Kopfweiden und Waldmoore – Kulturlandschaft und Klimaschutz am Beispiel des Biosphärenreservats Flusslandschaft Elbe

Mikroklimatische Untersuchungen anhand meteorologischer Messungen an mehreren Standorten innerhalb eines waldumstandenen Schwingrasenmoores im Nordosten Deutschlands

Kirmaier, M., Schmeiß, C., Sellmair, K.*

*TU Berlin, BSc Ökologie und Umweltplanung & BSc Landschaftsplanung und -architektur 2015

Zusammenfassung

Dass Moore ein ausgeprägtes Kleinklima besitzen, ist häufig in Studien zu lesen, jedoch weniger darüber, was dieses Kleinklima verursacht. Um das Kleinklima eines Waldmoores besser verstehen zu können, wurden drei Messstationen an unterschiedlich gestalteten Standorten (bzgl. Wasserstand, Vegetation, Ausrichtung zur Sonne) im Moor aufgebaut und über einen Tag intensive klimatische Messungen durchgeführt. Bei den Auswertungen zeigte sich, dass sich Unterschiede bei der Lufttemperatur, Luftfeuchte, Globalstrahlung und Windgeschwindigkeit auftun, die Differenzen zwischen den Standorten jedoch so gering sind, dass kaum Rückschlüsse daraus gezogen werden können, da diese innerhalb der Messtoleranz liegen. Bezüglich der Globalstrahlung und Lufttemperatur zeigte sich ein geringer Zusammenhang während des gesamten Tages, jedoch ein weitaus größerer zum Vormittag. Dies lässt vermuten, dass zum Nachmittag andere Faktoren als die Globalstrahlung das Klima maßgeblich bestimmen. Aufgrund der fehlenden autochtonen Wetterlage bildeten sich keine eindeutigen spezifischen Kleinklimata an den Standorten aus. Das wird verschuldet durch die beinah durchgehende Bewölkung während des Messzeitraumes. Die neutrale Luftschichtung bekräftigt dies. Dennoch zeigt sich die Tendenz zu prozessgesteuerten Differenzen in der Lufttemperatur. Die Ergebnisse zeigen, dass sich ohne autochtone Wetterlage ein moortypisches Kleinklima nur wenig nachweisen lässt. Die unterschiedlichen Eigenschaften der verschiedenen Oberflächenbeschaffenheiten konnten sich in den Untersuchungen nur sehr gering ausbilden und hatten somit nur wenig Einfluss auf das umgebende Klima. Dadurch herrschten über das gesamte Messgebiet sehr ähnliche Bedingungen vor. Durch hinzugezogene Literatur können die Ergebnisse jedoch weiter interpretiert werden.

Einleitung

Häufig findet sich in Berichten über Moore die Aussage, Moore besäßen ein „ausgeprägtes Kleinklima“ (vgl. EGGELSMANN 1975; HEATHWAITE 1993). Eine typische klimatische Eigenschaft, die Mooren zugewiesen wird, ist, dass sie frostgefährdeter sind als mineralische Böden (HEATHWAITE et al. 1993). Wassergesättigte Torfböden neigen dazu sich langsamer zu erwärmen, da sie eine höhere Wärmekapazität und –leitfähigkeit als trockener Torf, bzw. mineralischer Boden besitzen (GEIGER 1961 zit. in DIERSSEN & DIERSSEN 2001). Vergleicht man Minimal- und Maximaltemperaturen von Torf- und Mineralböden, gibt es größere Unterschiede zwischen den Minimaltemperaturen als zwischen den Maximaltemperaturen (EDOM 2002). Zudem weisen Moore in der Untersuchung von HEATHWAITE et al. (1993) einen größeren Unterschied im Tagestemperaturverlauf auf, eine häufigere Nebelbildung sowie eine höhere Luftfeuchte im Vergleich zu mineralischen Böden. Die meisten wissenschaftlichen Untersuchung zum Mikroklima in Mooren betrachten einen bestimmten Aspekt, wie etwa die unterschiedlichen Kleinklimata verschiedener Vegetationskomplexe (vgl. SCHMIDT 1997), die Evapotranspirationsleistung verschiedener Moorstandortstypen (vgl. NEUHÄUSEL 1975) oder die thermischen Eigenschaften von Torfboden und ihre Auswirkung auf das Kleinklima im Moor (DIERSSEN & DIERSSEN 2001). Allen Studien gemein ist jedoch die Aussage, dass vor allem der Wasserhaushalt der entscheidende Faktor für das Kleinklima ist. Angenommen wird, dass ein trockener, gen Süden gerichteter Standort im Moor aufgrund der fehlenden Verdunstungskälte eine größere Schwingungsweite der Werte des Lufttemperaturverlaufs eines Tages aufweist als feuchte Standorte. Darauf wird die Fragestellung untersucht, ob es Unterschiede im Tagesgang der Lufttemperatur innerhalb verschiedener Moorstandorte gibt, die sich in Luftfeuchtegrad und Exposition zur Sonne unterscheiden. Dabei werden mögliche Einflüsse wie Luftfeuchtigkeit, Wind, Oberflächeneigenschaften, Globalstrahlung und großräumigen Wetterlage und deren Zusammenhang mit der Lufttemperatur betrachtet.

