET IVANOV = 0,00108 * (25 + t)² * (100 - U)
(3)
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Für den Tag wurde entsprechend
PET IVANOV = 0,00036 * (25 + t)² * (100 - U)
(3*)
verwendet (t - Lufttemperatur in °C, U - relative Luftfeuchte in %).
Regressionsmodell Wasserflächenverdunstung: Grundlage der Berechnung der täglichen Verdunstungshöhen von freien Wasserflächen EW sind von RICHTER 1977 entwickelte Gleichungen. Diese beruhen wiederum auf der Auswertung längerer Messreihen der Verdunstungshöhe
von
Floßverdunstungskesseln
und
entsprechender
meteorologischer
Parameter. In der vorliegenden Berechnung der Verdunstungshöhen ab 1960 wurde die
Gleichung (1) nahezu unverändert übernommen:
EW = 0.327 (eW -e) + 0.00055 G - 0.035
wobei EW
(4)
Verdunstungshöhe von der freien Wasseroberfläche in mm
eW
Sättigungsdampfdruck bei Wasseroberflächentemperatur tW in hPa
e
Wasserdampfdruck in hPa
G
Globalstrahlung in J/cm²
sind. Zwar werden diese Ansätze bzw. die noch aufzuzeigenden Parametrisierungen des
Sättigungsdampfdrucks eW bei der Wasseroberflächentemperatur meist für die Berechnung
von Dekaden- und/oder Monatssummen der Verdunstungshöhe verwendet, nach RICHTER
1977 passen sich "die Beziehungen für Tageswerte ... bei weiterer Verschlechterung von r
und s gut den anderen Beziehungen an" (r = Korrelationskoeffizient, s = Reststreuung)."
Das statistische Modell nach RICHTER kann also auch für die Berechnung von Tageseinzeldaten verwendet werden, wobei sich bei nachfolgender Verdichtung der berechneten
Verdunstungsdaten zu Monats- und Jahresmittelwerten (wie in diesem Gutachten) stabilere
Ergebnisse als bei Tagesverdunstungsdaten einstellen.
Nachfolgend sei auf wesentliche Grundlagen zur Berechnung der Wasseroberflächentemperatur verwiesen. RICHTER 1977 konnte nachweisen, dass zwischen Wasseroberflächentemperaturen und Lufttemperaturen enge Zusammenhänge bestehen. Er fand dabei
konkret heraus, dass ein Lufttemperaturmittel gebildet werden muss, das außer den betreffenden Zeitraum noch die vorausgegangenen 5, 10 oder mehr Tage mit einbezieht (Zeitraum
abhängig von Gewässertiefe, Einzelheiten vgl. RICHTER 1977).
Die Gleichung (6) bei RICHTER 1977 wurde zur Berechnung auch der täglichen
Wassertemperaturen übernommen (eisfreie Periode), auch wenn sie von Richter zunächst
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für die Berechnung der Monatsmittel der Wassertemperaturen angegeben wurde. Später
hatte RICHTER festgestellt, "dass die Koeffizienten in den Regressionsgleichungen auch bei
der Berechnung von Temperaturmitteln kürzerer Zeiträume annähern gleich bleiben".
tW = 1,07 t2’ + 1,34
(5)
wobei t2’ als eine bestimmte mittlere Lufttemperatur eine vom Gewässertyp abhängige
Variable ist.
Bei Gewässertiefen z > 2.3 m wird das (tagesgemittelte) Temperaturverhalten an der
Oberfläche vollständig über die Einbeziehung eines "Erweiterungszeitraumes" zur Bestimmung eines gewichteten Temperaturmittels gesteuert. Für die Länge des Erweiterungszeitraums gilt Beziehung (6):
(6)
m  10 z  15
Der Erweiterungszeitraum m nimmt z.B. folgende Werte an:
__________________________________
Erweiterungszeitraum m
Gewässertiefe z
0 Tage
2.5 m
10 Tage
6m
20 Tage
12 m
30 Tage
20 m__
Bei Gewässertiefen kleiner 2.5 m (also sehr flache Gewässer) ist die Steuerung der Wassertemperaturen über eine unterschiedliche Länge des Erweiterungszeitraumes dann nicht
mehr gegeben.
RICHTER fand z.B. für die Wasseroberflächentemperatur tW eines 1.4 m tiefen 20 m²-Kessels am Goldberger See folgende Beziehungen zum (gewichteten) Lufttemperaturmittel tW
tW = 1.11 tg + 1.03
(7)
mit m = 0 und eine allgemeine Beziehung
tW = (1.16 - 0.031 z) tg + 0.1 z + 1.0
(8)
in Abhängigkeit von der Gewässertiefe z. Zwar sollte nach RICHTER 1977 die Anwendung
dieser Gleichung auf Gewässertiefen zwischen 2.5 und 25 m beschränkt bleiben, jedoch
stellte sich bei Tests in der Lausitzer Gewässern heraus (vgl. STILLER/SCHULZ 1999a:
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Verwendung von Daten der Peitzer (Fisch-)Teiche), dass die Gleichung (8) auch für
geringere Wassertiefen zur Abschätzung von Wassertemperaturen anwendbar ist.
Aus den abgeschätzten Wasseroberflächentemperaturen tW lässt sich mittels der
Magnus'schen Dampfdruckformeln (siehe z. B. SONNTAG 1979) der Sättigungsdampfdruck
bei der Wasseroberflächentemperatur bestimmen. Die Dampfdruckformeln dienen auch der
Berechnung des Wasserdampfdrucks e aus dem Tagesmittel des Taupunktes. Dieser ist
entweder direkt bekannt oder wird aus den Werten der Lufttemperatur und der relativen
Feuchte bzw. der Taupunktsdifferenz bestimmt.
Berechnung der Wasseroberflächentemperatur in den Wintermonaten: Ein besonderes
Problem stellt im Allgemeinen die Berechnung der Wasseroberflächentemperatur in den
Wintermonaten dar (z. B. die Frage der Eisbedeckung). Im Ergebnis seiner Untersuchungen
gab RICHTER 1977 zwar die Empfehlung, "in der praktischen Anwendung des Verfahrens
nur Monatswerte zu berechnen" und wies die nachfolgende Beziehung
tW = 0,97 t2’ + 0,91
(9)
für den Fall an, wenn das erweiterte Mittel der Lufttemperatur die 0-Grad-Grenze unterschreitet. An anderer Stelle relativierte er jedoch die Problematik dahingehend, dass "auf
Grund der wesentlich geringeren Verdunstungshöhe in den Wintermonaten ... der Fehler bei
der Verdunstungsberechnung ... relativ gering" bleibt. Mit dem kombinierten Modell aus
Wassertemperaturberechnung auf Regressionsbasis und Verdunstungsbestimmung nach
TURC/IVANOV (Wiese) bzw. RICHTER (Wasser) war es nun möglich, die Fragen der
Wasserflächenverdunstung und der Potentiellen Evapotranspiration auch für den Raum des
Restsees Cottbus (Cottbuser See) abzuschätzen. Bei STILLER/SCHULZ 1999a und
anderen ähnlichen Arbeiten wurde die Verdunstungsbestimmung nach obiger Methode
immer wieder kritisch hinterfragt, es wurden zahlreiche Tests und Quervergleiche durchgeführt. Vergleiche mit gemessenen Wassertemperaturen erfolgten, besondere Wasserspiegelabsenkungen in Trockenjahren konnten nachvollzogen werden. Insgesamt hat sich das
Modell seit mehreren Jahren bewährt.
3.2. Klimatische Wasserbilanz über Landflächen
Die Differenz zwischen Niederschlag und potentielle Evapotranspirationshöhe PET
(unabhängig von der Rechenformel für PET) wird als „klimatische Wasserbilanz“
bezeichnet.
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MÜLLER-WESTER-MAYER
et
al. 2005 weisen ausdrücklich
darauf hin, dass die „klimatische
Wasserbilanz“ als Differenz der
Niederschlagshöhe und Grasreferenzverdunstung
im
Ver-
gleich zur tatsächlichen Wasserbilanz zu niedrig ist. Das hat
seine Ursache darin, dass die
Grasreferenzverdunstung
als
theoretische Verdunstung einer
stets feuchten Grasfläche – eine
Annahme, die so eher selten ist
Abb. 3-1 Beispiel für Unterschiede in tatsächlicher (links) und
potentieller (rechts) Verdunstung, Modellergebnisse des DWD für den
04.07.2010 (Quelle: www.agrowetter.de)
– größer ist, als die einer realen, wenigstens im Sommer zeitweise abgetrockneten Fläche.
Die Abb. 3-1 zeigt mit Beispiel des 04. Juli 2010 für den Untersuchungsraum Cottbus und
das südlich davon liegende Spreeeinzugsgebiet eine Potentielle Verdunstung (Gras
über Lehm) von über 7 mm, die tatsächliche, die Bodenfeuchte berücksichtigende
Verdunstung lag bei weniger als 2 mm. Dies
ist allerdings ein eher extremer Unterschied
in einer außergewöhnlichen Witterungssituation an einem strahlungsreichen Hochsommertag nach mehrwöchiger extremer
Trockenheit in weiten Teilen Ostdeutschlands.
Unter den eingeführten Beschränkungen
lässt sich für den Untersuchungsraum für
den Zeitraum 1961/90 eine „klimatische
Wasserbilanz“ KWB von ca. minus 50 mm
zwischen Cottbus und Spremberg, positiven
Werten unter 100 mm südlich Spremberg
und etwa 100 – 300 mm südlich der Höhe
Görlitz
als
Klimamittel
des
Zeitraums
Abb. 3-2 Über einen 30jährigen Zeitraum (1961-90) gemittelte
„Klimatische Wasserbilanz“ nach Angaben des DWD (Quelle:
Klimaatlas BRD (MÜLLER-WESTERMAYER et al. 2005)
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1961/1990 ermitteln. Zwanzig Jahre später dürfte die KWB etwas ungünstiger ausfallen
(siehe auch nächsten Abschnitt), trotzdem gibt die Tab. 3-1 eine wichtige Detaillierung der
KWB im Jahresverlauf.
Cottbus bis Spremberg
Südlich Spremberg
Quellgebiete Spree / Schöps
25 .. 50
0 .. 25
-25 .. 0
-25 .. 0
-50 .. -25
-50 .. -25
-50 .. -25
-25 .. 0
-25 .. 0
0 .. 25
25 .. 50
25 .. 50
25 .. 50
0 .. 25
-25 .. 0
-25 .. 0
-50 .. 0
-50 .. 0
-50 .. -25
-25 .. 0
-25 .. 0
0 .. 25
25 .. 50
25 .. 50
25 .. 50
25 .. 50
0 .. 25
0 .. 25
-25 .. 25
-25 .. 0
-25 .. 0
0 .. 25
0 .. 25
0 .. 50
25 .. 75
50 .. 75
Frühjahr
Sommer
Herbst
Winter
-100 .. -50
-100 .. -50
0 .. 50
50 .. 100
-50 .. 0
-100 .. -50
0 .. 50
50 .. 150
0 .. 50
-50 .. 0
50 .. 100
100 .. 150
Sommerhalbjahr
Winterhalbjahr
-150 .. -100
50 .. 100
-150 .. -50
100 .. 150
0 .. 50
150 .. 250
-100 .. 0
0 .. 100
100 .. 300
Zeitraum
Januar
Februar
März
April
Mai
Juni
Juli
August
September
Oktober
November
Dezember
Jahr
Tab. 3-1 Gebietsbezogene Klassen der mittleren klimatischen Wasserbilanz 1961/90 nach Klimaatlaskarten (MÜLLERWESTERMAYER et al. 2005)
3.3. Auswirkungen der Klimaänderungen auf
Wasserhaushaltsgrößen im Untersuchungsraum
3.3.1. Eingangsparameter
Bei der Wasserflächenverdunstungsberechnung muss die Seetiefe berücksichtigt werden.
Es wurde (vereinfacht) mit folgenden Daten gerechnet (vgl. auch Abb. 1-5):
3,22 km² Seetiefe 25 m
2,13 km² Seetiefe 10 m
13,12 km² Seetiefe 2 m
bzw.
5,35 km² Seetiefe 10 m und tiefer
13,12 km² Seetiefe 2 m
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18,47 km² Gesamtfläche,
womit der Anteil des Flachwasserbereichs 71% beträgt und dominiert. Diese qualitative
Aussage ändert sich auch nicht, falls die Gesamtfläche evtl. etwas kleiner als 1847 ha sein
sollte.
Da die Lage und Ausformung der Randschläuche einen wesentlichen vertikalen
Wasseraustausch (der selbst bei „idealen Seen“ vertikal mit der Tiefe abnimmt, also für die
Wasseroberflächentemperatur meist geringere Beiträge liefert) eher unwahrscheinlich
erscheinen lässt, ist es für die Wasserflächenverdunstungsabschätzungen des Restsees
(Ausformung nach Flutung / „Fertigstellung“) sicherlich legitim, die Verdunstung der
Gesamtfläche aus den Werten der Wasserflächenverdunstung für 2 m und 10 m
abzuschätzen mit höherer Gewichtung der Wasserflächenverdunstung für 2 m.
Dabei ist stets zu beachten, dass das Verdunstungsmodell ein Regressionsmodell ist, das
somit auf mittlere Zustände/Ausformungen des Sees abhebt. Eher muss für die
Flutungsphase auch eine geringere Wassertiefe angenommen werden.
3.3.2. Ergebnisse alter Gutachten
Im Klimagutachten Cottbuser See 2000 (Dr. Schulz & Partner GmbH, Buckow) wurden auf
Seite 52 in der dortigen Tab. 3-2 die Verdunstungsverluste für 1951/75 und in Tab. 3-3 die
Verdunstungsverluste für 1971/2000 angegeben.
Seetiefe
1951/75
(Arbeiten von RICHTER)
1971/2000
(modelliert nach RICHTER
durch Dr. Schulz & Partner)
881 mm
763 mm
849 mm
2m
3m
4m
842 mm
6m
752 mm
837 mm
12/15 m
748 mm
825 mm
24 m
748 mm
819 mm
Tab. 3-2 Bisherige Ergebnisse für die Wasserflächenverdunstung
Durch die verzögerte Erwärmungswelle tiefer Seen bzw. größere „Trägheit“ im Vergleich zu
flachen Seen ist der Verdunstungsjahresgang sehr differenziert, aber auch in der
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Gesamtjahresverdunstung gibt es leichte Unterschiede je nach Seetiefe mit tendenziell
höherer Verdunstung bei flachen Seen.
Weiterhin ist erkennbar, dass die warmen 1990er Jahre das langjährige Mittel der
Verdunstung um etwa 70 bis 90 mm anhoben.
3.3.3. Qualitätssicherung: Plausibilität der Ergebnisse
Die Wasserflächenverdunstung ist von der Wassertemperatur abhängig, das verwendete
Modell (nach RICHTER) beinhaltet eine Modellierung der Wasseroberflächentemperatur
mittels Regressionsmodell. Auch dieses Wassertemperaturmodell wurde bei STILLER/
SCHULZ 2000 sehr umfangreich geprüft. Nachfolgend sind zwei aktuellere Beispiele
genannt:
1. Beispiel:
06.09.2001 ca 17 Uhr: Brandenburg: von 18 (Ruppiner See) bis 20 (Scharmützelsee), Ostsee 16-18
07.09.2001 ca 17 Uhr: Brandenburg: von 18 (Ruppiner See) bis 20 (Scharmützelsee), Ostsee 16-18
(also wie am Vortag)
Quelle: Inforadio RBB.
Berechnung für Cottbuser See (wenn es ihn dann gäbe):
Wassertiefe
2m
5 m 10 m
2001-09-06
16.8 18.3 21.2
2001-09-07
16.7 18.0 20.6
Das Wassertemperaturmodell arbeitet hier hinlänglich genau.
2. Beispiel: Eisbildung
Eigene Beobachtungen:
15.12.2009 Eis Wilmersdorfer See (flach) erstmalig bemerkt
17.12.2009 Eis Wilmersdorfer See mit geschlossener Schneedecke
18.12.2009 Bilder im RBB: andere Seen noch offen
20.12.2009 RBB teilt mit, auch Havel friert jetzt zu
01.01.2010 Trebuser See (bei Fürstenwalde) zu 95% zugefroren
Berechnung für Cottbuser See (wenn es ihn dann gäbe):
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Wassertiefe
2m
5 m 10 m 15m
20091212
2.2
5.6
7.1
8.6
20091213
-0.4
5.0
6.2
8.1
20091214
-1.0
3.9
5.5
7.6
20091219
-11.5 -4.0
0.7
3.8
20091220
-11.2 -5.3 -0.0
2.8
20091221
-6.0 -5.4 -0.3
2.2
20091231
0.0
2.7 -1.2
0.2
20100101
-0.9
2.4 -1.3 -0.2
…
Das Wassertemperaturmodell arbeitet hinlänglich genau.
3.3.4. Ergebnisse für 1991 bis Ende 2009
Für
diesen Zeitraum kann auf
reale Messergebnisse der Wetterstation Cottbus
zurückgegriffen werden.
Nachfolgende Werte sind aus diesen Daten für die Wasserflächenverdunstung im Raum des
Cottbuser Sees erzielt worden (hier Darstellung nur der Jahreswerte):
Tag
1991
1992
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
2007
2008
2009
TLuft Sonne Taupkt
°C
h
°C
9.4
10.2
9.0
10.1
9.6
7.8
9.5
10.0
10.5
10.7
9.6
10.1
9.6
9.5
9.6
10.4
10.7
10.4
9.6
1779.4
1844.2
1742.0
1709.8
1768.8
1503.3
1879.8
1563.6
1759.8
1736.0
1474.4
1710.1
2080.4
1747.1
1975.1
1955.9
1880.7
1516.0
1743.9
3.5
4.0
3.7
5.0
4.3
3.2
4.8
5.7
5.2
5.7
5.5
5.8
4.5
5.4
4.8
5.0
5.4
5.5
5.2
...... Twasser
....... . Verdunst Wasserflächen ..
2 m
5 m
10 m
15 m
2 m
5 m
10 m
15 m
11.6
12.4
11.2
12.4
11.7
9.8
11.7
12.2
12.8
13.0
11.7
12.3
11.8
11.7
11.8
12.6
13.0
12.6
11.8
11.4
12.3
10.9
12.1
11.7
9.7
11.4
12.0
12.6
12.8
11.5
12.1
11.7
11.5
11.7
12.4
12.8
12.5
11.6
11.4
12.4
10.8
12.2
11.8
9.8
11.2
12.0
12.7
12.8
11.6
12.1
11.6
11.5
11.7
12.3
12.9
12.5
11.6
11.4 971.5 930.1 920.1 914.3
12.4 1091.2 1045.6 1040.2 1036.6
10.8 897.5 852.4 837.8 829.3
12.2 959.2 908.5 900.7 895.5
11.8 963.8 922.3 912.2 911.5
9.8 783.4 742.9 735.1 730.8
11.2 892.2 842.0 823.1 815.6
12.0 839.4 795.2 782.0 776.3
12.7 982.7 939.4 934.0 929.3
12.8 953.9 905.5 897.3 893.0
11.6 814.7 771.2 762.4 759.1
12.1 858.8 816.9 808.5 803.8
11.5 977.7 935.2 920.9 912.4
11.5 806.6 768.4 762.4 757.4
11.7 899.3 854.6 845.6 841.8
12.2 1051.3 998.8 987.6 979.5
12.9 975.8 927.6 920.6 919.8
12.4 911.9 874.3 860.9 854.4
11.6 865.7 823.7 819.1 816.2
PET
mm
615.8
668.2
611.7
628.9
639.9
550.3
634.3
599.6
641.4
637.3
573.2
618.7
677.4
626.6
657.1
685.7
672.6
599.4
623.3
Tab. 3-3 Berechnete Jahresmittelwerte für die Wasserflächenverdunstung und die PET (Verfahren wie in Abschnitt 3.1.
beschrieben)
Die Zusammenschau der Tabelle 3-2 mit den gemittelten Daten der Tabelle 3-3 ergibt
nachfolgenden Überblick:
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Seetiefe
2m
3m
4m
5m
6m
10 m
12/15 m
24 m
1951/75
1971/2000
1991/2009
(Arbeiten von RICHTER)
(modelliert nach
RICHTER durch Dr.
