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Klimageographische Analyse von ausgewählten Klimastationen in Rheinland-Pfalz 2011

Unter besonderer Berücksichtigung der Schwüle und Hitze für Juli und August

Bachelorarbeit 2011 56 Seiten

Geowissenschaften / Geographie - Meteorologie, Aeronomie, Klimatologie

Leseprobe

Inhaltsverzeichnis

Abbildungsverzeichnis

Tabellenverzeichnis

1 Einleitung

2 Problemstellung

3 Theorieteil
3.1 Klimaelemente
3.1.1 Temperatur
3.1.2 Luftfeuchtigkeit
3.1.3 Niederschlag
3.2 Kenntage
3.3 Bioklima
3.4 Hitze-Index und Schwüle
3.4.1 Beschreibung
3.4.2 Modell nach Rothfusz und seine Einflussfaktoren
3.4.3 Berechnung des Hitze-Indexwertes nach NOAA
3.4.4 Problematik bei der Schwülebestimmung
3.4.5 Rolle der Gegenstrahlung

4 Praxisteil
4.1 Material und Methoden
4.1.1 Darstellung der Datenerhebung
4.1.2 Aufbereitung der Messdaten
4.1.3 Stationsauswahl
4.2 Analyse der Daten
4.2.1 Klimaentwicklung in ausgewählten Tallandschaften und Regionen
4.2.2 Temperaturverlauf im Juli und August 2011 der gewählten Stationen
4.2.3 Häufigkeit der Schwüle für ausgewählte Stationen
4.2.4 Zusammenhang der Schwülefaktoren
4.2.5 Abhängigkeit von Temperatur und relativer Luftfeuchtigkeit
4.3 Einfluss des Reliefs
4.4 Etablierung des Hitze-Indexwertes im Wetterbericht

5 Relevanz für den Schulalltag
5.1 Schlüsselprobleme
5.2 Lernen braucht Motivation
5.3 Schülerorientierung
5.4 Vorschläge für die Unterrichtsgestaltung
5.5 Umgang mit Hitze und Schwüle im Schulbetrieb

6 Fazit

7 Anhang

Literaturverzeichnis

Abbildungsverzeichnis

Abb. 1: Niederschlagsverteilung in RLP (Quelle: Diercke 2008)

Abb. 2: Bioklimakarte von Deutschland (Quelle: Jendritzky et. al. 2002)

Abb. 3: Tagesverlauf des höchsten Hitze-Indexwertes im Juli und August 2011

Abb. 4: Schema der Strahlungs- und Wärmebilanz (Quelle: Lauer 2006: 51)

Abb. 5: Agrarmeteorologische Wetterstationen in RLP (Quelle: DLR 2008)

Abb. 6: Aufbau der Wetterstationen

Abb. 7: Messdaten in tabellarischer Form

Abb. 8: Datenfluss: Von der DLR Messstation zur Auswertung

Abb. 9: Lage der ausgewählten Stationen in RLP

Abb. 10: Tages-Durchschnittstemperaturen der wärmsten Stationen in RLP

Abb. 11: Tages-Durchschnittstemperaturen der lokalen Stationen

Abb. 12: Tages-Durchschnittstemperaturen der kältesten Stationen in RLP

Abb. 13: Mittlere Tagesmitteltemperatur Juli/August 1881-2011 (Quelle: DWD 2011)

Abb. 14: Mittlere Tagesmitteltemperatur Jahr 1881-2011 (Quelle: DWD 2011)

Abb. 15: Messtationen in Drais-Finthen (links) und Mainz (rechts) (Foto: Ginger Lutz)

Abb. 16: Tagesdurchschnittstemperaturen in Mainz und Drais-Finthen

Abb. 17: Tagesdurchschnitt relative Luftfeuchtigkeit in Mainz und Drais-Finthen

Abb. 18: Tagesdurchschnitt Windgeschwindigkeit in Mainz und Drais-Finthen

Abb. 19: Hitze-Index Diagramm für Speyer im Juli und August 2011

Abb. 20: Einfluss der Temperatur auf den Hitze-Index

Abb. 21: Häufigkeit der Schwüle nach Uhrzeiten

Abb. 22: Einfluss der relativen Luftfeuchtigkeit auf den Hitze-Index

Abb. 23: Temperatur und relative Luftfeuchte am wärmsten Tag

Abb. 24: Klimagunst der Deutschen Weinstraße (Quelle: Diercke 2008)

