Bruno Rudolf und Clemens Simmer - Niederschlag, Starkregen und Hochwasser
←
→
Transkription von Seiteninhalten
Wenn Ihr Browser die Seite nicht korrekt rendert, bitte, lesen Sie den Inhalt der Seite unten
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 1
Bruno Rudolf und Clemens Simmer
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser
Niederschlag ist lebenswichtig. Der Niederschlag bringt den Kontinenten das Wasser, das für alle Lebens-
vorgänge unabdingbar ist. Über das Jahr tritt Niederschlag nur in einem kleinen Teil der Zeit auf. So reg-
net es in Mitteleuropa merklich nur in etwa 5% der gesamten Zeit. Da die Bedeutung von Wasser so hoch
ist, macht sich jeder Mangel an Niederschlag, aber auch jedes Zuviel bemerkbar. In den Tiefebenen Mit-
teleuropas werden die Niederschläge überwiegend durch die dynamischen Vorgänge der Tiefdruckgebie-
te (Zyklonen) hervorgerufen. Im Bereich der mit ihnen verbundenen Fronten entstehen umfangreiche Auf-
wärtsbewegungen. Die aufsteigende Luft wird dabei abgekühlt, wodurch der in der Luft vorhandene Was-
serdampf zur Kondensation gebracht wird. Generell beruht die Niederschlagsbildung auf einer Abkühlung
der Luft. Eine Hebung der Luft kann auch andere Ursachen als frontale Vorgänge haben, z.B. die Über-
strömung eines Gebirges (Wolkenbildung und Niederschlag auf der Luv- und Wolkenauflösung auf der
Leeseite) oder aber – und das besonders heftig in den Tropen – die Konvektion, d.h. das Aufsteigen von
am Boden erhitzten Luftpaketen. Gewitterwolken sind ein sehr deutliches Beispiel der Konvektion.
Der Niederschlagsbildung geht normalerweise Wolkenbildung voraus. Wolken entstehen beim Übergang
des Wassers von der gasförmigen Phase – dem Wasserdampf – in flüssiges Wasser durch Kondensation
oder direkt zu Eis durch Sublimation. Niederschlag entsteht, wenn sich das flüssige Wasser oder Eis – die
sogenannte kondensierte Phase – in der Folge an der Erdoberfläche absetzt. Wasser und Eis können
sich auch direkt am Boden bilden, doch tragen die auftretenden Mengen von Tau oder Reif in den meisten
Gebieten der Erde nur geringfügig zum Gesamtniederschlag bei. Über Land wird das Niederschlags-
wasser zum größten Teil durch Versickerung im Boden gespeichert. Dieses Wasser speist die Pflanzen,
aber auch das Gewässernetz, das ja nicht mit dem Ende des Niederschlages trocken fällt. Der feuchte
Boden gibt einen Teil des Wassers durch Verdunstung und Transpiration (Verdunstung durch Pflanzen)
wieder an die Atmosphäre ab. Ein gewisser Anteil des Wassers gelangt vom Boden ins Grundwasser, von
wo es durch Quellen über Bäche und Flüsse schließlich in Seen und vor allem in die Ozeane gelangt. Bei
sehr großen Niederschlagsmengen kann der Boden den Niederschlag nicht mehr vollständig aufnehmen
und es kommt direkt zum Abfluss an der Oberfläche. Je nach Niederschlagshöhe und Gestalt des Ein-
zugsgebietes steigt dann der Wasserstand in den Bächen und Flüssen an und es kann zu Hochwasser
oder gar zu Überschwemmungen kommen.
Zur Kondensation – die Sublimation zu Eis wollen wir im Folgenden immer mit einschließen - wird vor
allem Wasserdampf in der Atmosphäre benötigt. Über den mitteleuropäischen Landflächen stammt das
Niederschlagswasser zum überwiegenden Teil von den benachbarten Ozeanflächen. Es wird von dort
heran transportiert. Mit wachsender Entfernung von der Küste nehmen die Anteile des Wassers, das von
den stromauf gelegenen Landoberflächen stammt, am Niederschlag immer weiter zu. Die Böden der
Landoberflächen streben im Kontakt mit dem Grundwasser durch Kapillarkräfte ständig die Sättigung mit
Wasser an und gleichen so die Verdunstungs- und Transpirationsverluste an die Atmosphäre aus. Insge-
2
samt enthält die Atmosphäre im globalen Mittelwert das Niederschlagsäquivalent von etwa 25 l/m und
damit nur relativ wenig Wasserdampf. Das führt dazu, dass der Wasserdampf in der Atmosphäre im Mittel
etwa alle 10 Tage einmal einen Zyklus von der Verdunstung bis zum Niederschlag durchläuft. Noch weit
geringer ist der Gehalt der Atmosphäre an Wasser und Eis: wenn Wolken noch nicht merklich regnen,
liegt ihr Wassergehalt selten über 0,5 l/m², meist ist er weit darunter. Im Durchschnitt lassen sich die Ver-
hältnisse über Land und Ozeanen deutlich voneinander unterscheiden. Sie fügen sich im globalen Was-
serkreislauf zusammen (Abb. 1). Dabei muss über den Ozeanen die Verdunstung den Niederschlag über-
treffen, damit der entsprechende Niederschlagsüberschuss über den Landflächen die Flusssysteme und
Seen speisen kann.
Da die Atmosphäre nur wenig Wasser zu speichern vermag, sind im Jahresmittel für die gesamte Erde die
Mengen des Niederschlages und der Verdunstung etwa gleich groß und erreichen einen Wert von ca.
2
1000 l/m . Im Vergleich dazu liegen die Niederschlagshöhen in den mitteleuropäischen Flachländern
2
etwas niedriger, verbreitet werden dort Niederschlagshöhen von etwa 500 bis 900 l/m erreicht. Regional
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 2
sind die Jahressummen des Niederschlags sehr unterschiedlich (Abb. 2), aber sie weisen eine recht glatte
räumliche Verteilung auf, was aber nicht zuletzt auf die Dichte des Niederschlagnetzes zurückgeführt
werden kann. Werden einzelne Ereignisse betrachtet, so zeigt sich der Niederschlag als stückweise
verteilt, d.h. Gebiete mit Niederschlag wechseln sich mit trockenen Gebieten ab. Insbesondere bei einer
Gewitterwetterlage kann es im Abstand von wenigen Kilometern zu großen Unterschieden im Nieder-
schlag kommen - ganz anders als bei den anderen atmosphärischen Größen wie der Lufttemperatur oder
dem Wasserdampfgehalt. Abbildung 3 zeigt die Niederschlagshöhen, wie sie während einer Schauer-
wetterlage vom Boden aus, aber auch mit dem Regenradar (siehe Kapitel Beobachtungssysteme),
gemessen wurden. Diese großen Differenzen finden sich dann oft auch noch in der Jahressumme wieder,
da gelegentlich wenige starke Niederschlagsereignisse die flächenhafte Verteilung prägen.
Abbildung 1: Schematische Darstellung des hydrologischen Zyklus auf der Erde.
Abbildung 2: Mittlere Jahresniederschlagsverteilung für Europa im Zeitraum 1961-1990.