Methoden

Das Mörickeluch liegt sieben Kilometer südöstlich von Perleberg, auf einer Höhe von 30 Meter über NN. Es befindet sich in einem Natura 2000 Gebiet (DE2937302). Das Einzugsgebiet des 11 ha großen Luchs, ist abhängig von den Flüssen Jeetze und Stepnitz (FRANK 2011). Es handelt sich um ein Schwingrasenmoor und ist umgegeben von strukturarmem jungen Kiefernwald. Dieser wächst auf sanddominierten, nährstoffarmen Boden, welcher nach der Eiszeit durch Sander entstanden ist (FRANK 2011). Nach Anhang I der Flora-Fauna-Habitat-Richtlinie zählt der Biotoptyp zu den Übergangs- und Schwingrasenmooren, sowie zu den Lebensraumtypen Moorwälder und Waldkiefernmoorwälder (FRANK 2011). Abgesehen von einigen Beimischungen von Seggen, Flatterbinse und Pfeifengras, besteht die 60 cm starke Torfschicht hauptsächlich aus Torfmoos-Wollgrastorf, am Rand vererdet (FRANK 2011). Das Moor wird durch einen künstlich aufgeschütteten Weg im südöstlichen Teil unterbrochen.

Abbildung 1: Standorte der Messtationen im Mörickeluch mit blau gekennzeichnetem Natura 2000 Gebiet (© EUROPEAN UNION, 1995-2015)

Innerhalb des Moorstandortes werden drei automatische Wetterstationen aufgestellt (s. Abbildung 1). Station 50 steht am nördlichen Rand des Moores (gen Süden gerichtet) auf trockenem Sandboden. Unterhalb der Station befindet sich nur wenig Bewuchs und Nadelstreu des umliegenden Kiefernwäldchens. Station 20 liegt weiter südlich von Station 50 in einem Abstand von ca. 50 Metern. Die Messstation wurde direkt im Moor platziert und befindet sich demnach auf wassergesättigtem, durch Erhebungen charakterisierten Boden. Die Vegetation ist geprägt von Torfmoosen (Sphagnum fallax), Wollgras (Eriophorum angustifolium) und Seggen (Carex). Messstation 40 ist am südlichen Ende des Luchs installiert (gen Norden gerichtet). Auch hier ist der Untergrund sehr nass und weist zudem Höhenunterschiede in Form von Bulten auf, auf denen Torfmoose (Sphagnum fallax) und Seggen (Carex) wachsen.

Für die mikrometeorologischen Messungen im Moor werden automatische Wetterstationen des Fachgebietes Klimatologie der TU Berlin genutzt (s. Abbildung 2). Die integrierten Messfühler der Stationen sind: Das 3D Ultraschallanemometer (GILL INSTRUMENTS LTD.) zur Messung der Windgeschwindigkeit und Windrichtung. Das Widerstandsthermometer und der kapazitive Feuchtesensor ermitteln die Lufttemperatur und die relative Luftfeuchte (CS215 CAMPBELL). Durch diese Messung lassen sich Aussagen zum Energietransport in den bodennahen Luftschichten treffen. Die absolute Luftfeuchte stellt einen Luftfeuchteparameter dar. In einem definierten Luftvolumen gibt er den Gehalt an Wasserdampf (Gas) an. In einem Kubikmeter Luft (m³) wird dieser Anteil meist in Gramm oder Kilogramm Wasserdampf ausgedrückt. Die relative Luftfeuchte ist im Gegensatz zur absoluten Luftfeuchte von der Lufttemperatur abhängig. Sie stellt ein relatives Maß mit einer Angabe in Prozent dar (DWD 2015). Das Pyranometer (Apogee Instruments Inc) misst die direkte und diffuse Sonneneinstrahlung. Tagesmessungen werden angegeben in W/m². Alle erfassten Daten werden im Datenlogger (CR800, CAMPBELL SCIENTIFIC LTD.) der Wetterstationen gespeichert. Trotz hochsensibler Messgeräte muss auch die Messgenauigkeit betrachtet werden; hier gibt es immer eine Fehlertoleranz von 0,4°C (Lufttemperatur) und 4% des Endwertes (relative Luftfeuchte) zu berücksichtigen. Die Erhebung der Klimadaten fand bei wechselhafter Wetterlage statt. Die untersuchten Messdaten beziehen sich auf den Zeitraum vom 12.11.2014, 06:00 Uhr, bis 13.11.2014, 8:00 Uhr - während dieser Zeit war es beinah durchgehend bedeckt. Neben dem Tagesverlauf der verschiedenen Parameter, werden auch die Zusammenhänge zwischen diesen untersucht. Dies geschieht über das Bestimmtheitsmaß R², welches eine Aussage über die Qualität des Vergleichs zweier Werte erlaubt. Das Bestimmtheitsmaß ist ein Wert zwischen 1 (~ 100 % perfekter linearer Zusammenhang) und 0 (~ 0 % kein linearer Zusammenhang).

