4. Deutsche Bucht mit Tideelbe und Lübecker Bucht

Temperatur und Salzgehalt sind die wichtigsten Variablen zur Charakterisierung einer Wassermasse und zur Beschreibung und Bewertung des physikalischen Meereszustands. Von besonderer Bedeutung ist die Meeresoberflächentemperatur, die durch solare Einstrahlung und den unmittelbaren Kontakt zur Atmosphäre auch einen starken Tagesgang aufweisen kann. Für die Bestimmung langfristiger Trends in der Deutschen Bucht sind aufgrund ihres zeitlichen Umfangs zwei Zeitserien von Bedeutung: die Zeitserie der räumlichen Mitteltemperatur der gesamten Nordsee (abgeleitet aus den seit September 1968 vom BSH wöchentlich herausgegebenen Analysen der Oberflächentemperaturverteilung in der Nordsee) sowie die Zeitserie der Oberflächentemperatur bei Helgoland Reede, die auf 1873 begonnenen werktäglichen Beobachtungen der Biologischen Anstalt Helgoland beruhen (Wiltshire und Manly 2004) IIn Abb. 4.2a sind die Jahresmittel der Nordsee-SST (1968–2014) zusammen mit der lokalen SST bei Helgoland Reede ab 1950 zu entnehmen. Beide Reihen zeigen eine zeitlich kohärente Entwicklung und einen abrupten Temperatursprung, mit dem das rezente Warmregime Ende der 1980er-Jahre einsetzte. Eine differenzierte Analyse des bistabilen Regimecharakters der Nordsee-SST bietet Abb. 4.2b, in der sprunghafte Regimewechsel zwischen trendfreien Kalt- und Warmepisoden dargestellt sind (Loewe et al. 2009; Klein et al. 2015).

Der Verlauf der SST wird nicht durch den linearen Trend in Abb. 4.2b charakterisiert, sondern durch die Regimewechsel zwischen wärmeren und kälteren Phasen (s. hierzu auch Abb. 3-28 in Loewe et al. 2005). Das extreme Warmregime der ersten Dekade des neuen Jahrtausends, bei dem die Jahresmittel der Nordsee-SST um ein mittleres Niveau von 10,8 °C fluktuierten, endete mit dem kalten Winter 2010. Seitdem schwankten die Jahrestemperaturen um ein moderateres Niveau von 10,2 °C. Der extreme Temperatursprung des Jahresmittels der Nordsee-SST von 10,0 °C im Jahr 2013 auf 11,4 °C im Jahr 2014 ist in der 46 Jahre umspannenden Zeitserie ohne Beispiel.

Emeis et al. (2014) berichten ebenfalls über diese Regimeshifts. Nach ihrer Analyse des HadSST-Datensatzes für den Zeitraum 1870–2013 waren die Oberflächentemperaturen bis ungefähr 1975 auf einem stabilen Niveau und wiesen mit einer Steigung von 0,03 K/Dekade nur einen geringen Aufwärtstrend auf, der zudem von dekadischen Variationen mit Amplituden von 0,5 K überlagert war. Um 1980 herum setzte dann eine stufenweise Erhöhung der Temperatur ein, die zum Ende des 20. Jahrhunderts zu mittleren Nordseetemperaturen führt, die ≈1,2 K höher liegen als im langjährigen Mittel vor 1980.

In den tieferen saisonal geschichteten Regionen der Deutschen Bucht ist auch die Advektion von Atlantikwasser über den offenen nördlichen Rand der Nordsee und durch den Englischen Kanal für die Temperaturentwicklung in der Wassersäule von Bedeutung. Je nach vorherrschender Zirkulation kann sich der atlantische Einstrom bis in die Deutsche Bucht auswirken (Loewe et al. 2013). Dies hat zur Folge, dass die zwischenjährlichen Temperaturänderungen in der saisonalen Deckschicht und in der Bodenschicht unterschiedlich verlaufen können. Ein besserer Parameter ist deshalb der Gesamtwärmeinhalt der Nordsee, da dieser den Wärmegehalt angibt, der nach der vertikalen Durchmischung im Herbst für den Energieaustausch mit der Atmosphäre zur Verfügung steht. Basierend auf den jährlichen BSH-Sommeraufnahmen wurde der Gesamtwärmeinhalt der Nordsee berechnet (Abb. 4.3). Dieser zeigt eine deutliche zwischenjährliche Variabilität mit relativen Maxima in den Jahren 2003, 2009 und 2014. Auffällig ist, dass aufgrund des kalten Bodenwassers der Gesamtwärmeinhalt 2006 unter dem 10-Jahres-Mittel lag, obwohl in diesem Jahr die Oberflächentemperaturen mit Anomalien von bis zu 2,4 K Rekordhöhen erreichten.

Dieser Befund zeigt die Bedeutung der saisonalen Schichtung, die bei einer starken Ausprägung der Thermokline das Wasser der Deckschicht von der Bodenschicht trennt. Die relativ hohen Wärmeinhalte zum Ende der Beobachtungsperiode stehen in Übereinstimmung mit Beobachtungen aus dem Ostatlantik (Rockall-Graben), wo Holliday et al. (2015) in den späten 2000er-Jahren deutlich erhöhte Temperaturen und Salzgehalte in den oberen 800 m (atlantisches Oberflächenwasser) beobachtet haben. Die Temperatur- und Salzgehaltsveränderungen dieses atlantischen Oberflächenwassers beeinflussen über eine Reihe von Austauschprozessen auch die hydrographischen Verhältnisse in der Deutschen Bucht. Das Minimum des Gesamtwärmeinhalts in 2001 (Abb. 4.3) ist Folge einer unter dem langjährigen Mittel liegenden Globalstrahlung und einer geringen Deckschichttiefe.

In der Deutschen Bucht wird der Salzgehalt insbesondere durch die jährlich stark variierenden Abflussmengen der Festlandabflüsse geprägt. Insbesondere schneereiche Winter im Einzugsbereich der großen Flüsse führen im März/April zu großen Abflussmengen, die den Salzgehalt des Küstenwassers verringern. Abb. 4.4 zeigt die jährlichen Abflussraten der Elbe, gemessen am Pegel Neu Darchau. Hier ist bis 2014 kein signifikanter Trend feststellbar.

Salzgehaltsmessungen an festen Orten, z. B. bei Helgoland Reede, werden durch die variablen Festlandsabflüsse und durch die Lage der Flussfahnenfronten beeinflusst (z. B. durch die Elbfahne), da sich die Positionen dieser Fronten in Abhängigkeit von den vorherrschenden Windlagen verändern. Aber auch der Einfluss des Nordatlantiks wirkt sich bis in die Deutsche Bucht aus. Atlantisches Wasser (> 35 psu) kann im Winter sowohl von Norden als auch vom Englischen Kanal bis zur jütländischen Küste vordringen (BSH 2016). Das von Jahr zu Jahr unterschiedliche Vordringen des atlantischen Wassers ist einer der Hauptfaktoren für die Variabilität des Gesamtsalzinhalts der Nordsee (Loewe et al. 2013).

Für die Deutsche Bucht stehen seit 1873 die Salzgehaltsmessungen von Helgoland Reede zur Verfügung, seit etwa 1980 Daten an den Positionen der ehemaligen Feuerschiffe, die später zumindest teilweise durch automatisierte Messsysteme ersetzt wurden. Die Verlagerungen von Feuerschiffspositionen und methodische Probleme, auch bei den Messungen bei Helgoland, führten zu Brüchen und Unsicherheiten in den langen Zeitserien und erschwerten belastbare Trendabschätzungen (Heyen und Dippner 1998). Abb. 4.5 zeigt die jährlichen Mittel des Oberflächensalzgehaltes bei Helgoland für die Jahre 1950–2014. Wie schon in Abb. 4.4 für die Abflussraten zeichnet sich auch im Salzgehalt bei Helgoland Reede kein langfristiger Trend ab.

Die Wissensgrundlage für Änderungen in der Oberflächenzirkulation in der Deutschen Bucht hat sich seit dem 1. HKB (Weisse 2011) nicht wesentlich verändert. Generell ist die Beobachtungsdatenlage zur Zirkulation in der Nordsee auf wenige Positionen beschränkt, die in der Mehrzahl am Schelfrand zu finden sind (Huthnance et al. 2009; Albretsen et al. 2012). Die im 1. HKB zitierten Arbeiten von Becker und Pauly (1996) sowie Leterme et al. (2008) deuten eine starke Abhängigkeit der Zirkulation vom NAO-Zustand⁶ an. In der Modellrekonstruktion der Oberflächenzirkulation von Leterme et al. (2008) für den Zeitraum 1958–2003 wurde zusätzlich noch eine langfristige Abnahme des Einstroms durch den Englischen Kanal identifiziert, deren physikalische Ursachen aber unklar bleiben. Hjøllo et al. (2009) fanden in ihrer Modellstudie für die südliche Nordsee separate Zirkulationsmuster und eine wesentlich abgeschwächte Abhängigkeit vom NAO in diesem Gebiet. Durch die Installation eines HF-Radar-Systems im Rahmen des COSYNA-Projektes⁷ gibt es aber in Zukunft zum ersten Mal die Möglichkeit, flächendeckende und direkte Strömungsmessungen in der Deutschen Bucht auszuwerten (Stanev und Schulz-Stellenfleth 2014; Stanev et al. 2015).