Tabellenverzeichnis

Tab. 1: Maximale absolute Feuchte in Abhängigkeit von der Temperatur (verändert nach Blüthgen 1980: 182)

Tab. 2: Parameter zur Berechnung des Hitze-Indexwertes (nach Rothfusz 1990: 2)

Tab. 3: Parameter zur Berechnung des Hitze-Index (Quellen: SAFOG 2010 und NOAA)

Tab. 4: Klassifizierung des Hitze-Indexwertes basieren auf dem Hitze-Index nach NOAA

Tab. 5: Wirkung der Temperaturen (nach Merrill 2010)

Tab. 6: Schwülemaße nach King / Herrmann

Tab. 7: Durchschnitts-Temperaturen von Juli und August 2011

Tab. 8: Anzahl der Messwerte und Tage mit Schwüle je Station

Tab. 9: Höchster Hitze-Index im Juli und August 2011 in RLP

1 Einleitung

Das Klima unseres Planeten unterliegt langfristig natürlichen Schwankungen, die hinsichtlich der verschiedenen erdgeschichtlichen Zeitskalen unterschiedlich stark ausgeprägt sind. Es ist zu beobachten, dass seit Mitte des 20. Jahrhunderts eine deutliche Zunahme der globalen Luft- und Ozeantemperatur zu verzeichnen ist, die sich nicht ausschließlich durch natürliche Klimaschwankungen erklären lässt. Mit hoher Wahrscheinlichkeit ist diese Tendenz auf die anthropogen (also vom Menschen verursachte; Umweltlexikon: 2003) ausgelöste Freisetzung von Treibhausgasen zurückzuführen, wie sie auch vom Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) beschrieben wird. Zur näheren Erläuterung der Aufgaben des IPCC möchte ich an dieser Stelle eine kurze Exkursion zu den beiden Begründerorganisationen des IPCC einfügen. Das ist zum einen die 1950 ins Leben gerufene Welt-Meteorologie-Organisation (WMO), zum anderen das 1972 begründete Umwelt-Programm der Vereinten Nationen (UNEP). Während sich die WMO spezifisch mit den naturwissenschaftlichen Fragen des Klimas auf dem Globus befasst (WMO 2009), ist die UNEP eher als die umweltpolitische Stimme der Weltgemeinschaft zu verstehen, wenn es um die Information, Zusammenarbeit und Nachhaltigkeit im Umgang mit der Natur geht (UNEP).

