Die beiden kürzlich aufgetretenen Flutereignisse in NRW und Zhenghzou/China wurden durch Starkregen verursacht, das ist bei nahezu jeder Flut der Fall (Schneeschmelze oder Sturmfluten mal ausgenommen). Allerdings führt nicht jeder Starkregen sofort zu Überflutungen und darüberhinaus gibt es verschiedene Ursachen für Starkregen. Auf letztere gehe ich hier näher ein.

Um Niederschlag zu bilden braucht es feuchte Luft, die über ihr Kondensationsniveau (Wolkenuntergrenze) und darüber hinaus gehoben wird. Beim Aufstieg kühlt sie sich ab, zunächst mit rund 1 Kelvin (Grad) pro 100 Höhenmeter, sobald Wolkenbildung auftritt dann noch mit rund 0.4 bis 0.9 K/100m, je nach Temperatur. Diese Abkühlungsrate nennt man feucht-adiabatischen Temperaturgradient, den brauchen wir gleich nochmal bei der Betrachtung des Temperatureinflusses. Mit der Abkühlung wird schrittweise Wasserdampf in Form von Wolkentröpfchen (oder -eis) frei, die dann durch verschiedenste Umwandlungsprozesse zu Regentropfen/Schneeflocken/Graupel werden können und umgekehrt. Wenn sie schwer genug sind, um gegen den Auftrieb in der Wolke nach unten zu fallen, erreichen sie irgendwann den Boden als Niederschlag.

Starkregen ist dann die logische Fortführung dieser Prozesse, nur eben in verschärfter Form. Dabei sind 3 Kernkriterien entscheidend:

• die Rate mit der Wolken- und später Regentröpfchen gebildet werden, hängt maßgeblich vom Auftrieb (der Vertikalgeschwindigkeit in Meter pro Sekunde, m/s) ab. Je stärker es hoch geht, desto mehr Wasserdampf muss zwangsläufig kondensieren.
• die Menge an Wasserdampf, die freigesetzt wird pro m/s Vertikalwind. Hier kommt die Temperatur ins Spiel und auch der feucht-adiabatische Temperaturgradient. Wärmere Luft kann mehr Wasser aufnehmen und — wenn man sie ausreichend hoch hebt — auch mehr Wasser wieder in Form von Tropfen abgeben. Allerdings nimmt der feucht-adiabatische Temperaturgradient betragsmäßig ab je wärmer es wird. D.h. bei hohen Temperaturen kühlt sich die Luft beim Aufstieg in der Wolke weniger schnell ab als bei kalten Temperaturen. Man muss das Luftpaket also höher heben, um die gleiche Wirkung zu haben wie bei kälterer Luft.
• die Zeit während der es an einem Ort regnet (vereinfacht ausgedrückt), da die Gesamtmenge ein Produkt aus Intensität und Zeit ist.

Eine zentrale Rolle bei der aktuellen Diskussion rund um die Flutkatastrophen spielt die Frage, inwiefern ein wärmeres Klima zur Intensivierung und zum häufigeren Auftreten von Starkregen führt. Dabei wird gern als einfache Erklärung die gesteigerte Aufnahmefähigkeit für Wasserdampf bei wärmerer Luft angeführt. Zwar ist die Faustformel richtig, dass bei 1 Grad Erwärmung rund 7% mehr Wasserdampf in der Säule gespeichert werden kann. Jedoch gibt es verschiedenste Einschränkungen, die diese Zahl nicht 1:1 auf die Niederschlagsintensität übertragbar machen. Um es vorweg zu nehmen: 40 mm Wasserdampfgehalt bedeuten keineswegs, dass 40 mm als maximaler Niederschlag fallen werden/können/müssen.