Umfang und Dauer der Eisbedeckung in der Deutschen Bucht hängen von der Anzahl, Stärke und Länge der Kälteperioden ab. Abgesehen von den meteorologischen Faktoren spielen auch die Gezeiten, die Wassertiefe und die morphologische Großgliederung der Deutschen Bucht in offene See, Wattenmeere und Zuflüsse eine große Rolle bei der Entwicklung der Eisverhältnisse. Während in den ufernahen Wattengebieten etwa 30 % aller Winter eisfrei bleiben, bildet sich im Seegebiet vor den nord- und ostfriesischen Inseln nur in starken bis extrem starken Eiswintern Eis. In mäßigen Eiswintern beschränkt sich die Eisbildung auf die Wattenbereiche und auf die inneren Bereiche von Ems, Unterweser und Unterelbe. Der offene Teil der Deutschen Bucht bleibt in den meisten Wintern eisfrei (Schmelzer et al. 2015).

Hinsichtlich langfristiger Veränderungen der Eisverhältnisse in der Deutschen Bucht liegen nur sehr wenige Arbeiten vor. Das BSH hat 2015 einen klimatologischen Eisatlas für die Deutsche Bucht und angrenzende Gebiete (einschließlich Limfjord) herausgegeben (Schmelzer et al. 2015), der auf Daten der Jahre 1961–2010 basiert. Zusätzlich wurde dieser Zeitraum auch noch in drei 30-jährige Zeiträume¹⁴ aufgeteilt, um zeitliche Änderungen aufzuzeigen. In den analysierten 50 Jahren von 1961 bis 2010 gab es in der Nordsee 26 (52 %) sehr schwache bis schwache, 16 (32 %) mäßige, 4 (8 %) starke und 4 (8 %) sehr starke bis extrem starke Eiswinter. Im Vergleich zu einer 114-jährigen Periode ab 1897 ist eine Abnahme der extrem starken und sehr starken Eiswinter bei gleichzeitiger Zunahme der schwachen Eiswinter und Winter ohne Eisvorkommen festzustellen. Diese Tatsache spiegelt sich auch im Rückgang der Häufigkeit des Eisauftretens in drei 30-jährigen Perioden 1961–1990, 1971–2000 und 1981–2010 wider.

Der NOSCCA-Bericht (Quante et al. 2016) kommt zu dem Schluss, dass trotz erheblicher Unterschiede in den Modellsimulationen (Setup, Antrieb aus Global Climate Model [GCM], Biaskorrektur, Zeithorizont) die Projektionen der zukünftigen SST-Änderungen ein konsistentes Bild zeigen. Im Jahresmittel ergibt sich auf der Basis aller verfügbaren Studien ein Anstieg der SST in der Nordsee zum Ende des 21. Jahrhunderts zwischen 1 und 3 K. Basierend auf Multimodellstudien sind die Unsicherheiten in den projizierten Änderungen im Wesentlichen dem unterschiedlichen Antrieb aus den globalen Klimamodellen zuzuschreiben (Wakelin et al. 2012; Holt et al. 2010, 2012, 2014). Im Vergleich dazu sind bei gleichem Globalmodellantrieb in verschiedenen Regionalmodellen nur geringe Unterschiede (< 1/10 K) in den simulierten SST-Änderungen zu erkennen (Wakelin et al. 2012; Holt et al. 2014; Mathis 2013; Gröger et al. 2013; Bülow et al. 2014).

Während die Mehrzahl der veröffentlichten Studien auf ungekoppelten ozeanischen Regionalmodellstudien beruht, steht aus dem KLIWAS-Projekt das einzige Ensemble mit gekoppelten Ozean-Atmosphärenmodell-Projektionen zur Verfügung. Rückkopplungsmechanismen verbessern vor allem in den Wintermonaten die modellierten Meeresoberflächentemperaturen (Gröger et al. 2015) und durch die verbesserten Land-See-Gradienten der Temperatur auch die küstennahen Niederschläge (Wang et al. 2015; Attema und Lenderink 2014). Die drei gekoppelten Modelle des KLIWAS-Ensembles (MPIOM-REMO, Elizalde et al. 2014; HAMSOM-REMO, Su et al. 2014 und RCA-NEMO, Dieterich et al. 2014) zeigen für die Differenz der Zeiträume (2070–2099) und (1970–1999) in den Jahresmitteln einen Temperaturanstieg zwischen 1,7 und 3,0 K (Bülow et al. 2014). Allerdings sind die Unterschiede zwischen den gekoppelten Simulationen geringfügig größer als in den ungekoppelten Simulationen. Die vorhandenen regionalen und saisonalen Unterschiede zwischen den drei KLIWAS-Modellen weisen darauf hin, dass die Temperaturentwicklung stark von den verwendeten Parametrisierungen in den Regionalmodellen abhängt (z. B. Deckschichttiefe, Parametrisierungen der Oberflächenflüsse und lokale Wechselwirkungen).

Bei Erstellung des 1. HKB gab es ebenfalls nur wenige Arbeiten, die sich mit möglichen Änderungen des Salzgehaltes in der Deutschen Bucht befassten. Die damaligen Ergebnisse waren insgesamt nur wenig konsistent und die Belastbarkeit entsprechend gering. Neuere Studien prognostizieren eine Abnahme des Oberflächensalzgehaltes in der Nordsee (Gröger et al. 2013; Mathis und Pohlmann 2014; Bülow et al. 2014; Holt et al. 2010, 2012; Wakelin et al. 2012; Friocourt et al. 2012). Dies widerspricht den Studien aus dem 1. HKB (Weisse 2011), die, wie in der Studie von Kauker (1999), eine Erhöhung der Salzgehalte in der Deutschen Bucht infolge eines verringerten Elbeabflusses um etwa 0,5 psu simuliert hatten. Eine mögliche Erhöhung der Salzgehalte in der Deutschen Bucht könnte auch aus einer Verstärkung der Westwinde resultieren. Dies war in den Sensitivitätsexperimenten von Schrum (2001) unter Annahme einer Verstärkung der Westwinde zwischen 52 und 62° N abgeleitet worden. Eine derartige signifikante Änderung der Windgeschwindigkeiten konnte in neueren Studien aber nicht bestätigt werden (s. Abschn. 2.​2.​1 Meteorologie). Auch wurden mögliche Änderungen des Salzgehaltes im Nordatlantik nicht berücksichtigt.

Eine zukünftige Abnahme des Salzgehaltes im Bereich der Nordsee wäre hingegen konsistent mit der Verstärkung des hydrologischen Kreislaufs in den Zukunftssimulationen und der damit verbundenen generellen Abnahme der Salzgehalte im Nordatlantik in den Globalmodellen. Allerdings variieren die Ergebnisse zwischen den regionalen Simulationen für die Nordsee stark bzgl. der Größenordnung der vorhergesagten Salzgehaltabnahme und dem zeitlichen Verlauf im 21. Jahrhundert. Der NOSCCA-Bericht (Quante et al. 2016) kommt daher zu der Schlussfolgerung, dass die Vorhersagekapazität der Regionalmodelle für Änderungen des Salzgehaltes weiterhin gering ist und in nichtquantifizierbarem Maß von methodischen Ansätzen für die atmosphärischen Frischwasserflüsse, Randbedingungen für den atlantischen Einstrom und den baltischen Ausstrom sowie weiteren modellspezifischen Ansätzen abhängt.

Dies liegt auch daran, dass in den meisten Modellsimulationen keine konsistenten Ansätze für die verschiedenen Komponenten der Frischwasserflüsse gewählt wurden. Dagegen wurden alle notwendigen Komponenten im KLIWAS-Ensemble explizit modelliert (Bülow et al. 2014). In dem Ensemble liegt die Abnahme des Salzgehaltes zum Ende des 21. Jahrhunderts bei 0,2 psu, es zeigen sich aber bei den drei Modellen auch signifikante Abweichungen in den räumlichen Mustern (Abb. 4.8). Beide Regionalmodelle des Ensembles zeigen große Differenzen in der zeitlichen Entwicklung der Salzgehalte im baltischen Ausstrom und im Einstrom über die nördliche Berandung der Nordsee zum Atlantik.

Bezogen auf das Mittel über die gesamte Nordsee fanden Mathis und Pohlmann (2014) in einem ungekoppelten HAMSOM-Lauf mit Antrieb aus einer globalen MPIOM/ECHAM-Simulation eine deutliche höhere Salzgehaltabnahme von 0,6 psu bis zum Ende des 21. Jahrhunderts. Gröger et al. (2013) simulierten ebenfalls eine deutlichere Salzgehaltabnahme von 0,75 psu in der Nordsee mit einem Modellsetup, das durch die geringere Modellauflösung vom MPIOM-Modell in dem KLIWAS-Ensemble abweicht. Dies legt nach den Ergebnissen des NOSCCA-Berichtes (Quante et al. 2016) die Schlussfolgerung nahe, dass die Ergebnisse auch von der gewählten Modellauflösung abhängen.

Zu möglichen Änderungen der Zirkulation in der Zukunft gibt es weiterhin wenige veröffentlichte Untersuchungen, die Aussagen bzgl. der Deutschen Bucht machen. In dem im Abschn. 4.1.2.2 zitierten Sensitivitätsexperiment von Schrum (2001) führte eine verstärkte Westwindzirkulation zu einer Verstärkung der mittleren zyklonalen Zirkulation in der Nordsee. Zu ähnlichen Schlussfolgerungen kommen Mathis (2013) sowie Mathis und Pohlmann (2014) in ihren Untersuchungen. Zum Ende des 21. Jahrhunderts verstärkt sich nach diesen Analysen der Einstrom über den nördlichen Rand im Frühjahr, konsistent mit den verstärkten westlichen Winden aus dem antreibenden Globalmodell. In den anderen Jahreszeiten schwächt sich die Zirkulation dagegen leicht ab. Weiterhin wird eine deutliche Abnahme der Transporte über die Straße von Dover diagnostiziert (Mathis 2013; Mathis und Pohlmann 2014).