Mit dem Ziel, eine verbindliche internationale Erklärung zum wissenschaftlichen Verständnis der Klimaentwicklung zu verfassen (IPCC 2007: IV), begründeten die WMO und der UNEP in Kooperation im Jahr 1988 den IPCC. Der IPCC stellt fest, dass sich die daraus resultierenden Klimaänderungen im globalen Temperaturanstieg, dem damit verbundenen großflächigen Abschmelzen der Schnee- und Eismassen und dem Anstieg des globalen Meeresspiegels äußern (IPCC 2007: 3ff). Diese Entwicklungslinie wird sich in Zukunft fortsetzen und hat sehr unterschiedliche, teils gravierende Auswirkungen auf die Lebensgewohnheiten des Menschen, wie z. B. auf die agrarische Nutzung und die Gesundheit des Menschen an sich. Tagtäglich und im ganz normalen Alltagsleben halten uns diverse Medien über das Wetter auf dem Laufenden, damit wir unsere im Freien geplanten Aktivitäten und unsere Kleidung daran anpassen können. Mittlerweile ist der Klimawandel nicht mehr nur ein Nebenthema des Wetterberichtes, sondern ein Topthema der internationalen politischen Agenda und somit auch der Informationsberichterstattung. Neben der Konzentration von Treibhausgasen sind die immer häufiger auftretenden Temperaturschwankungen die wohl am meisten untersuchte Größe. Die Folgen der globalen Erderwärmung sind alarmierend. Im IPCC sind regionale Klimaveränderungen und weitere Auswirkungen als Folge der globalen Erderwärmung bestätigt (Grotzinger 2008: 653). Interessanterweise sind seit Beginn der Temperaturmessungen im Jahr 1881 die zehn wärmsten Jahre ab 1989 aufgetreten. Demzufolge war der Hitzesommer 2003 nur ein kleiner Vorgeschmack auf das, was uns bei gleichbleibenden Entwicklungen bevorstehen wird. Extreme Wetterereignisse wie Hurrikane der Stärke 4 und 5 haben sich in den letzten drei Jahrzehnten aufgrund des Temperaturanstiegs der tropischen Ozeane fast verdoppelt (Grotzinger 2008: 653). Auch in Deutschland haben Orkane wie „Kyrill“ (2007) oder „Emma“ (2008) große Schäden verursacht. Somit gewinnt die Klimaforschung gerade auch auf der Ebene einzelner Bundesländer und Regionen zunehmend an Bedeutung. Bei der Analyse regionaler Klimaänderungen sind neben den Jahresmittelwerten von Temperatur und Niederschlag besonders die Extremwerte von Bedeutung. Bestimmte Kenntage, dazu zählen z. B. Eis-, Frost-, Sommer- und Hitzetage sowie Tropennächte, geben Aufschluss über die Entwicklung des zu erwartenden Ausmaßes der Temperaturveränderungen.

2 Problemstellung

Ziel der vorliegenden Arbeit ist es, anhand ausgewählter Klimastationen in Rheinland-Pfalz (RLP) einen Momentanstand der klimatischen Entwicklung darzustellen, um mögliche Schlüsse für die regionale Zukunft ziehen zu können.

Laut dem Ministerium für Umwelt, Forsten und Verbraucherschutz Rheinland-Pfalz war der Frühling 2011 der zweitwärmste seit Beginn der Wetteraufzeichnungen. Nur im Jahr 2007 wurden noch höhere Frühlings-Durchschnittstemperaturen verzeichnet (Ministerium für Umwelt, Forsten und Verbraucherschutz Rheinland-Pfalz, 2007). Die Tendenz des Temperaturanstiegs ist in Deutschland also auch in RLP messbar. Bedeutet dies auch gleichzeitig, dass wir einen sehr warmen Sommer haben werden?

Genauer gesagt, werden der Juli und August 2011 besonders warm und schwül sein und werden die Menschen in RLP unter Umständen sogar von Tropennächten geplagt sein? Lässt sich aus diesem Sommer 2011 eine Tendenz für die Zukunft ableiten? Welche Mindestwerte für Temperatur und relativer Luftfeuchte müssen gegeben sein, damit Schwüle überhaupt auftritt? Gibt es Tageszeiten mit höherer Schwülehäufigkeit sowie normierte Einstufungsmöglichkeiten von Schwüle? Eine eingehende Betrachtung und Definition der Begriffe Tropennächte, Schwüle aber auch weiterer thematisch relevanter Begrifflichkeiten wie Sommertage und Hitzetage erfolgt in den Abschnitten 3.2 und 3.4.1.

Mein besonderes Augenmerk bei den ausgewählten Klimastationen liegt auf den Tallandschaften. Es entspricht meiner Vermutung, dass insbesondere in den Tallandschaften die Schwüle am häufigsten auftreten wird bzw. insbesondere an jenen Stationen, die in der Nähe eines großen Sees oder Flusses liegen. In den höheren Lagen erwarte ich dagegen eher seltener Schwüleereignisse. Zum Vergleich werden auch Messdaten von Stationen aus der Region Mainzer Becken herangezogen, um den Einfluss lokaler Klimaelemente und -faktoren auf die Entwicklung von Schwüle zu analysieren.

