3. Stadtklima in Hamburg

Das bekannteste Merkmal des Stadtklimas ist die städtische Wärmeinsel, welche die Temperaturdifferenz in der bodennahen Atmosphäre zwischen städtischen und ländlichen Gebieten beschreibt (Oke 1982). Aus Satellitendaten lassen sich Oberflächentemperatur-Wärmeinseln (SUHI) ableiten (z. B. Parlow et al. 2014); dabei werden die Differenzen der Oberflächentemperaturen von städtischen und ländlichen Flächen betrachtet. Die SUHI sind dabei von größerer Amplitude als die Temperaturdifferenz basierend auf Messungen in der bodennahen Atmosphäre. Die SUHI bildet ihr Maximum vor allem tagsüber aus. Das Maximum der Wärmeinsel in den bodennahen Luftschichten (UHI) bildet sich hingegen vor allem in den späten Abendstunden sowie in der Nacht aus. Die folgenden Ausführungen beziehen sich auf diesen Typ der Wärmeinsel.

Städtische Wärmeinseln prägen sich besonders in ruhigen sommerlichen Nächten bei klarem Himmel aus (z. B. Schlünzen et al. 2010; Richter et al. 2013; Wienert et al. 2013). Die erhöhten Nachttemperaturen sind von besonderer Bedeutung, da sie die nächtliche Erholung während einer Hitzeperiode für einen Menschen erschweren. Höhere Temperaturen lassen die Sterblichkeit bei längeren heißen Sommerperioden ansteigen, wie es z. B. für London (Armstrong et al. 2011), aber auch für deutsche Städte (Heudorf und Meyer 2005; Gabriel und Endlicher 2011) gefunden wurde. So wurde z. B. für Berlin ein erhöhtes relatives Mortalitätsrisiko bei starker Wärmebelastung (gefühlte Temperaturen für 3 h über 32 °C) gefunden (Scherber 2014) sowie eine Zunahme der Morbidität bei über 64-Jährigen mit Atemwegserkrankungen, wobei hier auch sozioökonomische Faktoren eine Rolle spielen (Scherber et al. 2013). Weitere Betrachtungen der gesundheitlichen Auswirkungen sind Abschn. 8.​2 zu entnehmen.

Die UHI ergibt sich aus Veränderungen des Oberflächenenergiehaushalts aufgrund der Stadtstruktur mit erhöhter Wärmespeicherung während des Tages und Wärmeabgabe bei Nacht, der geringeren Verdunstung, der veränderten Strahlungsbilanz und darüber hinaus aus anthropogenen Wärmeemissionen. Sie hat einen Tages- und einen Jahreszyklus, wobei die Überwärmung, wie schon erwähnt, vor allem abends und in der Nacht vorhanden ist. Die Intensität der UHI hängt von der vorherrschenden Windgeschwindigkeit und von den Bewölkungsverhältnissen ab. Bei strahlungsintensiven und windschwachen Wetterlagen ist die UHI am deutlichsten ausgeprägt. Als Schwellenwerte für eine windschwache Strahlungswetterlage werden durchweg Windgeschwindigkeiten von weniger als 3 m/s und ein Bedeckungsgrad des Himmels von weniger als 4/8 angesetzt (s. dazu auch von Storch und Claussen 2011:56). Für die Station Hamburg-Fuhlsbüttel ergibt sich eine mittlere Jahressumme für windschwache Strahlungsnächte von 65 (Bezugszeitraum 1981–1990; Augter 1997).

Überwärmung und insbesondere Hitze bedeuten eine zusätzliche Gefahr für die Gesundheit. Die Hitzewelle 2003 verursachte etwa 70.000 zusätzliche Todesfälle in Europa, davon etwa 20–38 % infolge von zusätzlicher Luftverschmutzung (Jalkanen 2011). Da sowohl regionale Hitzewellen als auch intensive Wärmeinseln im Sommer bei stationären, antizyklonalen Wetterlagen mit Windstille (sog. autochthone Wetterlagen) zu beobachten sind, ist die städtische Überwärmung sogar von noch größerer Bedeutung in Hitzewellensituationen. Nach der Sommerperiode 2003 wurde deutlich, dass während einer Hitzewelle die zusätzlichen Temperaturerhöhungen in städtischen Gebieten zu gesundheitsgefährdenden Temperaturen führen können, auch in der MRH. Näheres zu den Wirkweisen kann dem Abschn. 8.​2 zum Thema Gesundheit entnommen werden.

Durch vielfältige Verschattungen, Reflexion der kurzwelligen Sonnenstrahlung, Wärmespeicherung durch Gebäude, Wärmeabstrahlung und damit verbundenem Strahlungseinfang in Straßenschluchten sowie einem erhöhten Energieverbrauch in Städten und die Emission der damit verbundenen überschüssigen Wärmeenergie entsteht eine kleinräumige Verteilung des Temperaturfeldes. Diese Faktoren beeinflussen insbesondere die Oberflächentemperaturen. Die Lufttemperatur ist aufgrund horizontaler und vertikaler Austausche relativ homogener als die Oberflächentemperaturen.

Durch die Gebäude wird mechanische Turbulenz induziert, die zu gegenüber dem Umland verstärkter vertikaler Durchmischung und einer verminderten Stabilität der Schichtung innerhalb der städtischen Hindernisschicht führt. Eine geringere Stabilität der atmosphärischen Schichtung in Stadtgebieten ist aber auch eine Folge des Wärmeinsel-Effekts; die bodennahe Temperatur nimmt nachts in der Stadt weniger stark ab als im Umland, sodass eine veränderte atmosphärische Schichtung resultieren kann (Bohnenstengel et al. 2014). Dieses kann auch einen Einfluss auf die turbulente Mischung von Schadstoffen haben und z. B. die Ozonkonzentration nahe der Oberfläche während der Nacht erhöhen (Zhang und Rao 1999).