Aussagen zu potenziellen Änderungen des Seegangsklimas basieren auf Seegangsmodellen, die mit Wind- und Luftdruckdaten aus globalen Klimaszenarien angetrieben werden. Während in den frühen Studien noch Zeitscheibenexperimente (z. B. für 1970–2000 und 2070–2100) durchgeführt wurden, sind jetzt durchgängige Berechnungen möglich, die auch die dekadische Variabilität abbilden. Für den Nordostatlantik und die Nordsee führten Debernard und Røed (2008) sowie Grabemann und Weisse (2008) erste Ensemblerechnungen mit verschiedenen Modellen und Szenarien durch. Debernard und Røed (2008) benutzten eine Kombination aus den A1-, B2- und A1B-Szenarien mit drei globalen Klimamodellen (GCM). Grabemann und Weisse (2008) analysierten ein Ensemble aus zwei GCMs und den A2- und B2-Szenarien. Beide Studien verglichen das Wellenklima der Zeitscheiben 1961–1990 und 2071–2100 und kamen zu ähnlichen Ergebnissen, welche die größten Zunahmen der Seegangshöhen entlang der östlichen Nordseeküste (also auch in der Deutschen Bucht) und im Skagerrak verorteten, während die Änderungen in der westlichen und nördlichen Nordsee kleiner oder sogar negativ waren. In beiden Studien zeigte sich, dass die Unsicherheiten aus der Wahl des Modells größer sind als diejenigen aus der Szenarienwahl. Zu vergleichbaren Ergebnissen kamen auch die Ensemblestudien von Groll et al. (2014a, 2014b) mit durchgängigen Projektionen von 1961 bis 2100.

Groll et al. (2014b) analysierten zusätzlich das Auftreten von Wetterfenstern, d. h. von Zeiträumen, in denen die signifikante Wellenhöhe unter einem definierten Schwellenwert bleibt. Eine eventuelle zukünftige Änderung der Häufigkeit dieser Wetterfenster ist u. a. für die Offshore-Industrie von Interesse, die auf einer Mindestandauer günstiger Wetterfenster für die Arbeiten auf See angewiesen ist. Dabei wurde eine starke dekadische Variabilität im jährlichen Auftreten dieser Wetterfenster, aber kein signifikanter Trend festgestellt. Zusätzlich wurde mit den simulierten signifikanten Wellenhöhen eine Extremwertanalyse durchgeführt, um das Auftreten von sehr hohen Wellen mit einer Wiederkehrperiode von 1 bis zu 100 Jahren zu untersuchen. Auch hier zeigte sich – wie für die mittleren und hohen Wellen (99. Perzentil) – eine signifikante Zunahme in der östlichen und eine leichte Abnahme in der westlichen Nordsee, wobei die Trends aber die des 99. Perzentils nicht übersteigen.

De Winter et al. (2012) führten für die niederländische Küste eine Ensemblestudie durch, bestehend aus einem GCM, dem Szenario A1B und 17 verschiedenen Anfangsbedingungen. Auch sie verglichen die Zeitscheiben 1961–1990 und 2071–2100. Hier blieben mittlere Wellenhöhe, Wellenperiode und Wiederkehrperioden unverändert, während sich das jährliche Maximum leicht abschwächte. Ferner nahm, in Übereinstimmung mit den zukünftig häufigeren Westwinden im Modell, die Wellenausbreitung in östliche Richtungen zu.

Es sind in der Literatur keine Arbeiten zu zukünftigen Änderungen der Eisbedeckung in der Nordsee zu finden. Wie in Abschn. 4.1.3 dargestellt, tritt schon unter aktuellen Bedingungen seewärts der Inseln aufgrund der starken Gezeitenströme sowie der relativ hohen Temperaturen und Salzgehalte kaum Eisbildung in der Deutschen Bucht auf. Die simulierte Temperaturerhöhung zum Ende des 21. Jahrhunderts würde daher auf eine weitere Abnahme der Eisbedeckung und eine Zunahme milder Eiswinter hindeuten.

Die Topographie, d. h. das Relief der Erdoberfläche von der Gewässersohle bis zum Deich, ist eine entscheidende Randbedingung für die Hydrodynamik. In der Vergangenheit hat sich die Topographie der Elbe stark gewandelt. Ein wesentlicher Grund ist anthropogenen Ursprungs. Zum Beispiel wurde an beiden Ufern eine durchgängige Deichlinie errichtet, Buhnen und Lahnungen wurden angelegt, tidebeeinflusste Nebenarme abgetrennt und das Wehr bei Geesthacht gebaut. Zur Verbesserung der Schiffbarkeit wurde die Fahrrinne in mehreren Stufen vertieft (1. HKB, Winkel 2011). Aber auch natürliche morphodynamische Prozesse führen zu Veränderungen in der Topographie (Weilbeer 2014).

Li et al. (2014) beschreiben anhand eines Vergleichs historischer Seekarten von 1927 bis 2006 die Dynamik der Topographie im Elbmündungsgebiet. Priele verlagern sich, Inseln/Sände verschwinden und entstehen neu und Watten verändern sich. Im nördlichen Teil des Elbmündungsgebietes sind die Wattflächen aufgewachsen. Dieser Trend ist auch großräumig zu beobachten. Die im Rahmen eines funktionalen Bodenmodells aggregierten bathymetrischen Vermessungsdaten deuten darauf hin, dass die Watten im Zeitraum 2002–2012 in der Deutschen Bucht im Mittel 7,4 mm/Jahr aufgewachsen sind (Milbradt et al. 2015).

Der Mündungsbereich der Elbe (Abb. 4.13) ist morphologisch sehr dynamisch. Abb. 4.14 aus Milbradt (2011) zeigt deutliche morphologische Änderungen zwischen 1995 und 2011 im Bereich der Medemrinne. Die Medemrinne verlagert sich nach Norden. Es entsteht ein Durchbruch zum Klotzenloch. Diese morphologische Entwicklung ist nicht außergewöhnlich. Die Topographie im Elbmündungsgebiet hat sich in den letzten Jahrhunderten in einer zyklischen Weise verändert (1. HKB, Winkel 2011). Zyklische morphologische Veränderungen sind auch auf kleineren Raum- und Zeitskalen beobachtbar (Albers 2012).

Die Zeitreihen von Wasserstand und Strömung sind durch eine hohe Variabilität auf verschiedenen Zeitskalen gekennzeichnet. Generell ist es daher schwierig, Änderungen der Hydrodynamik, die durch Klimaänderungen hervorgerufen wurden, herauszufiltern. Einige Zeitreihen zeigen deutliche Trends, die aber nicht auf den anthropogenen Klimawandel zurückzuführen sind.

Der gemessene mittlere Wasserstand am Pegel Cuxhaven steigt an. Je nach betrachtetem Zeitraum unterscheiden sich die Zahlen. Im Zeitraum 1918–2015 stieg er im Mittel um 2,0 mm/Jahr (Abschn. 4.1.1). Für den Zeitraum 1843–2008 geben Jensen et al. (2011) einen Anstieg von 2,3 mm/Jahr an. Die Veränderung des mittleren Wasserstandes am Pegel Cuxhaven spiegelt den Anstieg des relativen mittleren Meeresspiegels in der Deutschen Bucht wider (Abschn. 4.1.1). Eine Beschleunigung des relativen mittleren Meeresspiegelanstiegs in den letzten Jahrzehnten, die sich eindeutig von Beschleunigungen früherer Zeitspannen unterscheidet, ist nicht erkennbar (Jensen et al. 2011; Müller-Navarra et al. 2013).

Die Aussagen zur langfristigen Entwicklung des mittleren Tideniedrigwassers (MTnw), des mittleren Tidehochwassers (MThw) und des mittleren Tidehubs (MThb) an den Pegeln Cuxhaven und St. Pauli bleiben im Vergleich zum 1. HKB (Winkel 2011) grundsätzlich unverändert. Am Pegel St. Pauli ändern sich die Tidekennwerte deutlich. Während das MTnw abnimmt, steigt das MThw. Der MThb erhöht sich von 2,40 m (1950) auf 3,80 m (2013) (Büscher und Rudolph 2014). Die Erhöhung des Tidehubs am Pegel St. Pauli²⁶ ist auch in Abb. 4.15 sichtbar. Abb. 4.15 macht deutlich, dass Anfang des 20. Jahrhunderts der Tidehub stromaufwärts entlang der Tideelbe stetig abnahm. Seit den 1970er-Jahren nimmt der Tidehub ab km 680 bis nach Hamburg zu (Winterwerp et al. 2013). Diese Entwicklung ist zum großen Teil auf Veränderungen der Topographie zurückzuführen, die durch anthropogene Eingriffe (Ausbauten der Elbe-Fahrrinne, Zuschütten von Hafenbecken, Abtrennen von Nebenarmen, Eindeichung etc.) verursacht wurden. Aber auch großräumige natürliche Sedimentumlagerungen können einen deutlichen Einfluss auf die Tidedynamik haben (Boehlich und Strotmann 2008).

Am Pegel Cuxhaven haben sich die Tidekennwerte im Vergleich zum Pegel St. Pauli nur wenig geändert (Büscher und Rudolph 2014). Aber auch hier steigt das MThw an, und der MThb nimmt zu (Jensen et al. 2014). Ein Grund könnte der steigende Meeresspiegel sein. Aber auch natürliche morphologische Änderungen im Elbmündungsbereich sowie die zahlreichen Baumaßnahmen können in ihrer Summe zu einer veränderten Tidedynamik im Außenbereich führen.