Im Rahmen des Studiengangs Bachelor of Education ist es notwendig, zwischen der Thematik und dem Schulalltag einen Bezug herzustellen. Die Schwüle wirkt sich auf das Wohlbefinden des Menschen aus und hat somit einen unmittelbaren Einfluss auf seine Gesundheit. Mit dem Schwüleempfinden sind Minderungen der physischen Leistungsfähigkeit und der psychischen Belastbarkeit verbunden. Damit einhergehend kann sich laut Herrmann (1959: 3f) durchaus auch die Reizbarkeit des Menschen erhöhen. Unter Berücksichtigung dieses Aspektes lege ich im letzten Abschnitt meiner Arbeit einige Vorschläge für die Einbettung des Themas in den Unterricht dar.

3 Theorieteil

3.1 Klimaelemente

3.1.1 Temperatur

Unter Temperatur versteht man allgemein die physikalische Größe, die den Wärmezustand eines Körpers beschreibt (Klohn 2004: 161). Einheitliche Messungen werden an den Stationen der Deutschen Wetterdiensts (DWD) bzw. nach den international festgelegten Richtlinien der Weltorganisation für Meteorologie dadurch gewährleistet (Foken 2006: 196f), dass die Temperatur in der sog. Englischen Hütte gemessen wird. Zu diesem Zweck wird die Lufttemperatur in einer genormten, weiß gestrichenen und gut belüfteten Hütte in 2 m Höhe im Schatten über dem Erdboden gemessen. Des Weiteren muss die Hütte so aufgestellt sein, dass weder direkte noch reflektierte Strahlungen das Thermometer beeinflussen können (Blüthgen 1980: 120). Der 1952 gegründete Deutsche Wetterdienst ist für die Erfüllung der meteorologischen Erfordernisse aller Wirtschafts- und Gesellschaftsbereiche in Deutschland zuständig. Die Weltorganisation für Meteorologie ist eine Sonderorganisation der Vereinten Nationen. Sie existiert seit 1950 und sichert u. a. die internationale Standardisierung von meteorologischen und verwandten Beobachtungen.

Im Gegensatz dazu werden bei den Messungen in der in der Agrarmeteorologie die nationalen Richtlinien des Vereins Deutscher Ingenieure (VDI) angewandt. Die im Praxisteil verwendeten Daten werden an allen Messstationen des Dienstleistungszentrums Ländlicher Raum (DLR) nach der VDI-Richtlinie 3786 bestimmt (DLR 2009: 2). Die Qualität der Messdaten für die spätere Analyse ist somit gegeben. Auftragsgeber des DLR ist das Ministerium für Umwelt, Landwitschaft, Ernährung, Weinbau und Forsten (Dienstleistungszentren Ländlicher Raum Rheinland-Pfalz).

Die Temperatur wird üblicherweise in °C (Grad Celsius) oder °F (Grad Fahrenheit) angegeben. Zur Umrechnung können folgende Gleichungen verwendet werden (Lauer 2006: 330):

Mit zunehmender Höhe nimmt die Lufttemperatur in bodennahen Luftschichten ab. Der Wert des vertikalen Temperaturgradienten ist dabei von der Luftfeuchtigkeit abhängig. Bei trockener Luft beträgt der Wert ca. 1 Kelvin (K) pro 100 m und wird trockenadiabatische Zustandsänderung (Baumhauer et al. 2008: 10) genannt. Bei feuchter Luft beträgt die feuchtadiabatische Zustandsänderung (Baumhauer et al. 2008: 10) zwischen 0,3 bis 0,9 K pro 100 m, welches an der Wärmefreisetzung bei der Kondensation liegt. Bei schwacher Kondensation beträgt der Wert nur 0,3 K pro 100 m, wie beispielsweise in den Tropen. In den Polargebieten hingegen ist die Kondensation sehr schwach und der Wert liegt bei 0,9 K pro 100 m (Baumhauer et al. 2008: 10).