Infolge der geringeren Vegetation und Wasserspeicherung, der verbreiteten Abführung von Niederschlagswasser durch die Kanalisation und des oft niedrigen Grundwasserspiegels ist in Städten auch die Verdunstung geringer. In der MRH können auch Gebiete mit hohem Grundwasserspiegel eine reduzierte Verdunstung aufweisen, wenn die Oberflächen versiegelt sind.

Aufgrund der vielen Gebäude ist die durchschnittliche Windgeschwindigkeit in Städten reduziert. Lokale Maxima treten vor allem in Straßenschluchten mit Öffnung in Richtung Seen, Flüssen oder großer unbebauter Brachflächen auf. Vor allem dort verursachen die Gebäude eine hohe Böigkeit; der Windkomfort ist daher in Städten nahe Gewässern oder großen unbebauten Brachflächen geringer als in dicht bebauten Teilen des Stadtgebietes.

Durch horizontale Temperaturdifferenzen benachbarter Gebiete (Stadt/Umland) wird eine allgemein schwache, meist nicht kontinuierliche fließende Ausgleichströmung zum wärmeren Gebiet hin initiiert. Da die stärksten Temperaturdifferenzen in der Regel abends und nachts auftreten, ist ein solcher Flurwind eher zu diesen Tageszeiten als schwach ausgeprägte Brise und jahreszeitlich eher von Juni bis September wahrzunehmen (Barlag und Kuttler 1990/91). Trotz schwacher Ausprägung führt dieser Flurwind an Tagen mit ausgeprägter UHI nachts zu einer Zufuhr kühlerer Luft aus dem Umland in die Stadt. Auch innerhalb der Stadt können derartige temperaturausgleichende Strömungen entstehen, z. B. im Einflussbereich großer Wasser- oder Grünflächen. Allerdings ist die Eindringtiefe in die Siedlungsfläche in Abhängigkeit von der Bebauungsstruktur auf wenige hundert Meter begrenzt (GEONET 2012). Die Mindestgröße einer Grünfläche für Flurwinde sollte etwa 1 ha betragen (Scherer 2007). Die Windgeschwindigkeit solcher Flurwindsysteme liegt meist unter 2 m/s (Mosimann et al. 1999).

Bei hoher nächtlicher Ausstrahlung bildet sich vor allem über Grünland bodennah Kaltluft aus, die bei ausreichender Geländeneigung (mindestens 1°) aufgrund der Schwerkraft dem Hang folgend abfließt. Diese Kaltluft hat für angrenzende Siedlungsräume bei sommerlichen Hitzeperioden für die Abkühlung und den Luftaustausch eine besondere Bedeutung. Auch diese Kaltluftflüsse treten in der Regel intervallartig auf und versiegen im nächtlichen Verlauf, insbesondere wenn die Höhenunterschiede im Gelände nur gering sind.

Küstennahe Städte der MRH sind zudem von nachmittäglichen Seewinden beeinflusst, insbesondere im Frühjahr und Frühsommer. In einer Stadt im Landesinnern wie Hamburg (ca. 100 km landeinwärts von der Nordsee, 80 km von der Ostsee entfernt) tritt der küstennah wirkende Seewind selten auf, da die Seewindfronten in der Regel nur bis etwa 40 km ins Landesinnere vordringen (Schlünzen 1990). Die tatsächlichen Ausprägungen des Seewindes hängen von meteorologischer Situation, Wasser- und Landtemperaturen, Küstenform, Orographie, bei Wattflächen von der Tide und mehr ab. Untersuchungen meteorologischer und landspezifischer Einflüsse auf die Land-Seewind-Zirkulation sind bei Crosman und Horel (2010) zusammengefasst.

Die höheren Temperaturen über der Stadt können eine Intensivierung konvektiver Prozesse auslösen und damit zu früherer und kräftigerer Wolkenbildung führen. Entsprechend wirkt der über der Stadt deutlich erhöhte Anteil von Aerosolteilchen bzw. Kondensationskernen. Diese Unterschiede lassen sich insbesondere bei geringeren Gesamtbedeckungsgraden feststellen. Mit der höheren Dichte von Aerosolteilchen über der Stadt sinkt aufgrund höherer atmosphärischer Trübung die Sonneneinstrahlung auch bei wolkenlosem Himmel, wobei das Winterhalbjahr stärker betroffen ist als die sommerliche Zeit. Die geänderte Aerosoldichte muss über der Stadt nicht unbedingt zu einer markanten Minderung der Sonnenscheindauer führen. Hier mag eher der „Umweg“ über die Bewölkung maßgeblich sein. Landsberg (1981) gibt in seiner Übersicht über Städte ein Mehr an Bewölkung von 5–10 % sowie entsprechend eine Reduktion für die Sonnenscheindauer von 5–15 % an. Untersuchungen zeigen, dass sich die atmosphärischen Trübungsverhältnisse über dem zentralen Europa durch verringerte Emissionen in den letzten Jahrzehnten sichtbar gebessert haben (Schütz und Kandler 2006; Behrens 1998).

Die städtische Wärmeinsel und das Stadtgefüge führen zu Konvergenzen und mehr Aufwinden im Strömungsfeld, was zu erhöhten Niederschlägen im Lee einer Stadt führen kann (Shepherd et al. 2002). Wenn ein Stadtgebiet eine hohe Emission von z. B. Schwefeldioxid (SO₂) aufweist, könnte das Stadtgebiet selbst den Niederschlag reduzieren; jedoch ist der Einfluss von Aerosolen noch unsicher (Pielke et al. 2007). Sowohl die Erhöhung als auch die Verringerung von Niederschlägen im Lee der Stadt kann u. a. von der Aerosolzusammensetzung, der Wetterlage und den städtischen Gegebenheiten abhängig sein (Han et al. 2014). Urbane Niederschlagseinflüsse sind in Veränderungen des Niederschlags in Windrichtung sichtbar, wie z. B. Pagenkopf (2011) mit einer leeseitigen Niederschlagserhöhung bei Schauerlagen zeigt. Für Köln (Ptak et al. 2013) werden derartige Einflüsse allerdings nicht aufgezeigt; dort dominieren orographische Effekte.