Die Differenz des Tidemittelwassers zwischen Cuxhaven und St. Pauli ist ein Maß für das Gefälle des Ruhewasserspiegels. Zwischen 1952 und 2008 hat sie von 50 auf 25 cm abgenommen (Fickert und Strotmann 2009). Die genauen Ursachen sind unbekannt. Eine deutliche Abnahme Mitte der 1970er-Jahre ordnen Fickert und Strotmann (2009) dem Ausbau der Fahrrinne auf eine Tiefe von 13,5 m zu. Die Fahrrinnenanpassung 1999/2000 ist dagegen in den Auswertungen nicht erkennbar. Auch der Meeresspiegelanstieg trägt zu einer Abnahme der Differenz des Tidemittelwassers zwischen Cuxhaven und St. Pauli bei.

Die Aussagen zur mittleren Flutdauer (mittlere Dauer zwischen Tideniedrigwasser und Tidehochwasser) und zur mittleren Ebbedauer (mittlere Dauer zwischen Tidehochwasser und Tideniedrigwasser) bleiben im Vergleich zum 1. HKB (Winkel 2011) unverändert. Während sich die mittlere Flutdauer in der Tideelbe verlängert hat, hat sich die mittlere Ebbedauer entsprechend verkürzt. Eine verlängerte Flutphase steht scheinbar den beobachteten höheren Anstiegsraten des Wasserstandes an einem Pegel entgegen. Die gleichzeitige Zunahme des Tidehubs überwiegt aber gegenüber der längeren Flutdauer (Fickert und Strotmann 2007).

Zur vergangenen Entwicklung der Strömungsgeschwindigkeiten gibt es wenig Literatur. Im Rahmen der Beweissicherung der 1999 durchgeführten Fahrrinnenanpassung wurden Strömungsmessungen aus dem Zeitraum 1998–2010 ausgewertet (Wasser- und Schifffahrtsamt Hamburg 2012). In dem aus klimatologischer Sicht kurzen Zeitraum treten sowohl Zunahmen als auch Abnahmen auf. Im Allgemeinen hängen die Strömungsverhältnisse an einem Messpunkt stark von der lokalen Topographie ab. Die beobachteten Zu- und Abnahmen werden daher primär auf die natürliche Sedimentdynamik im Mündungstrichter und lokale morphologische Veränderungen zurückgeführt.

Im Rahmen einer Masterarbeit vergleicht Gérard (2013) Strömungsmessungen seit Anfang der 1960er-Jahre mit aktuellen Messungen (2001–2011). Der Vergleich ist mit vielen Unsicherheiten behaftet (z. B. aufgrund wechselnder Messmethoden und Messorte). An den vier betrachteten Messprofilen zwischen Elbe-km 643 und 676,5 deuten die Analysen auf einen Anstieg der Strömungsgeschwindigkeiten hin. Als Ursachen benennt Gérard (2013) verschiedene wasserbauliche Maßnahmen.

Bei Sturmfluten sind die Wasserstände aufgrund starker Winde aus nordwestlichen Richtungen erhöht. Die Sturmaktivität in der Nordseeregion ist durch eine hohe Variabilität geprägt und weist keinen langfristigen Trend auf (Abschn. 2.​3.​2). Daher unterliegen auch die Häufigkeit und Intensität von Sturmfluten deutlichen zeitlichen Schwankungen (Jensen et al. 2011; Weisse et al. 2012). Am Pegel Cuxhaven gibt es laut 1. HKB (Weisse 2011) keine systematische Veränderung der meteorologisch bedingten Wasserstandsanteile. Diese Aussage bleibt bestehen. Extreme Wasserstände haben sich im Zeitraum zwischen 1843 und 2006 zwar erhöht, dies ist aber auf den Anstieg des relativen mittleren Meeresspiegels zurückzuführen und nicht auf veränderte meteorologische Einflüsse (Weisse et al. 2012). Auch die Analysen von Dangendorf et al. (2014c) stützen diese Aussage. Dangendorf et al. (2014c) analysieren die Windstauzeitreihe am Pegel Cuxhaven zwischen 1843 und 2012. Die Windstauzeitreihe ergibt sich, indem von der beobachteten Wasserstandszeitreihe die astronomische Tide subtrahiert wird. Die Zeitreihen der 95., 98., 99. und 99,9. Perzentilen weisen keinen signifikanten Langzeittrend auf (Abb. 4.16).

Für den Pegel Hamburg St. Pauli beschreibt Winkel (2011) im 1. HKB eine Zunahme der Häufigkeit von Sturmflutereignissen und eine Erhöhung der Sturmflutscheitelwasserstände, die über den Anstieg des relativen mittleren Meeresspiegels hinausgeht. Die Sturmflutscheitelwasserstände haben insbesondere seit den 1970er-Jahren zugenommen. In Tab. 4.1 sind die zehn höchsten gemessenen Sturmflutscheitelwasserstände am Pegel St. Pauli aufgelistet. Die meisten Ereignisse traten innerhalb der letzten 40 Jahre auf. Diese unterschiedliche Entwicklung zwischen den Pegeln Cuxhaven und Hamburg St. Pauli spiegelt sich in der Zunahme der Differenz der Scheitelwasserstände zwischen den beiden Pegeln wider (1. HKB, Winkel 2011). Die Zunahme der Differenz ist nicht auf veränderte meteorologische Einflüsse zurückzuführen und nicht dem anthropogenen Klimawandel geschuldet (von Storch et al. 2008). Der Scheitelwasserstand am Pegel St. Pauli hängt stark von der Topographie des Elbeästuars und den Deichhöhen ab. Beide wurden im letzten Jahrhundert durch den Menschen verändert. Die Erhöhung der Sturmflutscheitelwasserstände in St. Pauli wird auf den verbesserten Sturmflutschutz durch höhere Deiche²⁷ und weitere Strombaumaßnahmen wie z. B. Fahrrinnenvertiefungen und veränderte Hafenbecken zurückgeführt (von Storch et al. 2008; Müller-Navarra 2009a).

Die Lage der Brackwasserzone hängt in erster Linie vom Oberwasserzufluss und von Vermischungsprozessen aufgrund der Tidedynamik ab. Wind und Fernwellen aus dem Nordatlantik können die Lage der Brackwasserzone je nach Stärke bzw. Größe ebenfalls beeinflussen.

Der Oberwasserzufluss der Tideelbe (gemessen bei Neu Darchau²⁸) ist durch eine hohe Variabilität auf verschiedenen Zeitskalen bis hin zu dekadischer Variabilität geprägt (Ionita et al. 2011). Trendauswertungen der Abflussmessungen bei Neu Darchau zeigen für den Zeitraum 1944–2011 keine signifikanten Änderungen (Kohn et al. 2014). Die Tidedynamik hat sich dagegen verändert (s. o.). Diese Veränderung spiegelt sich in einer Verlagerung der Brackwassergrenze bei niedrigem Oberwasserzufluss wider. Bergemann (2004) zeigt, dass sich die Brackwassergrenze bei niedrigem Oberwasserzufluss zwischen 1953 und 2003 nach stromauf verlagert hat. Für hohe und mittlere Oberwasserzuflüsse kann keine statistisch abgesicherte Verschiebung der Lage der Brackwasserzone ermittelt werden (Bergemann 1995).

Im Rahmen der Literaturrecherche konnten keine Studien gefunden werden, die explizit die langfristige Entwicklung der Wassertemperatur in der Tideelbe analysieren. Aufgrund der Zunahme der Lufttemperatur (Abschn. 2.​3.​3) liegt die Vermutung nahe, dass auch die Wassertemperatur zunimmt. Eine Zeitreihe der Jahresmittel der gemessenen Wassertemperatur bei Seemannshöft scheint diese These zu stützen (Abb. 4.17). Für eine fundierte Aussage zur Entwicklung der Wassertemperatur sind tiefergehende Analysen notwendig.

Die Eissituation an den deutschen Küsten einschließlich der Tideelbe wird regelmäßig in Eisberichten des Bundesamts für Seeschifffahrt und Hydrographie beschrieben (Schmelzer und Holfort 2009; Schmelzer et al. 2014). Die Eiswinter werden anhand der flächenbezogenen Eisvolumensumme an den deutschen Küsten in fünf Klassen (schwach, mäßig, stark, sehr stark, extrem stark) eingeteilt. In den letzten Jahren gab es überwiegend mäßige und schwache Eiswinter (s. auch Abschn. 4.1.1).

Für lokale Systeme wie die Tideelbe ist es schwer, konkrete Aussagen über zukünftige klimabedingte Änderungen zu treffen. Für das System Tideelbe kann mithilfe einer Kette von Modellen (ausgehend von globalen Klimamodellen über regionale Klimamodelle, hydrologische Modelle und hydrodynamische Modelle) das globale Klimaänderungssignal Schritt für Schritt auf immer kleinere räumliche Skalen übertragen werden. Auf diesem Weg vom globalen Signal zu lokalen Auswirkungen nehmen aber die Unsicherheiten und damit die Bandbreiten der möglichen Ergebnisse bei jedem Schritt zu. Wenn alle Unsicherheiten konsequent berücksichtigt werden, ist die Unsicherheitsspanne für lokale Auswirkungen sehr groß (Wilby und Dessai 2010; Carter et al. 2007). Oft ist auch das Zusammenspiel verschiedener klimarelevanter Prozesse in Systemen wie der Tideelbe noch nicht ausreichend verstanden. Aus diesem Grund wurden verstärkt Systemstudien durchgeführt.