Abbildung 2 Automatische Messerstation des Instituts für Ökologie, TU Berlin (2014)

Um die Werte der Messungen für die Feuchte verwenden zu können, müssen die Werte von relativer Luftfeuchte in absolute Luftfeuchte umgerechnet und die Taupunkttemperatur betrachtet werden. Bei der Betrachtung von möglicher Nebelbildung, sollte die Taupunkttemperatur genauer untersucht werden. Die Taupunkttemperatur bezeichnet diejenige Temperatur, bei der die Wasserdampfsättigungskonzentration bzw. der Wasserdampfsättigungsdruck der Luft erreicht ist. Die relative Luftfeuchtigkeit beträgt in diesem Zustand φ = 1. Wenn die feuchte Luft unter die Taupunkttemperatur abkühlt, kommt es zu einem Phasenwechsel von gasförmig zu flüssig und ein Teil des in der Luft enthaltenen Wasserdampfes wird als überschüssige Feuchtigkeit in flüssiger Form als Tauwasser ausgeschieden (SCHÖNWIESE 2003: 76). Der Übergang von Wasser zu Wasserdampf stellt den umgekehrten Vorgang dar und tritt aufgrund der Molekularkinetik im gesamten Temperaturbereich zwischen 0° C und < 100° C relativ langsam auf (Verdunstung). In Meeresspiegelhöhe E = p bei 100° C und es kommt plötzlich zu einem schnellen Übergang von flüssig zu gasförmig, dies wird als Sieden oder Verdampfen bezeichnet. Nur eine empirische Zahlenformel nach Magnus für die Temperaturabhängigkeit von E lässt sich angeben:

Formel 1 <m 12>E delim{[}{hPa}{]} = 6.1078 * exp ({17.08085 t} / {234.175 + t})</m> E: Sättigungswasserdampfdruck in hPa
t: Temperatur in °C

(SCHÖNWIESE 2008: 74ff).

Zu einem wichtigen Feuchtemaß relative Lufteuchte U, führt die Existenz von Wasserdampfdruck. Relative Luftfeuchte wird meist in % angegeben, (ebd.) das heißt:

Formel 2 <m>U = {e/E} * 100% = {a/A} * 100% {usw.}</m> U: relative Luftfeuchte
e: Wasserdampfpartialdruck
E: Sättigungswasserdampfdruck
a: absolute Luftfeuchte
A: maximale absolute Luftfeuchte

A stellt dabei die maximale absolute Luftfeuchte dar und U = 100% den Zustand der Sättigung (ebd.).

Die absolute Luftfeuchte stellt einen Luftfeuchteparameter dar. In einem definierten Luftvolumen gibt er den Gehalt an Wasserdampf (Gas) pw an:

Formel 3 <m>p_w = e / {R_w * T}</m> pw: Wasserdampfdichte
e: Wasserdampfpartialdruck
Rw: individuelle Gaskonstante des Wassers = 461,495 J kg-1 K-1)
T: abs. Temperatur

In einem Kubikmeter Luft (m³) wird dieser Anteil meist in Gramm oder Kilogramm Wasserdampf ausgedrückt, allerdings wird in der Meterologie von der absoluten Luftfeuchte gesprochen:

Formel 4 <m>a = 103 * p_w = 103 * {e / {R_w * T}}</m> a: absolute Luftfeuchte
pw: Wasserdampfdichte
e: Wasserdampfpartialdruck
Rw: individuelle Gaskonstante des Wassers (461,495 J kg-1 K-1)
T: abs. Temperatur

(ebd.).

Die relative Luftfeuchte ist im Gegensatz zur absoluten Luftfeuchte von der Lufttemperatur abhängig. Sie stellt ein relatives Maß mit einer Angabe in Prozent dar (SCHÖNWIESE 2003: 75).

Die Globalstrahlung wird gebildet aus der Summe der kurzwelligen direkten Sonneneinstrahlung und der über Streuung an Wolkentropfen, Luftmolekülen und Aerosolteilchen auf die Erdoberfläche einwirkenden diffusen Himmelsstrahlung. Alle Prozesse der Erde, insbesondere der Wärmehaushalt, sind abhängig von der solaren Energiezufuhr. Vom Einstrahlungswert (Intensität der Strahlung oberhalb der Atmosphäre, Solarkonstante) stehen der Erdoberfläche rund 50 % für die Umwandlung in Wärmeenergie zur Verfügung (vgl. HORBERT; LAUER & BENDIX 2006). Diese Energie wird zum Teil direkt in chemische Bindungen festgelegt (Photosynthese) und zum Teil in Wärmeenergie umgewandelt. In Abhängigkeit seiner Temperatur wiederum gibt jeder Körper Strahlungsenergie in Form von Wärmestrahlung ab. Der Tagesgang der Oberflächentemperatur orientiert sich vor allem an den Strahlungsverhältnissen (Wärmestrahlung).