Große Niederschlagsmengen stellen die städtische Infrastruktur vor Herausforderungen und könnten zur Überflutung von Straßen und Häusern oder sogar zum Zusammenbruch der Infrastruktur führen. Die Sommerniederschläge von konvektiven Wolkensystemen könnten lokale Überschwemmungen verursachen, wie das Ereignis vom 6. Juni 2011 in der Innenstadt von Hamburg zeigt, als innerhalb kürzester Zeit auf engem Raum mehr Niederschlag fiel als im vieljährigen Mittel im Monat zu erwarten ist (de Paus et al. 2011), oder einige Wochen später in Rostock (22./23. Juli 2011), als fast das Doppelte des durchschnittlichen monatlichen Niederschlags innerhalb eines Tages fiel (Miegel et al. 2014). Die Zunahme der klimatologischen mittleren Winterniederschläge um 12–38 % gegen Ende dieses Jahrhunderts (Rechid et al. 2014, Abschn. 1.​1) stellt eine zusätzliche Herausforderung für Stadtplaner vor allem im Winter dar, wenn die Verdunstung gering ist. Sobald der Boden gesättigt ist, ist es sogar noch wichtiger, Pläne für die Verteilung des überschüssigen Wassers in städtischen Gebieten zu entwickeln. Dazu gehört auch, das Mehr des winterlichen Niederschlags zum Ausgleich zukünftig geringerer Niederschläge im Sommerhalbjahr bzw. für Dürreperioden zu speichern.

Die Emission von Luftschadstoffen hat bundesweit seit 1990 z. T. erheblich abgenommen (UBA 2016). Einzelquellen wurden durch emissionsmindernde Maßnahmen stark reduziert, während die Emissionen aus Verkehr und Landwirtschaft heute relativ bedeutender geworden sind. Die durch neue Emissionsnormen möglichen Emissionsreduktionen im Verkehr sind dabei teilweise durch die zunehmende Anzahl von Fahrzeugen kompensiert worden, teilweise entsprechen die tatsächlichen Fahrmodi nicht denen bei den Zulassungsprüfungen verwendeten. Die Konzentrationen haben so insgesamt weniger abgenommen, als die theoretischen Emissionswerte der Fahrzeuge erwarten lassen. Primär emittierte Stoffe (z. B. Stickstoffoxide, Ammoniak, organische Verbindungen) können in der Atmosphäre chemisch reagieren und als sekundäre Luftschadstoffe Ozon oder Partikel (PM2.5) bilden. Die zeitliche und räumliche Verteilung der Konzentrationen der primär emittierten Stoffe wird dabei erheblich von den Emissionen bestimmt, bei den sekundär gebildeten Stoffen spielen in Mitteleuropa die vorherrschenden Wetterlagen eine wesentliche Rolle. Kaminski (2014) zeigt hierzu Zusammenhänge auf.

Größere Partikel (PM10: Grobstaub) entstehen primär mechanisch durch Verwitterung, Aufwirbelung, Abrieb und Zerplatzen von Tröpfchen oder sekundär durch Wachstum kleinerer Partikel oder Umwandlung von Vorläufergasen (PM2.5: Feinstaub). Sie können in unserer Umwelt natürlich vorkommen oder anthropogen verursacht sein. Zu vermuten ist, dass der relative Anteil der Partikelemissionen des Personen- und Güterverkehrs (z. B. Abriebprozesse) an der PM10-Fraktion weiter ansteigen wird. Für das Jahr 2050 wird je nach Wirtschafts- und gesellschaftlichem Szenario ein Pkw-Bestand zwischen 614 und 706 Pkw pro 1000 Einwohner projiziert (BMVBS 2006), was gegenüber 2003 mit 544 Pkw/1000 Einwohner (nach Dudenhöfer 2004) nochmals eine deutliche Zunahme bedeutet. Auch wenn Emissionsminderungen in vielen Sektoren stattfanden und stattfinden werden, so könnten neue Emittenten hinzukommen, wie seit einigen Jahren PM10 aus Holzfeuerungen, die inzwischen über den PM10-Emissionen aus Auspuffen liegen (Dauert et al. 2015). In Städten wird an mehr als der Hälfte der verkehrsnahen Stationen der Grenzwert von 40 μg/m³ für den NO₂-Jahresmittelwert überschritten – ohne Tendenz zur Abnahme (Dauert et al. 2015).

Partikelkonzentrationen aus anthropogenen Quellen entstehen vor allem in Städten. Durch die Emissionen aus einer Vielzahl anthropogener Quellen (Verkehr, Haushalte, Industrie) in hoher räumlicher Dichte sind in Städten die Konzentrationen der Primärschadstoffe erhöht. Speziell in den Hafenstädten kommen noch die Emissionen von Schiffen hinzu.

Ein Großteil der Emittenten für Stoffe sind auch Verursacher von Lärm in der Stadt. Dieses gilt insbesondere für den Verkehr. Für Lärm existieren im Gegensatz zur Luftbelastung keine Grenzwerte, sondern Richtwerte, die im Hinblick auf die Gesundheit gewählt sind. Nach Heinrichs et al. (2015:38) werden in den meisten europäischen Ländern 45 Dezibel (dB(A)) als Empfehlungswert für die Nacht und 50–55 dB(A) für den Gesamttag verwendet. Richard et al. (2015) stellen fest, dass in Deutschland allein „… an den betrachteten Straßen … rund 10,2 Mio. Menschen von … über 55 dB(A) betroffen“ sind, was etwa 12 % der Bevölkerung entspricht. Da die Verkehrslärmquellen in der Stadt verstärkt vorkommen, ist hier eine mindestens ebenso hohe Betroffenheit vorhanden.