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 3 Abbildung 3: Eine konvektive Wettersituation (17.Juni, 2001) aus der Sicht von Regenmessern und dem Bonner X-Band-Radar. (a, links oben) Zeitserien von drei wenige Kilometer voneinander entfernten zeitlich hochauflösenden Niederschlagsmessgeräten (sogenannte Regenwippen, so benannt nach ihrem Messprinzip). Dargestellt sind die über den Tag aufsummierten Regenfälle. Hierdurch wird einerseits die unterschiedliche Intensität an den Stationen deutlich wie auch die sehr unterschiedlichen Gesamtregen- mengen des Tages (b, rechts oben) Radarmessung zu einem bestimmten Zeitpunkt. Dargestellt ist die flächenhafte Verteilung des Radarechos. Je höher das Echo, desto stärker im Allgemeinen der Niederschlag. (c, rechts unten) Radarecho als Höhenschnitt in Richtung Norden. Die Höhenverteilung des Radarechos zeigt, wie hoch Niederschlagsteilchen in der Atmosphäre reichen. Die diese erzeugende Wolke muss diese Höhen noch überragen. In der Nähe des Radars (links unten) und in der Nähe des Bodens wird das Bild durch Reflexion der Radarwellen von Bodenobjekten beeinflusst. In Radarnähe wird offensichtlich eine Regenzelle nur in der Höhe angeschnitten. An den vollständig angeschnittenen Regenzellen fällt das horizontale sogenannte „helle Band“ auf. Es kennzeichnet den Übergang von Eispartikeln in den Schichten darüber in Regentropfen (daher auch Schmelzschicht genannt). Das erhöhte Echo folgt aus der Abhängigkeit des Echos von der sechsten Potenz des Partikelradius. In der Schmelzschicht entstehen durch das Zusammenklumpen der angeschmolzenen Eispartikel besonders große Teilchen.
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 4
Beobachtungssysteme
Gemessen wird der Niederschlag vorwiegend mit Niederschlagsmessern, die in ihrer Grundkonzeption
2
einem Topf gleichen. Für die in Deutschland meist verwendeten Geräte beträgt die Auffangfläche 200 cm
und die Aufstellhöhe 1 Meter über Grund. Der Deutsche Wetterdienst betreibt ein sehr dichtes Nieder-
schlagsmessnetz mit insgesamt mehr als 4000 Stationen im Gebiet der Bundesrepublik Deutschland. Das
Gesamtnetz setzt sich aus folgenden Spezialnetzen zusammen:
• Das synoptische Netz mit ca. 220 hauptamtlichen Stationen ("Wetterstationen") mit stündlicher
Registrierung der Niederschlagshöhe. An diesen Stationen wird eine Fülle weiterer Daten er-
hoben, unter anderem für Luftdruck, Wind, Lufttemperatur, Luftfeuchte, Wolkenart und Bedeckung
in verschiedenen Höhenschichten, Niederschlagsart, Schneedeckenhöhe. Diese Daten werden
als SYNOP-Meldungen unmittelbar nach Messung an die Zentrale weitergeleitet und bilden eine
wichtige Grundlage der numerischen Wettervorhersage.
• Das Klimamessnetz mit ca. 540 Klimastationen mit einem umfassenden Mess- und Beobach-
tungsprogramm. Diese Stationen werden durch geschulte Laienbeobachter betreut.
• Das Niederschlagsmessetz mit ca. 4080 Niederschlagsstationen mit in der Regel nur täglicher
Niederschlagsmessung.
• Das aerologische Netz mit 12 Radiosondenstationen, an denen der vertikale Verlauf von Wind,
Feuchte und Temperatur, der u.a. für die Vorhersage von Wolken- und Niederschlagsentwicklung
wichtig ist, mindestens zweimal pro Tag gemessen wird. Diese Messwerte aus der freien Atmo-
sphäre in Höhen bis zu etwa 20 Kilometer bilden derzeit auch die wichtigste Datengrundlage für
die numerische Wettervorhersage.
Die Anzahl der 220 synoptischen Stationen ist zu gering, um in Echtzeit alle wichtigen Niederschlags-
ereignisse zu erfassen; vor allem lokale Starkregen aus Schauern oder Gewittern können einem solchen
Messnetz leicht entgehen. Damit wäre es dann nicht möglich, wichtige Informationen zur Vorhersage von
Überschwemmungen bereit zu stellen. Niederschlagsmesser liefern eben nur ortsbezogene Daten; zudem
unterliegt die einzelne Messung auch noch lokalen Einflüssen und bedarf einer Korrektur, bevor eine
Extrapolation auf umliegende Gebiete vorgenommen werden kann. Verschiedene Organisationen betrei-
ben daher weitere, räumlich verdichtete Messnetze. Für Spezialuntersuchungen und Gutachten werden
verschiedentlich auch temporäre Messnetze mit hoher zeitlicher Auflösung betrieben. Das Messprinzip
der meisten der für diese Zwecke verwendeten Geräte unterscheidet sich nicht von demjenigen des
Topfes. Es wird jedoch dafür gesorgt, dass der Niederschlag automatisch in kurzen Zeitabständen abge-
fragt wird. So werden vielfach 5-Minuten-Schritte gewählt und es stehen interessante Angaben aus den
Auswertungen solcher Messungen zur Verfügung. So wurden für 60 Stationen aus Deutschland Andauer-
und Häufigkeitsstatistiken für das Auftreten von Starkregen berechnet (Bartels 1997). Wegen des großen
Bedarfs an Niederschlagsdaten und den zunehmenden Anforderungen an ihre Qualität werden auch die
regulären Messnetze, so auch das des Deutschen Wetterdienstes, ausgebaut. Zukünftig wird es in
Deutschland etwa 1300 Niederschlagsstationen geben, die alle zeitlich hoch aufgelöst messen und die
Daten unmittelbar an die Zentralen melden werden. Auch diese höhere Anzahl von Messpunkten kann
jedoch das Niederschlagsgeschehen an Schauern und Gewittern für die Zwecke der Anwendungen nicht
ausreichend überwachen.
Ebenso wie der Deutsche Wetterdienst betreiben auch die Wetterdienste der anderen Nationen meteoro-
logische Messnetze. Die Daten werden jedoch teilweise nicht vollständig international ausgetauscht.
Messmethoden und –vorschriften sowie der Datenaustausch werden im Rahmen der Weltorganisation für
Meteorologie (WMO), einer UN-Organisation, international abgestimmt bzw. koordiniert. Innerhalb
Deutschlands werden weitere Niederschlagsmessnetze auch regional von einigen Bundesländern und
Kommunen sowie auch von privaten Trägern betrieben. Bei der Kombination der Daten aus verschie-
denen Netzen, z.B. zur Erstellung quantitativer Verteilungskarten, sollte die Instrumentierung der Netze
möglichst einheitlich, in jedem Fall aber vergleichbar sein.
