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Lexikon der Geographie: Stadtklima

Stadtklima, bezeichnet den von spezifischen städtischen Oberflächenstrukturen sowie anthropogenen Wärme- und Schadstoffemissionen veränderten Zustand der atmosphärischen Grenzschicht in der Stadt. Stadtklimatische Phänomene gibt es in allen Städten der Erde, jedoch in unterschiedlicher Intensität und Ausformung. Die nachfolgenden Ausführungen orientieren sich an der mittleren Situation der Klimate der gemäßigten Breiten.
Der Strahlungs- und Wärmehaushalt der Stadt ist unter zwei Aspekten zu betrachten, der Veränderung des Energieeintrages aufgrund der Trübung der Atmosphäre und der Wärmebilanz der städtischen Oberflächen und Materialien. Die Reduzierung der kurzwelligen Einstrahlung aufgrund der Verschmutzung der Stadtatmosphäre ist unterschiedlich. Sie wird vor allem durch große Aerosole und Dunst bestimmt. Ferner ist die Trübung von der makroklimatischen Lage und der Meereshöhe beeinflusst. Sie führt dazu, dass der Anteil der direkten Einstrahlung vermindert wird, derjenige der diffusen Himmelsstrahlung hingegen durch die Streuung und Absorption in der Atmosphäre erhöht wird. Die Globalstrahlung als Summe von direkter und diffuser Strahlung ist nur bei starker Staub- oder Rußbelastung entscheidend signifikant vermindert. Da dessen Anteil in den Industrieländern gegenwärtig ab-, in den Metropolen der Subtropen und Tropen hingegen zunimmt, erhöht sich in den Industrieländern der Anteil der diffusen Einstrahlung, während die Globalstrahlung ungefähr gleichbleibend ist. In vielen Metropolen der Entwicklungsländer jedoch führt die zunehmende Staubbelastung dazu, dass der Anteil der Globalstrahlung, welche nach dem Durchgang durch die Stadtatmosphäre die Oberflächen erreicht, abnimmt. Die Albedo städtischer Oberflächen unterscheidet sich von derjenigen des Umlandes in europäischen und nordamerikanischen Städten nur unwesentlich. Für die städtische Energiebilanz sind daher der anthropogene Wärmeeintrag, die metabolische Wärmeproduktion und die Wärmebilanz der Oberflächen die entscheidenden Größen. Die anthropogene Wärmeemission in Großstädten ist von der makroklimatischen Lage, der Bevölkerungs-, Bebauungs-, Verkehrs- und Gewerbedichte abhängig und hat vor allem aufgrund der Gebäudeheizung einen ausgeprägten Jahresgang. Allein die Abwärme durch Hausbrand erreicht in deutschen Städten Energieflussdichten zwischen ca. 4000 und ca. 8400 kW/km 2. Die Flussdichte der gesamten anthropogenen Wärmeproduktion erreicht ihre Spitzenwerte im Winter in den Zentren der großen Megastädte. In Tokio sind es – bedingt durch die extreme Dichte – im Winter 1560 W/m 2 und damit mehr als die Solarkonstante, in anderen Ballungsräumen stets ebenfalls ein mehrfaches der Strahlungsbilanz natürlicher Oberflächen. Dieser Energieinput ist der erste wesentliche Faktor der städtischen Wärmebilanz. Der zweite ist das thermische Verhalten der städtischen Oberflächen.