Der von der allgemeinen Luftdruckverteilung bestimmte Wind wird in Geschwindigkeit und Richtung durch städtische Gegebenheiten unterschiedlich stark modifiziert (Abschn. 3.2). Abb. 3.3, die das Jahresmittel der Windgeschwindigkeit, berechnet mit dem statistischen Windfeldmodell (Gerth und Christoffer 1994) des Deutschen Wetterdienstes (Gerth und Riecke 1999), zeigt, veranschaulicht mit Werten zwischen 1,9 und 4,8 m/s die Heterogenität der Windgeschwindigkeitsstruktur im Bundesland Hamburg, ohne die Bebauungsstruktur selbst im Detail aufzulösen bzw. zu berücksichtigen. Die dadurch möglichen Kanalisierungen fehlen hier; nur die mittleren Abbremsungseffekte wurden berücksichtigt. Gebiete mit hoher Bebauungsdichte (Innenstadt und Bereiche westlich der Alster oder Harburg) bzw. Waldflächen (z. B. im Norden Hamburgs und Harburger Berge) weisen verminderte Windgeschwindigkeiten auf, während Lagen mit geringeren Bodenrauigkeiten vor allem entlang der Elbmarschen insgesamt ein höheres Windgeschwindigkeitspotenzial zeigen.

Für die kleinräumige Betrachtung des Einflusses der Stadt auf das Windfeld ist es wichtig, die Bebauung und auch den Bewuchs aufgelöst zu betrachten. Abhängig von verschiedenen Wetterlagen und den daraus resultierenden unterschiedlichen Anströmrichtungen stellen sich lokal in Schneisen oder Straßenschluchten Geschwindigkeitsüberhöhungen bzw. -verminderungen ein. Die Geschwindigkeitszunahmen in Schluchten oder auf Plätzen können durch Straßenbäume reduziert werden. Salim et al. (2015) stellen mittels Modellsimulationen mit dem Modell MITRAS (Schlünzen et al. 2003) die Windverhältnisse im Hamburger Stadtkern unter spezieller Berücksichtigung des Baumbestandes dar (Abb. 3.4). In den blau angelegten Bereichen wird die Windgeschwindigkeit durch den Straßenbaumbestand im Vergleich zum baumfreien Zustand gemindert und damit der Windkomfort erhöht, in den rötlichen wird der Wind verstärkt. Letztere Zunahmen interpretieren Salim et al. (2015) als Ausgleichsströmungen zu Bereichen mit Geschwindigkeitsreduktionen.

Unter dem Aspekt des Stadtklimas (Wärmeinsel, Schattenwirkung, Böenreduzierung etc.) ist hoher Bewuchs hilfreich, allerdings mit dem Nachteil, die nächtliche Frischlufterneuerung im Sommer zu behindern. Einige Stadtbäume können zudem biogene Kohlenwasserstoffe emittieren, die als Vorläufergase eine wesentliche Rolle bei der Ozonbildung einnehmen. Dies gilt etwa für Isopren, das die höchsten Konzentrationen am Nachmittag heißer Sommertage erreicht (Wagner und Kuttler 2014).

Nächtliche Kaltlufterneuerung für Stadtbereiche ist an nachbarliche größere Grünflächen als Kaltluftentstehungsgebiete bzw. an eine ausreichende Geländeneigung gebunden (Abschn. 3.2). Solche Areale sind z. B. in den Bereichen der Harburger Berge (Schlünzen et al. 2011) oder auch in Teilen des Stadtparks anzutreffen (GEONET 2012). Die Eindringtiefen werden von GEONET (2012) im innerstädtischen Bereich mit bis zu 150 m angegeben, bei geringer Bebauung bis 1300 m. Ein Anteil von 17 % der Hamburger Grünflächen wird als hoch bis sehr hoch für die stadtplanerische Bedeutung eingeschätzt.

Die städtische Niederschlagsauswirkung kann zu einer Niederschlagsverstärkung in Lee des Stadtgebietes führen. Dies wurde auch für Hamburg aus Messdaten bestimmt (Schlünzen et al. 2010). Die Zuwächse liegen im Bereich von 5–10 % pro Niederschlagsereignis und gelten für viele (aber nicht alle) Lagen in Lee der Stadt (Abb. 3.5). Die leeseitige Niederschlagserhöhung ist im Winter höher (Ertl 2010). Angenommen, es gäbe nur eine Windrichtung, dann könnte die Differenz 80 mm pro Jahr ausmachen. Dies ist immer noch fast um den Faktor 2 geringer als die klimatischen Unterschiede in der Region (Abb. 3.6; s. auch Abschn. 2.​2.​3); sie weisen eine Abnahme von 130 mm von Norden in Richtung Südosten auf (Hoffmann und Schlünzen 2010). Somit könnten trotz der städtischen Auswirkungen die regionalen Effekte für Hamburg von größerer Bedeutung sein.

Schlünzen et al. (2010) untersuchten auch langfristige Veränderungen der Niederschläge. Die dortige Abbildung 6 zeigt, dass an einem Standort in Luv der Stadt die Niederschläge mehr zunehmen als an Standorten in Lee des Stadtgebietes (Trend 1947–2007), was auf einen veränderten städtischen Einfluss hindeuten könnte. Eindeutige Ursachen hierfür konnten aber nicht identifiziert werden. Detaillierte Modellstudien mit METRAS von Schoetter (2013) zeigen, dass die Auswirkungen des städtischen Einflusses auf den Niederschlag für Hamburg nur in einigen meteorologischen Situationen zu beobachten sind. Han et al. (2014) weisen darauf hin, dass die Orographie eine zusätzliche Rolle spielt. Auch wenn in Hamburg die höchsten Erhebungen nur 100–150 m betragen, sind bei den niedrigen Gebäuden (nur vier Gebäude von mehr als 100 m Höhe) orographische Effekte auf die Niederschlagsverteilung beobachtbar (Schlünzen et al. 2010) und modellierbar (Schoetter 2013). Die Effekte sind sehr lokal (wie auch aus Abb. 3.5 abgeleitet werden kann) und hängen von der betrachteten Wetterlage ab. Alles in allem sind die Auswirkungen der Stadtstruktur für den Sommer nicht signifikant.