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 5 Indirekte Beobachtungssysteme (Fernerkundung) wie Niederschlagsradar und Satelliteninstrumente liefern flächendeckende, räumliche Niederschlagsverteilungen. Daher betreibt der Deutsche Wetterdienst zur Niederschlagsmessung geeignete Radargeräte an derzeit 17 Standorten. Die Genauigkeit von Fern- erkundungsverfahren, auf deren physikalische Grundlagen und Problematik weiter unten genauer einge- gangen wird, ist allerdings sehr begrenzt. Für eine quantitative Niederschlagsmessung werden daher die Radarergebnisse meist an die Daten der konventionellen Messnetze angeglichen. Solche integrierten Be- obachtungssysteme, bei denen Radardaten kontinuierlich an die Messdaten eines ausreichend dichten Bodenmessnetzes angeeicht werden, können die Erfordernisse hinsichtlich Flächendeckung und Genau- igkeit erfüllen. Eine weitere Verbesserung der herkömmlichen bodengestützten Niederschlagsmessnetze ist aber sehr wichtig, um die Radar- und Satelliteninformationen in Zukunft optimal ausnutzen zu können. Dies gilt übrigens analog für andere atmosphärische Parameter, die von Satelliten detektiert werden können. Die Forschung versucht seit langem, die flächendeckende Erfassung des Niederschlages durch Fern- erkundung von Satelliten und mit bodengestützten Radarmessungen zu verbessern und so für die Praxis nutzbarer zu machen. Das derzeit genaueste flächendeckende Verfahren ist die Radarmessung; sie nutzt die Reflexionsstärke von Mikrowellen an Niederschlagspartikeln zur Bestimmung der Niederschlagsinten- sität. Die typischen Wellenlängen liegen im Zentimeterbereich. Gemessen wird derjenige Teil der aus- gesendeten Wellen, der von den Niederschlagspartikeln zum Sender zurück reflektiert wird. Aus der Stärke dieses Signals, auch Echo genannt, wird auf die Menge und Größe der reflektierenden Nieder- schlagsteilchen und aus der Laufzeit zwischen Senden und Empfangen der Echos auf die Entfernung geschlossen. Die aus den Echostärken abgeleiteten Niederschlagsintensitäten sind allerdings mit einer recht großen Unsicherheit behaftet und selbst modernste Methoden weisen immer noch einen Fehler auf, der im Bereich des Faktors zwei liegt. Viele praktische Anwendungen benötigen aber genauere Angaben. Mit den oben beschriebenen Verbundsystemen mit konventionellen Niederschlagsmessern versucht man heute diesen Mangel auszugleichen. Die Ursache für die unbefriedigende Qualität der Niederschlagsmessung mit dem Radar ist die Tatsache, dass die Echostärke mit der sechsten Potenz des Tropfendurchmessers zunimmt, wohingegen die be- nötigte Niederschlagsintensität etwa von der dritten bis vierten Potenz abhängt. Da das Echo aus dem Signal aller Tropfen des angemessenen Volumens in der Größe von etwa einem Kubikkilometer gebildet wird, erfordert die Umrechnung des Echos in eine Niederschlagsmenge die Kenntnis der Größenver- teilung der Tropfen. Diese ist aber so vielfältig wie die Niederschlagsereignisse selbst. Theoretische Überlegungen helfen im konkreten Einzelfall nur teilweise. Auch die Verwendung von Tropfengrößenverteilungen aus Messungen am Boden erweist sich nur teilweise als ausreichend, da die mittleren Tropfengrößen in einem größeren Wolkenvolumen sich wiederum systematisch von denen an Bodenmesspunkten unterscheiden. Es werden daher verschiedene Auswege gesucht. Seit langem werden andere, theoretisch besser geeignete Kenngrößen der Radarrückstreuung unter Berücksichtigung der Polarisation und verschiedenen Wellenlängen vorgeschlagen und erprobt, die mit einigem techni- schen Aufwand verbunden sind. Da gleichzeitig die erwarteten Verbesserungen auf bestimmte Wettersituationen beschränkt bleiben, sieht dieses Verfahren seinen Durchbruch in die operationelle Verwendung noch vor sich. Neuere Untersuchungen lassen eine Abhängigkeit der Tropfengrößenverteilung vom Niederschlagstyp und vom Lebenszyklus eines Niederschlagsereignisses vermuten. Gelingt es diesen Zusammenhang zu quantifizieren und Niederschlagstyp und –stadium z.B. aus der größerskaligen Struktur des Radarechos festzulegen, so ließe sich eine Verbesserung der quantitativen Niederschlagsbestimmung mittels Radar erreichen. Andere Fernerkundungsverfahren, so die Messungen von satellitengetragenen Instrumenten, sind bereits vom Grundansatz her weniger direkt als die Radarmessungen und es ist daher nicht verwunderlich, dass die erreichten Genauigkeiten meist unter denen des Radars liegen. Als Teile eines Messsystems haben diese Messverfahren dennoch Chancen eingesetzt zu werden. Sollen Daten von den großen Flächen der Ozeane bestimmt werden, so sind solche Verfahren der Satellitenfernerkundung oft die einzig verfüg- baren. Tatsächlich reicht über den Ozeanen die Genauigkeit von Satellitenschätzungen des Nieder- schlages über die Messung der vom Niederschlag ausgestrahlten Mikrowellenstrahlung bereits an die der Radarmessung heran. Leider sind diese Verfahren aus technischen Gründen nur von den die Erde in etwa 1000 km Höhe umfliegenden Satelliten aus anwendbar, die über einem festen Ort nur wenige
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 6
Messungen pro Tag durchführen können. Geostationäre Satelliten wie METEOSAT sind dafür mit einer
Höhe von rund 36.000 km zu weit von der Erdoberfläche entfernt. Die verbreitetsten Verfahren nutzen hier
die infrarote Ausstrahlung des Wolkenoberrandes, die durch die allgemeine Abnahme der Temperatur mit
der Höhe in der Atmosphäre auch ein Indikator für ihre Höhe ist. Regenwolken reichen meist hoch in die
Atmosphäre hinein (Abb. 3c); im Durchschnitt werden dabei 7 Kilometer überschritten, so dass ihre dann
sehr kalten oberen Bereiche leicht vom Satelliten detektiert werden. Weiter ist die Höhe des
Wasserdampfgehaltes eng mit der Niederschlagsbildung verknüpft. Daher wurde die Entwicklung von
Verfahren betrieben, um ihn zu vermessen. Wichtige Entwicklungen gehen zur Zeit von den Satelliten
aus, welche die Mikrowellenausbreitung des GPS-Systems verwenden. Der Satellit CHAMP ist der erste
Vertreter aus dieser Satellitenfamilie. Genannt werden soll auch die geplante internationale „Global
Precipitation Mission“ mit acht niedrig fliegenden speziellen Mikrowellensatelliten. Zur Zeit wird weiterhin
intensiv daran gearbeitet, die zeitliche Entwicklung, die räumliche Struktur und die Reflexion von solarer
Strahlung von Wolkenarealen zur Verbesserung der Niederschlagsinformationen zu verwenden. Das
Potential ist groß, doch fehlt noch der entscheidende Durchbruch, so dass die Bereitstellung von
Messwerten des flächenhaften Niederschlages mit praxisgerechter Genauigkeit eine der großen
Herausforderungen für die Meteorologie bleibt.
Auch über das weitere Schicksal des Regens, mit dem sich dann vorwiegend die Hydrologie befasst,
könnten Satellitenmessungen Informationen liefern. So lässt die Mikrowellenausstrahlung des Bodens
Schlüsse auf die Bodenfeuchte zu, doch sind die technischen Voraussetzung für geeignete Satelliten-
sensoren derzeit noch nicht gegeben. Zukünftige Satelliten werden aber auch recht genaue Messungen
von Wasserständen in Flüssen liefern können. Die Messungen der Altimeter – das sind Radargeräte mit
Entfernungsgenauigkeiten im Zentimeterbereich und besser – auf verschiedenen Satelliten gestatten prin-
zipiell solche Angaben. Damit sollte die Erfassung von Überschwemmungen vergleichsweise einfach sein.
Darüber hinaus bietet das vorhandene Netz von Pegelmessungen an allen wichtigen Flüssen bereits eine
sehr gute Datenbasis. Die Verfolgung von Hochwassern wird damit für große Flusseinzugsgebiete in
Zukunft recht genau möglich sein.
Niederschlagsprozess und Vorhersage
Die herausragende Bedeutung gerade der Niederschlagsvorhersage für die Gesellschaft braucht hier
nicht ausgeführt zu werden. Entscheidend für die Nutzung einer Vorhersage ist aber ihre Qualität. Nur die
numerische Wettervorhersage ist in der Lage, Niederschlag über Zeiträume länger als wenige Stunden
vorauszusagen; dies erfordert die Kenntnis der Niederschlagsprozesse und ihre Umsetzung in Rechen-
vorschriften, die ein Computer ausführt. Nun sind gerade an der Bildung von Niederschlag viele verschie-
dene Prozesse beteiligt, die sich über einen Größenbereich von etwa 15 Größenordnungen erstrecken,
ausgehend von der Sammlung von Wasserdampfmolekülen an einem Kondensationskern mit einem
-9 6
Durchmesser von etwa 10 m bis zur Größe eines Tiefdruckgebietes der mittleren Breiten mit 10 m.
Meist sind die Niederschlagsgebiete flächenhaft angeordnet. In mittleren Breiten sind die Fronten der
Tiefdruckgebiete mit dem größten Niederschlagsaufkommen verbunden. Dort stammt etwa ¾ aller Nie-
derschläge von solchen Fronten. Abbildung 4 zeigt ein typisches Radarbild eines Frontendurchgangs mit
dem breiten linienhaft angeordneten Niederschlagsgebiet. Die Fronten sorgen für die Abkühlung der Luft
und des darin enthaltenen Wasserdampfes durch Hebung der Luft. Aus Abbildung 4 wird deutlich, dass
auch die Fronten aus einzelnen Konvektionselementen aufgebaut sind und dass das oft beschriebene
gleichmäßige Aufsteigen der Luft an ihnen eine unzulässige Vereinfachung des Prozesses darstellt.