Die Oberfläche der Stadt und damit die Grenzfläche zur Atmosphäre (Stadtgrenzschicht) zeichnet sich durch eine Verringerung des Anteils natürlicher Oberflächen zugunsten des Anteils künstlicher Oberflächen wie Asphalt, Beton oder Dachflächen aus. Dadurch ist der Anteil der mit Vegetation bestandenen Flächen reduziert. Dies bestimmt neben den anthropogenen Emissionen wesentlich den Strahlungs- und Wärmehaushalt der Stadt. Hinzu treten die gasförmigen, flüssigen und festen Emissionen sowie Veränderungen des Windfeldes. Die von den Oberflächen absorbierte lang- und kurzwellige Einstrahlung führt bei positiver Strahlungsbilanz zu Wärmeflüssen von der Oberfläche in den Untergrund und in die bodennahe Atmosphäre sowie – bei der Verfügbarkeit von Wasser – zur Umwandlung von sensibler in latente Wärme. In den physikalischen Eigenschaften der Dichte, des Wärmeübergangs, der Wärme- und Temperaturleitfähigkeit sowie des Wärmespeichervermögens unterscheiden sich die Oberflächen voneinander und gegenüber denjenigen des Umlandes ( Abb. 1 ). Besonders die hohe Wärmeleitfähigkeit und hohe spezifische Wärmekapazität der typisch städtischen Materialien wie Asphalt und Beton haben zur Folge, dass die absorbierte Wärme in stärkerem Maße als bei natürlichen Flächen in den Untergrund abgeführt wird. Der Wärmefluss in die bodennahe Atmosphäre verringert sich dadurch entsprechend. Die Konsequenz ist, dass sich die bodennahe Luft in der Stadt in den Vormittagsstunden wesentlich langsamer erwärmen würde als über einem trockenen vegetationslosen Boden im Umland. Tatsächlich ist diese Umgebung aber nicht vorhanden. Die Flächen tragen Vegetation und die Böden sind noch feucht. Es findet eine Transpiration der Pflanzen und eine Evaporation des Bodens statt. Daher wird im Umland ein beträchtlicher Teil der eingestrahlten Energie in latente Wärme umgewandelt. Insbesondere während der Verdunstung des Taues ist der vormittägliche Temperaturanstieg über diesen Flächen sehr langsam. Daher ist die Temperaturdifferenz zwischen Stadt und Umland in dieser Zeit gering, teilweise ist die Lufttemperatur im Umland erhöht, teilweise in der Stadt, abhängig von den speziellen Bedingungen, vor allem der Landnutzung im Umland und der Baukörperdichte in der Stadt. Der entscheidende Unterschied ist, dass ein großer Teil der Energie im Umland als latente Wärme vorliegt, in der konvektiven Atmosphäre hochreichend turbulent durchmischt und schließlich abtransportiert wird. Sie wird als Kondensationswärme im Wolkenniveau oder erst bei der orographischen Hebung am nächsten Gebirge wieder frei. In der Stadt dagegen verbleibt die Energie am Standort, nämlich in den Baumassen und versiegelten Flächen gespeichert. Grundlegend ist also ein Defizit latenter Wärmeströme und das Überwiegen sensibler Wärme.
Mit der Umkehr der Strahlungsbilanz in den Nachmittagsstunden kühlen sich die natürlichen Oberflächen des Umlandes sehr schnell ab, weil der Wärmeverlust durch Ausstrahlung vor allem durch einen Wärmestrom aus der bodennahen Atmosphäre an die Oberflächen kompensiert wird. In der Stadt dagegen kann ein entsprechender Wärmestrom aus den Materialien erfolgen. Damit beginnt sich die entscheidende thermische Anomalie der Stadt gegenüber dem Umland auszuprägen. Sie erreicht in den ersten Nachtstunden ihr Tagesmaximum. Bedeutung hat also vor allem der Anteil der künstlichen nicht transpirierenden Oberflächen. Er wird flächenhaft durch den Versiegelungsgrad (in Prozent) und die Verfügbarkeit von Wasser zur Umwandlung der Einstrahlungsenergie in latente Wärme bestimmt. Die hydrologischen Eigenschaften der städtischen Oberflächen werden durch einen Relativwert beschrieben, der sich aus dem Versickerungsvermögen im Vergleich zu einem natürlichen Boden mittlerer Lagerungsdichte ergibt. Er bewegt sich zwischen 0 (nicht versickernde Dachflächen) und 1 (natürlicher Boden). Entscheidend ist auch der Vertikalaufbau des oberflächennahen Untergrundes, indem er eine ungehinderte Versickerung und ggf. einen kapillaren Aufstieg bei Trockenheit ermöglicht oder unterbindet. Neben der Porosität der Materialien ist der Versiegelungsgrad ein entscheidender stadtklimatischer Parameter. Er beschreibt das Verhältnis versiegelter Fläche zur Gesamtfläche. Aus der Porosität der Materialien und dem Versiegelungsgrad errechnet sich der Abflussbeiwert Ψ, ein Quotient aus Wasserabfluss und Niederschlag. Flächen mit hohen Abflussbeiwerten, z.B. Asphaltflächen sind entsprechend diejenigen Stadträume, welche am stärksten zur Überwärmung der nächtlichen Stadtatmosphäre neigen. Der Wärmehaushalt der Stadtatmosphäre wird darüber hinaus durch die Durchlüftungsverhältnisse bestimmt, indem bei Luftadvektion eine hochreichende turbulente Durchmischung erfolgt. Die Durchlüftung ist in der Stadt in Abhängigkeit von der Bebauungsstruktur vermindert. Dadurch ist die turbulente Durchmischung der überwärmten Luft behindert und der thermische Effekt der versiegelten Oberflächen wird verstärkt.