Schulz & Partner)
(modelliert nach
RICHTER)
881 mm
849 mm
842 mm
921 mm
763 mm
877 mm
752 mm
748 mm
748 mm
837 mm
825 mm
819 mm
867 mm
862 mm
Tab. 3-4: Zunahme der Wasserflächenverdunstung in den letzten 20 Jahren
Deutlich wird, dass sich die mittleren Verdunstungswerte freier Wasserflächen bei der
Beschränkung auf die letzten 19 Jahre nochmals etwas erhöhen.
Es ist sehr unwahrscheinlich, dass dieses aktuell erreichte Niveau (Mittel 1991/2009) in
Zukunft unterschritten werden kann. Wasserhaushaltsabschätzungen für den Cottbuser
Raum sollten also diese Werte als Mindestwerte annehmen, bei einer Gewichtung des
Flachwasseranteils vom Cottbuser See von mindestens 2/3 ergibt sich eine Zuordnung der
mittleren jährlichen Wasserflächenverdunstung des (fiktiven) Cottbuser Sees für den
Zeitraum 1991/2009 von ca. 905 mm.
3.3.5. Wasserflächenverdunstungsänderung bis 2100
Zunächst ist die Frage zu klären, inwieweit die „Antriebskomponenten“ für Verdunstung sich
ändern. Aussagen zum Wind sind in der Klimamodellierung sehr unsicher, hier sollte von
geringer bzw. keiner Änderung ausgegangen werden. Insofern ist das statistische Modell von
RICHTER, das auf die meteorologischen Parameter Globalstrahlung, Taupunkt und
Lufttemperatur einer benachbarten meteorologischen Station abhebt, weiterhin anwendbar.
Auch Aussagen zur Globalstrahlung sind in der Klimamodellierung sehr unsicher, auch hier
kann von geringer bzw. keiner Änderung ausgegangen werden hinsichtlich eines Einflusses
auf die Wasserflächenverdunstung.
Die Veränderungen von Taupunkt und Lufttemperatur sind also die entscheidenden
Einflüsse. Die nachfolgende Abb. Grafik 3-2 zeigt Temperatur- und Taupunktänderungen bis
zum Jahr 2100 für das Szenario A1B des Downscaling-Modells CLM in der Region Cottbus.
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Abb. 3-2 Verlauf von Temperatur und Taupunkt bis zum Jahr 2100 für das Szenario A1B des Downscaling-Modells
CLM (nach Material der BTU, Prof. Schaller) in der Region Cottbus für einen einzelnen Modelllauf (kein EnsembleMittel)
Der Taupunkt folgt den (Luft-)Temperaturen im Wesentlichen, die Differenz von Lufttemperatur und Taupunkt (= Spread) könnte nach dieser CLM-Berechnung innerhalb von 100 Jahren
um einige Zehntel K zunehmen.
Da die Wasseroberflächentemperatur von der Lufttemperatur gesteuert wird, nimmt auch der
„Antrieb“ für Verdunstung etwas zu. Die Zunahme der Wasserflächenverdunstung folgt aber
weniger dieser Zunahme, sondern der nicht linearen Zunahme des Sättigungsdampfdruckes
mit der Lufttemperatur. Insofern würde sich auch bei gleich bleibendem Spread der „Antrieb“
für Verdunstung erhöhen.
Modellierung der zukünftigen Entwicklung der Wasserflächenverdunstung: Es wurde
der Witterungsverlauf der letzten 19 Jahre im Cottbuser Raum (der hinsichtlich der
statistischen Verteilung von Globalstrahlung und Wind in Näherung auch für die Zukunft
angenommen wird), mit um 1 bis 4 Grad erhöhten Taupunkt- und Lufttemperaturwerten als
Ausgangswert des Wasserflächenverdunstungsmodells verwendet.
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Die Wasserflächenverdunstung erhöht sich bis 2050 bzw. 2100 je nach Szenarium und
Annahme etwa um 100 bis 200 mm (als Jahresmittel) gegenüber jetzigen Werten
(1991/2009). Die Zusammenstellung der Werte ist in der Tabelle 3-5 gegeben.
Seetiefe
2m
CB See
3m
4m
5m
6m
10 m
12/15 m
15 m
24 m
1951/75
(Arbeiten
von
RICHTER)
780 mm
1971/2000
(modelliert
nach
RICHTER
durch Dr.
Schulz &
Partner)
881 mm
864 mm
763 mm
849 mm
842 mm
752 mm
837 mm
748 mm
825 mm
1991/2009
(modelliert
nach
RICHTER)
Erwärmung
+ 1 Grad
(gegenüber
1991/2009)
Erwärmung
+ 2 Grad
Erwärmung
+ 2.5 Grad
Erwärmung
+ 3 Grad
Erwärmung
+ 4 Grad
Erwärmung
+ 0,9 Grad
(gegenüber
1961/1990)
921 mm
908 mm
Erwärmung
+ 1,9 Grad
(gegenüber
1961/1990)
981 mm
963 mm
Erwärmung
+ 2,9 Grad
(gegenüber
1961/1990)
1042 mm
1022 mm
1075 mm
1108 mm
1178 mm
877 mm
930 mm
985 mm
1014 mm
1043 mm
1106 mm
867 mm
920 mm
974 mm
1002 mm
1032 mm
1093 mm
1087 mm
862 mm
915 mm
997 mm
1026 mm
969 mm
748 mm
819 mm
Tab. 3-5: Ergebnisse für Mittel über 19 Jahre, leicht einschränkende Annahme: Die Taupunktänderung folgt der
Lufttemperaturänderung
Für die Befüllphase bis 2030 kann – in Hinblick auf die derzeit beobachtete Plateaubildung
im Lufttemperaturanstieg, mit den Werten für 1991/2009 als unterer Wert und mit der
„Erwärmung + 1 Grad (gegenüber 1991/2009)“ gegebenenfalls als „worst case“ gerechnet
werden.
Für die Zeiten nach 2030 muss – eingedenk der derzeit vorliegenden Erkenntnisse zum
globalen Klimawandel und dessen regionaler Ausprägung – mit einer weiteren Zunahme der
mittleren Lufttemperatur und somit auch der Wasserflächenverdunstung gerechnet werden,
die bis zum Ende des Jahrhunderts mittlere Werte über 1000 mm annehmen könnte.
Es ist zu beachten, dass die Variante „Erwärmung + 2 Grad (gegenüber 1991/2009)“ über
der politischen Zielsetzung „Erwärmung nicht mehr als 2 Grad zum vorindustriellen Niveau“
liegt, also – so es zu weltweiten Klimaschutzvereinbarungen kommt – evtl. nicht erreicht
wird.
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Die nachfolgende Tabelle 3-6 gliedert die Jahresergebnisse der Tabelle 3-5 in Monatswerte
auf. Es wird deutlich, dass die Wasserflächenverdunstung einen deutlichen Jahresgang
besitzt mit Maximum in den Sommermonaten. Unterschiedliche Wassertiefen ändern diesen
Jahresgang nicht prinzipiell, sie führen allerdings dazu, dass flache Seen gegenüber tiefen
Seen (mit verzögerter Anpassung der Wassertemperaturen) im Frühjahr vergleichsweise
höhere Verdunstungswerte haben. Demgegenüber können die im Herbst noch warmen
tiefen Seen etwas mehr verdunsten als flache Seen. Für die Abschätzung einer
„Verdunstungsreserve“ in niederschlagsarmen Witterungsphasen liefert die Tabelle 3-7
Anhaltspunkte.
Cottbus
1991-2009
2m
2 und > 10 m
5 m
10 m
15 m
+1 Grad
gegenüber
1991/2009
2m
2 und > 10 m
5 m
10 m
15 m
+2 Grad
gegenüber
1991/2009
2m
2 und > 10 m
5 m
10 m
15 m
Wasserflächenverdunstung in mm
J
F
M
A
M
J
21.2 25.5 45.0 82.0 118.5 134.5
21.1 24.7 43.0 75.7 113.2 129.3
21.5 23.8 41.7 71.2 108.9 123.6
20.8 22.8 38.2 60.1 100.1 116.7
20.5 22.3 36.1 55.2 92.3 111.9
J
155.3
149.0
141.5
133.8
129.3
A
S
145.9 90.7
146.3 94.0
143.9 91.0
147.3 102.0
148.1 109.4
O
56.0
58.9
58.2
66.0
72.0
N
27.6
29.9
30.5
35.7
39.3
D
18.8
20.1
20.8
23.5
25.4
Jahr
920.9
905.2
876.6
866.9
861.9
23,4
23,2
23,5
22,6
22,3
27,7
26,9
25,9
24,8
24,2
48,4
46,3
44,7
41,0
38,6
86,8
80,2
75,5
63,9
58,8
124,7
118,9
114,3
104,6
96,7
143,5
137,8
131,4
123,8
118,5
165,7
158,9
150,6
142,1
137,3
156,0 97,5
156,2 100,8
153,3 97,4
156,7 108,8
157,6 116,9
59,1
62,5
61,8
70,7
77,6
28,4
30,7
31,0
36,2
40,1
19,7
20,9
21,5
24,0
25,9
981,0
963,2
931,1
919,4
914,6
25,4
25,2
25,3
24,5
24,1
29,8
28,8
27,7
26,5
25,9
51,4
49,1
47,4
43,4
40,9
92,1
85,0
79,9
67,7
62,3
131,8
125,5
120,2
110,3
101,8
151,5
145,4
138,3
130,5
124,9
175,1
167,8
158,6
150,0
144,9
165,0
165,2
161,7
165,6
166,5
63,4
66,9
65,8
75,4
82,7
30,9
33,2
33,5
38,9
43,1
21,6
22,9
23,5
26,1
28,2
1041,6
1022,1
985,0
974,4
969,3
103,6
107,1
103,2
115,5
124,0
Tab. 3-6 Mittlere Jahresgänge der modellierten Wasserflächenverdunstung für den Zeitraum 1991/2009 und zwei
Erwärmungsszenarien (beachte die mittleren Spalten der Tabelle 3-5)
Cottbus
1991-2009
2m
Monatsmaxima
J
F
34
36
31
36
der Wasserflächenverdunstung in mm
M
A
M
J
J
A
S
61
115
152
194
253
200
133
55
115
151
172
232
178
128
O
73
73
N
41
40
D
29
25
Max
Zweitgr. Wert
Tab. 3-7 Monatsmaxima und jeweils zweitgrößter Wert der modellierten Wasserflächenverdunstung für den Zeitraum
1991/2009 und 2 m Wassertiefe
3.3.6. Zusammenschau von Niederschlags- und
Verdunstungsprojektionen
Die Modellierung des Wasserhaushaltes ist nicht Gegenstand dieses Gutachtens, sondern
die Beschreibung der meteorologischen Einflussgrößen und deren Änderung. Für die
Flutung des Restsees ist die Größe „Abfluss“ der vereinfachten Beziehung
Abfluss = Niederschlag – Verdunstung
(10)
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entscheidend. Im Untersuchungsraum halten sich Niederschlag und Verdunstung teils als
Jahressumme die Waage (klimatische Wasserbilanz um null), allerdings ist die klimatische
Wasserbilanz KWB mit der Berücksichtigung der PET (Potentielle Evapotranspiration) eine
Modellgröße. Die tatsächliche Verdunstung kann gerade in zukünftig auch sehr trockenen
Sommerperioden (Beispiel Juni 2010) durchaus klein werden. Und durch Starkregenereignisse können durchaus auch im Sommer einzelne Abflussspenden existieren.
Wichtig bleibt, und das ist nach der Tabelle 3-1 durchaus gegeben, das wenigstens in
einigen Jahreszeiten im Einzugsbereich der Spree eine positive klimatische Wasserbilanz
KWB herrscht und erhalten bleibt. Dies ist im Moment gegeben (Herbst und Winter) und
kann durch eine leichte Zunahme der Winterniederschläge bei allerdings auch zunehmender
Landschaftsverdunstung sicherlich im leicht positiven Bereich gehalten werden. Da die
Füllung des Restsees bis 2030 abgeschlossen sein soll, kann auch mit Erfahrungen der
„Spreebewirtschaftung“ der letzten 20 Jahre und einem geringen Sicherheitsabschlag die
Wasserverfügbarkeit zur Füllung abgeschätzt werden.
Wenn der Wasserhaushalt umfassender – auch unter Einbeziehung Versickerung und
Grundwasserniveau - diskutiert wird, muss auf zunehmende Defizite bzw. die Tendenz zum
Absinken des Grundwasserspiegels hingewiesen werden.
3.3.7. Einfluss der prognostizierten klimatischen Bedingungen im
Zeitraum der Restseebefüllung auf die prognostizierte Wasserentnahme
aus der Spree
Die durch den Klimawandel bedingte Erwärmung führt zu einer Erhöhung der Verdunstung
von Wasserflächen. Wenn man den Wasserhaushalt eines Sees vereinfacht als
Abfluss = Zufluss + Niederschlag – Wasserflächenverdunstung
(11)
betrachtet, führt die zunehmende Wasserflächenverdunstung bei gleich bleibenden
Niederschlag zu einer Verringerung des Abflusses. Falls der Abfluss zu vernachlässigen ist,
muss zur Haltung des Pegels der Zufluss zunehmen. Dieser Zufluss „leidet“ natürlich unter
der zunehmenden Landschaftsverdunstung bzw. das zurückgehende Grundwasserniveau.
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3.3.8. Einfluss der prognostizierten klimatischen Bedingungen im
Zeitraum des stationären Endzustandes auf die Verdunstung über dem
Restsee
Für Klimazeiträume bis 1990 hätte ein (fiktiver) flacher See (mittlere Tiefe 3 m) im Gebiet
Cottbus einen relativ geringen Zuflussbedarf, da sich mit
N = 620 mm
WFV = 780 mm
der Niederschlag auf die Seefläche und die Verdunstung der Seeoberfläche im Jahresverlauf
teilweise ausgleichen. Der Niederschlag von 620 mm wurde aus dem gemessenen Wert 563
mm von Cottbus plus 10% Aufschlag zur Eliminierung des systematischen Messfehlers von
Niederschlagsmessern (vgl. RICHTER 1995) gewonnen.
Für den Zeitraum des stationären Endzustandes muss mit einer deutlich höheren
Wasserflächenverdunstung gerechnet werden, die eine zunehmende Verdunstung durch
eine günstigstenfalls gleich bleibende Niederschlagsmenge nicht kompensiert wird.
Es gibt somit ein Verlustglied in der Wasserbilanz des Sees. Ein zusätzlicher Verlust von 140
mm im Jahr (ausgehend von einer aktuellen Verdunstung ab 1990) durch eine erhöhte
Wasserflächenverdunstung würde die Bilanz des Sees um weitere rd. 2,9 Mio. m³
beeinflussen:
Wasserverlust = zusätzliche Verdunstung x Wasserfläche
Wasserverlust = 160 mm x 1 800 000 m²
Wasserverlust = 2 8800 000 m³.
Für den Zeitraum nach 2030 bis 2100 muss realistisch mit weiterem Ansteigen des
Verdunstungsverlustes gerechnet werden. Aus (11) folgt bei Nullsetzung des Abflusses
Zufluss(bedarf) = Wasserflächenverdunstung - Niederschlag
(11a)
Mit den oben genannten Zahlen ergibt sich
vor 1990:
Zufluss(bedarf) = 780 mm – 620 mm = 160 mm
1990-2009:
Zufluss(bedarf) = 908 mm – 610 mm = 298 mm
nach 2030:
Zufluss(bedarf) = 963 mm – 610 mm = 353 mm
Der Zuflussbedarf ist also mehr als doppelt so groß im Vergleich zu Klimaverhältnissen vor
1990. Falls man mehr als 1,9 Grad Erwärmung gegenüber 1961/90 ansetzt, was gegen
Ende des 21. Jahrhunderts nicht auszuschließen ist, ergibt sich einen weitere Steigerung
des jährlichen Zuflussbedarfs. Das ist bei der Planung zu beachten.
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4. Mikro- und mesoklimatische Wirkungen von Tagebauen
und (Rest-)Seen
4.1. Mikro-/Mesoklima in einem Tagebau
Zur Beschreibung und Bewertung jetziger und zukünftiger klimatischer Wirkungen eines
Tagebaurestsees wird gemäß Kapitel 1.3. auf Ergebnisse anderer Restlöcher/Restseen bzw.
bereits vorhandener Seen zurückgegriffen.
STILLER/SCHULZ 1994 führten von April bis September 1994 im Tagebau Jänschwalde
eine Klimaanalyse mit einem temporären Messnetz (4 Stationen) durch. Eine Station stand
im Bereich der F60-Kippe in einer leichten Mulde (F03), eine andere meteorologische Station
auf einer „Massenzusammendrängung“ (F02), eine dritte auf einer Wiese nahe der kleineren
Siedlung Gosda (F04). Der Standort der Station F01 war in Grötsch nordwestlich des
Tagebaus. Bereits nach wenigen Messwochen fiel auf, dass die Station „auf der Wiese“
nachts häufig stärker auskühlte als die anderen Stationen. Da die Abkühlung oft mit einer
Winddrehung einherging (Entstehung einer hangabwärtsgerichteten Strömung), konnte
dieses Phänomen als Kaltluftabfluss und -sammlung identifiziert werden. Im Bereich der
F60-Kippe war, trotz der leichten Muldenlage, keine besondere Kaltluftsammlung feststellbar.
STILLER/SCHULZ 1994 stellten fest: „Im Tagebaubereich selbst blieb eine Kaltluftbildung
oder –sammlung gering. Dies wird offensichtlich durch die derzeit gegebene Geländestruktur
und durch die Oberflächenbeschaffenheit bedingt. Strahlungsphysikalisch kühlen mit
niedriger Vegetation bedeckte Freiflächen schneller aus als trockene Sandflächen, wobei
Verdunstungs- und Austauschprozesse zusätzlich wirken“.
Mai 94
Juni 94
Juli 94
August 94
September
F01
F02
F03
F04
10496
Grötsch
63 m ü. NN
Massenzus.