1. Wärmere Luft kann mehr Wasserdampf aufnehmen, wie anhand der Karte der maximalen Aufnahmefähigkeit (links, gesamte Säule in [mm]) gegen die Temperatur in 850 hPa (rechts, ca. 1500m, [°C]) zu sehen ist:

Das heißt aber auch, dass z.B. über Gebirgen automatisch weniger Wasserdampfgehalt möglich ist als im Tiefland. Dennoch gibt es dort häufig die stärksten Niederschläge. Dazu gleich mehr. Ich möchte ebenfalls nicht unerwähnt lassen, dass der Wasserdampf auch erstmal in die Luft gebracht werden muss, und zwar nicht nur bodennah sondern bis in höhere Luftschichten, das ist kein Selbstläufer.

2. Gehen wir weiter wir mit der Tatsache, dass Wolken nicht einfach „ausregnen“. Der Wasserdampfgehalt (im Englischen traditionell precipitable water genannt) der Luftmasse im Rahmen der NRW-Flut lag bei rund 35-43 mm in NRW:

https://kachelmannwetter.com/de/modellkarten/sui-hd/2021071400/deutschland/atm-niederschlagswasser/20210714-1000z.html
Die Luftmasse im regenfreien Bereich wies über 40 mm auf, im Bereich des Starkregen (Eifel-Köln usw.) noch ca. 35-40, stromabwärts (also südlich „hinter“ dem Regen) immer noch rund 30 mm. Je nach Effizienz der Niederschlagsprozesse kann man davon ausgehen, dass 60-80% des ursprünglichen Wasserdampfs auch nach dem Starkniederschlag noch vorhanden sind.

3. Diese Lücke schließt ein anderer, eigentlich noch wichtigerer Prozess: die Zufuhr von feuchter Luft mit dem Wind (Advektion). Ein Beispiel: es regnet 150 mm in 24 Stunden in Köln. Die Luftmasse kommt mit 40 mm Wasserdampfsäule an und wir nehmen an, dass 20% davon als Regen ausfallen (die Niederschlagseffizienz bzw. der Grad des „Ausregnens“). Dann hätten wir einmalig 8 mm erreicht. Um auf 150 mm zu kommen, muss also unverbrauchte Luft nachströmen und zwar über längere Zeit und schnell genug, um den Verlust des Wasserdampfs ausgleichen zu können. In Amerika kennt man diese Zutat vor allem an der Westküste, wenn der „Pineapple Express“ als langgestrecktes Förderband mit WSW-Wind feucht-warme Luft aus der Gegend um Hawaii gegen die Küstengebirge drückt.

4. Die Effizienz, mit der die gesättigte Luft ausgequetscht wird, hängt u.a. davon ab, wie hoch die Hebung (das Aufsteigen) reicht. Wärmere Luft muss höher gehoben werden als kältere, um die gleiche Effizienz zu erreichen. Das ist per se nicht selbstverständlich. Eine um 1 Grad wärmere Luftmasse mit rund 7% höherem maximalen Wasserdampfgehalt wird nur dann ihre 7% als zusätzlichen Regen beisteuern, wenn sie zugleich auch höher angehoben wird als die um 1 Grad kühlere Luft, sonst reduziert sich der Aufschlag auf deutlich unter 7%.
Das erklärt auch, warum es im Winter immer wieder mal >100 mm in 24 Stunden z.B. im Schwarzwald gibt, obwohl diese Luftmasse weniger als die Hälfte des Wasserdampfs mit sich führt als das sommerliche Starkregenpendant.

5. Zuguterletzt bleibt noch die Frage, was überhaupt dazu führt, dass die Luftmasse aufsteigt bzw. gehoben wird. Hier gibt es 3 Hauptbeiträge: Hebung an Fronten, Steigungsregen am Gebirge und Konvektion (Schauer/Gewitter). Die ersten zwei sind zwingend mit (viel) Wind verbunden, der die Luft auf das Hindernis (Front, Berg) schiebt und dabei anhebt. Bei Konvektion ist es dagegen selbständiges Aufsteigen, dort reicht die freigesetzte Kondensationswärme aus, um die Wolke wärmer zu machen als ihre Umgebung, Auftrieb ensteht. Hierbei kommen oft deutlich höhere Vertikalgeschwindigkeiten zustande als in Fronten oder am Gebirge. Damit hätten wir dann auch einen Punkt, warum feucht-warme und labile Luft potenziell Starkregen befördern kann. Voraussetzung dafür ist eine relativ geringe Windscherung und hohe Feuchte in größerer Höhe, sonst nimmt die Tendenz zu Hagel zu ebenso wie die Verdunstung auf dem Weg zum Boden, wenn der Regen durch trockenere Luft hindurch fällt. Eine Zunahme von klassischen Schwergewittererscheinungen wie Hagel und Tornados zeitgleich mit Starkregen ist also diskutabel, weil sie etwas andere Zutaten erfordern.