Aus den gemessenen Werten lassen sich Mittelwerte ableiten, die sich auf einen Tag, einen Monat oder ein Jahr beziehen können. In Deutschland und den USA werden die Tagesmittelwerte (tm) folgendermaßen ermittelt:

Um das Monatsmittel zu erhalten, werden die Tagesmittelwerte addiert und durch die Anzahl der Tage dividiert, den Jahresmittelwert erhält man durch die Addition der Monatsmittel und Division durch die Anzahl der Monate. Soll ein detaillierter Überblick über den Jahresgang der Temperatur entstehen, muss die Häufigkeit der Minimal- und Maximalwerte ergänzend berücksichtigt werden (Klohn 2004: 161). Meist werden Mittelberechnungen nur für Vergleiche herangezogen. Zu beachten ist, dass Schwankungen zum Normalzustand des Klimas gehören (Blüthgen 1980: 122).

3.1.2 Luftfeuchtigkeit

Die Atmosphäre enthält einen geringen Mischungsanteil an Wasserdampf, welcher als das sichtbar gewordene Mischungsprodukt aus Gas und suspendierten, sehr kleinen Kondensationströpfchen bei Blüthgen (1980: 179f) beschrieben wird. Der anteilige Luftgehalt am Wasserdampf sei die Luftfeuchtigkeit oder auch Luftfeuchte. In seinem Modell wird beschrieben, dass der Übergang der Materie von einem in den anderen Aggregatzustand (fest, flüssig, gasförmig bzw. Eis, Wasser, Wasserdampf) bei bestimmten Konstellationen der Zustandsgrößen Druck und Temperatur geschieht. Nahe an den Oberflächen von Eis und Wasser tritt demzufolge immer auch der gasförmige Wasserdampf auf. Bei Blüthgen (1980: 180f) steigt der Sättigungsgehalt des Wasserdampfes exponentiell mit der Temperatur an. Bei sehr tiefen Temperaturen von z. B. -40 °C bis -30 °C sind maximal drei Zehntel Gramm Wasserdampf pro m3 enthalten, bei -20 °C ist es ca. ein Gramm. Bei weiterer Temperaturzunahme steigt die maximale absolute Feuchte weiterhin exponentiell an, wie in Tab. 1 dargestellt.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Tab. 1: Maximale absolute Feuchte in Abhängigkeit von der Temperatur (verändert nach Blüthgen 1980: 182)

Daraus ergeben sich nach Blüthgen (1980: 182f) folgende klimatologische Konsequenzen:

1. Bei sehr geringen Temperaturen ist die Luft fast frei von Wasserdampf.
2. In warmen Klimaten besteht die höhere Wahrscheinlichkeit einer größeren Ergiebigkeit von Niederschlägen.
3. Tropengebirge oberhalb von 1.500 m sind „relative Trockeninseln“, d.h. Regionen mit relativ geringem Niederschlag, in einer niederschlagsreicheren Umgebung.

Bei Lauer (2006: 337) wird die relative Luftfeuchtigkeit als prozentuales Verhältnis von Dampfdruck und Sättigungsdampfdruck eines Luftpaketes bei derselben Temperatur und demselben Druck definiert. Anstelle der absoluten Luftfeuchte verwende ich in dieser Arbeit die relative Luftfeuchte, da diese unmittelbar den Sättigungsgrad der Luft mit Wasserdampf beschreibt.