Diese Abkühlung in der aufsteigenden Luft, der vorhandene Wasserdampf und die vorhandenen Konden-
sationskerne zusammen sorgen für die initiale Bildung von Wolkentropfen aus kondensiertem Wasser-
dampf. In der aktuellen Forschung versucht man, die Einflüsse von verschiedenen Kondensationskernen
auf die Menge der Tropfen und des gebildeten Wolkenwassers zu quantifizieren. Von Beginn an ent-
stehen unterschiedlich große Tropfen, die dann auch unterschiedliche Fallgeschwindigkeiten besitzen.
Dadurch stoßen Tropfen unterschiedlicher Geschwindigkeit zusammen und verschmelzen. Es ist noch
unklar, wie empfindlich das Wachstum der größten Tropfen, die dann als Regen zu Boden fallen können,
von der Menge und der Größenverteilung der anderen Wolkentropfen abhängt.
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 7 Abbildung 4: Radarmessung zur Zeit eines Frontendurchgangs am 3. März, 2000 (Legende s. Abb. 3). Der bislang beschriebene Prozess ist zwar eine wichtige Grundlage zum Verständnis der Bildung von Niederschlag, dennoch führt er alleine nur zu eher geringen Niederschlägen, in den mittleren Breiten typischerweise zu winterlichem Sprühregen. In tropischen Gebieten kann diese Form der Niederschlags- bildung allerdings durchaus von Bedeutung sein. Bei uns wird Regen dagegen meist in Wolken mit unter- kühlten Tropfen erzeugt. Wassertropfen bleiben bis zu Temperaturen von unter –20°C zu einem nennens- werten Teil flüssig, auch wenn bereits ab etwa –5°C bereits einige Tropfen zu Eis gefrieren. In größerem Umfang setzt das Gefrieren ab etwa –10°C ein. Wolken können aber auch bis zu Temperaturen unter -30°C flüssiges Wasser enthalten. Da sich bei Temperaturen unter dem Nullpunkt der Sättigungsdampf- druck des Wasserdampfes über Eis und flüssigem Wasser unterscheidet, kann ein Zustand auftreten, bei dem die Luft über den Tropfen ungesättigt und über den Eispartikeln übersättigt ist, so dass ein Verdun- sten der Tropfen und ein gleichzeitiges Anwachsen der Eisteilchen stattfindet. Da die Abstände zwischen den Teilchen eher klein sind - typisch sind wenige Millimeter - erfolgen diese Transporte von den Tropfen zu den Eisteilchen auch im Sekunden- bis 10-Sekundenbereich. Daher können Eisteilchen sehr schnell anwachsen. Durch dieses Wachstum entstehen wiederum Teilchen von unterschiedlicher Größe und Fallgeschwindigkeit. Der hier beschriebene Vorgang verläuft sehr viel intensiver als die Bildung großer Partikel ohne Eisteilchen. Die Kollision mit langsamer fallenden Wassertropfen führt dabei zu weiterem schnellen Größenwachstum, bis schließlich die typische Größe eines Niederschlagsteilchens erreicht wird. Auf dem Weg nach unten schmilzt er dann meist in den zunehmenden Temperaturen. Ein typischer Regentropfen hat am Boden einen Durchmesser von 2 mm. So einfach dies klingt, so schwierig ist dennoch die Umsetzung in Modelle, die uns erlauben Niederschlag vorherzusagen. Es ist legitim, die Güte der Vorhersage einer Größe als Maß für das Verständnis des Prozesses anzunehmen, und nicht in allen Fällen kann die Qualität der Vorhersage den Anforderungen der Praxis genügen. Trotz vieler Verbesserungen in den Wettervorhersagemodellen hat sich die Nieder- schlagsvorhersage in den vergangenen 10 Jahren im Gegensatz zu anderen Parametern kaum ver- bessert (Abb. 5). Die Gründe hierfür sind vielfältig. Sicher ist an erster Stelle zu nennen, dass alle Pro- zesse, die innerhalb von Volumen, die kleiner als die Gitterweiten der Modelle sind, im Modell nicht direkt beschrieben werden können. Alle kleineren Vorgänge, so etwa der o.a. Vorgang der Niederschlags- tropfenbildung, werden als Funktionen der großräumigeren Prozesse dargestellt. Dies nennen wir Para- metrisierung. Eine Parametrisierung ist immer eine Vereinfachung, deren Zulässigkeit meist nur indirekt
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 8 über den Erfolg der Vorhersage geprüft werden kann. Bei Gitterweiten von mehreren Kilometern liegt es auf der Hand, dass viele Prozesse parametrisiert werden müssen, und das bereitet Probleme. Zunächst sollten die parametrisierten Prozesse weitgehend voneinander unabhängig sein, was selten erfüllt ist. So sind die Wechselwirkungen mit der kleinräumige Turbulenz bislang trotz ihrer Bedeutung kaum berück- sichtigt. Ganz allgemein ist ungeklärt, ob die parametrischen Beschreibungen überhaupt eindeutig sind. Es ist also zu fragen, ob zur Gesamtheit der großräumigen Zustände genau ein Datensatz an parametri- schen Beschreibungen gehört und mit welcher Genauigkeit über diesen Kenntnisse vorhanden sind. Abbildung 5: Zeitliche Entwicklung der Qualität der 24Stunden-Vorhersage der Minimumtemperatur (links) und des Niederschlags (rechts) (dargestellt ist links die Trefferquote einer korrekten Vorhersage der Minimumtemperatur (DWD) an den Stationen des Deutschen Wetterdienstes (SYN) bei einer erlaubten Abweichung von 2.5 Grad, rechts dargestellt ist die Trefferquote für die Vorhersage der ja/nein Aussage „Niederschlag fällt“ oder „fällt nicht“ im Mittel über alle Beobachtungsstationen des DWD; Quelle: Deutscher Wetterdienst). Bei diesen mikroskaligen Prozessen liegt der Verdacht nahe, dass besonders große Unsicherheiten in den parametrischen Beschreibungen enthalten sind. Die Übergänge von Wasserdampf in Wasser oder Eis, die mit erheblichen Energieumwandlungen durch die Verdunstungswärme verbunden sind, erzeugen kleinsträumige Gradienten aller meteorologischen Größen. Dies regt turbulente Luftbewegungen an, die wiederum das Wachstum von Eisteilchen und Tropfen verändern können. Die bisherigen Messverfahren erlauben keinen Einblick darin, wie groß der Einfluss eines solchen Vorganges ist. Eine experimentelle Überprüfung steht bislang aus. Auf der gleichen Skala agieren die Kondensationskerne, die notwendig sind, um überhaupt einen Tropfen zu bilden. Das initiale Tropfenspektrum in einer Wolke hängt hierdurch von der Größenverteilung und der Art des Aerosols ab. Die vorhandenen Modelle und theoretischen Konzepte lassen sich im Freiland nicht überprüfen; zu einer entsprechenden Versuchseinrichtung werden derzeit Ansätze entwickelt. Die räumlich nächst größere Prozessklasse, die in den Vorhersagemodellen parametrisiert werden muss, sind die Bewegung einzelner Luftpakete, die sich von ihrer Umgebung durch höhere Temperatur und damit geringere Dichte unterscheiden. Die Vermischung von Wolkenluft mit wolkenfreier Luft an den Wolkenberandungen bilden die kleinste Skala in diesem Prozessgefüge. Größere Vertreter solcher
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 9
Luftpakete sind die konvektiven Wolken, die entstehen, wenn am Boden erwärmte Luft soweit aufsteigt,
bis sie die Kondensationsgrenze überschritten hat. Hier wird ebenfalls angenommen, dass die parametri-
sche Beschreibung solcher konvektiven Wolkenelemente für alle Kombinationen von großräumigen
Zuständen gleichermaßen gelten soll. Das geht auch hier nur solange, wie es keine Wechselwirkung
zwischen den Vorgängen gibt. Auch für diese Prozesse steht eine experimentelle Überprüfung der
Ansätze zur parametrischen Beschreibung noch weitgehend aus.