Ergebnisse

Die Temperatur stellt ein thermodynamisches Gleichgewicht dar, wobei ein Energieaustausch zwischen zwei Körpern immer vom höheren zum niedrigeren Potenzial stattfindet. Der Vorgang ist beendet, wenn beide Körper die gleiche Temperatur haben (BANNWARTH et. al. 2011). Die Lufttemperatur steht u.a. dabei in engem Verhältnis zur relativen Luftfeuchte und Globalstrahlung. So ist zum Beispiel eine Temperaturzunahme gegenüber der Ausgangstemperatur abhängig vom Feuchtegehalt der anströmenden Luft und von der Menge des ausgefallenen Niederschlags (WARNECKE 1997). Die Lufttemperaturen steigen von 06:00 Uhr bis zur Erreichung der Maximaltemperatur (10,8 °C) um 14:00 Uhr an. Ab 15:30 Uhr sinkt die Lufttemperatur ab. Dabei ist zu erkennen, dass der untere Sensor von Station 20 und beide Sensoren von Station 50 einen Temperaturunterschied von 0,2 °C im Vergleich zu den anderen im Moor platzierten Temperatursensoren im Tagesverlauf aufweisen.

Abbildung 3: Tagesverlauf der Lufttemperatur der Station 20 bodennah (gepunktet) und in 3 Meter Höhe (gestrichelt)
Abbildung 4: Tagesverlauf der absoluten Luftfeuchtigkeit der Station 20, bodennah (gepunktet) und in 3 Meter (gestrichelt)

Für die absolute Luftfeuchte weisen alle Stationen am 12.11.2014 zu Beginn der Messungen ihren Tiefpunkt auf. Dieser liegt zwischen 7,80 g/m3 (Station 20 in 3 Metern) und 8,54 g/m3 (Station 40 in 3 Metern). Die Tagesverläufe sind annähernd ähnlich, nur auf verschiedener Intensität. Station 40 hat im gesamten Messzeitraum die höchsten Werte, Station 50 die mittleren Werte und Station 20 die niedrigsten. Es konnte kein Niederschlag an den Stationen festgestellt werden.

Bezüglich der Globalstrahlung weist die mittig im Moor befindliche Station 20 die höchsten Messwerte auf, die nördlich exponierte Station 40 die geringsten Werte. Die Messwerte aller drei Stationen verlaufen ähnlich, unterscheiden sich lediglich in der Intensität. Die Maximalwerte der Stationen unterscheiden sich um rund 20 % (s. Tabelle 1).

Abbildung 5: Die Windgeschwindigkeiten und Windrichtungen der drei Stationen, angegeben in m/s. Station 50 misst die niedrigste Windgeschwindigkeit, bei Station 20 und 40 herrscht ein stärkerer Wind von 1 - >1,5 m/s aus Westen.

Die Windgeschwindigkeit ist an Station 20 und an Station 40 ähnlich (zwischen 0 und > 15 m/s, vgl. Abbildung 5), bei Station 40 jedoch am höchsten. Die Windrichtungen unterscheiden sich leicht bei den beiden Stationen, Station 40 tendiert nach Osten und Station 20 nach Nordosten, obwohl auch hier die Tendenz eher nach Osten zeigt. Station 50 weist die niedrigste Windgeschwindigkeit auf (zwischen 0 und 1 m/s), wie Station 20 geht ihre Windrichtung nach Nordosten, obwohl hier eine Tendenz nach Norden zu verzeichnen ist.

Abbildung 6: Tagesverlauf der bodennahen Lufttemperatur und der Globalstrahlung der Station 20. Das Bestimmtheitsmaß für den gesamten Messzeitraum beträgt 20 %.

Grundsätzlich ist ein Zusammenhang zwischen Lufttemperatur und Globalstrahlung zu erkennen, doch ist dieser mit R² = 20 % gering. Die Lufttemperatur folgt vormittags der Globalstrahlung, zum nachmittag reagiert die Lufttemperatur wesentlich langsamer.

Abbildung 7: Korrelation der Globalstrahlung und Lufttemperatur (bodennah) der Station 20 (R² = 0.91) zwischen 9:15 Uhr und 10:30 Uhr.

Betrachtet man die Korrelation der Station 20 während steigender Globalstrahlung, also zwischen 9:15 Uhr und 10:30 Uhr, liegt für das Bestimmtheitsmaß der Station 20 ein sehr hoher Wert (R²=0.91 in Abbildung 7). Bei abnehmender Globalstrahlung (14:00 Uhr bis 16:00 Uhr) fällt der Zusammenhang wiederum eher gering aus (s. Tabelle 1). Bei Station 40 und 50 fallen die Werte für vormittags ähnlich hoch aus (R²=0.87 ), nachmittags ist die Korrelation an der Station 40 nur noch sehr gering ( R²= 0.18), ähnlich gering wie für Station 50 (s. Tabelle 1).