Hinsichtlich der Anzahl von Starkregentagen mit Tageshöhen von 10 und 20 mm zeigen die Berechnungen von Trusilova und Riecke (2015) im Durchschnitt über dem Stadtgebiet von Hamburg einen zusätzlichen Tag im Vergleich zum Umland. Der Einfluss auf die täglichen Niederschlagshöhen von mindestens 20 mm entspricht der im 1. HKB (von Storch und Claussen 2011) zitierten Größenordnung (dortige auf die Jahre 1954–1967 bezogene Abbildung 2.36). Für eine Tageshöhe von 30 mm ergeben sich keine erkennbaren Unterschiede.

Auto- und Schiffsverkehr sind in Hamburg Hauptquellen für NO_x und Partikel. 78 % der NO_x-Emissionen, und 53 % der PM10-Emissionen stammen aus dem Verkehr. Dabei haben die Schiffsemissionen einen Anteil von 38 % an den gesamten NO_x-Emissionen (Abb. 3.7).

Verkehrsemissionen (mit Ausnahme des Luftverkehrs) sind bodenbasiert und erhöhen damit direkt die Konzentrationen im Stadtgebiet. Messungen zeigen Überschreitungen des Jahresgrenzwertes der NO₂-Konzentration von 40 μg m⁻³ hauptsächlich an verkehrsbelasteten Orten (Abb. 3.8), an denen die Luftmassen durch Gebäude begrenzt und weniger durchmischt sind als in weniger bebauten Gebieten (Böhm und Wahler 2012). In Hafennähe (Veddel) liegen die Werte derzeit unter dem Jahresgrenzwert von 40 μg m⁻³, jedoch oberhalb des städtischen Hintergrundes von 29 μg m⁻³ in 2010 (Böhm und Wahler 2012, S. 48).

Die Luftbelastung ist in der Stadt zwar kontinuierlich zurückgegangen, da aber auch die Grenzwerte in den vergangenen Jahren verschärft wurden, haben sich die Überschreitungen kaum verändert (Dauert et al. 2015, Abbildung 6). Die Grobstaubentwicklung zeigt ein Einhalten der Grenzwerte sowohl für PM10 als auch für PM2.5 (FHH 2016b).

Mit der Entwicklung neuer Wohngebiete an den Flussufern werden die Luftmassen in Hafennähe begrenzter sein, und die Schiffsemissionen könnten lokal zu höheren Luftkonzentrationen führen, die mehr und mehr Menschen betreffen. Daher berücksichtigen Pläne zur Reduzierung der Luftschadstoffkonzentrationen heute auch Schiffsemissionen (Böhm und Wahler 2012).

Die Konzentrationen haben einen ausgeprägten Jahresgang, der für NO₂ zu niedrigeren Werten im Sommer führt (höhere atmosphärische Grenzschichten, geringere Emissionswerte), während Ozon dann maximale Werte aufweist, da die Ozonbildung stark von der Sonneneinstrahlung abhängig ist. Je stärker die Sonne scheint, desto mehr Ozon wird in der Atmosphäre gebildet. In Straßenschluchten wird dieses Ozon abgebaut (Abb. 3.9). In Quellentfernung wird die vor allem durch den Kfz-Verkehr emittierte und quellnah gebildete Vorläufersubstanz Stickstoffdioxid unter UV-Strahlung in Stickstoffmonoxid bei gleichzeitiger Bildung eines Sauerstoffatoms umgewandelt, das wiederum mit einem Sauerstoffmolekül zu Ozon reagiert. Parallel dazu werden durch organische Verbindungen weitere chemische Reaktionen initiiert, die letztlich zu zusätzlicher NO₂-Bildung in der Atmosphäre beitragen und so die Ozonbildung verstärken.

In der Gesamtbelastungssituation nimmt Hamburg im europäischen Maßstab eine noch vergleichsweise günstige Position ein (Schümann et al. 2007).

Wie schon in Abschn. 3.2 erwähnt, sind Quellen für Lärm und Luftbelastung ähnlich, wobei die startenden und landenden Flugzeuge eine Zusatzquelle für Lärm vor allem tagsüber darstellen. Die Empfehlungswerte (Abschn. 3.2) auf Hamburg anzuwenden ist nicht direkt möglich, da der Hamburger Lärmaktionsplan (FHH 2008, 2013) für die Nacht nur Werte ab 50 dB(A) ausweist. Werden diese angewendet, so sind hiervon etwa 15 % der Bewohner betroffen, von der Überschreitung der Empfehlungswerte für den gesamten Tag (55 dB(A)) etwa 25 %. Die höchsten Betroffenheiten entstehen durch Straßenverkehr, der für den gesamten Tag (nachts) für 85 % (95 %) der betroffenen Bewohner die Hauptursache ist. Analog zur Ausbreitung von Luftbeimengungen (Abb. 3.9) ist auch die Ausbreitung von durch Straßenverkehr verursachten Lärm in der Straßenschlucht behindert und führt zu lokal erhöhtem und in der Straßenschlucht gefangenem Lärm, sodass die Betroffenheit dort lokal höher oder geringer ausfallen kann. Genaues hierzu lässt sich zurzeit noch nicht angeben, da die Lärmausbreitung in der Stadt noch vergleichsweise einfach ermittelt wird.