Da Niederschlag weitgehend eine Folge anderer Prozesse in der Atmosphäre ist, erfordert die Erstellung
einer Niederschlagsvorhersage immer die Erstellung einer gesamten Wettervorhersage. Da die Strömun-
gen in der Atmosphäre global miteinander verknüpft sind, setzen alle Wetterdienste in der Regel mindes-
tens zwei Modelle ein. In globalen Modellen werden die Vorhersagen weltweit derzeit in einer groben Auf-
lösung von etwa 50-100 Kilometern berechnet. Für ein Zielgebiet werden die Daten des globalen Modells
verwendet, um ein kleinräumig arbeitendes Modell mit einer Auflösung von derzeit zwischen 2 und 20
Kilometern zu betreiben. Beide Modelle erfordern umfangreiche Startdatensätze und zur Durchführung
der Berechnungen die leistungsfähigsten Rechner. Das Endprodukt, die numerische Wettervorhersage,
ist ein anspruchsvolles „high-tech“-Produkt. Der Deutsche Wetterdienst setzt das global arbeitende Modell
„GME“ mit einer räumlichen Auflösung von etwa 50 km und das hochauflösende Lokalmodell „LM“ mit
einer räumlichen Auflösung von derzeit etwa 7 km ein. Die Vorhersagen des „LM“ werden für den mittel-
europäischen Bereich berechnet. Bestandteil der Modellergebnisse sind Niederschlagsvorhersagen bis zu
48 Stunden in die Zukunft für das „LM“ und bis zu etwa 144 Stunden in die Zukunft für das „GME“.
Ein wichtiges Anliegen ist natürlich auch die richtige Vorhersage von Starkniederschlägen. Starknieder-
schläge sind seltene Ereignisse und schon deswegen ist es schwierig, zu ihnen Erfahrungswerte zu
sammeln. Dabei ist die Größe eines Schaden bringenden Ereignisses in den verschiedenen Regionen
Mitteleuropas recht unterschiedlich. Ganz grob kann dazu die mittlere Jahressumme des Niederschlages
2
herangezogen werden. Während am Alpennordrand maximal 2000 l/m erreicht werden, sind es in einigen
2
Bereichen der norddeutschen Tiefebene auf der Ostseite des Harzes nur etwa 500 l/m . Wie kommt es
2
nun zu Starkniederschlägen? Als Bezugszahl soll hier die Niederschlagsintensität in der Einheit l/(m * min)
Verwendung finden. Dieser Sortierparameter ist insofern wichtig, als er deutlich und systematisch von der
Zeitdauer abhängt (Tab. 1). Je kürzer die Dauer eines Ereignisses ist, desto größer kann diese Intensität
werden. Für Niederschläge mit einer Dauer von weniger als etwa einer Stunde kann man stets von einem
konvektiven Niederschlag, etwa einem Schauer oder einem Gewitter ausgehen. Die Hebung der Luft für
Erzeugung länger andauernder Niederschläge wird entweder an den Fronten eines Tiefdruckgebietes
hervorgerufen oder durch die Anströmung eines Berges oder Gebirges. In den Tropen kommen die tropi-
schen Zyklonen als Hebungsursache hinzu. Die Hebung durch die Anströmung an Bergen scheint bei den
längerandauernden Niederschlägen zu den ergiebigsten Niederschlägen überhaupt zu führen. Als
Beispiel sei auf die Werte von Cherrapunji (Tab. 1) hingewiesen. Eine Niederschlagshöhe von 26.000
2
l/m in einem Jahr würde in Mitteleuropa zu unübersehbar hohen Schäden führen. Die Ökosysteme in
Nordost-Indien waren bislang in der Lage, solche extremen Ereignisse zu überstehen.
Für eine Vorhersage von Hochwasser und Überschwemmungen werden nicht nur meteorologische Vor-
hersagen der erwarteten Niederschlagsmengen sowie des zeitlichen Ablaufs und der räumlichen Vertei-
lung der Niederschläge benötigt, sondern auch genaue Beobachtungen der vorangegangenen und
aktuellen flächenbezogenen Niederschläge im Einzugsgebiet der betroffenen Flüsse. Weitere wichtige
meteorologische Informationen betreffen die Schneeschmelze und die Bodenfeuchte. Daneben kann aus
den beobachteten Pegelständen und anderen hydrologischen Messungen die aktuelle Wasserführung
und der Verlauf der Hochwasserwellen abgeleitet werden. Mit den Niederschlagsvorhersagen und aktu-
ellen Niederschlagsmessdaten werden routinemäßig von Nutzern, also den Wasserwirtschaftsämtern der
Bundesländer in Deutschland, ebenfalls mit numerischen Modellen Wasserstandsvorhersagen berechnet.
Informationen über Hochwasser werden dann auf verschiedenen Wegen an die zuständigen Einrichtun-
gen und an die betroffene Bevölkerung weiter vermittelt. Gerade aber die Kette von der Vorhersage eines
extremen Niederschlagsereignisses bis zur Warnung der Bevölkerung ist in vielen Ländern nicht optimal
organisiert. Nachdem ein Hochwasserereignis aufgetreten ist, setzen weitere Maßnahmen ein, die dem
Schutz der Bevölkerung und dem Schutz der Werte dienen. Daran sind verschiedene Einrichtungen
beteiligt. Da aber international stark an einer Verbesserung der Niederschlagsvorhersage, vor allem an
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 10
der Vorhersage großer und extremer Ereignisse gearbeitet wird, besteht die Notwendigkeit, diese Ergeb-
nisse in die organisatorischen Maßnahmen zur Hochwasservorsorge und -warnung einzubringen.
Tabelle 1: Die größten weltweit beobachteten Niederschlagshöhen
Zusammenstellung: B. Rudolf (1995) durch Abgleich der Quellen Fletcher (1950),
Landsberg, (1969-1985), Matsumoto (1993) und WMO-No. 332 (1973/1986).
Zeit- Niederschlags- mittlere Beobachtungstermin Ort der Beobachtung
intervall höhe Intensität
1 min 38 mm 38,0 mm/min 26. Nov. 1970 Barot, Guadeloupe
3 min 63 mm 20,5 mm/min 29. Nov. 1911 Porto Bello, Panama
8 min 126 mm 15,8 mm/min 25. Mai 1920 Füssen, Deutschland
20 min 206 mm 10,3 mm/min 7. Juli 1889 Curtea-de-Arges, Rumänien
1h 401 mm 6,7 mm/min 3. Juli 1975 Shangdi, China
6h 840 mm 2,3 mm/min 1. Aug. 1975 Muduocaidang, China
24 h 1825 mm 1,3 mm/min 15.-16. März 1952 Foc Foc, La Reunion
5d 4301 mm 0,60 mm/min 23.-27. Jan. 1980 Commerson, La Reunion
10 d 6028 mm 0,42 mm/min 18.-27. Jan. 1980 Commerson, La Reunion
31 d 9300 mm 0,21 mm/min 1.-31. Juli 1861 Cherrapunji, Indien
1a 26461 mm 0,05 mm/min Aug. 1860 - Juli 1861 Cherrapunji, Indien
Beispiele für extreme Niederschläge
Das globale Beobachtungsnetz besteht seit mehr als 100 Jahren und liefert damit wichtige Vergleichs-
zahlen. Es ist von großer Wichtigkeit, dass die Niederschlagsbeobachtungen stets die gleiche Qualität
haben. Nur so können extreme Ereignisse als solche identifiziert und miteinander verglichen werden.