3.1.3 Niederschlag

Wenn erwärmte Luftmassen aufsteigen und sich daraus Niederschläge entwickeln, spricht man von konvektiven Niederschlägen (DWD 2005). Diese Art des Niederschlags ist besonders ergiebig, d. h. die Niederschlagssumme pro Zeiteinheit ist sehr hoch. Voraussetzung für die konvektiven Niederschläge sind stark erwärmte Luftmassen, darum treten konvektive Niederschläge in Deutschland hauptsächlich in den Sommermonaten, besonders im Juli und August, auf. Sobald in einer bestimmten Zeit mehr Niederschlag fällt als der Boden aufnehmen kann, muss der Überschuss an der Oberfläche abfließen und es kann dabei zur Zerstörung des Oberbodens kommen. Die horizontale Zufuhr von Luftmassen wird Advektion (DWD 2005) genannt. Advektive Niederschläge (DWD 2005) sind meist nicht so intensiv, dafür sind sie aber länger anhaltend und über große Flächen ausgedehnt. Diese nennt man Landregen (DWD 2005). Besonders in bergigeren Regionen kann man ein spezielles Niederschlagsmuster erkennen. Beim Überströmen der Luftmassen eines Gebirges werden die Luftmassen zum Aufsteigen gezwungen, hierbei fällt die Temperatur der Luftmassen. Ist der Taupunkt erreicht, setzt die Wolkenbildung und bei weiterer Abkühlung die Niederschlagsbildung ein. Die Luftmassen regnen sich auf der Anströmseite des Gebirges, der Luvseite (DWD 2005) ab. In der Meteorologie aber auch in der Seefahrt (Overschmidt 2009: 37) und in der Luftfahrt (Kassera 2008: 260) wird als Luvseite die dem Wind zugewandte Seite (Raczkowsky 2001: 115) bezeichnet. Dementsprechend wird als Leeseite die dem Wind abgewandte Seite definiert. Auf Grund der höheren Dichte sinken die Luftmassen hinter der Kammlinie wieder ab und erwärmen sich dabei. Die Luftmassen können nun wegen der höheren Temperaturen wieder mehr Wasserdampf aufnehmen, die Folge ist, dass auf der Leeseite (DWD 2005) des Gebirges niedrigere Niederschlagssummen verzeichnet werden. Laut Baumhauer (2008: 67f) kann man diese sogenannten Luv-Lee-Effekte in Mitteleuropa in allen Mittel- und Hochgebirgen erkennen. Im Jahresverlauf strömen die meisten Niederschlag bringenden sog. Frontalzyklonen, d.h. dynamische Tiefdruckgebiete (Kuhnke 2007: 19) aus westlichen Richtungen nach Mitteleuropa. Die von Norden nach Süden verlaufenden Gebirgsketten stellen somit eine Barriere dar, wodurch sich deutliche Luv- und Leegebiete ausprägen.

Zur Veranschaulichung der Luv-Lee-Effekte von Baumhauer verwende ich die Grafik der Niederschlagsverteilung in RLP (Abb. 1, Diercke 2008). Die auf der Lee-Seite gelegenen Gebiete des Donnersberges erhalten im Vergleich zur Luv-Seite wenig Niederschlag und zählen zu den trockensten Regionen in RLP. Besonders der in der Pfalz großflächig angelegte Wein-, Obst- und Gemüseanbau bedarf spezifischer klimatischer Erkenntnisse beispielsweise über die Art der Entwicklung des Niederschlagaufkommens für eine erfolgreiche Bewirtschaftung.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1: Niederschlagsverteilung in RLP (Quelle: Diercke 2008)

3.2 Kenntage

Rückwirkend Bezug nehmend auf die Problemstellung der Analyse über die Entwicklung des zu erwartenden Ausmaßes der Temperaturveränderungen in Abschnitt 2 will ich an dieser Stelle die Definitionen der dafür erforderlichen Kenntage erläutern.

Laut Online Lexikon des Deutschen Wetterdienstes (DWD 2005) weisen „Sommertage“ Temperaturen über 25 °C auf. Tage, an denen das Thermometer über 30 °C anzeigt, bezeichnet der DWD als „Hitzetage“. Bleibt eine nächtliche Abkühlung aus und fällt die Temperatur nicht unter 20 °C, spricht man von einer „Tropennacht“.

3.3 Bioklima

Kuttler (2009: 168) versteht unter dem Begriff der Bioklimatologie die langfristige Wechselwirkung zwischen Klima und Biosphäre sowie die klimatischen Einflüsse auf die Vegetation und den Menschen. Insbesondere die auf den Menschen bezogene Klimatologie hat sich international unter dem Begriff Biometeorologie verbreitet. Genauer gesagt muss man hier sogar von der Human-Biometeorologie sprechen. Bei Kuttler setzt sich die Human-Biometeorologie verstärkt mit der Wirkung klimatischer Situationen auf das Wohlbefinden und die Gesundheit des Menschen auseinander.