Lufttemperatur in °C   Absolute Luftfeuchte in g/m³   Globalstrahlung in W/m²  Korrelation Globalstrahlung und Lufttemperatur R²  
  MinMaxDifferenz MinMaxDifferenz 12.40 Uhr (Maximum)12.00 Uhr (Sonnenhöchststand)Tagesverlauf9.15 Uhr bis 10.30 Uhr14.00 Uhr bis 16.00 Uhr
Station 20 bodennnah8,3610,82,448,459,611,1546,8720,230,24770,91130,5433
Station 20 drei Meter8,4410,882,447,88,831,03     
Station 40 bodennah8,4610,942,488,549,611,132,9913,80,21960,87020,1844
Station 40 drei Meter8,5210,942,428,549,61,06     
Station 50 bodennah8,2810,652,48,419,541,1336,9915,470,23660,87240,3026
Station 50 drei Meter8,3110,682,378,819,211,03    

Tabelle 1: Übersicht über die Messergebnisse zu Lufttemperatur, absolute Luftfeuchte, Globalstrahlung und Korrelationen zwischen Lufttemperatur und Globalstrahlung zu unterschiedlichen Tageszeiten.

Diskussion

Ein Grund der marginalen Temperaturdifferenzen innerhalb der einzelnen Moorstandorte könnte die Nähe zur Vegetation, im Fall von Station 50 durch den Effekt der Evapotranspiration, darstellen. Bei dieser Form der Verdunstung wird einem Körper Energie in Form von Verdunstungswärme entzogen. Der Körper kühlt ab. Dies erfolgt über die zu verdunstende Flüssigkeit. Die freigesetzte Energie wird nun vom Dampf aufgenommen und dort wo er kondensiert wieder an die Umgebung abgegeben. Die Verdunstung dient dem Energietransport, welcher an den Dampf gebunden ist (WARNECKE 1997). Auch in Bodennähe der Messstation Station 20 könnte durch die Nähe zum Wasser und der umgebenden Vegetation zu erhöhter Verdunstung führen. Vegetationsflächen kühlen sich in Strahlungsnächten durch Ausstrahlung unter die Temperatur der umgebenden Luft ab (WEISCHET & ENDLICHER 2008). Desweiteren könnte die latente Wärme eine Rolle spielen; dabei wird Wärmeenergie bei einem Phasenübergang aufgenommen oder abgegeben, ohne dass sich die Lufttemperatur der Umgebung ändert. Dieser Vorgang könnte bei der Verdunstung um die wassergesättigten Standorte auftreten, wobei die Umgebungslufttemperatur gleich bleibt und sich nicht von der gemessenen Lufttemperatur der anderen Messstationen unterscheiden würde (WARNECKE 1997). Aufgrund sehr ähnlicher Messergebnisse der Lufttemperatur innerhalb der Moorstandorte, sollte abschließend die fehlerhafte Messgenauigkeit der Geräte in Betracht gezogen werden. Die Fehlertoleranz der Sensoren liegt laut Hersteller bei +- 0,4°C und kann somit für die geringen Temperaturabweichungen verantwortlich sein (CAMBELL SCIENTIFIC, INC. 2014). Ein Beispiel dafür sind die an den oberen Sensoren erfassten Lufttemperaturen der einzelnen Stationen, die sich im Tagesverlauf um maximal 0,3 °C unterscheiden. Diese Vermutung lässt sich jedoch nur bei gleichbleibender Lufttemperaturdifferenz bestätigen. Da sich die geringe Abweichung dennoch im Tagesverlauf ändert, kann man hier von einer gesteuerten Differenz ausgehen. Dies bedeutet, dass eine Lufttemperaturabweichung nicht allein durch die Fehlertoleranz zu erklären wäre. Da sich der Fehler in diesem Fall konstant durch die Messergebnisse verfolgen lassen müsste (was nicht der Fall ist), lässt sich daraus schließen, dass es sich bei der Lufttemperaturabweichung um einen prozessgesteuerten Vorgang handelt, so zum Beispiel durch die Einwirkung der Globalstrahlung im Tagesverlauf oder durch die Evapotranspiration der Umgebungsvegetation. Wodurch außerdem bewiesen wäre, dass sich trotz ungünstiger Wetterlage ein andersartiges Kleinklima an unterschiedlichen Standorten im Moor verzeichnen lässt. Die eingangs gestellte Hypothese konnte jedoch nicht belegt werden, wonach die Amplitude der Lufttemperatur von Staion 50 im Tagesverlauf höher sei als bei vergleichbaren Messtationen im Moor. Die größten Lufttemperaturunterschiede innerhalb eines Tagesgangs sind bei Station 40 nachweisbar.