Für Hamburg fanden Hoffmann et al. (2012) nur geringe Veränderungen in der Intensität der UHI für Klimawandelszenarien, sofern die Stadtstruktur unverändert bleibt. Dieses Ergebnis basiert auf einem statistischen Modell für die Minimaltemperaturen an der Station St. Pauli, wobei Ergebnisse regionaler Klimamodelle genutzt werden. Signifikant sind eine leichte Abnahme der UHI im April sowie geringe Veränderungen der UHI im Winterhalbjahr, die allerdings nur aus Ergebnissen eines von zwei verwendeten regionalen Klimamodellen abgeleitet werden können (Hoffmann et al. 2012, Abbildung 7). Die Intensität der sommerlichen UHI wird auf Basis dieser Ergebnisse zum Ende des Jahrhunderts leicht zunehmen (Hoffmann et al. 2012, Abbildung 8). Analoge Untersuchungen, aber unter Nutzung von Wetterlagenklassifikationen, bestätigen eine fast unveränderte Wärmeinsel im innerstädtischen Bereich Hamburgs (Hoffmann und Schlünzen 2013). METRAS-Modellrechnungen (1 km Auflösung) mit statistisch-dynamischer Verfeinerung zeigen mit unveränderter Stadtstruktur keine Veränderung des sommerlichen UHI-Musters (Temperaturmittel 20 bis 24 Uhr) in der Mitte, wohl aber eine leichte Zunahme zum Ende des Jahrhunderts (+0,1 K im Westen von Hamburg; Hoffmann 2012; Hoffmann et al. 2016). Im Gegensatz dazu finden Trusilova und Riecke (2015) eine geringe Abnahme der UHI von −0,1 K, basierend auf dynamischer Verfeinerung mit dem COSMO-CLM-Modell (2,8 km Auflösung). Beide Ergebnisse zeigen, dass die Interaktion von verändertem Klima und stadtklimatischen Prozessen keine nichtlinearen Reaktionen mit starken Veränderungen auslöst, die andernfalls bei zukünftigen Stadtentwicklungen (Abschn. 3.5) bedacht werden müssten.

Wenn Schwellenwerte (wie 20 °C bei den Nachttemperaturen) verwendet werden, muss das Gesamtsignal betrachtet werden. Schwellenwerte werden wegen des allgemein höheren Temperaturniveaus in einem zukünftigen Klima häufiger überschritten. Auch die absolute Zahl der zusätzlichen Überschreitungen könnte in den städtischen Gebieten höher als im ländlichen Raum ausfallen, sofern eine zusätzliche Temperatursteigerung im Stadtgebiet dazu beiträgt. Die Projektionsrechnungen von Trusilova und Riecke (2015) zeigen allerdings bis 2050 einen Temperaturanstieg pro 100 Jahre von 1,2 K für den Stadtbereich und von 1,3 K für das Umland. Diese geringfügig stärkere Temperaturzunahme über der ländlichen Umgebung beruht auf einer stärkeren Erwärmung und sommerlichen „Austrocknung“ des Umlands gegenüber der schon vom Grund her wärmeren und trockeneren Stadt. Die Anzahl der Sommertage nimmt sowohl im Stadtgebiet als auch im Umland zu, allerdings aufgrund der leicht höheren Temperaturzunahme im Umland dort etwas weniger stark. Die stärkere Temperaturzunahme insbesondere im südlichen und östlichen Umland Hamburgs wird von verschiedenen Klimamodellen gestützt (vgl. STAR auf Webseiten von klimafolgenonline und diverse Modellergebnisse auf der Webseite des Norddeutschen Klimaatlasses). Insgesamt sind nach den durchgeführten COSMO-CLM-Rechnungen (2,8 km Auflösung) für den Zeithorizont Mitte des Jahrhunderts in der Metropolregion zusätzlich bis zu knapp +3 Sommertage zu erwarten; GEONET (2012) bestimmen zusätzliche 6–8 Tage. Hinsichtlich der heißen Tage ergeben sich nach Trusilova und Riecke (2015) maximal +4 Tage in der Stadt gegenüber +1,5 Tagen im Umland. Diese Zahl könnte den Stadteffekt überschätzen, da auch im Ist-Klima der städtische Effekt durch COSMO-CLM etwas überschätzt wird. Die Zunahme ist im gleichen Rahmen wie die von GEONET (2012) bestimmte (+1 bis +5 Tage).

Nach Angaben von Trusilova und Riecke (2015) wird der Niederschlag in ihrer Modellsimulation unterschätzt, da lokale Niederschlagsereignisse vom Modellgitter gar nicht oder nur mit schwächerer Intensität simuliert werden und das Modell die Bildung von konvektivem Niederschlag noch nicht ausreichend berechnen kann. Trotz dieser Einschränkungen lassen sich Hinweise auf die Niederschlagsentwicklung über der Stadt im Vergleich zum Umland ableiten. So zeigt sich, dass es bis zum Jahr 2050 in der Metropolregion zu höherem Jahresniederschlag kommt; die Zunahme ist dabei über der Stadt höher (+40 mm in 100 Jahren: 2000–2100) als über dem Umland (+33 mm in 100 Jahren). Die Niederschlagszunahme wird in der Metropolregion in den 100 Jahren auf bis zu +4 mm/Monat für Winter, Frühjahr und Herbst abgeschätzt, die sommerliche Änderung auf −6 bis +2 mm/Monat. Für die Niederschlagskenntage mit einer täglichen Niederschlagshöhe von ≥ 10 mm bzw. ≥ 20 mm zeigt sich in der Metropolregion ein verbreiteter Anstieg. In Hamburg ist mit +2,5 Tagen (≥ 10 mm) bzw. 1,5 Tagen (≥ 20 mm) pro Jahr für die jeweiligen Kennzahlen zu rechnen. Hinsichtlich einer Tagesniederschlagshöhe von ≥ 30 mm nimmt in Hamburg die Anzahl im Mittel mit etwa 0,5 Tagen/Jahr wie in der Umgebung zu. Im Nordosten der Stadt und im angrenzenden Schleswig-Holstein beträgt die Zunahme derartiger Starkniederschlagstage bis zu 1 Tag pro Jahr (Trusilova und Riecke 2015). Die Zunahme ist dabei in einer Region erhöht (Abb. 3.5), in der die vermutlich auch orographisch verstärkten städtischen Lee-Effekte auftreten (Abschn. 3.3.3).