Wenn man all diese abmildernden oder verschärfenden Kriterien zusammenbringt, stellt man fest, dass es diverse Kombinationsmöglichkeiten gibt, die — aus Sicht der physikalischen Prozesse — keine pauschale Aussage erlaubt, ob eine weitere Erwärmung automatisch zu mehr Starkregen führt. Das theoretische Maximum erhöht sich, wenn man annimmt, dass sich der mögliche Wasserdampfgehalt erhöht (gesichert) und zugleich die abmildernden Prozesse wie geringere Effizienz oder weniger Wind/Nachschub durch andere Effekte wie höher reichende Wolken und stärkere Vertikalbewegung ausgeglichen werden (durchaus plausibel). Praktisch spielt dann auch noch die Auftrittshäufigkeit eine Rolle, nicht nur das theoretische Maximum.

Ein Aspekt, der im Zusammenhang mit der Erderwärmung wichtig zu erwähnen ist, ist die Tendenz zu höheren konvektiven Anteilen (die sogenannte Labilisierung). Das bedeutet je wärmer es wird, desto mehr werden Schauer/Gewitter die eher stabil geschichteten Niederschlagsprozesse an Fronten oder am Gebirge ablösen. Damit erhöht sich die Wahrscheinlichkeit für punktuell höhere Niederschläge*, während es nebenan kaum regnet. In der Regel sind Gewitter aber nicht stationär, in den Fällen wo das — wie in Zhenghzou oder in Hagen/NRW — passiert, steigt das Risiko für Überschwemmungen. Die Stationarität solcher Prozesse hängt wiederum in erster Linie vom Windfeld der näheren und weiteren Umgebung ab. Ob und wie quasi-stationäre Konvektion mit dem Klimawandel ab- oder zunimmt, ist Gegenstand der Forschung, aber bisher nicht eindeutig absehbar.

Einen ganz zentralen Punkt habe ich bis hierhin ausgeklammert: für Starkregen braucht es irgendeine Form von Tiefdruck, um a) bodennah Konvergenz zu erzeugen und b) in der Höhe relativ kühle Luft für den Aufstieg vorzufinden. Die Häufigkeit des Auftretens bestimmter Wetterlagen ist also neben dem Potenzial der Luftmasse dafür entscheidend, ob Starkregen zunimmt oder nicht. Das führt in den Bereich der Statistik, hier gibt es nach wie vor keine klare Tendenz zu generell mehr Tiefdruck oder mehr Hochdruck. Der vom Menschen gemachte Klimawandel verändert aber die Dominanz von Druckmustern (Azorenhoch, Islandtief, Skandinavienhoch usw.) und damit auch recht wahrscheinlich die Häufigkeit von Starkregen, je nach Region und Jahreszeit durchaus verschieden. Das ist aber ein Thema für sich.

* In Deutschland gibt es nach einer aktuellen DWD-Studie in den letzten 20 Jahren einen leicht positiven Trend bei 1- bis 2-stündigen Starkniederschlägen durch Verschiebung in Richtung konvektiver Anteile, siehe:
https://www.dwd.de/DE/leistungen/besondereereignisse/niederschlag/20210721_bericht_starkniederschlaege_tief_bernd.pdf?__blob=publicationFile&v=5
20 Jahre sind zwar nicht unbedingt genug, um sichere Aussagen zu machen, hinzu kommen Radarsystemupgrades in den Jahren 2005 und 2015. Dennoch erscheint der Trend plausibel.