In Systemstudien werden die Haupteinflussfaktoren des Systems einzeln und in Kombination im Rahmen der erwarteten Bandbreite variiert. Auf diese Weise erhält man ein vertieftes Prozessverständnis im Zusammenhang mit zukünftigen Klimaänderungen. Zudem können Punkte, an denen das System einen kritischen Zustand erreichen würde, erkannt werden (Kwadijk et al. 2010). Der Nachteil von Systemstudien ist, dass sie keine konsistenten Projektionen liefern und häufig nicht alle Feedbackprozesse berücksichtigt werden. Dafür bieten sie die Möglichkeit, klare Wenn-dann-Aussagen zu treffen.

Eine der größten Herausforderungen bei der Abschätzung der zukünftigen Entwicklung der Tideelbe besteht darin, Aussagen zur morphologischen Entwicklung der Tideelbe zu treffen. Prognosen zur mittel- bis langfristigen Veränderung der Morphodynamik sind mit großen Unsicherheiten behaftet (Heyer und Schrottke 2013). Zum einen ist es schwer, natürliche morphologische Entwicklungen, die sich über längere Zeiträume z. B. im Zusammenhang mit einem beschleunigten Meeresspiegelanstieg entwickeln, korrekt zu simulieren. Zum anderen lassen sich anthropogene Eingriffe (Unterhaltungsbaggerungen und wasserbauliche Maßnahmen) schwer vorhersagen. Für die Tideelbe gibt es aus diesem Grund keine konkreten Aussagen zur zukünftigen Entwicklung der Topographie.

Systemstudien mit einem Meeresspiegelanstieg von 80 cm deuten aber auf einen verstärkten stromaufgerichteten Netto-Schwebstofftransport hin (Weilbeer und Paesler 2012; Seiffert et al. 2014). Weilbeer und Paesler (2012) beschreiben Modellsimulationen, in denen die Topographie der Tideelbe zusammen mit dem Meeresspiegel variiert wird. Sie zeigen, wie wichtig die Wattgebiete im Elbmündungsbereich für die gesamte Tideelbe sind. Ein Verlust der Wattgebiete würde zu einer verstärkten Flutstromdominanz und einem erhöhten stromaufgerichteten Netto-Schwebstofftransport führen. Mit gezielten anthropogenen Eingriffen besteht die Möglichkeit, die Topographie nach bestimmten Kriterien zu beeinflussen. Auf diese Weise könnte z. B. das Wachsen der Watten unterstützt und der stromaufgerichtete Netto-Schwebstofftransport vermindert werden (Weilbeer und Paesler 2012).

Aufgrund des Klimawandels wird im 21. Jahrhundert ein beschleunigter Anstieg des mittleren Meeresspiegels in der Nordsee erwartet (Abschn. 4.1.2). Ein Anstieg des mittleren Meeresspiegels hat einen direkten Einfluss auf die Tidedynamik in der Tideelbe. Simulationen mit einem hochaufgelösten 3D-hydrodynamisch-numerischen Modell (Büscher und Rudolph 2014; Seiffert et al. 2014) zeigen, dass sich bei einem Meeresspiegelanstieg nicht nur die Wasserstände, sondern auch die Strömungsgeschwindigkeiten verändern (Abb. 4.18). Bei Brunsbüttel nehmen die Flutstromgeschwindigkeiten stärker zu als die Ebbestromgeschwindigkeiten. Die Tidekennwertanalyse dieser Simulationsergebnisse entlang des Längsprofils der Tideelbe (Abb. 4.19) bestätigt die Ergebnisse von Plüß (2004). Durch den Meeresspiegelanstieg wird das mittlere Tidehochwasser stärker angehoben als das mittlere Tideniedrigwasser. Der mittlere Tidehub nimmt dadurch zu. Ähnliche Ergebnisse für Tideniedrigwasser, Tidehochwasser und Tidehub beschreiben auch Hein et al. (2014b). Abb. 4.20 zeigt, dass das Verhältnis von maximaler Flutstromgeschwindigkeit zu maximaler Ebbestromgeschwindigkeit in den meisten Bereichen aufgrund des Meeresspiegelanstiegs zunimmt. Durch die verstärkte Flutstromdominanz erhöht sich der stromaufgerichtete Sedimenttransport (Weilbeer und Paesler 2012; Seiffert et al. 2014).

Es ist zu beachten, dass zukünftige morphodynamische Änderungen der Topographie in den Studien nicht berücksichtigt werden. Die Aussagen gelten daher nur für die heutige Topographie der Tideelbe. Die Topographie wird sich aber insbesondere über lange Zeiträume ändern. Neben anthropogenen Eingriffen wird auch die aufgrund des Meeresspiegelanstiegs veränderte Tidedynamik morphologische Änderungen herbeiführen. Eine veränderte Topographie hat wiederum Einfluss auf die Tidedynamik. Um konkrete Aussagen zur zukünftigen Entwicklung der Hydrodynamik zu treffen, sind langfristige morphodynamische Simulationen notwendig. Die Unsicherheiten langfristiger morphodynamischer Simulationen sind aber noch groß (Heyer und Schrottke 2013).

Ob sich die Intensität von sturmfluterzeugenden Stürmen in Zukunft verändert, ist nach aktuellem Stand nicht eindeutig. Insgesamt deuten aktuelle Studien aber auf keinen oder nur einen geringen Anstieg der Intensität der Stürme (Abschn. 2.​4.​2 und Abschn. 4.1.2). Neben der Intensität der Stürme beeinflusst auch der Meeresspiegelanstieg die Sturmflutscheitelwasserstände. Abhängig von den topographischen Verhältnissen können Sturmflutwasserstände nichtlinear mit dem Meeresspiegel zunehmen (Arns et al. 2015). In der Tideelbe deuten Simulationen mit einem hochaufgelösten 3D-hydrodynamisch-numerischen Modell auf eine weitestgehend lineare Abhängigkeit zwischen Meeresspiegelanstieg und Sturmflutscheitelwasserständen (Abb. 4.21) hin. Die Sturmflutscheitelwasserstände entlang des Längsprofils bis nach Hamburg nehmen etwa um den im Mündungsbereich angenommenen Meeresspiegelanstieg zu. Abhängig von Sturmflutszenario und Ort kann die Zunahme aber ±10 cm über oder unter dem angenommenen Meeresspiegelanstieg liegen (Rudolph 2014). Wenn der Meeresspiegelanstieg bei St. Pauli wie bei Grossmann et al. (2006) als additive Komponente betrachtet wird, ist daher mit einer zusätzlichen Unsicherheit zu rechnen.

Verschiedene Studien zeigen, dass sich der Oberwasserzufluss der Tideelbe durch den Klimawandel verändern wird. Ergebnisse eines Ensembles aus 18 Abflusssimulationen deuten z. B. bei mittlerem Sommerabfluss und bei Niedrigwasserabflüssen auf abnehmende Werte des Oberwasserzuflusses zum Ende des 21. Jahrhunderts hin (Nilson et al. 2014). Phasen mit dauerhaft niedrigem Oberwasserzufluss können häufiger auftreten (Winterscheid et al. 2014). Eine Folge niedriger Oberwasserzuflüsse ist eine Verschiebung der Brackwasserzone nach stromauf. Bei mittleren Winterabflüssen und bei Hochwasserabflüssen sind dagegen keine klaren Änderungen sichtbar (Nilson et al. 2014).

Aber auch die aufgrund eines Meeresspiegelanstiegs veränderte Tidedynamik (s. o.) hat einen Einfluss auf die Lage der Brackwasserzone. Die Brackwasserzone verschiebt sich stromauf (Seiffert et al. 2014). Ein Vergleich der Wirkung eines Meeresspiegelanstiegs von 80 cm und eines sehr lang andauernden geringen Oberwasserzuflusses von 304 m³/s²⁹ zeigt, dass die Wirkung des Meeresspiegelanstiegs im Vergleich zu diesem niedrigen Oberwasserzufluss deutlich geringer ist (Seiffert et al. 2012). Die Zeitskalen, auf denen Änderungen des Meeresspiegels und des Oberwasserzuflusses auf die Brackwasserzone wirken, sind unterschiedlich. Da der Meeresspiegel stetig steigt, ist die Wirkung auf den Salzgehalt stetig und dauerhaft. Die Oberwasserverhältnisse variieren dagegen stark und führen im Vergleich zum Meeresspiegelanstieg zu kurzfristigen Verschiebungen der Brackwasserzone.

Zur zukünftigen Entwicklung der Wassertemperatur in der Tideelbe gibt es kaum Studien. Hein et al. (2014a) untersuchen den Sauerstoffhaushalt der Tideelbe und simulieren dabei auch die Wassertemperatur. Im Rahmen von Sensitivitätsuntersuchungen variieren sie die Lufttemperatur und den Oberwasserzufluss systematisch in vorgegebenen Bandbreiten. Wie zu erwarten, führt eine Zunahme der Lufttemperatur zu einer Zunahme der Wassertemperatur. In die Antwortflächen der Sensitivitätsstudien ordnen sie projizierte Änderungen der Lufttemperatur und des Oberwasserzuflusses aus 13 Simulationen des A1B-Szenarios ein. Die Ergebnisse deuten darauf hin, dass sich der Saisonmittelwert (April bis Oktober) der Wassertemperatur in der Tideelbe³⁰ um 0,3–1,4 K für die nahe Zukunft (2021–2050) und um 1,4–3,0 K für die ferne Zukunft (2071–2100) erhöht (Hein et al. 2014a). Im Mündungsbereich ist die Wassertemperatur der Tideelbe auch von der Wassertemperatur in der Nordsee abhängig, die ebenfalls zunehmen wird (Abschn. 4.1.2).