Mit dem Niederschlagstrend der Modellläufe ist eine Abnahme der Globalstrahlung in Norddeutschland verbunden, wobei die Differenz zwischen Stadt und Umland sich nicht wesentlich ändert.

Trusilova und Riecke (2015) beziehen in Modellierungen bis 2030 auch Entwicklungen von Landnutzungsänderungen ein. Die den Modellierungen für Hamburg zugrunde gelegte Siedlungsentwicklung ist dabei einem BBSR-Forschungsprojekt entnommen (Teilprojekt Landnutzungsszenarien 2030 – Für eine Klimawandel optimierte Stadtentwicklung in Deutschland), stellt also keine von der Stadt Hamburg selbst konkret geplante Entwicklung dar. Die Ergebnisse geben einen Anhalt, wie sich in Hamburg Flächenumwidmungen auf die Temperatur auswirken können. Im Szenario werden Flächen mit niedriger Vegetation in eine versiegelte, städtisch verdichtete Fläche bzw. alternativ in eine Waldfläche umgewidmet. Die Änderungen werden für eine trocken-heiße und eine regenreiche Wetterlage berechnet. Die besondere Wirkung von Straßenschluchten auf das „Einfangen“ solarer Einstrahlung und die Schattenwirkung durch Bäume werden nicht berücksichtigt. Tatsächlich bekommt die Schattenwirkung durch Bäume vor allem dann eine besondere Bedeutung, wenn in sommerlichen Dürreperioden Grünflächen einschließlich Dachbegrünungen zunehmend austrocknen und ihr abkühlender Charakter gemindert wird. Der Landnutzungswechsel „Vegetation in Stadt“ führt im Falle der trocken-heißen Verhältnisse zu allen Tageszeiten für den Bereich der umgewidmeten Fläche zu einer Temperaturzunahme von bis zu +0,5 K, während unter regenreichen Bedingungen eine Temperaturänderung zwischen −0,1 K und +0,3 K verbleibt. Hinsichtlich einer Aufforstung zeigt sich sowohl unter den sommerlich trockenen als auch bei nassen Bedingungen eine Temperaturreduktion von bis zu −0,2 K.

Die vom Bund sowie von der DFG geförderten Forschungsprojekte KLIMZUG-NORD (Endergebnisse in KLIMZUG-NORD 2014) und CliSAP (Schlünzen et al. 2009) untersuchten verschiedene Aspekte der Entwicklung Hamburgs für das sommerliche Stadtklima. Auch diese Szenarien sind wissenschaftlicher Natur und prognostizieren nicht die tatsächliche Entwicklung Hamburgs, sondern eine potenziell mögliche. In allen Szenarien ist das Wachstum Hamburgs im Wesentlichen auf die im Flächennutzungsplan (Stand 2005) ausgewiesenen Gebiete beschränkt und die Gebäudehöhe vertikal auf unter 50 m begrenzt. In der Tat sollen im Zentrum von Hamburg keine Hochhäuser gebaut werden. Insgesamt sind in den Szenarien die Änderungen der Oberflächenbedeckung relativ gering, was dem Konzept der kompakten Stadt folgt und Aspekte von Anpassungsmaßnahmen an den Klimawandel einschließt. Mehr Begrünung (vor allem der Dächer) und erhöhte Albedo-Werte auf Dächern und anderen versiegelten Flächen, die nicht begrünt werden können (z. B. Straßen), wurden z. B. im KLIMZUG-Szenario „Wachstum der kompakten Stadt“ angenommen. Darin sowie im Szenario BSU-HH50 (Abb. 3.10) wurden die Aufstockung von Mehretagenhäusern um ein Stockwerk und ein Umbau von Einzelhäusern in Doppel- oder Reihenhäuser oder deren Ersatz durch Wohnblocks angenommen. Bei all diesen Veränderungen wurde außerdem ein größerer Anteil an Begrünung mit ausschließlich intensiven Gründächern (KLIMZUG-Szenario) oder teilweise auch extensiven Gründächern (BSU-HH50-Szenario) angenommen und in der Modellierung berücksichtigt. Die Wirkung dieser Gründächer wie allgemein aller Grünflächen hängt markant von der Feuchtigkeit des Substrates bzw. der Bodenfeuchte ab. Bei den intensiven Gründächern wird eine auch in Trockenperioden ausreichende Bewässerung angenommen, bei den extensiven Gründächern wie bei allen anderen Grünflächen eine Austrocknung des Substrates berücksichtigt. Mit zunehmender Austrocknung verlieren die Grünflächen an Bedeutung für eine Temperaturreduktion, da die Verdunstung zurückgeht. Neben der Minderung hoher Tagestemperaturen kommt den Grünflächen auch eine Funktion zur Reduzierung des Staubeintrages in die Atmosphäre zu, der auch von den Feuchtigkeitsverhältnissen abhängt.