Daher ist es trotz der seit langem bekannten systematischen Fehler der herkömmlichen topfförmigen
Niederschlagsmesser nicht unproblematisch, das Beobachtungssystem zu wechseln. In Deutschland ist
das Weltzentrum für Niederschlagsklimatologie (WNZ) angesiedelt, das die Niederschlagsdaten aus aller
Welt sammelt und auf ihre Qualität kontrolliert (Rudolf et al. 1992, Rudolf 1995). So ist das WZN in der
Lage, auch nach grenzübergreifenden Hochwasserereignissen relativ rasch die gefallenen
Niederschlagsmengen abzuschätzen und klimatologisch zu bewerten, so beispielsweise für die Oder im
Juli 1997 und die Weichsel im Juli 2001 (Beispiel 1), das Pfingsthochwasser der Donau im Mai 1999
(Beispiel 2), die weiträumigen Überschwemmungen in Europa im Herbst des Jahres 2000 sowie für die
diesjährigen schweren Überschwemmungen an Elbe und Donau. Ereignisbezogene Abschätzungen
erfolgten außerdem für den Jangtzekiang im Sommer 1998 und für Südostafrika im Februar 2000. Diese
Beiträge stehen im Internet zur Verfügung (http://www.klis.dwd.de). Da viele, oft miteinander gekoppelte
Bedingungen (z.B. Sättigung der Böden durch vorangegangene Niederschlagsepisoden, gefrorene
Böden, Schneeschmelze, Versiegelung der Böden durch menschliche Eingriffe) für die Ausbildung und
das Ausmaß von Überschwemmungen eine Rolle spielen, ist jedes Hochwasserereignis einzigartig.Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 11
Hochwasser und Überschwemmungen sind primär natürliche Phänomene, die durch menschliche
Aktivitäten zumindest derzeit in ihrer individuellen Ausprägung nicht maßgeblich, sondern bestenfalls
graduell beeinflusst werden. Anthropogene Klimaänderungen haben allerdings das Potential, die Statistik
des Auftretens von Hochwasser zu ändern. Letztlich sind Überschwemmungen aber unvermeidbar, nur
ihre Folgen lassen sich durch planerische Maßnahmen mildern. Alljährlich treten irgendwo in der Welt
Überschwemmungen auf, die mit großen Folgen für die betroffenen Menschen und hohen wirtschaftlichen
Schäden verbunden sind. Im Binnenland wird Hochwasser letztlich immer durch Regen, besser gesagt
durch Niederschläge, verursacht. Damit es zu Hochwasser kommt, muss in einer bestimmten Zeit mehr
Niederschlag fallen als im Gewässernetz abfließen und im Boden versickern kann, allerdings können sehr
unterschiedliche Niederschlagsverläufe zu Überschwemmungen führen. Als Haupttypen für den mittel-
europäischen Bereich sollen hier charakterisiert werden:
1) Die höchsten Starkniederschläge sind von relativ kurzer Dauer (Tab. 1). Sie haben unmittelbar
Sturzfluten (“Flash Floods”), also lokale plötzliche Überschwemmungen zur Folge: Vollgelaufene
Keller, überlaufende Abwasserkanäle, aufgerissene Straßendecken, starke Bodenerosion. Kleine
friedliche Bäche werden zu reißenden Strömen. Solche Ereignisse beschränken sich in Mittel-
europa hauptsächlich auf die warme Jahreszeit, April bis Oktober, und sind verbunden mit sehr
starken Gewittern. Ein größeres Ereignis trat im Oktober 1998 in Baden Baden auf (Bartels 1999,
Fuchs et al. 1998).
2) Mehrere Tage lang anhaltende Niederschläge sind in den mittleren Breiten mit nahezu ortsfesten
Tiefdruckgebieten und Fronten verbunden. Je nach Größe der betroffenen Region können kleine-
re und sogar auch große Flüsse über die Ufer treten. Wegen der längeren Zeitdauer ist für die
Ausbildung eines Hochwassers die Bodenfeuchte wichtig, da sie das Speichervermögen des
Bodens beschreibt. Markante Beispiele sind die Hochwässer der Oder im Juli 1997, der Weichsel
im Juli 2001 sowie der Elbe in diesem Jahr. Solche Ereignisse sind typisch für den Hochsommer
(Fuchs und Rapp 1998, Fuchs und Rudolf 2001).
3) Ähnliche Situationen können im Herbst großräumiger und länger anhaltend sein. Die Regenfälle
sind zwar auf einzelne Tage bezogen deutlich weniger ergiebig als in den ersten beiden Katego-
rien, es werden jedoch hohe Monatsniederschlagsmengen erreicht. Zusätzlich können die Böden
nach längeren Niederschlagsperioden oft kein Wasser mehr aufnehmen und leiten weitere groß-
räumige Niederschläge sehr schnell weiter in die Flüsse. Jüngstes Beispiel sind die Überschwem-
mungen in weiten Teilen Europas im Zeitraum von September bis November 2000 (Fuchs 2000
und 2001).
4) Schmilzt eine dichte Schneedecke, durch einen Wärmeeinbruch oder durch auf den Schnee
fallende warme Niederschläge, so fließt viel Schmelzwasser plötzlich ab. Entsprechend steigen
dadurch die Pegel in den betroffenen Flüssen. Fällt dann weiterer kräftiger Regen, können die
Flüsse diesen nicht mehr schnell genug abtransportieren und es bildet sich Hochwasser.
Beispiele sind hier die Jahrhunderthochwasser des Rheins im Dezember 1993 und bald danach
im Januar 1995 sowie auch das „Pfingsthochwasser“ von Donau und Bodensee im Mai 1999
(Fuchs et al. 2000).
5) Überschwemmungen können auch auftreten, wenn Flüsse Eisschollen mitführen, die sich an
Engpässen regelrecht zu Staumauern auftürmen können. Bekannt hierfür waren in früheren
Jahren besonders die Weichsel, Elbe und die Donau.
Beispiel 1: Weichselhochwasser 2001 im Vergleich zum Oderhochwasser 1997:
Im Einzugsgebiet der Weichsel, speziell in dessen oberem Bereich südlich von Krakow, fielen während
der zweiten Julihälfte 2001 sehr ergiebige Niederschläge (Abb. 6 links), die nachfolgend innerhalb kurzer
Zeit starke Überschwemmungen auslösten. Ein Vergleich mit den zum Oderhochwasser 1997 führenden
Niederschlägen zeigt, dass die Niederschläge im Juli 1997 großflächiger und fast doppelt so hoch waren
(Abb. 6 rechts), die Maxima aber 1997 weiter westlich als 2001 und damit im oberen und mittleren Teil
des Einzugsgebietes der Oder lagen.Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 12
Abbildung 6: Niederschlagsverteilung zum Weichselhochwasser 2001 (links) und zum Oderhochwasser
1997 (rechts).
Beispiel 2: "Pfingsthochwasser" 1999 an Donau und Bodensee
Starkniederschlag gekoppelt mit Schneeschmelze in alpinen Lagen von mehr als 2000 m Höhe (Abb. 7)
führten im Mai 1999 zu heftigen Überschwemmungen an der Donau und am Bodensee. In einigen Regio-
nen wurde in nur drei Tagen, vom 20. – 22. Mai, die Niederschlagsmenge eines „normalen“ Monat Mai
übertroffen. In großen Bereichen des Donaueinzugsgebietes fiel im gesamten Monat Mai 1999 mehr als
das doppelte der üblicherweise zu erwartenden Niederschlagsmenge. Die bereits durch die Schnee-
schmelze hohen Flusspegel erreichten mit diesen Niederschlägen Rekordwerte.