Hierbei spielt anscheinend das Phänomen der Schwüle eine ganz entscheidende Rolle. Das Auftreten von Schwüle könnte man also durchaus als einen die menschliche Aktivität hemmenden Faktor bezeichnen.

An dieser Stelle sei auf einen interessanten Unterschied bei den bioklimatischen Bedingungen zwischen dem Europäischen und Nordamerikanischen Kontinent verwiesen (Hofmeister 1985: 39f). Obwohl Mitteleuropa und die USA auf annähernd der gleichen geographischen Breite liegen, tritt Schwüle besonders in den südlichen Regionen der USA häufiger als in Mitteleuropa auf. Hofmeisters Theorie basiert auf zwei Faktoren:

1. Einerseits strömt die sogenannte Subtropikluft, ausgehend vom Golf von Mexiko in nordwestlicher Richtung in die Vereinigten Staaten. Sie kann sich am Ausgangsort wesentlich besser mit Wasserdampf anreichern, als das für die Luftmassen über dem Mittelmeer möglich ist.
2. Andererseits schützen die Alpen in Mitteleuropa weitgehend vor den feucht-warmen Eigenschaften der advektierten Mittelmeerluft - diesen orografischen (die Oberflächenform betreffenden; DWD 2005) Vorteil genießen die USA gegenüber Mitteleuropa nicht.

Nach diesem kurzen Exkurs über die von Hofmeister festgestellten regionalgeographischen Besonderheiten bei den bioklimatischen Bedingungen will ich an dieser Stelle auf mögliche Auswirkungen der klimatischer Bedingungen auf die Gesundheit näher eingehen.

Zum Beispiel im Spiegel online 2007 ist im Artikel „Hitze-Sommer 2003 hat 70.000 Europäer getötet“ von den so genannten hitzebedingten Erkrankungen die Rede. So wurde in der europäischen Spitze in Alentejo, Portugal bis zu 47,3 °C (im Schatten) erreicht. Unter diesen Bedingungen fielen dem Sommer unter den 70.000 Europäern insgesamt auch 7.000 Deutsche zum Opfer.

Laut dem seit 1974 bestehenden UmweltMedizinischen InformationsDienst (UMID 2009: 13) stellen insbesondere stellen die vorzeitige Blütezeit und verlängerte Vegetationsperiode für Allergiker ein Problem dar. Die Aufgaben des UMID umfassen die wissenschaftliche Unterstützung der Bundesregierung, den Vollzug von Umweltgesetzen sowie die Information der Öffentlichkeit zum Umweltschutz. Der UMID stellte u. a. fest, dass die ursprünglich aus Nordamerika stammende Pflanze „Ambrosia artemisiifolia“, auch „Beifußblättriges Traubenkraut“ genannt, aufgrund des veränderten Klimas nunmehr auch in Deutschland wächst und starke allergische Reaktionen hervorrufen kann.

Das Umweltbundesamt (2009: 1) ergänzt zu den beim UMID festgestellten direkten Auswirkungen die sog. indirekten Auswirkungen bei sich nachteilig verändernden Umweltbedingungen. Gemeint sind beispielsweise Idealbedingungen für verschiedene Krankheitserreger oder auch die verminderte Trinkwasserqualität bzw. -quantität. In diesem Kontext weist auch das Helmholtz Zentrum in München weist in diesem Kontext (Helmholtz Zentrum 2009: 5) auf diesen Umstand hin, zeigt aber auf ein weiteres Problem auf. Hier ist die Rede von den sog. Vektoren (Helmholtz Zentrum 2009: 3). Hierbei sind diverse Nagetiere und Insekten gemeint, welche verschiedene Infektionskrankheiten auf den Menschen übertragen könnten. Als Vertreter werden hier die Stechmücken-Gattungen Anopheles und Aedes oder auch Zecken genannt. Den Ausführungen des Helmholtz Zentrums folgend ermöglichen erhöhte Temperaturen, eine erhöhte Luftfeuchte sowie mildere Winter das Überleben von diesen gefährlichen Erregern und begünstigen ihre Etablierung im deutschen Raum (Helmholtz Zentrum 2009: 5). So weist das Zentrum ausdrücklich auf die Existenz der Asiatischen Tigermücke hin, die tropische Infektionskrankheiten mit Fieber und Gelenkschmerzen überträgt und unter diesen Bedingungen bald auch in Deutschland einwandern könnte (Helmholtz Zentrum 2009: 4).

