Bild 1: Modellsystem von BodenseeOnline
Die Strömungsverhältnisse und die Wasserqualität im Bodensee werden im Rahmen von BodenseeOnline mit Hilfe von numerischen Modellen simuliert. Dazu werden die vom Center of Water Research der University of Western Australia entwickelten Modelle verwendet. Für die dreidimensionale hydrodynamische Modellierung kommt das Modell ELCOM zum Einsatz. Für Wasserqualitätsfragestellungen wird das hydrodynamische Modell ELCOM mit dem ökologischen Modell CAEDYM gekoppelt. Das zweidimensionale Windfeld über dem Bodensee wird mit Hilfe eines Windmodells berechnet.
Der Wind ist die treibende Kraft für die Ausbildung von Strömungen in Seen. Im Rahmen der Simulation der hydrodynamischen Verhältnisse in BodenseeOnline sind daher Windgeschwindigkeit und Windrichtung wesentliche Randbedingungen.
Die Bestimmung dieser Windfelder erfolgt zum einen auf Basis der vorhandenen Messwerte, zum anderen auf der Basis der Prognosedaten des Deutschen Wetterdienstes (DWD). Damit lassen sich sowohl aktuelle und in der Vergangenheit liegende Situationen analysieren, als auch Prognosen für die nahe Zukunft erstellen.
Im Rahmen von BodenseeOnline wird für die Windfeldberechnung das massenkonsistente divergenzfreie diagnostische Strömungsmodell MCF eingesetzt. Die Lösung der für die Berechnung der Windverhältnisse verwendeten numerischen Verfahren erfolgt in horizontaler Richtung in einem kartesischen, in vertikaler Richtung in einem geländefolgenden Gitter. Ein solches dem Gelände angepasstes Gitter mit variablen Maschenweiten ermöglicht eine hohe Auflösung vor allem in der Nähe der Oberfläche und somit eine detaillierte Berechnung der Windverhältnisse in den für die hydrodynamischen Berechnungen wesentlichen oberflächennahen Schichten.
Seeweite interne Strömungen und Wassermassenbewegungen werden vom Wind als dominierender Antriebskraft angefacht. Durch die Windwirkung entstehen interne Wellen im See, welche von der temperaturbedingten Dichteschichtung, von der Topographie des Seebodens und der Uferbereiche und von der Erdrotation beeinflusst werden. Zusätzlich wirken sich die Zuflüsse lokal auf das Strömungsfeld aus.
Hierbei kam das dreidimensionale hydrodynamische Modell ELCOM (Estuary, Lake and Coastal Ocean Model) zum Einsatz, das vom CWR (Centre for Water Research, University of Western Australia) entwickelt wurde. Das Modell berechnet Strömung, Wassertemperatur und Transport von Wasserinhaltstoffen mit Hilfe der instationären Reynolds-Gleichungen auf einem festen dreidimensionalen Modellgitter.
Das horizontale Modellnetz weist ein quadratisches Grundraster von 400 x 400 m auf. Im Bereich des Alpenrheines und anderer Zuflüsse ist dies lokal bis auf 100 m Gitterabstand verfeinert. In vertikaler Richtung ist es wichtig, die Entwicklung der thermischen Schichtung und die hydrodynamischen Prozesse infolge interner Schwingungen nachbilden zu können. Aus diesem Grund ist das Modell in vertikaler Richtung mit Schichtdicken von 2,5 m in den oberen 80 m diskretisiert. Darunter sind die Schichtdicken maximal 10 m. Die zeitliche Diskretisierung orientiert sich am Modellnetz und wurde auf 40 Sekunden gelegt, um das Courant-Kriterium einzuhalten, damit sich ein Stoff innerhalb eines Zeitschrittes aufgrund des Geschwindigkeitsfeldes nicht mehr als eine Modellzellenlänge bewegt.
Das großräumige dreidimensionale Strömungsfeld im Bodensee wird hauptsächlich vom Wind bestimmt. In Bild 3 ist beispielhaft eine Momentaufnahme des Strömungsfeldes dargestellt, das sich an der Seeoberfläche bei schwachem bis mäßigem Wind aus Westsüdwest, der vorherrschenden Windrichtung am Bodensee, ergibt.
Durch die windinduzierte Verdriftung der oberflächennahen Wasserschichten werden interne Schwingungen des gesamten geschichteten Wasserkörpers ausgelöst (interne Wellen). Dabei entsteht ein komplexes Strömungsfeld, wie dies in Bild 4 anhand von Ergebnissen aus der Messkampagne 2001 dargestellt ist.