101 m ü. NN
Kippe (Senke)
75 m ü. NN
Gosda
76 m ü. NN
Cottbus DWD
13.7
17.4
23.2
19.3
14.6
13.8
17.3
23.8
19.3
14.4
13.8
17.5
23.9
19.4
14.5
12.9
16.5
-18.6
14.1
13.4
16.8
23.0
18.8
14.2
Tab. 4-1 Lufttemperaturmittel (Messhöhe 2 m) in einer Tagebauregion, STILLER/SCHULZ 1994 (Tabelle 8)
Die Tabelle 4-1 bestätigt die fehlende Abkühlung innerhalb des Kippenbereichs, hier waren
fast immer die höchsten Temperaturen zu beobachten. Die höheren Temperaturen
entstehen durch die unterschiedliche nächtliche Abkühlung. Tags gibt es – bei ähnlicher
Höhenlage der Stationen – kaum Unterschiede. Damit ist auch die Temperaturamplitude im
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Kippenbereich geringer. Messdaten unmittelbar aus dem Auskohlungsbereich sind nicht
bekannt, haben allerdings für den Gegenstand des Gutachtens (Restsee Cottbus) kaum
Relevanz. Die Austrocknung der Oberflächen, ob im Kippenbereich oder im aktiven Tagebau, führt ohne Gegenmaßnahmen zu erhöhter Staubbelastung (vgl. „Überschlägige Angaben“). Diese Zusammenhänge sind allerdings bereits bekannt. Bereits angelegte
Gehölzstrukturen bzw. Waldstreifen am Rande des Tagebaus übernehmen klimahygienische
Aufgaben (Filterwirkung, Reduzierung Staubbelastung) und können später auch als Teil
eines den Restsee umspannenden Grüngürtels gewässerklimatische Wirkungen dämpfen
(bzw. abschwächen, aber nicht verhindern; beachte hierzu auch Ausführungen im Abschnitt
4.3.2.).
4.2. Die verschiedenen meteorologischen Elemente und ihre
Beeinflussung durch natürliche Seen und Restseen
Die Tabelle 4-2 stellt einige wesentliche meteorologische Elemente und/oder Parameter
zusammen und ordnet eine Einflussintensität einer Wasserfläche (eines Sees/Restsees) zu.
Element
Einflussintensität
Lufttemperatur
+++ (von Standort abhängig)
Relative Feuchte
+
Absolute Luftfeuchte, Taupunkt
++
Wind
+
Niederschlag
0
Verdunstung
+++
Wolken
0
Sichtweite
+ / ++
Luftdruck
0
Albedo
++
Tab. 4-2 Zusammenstellung verschiedener meteorologischer Elemente und erste Abschätzung des Einflusses einer
Wasserfläche auf dieses Element (+++ eher deutlicher Einfluss, ++ mäßiger Einfluss, + schwacher Einfluss, 0 geringer oder
kein Einfluss, vgl. auch textliche Erläuterungen)
Bei den verschiedenen Einflüssen einer Wasserfläche bzw. eines Sees (Restsees) auf
meteorologische Elemente muss stets die Frage beachtet werden, wo dieser Einfluss
spürbar wird. Der Einfluss beispielsweise auf die Lufttemperatur ist am stärksten unmittelbar
im Seebereich, tritt bereits am Ufer nur abgeschwächt auf und verliert sich sehr schnell im
Umfeld des Sees. Dies muss insofern beachtet werden, als das Gutachten ja vorrangig
Fragen klären soll, welche Einflüsse auf Ortschaften, Schutzgüter oder Nutzungen
(Tourismus, Landwirtschaft) im Umfeld des Sees auftreten.
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Die aufgeführten Einflüsse gelten sowohl beim „jetzigen Klima“ als auch bei den absehbaren
Änderungen bis zum Ende des 21. Jahrhunderts.
Die Existenz von Einflüssen einer Wasserfläche auf das Klima bedeutet noch keine
Bewertung des Einflusses. Im Allgemeinen werden die thermisch ausgleichenden Wirkungen
von Wasserflächen positiv bewertet, zudem wirken sie räumlich nur sehr begrenzt. Die
Zunahme des Windes ist im Vergleich zur Alternativ-Wiedernutzbarmachung „Ackerfläche“
oder dem Tagebaubetrieb selbst gering und durch Windschutzpflanzungen beeinflussbar. Im
Einzelfall kann eine Windzunahme sogar gewünscht sein, wenn vorher eine mangelnde
Durchlüftung (Windgeschwindigkeit < 2 m/s, vgl. GERTH 1986 und 1987) in Teilräumen
gegeben war und eine bessere Durch- bzw. Belüftung angestrebt wird.
Die Verringerung der Albedo ist in einer Größenordnung, die auch durch andere
Nutzungsänderungen, -entscheidungen oder –wechsel eingeleitet werden könnte (z. B. Wald
statt Wiese) und sie ist somit für die Bewertung des Vorhabens ohne Belang.
Die Niederschlagsthematik wird im nachfolgenden Abschnitt anhand einer ausführlichen
Diskussion der Niederschlagsverteilung im Umfeld der Müritz behandelt. Danach zeigt sich,
dass eine (messbare) Verschiebung der Niederschlagsverteilung im Umfeld des Sees nicht
sichtbar wird. Das Signal des „Unterlageeinflusses“ einer Wasserfläche ist scheinbar
geringer als im Fall der „städtischen Unterlage“. Im 20. Jahrhundert haben sich verschiedene
Arbeiten der Niederschlagsbeeinflussung durch Städte gewidmet (u. a. SCHMAUSS 1927,
BÖHM 1979, GRAF 1982). MÜLLER 1993 stellte fest: „Die Niederschlagsmenge in der Stadt
läßt sich bezogen auf die Gesamtniederschlagsmenge nicht eindeutig von der des Umlandes
unterscheiden. Unterschiede zwischen Stadt und Umland lassen sich allerdings gelegentlich
bei Stark- und Schwachniederschlägen beobachten“.
Die
Beantwortung
der
Frage der Nebelhäufigkeit im Umfeld eines Sees
wird dadurch erschwert,
dass es sehr verschiedene Arten der Nebelbildung gibt und diese
Abb. 4-1 Modellierte Nebelbildung über einem Fluss nach einer Darstellung bei
BENDIX 2004 (Abb. 7.7., veränderte Farbgebung)
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wiederum unterschiedlich auf eine mögliche Wasserdampfzufuhr von einer (stets
gesättigten) Wasseroberfläche her reagieren. In der Literatur werden nur einzelne
(Teil)Untersuchungen beschrieben (z. B. TIESEL/FOKEN 1987 über Dampfnebel an der
Ostsee), oft aber auch die geringe Datenlage für das seltene Ereignis beklagt. Physikalisch
beruht Nebelbildung meist auf einer Abkühlung der Luft bis zum Sättigungszustand. Eine
Erwärmung der Luft über einem (im Herbst) wärmeren See könnte also im Einzelfall auch
Nebelbildung hemmen.
Nach BENDIX 2004 (Abb. 4-1) wird im Modellfall Nebel über einer Wasserfläche
landeinwärts mit der Strömung transportiert, dringt dabei aber nur wenige Hektometer vor
und wird dann über einer sich bereits erwärmenden Landfläche bodennah aufgelöst
(Übergang in Hochnebel). Die Auswertung mehrjähriger Satellitenbildfolgen mit Strahlungsnebel (BENDIX 2003) erbrachte keinen Hinweis auf vermehrte Nebelbildung an Seen (im
langjährigen Mittel).
4.3. Analogieschlüsse: Beispiele Senftenberger See (als Restsee),
Müritz, Scharmützel- und Lehnitzsee
4.3.1. Senftenberger See
STILLER/SCHULZ 1999a beschreiben eine halbjährige Messreihe mit 10 Stationen, darunter
auch eine Messstation „Buchwalde“ unmittelbar am Ufer des Senftenberger Sees (derzeit
der größte Restsee Deutschlands mit ca. 1300 ha, zum Vergleich Restsee (Cottbuser See)
rund 1900 ha) und Besonderheiten in einer Region mit alten und zukünftigen Restseen.
Die Windverhältnisse der unmittelbar am Ufer stehenden Station „Buchwalde“ sind dabei
eher unauffällig (2,3 m/s im Mittel für das Halbjahr Mitte Mai bis Mitte November 1999,
andere Stationen erreichen teils 3,1 und 3,4 m/s). Begründet ist dies im Wesentlichen durch
eine uferparallele Bebauung mit EFH und entsprechender Durchgrünung.
Bei einzelnen Wetterepisoden ergeben sich für die Uferstation Buchwalde (F03) folgende
Bemerkungen:
o
23./24.05.1999: nachts am wärmsten, Taupunkt bleibt hoch, während er an anderen
Messpunkten nachts etwas abfällt;
o
19./20.05.1999: tags als einzige Station etwas abfallend (ca. 3 K) von den anderen
Werten, starker auflandiger Wind,
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Abb. 4-2 Ergebnisse aus einem Messnetz im Senftenberger Raum (STILLER/SCHULZ 1999) für den 19./20.07.1999.
Der Gang der Lufttemperatur am Ufer (Abstand geringer als 2 m zur Uferlinie) ist farblich hervorgehoben. Im unteren
Teil ist die Windrichtung angegeben. Die Uferstation wurde im gesamten Zeitausschnitt von See her angeströmt.
o
05./06.07.1999: der wärmste Tag des Jahres 1999 mit fast 35° C im temporären
Messnetz, Buchwalde (F03) etwas gedämpfter bis nur 31,5 °C.
STILLER/SCHULZ 1999a schreiben: „Größere Wasserflächen (natürliche Seen, geflutete
Tagebaurestlöcher) transformieren, je nach „Streichlänge“, die über sie hinweg streichende
Luft. Bei der gegebenen bzw. geplanten Größe von Wasserflächen im Südosten Brandenburgs ist eine völlige Annahme der Untergrundeigenschaften durch die darüber streichende
Luft offensichtlich ausgeschlossen. Es findet nur eine anteilige Modifizierung statt. Diese
geringfügige Transformation kann nur im Uferbereich bzw. Ufernähe wahrgenommen
werden“. Diese Argumentation ist bei STILLER/SCHULZ 1999a mit weiteren Beispielen
unterlegt. So wird gezeigt, dass am 19.07. bei einer Wassertemperatur von ca. 23 bis 24 °C
und sonstigen Lufttemperaturen von 30 bis 32 °C die Lufttemperatur am Ufer (Uferstation
Buchwalde) bei 28 °C verharrt (Abb. 4-2).
Im Ergebnis einer Messfahrt wurde festgestellt: „Eine sehr leichte Beeinflussung des
Temperaturniveaus im jeweiligen Lee des Sees, falls der Temperaturgradient Wasser-Land
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hoch ist, findet statt. Diese Beeinflussung beschränkt sich jedoch auf wenige Hektometer
landeinwärts und bleibt beispielsweise im Vergleich mit der durch städtische Bebauung
gegebenen Überwärmung relativ gering. Hauptsächlich ist das thermische Verhalten von den
jeweiligen Untergrundeigenschaften (Nutzung, Relief usw.) beeinflusst“. Bezüglich der
Feuchteanreicherung im Lee des Sees wird beschrieben: „Südlich des Senftenberger Sees
ist – bei während der Messung vorherrschenden Strömung also im Lee des Sees – der
Taupunkt und damit der absolute Feuchtegehalt der Luft (in der Meßhöhe 2 m) deutlich
erhöht. Ein Erreichen bzw. knappes Überschreiten von 12 °C erfolgt aber nur unmittelbar in
der Nähe des Ufers. Bei einem Abstand von wenigen Hektometern zum See beträgt der
Taupunkt etwa 11 °C und ist somit nur wenig erhöht und bereits wieder in dem Intervall von 9
bis 11 °C, das westlich von Senftenberg ohne Einfluß von Wasserflächen festgestellt wurde“.
Fazit: Zu Luftfeuchte, Lufttemperatur und Wind lässt sich für den Restsee (Cottbuser See)
folgendes ableiten: Da der Restsee (Cottbuser See) flächenbezogen nicht viel größer als der
Restsee Senftenberger See ist, sind ähnliche oder nur gering stärkere Auswirkungen auf die
Umgebung zu erwarten. Eine nächtliche Zunahme der Luftfeuchte im Lee des Sees anhand
des Taupunktes von 1-2 K (bzw. Grad) bleibt auf einen engen Ufersaum beschränkt und ist
von einer Größenordnung, die ohne Messinstrument kaum bemerkt werden kann. Die
Dämpfung der Tagesamplitude der Lufttemperatur ist meist ein bioklimatisch positiver Effekt
(insbesondere in Sommermonaten mit hoher thermischer Belastung), bleibt aber auf den
unmittelbaren Uferbereich beschränkt. Das Beispiel Senftenberger See zeigt, dass eine
Wasserfläche einen eher geringen Einfluss auf die Windverhältnisse im Umfeld des Sees hat
bzw. mit Grün- und Gehölzstreifen reguliert werden kann.
4.3.2. Müritz
4.3.2.1. Gewitter- und Niederschlagsbeeinflussung
Zur Beeinflussung des Niederschlags bekommt man von Einwohnern, Fischern und
„Seeleuten“ (Weiße Flotte) oftmals Hinweise auf das eigentümliche Verhalten von Gewittern
(„bleiben stehen“ u. a.), die mit dem Wasser in Zusammenhang gebracht werden. Solche
Argumente der besonderen Beeinflussung durch den Untergrund werden gelegentlich auch
im Zusammenhang mit anderen Flächen vorgebracht („Schauer ziehen immer am
Truppenübungsplatz vorbei, der ist schuld an der Trockenheit“). In diesem Zusammenhang
muss zunächst beachtet werden, dass ein Einzelbeobachter einen Fall des vorbeiziehenden
Schauers oder Gewitters (insbesondere auch dann, wenn Regen nach längerer Trockenheit
erwartet wird) subjektiv anders verarbeitet, als den statistisch weniger häufigen Fall, dass der
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Beobachtungspunkt von einem Schauer oder Gewitter getroffen wird (und „ringsherum“ alles
trocken bleibt). Das Trockenbleiben der vielen anderen Standorte kann der Einzelbeobachter
meist nicht erkennen und nicht in Erinnerung behalten.
Etwaige untergrundbedingte Modifizierungen der Niederschlagsverteilung sind daher aus
den Messdaten herauszulesen bzw. damit zu belegen. Für die Müritz und Umgebung sind in
diesem Sinne aktuell gültige Klimadaten (mittlere Jahresniederschlagssumme 1961/1990) in
eine Karte eingetragen (vgl. Abb. 4-3, die Müritz ist nur schematisch angedeutet).
Abb. 4-3 Nach tabellarischen Angaben des DWD über die mittleren Jahresniederschlagshöhe im Zeitraum 1961/1990
gefertigte Kartenskizze mit einer symbolhaften Lage der Müritz
Es fallen Klimawerte an zwei Standorten aus dem Rahmen, Waren (Müritzhof) mit nur 525
mm und Kieve mit beachtlichen 626 mm mittlerem Jahresniederschlag.
Waren (Müritzhof) wurde inzwischen als Standort im DWDNiederschlagsnetz aufgegeben (Betrieb bis 31.12.2001).
Diese Situation - eine Station im Südwesten mit erhöhtem Niederschlag und eine im
Nordosten mit reduziertem Niederschlag - bedient sehr schnell die Vermutung einer Beeinflussung insbesondere von Südwest und West heranziehender konvektiver Zellen. So könnte
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man sich vorstellen, dass Schauer- und Gewitterzellen im Frühjahr durch das noch kalte
Wasser in einer SW-NE-Bewegung aufgehalten werden (Konvektion funktioniert simplifiziert
durch einen anhaltenden Aufstrom labiler (bodennah überwärmter) Luft – ein kalter Untergrund kann diesen Vorgang abschwächen oder beenden).
Dies könnte eine Ursache sein, meist fallen aber mehrere Aspekte zusammen:
subjektive/systematische
Fehler
können,
zusammen
mit
unterschiedlichen
Aufstellungsbedingungen der Hellmann-Niederschlagsmesser schnell zu Differenzen
zwischen 5 bis 10 % führen (vgl. RICHTER 1995)
Waren (Müritzhof) wurde erst ab dem 01.01.1969 betrieben, eine Berechnung des
Mittels 1961/90 nur aus den 22 Jahren ab 1969 (ohne weitere Anpassung) würde dem
auch im Osten relativ trockenen Jahrzehnt 1971/80 ein erhöhtes Gewicht zuweisen und
den Mittelwert „nach unten ziehen“.
Allerdings ist nach der KLIS-Stationsstatistik des DWD (KLIS – Klimainformationssystem)
auch Kieve erst ab 01.01.1969 in Betrieb. Während für Carpin-Serrahn (am rechten Rand
der Abb. 4-3) mit der Höhenlage (100 m) und der Lage im Mecklenburger Landrücken relativ
sicher eine Erklärung für über 600 mm Jahresniederschlag gegeben ist, stellen sich die
morphologischen Gegebenheiten für Kieve etwas schwächer dar. Zwar liegt dieser Standort
im Niederschlagsmessnetz auch in Nähe eines (allerdings etwas schwächer ausgeprägten)
Endmorären- bzw. Grundmoränenzuges, nordwestlich des Ortes ist der „Windmühlenberg“
sogar mit 82 m in den topographischen Karten hervorgehoben, aber die Station selbst ist nur
67 m hoch gelegen.
Auf der weiteren Suche nach einer Antwort auf die Frage: Könnte ein Restsee(verbund) von
der Größe der Müritz die regionale Niederschlagsverteilung beeinflussen?, wurde auch hier
weiter untersucht. Die Abb. 4-4 zeigt den monatlichen Gang der (mittleren) Niederschläge.
Gäbe es eine Müritz- bzw. wasserbedingte Beeinflussung der Niederschläge, dann sollte es
hier Unterschiede im Jahresverlauf geben, weil im Frühjahr das kalte Wasser evtl.
Konvektion bremst und im Herbst – bei verzögerter Abkühlung des Wassers – gerade in
Wassernähe Konvektion noch belebt wird.
Jedoch irritiert das Gesamtergebnis für den Standort Kieve: Der Überschuss im Mai wäre
noch erklärbar (Landflächen erwärmen sich schneller, dort bereits Konvektion, teils mit
Schauer- und Gewitterentwicklung). Aber auch im Oktober bis Dezember soll in Kieve deutlich mehr Niederschlag gefallen sein als an müritznahen Stationen und als in Wesenberg.
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Abb. 4-4 Monatliche Niederschlagsmengen (Klimazeitraum 1961/90) rund um die Müritz (und für Wesenberg weiter
östlich) im Vergleich (Datenquelle: KLIS-Daten)
Dies ist mit unterlagebedingten Einflüssen nicht erklärbar. Da dem Gutachter auch andere
Fälle bekannt sind, wo verkürzte Niederschlagsdatensätze etwas ungenau an den
Klimazeitraum 1961/90 angepasst wurden, bleiben die Daten der Station Kieve bis auf
weiteres fragwürdig.
Zwischenfazit 1: Eine Veränderung der regionalen Niederschlagsverteilung durch Einflüsse
auf Niederschlagsprozesse, insbesondere auf konvektive Niederschlagszellen durch eine
Wasserfläche in der Größe der Müritz wäre zwar physikalisch erklärbar, ist aber derzeit
anhand glaubwürdiger Niederschlagsmessdaten nicht belegbar. Selbst wenn anzunehmen
wäre, dass die Messdaten der Stationen Kieve und Müritzhof (Waren (Müritzhof) fehlerfrei
sind (derzeit eher unwahrscheinlich), ergäbe dies einen Einfluss der Müritz von unter 10%
Änderung der Jahresniederschlagssumme auf die genannten Stationsstandorte.