3.4 Hitze-Index und Schwüle

3.4.1 Beschreibung

Der Hitze-Index drückt nach Friedrich (2007: 158) die gefühlte Schwüle in ihrer Quantität aus. Er beschreibt die gefühlte Temperatur in Abhängigkeit von der gemessenen Lufttemperatur und der relativen Luftfeuchtigkeit. Der Mensch reguliert seine Körpertemperatur bei höheren Temperaturen über die Verdunstung von Flüssigkeit, das Schwitzen. Die Erzeugung von Verdunstungskälte beim Schwitzen hängt von der die Haut umgebenden Luftfeuchtigkeit ab. Schweiß kann allerdings nur verdunsten, wenn der Wasserdampfdruck der Umgebungsluft geringer ist, als der an der Hautoberfläche. Eine höhere Luftfeuchtigkeit vermindert im zunehmenden Maße die mögliche Transpiration über die Haut. Sie wird in Verbindung mit einer hohen Temperatur als schwüle Hitze empfunden.

Ein weit verbreitetes Modell ist das Klima-Michel-Modell (KMM) nach Jendritzky, welches neben den meteorologischen Elementen auch den Aktivitätszustand des Menschen sowie durchschnittliche Werte für Geschlecht, Alter, Größe, Gewicht, Körperoberfläche und Kleidung berücksichtigt. Das so ermittelte Behaglichkeitsmaß „Gefühlte Temperatur“ wird u. a. in Bioklimakarten (Abb. 2) verwendet (Kuttler 2009: 177f). Im Kapitel 3.4.2 wird ein weiteres aktuelles Modell beschrieben, auf dem die Berechnung des Hitze-Indexwertes durch die National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) basiert. Die NOAA wurde 1970 mit dem Hauptsitz Washington D.C. gegründet. Sie ist die Wetter- und Ozeanographiebehörde der Vereinigten Staaten von Amerika (NOAA 2007).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 2: Bioklimakarte von Deutschland (Quelle: Jendritzky et. al. 2002)

3.4.2 Modell nach Rothfusz und seine Einflussfaktoren

Für die Berechnung des Hitze-Indexwertes nach Rothfusz wird eine Gleichung benutzt, die aus einer Sammlung von Modell-Gleichungen (Steadman 1979: 863ff) abgeleitet wurde und eine Näherungsberechnung für den Hitze-Index darstellt. Der Hitze-Index bzw. die gefühlte Temperatur ist das Resultat von umfangreichen biometeorologischen Studien. Die Parameter, welche in die Kalkulation in Abschnitt 3.4.3 mit einbezogen wurden, sind in Tab. 2 dargestellt (Rothfusz 1990: 1f). Jeder dieser Parameter kann durch eine eigene Gleichung beschrieben werden, aber es werden angenommene Größen (Modellwerte) zur Vereinfachung des Modells genutzt.

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Details

Seiten
56
Jahr
2011
ISBN (eBook)
9783656951285
ISBN (Buch)
9783656951292
Dateigröße
1.7 MB
Sprache
Deutsch
Katalognummer
v298551
Institution / Hochschule
Johannes Gutenberg-Universität Mainz – Geographisches Institut
Note
1,3
Schlagworte
Schwüle Hitzeindex Temperatur Luftfeuchtigkeit Schule Schulbetrieb Tallandschaft Rheinland-Pfalz

Autor

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Titel: Klimageographische Analyse von ausgewählten Klimastationen in Rheinland-Pfalz 2011