Abbildung 7: Zeitlicher Verlauf der täglichen Niederschlagshöhe im Donaueinzugsgebiet sowie der
Schneedeckenhöhe auf der Zugspitze und auf dem Wendelstein im Mai 1999.Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 13
Beispiel 3: Das Hochwasser von Donau und Elbe im August 2002
Kurz vor Redaktionsschluss kam es im August 2002 zu einem verheerenden Hochwasser der Donau und
besonders der Elbe, nachdem während der ersten vierzehn Tage des Monats über weiten Bereichen
Österreichs, der Tschechischen Republik, der Slovakei und Ostdeutschlands extreme Niederschlags-
mengen fielen. Ursache war eine sog. Vb-Wetterlage, bei der feuchtwarme Luftmassen aus dem Mittel-
meerraum östlich um die Alpen nordwärts geführt wurden und auf kühlere, vom Westen kommende
Luftmassen trafen. In der Folge bildete sich eine stationäre Tiefdruckrinne, deren Niederschläge durch die
orographisch bedingte Hebung der Luft an den Sudeten, dem Erzgebirge, dem Bayerischen Wald wie
auch im Alpenbereich erheblich verstärkt wurden. Die Verlagerung des Kerns des Tiefs nach Nordosten
bewirkte eine Feuchtluftzufuhr aus Westen bis Norden und damit erneute Niederschläge. Die Nieder-
schläge wurden zudem an den Sudeten als auch an der Nordseite des Erzgebirges orographisch
verstärkt, und die labile Luftschichtung ließ darin eingebettet sehr heftige Gewitter entstehen.
Ein solcher Zyklus wiederholte sich während der ersten Augusthälfte mehrmals. In der Summe über die
ersten vierzehn Tage des Augustes 2002 erreichten die Niederschlagshöhen im Einzugsgebiet der Elbe
gebietsweise mehr als das Dreifache, stellenweise sogar das Vierfache der durchschittlichen im ganzen
Monat August fallenden Niederschlagsmengen (s. Abb. 8). Die stärksten Tagesniederschläge des Zeit-
raums fielen am 12. August.
Abbildung 8: Verteilung der über 12 Tage akkumulierten Niederschlagshöhen für die Zeitspanne vom 1.
August 2002, 8 MESZ, bis zum 13. August 2002, 8 MESZ (Farbflächen Niederschlagshöhe in mm;
Zahlenangaben in Prozent der normalen Augustniederschläge).Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 14 In den tropischen Bereichen treten die weltweit größten Niederschläge auf (Tabelle1). Hier addieren sich in der Wirkung die hohe Luftfeuchte, die gleichmäßige Strömung im Bereich des Passatwindes und ein topographisches Hindernis. So werden die Niederschläge in La Réunion und Cherrapunji an Bergen beobachtet, die für längere Zeit unununterbrochen mit feuchter, warmer Luft angeströmt werden. An beiden Messorten gibt es trotz der für mitteleuropäische Verhältnisse riesigen Niederschlagsmengen noch Boden, Vegetation und sogar Dörfer. Versucht man, abzuschätzen, wie hoch denn die Niederschlags- höhen in Mitteleuropa maximal werden könnten, so erweist sich, dass die Beobachtungsreihen bislang bei weitem noch nicht an solche rechnerischen Werte heranreichen (Tetzlaff et al. 2002). Eine grobe Abschätzung der maximalen Gebietniederschläge für Deutschland wurde vom DWD im Jahr 1997 erstellt (Schmidt, 1997). Im Laufe der letzten zehn Jahre war eine größere Anzahl von markanten Hochwässern in Deutschland bzw. Mitteleuropa zu verzeichnen: an Rhein und Mosel im Dezember 1993, an Rhein und Mosel im Januar 1995, an der Oder im Juli 1997, in Mittel- und Westeuropa im Oktober 1998, an Donau und Bodensee im Mai 1999, in weiten Teilen von West- und Südeuropa im Herbst 2000, an der Weichsel im Juli 2001 und nun Elbe und Donau im August 2002. Steht diese Häufung in Beziehung zum globalen Klimawandel, zur bereits beobachteten Erwärmung? Es gibt viele plausible Argumente und Modell- ergebnisse, welche dies nahelegen, letztendlich fehlt aber ein signifikanter statistischer Nachweis. Eine Analyse der Wirkungskette kann keinesfalls auf der Basis von Daten aus Deutschland oder Europa allein erfolgen. Die Wettersysteme und Klimaeigenschaften stehen immer in einem globalen Zusammenhang. Daher und wegen der besonderen Gefahren, die von Extremereignissen ausgehen hat das Intergovern- mental Panel on Climate Change im Sommer 2002 einen Workshop zum Thema Changes in Extreme Weather and Climate Events veranstaltet (IPCC, 2002). So soll in den kommenden Jahren untersucht werden, welche Änderungen bei klimatischen Extremereignissen auftreten und wie diese zu begründen sind. Durch Beobachtungsdaten nachgewiesen wurde ein globaler Anstieg der Lufttemperatur im Laufe des vergangenen Jahrhunderts, insbesondere im letzten Jahrzehnt. Die Temperatur ist aufgrund ihres Werte- spektrums und stetigen Verlaufs eine Größe, deren Trend vor dem Hintergrund ihrer Variabilität gut zu erkennen ist. Der Niederschlag dagegen ist von einer sehr hohen zeitlichen und räumlichen Variabilität einschließlich seines singulären Vorkommens gekennzeichnet. Inzwischen abgeschlossene Untersuchun- gen auf der Basis langer Datenreihen konnten das letzte Jahrzehnt jedoch noch nicht vollständig in die statistische Analysen einbeziehen. Bisherige Studien stützten sich im wesentlichen auf monatliche Daten, deren Reihen größtenteils nur bis 1990 reichten. In bisherigen überregionalen Studien wurden Nieder- schlag und Lufttemperatur getrennt untersucht, da die vorhandenen Datenbanken die Größen separat enthalten. Auch für den Niederschlag ergaben die Analysen für die Mehrzahl der Stationen eine signi- fikante Zunahme der mittleren Niederschlagshöhen verbunden mit einer Erhöhung der regionalen und jahreszeitlichen Variabilität (Grieser et al. 2000). … Ausblick Problematisch für die klimatologischen Aussagen ist immer noch die Datenbasis der bisherigen Studien. Neben der zeitlichen und räumlichen Ergänzung ist eine genaue Qualitäts- und Homogenitätsbestimmung der verwendeten Daten notwendig. Zudem können monatliche Daten extreme Niederschlagsereignisse nicht auflösen; dazu müssen mindestens tägliche Daten ausgewertet werden. In einem neuen DEKLIM- Projekt haben die Universität Frankfurt und der Deutsche Wetterdienst gemeinsam damit begonnen, eine ausreichende und fundierte, bis zur Gegenwart reichende Datenbasis für die Klimavariablen Niederschlag und Lufttemperatur sowie ergänzender Größen aufzubauen mit dem Ziel einer gekoppelten statistischen Auswertung dieser Daten von Beginn der Beobachtung bis zur jüngsten Gegenwart (Schönwiese et al. 2002). Diese soll aufklären, wie sich der Niederschlag und seine Variabilität im Vergleich zum Tempe- raturverlauf im vergangenen Jahrhundert und in jüngster Zeit entwickelt hat. Damit wird auch die Frage beantwortet werden, ob die Häufigkeit extremer Niederschlagsereignisse, deren Dauer und Intensität zugenommen hat.
Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 15
Neben der klimatischen Analyse ist für planerische Zwecke die Verbesserung der Vorhersagesysteme im
Hinblick auf den Niederschlag von herausragender Bedeutung. Wie in Deutschland beginnen derzeit
weltweit besondere Anstrengungen in dieser Richtung (Collier et al. 2002). Im Vordergrund stehen
Auflösungsverbesserungen der Vorhersagemodelle, damit weniger Prozesse parametrisiert werden
müssen. Hierbei ist der Deutsche Wetterdienst mit dem Lokalmodell "LM" weltführend. Wie oben
ausgeführt, wird dennoch der größte Teil der niederschlagsrelevanten Prozesse auch in absehbarer Zeit
parametrisiert bleiben müssen, d.h. das Überdenken von gängigen Verfahren und die Entwicklung und
Prüfung neuer Parametrisierungskonzepte ist unumgänglich. Studien zeigen, dass die Qualität der
Anfangsdaten von großer Bedeutung ist (Wilson et al. 1998). Noch in den Kinderschuhen steckt die
Nutzung der Radardaten zur besseren Bestimmung des Anfangsfeldes von dem die Vorhersage startet.