Zwischenfazit 2: Die Müritz ist ein eher flacher See (mittlere Tiefe 6 m, die größte Tiefe wird
in verschiedenen Quellen als 31 oder 33 m angeben) und damit durchaus mit dem
zukünftigen Cottbuser See vergleichbar. Aber der Cottbuser See ist deutlich kleiner als die
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Müritz (das Beispiel Müritz wurde gewählt, um Hinweise auf eine maximal mögliche
Auswirkung einer Restseeansammlung zu erhalten).
Zwischenfazit 3: Aus 1 und 2 folgt: Der Nachweis eines Einflusses auf die regionale
Niederschlagsverteilung am Beispiel eines großen natürlichen Sees kann nicht erbracht
werden. Dies gilt insbesondere für Monats- und Jahressummen, im Einzelfall kann eine
anders
temperierte
Jahresniederschlag
Unterlage
als
Konvektion
Summe
der
beeinflussen.
Allerdings
stellt
konvektiven
Niederschläge
sich
und
der
der
Aufgleitniederschläge (einschließlich Mischformen) dar. Bei den konvektiven Niederschlägen
gibt es zwar bevorzugte Zugrichtungen, aber insgesamt ein mannigfaltiges Bild von
Verlagerungsrichtungen und Strukturen (Einzelgewitter, Gewitterfronten usw.). Für eine
etwaige zukünftige Situation mit mehreren Restseen mit geringerer Größe und deutlich
getrennt durch Landflächen ist somit eine über den Einzelfall hinausgehende grundsätzliche
Beeinflussung der regionalen Niederschlagsverteilung nicht zu erwarten, insbesondere
wird kein nachteiliger Einfluss (spürbarer Rückgang der Monats- oder Jahressummen des
Niederschlags einerseits oder
Starkregen an anderer Stelle
andererseits) für
Land- und
Forstwirtschaft sowie Gartenbau
eintreten.
Dieses
Zwischenfazit gilt noch deutlicher für den Restsee Cottbus
allein, der nur rd. ein 1/6 der
Wasserfläche der Müritz (117
km²) umfassen wird.
Zur
Wolkenbeeinflussung
durch den Restsee (Cottbuser
See) kann festgestellt werden, dass Wasserflächen in
Abb. 4-5 Ausschnitt aus einer Abbildung bei RAPP 2006
Abhängigkeit von der Wetterlage in Einzelfällen sowohl wolkenbildende als auch wolkenhemmende Wirkungen entfalten,
die sich allerdings im Tages- und Jahresverlauf ausgleichen. Eine grundsätzliche
Wolkenbeeinflussung ist mit dem Restsee (Cottbuser See) nicht verbunden. Die Abb. 4-5
zeigt einen Einzelfall einer wolkenhemmenden Wirkung der Müritz. RAPP 2006
veröffentlichte dieses Beispiel und schrieb dazu: „Die MODIS-AQUA-Aufnahme im visuellen
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Spektralbereich vom 13. Juli 2005 zeigt im rechten und unteren Bildausschnitt verbreitet
Cumulus-Bewölkung mit Untergrenzen in rund 2200 bis 2500 Meter Höhe NN, die sich
teilweise in Form von Wolkenstraßen angeordnet hat. … Aufgrund der niedrigen
Wassertemperaturen der Müritz war die Schichtung in der Umgebung des Sees zum Beispiel
so stabil, dass sich hier und stromabwärts im Lee keine Wolken gebildet haben. Über den
Cumuli sieht man gebietsweise Cirrus-Schleier“.
4.3.2.2. Messdaten im Nationalpark
Der Müritz-Nationalpark betreibt seit
mehreren Jahren eine Messstation am
Standort Schwarzenhof und veröffentlicht ausgewählte Klimadaten in den
Jahresberichten. Nach Rücksprache mit
der
Nationalparkverwaltung
möglich,
die
(Stundendaten)
war
es
Detailmessdaten
zu
erhalten
und
auszuwerten.
Die Station Schwarzenhof (53°28' N
12°48' E) liegt etwas südöstlicher und
leicht höher als die ehemalige DWDNiederschlagsmessstelle
Waren
Abb. 4-6 Kartenausschnitt mit Lage der Messstation
Schwarzenhof der Nationalparkverwaltung
(Kartengrundlage: MapQuest.Com)
(Müritzhof) in 53°27' N und 12°44' E,
die 70 m hoch gelegen war (zum Vergleich Müritz Pegel 62 m. ü. NN). Die Station
Schwarzenhof (vgl. Kartenausschnitt in der Abbildung 4-6) ist in südwestlicher Richtung ca.
3500 m vom Müritzufer entfernt. Die Station, die von der Firma F&C Forschungstechnik- und
Computersysteme GmbH D-18276 Gülzow im Jahr 1996 eingerichtet wurde, steht am
östlichen Ortsrand der kleinen Siedlung Schwarzenhof im Müritznationalpark auf einem
abgesperrten Holzlagerplatz. Noch weiter östlich fällt das zunächst waldlose Gelände etwas
ab (vermutlich in Strahlungsnächten als Kaltluftsee wirkend).
Nach langer Betriebszeit sind bereits in den Vorjahren einige Sensoren defekt oder
ausgefallen (z. B. relative Luftfeuchte, Windgeschwindigkeit) und die Messdaten (auch
Niederschlag) unbrauchbar geworden. Lufttemperatur und Globalstrahlungsmessung sowie
mit Einschränkung die Windrichtung sind allerdings verwertbar.
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Die Daten dieser müritznahen Station wurden nun
in Beziehung gesetzt (Abb. 4-8) zu eindeutig
maritim beeinflussten Wetterstationen (Westermarkelsdorf
auf
Fehmarn)
einerseits
und
kontinental beeinflussten Wetterstationen (Lindenberg) andererseits. Andere Stationen markieren
den Übergang vom maritim beeinflussten zum
mehr kontinental beeinflussten Großklima innerhalb
des
norddeutschen
Düsseldorf
wurden
Tieflandes.
lediglich
Aachen
zur
und
Information
beigefügt.
Die Station Westermarkelsdorf (Abb. 4-8) zeigt ein
typisches
Verhalten für
maritimes
Klima: Im
Frühjahr und Sommer deutlich kühler durch den
Abb. 4-7 Foto der Messstation
Schwarzenhof der Nationalparkverwaltung
Einfluss der kalten bzw. relativ kühlen Ostsee,
wobei jeweils im April die Differenz zwischen Land und See am größten ist. Im April können
sich über Land mit zunehmend „höher stehender Sonne“ die unteren Luftschichten bereits
Abb. 4-8 Auswertung der Daten der Station Schwarzenhof: Monatsmitteltemperaturen von Schwarzenhof im Vergleich
mit Klimastationen des Deutschen Wetterdienstes mit maritim (Fehmarn) bis kontinental geprägtem Klima (Lindenberg)
als Differenz zum Monatsmittel von Potsdam
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kräftig erwärmen, wogegen die Wassermassen der Ostsee noch nahe dem Winterminimum
der Wassertemperatur von etwa 3 bis 5 Grad liegen (Aprilanfang, auch Ende April teils noch
unter 10 Grad).
Im Juli und August eines Jahres ist der temperaturmäßige Unterschied zwischen Küste und
Binnenland stark vom Witterungsverlauf abhängig, warme Sommer (der Monat August in
Potsdam (19,5°) war 2004 3 K wärmer als im Jahr 2005) lassen die Unterschiede Meer –
Land stärker hervortreten. Weiterhin ist typisch für maritimes Klima, dass in den
Wintermonaten, teils bis in den Februar hinein, die offenen und über null Grad temperierten
Wasserflächen küstennahe Bereiche (relativ) erwärmen.
In diese Struktur eines typisch maritimen Jahresganges einer Insel ordnen sich die
Küstenstation Rostock-Warnemünde (10170) und die küstennahe Station Schwerin
(allerdings auch nahe des Schweriner Sees) in etwas abgeschwächter Form ein. Schließlich
zeigt auch die von größeren Wasserflächen entfernte Station Neuruppin (10270) noch leicht
(bis 0,5 K) diesen typischen Jahresgang für mehr maritim beeinflusstes Binnenklima. Aachen
und Düsseldorf haben dagegen durch die Atlantiknähe deutlich mildere Winter.
Nun zur Müritz: Auf den ersten Blick könnte man vermuten, dass die Werte der Station
Abb. 4-9 Vergleich der Müritzhofwerte mit den Tagesmaxima von Marnitz und Neubrandenburg,
Wassertemperatur aus Lufttemperatur abgeleitet (nach RICHTER 1977)
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Müritzhof ein (in über 3 km Abstand!) noch vorhandenen, von der Quantität her fast
„maritimen“ Einfluss der Müritz wiedergeben. Noch stärker als in Warnemünde! Doch sieht
man sich die Werte im Jahresverlauf genauer an, dann bemerkt man spätestens im
September und Oktober, dass es sich hier nicht um
einen maritimen oder „See-Effekt“
handelt, Müritzhof ist immer noch im Vergleich mit anderen Stationen kühl und das kann
kaum von der Müritz herkommen. Die Erklärung ergibt sich durch die Lage der Messstation
am Rande einer leichten Mulde (Wiese oder Brache). Diese Stationslage konnte nur durch
„Inaugenscheinnahme“ erkannt werden. In nächtlichen Strahlungsnächten (geringe oder
keine Bewölkung, schwachwindig bzw. windstill) bildet sich über vegetationsbedeckten
Flächen Kaltluft, die bei ausreichend Gefälle in Senken fließt und dort „Kaltluftseen“ bildet. In
einem
solchen
Kaltluftreservoir
(manchmal
auch
„Frostloch“
genannt)
können
Lufttemperaturunterschiede zur höher liegenden Umgebung von 5 oder in extremen
Wettersituationen auch 10 Grad auftreten.
Diese Arbeitshypothese der stärkeren „Unterkühlung“ durch nächtliche Kaltluftbildung und
Beeinflussung der Station am Rande eines Kaltluftsees wird auch unterstrichen, wenn man
die Witterungscharakteristiken einiger besonders auffallender Monate heraussucht:
April 2005 – außergewöhnlich sonnscheinreich mit 243.7 h (Mittel ist 160,6 h) in Neuruppin
Mai 2004 – eher wenig Strahlungssituationen am Tage (175.0 h, Mittel für Mai beträgt 227,6)
Damit lassen sich sowohl große Differenzen (April 2005 – Strahlungswetter am Tage ist
meist auch Strahlungswetter in der Nacht) als auch geringe Differenzen im Mai 2004
erklären. Es gab wenig Strahlungswetter, das bedeutet geringe Kaltluftbildung.
Natürlich bleibt auch immer zu beachten, dass Wetterdienstmessungen und eine
solche Insellösung einige Unterschiede in den Messverfahren und in der Mittlung
aufweisen. Dies dürfte hier aber nicht der Grund für den Jahresgang sein.
Weiterhin sieht man, dass im Winter die leichte „Erwärmung“ von Müritzhof gegenüber
Potsdam in der Größenordnung der Werte der Station Neuruppin liegt. Dies ist also kein
„Müritz-maritimer“ Effekt, sondern die allmähliche Abnahme des Ostseeeinfluss von Nord
nach Süd oder mit anderen Worten, einen „Ostseeeinfluss“ spürt Neuruppin mehr als
Potsdam und damit spürt diesen Ostseeeinfluss auch noch die Umgebung der Müritz.
Fazit: Der Einfluss stark abweichend temperierter Wasserflächen verliert sich – so wie es
häufig in der Literatur und in Gutachten beschrieben wird – wohl auch bei der Müritz relativ
rasch (wenige Hektometer) im Lee des Sees.
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Um einen Einfluss der Müritz nicht zu übersehen, wurden auch windrichtungsabhängige
Auswertungen vorgenommen (hier nicht abgebildet). Dabei konnte kein „Müritzeffekt“
aufgedeckt werden. Auch bei West- oder Südwestwind erreicht die Lufttemperatur an der
Station Müritzhof Werte deutlich über der Wassertemperatur und nahezu die Werte von
Neubrandenburg. Diese fehlende Beeinflussung wird auch für den Restsee (Cottbuser See)
gelten.
4.3.2.3. Eine Messfahrt im Frühjahr 2006
Am 22. und 23.04.2006 wurden mehrere Messfahrten und Messgänge an der Müritz
durchgeführt. Die Wassertemperaturen lagen am 23.04.2006 zwischen 6,7 °C (bei Waren)
und 10,1 °C im flacheren Ostteil bei Boek. Bei Messgängen von und zum Ufer im Raum
Boek (ca.12 Uhr) wurde bei auflandigem Wind festgestellt, dass etwa bei 500 m Abstand das
„Signal“ der kalten Müritz verloren ging. Im Uferbereich befindet sich ein 100 bis 200 m
breiter Waldstreifen, der landeinwärts von Ackerflächen abgelöst wird. Auch beim Restsee
(Cottbuser See) wird sich die thermische Auswirkung auf wenige Hektometer um den See
herum beschränken.
4.3.3. Scharmützelsee
Hier wurde neben der langjährigen Erfahrung, dass im Frühjahr die „Frische des Sees“ nur
unmittelbar am Ufer bemerkt wird und auch nur dann, wenn der Wind auflandig weht, am
04.05. nochmals eine kontrollierende Messfahrt/Messgang-Kombination durchgeführt (10:2010:50 MESZ). Die Wassertemperatur wurde gemessen (13,5 °C). Uferparallel im Abstand
von ca. 500 m ergab sich keinerlei Einfluss des (noch relativ kalten Wassers), die
Lufttemperatur betrug 18,7 bis 18,9° C. Erst im Abstand von ca. 80 m fiel die Lufttemperatur,
auf einem Bootssteg betrug sie dann 16,8 °C. Dies deckt sich auch mit zweijährigen
Messerfahrungen im Landkreis Oder-Spree (SCHULZ/STILLER 1997). Auch dies belegt den
geringen Einflussbereich um einen See.
4.3.4. Lehnitzsee
Das Beispiel Lehnitzsee (Brandenburg) ist für die Begutachtung des Restsees Cottbus nicht
übertragbar. Ungünstige Konstellationen zwischen Siedlung und Wasserflächen, wie sie in
Oranienburg (STILLER 1993, vgl. Abb. 4-10) oder Senftenberg (STILLER/SCHULZ 1999a) in
einzelnen (!) extremen Sommernächten gefunden wurden, wenn bei Hochdrucklagen mit
Südostwind östlich und südöstlich vorgelagerte überwärmte Wasserflächen für einen
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vorbelasteten (!) Siedlungsinnenbereich keine klimaökologische Entlastung lieferten, liegen
beim Cottbuser See (ab 2030) nicht vor. In STILLER/SCHULZ 2000 wurde auf den Sei-ten
63ff und insbesondere mit Abb. 4-3 eine intensive Auseinandersetzung zu dieser
Problematik geführt, die auch unter veränderten Klimabedingungen nicht anders geführt
werden kann.
Allerdings sollte nicht übersehen werden,
dass der in heutigen Erfahrungen als Überwärmung bezeichnete thermische Diskomfort
von Siedlungskernen mit stärkerer Bebauungsverdichtung infolge des Klimawandels in
absoluten Werten zukünftig auch häufiger in
außerstädtischen, dörflich geprägten Siedlungsstrukturen anzutreffen sein wird. Insofern wäre es im Sinne einer vorausschauenden Planung durchaus verantwortungsbewusst, wenn auch die Ortschaften am
Rand des Cottbuser Sees in der Feinplanung
nicht nur der Wasserfläche ausgesetzt wären,
sondern in Teilen auch mit Kaltluft bildenden
Abb. 4-10 Nächtliches Lufttemperaturminimum in einer
Sommernacht 2002 in Oranienburg am Lehnitzsee. Der
östliche Teil der Stadt bleibt überwärmt (STILLER 1993).
Vegetationsflächen durchsetzt oder umgeben wären.
4.4. Ergebnis zu Kapitel 4
Im Mittelpunkt des Abschnittes 4 standen die Fragen von Messungen in Tagebauen und an
Restseen. Für den Kippenbereich wurde dabei beobachtet, dass es nur eine mäßige
Abkühlung gibt. Am Senftenberger See wurde eine leichte Beeinflussung des Temperaturund Feuchteniveaus im jeweiligen Lee des Sees festgestellt, falls der Temperaturgradient
Wasser-Land hoch ist. Diese Beeinflussungen landeinwärts beschränken sich jedoch auf
wenige Hektometer vom Ufer weg.
Umfangreiche Untersuchungen zur Müritz konnten auch beim größten deutschen Binnensee
keine deutliche Beeinflussung des Umlandes nachweisen, dies gilt sowohl für den Niederschlag als auch die Lufttemperatur. Die Müritz ist etwa 6mal größer als der Restsee Cottbus.
Damit kann der Einfluss des Restsees Cottbus (Cottbuser See) auf die verschiedenen
meteorologischen Elemente wie folgt zusammengefasst werden:
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Element
Einfluss durch Restsee Cottbus
Lufttemperatur (über dem See)
JA ( Abb. 4.2), allerdings keine
Wassertemperatur wie bei Meeresflächen
Lufttemperatur (am Ufer)
JA, schwache bis mäßige Dämpfung (bioklimatisch positiver Effekt bei
sommerlicher Überwärmung), tags oft deutlich kühler bei auflandigem
Wind und entsprechenden Wassertemperaturen, nachts weniger auffällig
wärmer, da auch bei anderen Landnutzungen geringere Abkühlung
auftreten kann.
Lufttemperatur (in der Region)
JA, Im Lee nur wenige Hektometer Wirkung
Absolute Luftfeuchte, Taupunkt
JA, tags durch den turbulenten Austausch eher abnehmend, nachts über
See höher, im Lee ebenfalls Erhöhung messbar, nur wenige
Hektometer Wirkung
Wind
GERING im Vergleich zur Agrarlandlandschaft, aufgrund geringer
Rauhigkeit
höhere
Windgeschwindigkeiten
über
See,
Bebauung/Vegetation im Uferbereich können Wind abschwächen, auch
von der Uferentwicklung und Windrichtung abhängig, kann am Ufer
schwächer bleiben als bei exponierten Lagen im Gelände
Niederschlag
EHER NEIN,
Beeinflussung
Mittelwerten
Wolken
In Einzelfällen ja (Unterdrückung Kumuluskonvektion oder spätere
Auflösung Hochnebel), aber keine nachteilige Wirkung im Umfeld
Sichtweite
In Einzelfällen ja, mit nachlassendem Vertikalaustausch nachts und
morgens Zunahme der absoluten Feuchte, dadurch Sichtrückgang
möglich; leicht erhöhte Nebelneigung über der Wasserfläche und im Lee
bis wenige Hektometer nicht ausgeschlossen
Luftdruck
NEIN, kein Einfluss bekannt
direkte
Kopplung
an
die
Einfluss teils umstritten, in Einzelfällen erklärbare
von Konvektion, kein Nachweis in langjährigen
JA, gegenüber anderen Landnutzungen kleiner
Albedo
Tab. 4-3 Einfluss des Restsees Cottbus auf meteorologische Elemente – eine Zusammenfassung
5. Klimatische Auswirkungen (Wechselwirkungen) des
geplanten Restsees Cottbus auf die Schutzgüter (aktuelle
Klimasituation, Befüllphase))
Die Frage nach der Wechselwirkung mit anderen Schutzgütern ist die Frage, ob die
klimatischen Änderungen infolge eines Restsees Auswirkungen auf die Schutzgüter Mensch,
Tiere, Pflanzen, biologische Vielfalt, Boden und Landschaft haben. Dabei beschränkt sich
dieses Gutachten auf grundlegende Aussagen.