Mit dem mesoskaligen Modell METRAS (250 m Auflösung) wurden über eine statistisch-dynamische Verfeinerung diverse sommerliche meteorologische Situationen gerechnet, um klimatologisch repräsentative Werte zu erhalten. Durch ausgewählte Anpassungsmaßnahmen (Szenario KLIMZUG-NORD) kann die mittlere Sommertemperatur lokal um 0,2 K reduziert werden, wobei die stärkste Verringerung in den Bereichen liegt, in denen die Versiegelung sehr hoch ist (KLIMZUG-NORD 2014). Die Begrünung hat dabei nicht nur nachts, sondern auch tagsüber einen Einfluss. Gleichzeitig steigen die UHI-Effekte in vollständig neu bebauten Gebieten im Sommermittel um bis zu +0,2 K an (BSU-HH50 Szenario; Petrik et al. 2013). Eine Einschätzung der Wirkung der Stadtentwicklungsszenarien für den Winter steht noch aus.

Die Bedeutung von Grünflächen zur Minderung hoher Tagestemperaturen in urbanen Räumen stellen Steeneveld et al. (2011) anhand von mit Norddeutschland geografisch vergleichbaren niederländischen Siedlungsflächen nochmals deutlich heraus. In ihrem Beispiel sinkt der UHI bei einer Zunahme des Grünflächenanteils von 5 auf 55 % um etwa 2 K, bei extremer Hitze auch um mehr. Das Informationsportal KlimaAnpassung in Städten (INKAS; Buchholz und Kossmann 2015) des Deutschen Wetterdienstes ermöglicht für den Anwender erste grobe Abschätzungen zu entsprechenden Wirkweisen. Grundlage für INKAS bilden Modellrechnungen mit dem mikroskaligen urbanen Klimamodell MUKLIMO 3. (Sievers und Zdunkowski 1986; Sievers 1990) bei 50–100 m Auflösung.

Anthropogene Wärme wurde in allen bisher in diesem Abschnitt genannten Modellstudien als unverändert angenommen. Da aufgrund des Umbaus von Häusern hin zu besserer Wärmedämmung künftig im Winter weniger Energie zum Wärmen, im Sommer weniger zum Kühlen genutzt wird, wird die anthropogene Wärmefreisetzung zukünftig geringer sein. Dies führt zu einer Verringerung des Wärmeinsel-Effekts im Sommer, da auch die in Industrie und Verkehr eingesetzte Energie voraussichtlich effektiver genutzt wird. Reduktionen sind auch im Winter gegeben; hier kann der Effekt noch größer sein, da gegenwärtig viel Energie zur Erwärmung der Gebäude genutzt wird.

Für das KLIMZUG-NORD-Szenario der Stadtentwicklung wurden dessen Auswirkungen auf starke Niederschläge untersucht. Wie bereits in Abschn. 3.3.3 erwähnt, sind die Auswirkungen der Stadtstruktur auf Niederschlagsentstehung und -menge gering, zumindest für Hamburg. Dies wurde auch durch die Modellrechnungen mit METRAS (Schoetter 2013) abgesichert. Dennoch stellen mehr versiegelte Flächen zusätzliche Herausforderungen für die Stadtplaner dar, da diese Oberflächen kein Wasser aufnehmen können und somit das Wasser abgeleitet werden muss, um Hochwasser durch Niederschläge zu vermeiden. Andererseits stellt das Wasser vor allem für Trockenperioden ein wichtiges Gut dar, sodass das einfache „Ableiten“ in eine „Speicherung“ des Wassers zu überführen ist (Abschn. 3.2.8).

In Bezug auf das Windfeld sind die zu erwartenden Veränderungen lokal begrenzt; sie können in der Nähe von Bauwerken sehr groß sein (Schlünzen und Linde 2014). Auswirkungen von neuen Gebäuden auf das Windklima in einem wachsenden Vorort von Hamburg auf der großen Insel Wilhelmsburg wurden mit dem hindernisauflösenden Modell MITRAS (Schlünzen et al. 2003) mit einer Auflösung von 5 m untersucht. Auswirkungen in einer Entfernung von 1000 m von Neubauten wurden nicht nur nahe der Oberfläche, sondern auch in größerer Höhe gefunden und beeinflussen somit auch die Belüftung der Gebäude in den oberen Stockwerken (Schlünzen und Linde 2014). Einerseits könnten einige Straßen, Plätze oder sogar Balkone in oberen Stockwerken weniger nutzbar werden, da die Menschen dort hohen Windgeschwindigkeiten durch Umströmung der Neubauten ausgesetzt wären. Andererseits kann ein früher gut durchlüfteter Ort windstill werden; an einem sonnigen Tag können die Temperaturen dann lokal bis hin zu einer Hitzebelastung für die Menschen ansteigen. Weiterhin können aufgrund von Wind- und Temperaturänderungen hohe Konzentrationen an anderen Orten als zuvor entstehen, womit sich auch das Expositionsmuster ändern könnte. Auch Stadtbäume haben einen Einfluss auf das Windfeld (Salim et al. 2015), wirken aber vor allem vermindernd und führen über größeren Freiflächen zu lokalen Erhöhungen (Abschn. 3.3.2).

Änderungen von Temperatur und Niederschlag, wie sie aus Stadtentwicklungsszenarien resultieren, die auf Klimaschutz- und Anpassungsmaßnahmen zielen, können die vom Klimawandel verursachten Temperaturerhöhungen und Niederschlagsänderungen nur geringfügig reduzieren. Allerdings könnten sie in Hitzeperioden relevant werden, indem sie die Stadttemperaturen bei Nacht etwas niedriger halten. Um den kühlenden Effekt des Stadtgrüns zu sichern, muss dessen Bewässerung gewährleistet sein, z. B. durch Wasserspeicherung während Feuchteperioden. Trocknet das städtische Grün aus, geht seine kühlende Wirkung verloren. Eine besonders große Bedeutung kommt dabei den Bäumen in der Stadt zu, die nicht nur eine erhebliche Verdunstungsleistung aufweisen, sondern zudem durch ihre Schattenwirkung direkt dazu beitragen, dass sich Oberflächen weniger erwärmen.