Im Folgenden werden die Einflüsse von Lufttemperatur, Luftfeuchte und Windstärke betrachtet. Tagsüber sind für gewöhnlich die höchsten Windgeschwindigkeiten zu finden, im Gegensatz zur Nacht, was für unsere Messwerte zutrifft. Da keine signifikante Lufttemperaturunterschiede zwischen unteren und oberen Messfühler im Moor gemessen werden ist von einer neutralen Schichtung auszugehen. Dies bedeutet, dass kein Austausch von Luftpakten stattgefunden hat. Eine erhöhte Windgeschwindigkeit ist meist auf eine labile Schichtung zurückzuführen sein, obwohl es bei mittleren Windgeschwindigkeiten eher ungewöhnlich ist (HUPFER & KUTTLER 2005: 327). Am Morgen und in der Nacht wird durch die stabile Schichtung der Vertikalaustausch teilweise komplett unterbunden oder erschwert, so kann die Windgeschwindigkeit nicht bis zum Boden durchdringen. In Bodennähe kommt es dadurch zu einer Windberuhigung, die untere Luftschicht ist in dieser Zeit dynamisch und thermisch entkoppelt (ebd.). Dies wird auch tagsüber geschehen sein, da man durch das Einbeziehen der geringen Unterschiede zwischen Top- und Bottom-Lufttemperatur-Werte (aller Stationen) die Aussage treffen kann.

Bezüglich der absoluten Luftfeuchte kamen bei den unteren Messfühlern die höheren Werte für die Luftfeuchte heraus. Erwartungsgemäß wäre es umgekehrt, denn umso feuchter die Luft, desto geringer die Dichte und leichter die Luft (SCHÖNWIESE 2003: 75). Es gibt aber auch das umgekehrte Phänomen (HUPFER & KUTTLER 2005: 326). Den Oberflächen wird die am Boden aufliegende Luft durch Kondensation (Tauabsatz) entzogen und die Luft wird dadurch trockener (ebd.). Geiger prägte für die beiden Feuchteverteilungen die Begriffe Nasstyp (zum Boden hin Luftfeuchtezunahme) und Trockentyp (zum Boden hin Feuchteabnahme). Tagsüber herrscht durch reduzierte Transpiration von Pflanzen im allgemeinen der Trockentyp und bei Taubildung (nachts oder an feuchten Standorten) vor allem der Nasstyp (ebd.), dies könnte bei den Messfühlern geschehen sein, es sich also bei dem Standort der Messungen um einen Nasstyp handeln. Jedoch muss beachtet werden, dass die Differenzen wieder sehr gering sind und daher könnten die Ergebnisse auch auf die Messtoleranz zurückzuführen sein. Um etwa 11 Uhr stagniert kurzzeitig der Lufttemperaturanstieg bei 10°C. Ein möglicher Grund wäre einsetzende Nebelbildung, bei der Energie in Form von Wärme abgegeben wird (SCHÖNWIESE 2003: 150f). In den umgebenden Wetterstationen gab es jedoch kaum bis keinen Niederschlag (höchstens 0,8 mm/ Tag Lenzen/ Elbe) (DWD 2014). Deswegen kann keine konkrete Aussage über einen Zusammenhang von Nebelbildung und Lufttemperatur getroffen werden.