1. Es ist festzustellen, dass die klimatischen Änderungen infolge eines Restsees a) nicht
gravierend sind und b) nur wenige Hektometer landeinwärts – eine entsprechende
Windrichtung vorausgesetzt – wirken können (vgl. im Einzelnen Kapitel 4). Nicht gravierend
meint, dass durch einen Restsee nicht maritime Verhältnisse erzeugt werden. Im Frühjahr
1999 (vgl. Tabelle 5-1) hatte die Station Buchwald (Restsee Senftenberger See) annähernd
Cottbuser Daten und nicht Ostsee- oder Nordseewerte (siehe Arkona bzw. Helgoland). An
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August 2010
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J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Jahr
Helgoland
2,5
2,1
3,4
6,0
10,2
13,8
15,8
16,6
14,9
11,7
7,6
4,4
9,1
Arkona
0,2
0,2
2,1
5,0
9,7
14,1
16,2
16,5
13,6
9,9
5,3
2,0
7,9
Schwerin
-0,4
0,3
3,2
7,1
12,2
15,5
16,8
16,7
13,5
9,4
4,6
1,3
8,4
Cottbus
-0,8
0,2
3,8
8,2
13,4
16,9
18,3
17,7
14,0
9,5
4,6
0,9
8,9
+0,1
+0,0
-0,1
+0,2
+0,3
+0,2
+0,1
Buchwalde *)
Tab. 5-1 langjährige Mittelwerte der Monatstemperaturen und Veränderung der Monatsmitteltemperaturen einer RestseeUferstation *) 1999 gegenüber Cottbus
Nord- und Ostsee ist es im Juli 2 Grad kühler als in Cottbus. Die Unterschiede zwischen
ufernaher Station am derzeit größten deutschen Restsee (Senftenberger See) und amtlicher
Wetterstation Cottbus bleiben dazu vergleichsweise marginal. Die Anlage von Restseen im
Binnenland führt also nicht zu „maritimen Klima“ im Sinne spürbar milderer Winter und kühler
Sommer, die Anlage von Restseen ändert also nicht die regionalen Temperaturverhältnisse
in einem Umfang, der erhebliche (negative oder positive) Auswirkungen für Mensch, Flora,
Fauna oder Land- und Forstwirtschaft hätte. Die zeitweise thermisch ausgleichende Wirkung
eines Sees – auch Restsees – in Ufernähe ist dagegen unbestritten.
Zu einzelnen Schutzgütern:
Mensch: „Beeinträchtigungen“ gibt es in der Bergbau- bzw. Betriebsphase (Kohleabbau),
die hier allerdings nicht zu bewerten waren. Hierzu gehören beispielsweise Staub- und
Lärmemissionen. Positiv für das Schutzgut Mensch ist mit dem Restsee das
ausgeglichene Klima in Nähe des Sees und die Erholungsfunktion. Allerdings kann bei
veränderten Klimabedingungen die in heutiger Zeit nur in wenigen Nächten anzutreffende
Wärmebelastung durch Fehlen einer kühlenden Wasserfläche in ufernahen Siedlungsbereichen zu gelegentlichen thermischen Diskomfort führen. Hier kann aber durch
Vegetationsstreifen (insbesondere auch Wiesen, Grassland) Abhilfe geschaffen werden.
Durch Gehölzstreifen kann einer leichten Windzunahme (Zugigkeit) entgegen gewirkt
werden.
Pflanzen: eine spürbare Änderung der regionalen Niederschlags- und Temperaturverteilung – verursacht durch den See - ist unwahrscheinlich. In unmittelbarer Seenähe
werden sich im Frühjahr Wärme liebende Pflanzen evtl. etwas zurückziehen. Die Vegetations- und Hauptwachstumsphasen unmittelbar in Seenähe können sich um wenige
Tage verschieben (später beginnen).
Tiere: Durch die geringe Wirkung eines Sees landeinwärts bleibt auch das Schutzgut Tier
von erheblichen Auswirkungen verschont. Im Übrigen hat es Ausweichmöglichkeiten. Der
Restsee und der Uferbereich bieten hingegen auch bisher ferngebliebenen Tierarten
neuen Lebensraum.
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Gutachten Klimaauswirkung Cottbuser See
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Gewässerklimatische Wirkungen auf biologische Vielfalt, Boden und Landschaft sind nicht
bekannt.
Unter der heute vorhandenen Klimasituation würde ein Restsee (Cottbuser See) aufgrund
seines eingeschränkten Auswirkungsbereichs (vgl. Kapitel 4) keine erheblichen Auswirkungen auf den Lebensraum von Mensch, Tier, Land- oder Forstwirtschaft in seiner Umgebung
haben.
Diese Aussage gilt auch für die Phase der Befüllung.
6. Mikro- und mesoklimatische Wirkung des geplanten
Restsees Cottbus unter veränderten makroklimatischen
Bedingungen (Kapitel 2.2.6.)
Die grundsätzlichen, in Kapitel 4 beschriebenen Wirkungen des Restsees Cottbus bleiben
auch unter den in Kapitel 2.2.6. dargestellten veränderten klimatischen Bedingungen
erhalten, weil sich sowohl das Wassertemperaturniveau als auch Boden- und Lufttemperaturniveau im Gleichklang erhöhen. Dies heißt insbesondere, dass die dämpfende Wirkung
der Wasserfläche auf die Lufttemperatur erhalten bleibt.
Auf eine Zunahme der Verdunstung wurde in Kapitel 3 hingewiesen. Es ist eher nicht zu
erwarten, dass mit weiter steigenden Wassertemperaturen ab einem bestimmten Zeitpunkt
die Niederschlagsverteilung beeinflusst wird. Dies ergibt sich daraus, dass es keinen Hinweis
auf eine stärkere Niederschlagsbeeinflussung im Jahresverlauf (also in den wärmeren
Sommermonaten) gibt. Im Abschnitt 4.2. wurde bereits auf unterschiedliche Auffassungen
zum Einfluss der Unterlageeigenschaft auf Niederschlagsverteilungen hingewiesen (Einfluss
städtischer Bebauung/Versiegelung, u. a. MÜLLER 1993). KUTTLER/BARLAG 2002 führen
u. a. aus: „Stadtgebiete beeinflussen auch die Niederschlagsverhältnisse. ... Untersuchungen zur Niederschlagsverteilung im Ruhrgebiet ergaben, dass urban beeinflusste Standorte
um etwa sieben Prozent höhere mittlere Jahresniederschlagssummen aufweisen als rurale
Gebiete“. Die Größenordnung der Niederschlagsbeeinflussung durch verränderte „Unterlageeigenschaften“ bleibt also – auch wenn sie dann als nachgewiesen gilt – eher gering.
Zur Nebelbildung kann festgestellt werden, dass die Anlegung eines Restsees Cottbus nach
heutigem Erkenntnisstand unter veränderten klimatischen Bedingungen (Kap. 2.2.6.) zu
keiner höheren Nebelneigung führt als unter heutigen klimatischen Bedingungen.
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Für die zukünftige Entwicklung der Nebelhäufigkeit gibt es auch externe Faktoren (u. a. die
Änderungen von Wetterlagenhäufigkeiten), die unabhängig von der Art und Weise der
Wiedernutzbarmachung des Tagebaus sind.
Die bei BENDIX 2004 beschriebene Situation (im Modellfall wird Nebel über einer
Wasserfläche landeinwärts mit der Strömung transportiert, dringt dabei aber nur wenige
Hektometer vor) dürfte sich auch bei veränderten klimatischen Bedingungen nicht anders
darstellen.
Die Beantwortung der Frage, ob sich in der Befüllphase (die gleichzeitig auch die Phase
weiterer globaler und regionaler Erwärmung darstellt), innerhalb der Restseemulde
besondere klimatische Bedingungen einstellen, die eine beginnende touristische Nutzung
erschweren könnten, ergibt sich aus Abbildung 6-1. Die absolute Feuchte bzw. der
Dampfdruck
einem
See
Restsee)
eher
an
(auch
ist
tags
gering
im
Vergleich zur Nacht
und im Vergleich zur
Umgebung
nachts
nur
deutlich
höher. Eine gegenüber dem Umland
erhöhte
Schwüle-
neigung am Tage ist
daher auch in der
„Mulde“ während der
Befüllphase nicht zu
erwarten.
Abb. 6-1 mittlerer Tagesgang des Dampfdruckes im Monat Juni 2003 in ca. 2 m Höhe ü.
Grund bzw. Wasserfläche nach qualitätsgeprüften Daten des DWD (Energiebilanzmessnetz
am Meteorologischen Observatorium Lindenberg) für eine Station im Kossenblatter See
(Brandenburg) und Messstationen über Wiese und Wald, Datenquelle u. a. QUECK et al.
2005, Grafik nach STILLER 2004
Zur Frage extremer meteorologischer Ereignisse: Verschiedene Arbeiten (vgl. beispielsweise
JONAS et al. 2005) stellen heraus, dass sich der globale bzw. regionale Klimawandel in
Form von häufigeren und intensiveren Extremereignissen äußern wird. Dies ist unbestritten
der Erkenntnisstand. In diesem Gutachten ist aber lediglich zu betrachten, ob der Restsee
die Häufigkeit von Extremereignissen beeinflusst. Dies ist zu verneinen.
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7. Klimatische Auswirkungen (Wechselwirkungen) des
geplanten Restsees Cottbus auf die Schutzgüter
(projiziertes Klima gem. Kapitel 2.2.6.))
Es ist an dieser Stelle nicht darzustellen, ob die in Kapitel 2.2.6. dargelegten
Klimaänderungen generell Auswirkungen auf die Schutzgüter haben können, sondern ob die
Auswirkungen des Restsees Cottbus auf die Schutzgüter unter Zugrundelegung der in Kap.
2.2.6 dargelegten möglichen Klimaänderungen sich anders als im Kapitel 5 darstellen.
Erhebliche Änderungen der Restseewirkung auf die Schutzgüter sind nach heutigem
Erkenntnisstand nicht zu erwarten. Wie in Kapitel 6 bereits begründet, werden Wirkungen
des Sees auch bei globaler/regionaler Erwärmung qualitativ und nahezu auch quantitativ
erhalten bleiben (dämpfende thermische Wirkung), weil sich Lufttemperatur- und Wassertemperaturänderung gleichgerichtet vollziehen.
Bei hoher thermischer Belastung in den Sommermonaten kann der Erholungswert eines
Restsees (Schutzgut Mensch) eher noch zunehmen.
8. Werden der Cottbuser See, die Restseen der Lausitzer
Kette und andere Seen im Umfeld des Tagebaus in der
Summe die vorerläuterten Ergebnisse zu 5. und 7.
verändern?
Zur gemeinsamen Wirkung der Restseen wurde bereits im Kapitel 1.6.1. Aussagen getätigt.
Die Verteilung der Seen ist nach Flächenanteilen in der Gesamtfläche so, dass keine
spürbare Summationswirkung auftreten wird.
Im Abschnitt 1.6.1. wurde beschrieben, dass alle Wasserflächen der drei Restseen zusammen mit in der Summe weniger als 120 km² sich auf einer Fläche von (grob) 4000 km²
verteilen. Das sind nur rund 3 % Flächenanteil. Eine überregionale Wirkung ist deshalb zu
verneinen. Die Wirkungen der einzelnen Seen werden sich, wie in Kapitel 4 beschrieben,
jeweils nur auf das unmittelbare Seeumfeld beziehen. Dies gilt auch für und unter Berücksichtigung weiterer (kleiner) Seen in der Umgebung.
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9. Zusammenfassung und abschließende Bewertung
Unter
Auswertung
verschiedener
repräsentativer
(grundsätzlich
global
angelegter)
Klimamodelle, unter Berücksichtigung repräsentativer Klimaszenarien (zur Berücksichtigung
verschiedener möglicher Entwicklungen von für das Klima beeinflussenden Faktoren) und
unter weiterer Berücksichtigung anerkannter, für den europäischen Raum entwickelter
Downscaling-Methoden (Regionalisierungsverfahren zur Anwendung der globalen KlimaModelle auf kleinräumige Regionen) kann zur Entwicklung des Klimas im Bereich des
Tagebaus Cottbus-Nord und dessen Umfeld bis zum Jahr 2100 folgende Prognose getroffen
werden:
- weiterer Anstieg der Jahresmitteltemperatur
- gleich bleibende oder leicht abnehmende Jahresniederschlagshöhen.
Hinsichtlich des klimaökologischen Ausgleichsgefüges lassen sich unter jetzige Bedingungen
und hinsichtlich eines Klimawandels für den geplanten Restsee (Cottbuser See) keine
eindeutig nachteiligen Wirkungen beschreiben. Eine gewisse Dämpfung der Lufttemperaturamplitude ist ein bioklimatisch positiver Effekt bei sommerlicher Überwärmung,
bleibt aber auf den Uferbereich beschränkt bzw. schwächt sich landeinwärts (jeweils der
Strömungsrichtung folgend) rasch ab.
Durch einen Restsee (Cottbuser See) würden unter Zugrundelegung der heutigen
Klimasituation keine maritimen Verhältnisse im Umfeld geschaffen. Die Auswirkungen des
Restsees beschränken sich auf wenige Hektometer landeinwärts um den See. Insbesondere
ist eine spürbare Änderung der regionalen Niederschlagsverteilung und Temperatur
unwahrscheinlich. Die Auswirkungen eines Restsees auf die Tier- und Pflanzenwelt
beschränken sich daher auf den unmittelbaren Seebereich und dessen unmittelbares Umfeld
und werden von untergeordneter Bedeutung bleiben.
Gleiches gilt für die Auswirkung auf den Menschen, auch in den anliegenden Ortschaften. Im
Gegenteil wird mit dem Restsee ein ausgeglicheneres Klima in der Nähe des Sees und die
Erhöhung der Erholungsfunktion einhergehen. Allerdings sollte nicht übersehen werden,
dass in zukünftigen sommerlichen Phasen mit hoher Wassertemperatur in ufernahen
Siedlungsbereichen thermischer Diskomfort auftreten könnte, der durch Anlage von Kaltluft
produzierenden Vegetationsflächen im Umfeld oder innerhalb der Siedlungen abgeschwächt
werden kann.
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Auch während der Befüllphase werden sich innerhalb des zu befüllenden Restraumes keine
erheblich nachteiligen Auswirkungen auf Mensch und Tier ergeben. Eine Einschränkung der
Nutzung des Restraumes auch schon während der Befüllphase zu Erholungszwecken wird
nicht eintreten.
Die grundsätzlichen Wirkungen des Restsees Cottbus bei heutigem Klima bleiben auch unter
veränderten klimatischen Bedingungen erhalten, weil sich sowohl das Wassertemperaturniveau als auch Boden- und Lufttemperaturniveau im Gleichklang erhöhen. Dies heißt
insbesondere, dass die dämpfende Wirkung der Wasserfläche auf die Lufttemperatur
erhalten bleibt.
Die Wasserflächenverdunstung wird zunehmen, dies hat aber insbesondere Auswirkungen
auf den Wasserhaushalt.
Es ist nicht zu erwarten, dass mit weiter steigenden Wassertemperaturen ab einem
bestimmten Zeitpunkt die Niederschlagsverteilung beeinflusst wird. Zur Nebelbildung kann
festgestellt werden, dass die Anlegung eines Restsees Cottbus (Cottbuser See) nach
heutigem Erkenntnisstand unter veränderten klimatischen Bedingungen zu keiner höheren
Nebelneigung führt als unter heutigen klimatischen Bedingungen. Für die zukünftige
Entwicklung der Nebelhäufigkeit gibt es allerdings auch externe Faktoren (u. a. die
Änderungen von Wetterlagenhäufigkeiten), die unabhängig von der Art und Weise der
Wiedernutzbarmachung des Tagebaus sind. Eine erhöhte Beeinträchtigung des Verkehrs
durch Nebel aufgrund des Restsees Cottbus unter Zugrundelegung der Klimaprojektionen ist
nicht zu erwarten.
Auch unter Berücksichtigung der Klimaveränderung wird ein Restsee (Cottbuser See) keine
Auswirkungen auf die Schutzgüter haben, die im Umfang über die bisher beschriebenen
Auswirkungen hinausgehen. Insbesondere ist auch bei einer ansteigenden Lufttemperatur
und einer Änderung der Niederschlagssituation entsprechend der dargestellten Projektion
nicht mit einer wesentlich veränderten Situation betreffend des Einflusses eines Restsees
auf Starkregenereignisse, Gewitter, Nebel usw. zu rechnen, die z.B. die Landwirtschaft im
Umfeld des Restsees im Vergleich zu anderen Regionen stärker beeinträchtigen würden.
In der Befüllphase (die auch die Phase weiterer globaler und regionaler Erwärmung
darstellt), werden sich innerhalb der Restseemulde keine besonderen lokal-klimatischen
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Bedingungen (erhöhte Schwüleneigung o. ä.) einstellen, die eine beginnende touristische
Nutzung erschweren.
In Auswertung der Klimaprojektionen wurde deutlich, dass der globale bzw. regionale
Klimawandel insbesondere zu einer deutlichen Zunahme der Verdunstung von Landoberflächen (einschließlich der Wasserflächenverdunstung) führen wird. Es wurden deshalb in
einem eigenständigen Kapitel 3 die verschiedenen Aspekte des Wasserhaushalts aus
meteorologischer Sicht modelliert und geprüft.
Es ist mit einer Reduzierung der „Klimatischen Wasserbilanz“ bzw. mit der Verringerung des
Jahresabflusses zu rechnen.
Weiterhin wurde der Wasserhaushalt des geplanten Sees selbst betrachtet, nach Daten des
Klimazeitraums 1961/90 hätte ein (fiktiver) See im Gebiet Cottbus bereits höhere Verdunstungsverluste als Niederschlagsgewinn auf die Wasseroberfläche. Die Wasserflächenverdunstung des (fiktiven) Restsees Cottbus wäre aber heute bereits größer als im Zeitraum
1961/1990 oder in vergleichbaren weiter zurückliegenden Zeiträumen. Die Wasserflächenverdunstung wird im Zeitraum der Befüllung und nach Fertigstellung weiter zunehmen. Die
Konsequenzen für den Wasserhaushalt sind zu prüfen.
B. Stiller
im August 2010
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10. Glossar
Dieses Glossar beschränkt sich auf einige wesentliche Begriffe, die im Text nicht näher erläutert werden konnten.
Für die Begriffe wurde auf „Standardwerke“ wie SCHIRMER 1987, IPCC 2001 oder DWD 2006b zurückgegriffen.