Aus dem Strahlungs- und Wärmehaushalt der Oberflächen resultiert in der Nacht ein sensibler Wärmestrom, der zur Atmosphäre hin gerichtet ist und eine von verschiedenen Faktoren abhängige thermische Anomalie der städtischen Luft gegenüber dem Umland bewirkt. Zunächst ist in einem bodennahen Niveau ein sehr differenziertes horizontales Feld zu beobachten. Erste Untersuchungen stellten über homogenem Untergrund (meist Straßen, über denen auf mobilen Messfahrten gemessen wurde) eine im Mittel zum Stadtzentrum hin ansteigende Temperatur fest. Man sprach daher von der städtischen Wärmeinsel, bzw. aufgrund der polyzentrischen Struktur vieler Städte vom Begriff des Wärmearchipels. Zwischen den Höchstwerten im Stadtbereich und dem Umland wurden dabei Differenzen der Lufttemperatur über 10 K erreicht. Doch auch eine Beschränkung nur auf den Straßenraum ist simplifizierend. Bei einer Blockrandbebauung mit begrünten Innenräumen zeigen sich zwischen Straßenraum und Blockinnenraum fast ebensolche Temperaturdifferenzen wie zwischen Stadtmitte und Umland. So stellt sich das Temperaturfeld heute als ein hochkomplexes Muster unterschiedlich stark erwärmter bodennaher Luft dar, das im Wesentlichen durch den lokalen Strahlungs- und Wärmehaushalt und horizontale Massentransporte erklärt werden muss. Die Überwärmung der Stadtatmosphäre wird darüber hinaus von der Witterung beeinflusst, indem eine autochthone Witterung eine wesentlich stärkere Ausprägung als eine allochthone Witterung zulässt (Witterungstypisierung). Darüber hinaus sind die bei austauscharmen Strahlungswetterlagen stattfindenden thermisch induzierten Ausgleichsströmungen (Berg- und Talwind) ein wesentlicher Faktor, welcher das Lufttemperaturfeld modifiziert. Doch es finden auch Austauschprozesse zwischen Grün- oder Freiflächen und bebauten Flächen, zwischen Blockinnenbereichen und Straßenräumen statt, deren Reichweite unterschiedlich groß ist und neben der Größe der jeweiligen Areale vor allem durch die Oberflächenformen bestimmt ist.
Das Wasser spielt in der städtischen Energie- und Wärmebilanz vor allem durch die Verringerung der latenten Wärmetransporte eine entscheidende Rolle. Bei niedriger Evapotranspiration sinkt der Wasserdampfanteil der Luft. Alle Verbrennungsprozesse sind jedoch mit Wasserdampfemissionen verbunden, sodass dieser Effekt teilweise wieder kompensiert wird. So wirkt sich die Erwärmung vor allem auf die relative Feuchte aus. Sie ist in den Zentren meist signifikant verringert, die absolute Feuchte ist hingegen nur wenig modifiziert. Das räumliche Muster wird wesentlich von der Verteilung der Wasserdampfquellen in der Stadt bestimmt.