Für die Tideelbe selbst konnten keine Studien zur zukünftigen Eisentwicklung gefunden werden. Es gibt jedoch eine Studie zur Eisbildung im Binnenbereich der Elbe und anderer deutscher Flüsse (Hatz und Maurer 2014). Der Fokus der Studie liegt auf den Einschränkungen für die Schifffahrt, die durch Eisbildung entstehen, und wie sich diese in Zukunft verändern. Wie zu erwarten, nehmen aufgrund des Klimawandels die Winterkältesummen (Summe der negativen Tagesmitteltemperatur der Luft) und damit die Anzahl der Winter mit eisbedingten Sperrungen im Binnenbereich ab.

Abb. 4.23 zeigt die mittleren Oberflächen- (SST) und Bodentemperaturen (basierend auf Computersimulationen) der westlichen Ostsee für den Zeitraum 1971–2000 (Gräwe et al. 2013). Die mittleren Temperaturen an der deutschen Küste (Lübeck und Kiel) zeigen Maximalwerte von ca. 10,5 °C. Die SST vor der schwedischen Küste ist mit ca. 9 °C etwas niedriger (Abb. 4.23). Dieser räumliche Temperaturgradient ist eine Folge des Auftriebs von kaltem Bodenwasser entlang der südschwedischen Küste und in der Bodenschicht nicht zu beobachten (Abb. 4.23; Lehmann und Myrberg 2008). Die mittlere Bodentemperatur beträgt in der westlichen Ostsee ca. 9,0–9,5 °C. Die Bodentemperatur liegt im Mittel etwa 1–2 K unter der SST, sodass große Teile der Lübecker Bucht und des Fehmarnbelts eine saisonale thermische Schichtung aufweisen. Auch die seit 1982 verfügbaren Satellitendaten zeigen für die westliche Ostsee eine Jahresmitteltemperatur der SST von 10 °C (Siegel et al. 2006; Stramska und Białogrodzka 2015). Diese Daten belegen außerdem eine langsame Erwärmung der westlichen Ostsee mit einem Anstieg der mittleren Jahrestemperatur um etwa 0,6 K/Dekade seit 1982 (Stramska und Białogrodzka 2015). Dieser Trend ist aber nicht gleichmäßig über das Jahr verteilt. Die stärkste Erwärmung mit 0,8 K/Dekade findet im Sommer statt, während die Wintertemperaturen nur um 0,2 K/Dekade ansteigen.

Siegel et al. (2006) zeigen, dass der Anstieg der mittleren SST in der Periode von 1990–2004 mit 0,2 K/Dekade um einen Faktor 3 kleiner war als in den Ergebnissen von Stramska und Białogrodzka (2015). Dieser Unterschied beruht auf den heißen Sommern der letzten 10 Jahre (2005–2015), die zu einer Beschleunigung der Erwärmung geführt haben. Hierzu gibt es aber noch keine wissenschaftlichen Studien. Der Anstieg der Wassertemperatur der westlichen Ostsee – und somit auch der Lübecker Bucht – beruht vor allem auf einem Anstieg der Lufttemperatur (The BACC Author Team 2008; Rutgersson et al. 2014). Großskalige Veränderungen in den Strömungsmustern und im Wasseraustausch können ausgeschlossen werden.

Abb. 4.24 zeigt die mittlere Verteilung des Salzgehaltes mit einem deutlichen oberflächennahen Salzgradienten zwischen dem Arkonabecken und dem Großen Belt, beruhend auf dem extrem salzarmen Wasser der nördlichen Ostsee (0–2 psu) und dem salzreichen Nordseewasser (um 34 psu). Dieser Gradient verschwindet im Bodenwasser (Abb. 4.24), da hier das salzreiche Nordseewasser bis in die Lübecker Bucht und die Kadetrinne vordringen kann und den Salzgehalt auf 18–20 psu anhebt. Während großer Salzwassereinbrüche kann der Bodensalzgehalt bis auf 24 psu in der Kadetrinne und im Arkonabecken ansteigen (Franck et al. 1987; Matthäus und Franck 1992; Mohrholz et al. 2015). Somit weist die westliche Ostsee neben der saisonalen thermischen Schichtung eine nahezu ganzjährige Salzschichtung auf.

In den letzten 25 Jahren war ein Absinken des mittleren Salzgehaltes der Ostsee von 0,4 psu/Dekade zu beobachten (Meier et al. 2006; The BACC Author Team 2008). Solche Variationen wurden aber auch schon zu früheren Zeiten festgestellt und können mit der natürlichen Variabilität erklärt werden. Es wird vermutet, dass die Verringerung des Salzgehaltes mit dem Ausbleiben der großen Salzwassereinbrüche zu tun hat. Seit den 1990er-Jahren lässt sich eine Verringerung der großen Salzwassereinbrüche beobachten. Während bis Anfang der 1990er-Jahre diese Ereignisse alle 3–4 Jahre auftraten, hat sich die Dauer zwischen den Einstromereignissen mehr als verdoppelt. Die letzten großen Salzwassereinbrüche fanden 1993, 2003 und 2014 statt (Feistel et al. 2008; The BACC II Author Team 2015). Die genauen Ursachen sind allerdings noch unklar (The BACC II Author Team 2015). Lass und Matthäus (1996) konnten eine negative Korrelation zwischen der Anzahl der Einströme und der mittleren Stärke der Westwinde nachweisen. Somit führen stärkere Westwinde zu einer Abnahme der Einstromaktivität. Schimanke et al. (2014) konnte durch die Analyse von Luftdruckfeldern die Einstromaktivität reproduzieren. Somit scheint eine großskalige Veränderung der Luftdruckfelder einen Teil der Variabilität zu erklären. Neuere Untersuchungen lassen außerdem vermuten, dass durch Veränderungen der Messmethoden die Anzahl der kleineren und mittleren Salzwassereinbrüche in den letzten 25 Jahren unterschätzt wurde (Mohrholz et al. 2015). Die Änderung der Statistik der Salzwassereinbrüche hat aber nur mittelbar Auswirkungen auf den Wasseraustausch in der westlichen Ostsee und der Lübecker Bucht. Vor allem die kleineren und mittleren Salzwassereinbrüche, die ein- bis dreimal pro Jahr auftreten (Matthäus und Franck 1992), sorgen für einen nahezu kompletten Wasseraustausch in der Lübecker und Mecklenburger Bucht. Bei diesen Ereignissen konnte bisher noch keine Änderung festgestellt werden (Feistel et al. 2008).

Die wichtigsten Faktoren, die den Wasserstand beeinflussen, sind bereits in Abschn. 4.1.1.3 über die Deutsche Bucht aufgeführt. Für die Ostsee sind die isostatische (postglaziale) Landhebung (Fennoskandische Landhebung) und die Wasserstandsänderungen der Weltmeere, insbesondere der Nordsee, von Bedeutung. Für die Ostsee sind vor allem die isostatischen Prozesse gut verstanden, und die jährlichen Veränderungen können sehr gut abgeschätzt werden (Ekman 1988; Johansson et al. 2004; Hünicke et al. 2015). Während sich große Teile von Skandinavien immer noch heben, verzeichnet die gesamte deutsche Ostseeküste ein Absinken (Abb. 4.25). Für die Lübecker Bucht beträgt die Absinkrate ca. 1 mm/Jahr, d. h., dass die deutsche Ostseeküste um 10 cm je 100 Jahre absinkt und es auch weiterhin tun wird.

Zum mittleren Anstieg des Meeresspiegels entlang der deutschen Ostseeküste gibt es nur wenige Studien. Aus der Analyse von Pegelwasserständen in der westlichen Ostsee (1848–2005) konnte Barbosa (2008) für den Pegel Wismar einen relativen mittleren Meeresspiegelanstieg von 1,21 ± 0,3 bis 1,35 ± 0,07 mm/Jahr ableiten. An der Nordspitze von Dänemark (Hirtshals) konnten Wahl et al. (2013) für den Zeitraum 1993–2011 einen relativen mittleren Meeresspiegelanstieg von 1,9 ± 1,8 mm/Jahr bestimmen. Da die Studie von Wahl et al. (2013) ein kürzeres, aber auch viel aktuelleres Zeitfenster abdeckt, sind beide Werte nicht direkt miteinander vergleichbar. Unter der Annahme, dass der mittlere Meeresspiegel der Ostsee den Veränderungen in der Deutschen Bucht folgt, können die Studien von Albrecht et al. (2011) oder Wahl et al. (2011) ähnliche Werte für den mittleren relativen Meeresspiegeltrend liefern: 1,95 ± 0,4 für den Zeitraum 1936–2008 (Albrecht et al. 2011) bzw. 2,00 ± 0,3 mm/Jahr für den Zeitraum 1937–2008 (Wahl et al. 2011). Für den Übergangsbereich zur Ostsee findet man in der Arbeit von Wahl et al. (2011) auch noch eine Angabe für die östliche Deutsche Bucht, die mit 2 ± 0,4 mm/Jahr sogar noch etwas höher liegt. Aber auch in diesen Studien ergeben sich Werte, die etwas höher sind als die Beobachtungen für die Ostsee. Dies kann aber auf die Landabsenkung zurückzuführen sein, die in den genannten Studien nicht korrigiert wurde. Eine weitere Erklärung wäre die stärkere Erwärmung, die, verbunden mit der Abnahme des Salzgehaltes, zu einem Anstieg des mittleren relativen Meeresspiegels führt. Diese Hypothesen wurden aber noch nicht untersucht.