Abflussjahr
Zwölfmonatiger Zeitraum für die Bestimmung charakteristischer Kenngrößen in der Hydrologie. Die Zeitspanne
wurde für Deutschland gemäß DIN 4049 festgelegt vom 1. November bis zum darauf folgenden 31. Oktober,
wobei das jeweilige Abflussjahr mit dem Kalenderjahr des abschließenden Zeitraumes bezeichnet wird.
ablandiger Wind
Vom Land zum Wasser gerichtete Luftströmung im Küsten- bzw. Uferbereich von Gewässern.
Adaption
(lat. adaptare = anpassen) Im Rahmen der Biometeorologie bezeichnet Adaption eine eher kurzfristige
Anpassung des Stoffwechsels von Organismen an geänderte Umweltbedingungen im Gegensatz zur
längerfristigen Akklimatisation. Der Begriff wird weiterhin für bestimmte Arten der Anpassung von Daten
verwendet.
Advektion
Die Advektion (lat. advectio = Heranführung) ist eine an Gas- oder Flüssigkeitsströmung gebundene Verfrachtung
physikalischer Feldgrößen wie z. B.: Wärme, Energie, Impuls, Vorticity, Feuchte.
Albedo
Rückstrahlvermögen diffus reflektierender (aber nicht spiegelnder) Oberflächen, angegeben als Verhältnis von
reflektierter zu einfallender kurzwelliger Strahlung. Eine Oberfläche mit einer Albedo von 0,3 z.B. reflektiert 30 %
der einfallenden Strahlung und absorbiert 70 %. Je heller die Oberfläche, desto größer ist ihre Albedo.
So reflektiert z.B. eine frisch gefallene Schneedecke (Farbe: weiß, also sehr hohe Albedo) fast die gesamte
kurzwellige Einstrahlung, so dass sich die Luft über ihr immer weiter abkühlt.
allgemeine Zirkulation der Atmosphäre
die Gesamtheit aller großräumigen Luftbewegungen auf der Erde. Aus der unterschiedlichen Verteilung der
Wärme auf der Erde und der daraus resultierenden Luftdruckverteilung ergeben sich Luftströmungen, die unter
der Einwirkung der Erdrotation zu einer kom-plizierten atmosphärischen Zirkulation führen; der Motor dieser
Zirkulation ist die Energie der Sonnenstrahlung.
allochthone Witterung
"Fremdbürtige", durch großräumige Luftströmungen bestimmte Witterung, die durch mehr oder weniger
unperiodische Änderungen der Wetterelemente (kein ausgeprägter Tagesgang) gekennzeichnet ist. Sie entsteht
zumeist bei zyklonalen Wetterlagen (Tiefdruckwetterlagen) und verhindert (wegen der kräftigen Luftströmung) die
Ausbildung kleinräumiger Windsysteme und nächtlicher Bodeninversionen.
Die vorort vorhandene Luftmasse wird durch neue Luftmassen ersetzt, die aus weit entfernten Klimagebieten
stammen. Das Wettergeschehen wird oftmals durch deutliche Luftmasssengegensätze mit wolken- und
niederschlagsreichem Wetter bestimmt.
autochthone Witterung
"Eigenbürtige", durch lokale und regionale Einflüsse bestimmte Witterung, die durch ausgeprägte Tagesgänge
der Lufttemperatur, der Luftfeuchte und der Strahlung gekennzeichnet ist. Sie entsteht zumeist bei antizyklonalen
Wetterlagen (Hochdruckwetterlagen) und begünstigt durch lokale Temperaturunterschiede hervorgerufene
Ausgleichsströmungen (kleinräumige Windsysteme wie z.B. Land- und Seewind, Berg- und Talwind, Hangwinde).
Nachts bilden sich zumeist ausstrahlungsbedingte Bodeninversionen und orografische Kaltluftseen (z.B. in
Mulden und Tälern).
Die vor Ort vorhandene Luftmasse "altert" (passt sich den örtlichen Gegebenheiten an). Das Wettergeschehen ist
vorwiegend störungsarm.
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anthropogen
durch menschliche Einwirkung verursacht oder ausgelöst
anthropogene Klimabeeinflussung
beabsichtigte oder unbeabsichtigte Veränderung oder Beeinflussung des Klimas, vorwiegend des Lokalklimas,
durch den Menschen, und zwar im positiven (Klimamelioration) wie im negativen Sinne (Klimapejoration).
Weltweite Auswirkungen ergeben sich z.B. durch die Zunahme des Kohlendioxidgehaltes (globale
unterschiedliche Erwärmung) und der Spurengase (Verminderung der Ozonschicht) in der Atmosphäre ...
Regionale bzw. lokale Auswirkungen werden verursacht durch Luftbeimengungen, Energiezufuhr, Urbanisierung,
sonstige Nutzungsänderungen (Aufforsten, Abholzen, Bewässerung, Schaffung neuer Wasserflächen,
Kultivierungen, Windschutz sowie durch Frostschutzmaßnahmen ... Die Klimaveränderungen können allmählich
(Klimatrend) oder abrupt (Klimadiskontinuität) erfolgen, je nach dem Wirkungsgrad der Beeinflussung.
Ausstrahlung
Die vorwiegend langwellige Energieabgabe der Erde.
AVHRR
Advanced Very High Resolution Radiometer. 5-kanaliges Radiometer an Bord der NOAA-Satelliten.
Barfrost
(Syn. Kahlfrost) Frost ohne Vorhandensein einer Schneedecke
Bedeckungsgrad
Anteil des Himmels, der durch Wolken bedeckt ist, angegeben in Achteln (Okta).
Beaufortskala
dreizehnteilige Skala der Windstärken von 0 (Windstille) bis 12 (Orkan), im Jahre 1806 von Sir F. Beaufort
eingeführt.
Behaglichkeit
subjektiver Grad des Wohlbefindens infolge minimaler Thermoregulation bei ausgeglichenem Verhältnis von
Wärmeproduktion des Organismus und Wärmeabgabe an die Luft. Die maßgeblichen Faktoren für die
Behaglichkeit sind Lufttemperatur, Luftfeuchte, Wind und Strahlung einerseits, körperliche Betätigung und
Bekleidung andererseits.
Beobachtung, meteorologische
Feststellung atmosphärischer Erscheinungen und Vorgänge sowie Bestimmung von Werten meteorologischer
Größen durch Messung, Schätzung oder Zählung.
Beobachtungsgröße, meteorologische
Durch meteorologische Beobachtungen gewonnene meteorologische Größe, wie z.B. Lufttemperatur,
Windgeschwindigkeit, horizontale Sichtweite
Beobachtungsreihe, meteorologische
Zeitlich ununterbrochene Folge von meteorologischen Beobachtungswerten an einem angegebenen Ort über
längere Zeit
Bewölkung
Bedeckung des Himmels mit Wolken, charakterisiert durch den Bedeckungsgrad, die Wolkenformen und die
Höhe der Wolkenuntergrenze
Bodenfrost
in der Meteorologie der Frost unmittelbar in Bodennähe (Temperatur in 5 cm über dem Erdboden unter 0 °C); in
der Landwirtschaft und im Bauwesen Temperaturen im Erdboden unter 0 °C
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Gutachten Klimaauswirkung Cottbuser See
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Calme
(auch Kalme) Windstille
Eddy-Kovarianz-Methode
Die Methode beruht auf der Annahme, dass jeglicher Transport von Wärme, Feuchtigkeit (Wasserdampf), Impuls
und Beimengungen zwischen bodennaher Grenzschicht und Atmosphäre durch turbulenten Austausch vonstatten
geht. Diese räumlich begrenzbaren Turbulenzen werden auch Eddies genannt. Diese Wirbel bilden die Basis für
zum Beispiel Wärme- oder Feuchtigkeitsaustausch zwischen tiefer und höher gelegenen Luftschichten. Mit der
Eddy-Kovarianz-Methode wird die Verdunstung auf Grundlage des vertikalen Wasserdampfstroms ermittelt.
Auf Basis der Reynolds-Zerlegung ist es möglich den turbulenten Transport zu quantifizieren. Demnach kann
jedes Signal (Variable) in durchschnittliche und in turbulente Teile zerlegt werden.
Als Messtechnik kommen Ultraschallanemometer und Hygrometer mit hoher zeitlicher Auflösung (z. B.
Infrarothygrometer) zum Einsatz.
Eistage
Tage, an denen das Tagesmaximum der Lufttemperatur unter 0,0 °C liegt
Element, meteorologisches
Meteorologische Größe oder atmosphärische Erscheinung, die zur Charakterisierung des Wetters an einem Ort
zu einem gegebenen Zeitpunkt beiträgt
Evapotranspiration  Verdunstung
Extremwerte
Größter oder kleinster Wert einer meteorologischen Größe in einem angegebenen Zeitintervall
Feldkapazität
der maximale Wassergehalt eines natürlich gelagerten Bodens, der sich etwa 2 bis 3 Tage nach Niederschlägen,
wenn das Sickerwasser abgelaufen ist, entgegen der Schwerkraft durch Adsorption und kapillare Kräfte einstellt.
Im Winter übersteigt die Bodenfeuchte die Feldkapazität, im Sommer wird sie oft nicht erreicht. Bei leichten
Sandböden beträgt die Feldkapazität 15 mm je 10 cm Bodenschicht, bei schweren Lehmböden 35-40 mm.
Flurwind
thermisch bedingte kleinräumige Ausgleichsströmung; entsteht durch horizontale Temperaturdifferenzen
zwischen benachbarten Gebieten (Stadt/Umland); allg. schwach ausgeprägt und zu wärmeren Gebiet (Stadt) hin
gerichtet; die Strömung erfolgt meist schubweise mit einer vertikalen Mächtigkeit von einigen Metern,
hauptsächlich in den Abend- und Nachtstunden.
Frontalzone
der Bereich stark gebündelter Höhenströmung, der sich oberhalb einer Front als Folge der unterschiedlichen
Temperaturen beiderseits der Front und der daraus resultierenden Luftdruckgegensätze entwickeln muss
Frost
Lufttemperatur < 0,0 °C
Frostloch
Geländevertiefung (Mulde, Becken usw.), in der es aufgrund der Bildung von Kälteseen zu häufigen Frösten
kommt
Frostrisiko
die Gefahr des häufigen Auftretens von Frösten zw. von Frostschäden in einzelnen Landschaftsräumen; zur
Beurteilung der Wirtschaftlichkeit des Anbaus bestimmter Kulturen von Bedeutung
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Gutachten Klimaauswirkung Cottbuser See
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Frostschadenkartierung
kartographische Aufnahme eingetretener Frostschäden nach bestimmten Schadensstufen für Weinberge,
Obstanlagen, Grünland usw.; Grundlage für die Beurteilung der Frostgefährdung eines Gebietes bzw. für zu
ergreifende Maßnahmen des Frostschutzes
Frostschutz
Maßnahmen zum Schutz der Kulturpflanzen vor Frostschäden. Zu den vorbeugenden Maßnahmen zählen
aufgrund der Auswertung von Frostschadenkartierungen die Beseitigung von Kaltluftseen, die Aufforstung von
Kaltlufteinzugsgebieten, die Veränderung von Kaltluftabflüssen oder der Bau von Windschutzanlagen, zu den
unmittelbaren Maßnahmen das Abdecken gefährdeter Kulturen, bei größeren Beständen das Frosträuchern
(Abbrennen von Chemikalien, wobei entstehende Rauch oder Nebeldecken die Wärmeabstrahlung vermindern),
die Frostberegnung (Beregnung der Pflanzen vor Einsetzen des Frostes; bei Eisbildung wird Erstarrungswärme
frei) oder die direkte Beheizung der Kulturen
Frosttage
Tage, an den das Tagesminimum der Lufttemperatur unter 0,0 °C liegt.
Globalstrahlung
die Summe des Strahlungsflusses aus direkter Sonnenstrahlung und diffuser Himmelsstrahlung, bezogen auf
eine horizontale Einheitsfläche
Großwetterlagen
mittlere Luftdruckverteilung auf Meeresniveau und in der mittleren Troposphäre über einem Großraum (etwa von
der Größe Europas einschließlich der angrenzenden Teile des Nordatlantiks) während eines mehrtägigen
Zeitraumes, in dem sich diese und die Zugbahnen aufeinanderfolgender 24stündiger Fall- und Steiggebiete nicht
wesentlich verändern. Das Wetter selbst kann während der Andauer der Großwetterlage in den einzelnen
Teilgebieten des Großraums wechseln, der Charakter der Witterung bleibt jedoch erhalten. Die unterschiedliche
Häufigkeit, regionale Ausbildung und typische Aufeinanderfolge der Großwetterlagen prägen den Jahresablauf
der Witterung und gestalten wesentlich das Klima eines Gebietes mit;
Großwetterlagenklassifikation
Einteilung der Großwetterlagen nach bestimmten Merkmalen;
Heiße Tage
Tage, an den das Tagesmaximum der Lufttemperatur >= 30,0 °C beträgt.
Heitere Tage
Tage mit einem Tagesmittel des Bedeckungsgrades des Himmels mit Wolken < 1,6 Achtel
Homogenität
die Eigenschaft einer klimatologischen Beobachtungsreihe, frei von nicht witterungsbedingten Einflüssen zu sein.
Störungen der Homogenität werden im allgemeinen verursacht durch Veränderungen in der Bebauung und im
Bewuchs in der unmittelbaren Umgebung, Stationsverlegung, Beobachterwechsel, Instrumentenaustausch und
Änderungen der Beobachtungs-, Mess- und Auswertemethodik;
Interzeption
(aus lat. interceptio = Wegnahme) die Rückhaltung von Niederschlägen an Blättern und Zweigen der Pflanzen
(insbesondere im Kronenraum von Wäldern) und der damit zusammenhängende Verdunstungsverlust; dieser Teil
des fallenden Niederschlags erreicht nicht den Erdboden. In dichten Wäldern können bis zu 50% der
Wasserversorgung der Pflanzen durch Interzeption verloren gehen.
Inversion
Eine Schicht in der Atmosphäre, in der die Temperatur mit der Höhe zunimmt, wohingegen im Mittel eine
Abnahme der Temperatur mit der Höhe erfolgt.
Bodeninversionen beginnen unmittelbar an der Erdoberfläche
Höheninversionen sind durch eine Schicht vertikaler Temperaturabnahme vom Boden getrennt
Inversionen können durch unterschiedliche physikalische Vorgänge entstehen, z.B. durch Auskühlung der Luft
vom Boden her bei Nacht (Bodeninversion) oder durch Erwärmung der untersten Schicht einer Bodeninversion
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durch morgendliche Sonneneinstrahlung (abgehobene Inversion), aber z. B. auch durch bestimmte
Vertikalbewegungen (Absinkinversion, Aufgleitinversion usw.).
IPCC
Das IPCC wurde 1988 vom Umweltprogramm der Vereinten Nationen UNEP und der Weltorganisation für
Meteorologie WMO ins Leben gerufen. Das der Klimarahmenkonvention (UNFCCC) beigeordnete Panel hat die
Hauptaufgabe, Risiken des Klimawandels zu beurteilen und Vermeidungsstrategien zusammenzutragen. Der Sitz
des IPCC Sekretariats befindet sich in Genf.
Das IPCC trägt die Ergebnisse der Forschungen in den verschiedenen Disziplinen zusammen, darunter
besonders der Klimatologie und gibt auf dieser Grundlage Berichte ab ("IPCC Assessment Reports"). Die
Berichte des IPCC werden in Arbeitsgruppen erstellt und vom Plenum akzeptiert. Im Dritten Assessment-Report
(Abk. TAR) aus dem Jahr 2001 (IPCC 2001) machte das IPCC Aussagen über zukünftige Klimaveränderungen,
die derzeit in den verschiedensten Zusammenhängen zitiert werden und momentan die dominierende Basis der
politischen und wissenschaftlichen Diskussionen über die globale Erwärmung sind. Sie stehen im Internet
kostenfrei (auch in deutscher Sprache: http://www.ipcc.ch/pub/nonun.htm) zur Verfügung. Der „Vierte
Assessment-Report“ wurde im Jahr 2007 veröffentlicht.
Isohyeten
Linien gleicher Niederschlagshöhe
Isotachen
Linien gleicher Windgeschwindigkeit
Jahresschwankung
(Syn. Jahresamplitude) die Differenz zwischen dem höchsten Wert und tiefsten Wert eines meteorologischen
Elements innerhalb eines Jahres. Ein speziell für die Lufttemperatur charakteristischer Wert ist die mittlere
Jahresschwankung, die man als Differenz zwischen der im Jahresverlauf höchsten und tiefsten monatlichen
Mitteltemperatur erhält, in Mitteleuropa überwiegend zwischen Juli und Januar. Die mittlere Jahresschwankung
ist, großklimatisch gesehen, ein Maß für die Kontinentalität eines Ortes bzw. einer Region.
Jahreszeiten
Die Jahreszeiten beginnen für die Meteorologen immer am 01. desjenigen Monats, in welchem astronomisch
dieser Beginn liegt. Die Jahreszeiten dauern damit immer 3 komplette Monate. Dies wird gemacht, da für die
klimatologische Auswertungen nur Daten über die einzelnen Monate vorliegen (z.B. Monatsmittel,
Monatssummen, Monatsabweichungen, Extremwerte usw.).
Kaltlufteinzugsgebiet
das Kaltlufteinzugsgebiet wird von Flächen gespeist, über denen aufgrund der nächtlichen Energiebilanz eine
stärkere Abkühlung der Luft erzielt wird (Kaltluftentstehungsgebiete); Kaltluftabfluss lässt die Kaltluftmassen aus
dem zugehörigen Kaltlufteinzugsgebiet heraus wirksam werden
Kaltluftabfluss
thermisches, während der Nacht induziertes Windsystem (Hangabwind); dabei fließt die am Hang bodennah
erzeugte Kaltluft ab. Die durch Temperatur- und Dichteunterschiede entstehenden bodennahen Kaltluftabflüsse
unterstützen das nächtliche Windsystem (Bergwind).
Kaltluftsammelgebiet
ein größeres, räumlich zusammenhängendes Gebiet, in dem sich durch Kaltluftfluss aus Kaltlufteinzugsgebieten
und/oder durch Kaltluftbildung vor Ort deutlich niedrigere Lufttemperaturen als in der Umgebung bilden
Kaltluftstau, -see
durch Hindernisse ganz oder teilweise gestörter Kaltluftabfluss lässt im Staubereich niedrigere Lufttemperaturen
entstehen. Für die Ausdehnung des Kaltluftstaus/-sees sind das Relief, die Größe des zugehörigen
Kaltlufteinzugsgebiets und die Hindernishöhe entscheidend.
kleine Eiszeit
Bezeichnung für die Gletscherhochstandsphase der Neuzeit, die nach der säkularen Klimawende zu kalten
Wintern (etwa 1.5-2K kälter) und kühlen Sommern um 1540 begann und, unterbrochen durch milde Abschnitte,
bis etwa 1850 andauerte. Die für diesen Zeitraum nachgewiesene weltweite Ausdehnung der Gletscher erfolgte in
mehreren Hauptvorstößen, die v. a. im Alpenraum, in Skandinavien und auf Island für die Jahre um 1640, 1680
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bis 1700 (Höhepunkt der kleinen Eiszeit) und 1820 bis 1850 gut belegt sind. Nach 1855 setzte ein allgemeiner
Rückzug der Gletscher ein, ausgenommen schwache Vorstöße in den Jahren 1890 und 1920 (vgl. z.B.