Die größere Nebelhäufigkeit in der Stadt war bis zur Mitte des 20. Jh. ein Stadtklimacharakteristikum, bedingt durch die hohe Aerosolkonzentration. Seit Mitte des 20. Jh. hat eine Trendumkehr stattgefunden, welche auf abnehmende Kernzahlen und steigende Überwärmung zurückzuführen ist. Viele Städte weisen heute gegenüber ihrem Umland negative Anomalien der Nebelhäufigkeit auf. Sehr uneinheitlich ist der stadtklimatische Effekt auf die Niederschlagsintensität und -höhe zu beurteilen. Durch die Auswirkungen der Stadt auf das großräumige Windfeld ist bei großen Agglomerationen eine Zunahme der Bewölkung und eine Erhöhung des leeseitigen Niederschlags ermittelt worden. Innerhalb der Stadt scheint es keine Veränderung der Niederschlagsmenge, bei großen Ballungen lediglich der Niederschlagsintensität zu geben, indem Starkniederschläge und Gewitterschauer an Intensität zunehmen, wie insbesondere das METROMEX-Experiment in St. Louis/USA belegt hat.
Das Windfeld der Stadt wird durch die größere strömungsphysikalische Rauigkeit und die Geometrie der Baukörper bestimmt. Es ergeben sich unterschiedliche vertikale Windprofile in Stadt und Umland ( Abb. 2 ). Die Rauigkeit kann mithilfe des Rauigkeitsparameters oder der Rauigkeitslänge z 0 beschrieben werden (Rauigkeit). Im Windprofil kann es zur Neubildung einer Bezugsoberfläche kommen, deren Höhe als Verdrängungshöhe d 0 parametrisiert wird. Abbildung 3 enthält typische Werte für z 0 und d 0. Zusätzlich zu den dadurch beschriebenen Veränderungen erfährt das städtische Windfeld eine starke Zunahme der Richtungs- und Geschwindigkeitsböigkeiten. Die mittlere Windgeschwindigkeit ist zwar herabgesetzt, gleichwohl können, insbesondere bei hohen und scharfkantigen Gebäuden, durch aerodynamische Effekte lokal erhebliche Erhöhungen auftreten. Die Höhe, in welcher der von der Oberfläche unbeeinflusste Gradientwind weht, ist die Grenzschichthöhe der Stadt. Sie steigt abhängig von der Rauigkeit an. Darunter nimmt die mittlere Windgeschwindigkeit ab, darüber entsprechend zu. Das bei Großstädten auftretende relative Starkwindband in der Höhe über der Stadt wird als "urban jet" bezeichnet.
Die Stadt verändert nicht nur das großräumige Windfeld, sie schafft sich infolge ihrer Überwärmung auch eine eigene lokale Luftzirkulation, welche bei austauscharmen Wetterlagen wirksam werden kann. Durch die Überwärmung entsteht in der Stadt ein thermisches Tief, das infolge der meist geringen Vertikalerstreckung jedoch nur schwach ausgebildet ist. Seine Folge sind von der Peripherie zum Zentrum hin gerichtete Druckgradientkräfte. Bei großen Rauigkeitslängen sind sie geringer als die Reibungskräfte, bei kleinen Rauigkeitslängen kann sich ein Flurwind ausbilden. Wenn er nicht durch Leitbahnen geringer Rauigkeit begünstigt wird, etwa weite offene Flächen von Parks, Flussauen, Flughäfen oder Bahnanlagen, sind am Boden nur die städtischen Randbereiche von ihm betroffen. In welchem Maße er oberhalb des Firstniveaus wirksam wird, ist bislang zu wenig bekannt. Flurwinde werden vor allem bei starken Temperaturkontrasten zwischen Stadt und Umland wirksam, also in den Abend- und ersten Nachtstunden. In reliefiertem Gelände werden sie durch die in der Regel weiter wirkenden Berg- und Talwinde unterstützt. Gemeinsam sind sie im Stadtklima wesentliche Motoren des Luftaustausches bei austauscharmen strahlungsgeprägten Wetterlagen.