Die Werte für die Globalstrahlung sind grundsätzlich vor allem von der Wetterlage geprägt. Insgesamt ist die Globalstrahlung eher gering. Zum Vergleich: Der Mittelwert der Globalstrahlung in Deutschland beträgt 100 bis 130 W/m² (VDI 1994). Es sind immer wieder Wolkendecken aufgezogen, was die Schwankungen im Tagesverlauf erklären. So wurde auch die Intensität der Globalstrahlung zum Zeitpunkt des höchsten Sonnenstandes (11:58 Uhr, HOFFMANN 2015) durch eine Wolkendecke abgeschwächt (vgl. Abb.7). Den höchsten Wert erreicht die Station 20, da diese immer frei steht. Die Maximalwerte der Station 50 und 40 sind ähnlich und unterscheiden sich nur um 4 W/m². An den Maximum-Werten erkennt man außerdem, dass an Station 50 etwas höhere Werte gemessen werden als an Station 40, da diese wegen der südlichen Waldrandlage weniger Strahlung einfängt. Jedoch führte die Stärke der Strahlungsintensität an Station 50 nicht zu höheren Lufttemperaturen (außerhalb der Messtoleranz). Betrachtet man den Zusammenhang zwischen der Globalstrahlung und der Lufttemperatur (bodennah) für den kompletten Tagesverlauf, erkennt man an den Werten für R², die sich für alle Stationen zwischen 21 % und 25 % bewegen, dass es einen eher geringen Zusammenhang zwischen Globalstrahlung und Lufttemperatur gibt. Dies ist vor allem den Wetterverhältnissen geschuldet. Die Entstehung eines Mikroklimas wird vor allem beeinflusst von den Faktoren Oberflächeneigenschaft (Strahlungseigenschaften der Erdoberfläche und Eigenschaften der obersten Bodenschichten, wie Wärmeleitfähigkeit), den Gebietseigenschaften (Höhenlage, Geländestruktur) und der großräumigen Wetterlage (Hoch-, Tiefdruckgebiete, Strömungsverhältnisse etc.) (BENIDX 2004). Der Tagesgang der Oberflächentemperatur wird wesentlich beeinflusst von der Strahlungseigenschaft der Oberfläche. Jede Oberfläche, auf die Strahlung trifft, reflektiert und absorbiert diese (BAEHR & STEPHAN 2010). Festkörper besitzen unterschiedliche Eigenschaften bezüglich ihres Absorptionsvermögens und ihrer Emissionsstrahlung. Die thermische Strahlung (als Teil der Emissionsstrahlung) eines Körpers hängt zum einen von seinen Materialeigenschaften und seiner Temperatur ab. So wird fester Sand (Untergrund Station 50) schneller erwärmt als Wasser (Untergrund Station 20 und 40) und strahlt mehr bzw. früher Wärme aus als Wasser (STEWART 1983; TAUSCH 1993). Demnach sollte die bodennahe Lufttemperatur für Station 50 (Untergrund fester Sand) die höhere Lufttemperatur aufweisen (misst die niedrigste), allerdings sind Unterschiede zwischen den Messwerten zu den andern Stationen innerhalb der Messtoleranz und können nicht gewertet werden. Die Wolkenbedeckung führte dazu, dass sich die spezifischen Strahlungseigenschaften der Oberflächen kaum ausbilden konnten und somit die übergeordnete Wetterlage die Ausprägung eines Mikroklimas und folglich eine Ausprägung von mikroklimatischen Unterschieden zwischen den Standorten stark unterdrückt. Legt man die Graphen für Globalstrahlung und Lufttemperatur übereinander (Abbildung 6), erkennt man, dass die Lufttemperatur der Globalstrahlung bis zum Maximum etwa folgt. Die Maximalwerte der Lufttemperatur und der Globalstrahlung sind dabei etwa zwei Stunden versetzt. Danach flacht die Lufttemperatur sehr viel langsamer ab als die Globalstrahlung. Die Korrelation für den Zeitraum 9.15 Uhr bis 10.30 Uhr (hohe Änderungsrate der Globalstrahlung, rund 27 bis 37 W/m²) beträgt für alle Stationen zwischen 87 % und 91 %. Die Globalstrahlung hat demnach einen starken Einfluss auf die Lufttemperatur. Zum Nachmittag hin ändert sich dies. Die niedrigen R²-Werte zur Korrelation zwischen Globalstrahlung und Lufttemperatur zwischen 14 bis 16 Uhr (s. Tabelle 1) lassen vermuten, dass zum Nachmittag hin, wenn die Globalstrahlung abnimmt, andere Faktoren die Lufttemperatur bestimmen. Da der Bodenwärmestrom nicht gemessen wurde, lassen sich jedoch keine konkreten Aussagen zur Wärmestrahlung der Oberflächen machen. RANEY et al. (2013) stellten in ihren Untersuchungen zum Kleinklima eines Niedermoors in den gemäßigten Breiten fest, dass sich in Pflanzengesellschaften sowohl auf trockenen Standorten wärmere Bodentemperaturen entwickeln als auch auf feuchten Standorten. Dies würde auch dafür sprechen, dass sich höhere Lufttemperaturen bei Station 50 entwickeln, was jedoch durch die Messungen nicht bestätigt werden kann. Ein weiterer Grund für die langsame Abkühlung der Lufttemperatur ist außerdem die Wolkendecke, da sie die Wärmestrahlung der Oberfläche wieder zurückwirft.

Schlussfolgerung

Die eingangs gestellte Hypothese, Station 50 als sonniger und trockener Standort weise eine höhere Amplitude im Tagestemperaturverlauf auf als nasse Standorte (Station 20 und Station 40), lässt sich nicht bestätigen. Der Verlauf der bodennahen Lufttemperatur an Station 20 weist den größten und an Station 50 in drei Metern den geringsten Unterschied auf. Die Unterschiede der Messwerte liegen innerhalb der Messfehlertoleranz und lassen zur Hypothese keine klare Aussage zu. Dies ist vor allem der Wetterlage geschuldet. Wegen der dichten Wolken konnte sich keine autochtone Wetterlage bilden und folglich kein eindeutiges spezifisches Kleinklima ausbilden. Dennoch kann man an der Differenz des Tagestemperaturverlaufs erkennen, die zum Nachmittag hin größer ist, als vormittags, dass sich ein Kleinklima abbildet. Bei der absoluten Luftfeuchte stellten sich zu erwartende Werte ein, da Station 40 auf feuchtem Untergrund steht und zusätzlich Transpiration des nahen Waldes erfährt. Es sollten an dieser Stelle noch Untersuchungen zur Vegetation (Evapotranspiration) gemacht werden, um weitere Einflüsse auf die Lufttemperatur zu untersuchen. Zwischen Lufttemperatur und Globalstrahlung zeigte sich ein Zusammenhang während zunehmender Intensität der Globalstrahlung. Zum Nachmittag hin zeigt sich wiederum, dass die Bewölkung die Ausbildung spezifischer Oberflächentemperaturen unterdrückt. Um über die Wärmeemission der Oberflächen Aussagen treffen zu können, müssten weitere Messungen zum Bodenwärmestrom durchgeführt werden. Ein idealer Messaufbau wäre daher um die Messung des Bodenwärmestroms und die Messung zur Transpiration ergänzt. Zudem ist eine autochtone Wetterlage erforderlich, damit sich messbare Kleinklimata ausbilden können.