SCHIRMER 1987).
Klima
Der Begriff Klima geht zurück auf das griech. Wort klimatos = Neigung, nämlich die Neigung der Erdachse gegen
die Ebene ihrer Umlaufbahn um die Sonne.
Das Klima ist definiert als die Zusammenfassung der Wettererscheinungen, die den mittleren Zustand der
Atmosphäre an einem bestimmten Ort oder in einem mehr oder weniger großen Gebiet charakterisieren.
Es wird repräsentiert durch die statistischen Gesamteigenschaften (Mittelwerte, Extremwerte, Häufigkeiten,
Andauerwerte u. a.) über einen genügend langen Zeitraum. Im Allgemeinen wird ein Zeitraum von 30 Jahren
zugrunde gelegt, die sog. Normalperiode, es sind aber durchaus auch kürzere Zeitabschnitte gebräuchlich.
Klimabeeinflussung
siehe anthropogene Klimabeeinflussung
Klimadaten
Meteorologische Daten, die zur Charakterisierung des Klimas verwendet werden (in der Regel aus langjährigen
meteorologischen Beobachtungen verdichtete Werte)
Klimadiskontinuität
Bezeichnung für den abrupten Wechsel von einem mittleren Zustand der atmosphärischen Verhältnisse zu einem
wesentlich anderen; entspricht einer markanten Klimaveränderung ohne Trend.
Klimaelemente
die mess- und beobachtbaren Elemente des Wetters, die für die klimatologische Bearbeitungen herangezogen
werden. Im Wesentlichen sind sie mit den meteorologischen Elementen identisch, besitzen im Klimadienst jedoch
einen anderen Stellenwert. Wichtige Klimaelemente sind: Strahlung, Lufttemperatur, Luftfeuchte, Niederschlag,
Bewölkung, Sicht, Wind und Sonnenscheindauer (beachte Unterschied zu Klimaparametern).
Klimafaktoren
die Faktoren des Raums, welche die Klimaelemente und damit das Klima beeinflussen. Zur Unterscheidung von
den Faktoren, die anthropogen bedingt sind, werden die Klimafaktoren heute als natürliche klimatologische
Wirkungsfaktoren bezeichnet;
Klimafluktuationen
die Unbeständigkeit des Klimas, die aus irgendeiner Art systematischer Veränderungen, ausgenommen
Klimatrend und Klimadiskontinuität, besteht. Im dt. Sprachgebrauch wird mit Klimafluktuation häufig eine Episode
von anomalen meteorologischen Verhältnissen über mehrere aufeinander folgende Jahre bezeichnet;
Klimafunktionskarte
spezielle synthetische Klimakarte, in der für einen bestimmten Anwendungszweck (z.B. Stadt- und
Regionalplanung) ein Gebiet nach den statischen und dynamischen Klimaverhältnissen gegliedert wird;
Klimakarte
kartographische Darstellung der regionalen Verteilung von Klimaelementen und Witterungsabläufen (z.B. mit Hilfe
von Isolinien) auf der Grundlage langjährigen Beobachtungen;
Klimaklassifikation
typisierende Einteilung der Klimate nach bestimmten Kriterien. Man unterteilt die Klimaklassifikationen in
wirkungsbezogene (effektive Klimaklassifkation) und ursachenbezogene (genetische Klimaklassifikation)
Verfahren;
Klimamelioration
anthropogene Verbesserung des Klimas, vorwiegend des Lokalklimas, durch gezielte geplante
Nutzungsänderungen;
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Klimamittel
im Klimadienst früher eine auf die Lufttemperatur angewendete spezielle Art der Mittelwertbildung aus den
Temperaturwerten der täglichen Klimatermine ((TI + TII + 2TIII)/4) mit
TI : 07:30 MEZ
TII : 14:30 MEZ
TIII: 21:30 MEZ
Diese Beschränkung auf nur drei Klimatermine war sinnvoll in einer Zeit, in der die Beobachtungen überwiegend
manuell durchgeführt wurden. Ab dem 01.04.2001 wurde der Standard wie folgt geändert:
Berechnung der Tagesmittel aus 24 Stundenwerten.
Wenn mehr als 3 Stundenwerte fehlen -> Berechnung aus den 4 Hauptterminen (00, 06, 12, 18 UTC)
Bezugszeit für einen Tag i.d.R. 23:51 UTC des Vortages bis 23:50 UTC
nur der Niederschlag des Vortages wird morgens um 05:50 UTC gemessen
Hierbei werden die Beobachtungstermine auf die global genutzte Zeit in Greenwich (GMT oder UTC) bezogen.
Die Beobachtungszeit ist jeweils 10 Minuten vor dem Bezugstermin (daher die krummen Zeitangaben). Diese
Umstellung war erforderlich, nachdem das Stationsnetz weitgehend automatisiert wurde (nach Angaben des
DWD).
Klimamodelle
numerische Modelle, die das gesamte komplexe Klimasystem quantitativ behandeln;
Klimaoptimum
eine im Verlauf der Klimageschichte in verschiedenen Regionen und geologischen Zeiträumen auftretende
Periode relativer Klimagunst, insbesondere eine Warmzeit. Kennzeichen sind insgesamt erhöhte
Mitteltemperaturen bei vorherrschend milden Wintern, höhere relative Feuchte und ein weitgehend eisfreies
Polarmeer, ferner, hinsichtlich der Vegetation, ein polwärts gerichteter Vorstoß der Baumgrenze. Die Länge eines
Klimaoptimums kann zwischen einigen Jahrzehnten und bis zu 2-3 Jahrtausenden schwanken. Herausragend
sind das postglaziale Klimaoptimum (etwa 5000-2000 v. Chr.), das mittelalterliche Klimaoptimum (etwa 900-1200
n. Chr.) und das rezente Klimaoptimum (etwa 1920-1960);
Klimaparameter
die grundlegenden Eingangsgrößen des Klimasystems; zu den energetisch wichtigsten gehören Solarkonstante,
Strahlungsbilanz, Strom latenter und fühlbarer Wärme, Wärmespeicherung der Ozeane, Bewegungsenergie der
allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre und große Vulkanausbrüche;
Klimapessimum
erdgeschichtlicher Zeitraum, der sich in bestimmten Regionen durch relative Klimaungunst auszeichnete,
insbesondere eine Kaltzeit.
Das Klimapessimum wird charakterisiert durch abgeschwächte Zonal- und verstärkte Meridionalzirkulation, durch
kühle Sommer und starke Gletschervorstöße. In Europa lagen die Jahresmitteltemperaturen während der
einzelnen Klimapessima im Mittel um 1-2 K tiefer als heute.
Klimaregion
größeres Gebiet mit abgrenzbaren, relativ einheitlichen makroklimatischen Bedingungen. Die Abgrenzung erfolgt
mittels Schwellenwerten der Temperatur und/oder des Niederschlags bzw. nach der Methode der dynamischen
Klimatologie. Häufig werden auch Bezüge zur Vegetation oder zu Abflussregimen hergestellt.
Klimasystem
der geophysikalische Komplex, der sich aus den Komponenten (Subsystemen) Atmosphäre, Hydrosphäre,
Kryosphäre, Landoberflächen und Biosphäre zusammensetzt. Die einzelnen, sich verschieden rasch
bewegenden, ganz unterschiedlichen Reaktionszeiten unterliegenden Subsysteme sind miteinander durch
vielfältige nichtlineare Wechselwirkungen verbunden, etwa dadurch, dass die Ozeane mit ihrer Zirkulation einen
wichtigen Beitrag zum Wärmehaushalt liefern, die Eisflächen eine große Albedo besitzen und relativ schlechte
Wärmeleiter sind oder dass die Biomasse eine bedeutende Rolle im CO2-Haushalt spielt und der Pflanzenwuchs
u.a. Oberflächenalbedo und Bodenrauhigkeit bestimmt.
Das Klima ist zwar eine Eigenschaft der Atmosphäre, des reaktionsschnellsten Teils des Klimasystems, es
entsteht aber erst durch die oben genannten Wechselwirkungen;
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Klimatermin
feste Uhrzeit, zu der die Klimabeobachtung durchgeführt wird. Die täglichen Klimatermine sind: 07 Uhr, 14 Uhr
und 21 Uhr mittlerer Ortszeit (MOZ). Den Klimaterminen wurde die mittlere Ortszeit zugrunde gelegt, um
Beobachtungen und Messungen bei gleichem Sonnenstand durchführen zu können;
klimatische Wasserbilanz
Differenz zwischen Niederschlagshöhe und Höhe der potentiellen Verdunstung an einem Ort für einen
bestimmten Zeitraum;
Klimatologie
Klimakunde - Teildisziplin der Meteorologie, die sich mit der Erforschung des Klimas bzw. des Klimasystems und
seinen Veränderungen befasst, wobei sie sich einer auf große Zeitskalen bezogene Betrachtungsweise bedient.
klimatologische Wirkungsfaktoren
das Klima prägende natürliche und anthropogene Faktoren. Zu den natürlichen Klimafaktoren gehören die
geographische Breite (davon abhängig Sonnenhöhe und Strahlungsintensität) sowie die Art des Untergrundes.
Anthropogene klimatologische Wirkungsfaktoren sind Bebauung, Industrie- Verkehrsanlagen sowie
Nutzungsänderungen. Für globale Auswirkungen kommt insbesondere die Zunahme des Gehaltes von CO2 und
andrer Treibhausgase in der Atmosphäre in Betracht.
Klimatop
Bezeichnung für ein Areal mit einem im langjährigen Mittel und hinsichtlich der Mehrzahl der Witterungen
gleichartigen mesoklimatischen Verhalten, wobei weniger die einzelnen Klimaelemente als vielmehr die
Gesamtwirkungen des Mesoklimas zur Kennzeichnung und Abgrenzung benutzt werden.
Klimatrend
Klimaveränderung, die durch eine allmähliche und gleichmäßige Zunahme bzw. Abnahme der Mittelwerte in einer
Beobachtungsreihe charakterisiert ist;
Klimaveränderungen (Klimaänderungen)
Sammelbezeichnung für alle Unbeständigkeiten des Klimas, unabhängig von ihrer statistischen Natur oder ihren
physikalischen Ursachen. Zu den natürlichen Ursachen von Klimaänderungen gehören Variabilität der
Sonneneinflüsse und Vulkaneruptionen, zu den anthropogenen u. a. Energiezufuhr, Luftbeimengungen, Zunahme
von Kohlendioxid und anderen Spurengasen sowie Veränderungen der Albedo;
Kondensation
Verflüssigung von Dämpfen und Gasen besonders durch Abkühlung - in der Meteorologie der Übergang des
Wasserdampfs der Atmosphäre in den flüssigen Aggregatzustand durch Tröpfchenbildung (Nebel, Wolken, Tau)
beim Überschreiten des (zur entsprechenden Temperatur gehörenden) Sättigungsdampfdrucks infolge Zunahme
der spezifischen Feuchte oder (häufiger) infolge Abkühlung durch Ausstrahlung, Wärmeleitung und Aufsteigen
von feuchter Luft. Meist schlägt sich das Wasser an Kondensationskernen nieder.
Kontinentalität
der Grad des Einflusses großer Landmassen auf das Klima bzw. der Grad der Einengung maritimer Einflüsse.
Konvektion
In der Meteorologie die vertikale Luftbewegung mit Aufsteigen erwärmter Luft bei gleichzeitigem Absinken kälterer
Luft in der Umgebung;
Konvektionsniederschläge
durch Konvektion verursachte, aus Konvektionswolken fallende Niederschläge in Form von Regen, Schnee-,
Graupel- und Hagelschauern; Typisch ist der unvermittelte Beginn und das plötzliche Ende der
Konvektionsniederschläge bzw. das teilweise örtlich sehr begrenzte Auftreten.
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Konvergenz
(Syn. Strömungskonvergenz) das Zusammen- oder Gegeneinanderströmen von Luft. Die Bezeichnung wird in der
Meteorologie einerseits anschaulich zur Beschreibung von horizontalen Strömungsanordnungen benutzt (z. B. bei
Begriffen wie Konvergenzlinie), andererseits mathematisch im Sinne der Vektoranalysis als negative Divergenz
verstanden. In diesem Sinne gibt die Konvergenz den Massenzuwachs in einer Volumeneinheit in der Zeiteinheit
an, wenn in das Volumen mehr Masse ein- als ausströmt.
Lokalklima
Klima, das im wesentlichen von nur lokal wirkenden Faktoren, vor allem von der Geländeform, von der Richtung
und Stärke der Hangneigung (Exposition) sowie von der Beschaffenheit der Erdoberfläche (bewachsen, bebaut,
flüssig, fest usw.) bestimmt wird;
Luftfeuchte, relative
Verhältnis des vorhandenen Wasserdampfdrucks zu dem bei der herrschenden Lufttemperatur möglichen
Sättigungsdampfdruck über Wasser, angegeben in %
Lufttemperatur
Meteorologische Größe, die den Wärmezustand der Luft charakterisiert, angegeben in °C
Makroklima
Klima, das über größere Gebiete relativ einheitlich geprägt ist und im wesentlichen von der allgemeinen
Zirkulation der Atmosphäre, der geographischen Breite, der Lage zum Festland und Meer sowie der Höhe über
dem Meeresspiegel bestimmt wird.
Mesoklima
räumlich begrenzte Klimabesonderheit, die sich auf Einflüsse der Topographie zurückführen lässt und sich auf
Areale von etwa 1 km bis 100 km Durchmesser bezieht; in diesen Größenordnungsbereich fallen v. a. Gelände-,
Lokal- und Stadtklima, teilweise auch das Landschaftsklima.
Nach der Art der Messmethodik gehört das Mesoklima überwiegend zum Makroklima, je nach Aufgabenstellung
werden aber auch mikroklimatische Messmethoden angewendet.
Multizelle
Multizellen treten meist haufenförmig als Multizellen-Cluster oder selten linienartig als Multizellen-Linie oder
Squall-Line in Erscheinung. Das Multizellen-Cluster, der häufigste Typ der drei Gewittergrundformen (Einzel-,
Multi-, Superzelle), bildet sich bevorzugt bei geringer Richtungsänderung sowie mäßiger bis starker Zunahme der
Windgeschwindigkeit mit der Höhe und besteht aus einer Gruppe von Einzelzellen - vorwiegend 2 bis 4 - in
unterschiedlichen Entwicklungsstadien.
Der Durchmesser so eines Multizellen-Clusters weist einige Dekakilometer (horizontale Ausdehnung ca. 15 - 30
km) auf, neue Zellen entstehen alle 5 - 10 Minuten und bis zu 30 Zellen können sich nacheinander formen. Die
typische Lebensdauer einer einzigen Zelle dieses Gewitterkomplexes beträgt etwa 10 bis 60 Minuten.
Multizellen können schwere Wettererscheinungen in Form von Downbursts, mittelgroßem Hagel,
Überschwemmungen und schwachen Tornados verursachen und bedeuten für die Öffentlichkeit eine mäßige und
für die Luftfahrt eine mäßige bis hohe Gefahr.
Nebel
In der Luft schwebende, winzige, meist mikroskopisch kleine Wassertröpfchen, durch die die Sichtweite auf unter
1 km herabgesetzt wird.
Niederschlag, fallender
Wasserteilchen, die in der Regel aus einer Wolke in flüssiger oder fester Form fallen.
Der Niederschlag wird quantitativ u. a. mit den Größen Niederschlagshöhe, -intensität, -spende und -dauer
angegeben.
Es werden folgende Niederschläge unterschieden:
flüssiger Niederschlag: Regen, Sprühregen, unterkühlter Sprühregen
fester Niederschlag: Schnee, Schneegriesel, Reifgraupel, Eisnadeln, Hagel, Frostgraupel, Eiskörner
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Niederschlagshöhe
Wassermenge aus Niederschlag während eines Zeitintervalls unter der Annahme gleichmäßiger Verteilung über
einer horizontalen Fläche, ausgedrückt als Wasserhöhe in mm.
Der Zahlenwert der Niederschlagshöhe ist dem flächenbezogenen Niederschlagsvolumen in Litern gleich (1 mm
= 1 l/m²).
Phänologie
die Lehre vom Einfluss des Wetters, der Witterung und des Klimas auf den jahreszeitlichen Entwicklungsgang
und die Wachstumsphasen der Pflanzen und Tiere, ein Grenzbereich zwischen Biologie und Klimatologie.
Rauhigkeitsparameter
in Formeln zur Beschreibung der Vorgänge in der Prandtl-Schicht (bodennahe unterste Schicht der Atmosphäre)
benutzter Parameter, der ein Maß der Unebenheit oder Rauhigkeit der Erdoberfläche darstellt. Der
Rauhigkeitsparameter ist über dem Festland etwa doppelt so groß wie über den Ozeanen, über dem Festland ist
der Einfluss der Vegetation im Durchschnitt etwa viermal so groß wie der der reinen Orographie.
Reliefenergie
der geomorphographischen Charakterisierung des Georeliefs und seiner Einzelformen dienender Begriff. Er war
ursprünglich ein Maß der relativen Höhen innerhalb eines natürlich oder künstlich angegrenzten Gebietes. Die
Reliefenergie wird als Höhenunterschied und damit als Differenzbetrag zwischen dem höchsten und niedrigsten
Punkt einer kleinen Flächeneinheit ermittelt. Bei starker Verringerung der Flächengröße kann die Reliefenergie
auch mit dem Winkel der Hangneigungsstärke angegeben werden.
Repräsentativstation
Meteorologische Station, deren Beobachtungswerte die klimatischen Bedingungen bezüglich einer oder mehrerer
meteorologischer Beobachtungsgrößen in einem bestimmten größeren Gebiet mit hinreichender, definierter
Genauigkeit beschreiben.
Säkularstation
[aus lat. saecularis = alle hundert Jahre stattfindend] meteorologische oder Klimastation mit einer sehr langen,
etwa 90-130 Jahre (in Ausnahmefällen mehr als 130 Jahre) umfassenden Beobachtungsreihe. Wichtigstes
Merkmal ist die Aufrechterhaltung ungestörter, hindernisfreier meteorologischer Mess- und
Beobachtungsbedingungen über viele Jahre hinweg.
Sättigung
atmosphärischer Zustand, bei dem in der Luft die maximal mögliche Feuchtigkeit enthalten ist. In diesem Zustand
würden aus einer ebenen Wasseroberfläche genau so viel Wassermoleküle in die Luft übertreten, wie von der
Luft in die Wasseroberfläche zurückkehren, so dass ein Gleichgewichtszustand zwischen Wasser und Luft
herrschen würde. Da die Molekülbewegungen um so stärker sind, je höher die Temperatur ist, hängt der Zustand
der Sättigung von der Temperatur ab. So beträgt der Dampfdruck, der bei Sättigung herrscht, der sog.
Sättigungsdampfdruck, z. B. bei 0 °C 6,11 hPa, bei 10 °C 12,3 hPa, bei 20 °C 23,4 hPa; bei höheren
Temperaturen steigt er immer steiler an. Bei Temperaturen unter 0 °C sind die Werte des Sättigungsdampfdrucks
über Eis etwas niedriger als über unterkühltem Wasser (Eissättigung). Falls im Wasser Salze gelöst sind, liegen
die Werte je nach Art der Salze und der Konzentration der Lösung um unterschiedliche Beträge niedriger.