Eine wichtige Einflussgröße des Stadtklimas ist die Veränderungen der Zusammensetzung der bodennahen Atmosphäre infolge der Emission von Luftbeimengungen in gasförmiger, flüssiger und fester Form. Sie entstammen größtenteils Verbrennungsprozessen in Industrie, Haushalt und Kfz-Verkehr und sind daher mit den Wärmeemissionen gekoppelt. Tatsächlich findet sich bei grober Betrachtung eine Korrelation zwischen den Gebieten hoher lufthygienischer Belastung und positiver thermischer Anomalie. Die genaue Analyse ergibt jedoch für die einzelnen Schadstoffgruppen sehr unterschiedliche Emissions- und Immissionsfelder, welche im Rahmen der Luftreinhaltung bestimmt werden. Je nach Anteilen einzelner Emittentengruppen dominieren verschiedene Schadstoffe. NO x, CO und O 3 - als sekundärer Schadstoff nicht im engeren Emissionsfeld – sind bei Überwiegen der Emissionen des Kraftverkehrs vorherrschend, SO 2, Staub und Ruß bei industriellen Verbrennungsprozessen. In den westlichen Industrieländern nimmt die Belastung durch SO 2, Staub und Ruß ab, während die Kfz-bürtigen Schadstoffe auf hohem Niveau stagnieren. Als wichtigstes Gas des Sommersmogs (Smog) entwickelt sich Ozon zum Leitschadstoff.
Das Stadtklima wird insbesondere im Hinblick auf seine Wirkungen auf den menschlichen Organismus bewertet. Dabei erfolgt eine Quantifizierung der Belastung aufgrund von eindeutig messbaren Parametern, sodass sich nachvollziehbare und zur vergleichenden Bewertung geeignete Größen ergeben. Diese werden für die Wirkungen der Sonnenstrahlung (aktinischer Wirkungskomplex), der hygrisch-thermischen Belastung (thermischer Wirkungskomplex) und der lufthygienischen Belastung anhand von Einzel- oder Summenindikatoren bestimmt und das Ergebnis durch Grenz- oder Richtwerte handlungsbezogen bewertet (Bioklimatologie).
Die Bewertung des Stadtklimas führt zur Konsequenz, seine unterschiedlich, doch überwiegend negativ zu bewertenden Folgen für den Menschen durch handlungsbezogene Maßnahmekonzepte zu minimieren. Dies setzt bei Entsiegelungsmaßnahmen an, durch welche erreicht werden soll, den Anteil der transpirierenden Flächen zu erhöhen.
Exemplarisch sei das Instrument des Biotopflächenfaktor (BFF) genannt, durch welches Maximalwerte der Versiegelung bestimmt werden. Damit wird das traditionelle bauplanungs- und bauordnungsrechtliche Instrumentarium um eine spezifisch stadtklimatisch wirksame Größe ergänzt. Andere Ziele wie die Freihaltung von Luftleitbahnen für den Flurwind oder abfließende Kaltluft in den Hohlformen des Reliefs gelangen entweder über die Instrumente der Landschaftsplanung oder über spezielle Fachgutachten der angewandten Klimatologie in die gemeindliche Bauleitplanung.
Infolge andauernder Urbanisierung und damit steigender städtischen Bevölkerung wird die Bedeutung des Stadtklimas als des Klimas der täglichen Lebensumwelt des Menschen in Zukunft weiter zunehmen, ebenso sein Einfluss auf das globale Klima.

JVo

Lit: KERSCHGENS, M.(Hrsg.) (1999): Stadtklima und Luftreinhaltung. – Berlin.


Stadtklima 1: Stadtklima 1: Für die Ausprägung des Stadtklimas relevante physikalische Eigenschaften ausgewählter Materialien. Die Eigenschaften aller aufgeführten Größen sind temperaturabhängig.

Stadtklima 2: Stadtklima 2: Vertikale Windgeschwindigkeitsprofile bei neutraler Schichtung (u g=Windgeschwindigkeit an der Obergrenze der Grenzschicht, u(z)=Windgeschwindigkeit (als Funktion der Höhe z), d=Verdrängungshöhe, z 0=Rauigkeitslänge, H=mittlere Hindernishöhe).

Stadtklima 3: Stadtklima 3: Rauigkeitslängen (z 0) und Verdrängungshöhen (d 0) für verschiedene Baukörperstrukturen. Der Anströmwinkel (Winkel zwischen der Hauptorientierungsrichtung einer Bebauung und der Anströmrichtung) β=0°.

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