Literaturverzeichnis

BAEHR, H.D.; STEHPAHN, K., 20101: Wärme- und Stoffübertragung. 10. Auflage. Springer. Stuttgart.

BANNWARTH, H.; KREMER, B. K.; SCHULZ, A. (2011): Basiswissen, Physik, Chemie und Biochemie. 2. Auflage. Springer-Verlag Berlin Heidelberg BENIDX, J.: Geländeklimatologie. Bornträger. Stuttgart.

BENDIX, J.; LAUER, W. (2006): Klimatologie. Bildungshaus Schulbuchverlage. Braunschweig.

CHRISTIAN MÜNCH GMBH (2015): Globalstrahlung. [Online]: http://www.photovoltaik.org/wissen/globalstrahlung [30.03.2015].

DWD (HRSG.)(2015): DWD - Stationslexikon. [Online]: http://www.dwd.de/bvbw/generator/DWDWWW/Content/Oeffentlichkeit/KU/KU2/KU21/stationsinformationen/german/stationslexikon,templateId=raw,property=publicationFile.html/stationslexikon.html [31.07.2015].

DIERSSEN, K. & DIERSSEN, B. (2001). Moore (Ökosysteme Mitteleuropas aus geobotanischer Sicht). Eugen Ulmer. Stuttgart.

EUROPEAN UNION, 1995 - 2015: Natura 2000 Network Viewer [Online]: http://natura2000.eea.europa.eu/# [04.08.15]

HEATHWAITE, A.L., PRICE, J.S., BAIRD, A.J. (2003): Hydrological processes in abandoned and restored peatlands: An overview of management approaches. In: Wetlands Ecology and Management. Heft 11, Ausgabe 1-2 , S 65-83

HOFFMANN, T. (2012-2015): Sonnenverlauf [Online]:http://www.sonnenverlauf.de/#/53.0082,11.7499,8/2014.11.12/11:11/1 [30.03.2015].

EDOM (2001), zit. nach: INTERNATIONAL MIRE CONSERVATION GROUP AND INTERNATIONAL PEAT SOCIETY (IMCGIPS) (2002): WISE USE OF MIRES AND PEATLANDS - BACKGROUND AND

PRINCIPLES INCLUDINGA FRAMEWORK FOR DECISION-MAKING. Saarijärven Offset Oy, Saarijärvi, Finland.

NEUHÄUSLER (1975): Hochmoore am Teich Velké Dárko. Vegetace CSSR A9, S. 267.

RANEY, P.A.; FRIDLEY, J.D.; LEOPOLD, D.J.: Characterizing Microclimate and Plant Community Variation in Wetlands. In Wetlands (2014) 34:43-53.

SCHMIDT, B. (1997): Vergleichende Untersuchungen zum Mikroklima von Schlenkengewässern und Pflanzenbeständen in Mooren des Alpenvorlandes mit Hinweisen zu Libellen (Odonaata). Telma 27, 35-59

SCHÖNWIESE, C.-D. (2003): Klimatologie. 3. Aufl., Eugen Ulmer. Stuttgart.

STEWART, G. R. (1983): Measurement of low-temperature specific heat. In: Rev. Sci. Instrum. Nr. 54, S. 1–11.

TAUSCH, M. (1993): Chemie SII, Stoff - Formel - Umwelt. C.C. Buchners Verlag. Bamberg.

UNI DÜSSELDORF (HRSG.) (O.J.): Kälte durch Verdunstung. [Online]: http://www.uni-duesseldorf.de/MathNat/Biologie/Didaktik/Wasserhaushalt/dateien/3_transp/3_wasser/dateien/4_kalt.html [30.03.2015].

VDI-Richtlinie 3789 Blatt 2: Umweltmeteorologie - Wechselwirkungen zwischen Atmosphäre und Oberflächen - Berechnung der kurz- und der langwelligen Strahlung, Beuth-Verlag, Berlin 1994

WARNECKE, G. (1997): Meteorologie und Umwelt. 2. Auflage. Springer-Verlag Berlin. Heidelberg.

WEISCHET, W., ENDLICHER, W. (2008): Einführung in die Allgemeine Klimatologie. 7. Auflage. Gebr. Borntraeger Verlagsbuchhandlung Berlin. Stuttgart.


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