Neben dem Niederschlag selbst ist das damit eng verknüpfte Wasserdampffeld von großer Bedeutung.
Hier können neben den erwähnten GPS-Daten auch die Radardaten selbst helfen, da die scheinbare
Entfernung von festen reflektierenden Objekten im Radarbild über den Brechungsindex der Luft vom
Wasserdampfgehalt abhängt (Fabry et al. 1997). Alternativ können passive Mikrowellenmessungen
(Crewell et al. 2001) zur Erfassung des Wasserdampfes in der bewölkten Atmosphäre eingesetzt werden.
Man denkt auch über separate, weniger komplizierte konzeptionelle Modelle nach, die aufgesetzt auf die
Radardaten eine bessere Vorhersage insbesondere extremer Niederschläge für wenige Stunden
erlauben. Hierzu müssen Niederschlagsgebiete in den Radarmessungen verfolgt werden, wobei das
aufgesetzte konzeptionelle Modell aus der Entwicklung der Daten „lernt“ und für wenige Stunden eine
Vorhersage ermöglicht, die dann zusammen mit einem hydrologischen Modell auch für eine
Überflutungsvorhersage verwendet werden kann (z.B. Mecklenburg et al. 2000). Vertiefte Studien zur
generellen Vorhersagbarkeit des Niederschlags sind ebenfalls notwendig wie auch die Quantifizierung
von Wahrscheinlichkeiten auf der Basis von Vorhersagen verschiedener Modelle oder Modelläufe mit
innerhalb der Messgenauigkeit modifizierten Anfangsfeldern.
Literatur
Bartels, H. (1997): Starkniederschlagshöhen in Deutschland – KOSTRA –Selbstverlag des Deutschen
Wetterdienstes, Offenbach am Main, 1997.
Bartels, H. (1999): Regionale Niederschlagsverteilung und Beurteilung des Starkniederschlagsereignisses
vom Oktober 1998. In „Das Hochwasser vom Oktober/November 1998 in Baden-Württemberg.
Bericht 65 Reihe „Handbuch Wasser 2“, LFU Baden-Württemb., ISBN 3-88251-275-X, 47-68.
Collier, C.G., A.J. Illingworth, and B.W. Golding (2002): UWERN Report No.5: Quantitative precipitation
forecasts, Weather, Vol. 57, 59-68.
Crewell, S., H. Czekala, U. Löhnert, C. Simmer, Th. Rose and R. Zimmermann (2001): MICCY: a 22-
channel ground-based microwave radiometer for atmospheric research, Radio Science, Vol. 36,
621-638.
Fabry, F., C. Frush, I. Zawadski, and A. Kilambi, 1997: On the extraction of a near-surface index of
refraction using radar phase measuremenst from ground targets. J. Atmos. Ocean. Technol., 14,
978-987.
Fletcher, R.D. (1950): Relationship between Maximum Observed Point and Areal Rainfall Values. Trans-
actions American Geophysical Union 31, 344.
Fuchs, T., J. Rapp (1998): Zwei außergewöhnlich starke Regenepisoden als Ursache des Oderhoch-
wassers im Juli 1997. DWD, Klimastatusbericht 1997, 24-27.
Fuchs, T., J. Rapp, B. Rudolf (1998): Starkniederschläge im Oktober 1998 in Mittel- und Westeuropa.
Beilage zur Wetterkarte des DWD Nr. 310/311 (6./7. Nov. 1998).
Fuchs, T., J. Rapp, B. Rudolf (2000): Niederschlagsanalyse zum Pfingsthochwasser 1999 im Einzugs-
gebiet von Donau und Bodensee. Starkniederschläge im Mai 1999 im Einzugsgebiet von Donau
und Bodensee". DWD, Klimastatusbericht 1999, 26-34.
Fuchs, T. (2000): Starkniederschläge im Herbst 2000 in Europa - ein Beitrag des DWD zur Klimaüber-
wachung. Beilage zur Wetterkarte des DWD Nr. 263, 2000.Niederschlag, Starkregen und Hochwasser 16
Fuchs, T. (2001): Ergänzungen zur Beilage 263/2000 'Starkniederschläge im Herbst 2000 in Europa'.
Beiträge des Deutschen Wetterdienstes zur Berliner Wetterkarte, Beilage SO 2/01 vom
10.01.2001.
Fuchs, T. and B. Rudolf (2001): Niederschlagsanalyse zum Weichselhochwasser im Juli 2001 mit
Vergleich zum Oderhochwasser 1997. Beiträge des Deutschen Wetterdienstes zur Berliner
Wetterkarte, Beilage SO 31/01 vom 15.08.2001.
Grieser, J., Staeger, T., und Schönwiese, C.-D. (2000): Statistische Analyse zur Früherkennung globaler
und regionaler Klimaänderungen aufgrund des anthropogenen Treibhauseffektes. Abschlussbe-
richt zum F+E-Vorhaben 297 41 132 des Umweltbundesamtes. Berichte des Instituts für Meteo-
rologie und Geophysik der Universität Frankfurt am Main Nr. 103.
IPCC, 2002: IPCC Workshop on Changes in Extreme Weather and Climate Events,
www.ipcc.ch/activity/master-sch.html
Landsberg, H. E. (ed.) (1969-1985): World Survey of Climatology. Bd. 1-15, Elsevier, Amsterdam.
Matsumoto, J. (1993): Global Distribution of Daily Maximum Precipitation. Japanese Progress in
Climatology 25, 1-6.
Mecklenburg, S., V.A. Bell, R.J.Moore and J. Joss (2000): Interfacing an enhanced radar echo tracking
algorithm with a rainfall-runoff model for real-time flood forecasting. Phys. Chem. Earth (B), Vol.
25, 1329-1333
Rudolf, B., H. Hauschild, M. Reiß und U. Schneider (1992): Beiträge zum Weltzentrum für Niederschlags-
klimatologie - Contributions to the Global Precipitation Climatology Centre. Meteorologische
Zeitschrift N. F. 1 Nr. 1, 7-84.
Rudolf, B. (1995): Die Bestimmung der zeitlich-räumlichen Struktur des globalen Niederschlags. Berichte
des Deutschen Wetterdienstes, Offenbach am Main, 153 Seiten.
Schmidt, Th. (1997): Regionalisierung maximierter Gebietsniederschlagshöhen in der Bundesrepublik
Deutschland. Deutscher Verband für Wasserwirtschaft und Kulturbau, Bonn, 112 Seiten.
Schönwiese, C.-D., B. Rudolf, S. Trömel, C. Beck, J. Grieser (2002): Entwicklung einer Beobachtungs-
datengrundlage für DEKLIM und statistische Analyse der Klimavariabilität. BMBF-gefördertes
DEKLIM-Projekt Nr. 33 11 0307. Zusammenfassung für das DEKLIM-Kickoff Meeting, Bad Hon-
nef, 25.-26.02.2002. Report der DLR, Bonn 2002.
Tetzlaff, G., M. Börngen, M. Mudelsee, A. Raabe (2002): The 1000-year river Main flood event of 1342,
meteorological and hydrological aspects, Wasser und Boden, im Druck.
Wilson, J.W., N.A. Crook, C.K. Mueller, J. Su, and M. Dixon (1998): Nowcasting thunderstorms: a status
report. Bull. Am. Meteorol. Soc., Vol. 79, 2079-2099.
WMO (1973/1986): Manual for Estimation of Probable Maximum Precipitation. WMO-No. 332, 1st ed.
Genf 1973, 2nd ed. Genf 1986.
Anschriften der Autoren:
Dr. Bruno Rudolf
Deutscher Wetterdienst / Global Precipitation Climatology Centre
Postfach 10 04 65, 63004 Offenbach am Main
email: bruno.rudolf@dwd.de
Prof. Dr. Clemens Simmer
Meteorologisches Institut der Universität Bonn
Auf dem Hügel 20, 53121 Bonn
e-mail: csimmer@uni-bonn.deSie können auch lesen