Hünicke und Zorita (2007) sowie Hünicke et al. (2008) zeigen, dass die mittleren Wasserstände im Winter generell höher sind als die Wasserstände im Sommer. Dies ist vor allem durch die Winterstürme und eine damit verbundene höhere Westwindkomponente zu erklären. Diese führt zu einem höheren Füllstand und somit zu einem Anstieg des mittleren Wasserstandes in der Ostsee. Ein kleiner Teil der Variation der mittleren Wasserstände kann außerdem durch die höheren Niederschläge im Winter erklärt werden (Hünicke et al. 2008). Für Warnemünde beträgt diese Differenz zwischen dem mittleren Wasserstand im Winter und im Sommer in etwa 50 cm im Mittel über die letzten 50 Jahre. In den letzten Jahren vergrößert sich diese Differenz in der gesamten Ostsee. Die Untersuchungen von Hünicke und Zorita (2007) belegen, dass die Winter-Sommer-Differenz der Wasserstände mit etwa 0,2–0,4 mm/Jahr langsam zunimmt. Dieser Wert ist zwar in Anbetracht der großen jährlichen Variationen klein, aber statistisch belastbar.

Jevrejeva et al. (2005) diskutieren, dass die NAO³¹ einen starken Einfluss auf die Wintervariabilität des Meeresspiegels hat, der nach Hünicke et al. (2006) im nördlichen Teil der Ostsee am größten ist. Auch wenn für die westliche Ostsee nur ein schwacher statistischer Zusammenhang abgeleitet werden kann, hat die NAO einen direkten Einfluss auf den Wasserstand der Lübecker Bucht, da die großräumige atmosphärische Zirkulation und Luftdruckunterschiede den Wasserstand in der Ostsee mit bestimmen (Omstedt et al. 2004; Lehmann et al. 2011). Diese Abhängigkeit ist wichtig, um die Auswirkungen von Sturmfluten in der westlichen Ostsee besser abschätzen zu können.

In Abb. 4.26 ist der Wasserstand einer Sturmflut³² dargestellt (Gräwe und Burchard 2012), der statistisch alle 30 Jahre auftritt³³. Vergleichbare Sturmfluten traten seit Beginn der Pegelaufzeichnungen drei- bis viermal auf. Die höchsten Pegelstände von über 1,7 m werden in Kiel, Lübeck und Greifswald erreicht. Die Darstellung zeigt deutlich, dass die höchsten Wasserstände vor allem an südwestlichen Küsten auftreten. In der Nordsee dagegen treten die höchsten Sturmfluten an östlichen und südöstlichen Küstenabschnitten auf. Typische Westwindwetterlagen, die an der Nordseeküste für Sturmfluten sorgen, führen an der deutschen Ostseeküste zu Niedrigwasserständen. Das Wasser wird bei Westwindstürmen entlang der Küste des Baltikums und im Finnischen Meerbusen aufgestaut. In der Ostsee werden dann die höchsten Pegel in St. Petersburg erreicht (Alenius et al. 1998; Meier et al. 2004; Wolski et al. 2014). Für Extremwasserstände an der deutschen Ostseeküste sind vor allem Wetterlagen mit Winden von Nordost bedeutend. Bei Nordostwind hat der Wind mit gut 1000 km die längste Wirklänge, von Finnland bis nach Rügen. Bis jetzt gibt es keine wissenschaftlichen Studien, die sich mit der Veränderung der Häufigkeit oder der Intensität von Ostwindwetterlagen der letzten Jahrzehnte beschäftigen. Die Rekonstruktionen der Wasserstände der Ostsee mithilfe von Computersimulationen (Meier et al. 2004) ergab aber keine statistisch belastbaren Veränderungen der Sturmfluthäufigkeit oder -intensität. Durch die Analyse von Pegelständen für den Zeitraum 1916–2005 konnten Ribeiro et al. (2014) aber einen statistisch signifikanten Anstieg der Sturmflutwasserstände von 0,4 ± 0,22 mm/Jahr in der westlichen Ostsee nachweisen. Über eine mögliche Veränderung der Intensität oder Häufigkeit wurden keine Aussagen getroffen.

Wie auch schon in Hünicke et al. (2015) diskutiert, gibt es eine Diskrepanz zwischen dem Anstieg der Sturmflutwasserstände und dem mittleren Meeresspiegelanstieg. Die Analysen von Pegeldaten deuten darauf hin, dass die Extremereignisse schneller steigen als der mittlere Wasserstand (Barbosa 2008). Hierfür gibt es aber noch keine abschließende Erklärung.

In den vergangenen Jahren wurden mehrere Modelluntersuchungen zu den Seegangsverhältnissen in der Ostsee durchgeführt. Bezüglich der Veränderungen in der Lübecker Bucht gibt es jedoch aufgrund mangelnder Auflösung oder Gebietswahl nur wenige belastbare Untersuchungen. So werden z. B. von Räämet und Soomere (2010) die Verhältnisse in der nordöstlichen Ostsee mit Modellauflösungen von drei Seemeilen untersucht. Bei Kelpšaite et al. (2011) endet das Modellgebiet, das sich um Litauen konzentriert, etwa auf Usedom. Auf der Grundlage der von Soomere und Räämet (2011) beschriebenen Seegangsmodellierung könnten auch Aussagen über die Lübecker Bucht getroffen werden, die Autoren hatten sich jedoch auf großräumige Veränderungen konzentriert und nicht die Daten für die Lübecker Bucht analysiert. Dies gilt in gleicher Weise für die von Soomere et al. (2012) beschriebenen Untersuchungen. Das von Soomere und Räämet (2011) beschriebene Modell weist ebenfalls eine zu grobe Auflösung zur Beschreibung der Verhältnisse in der Lübecker Bucht auf. Obwohl sich die meisten Untersuchungen auf das Baltikum oder die zentrale Ostsee konzentrieren, können wir dennoch einige Schlüsse für die westliche Ostsee ziehen. Die Arbeiten von Soomere et al. (2012) legen nahe, dass die signifikante Wellenhöhe in der Kadetrinne mit 0,8 cm in den letzten Jahrzehnten relativ konstant war und keine signifikanten Trends aufwies. Ähnliches lässt sich für die Lübecker Bucht vermuten. Genauso wie die Kadetrinne ist die Lübecker Bucht durch ihre nach Westen geschützte Lage nur dem lokalen Wellenfeld ausgesetzt. Dünung aus der zentralen Ostsee wird durch die geringen Wassertiefen ausgedämpft. Für die Untersuchung möglicher Trends in Extremwellen fehlt zurzeit die Datenbasis. Aus der Analyse von Beobachtungen in der Kadetrinne konnten Soomere et al. (2012) erste Schlüsse über solche Extremwerte ziehen. Wellen mit einer Höhe von über 2 m treten in etwa an 100 h im Jahr auf. Die größte verlässlich gemessene Einzelwelle in der Kadetrinne hatte eine Höhe von 4,46 m (3. November 1995). Solche hohen Wellen werden – wie auch starke Sturmfluten – vor allem durch Nordoststürme erzeugt. Da diese Wetterlagen in der Ostsee aber äußerst selten sind, kann bisher keine statistisch belastbare Aussage über Veränderungen von Extremwellen getroffen werden. Dies wird auch durch Ergebnisse aus dem RADOST-Projekt bestätigt (RADOST-Verbund 2011, 2012, 2014).

Die Änderungen der potenziellen Temperatur und des Salzgehaltes in der Lübecker Bucht sind auf Veränderungen in der Nordsee und in der zentralen Ostsee zurückzuführen. Letztere wurden insbesondere von Meier (2006), Neumann (2010) oder Meier et al. (2012) untersucht. Unter den A1B- oder A2-Szenarien des IPCC (Solomon et al. 2007) zeigt die SST der zentralen Ostsee eine mittlere Erwärmung von 3–4 K für die nächsten 100 Jahre. Die stärkste Erwärmung ist aber im nördlichen Teil der Ostsee zu erwarten. Hier spielt der Rückgang der Eisbedeckung eine entscheidende Rolle (Meier et al. 2011a). Meier et al. (2012) konnten zeigen, dass die Erwärmung einen robusten Trend zeigt und dass der Trend größer ist als die Unsicherheit durch die verschiedenen Modellsysteme oder antreibenden Globalmodelle.

Die projizierten Änderungen der SST in der westlichen Ostsee und der Lübecker Bucht folgen der Veränderung in der zentralen Ostsee (Gräwe et al. 2013). Die mittlere Erwärmung der SST ist in Abb. 4.27 dargestellt. Hier wird die stärkste Erwärmung im Arkonabecken erwartet. Für die A1B-Szenarien zeigt aber auch die Lübecker Bucht einen stärkeren Anstieg der Wassertemperatur als die restliche deutsche Ostseeküste. Generell folgt die Erwärmung der SST den Veränderungen in der Atmosphäre, sodass in den nächsten 100 Jahren eine Erwärmung der westlichen Ostsee von 2–3 K zu erwarten ist (Meier 2006; Meier et al. 2012; Gräwe et al. 2013). Gräwe et al. (2013) konnten außerdem zeigen, dass die Schichtungsverhältnisse im Arkonabecken nahezu konstant bleiben; d. h., dass sich die Temperaturprofile über die gesamte Wassersäule linear verschieben.

Den Untersuchungen von Neumann et al. (2012) zufolge wird sich die Wahrscheinlichkeit, dass die SST in der Mecklenburger Bucht in den nächsten 100 Jahren im Sommer über 18 °C steigt, nahezu verdoppeln. Mit der SST-Erhöhung ist aber auch eine Verringerung der Sauerstofflöslichkeit im Wasser verbunden, sodass sich die Sauerstoffarmut (Hypoxie) in der gesamten Ostsee ausbreiten wird (Meier et al. 2011b; Bendtsen und Hansen 2013).