Dagegen sind sie über kleinen Tröpfchen wegen der stark gekrümmten Oberfläche wesentlich erhöht.
Sättigungsdefizit
Differenz zwischen Sättigungsfeuchte und tatsächlich vorhandener Luftfeuchte bzw. zwischen
Sättigungsdampfdruck und gemessenem Dampfdruck. Wie viel Wasserdampf die Luft noch aufnehmen kann,
hängt vom Sättigungsdefizit ab, und damit auch die Höhe der Verdunstung.
Sättigungsfeuchte
die Höchstmenge an Wasserdampf (in g), die bei einer bestimmten Lufttemperatur in einem Kubikmeter feuchter
Luft enthalten sein kann. Je höher die Temperatur ist, um so mehr kann die Luft Wasserdampf aufnehmen, d.h.
desto größer ist die Sättigungsfeuchte bzw. der Sättigungsdampfdruck.
Schnee
Aus einer Wolke fallender Niederschlag, der aus einzelnen oder zusammengewachsenen Eiskristallen besteht.
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Schwüle
subjektives menschliches Empfinden bei feuchtwarmen Klima bzw. entsprechenden Wetterlagen, für die es keine
eindeutige, meteorologisch fundierte Definition gibt. Das Empfinden von Schwüle ist bedingt durch die
Behinderung der Wärmeabgabe (im wesentlichen über die Verdunstung) bei hoher Luftfeuchte, so dass über
Wärmestau und Hyperthermie die Gefahr eines Hitzschlags besteht.
Sommertag
Tag mit einem Tagesmaximum der Lufttemperatur >= 25,0 °C.
Sonnenscheindauer
Zeitspanne für das Auftreten direkter Sonnenstrahlung, angegeben in Stunden.
Starkregen
Niederschlag hoher Dichte pro Zeiteinheit. Nach Richtlinien des Deutschen Wetterdienstes werden Starkregen im
Bundesgebiet wie folgt definiert:
Niederschlagsdauer
Niederschlagshöhe mindestens
5 min
5,0 mm
10 min
7,1 mm
20 min
10,0 mm
60 min
17,1 mm
Kurze Starkregen fließen schnell ab; sie verursachen z. T. ein plötzliches Anschwellen der Flüsse und führen zu
Bodenerosion.
Sturmtag
Im Klimadienst ein Tag, an dem das Maximum der Windgeschwindigkeit, ausgedrückt durch das größte während
des Tages auftretende 10-Minuten-Mittel, mindestens Windstärke 8 der Beaufortskala entspricht (ca. 17 m/s). Bis
in die 50er Jahre galten davon teilweise leicht abweichende Festlegungen.
Tau
Sammelbezeichnung für an der Erdoberfläche, an Gegenständen oder Pflanzen abgesetzte Wassertropfen, die
durch Kondensation des Wasserdampfs aus der umgebenden Luft entstehen. Man unterscheidet Advektionstau,
Strahlungstau und weißen Tau.
Tauniederschlag
Dieser Niederschlag ist die allein aus dem Taubeschlag resultierende Niederschlagshöhe. Im allgemeinen ist
dieser Betrag unter mitteleuropäischen Klimaverhältnissen gering: je Nacht etwa 0,1 bis 0,2 mm, selten bis 0,5
mm (Anteil am Gesamtniederschlag etwa 2 bis 5%). Dagegen stellt der Tau in den Trockengebieten der Erde
über weite Strecken des Jahres die einzige Quelle der Wasserversorgung für die Vegetation dar.
Taupunkt
(auch Taupunkttemperatur) diejenige Temperatur, bei der der Wasserdampfgehalt der Luft am Beobachtungsort
gleich dem (temperaturabhängigen) maximal möglichen (Sättigungs)wasserdampfgehalt ist und die Luft keine
weitere Feuchtigkeit mehr aufnehmen kann. Die Taupunkttemperatur ist gleich der Lufttemperatur bei einer
relativen Feuchtigkeit von 100%. Beim Zuführen weiteren Wasserdampfs bzw. beim Abkühlen unter den
Taupunkt kondensiert so viel Wasserdampf in Form kleiner Wassertröpfchen (Nebel, Wolken, Tau), dass die
relative Feuchtigkeit stets ihren Wert von 100% beibehält.
Taupunktdifferenz
Maß für die Feuchtigkeit der Luft; die Differenz zwischen Lufttemperatur und Taupunkt; sie ist relativ groß bei
trockener Luft. klein dagegen bei hoher Luftfeuchte.
Thermoregulation
die Fähigkeit des Organismus, zur Erhaltung der Körpertemperatur (Kerntemperatur) ständig Wärmegewinn und abgabe des Körpers aufeinander abzustimmen.
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Treibhauseffekt
Treibhausgase (darunter auch Wasserdampf) und Wolken lassen einen Teil der kurzwelligen Sonneneinstrahlung
durchdringen, absorbieren aber die langwellige (Infrarot-)Ausstrahlung der Erdoberfläche und von Wolken,
beziehungsweise strahlen einen Teil davon zum Erdboden zurück und einen Teil ins Weltall ab. Zwischen
Erdoberfläche und Troposphäre wird also Wärme eingefangen – so entsteht der "natürliche Treibhauseffekt". Die
Abstrahlung der Atmosphäre hängt von der
Temperatur in der Höhe ab, in der sie ausgestrahlt wird. In der Troposphäre nimmt die Temperatur allgemein mit
der Höhe ab.
Tatsächlich stammt die in den Weltraum ausgestrahlte Infrarotstrahlung aus einer Höhe mit einer Temperatur von
durchschnittlich -19°C, im Gleichgewicht mit der einfallenden Sonnenstrahlung, während die Erdoberfläche auf
einer viel höheren Temperatur von durchschnittlich 14°C gehalten wird.
Eine Zunahme der Treibhausgaskonzentration führt zu einer zunehmenden Undurchlässigkeit der Atmosphäre für
Infrarot und somit zu einer Abstrahlung in den Weltraum aus größerer Höhe bei tieferer Te m p e r a t u r. Dies
verursacht einen Strahlungsantrieb, ein Ungleichgewicht, das nur mit einer Zunahme der Temperatur im System
Oberfläche-Troposphäre kompensiert werden kann. Dies wird der "erhöhte Treibhauseffekt" genannt. (vgl.
Glossar in: IPCC 2001)
Treibhausgas
Treibhausgase sind diejenigen gasförmigen Bestandteile in der Atmosphäre (sowohl natürlichen wie
anthropogenen Ursprungs), die diejenige Strahlung spezifischer Wellenlängen innerhalb des Spektrums der
Infrarotstrahlung absorbieren und wieder ausstrahlen, die von der Erdoberfläche, der Atmosphäre und den
Wolken ausgestrahlt wird. Diese Eigenschaft verursacht den Treibhauseffekt. Wasserdampf (H2O), Kohlendioxid
(CO2), Lachgas (N2O), Methan (CH4) und Ozon (O3) sind die Haupttreibhausgase in der Erdatmosphäre.
Außerdem gibt es eine Anzahl von ausschließlich vom Menschen produzierten Treibhausgasen in der
Atmosphäre, wie die Halogenkohlenwasserstoffe und andere chlor- und bromhaltige Substanzen, die im
Montreal-Protokoll behandelt werden. Neben CO2, N2O, und CH4 befasst sich das Kyoto-Protokoll mit den
Treibhausgasen Schwefelhexafluorid (SF6), Fluorkohlenwasserstoffe (HFCs) und Perfluorkohlenstoffe (PFCs).
UTC
Abkürzung für Universal time coordinated (deutsch: koordinierte Weltzeit): eine aus der 1971 definierten
"Internationalen Atomzeitskala" abgeleitete Zeitskala. Die UTC wurde in der BR Deutschland durch das "Gesetz
über die Zeitbestimmung" ("Zeitgesetz") vom 25. Juli 1978 eingeführt; aufgrund dieses Gesetzes ist die UTC auch
die Basis für die mitteleuropäische Zeit (MEZ). In den Arbeitskarten und -unterlagen des Deutschen
Wetterdienstes wird die UTC seit 1985 verwendet
Vegetationsperiode
(Syn.: Vegetationszeit) derjenige Zeitraum des Jahres, in dem Pflanzen photosynthetisch aktiv sind, d.h.
wachsen, blühen und fruchten. Je nach Wärmeanspruch der einzelnen Pflanzen ergeben sich unterschiedliche
Schwellenwerte der Temperatur, die zur Bestimmung der Vegetationsperiode herangezogen werden. Im
allgemeinen wird die Wachstumszeit als der Abschnitt des Jahres definiert, in dem das Tagesmittel der
Temperatur mindestens 5 °C (für verschiedene Pflanzen 10 °C) beträgt. Andere Abgrenzungsverfahren greifen
auf phänologische Phasen bzw. phänologische Jahreszeiten zurück. Beim Unterschreiten der Schwellenwerte für
die Temperatur bzw. bei Trockenheit tritt Vegetationsruhe ein (in den außertropischen Breiten im Winter).
Verdunstung
der sich unterhalb des Siedepunktes vollziehende Übergang des Wassers vom flüssigen Zustand in
Wasserdampf. Die beim Verdunstungsvorgang benötigte Wärme wird der Flüssigkeit und der Umgebung
entzogen. Verdunstung ist deshalb mit Abkühlung verbunden.
Verdunstung findet sowohl von Wasserflächen und der vegetationsfreien Erdoberfläche (Evaporation) als auch
von Pflanzenbeständen (Transpiration) und der natürlich bewachsenen Bodenoberfläche (Evapotranspiration)
aus statt.
Verdunstungshöhe
die durch Verdunstung an Land- und Wasseroberflächen abgegebene Wassermenge, ausgedrückt als
Wasserhöhe (mm) über einer Fläche in einem bestimmten Zeitraum.
Wärmebelastung
(oder auch thermische Belastung) Beeinträchtigung der Behaglichkeit, wenn trotz angepassten Verhaltens die
thermische Belastungsgrenze überschritten wird und die Thermoregulation nicht mehr ausreicht
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warme Hangzone
Geländebereich an Hängen, der sich zwischen kalter Hochfläche und Talsohle befindet und oberhalb eines
ausstrahlungsbedingten Kaltluftsammelgebiets (in Mulden, Becken, Tälern) liegt. Die warme Hangzone ist
nebelarm, kaum frostgefährdet und bioklimatisch allgemein begünstigt. Sie ist ein Phänomen der Mittelgebirgsund Hochgebirgsregionen.
Wärmeinsel
derjenige städtische Lebensraum, der gegenüber der Umgebung eine höhere Temperatur aufweist
Wetter
Zustand der Atmosphäre an einem bestimmten Ort oder in einem bestimmten Gebiet zu einem festen Zeitpunkt,
angegeben durch die verschiedenen meteorologischen Elemente.
Wind
Luftbewegung relativ zur Erdoberfläche. Wenn nicht besonders vermerkt, werden nur die Horizontalkomponenten
dieser Bewegung betrachtet. In offenem Gelände wird der Wind bis zu 10 m Höhe über der Erdoberfläche auch
als Bodenwind, darüber als Höhenwind bezeichnet.
Windgeschwindigkeit
Der in einer bestimmten Zeiteinheit von der Luft zurückgelegte Weg, angegeben in m/s; für Windstille
Kennzeichen C (Calme).
Windrichtung
Himmelsrichtung aus der der Wind weht, angegeben in Grad - gezählt von geographisch Nord über Ost - oder
verbal. Als Angabe in Grad gilt Nord = 360°, Ost = 90°, Süd = 180° und West = 270°.
Windrose
Die vom Deutschen Wetterdienst erstellten Windrosen sind graphische Darstellungen in Form kreisförmiger
Balkendiagramme. Sie beruhen auf der Grundlage prozentualer Häufigkeitsverteilungen der Stundenmittel der
Windgeschwindigkeit (m/s) in Abhängigkeit von der 12-teiligen Windrichtung und stehen für viele Orte
Deutschlands zur Verfügung.
Bei der Erstellung einer Windrose wird zuerst auf der Grundlage der an einer Wetterstation stündlich gemessenen
Winddaten eine zweidimensionale prozentuale Häufigkeitsverteilung von Windrichtungen in 30-Grad-Sektoren
und Windgeschwindigkeiten mit 1,0-m/s-Klasseneinteilung berechnet. Diese Häufigkeitsverteilung wird dann von
einem Windrosenprogramm zu einer graphischen Darstellung einer Windrose verarbeitet. Diese Angaben gelten
nur für die unmittelbare Umgebung des Stationsstandortes.
Witterung
Als Witterung wird der allgemeine, durchschnittliche oder auch vorherrschende Charakter des Wetterablaufs
eines bestimmten Zeitraums (von einigen Tagen bis zu ganzen Jahreszeiten) bezeichnet.
Bei der Witterung ist der berücksichtigte Zeitraum im Gegensatz zum Klima wesentlich kürzer. Witterung fasst
den Wetterablauf von mehreren Tagen oder Wochen, selten auch Monaten zusammen.
Dabei werden typische Witterungstypen oder auch –verläufe unterschieden, wobei die Charakteristik durch die
jeweils vorherrschende Wetterlage bestimmt wird.
Wolke
Eine Wolke ist ein Hydrometeor, der aus winzigen Wasser- oder Eisteilchen oder aus beiden besteht, die in der
Luft schweben und gewöhnlich die Erdoberfläche nicht berühren. In einer Wolke können auch noch größere
Wasser- oder Eisteilchen enthalten sein und solche Teilchen, wie sie in Abgasen, Rauch oder Staub vorkommen.
Das Aussehen der Wolken ist abhängig von der Art, Größe und räumlichen Verteilung der Wolkenelemente in der
Troposphäre, von Eigenarten in der Gestalt und der Lichtdurchlässigkeit, von der Anordnung der Wolkenteile
sowie von der Intensität (Helligkeit) und Farbe des auf die Wolke fallenden Lichtes bzw. der Stellung des
Betrachters und der Lichtquelle zur Wolke. Obwohl die Wolken aufgrund ihrer Entstehung, der verschiedenen
Arten der Wolkenelemente und ihrer ständigen Umwandlung ein unendliches Formenreichtum aufweisen, lässt
sich eine begrenzte Anzahl von charakteristischen Erscheinungsbildern erkennen, die für die gesamte Erde
typisch sind und von der WMO zu Gruppen zusammengefasst wurden. Diese so genannte Wolkenklassifikation
hat die WMO im internationalen Wolkenatlas verbindlich festgelegt.
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Die WMO unterscheidet:
10 Wolkengattungen
14 Wolkenarten
9 Wolkenunterarten
9 Sonderformen und Begleitwolken
Wolkenbildung
Beobachtet man tagsüber aufmerksam das Himmelsbild, so stellt man fest, dass Wolken ständigen
Veränderungen unterworfen sind. Besonders Cumulus zeigt zeitlich relativ rasch fortschreitende
Entwicklungsvorgänge, während Cirrus nur langsam sein Aussehen wechselt. Eine Wolke darf deshalb nicht als
eine in der Strömung driftende, unvergängliche troposphärische Erscheinung aufgefasst werden, sondern sie ist
das Produkt einer Vielzahl von komplexen physikalischen, rückkoppelnden Prozessen. Wenn die
wolkenformenden Abläufe überwiegen, entwickelt sie sich. Gewinnen aber die rückbildenden Prozesse die
Oberhand, beginnt sie sich aufzulösen.
Wolken entstehen durch Kondensation oder Sublimation des übersättigten Wasserdampfes auf geeigneten
Aerosolpartikeln. Der hauptsächliche Vorgang ist der Kondensationsprozess, der bereits bei einer Übersättigung
des Wasserdampfes von maximal 1 % auf den Wolkenkondensationskernen (CCN, Cloud condensation nucleus)
erfolgt. Diese Teilchen bilden sich zum größten Teil innerhalb der planetarischen Grenzschicht durch Gas-zuPartikelreaktionen und stammen nicht von einer direkten Oberflächenquelle.
Zirkulationsform (Zirkulationstyp)
typische Erscheinungsform der großräumigen Strömung. Es wird meist unterschieden zwischen dem zonalen
Zirkulationstyp (Strö-mung parallel zu den Breitenkreisen) und dem meridionalen Zirkulationstyp. Vom
gemischten Zirkulationstyp spricht man, wenn die Hauptaktionszentren aus ihrer normalen Lage so verschoben
sind, dass die zonalen und meridionalen Strömungsanteile etwa gleich groß sind.
zyklonal
1. verwendet für eine gekrümmte Luftströmung, die auf der Nordhalbkugel entgegen dem Uhrzeigersinn um ein
Gebiet tiefen Luftdrucks gerichtet ist,
2. bezeichnet den Wettercharakter im Bereich von Tiefdruckgebieten.
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Anlage 1
Anlage 1a: Stärkewindrose (in Prozent der Jahresstunden) Cottbus (Quelle: Deutscher
Wetterdienst, Geschäftsfeld Klima- und Umweltberatung)
Cot tbus
Zeitraum 1992-2001
Die Länge der einzelnen Farbstufen entspricht der Häufigkeit, mit der die jeweilige
Windgeschwindigkeit aus der angegebenen Windrichtung auftritt.
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Anlage 1
Anlage 1b: Stärkewindrose (in Prozent der Jahresstunden) Lindenberg (Quelle: Deutscher
Wetterdienst, Geschäftsfeld Klima- und Umweltberatung)
Lindenberg
Zeitraum 1992-2001
Die Länge der einzelnen Farbstufen entspricht der Häufigkeit, mit der die jeweilige
Windgeschwindigkeit aus der angegebenen Windrichtung auftritt.
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Anlage 1
Anlage 1c: Stärkewindrose (in Prozent der Jahresstunden) Doberlug-Kirchhain (Quelle:
Deutscher Wetterdienst, Geschäftsfeld Klima- und Umweltberatung)
Doberlug- Kirchhain
Zeitraum 1992-2001
Die Länge der einzelnen Farbstufen entspricht der Häufigkeit, mit der die jeweilige
Windgeschwindigkeit aus der angegebenen Windrichtung auftritt.
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Anlage 1
Anlage 1d: Jahresmittel der Windgeschwindigkeit ohne Berücksichtigung der abbremsenden
Wirkung der Landnutzung, Bezugszeitraum 1961-1900, Quelle: Deutscher Wetterdienst,
Klimatlas BRD, Karte 14.13
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Anlage 2
Klimadaten Niederschlag (mittlere Monats- und Jahressummen des gemessenen Niederschlages) für den Untersuchungsraum und Umgebung im Bezugszeitraum 1961-1990 nach
Angaben des Deutschen Wetterdienstes (DEUTSCHER WETTERDIENST 2006a)
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Anlage 2 (Fortsetzung)
Klimadaten Niederschlag (mittlere Monats- und Jahressummen des gemessenen Niederschlages) für den Untersuchungsraum und Umgebung im Bezugszeitraum 1961-1990 nach
Angaben des Deutschen Wetterdienstes (DEUTSCHER WETTERDIENST 2006a)
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Anlage 3
Auszug aus dem Deutschen Meteorlogischen Jahrbuch 2006
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