Für den Salzgehalt der Ostsee ist bis zum Ende des Jahrhunderts eine Verringerung zu erwarten (Meier 2006; Neumann 2010; Meier et al. 2012; Gräwe et al. 2013). Die Abnahme des Salzgehaltes der Ostsee um 1,5–2,0 psu ist durch die zu erwartende Erhöhung der Niederschläge über der gesamten Ostsee und in den Flusseinzugsgebieten bedingt. Dies führt zu einer Erhöhung der Flusseinträge und somit zu einem Absinken des Salzgehaltes. Schimanke et al. (2014) konnten zeigen, dass es unter fast allen IPCC-Szenarien zu einer Verringerung der großen Salzwassereinbrüche kommen kann, was zu einer weiteren Verringerung des Salzgehaltes führt. Gräwe et al. (2013) vermuteten, dass unter dem A1B-Szenario eine Verringerung der Salzwassereinbrüche um bis zu 50 % möglich ist. Die Arbeit von Hordoir et al. (2015) zeigt aber, dass durch den Anstieg des Meeresspiegels die Intensität der Salzwassereinbrüche zunehmen kann. Da sich die Querschnittsfläche der dänischen Straßen (z. B. des Großen Belts) erhöht, kann während eines einzelnen Salzwassereinbruchs mehr Salz transportiert werden. Die zu erwartende Abnahme der Salzwassereinbrüche wird aber mit einer Veränderung der Windverhältnisse erklärt (Gräwe et al. 2013; Schimanke et al. 2014). Wie schon Lass und Matthäus (1996) zeigen konnten, führt eine Verstärkung von Westwinden zu einem höheren Füllstand der Ostsee und somit zu einer geringeren Wahrscheinlichkeit für große Salzwassereinbrüche. Die genauen Ursachen werden aber noch diskutiert (Schimanke et al. 2014).

Wie schon in Abschn. 4.3.1 beschrieben, wird sich die deutsche Ostseeküste durch die postglaziale Landhebung weiter absenken. Dieses Absenken wird auch noch die nächsten Hunderte von Jahren anhalten und weiterhin bei ≈1 mm/Jahr liegen.

Überlagert wird die Landabsenkung aber vom globalen Anstieg des Meeresspiegels. Wie schon in Abschn. 4.1.1 diskutiert, gibt der aktuelle IPCC-Bericht global eine wahrscheinliche Bandbreite von +26 cm bis zu +82 cm an (Church et al. 2013). Dieser globale Wert muss aber noch um regionale Effekte korrigiert werden (Solomon et al. 2007; Stocker et al. 2013). Nach Landerer et al. (2007) ist für die Nord- und Ostseeregion mit einem zusätzlichen Anstieg von +10 cm zu rechnen (s. auch z. B. Gregory et al. 2001). Diese globale Umverteilung beruht vor allem auf Veränderungen von Niederschlagmustern und thermischen Effekten (Bryan 1996).

Albrecht und Weisse (2012) untersuchten, inwieweit Luftdruckeffekte infolge großskaliger Veränderungen des atmosphärischen Zirkulationsmusters einen Einfluss auf den Meeresspiegelanstieg in der Nordsee haben, und zeigten, dass dieser Effekt zwar gering (+1,4 cm), aber mit großen Unsicherheiten behaftet ist. Hünicke (2010) konnte zeigen, dass in der nördlichen Ostsee die jährliche Variabilität des mittleren Meeresspiegels zunimmt. Durch Veränderungen des regionalen Luftdrucks ist ein Anstieg des mittleren Winterwasserstandes von 1 mm/Jahr möglich. Für die südliche Ostsee wies Hünicke (2010) nach, dass der Anstieg des mittleren Wasserstandes im Winter vor allem auf Veränderungen der Niederschlagsmuster beruht, diese Veränderungen aber mit +0,4 mm/Jahr gering sind.

Bis zum Ende des Jahrhunderts ist mit einer Zunahme der Sturmflutwasserstände zu rechnen. Gräwe und Burchard (2012) zeigen, dass die Zunahme der Sturmflutwasserstände nahezu linear dem mittleren Anstieg des Meeresspiegels folgt. Somit führt ein Meeresspiegelanstieg von 50 cm zu 50 cm höheren Sturmpegeln. Eine hypothetische Erhöhung der Windgeschwindigkeit von 5 % führt in der Lübecker Bucht zu einer Erhöhung der Sturmpegel von 10 %. Durch den Fjordcharakter kann für Kiel oder Flensburg eine Zunahme von bis zu 20 % erwartet werden (Gräwe und Burchard 2012).

In Abb. 4.28 sind die erwarteten Veränderungen der Pegelstände für eine Sturmflut mit 30jähriger Wiederkehrwahrscheinlichkeit dargestellt. Für das B1-Szenario ergibt sich für die Lübecker Bucht eine Erhöhung der absoluten Sturmflutwasserstände von etwa 20–25 cm/pro 100 Jahre. Abb. 4.28a zeigt aber auch, dass die Veränderungen in der westlichen Ostsee relativ gleichmäßig sind. Dies ändert sich, wenn man das A1B-Szenario betrachtet (Abb. 4.28). Die Mecklenburger Bucht weist die größte Zunahme auf, die Ursachen sind aber noch nicht geklärt. Die zukünftigen Sturmflutwasserstände werden, hauptsächlich durch den mittleren Meeresspiegelanstieg bedingt, etwa 80 cm über den heutigen Wasserständen liegen. Die Ensemble-Simulationen von Meier (2006) zeigen ähnliche Ergebnisse. Aus den Analysen für die beiden Szenarien (B1 und A1B) ist somit für die westliche Ostsee mit einer Zunahme der Sturmflutwasserstände von 20–80 cm zu rechnen. Wenn man die postglaziale Landhebung (Ekman1996) und regionale Effekte (Gregory et al. 2001; Landerer et al. 2007) berücksichtigt, kann eine weitere Zunahme der Sturmflutwasserstände (die mehr oder weniger unabhängig vom Szenario ist) um 20 cm erwartet werden.

Der aus dem veränderten Windklima resultierende Seegang zeigt in fast allen Gebieten der Ostsee konsistent eine Zunahme der signifikanten Wellenhöhe³⁴. Besonders stark ist diese Zunahme im Bereich der östlichen Ostsee und im Finnischen Meerbusen ausgeprägt, während die projizierten Änderungen in der südwestlichen Ostsee innerhalb der untersuchten Simulationen nicht signifikant sind (RADOST-Verbund 2012). Selbst eine Aussage über eine mögliche Zu- oder Abnahme der signifikanten Wellenhöhe war nicht möglich, da die Bandbreite der zu erwarteten Änderungen zu groß war (Dreier et al. 2011).

Für Travemünde wurden die relativen Häufigkeiten der Wellenhöhen bzw. Wellenanlaufrichtungen zwischen dem Referenzzeitraum (1971–2000) sowie den Szenarien 2050 (2021–2050) und 2100 (2071–2100) für alle verwendeten Klimaszenarien miteinander verglichen (Abb. 4.29). Anschließend wurde die Bandbreite der Veränderung der Häufigkeiten (Abstand zwischen minimaler und maximaler Änderung) für die beiden Szenarien dargestellt. Anhand der Bandbreite kann die Variabilität des Änderungssignals beurteilt werden. Statistische Signifikanztests bestätigten, dass die beobachtete Veränderung der Häufigkeiten mit einer Wahrscheinlichkeit von 95 % nicht zufällig ist (RADOST-Verbund 2014).

Die Signifikanz der Veränderungen ist in Abb. 4.29 durch farbige Hinterlegungen der Kurven dargestellt. Die Veränderungen unterscheiden sich je nach Ausrichtung der betrachteten Küstenlinie. Während für westwindexponierte Positionen insbesondere zum Ende des 21. Jahrhunderts eine signifikante Verschiebung der Häufigkeitsverteilung hin zu höheren Wellenhöhen festgestellt wurde (hier nicht gezeigt), verschieben sich die Häufigkeiten für ostwindexponierte Lagen, wie z. B. bei Travemünde üblich, zu geringeren Wellenhöhen hin. Die mittleren Wellenhöhen können an dieser Position um bis zu 3 % abnehmen. Die dargestellten Veränderungen lassen sich weniger durch eine absolute Veränderung der mittleren Windgeschwindigkeiten als durch eine Verschiebung der Windrichtungen und damit auch der Wellenanlaufrichtung erklären. So kommt es an den westwindexponierten Stationen insbesondere zum Ende des 21. Jahrhunderts zu einer signifikanten Zunahme von Ereignissen aus westlichen bis nordwestlichen Richtungen. Die ostwindexponierten Positionen (z. B. Travemünde) hingegen zeigen eine signifikante Abnahme von Ereignissen aus nordöstlichen Richtungen und eine leichte Zunahme von Ereignissen aus westlichen Richtungen (Abb. 4.29b). Die mittlere Anlaufrichtung kann sich an der Position Travemünde um bis zu 4 Grad in östliche Richtungen verschieben.

Für die maximalen Wellenhöhen können keine belastbaren Aussagen zu Veränderungen gemacht werden, da die Unterschiede in den Häufigkeitsverteilungen nur sehr gering sind. Die Bandbreite in den Projektionen³⁵ ist für extreme Wellenhöhen vergleichsweise groß, ein eindeutiges Signal/Muster für die Veränderung der extremen Wellenhöhen ist nicht erkennbar. Für Travemünde zeigen zwei der ausgewerteten Zeitreihen eine Erhöhung der extremen Wellenhöhen um bis zu 13 % an, zwei andere Zeitreihen zeigen keine signifikante Veränderung (RADOST-Verbund 2012).