Bild 4 zeigt die Auslenkung der Thermokline, welche durch Reflektion an den Rändern zur Entstehung von internen Wellen führt. Das an der Station S2 gemessene Temperaturprofil ist in Farbe für den Zeitraum vom 24. 10. bis zum 16. 11. 2001 dargestellt. Die entsprechenden Simulationsergebnisse sind als schwarze Linien darüber gelegt. Zu Beginn zeigt das Modell in guter übereinstimmung mit der Messung die Kelvinwelle, deren Periode hier etwa 90 Stunden beträgt [1]. Zwischen dem 6. und dem 9. 11. verursachte starker Wind aus WSW eine Verschiebung des warmen Oberflächenwassers in den Ostteil des Sees. Am gezeigten Messpunkt steigt kälteres Wasser aus der Tiefe auf, die Wassertemperaturen an der Oberfläche sinken kurzfristig bis auf 7,5 °C ab.
Nach heftigem Regen in den Alpen am 22. August 2005 führten der Rhein und die Bregenzerach am 23. August extremes Hochwasser. Der hohe Oberflächenabfluss war mit einer hohen Sedimentfracht verbunden. Der maximale Abfluss in Rhein und Bregenzerach betrug 2600 beziehungsweise 1350 m³/s, was im Rhein einem 100-jährlichen Hochwasser entspricht und im Fall der Bregenzerach sogar noch höher liegt.
Bild 5: Starkregenereignis August 2005.
In Bild 5 sind die Auswirkungen des Hochwassers auf die Hydrodynamik skizziert: Die Schwebstofffracht (1) erhöht die Dichte des warmen Flusswassers so stark, dass es an der Mündung in den See abtaucht, wobei auch noch wärmeres Oberflächenwasser eingemischt wird, und am Grund des Sees entlang mehr als 20 km weit bis zum tiefsten Punkt zwischen Fischbach und Uttwil absinkt (2). Mit abnehmender Geschwindigkeit und Turbulenz im Dichtestrom an der Seesohle fallen die gröberen Fraktionen der Sedimentfracht aus (3), die Dichte nimmt ab, und das warme Wasser steigt mitsamt den verbliebenen feineren Sedimenten unter Einmischung kalten Tiefenwassers wieder auf (4), bis es die Höhe der neutralen Schicht erreicht hat, in der die Dichte des aufsteigenden Wasserstroms der Umgebungsdichte im See entspricht. Dies ist ein räumlich heterogener Prozess, bei dem das warme Wasser in Auftriebsstrahlen von Metern bis Zehnermetern Durchmesser aufsteigt und dabei kaltes Umgebungswasser einmischt, welches gleichzeitig aus Kontinuitätsgründen auch etwas absinkt. Die aufgestiegene Schwebstoffwolke wird im Bereich der Thermokline mit der Seeströmung verdriftet (5) und sogar im überlinger See noch als erhöhte Trübung an der Wasserentnahme der BWV beobachtet. Auf dem Foto der Alpenrheinmündung ist der höhere Schwebstoffgehalt an der helleren Farbe deutlich zu erkennen. Kurz nach der Mündung verschwindet das Flusswasser aufgrund seiner höheren Dichte in die Tiefe (Rheinbrech).
Modellierung
Zur Modellierung der oben beschriebenen Prozesse wird das hydrodynamische Modell ELCOM mit dem Wasserqualitätsmodell CAEDYM gekoppelt, mit dem Dichteeffekte durch suspendiertes Material und das Absinken von Schwebstoffen simuliert werden kann. Aus Dichte und Konzentration der Schwebstoffe ergibt sich die Dichte des Wassers wie folgt:
ρges= ρw+∑(1- ρw/ ρsed) · csed
Die Sinkgeschwindigkeit wird nach dem Stokes'schen Gesetz aus Dichte und Durchmesser der Teilchen errechnet. Zur Erfassung der Sedimentfracht, welche in der Natur ein Spektrum von 1 bis 40 µm aufwies, wurden im Modell zwei Korngrößen verwendet: 4 µm für das Feinsediment und 20 µm für die Grobsedimente. Auch Resuspensionsprozesse werden vom Modell anhand der kritischen Sohlschubspannung für jede Sedimentklasse berücksichtigt.
Im November 2007 unternahm der Zweckverband Bodenseewasserversorgung eine Messkampagne mit dem Ziel der Identifizierung des Wasserkörpers der Schussen im Bereich der Mündung in den Bodensee anhand von Wassergüteparametern. Dazu wurden an 15 Messpunkten (s. Bild 6) sowohl Wasserproben entnommen als auch mit Multiparametersonden Temperatur, Leitfähigkeit und Sauerstoffgehalt gemessen. Zu diesem Zeitpunkt führte die Schussen Niedrigwasser, der Abfluss betrug etwa 5 m³/s. Die Untersuchungen ergaben, dass der Zufluss nur im Flachwassergebiet direkt an der Mündung (blaues Polygon) nachweisbar ist und nach der Haldenkante (gelbes Polygon) weder anhand der Leitfähigkeit noch mit Hilfe von Spurenanalytik nachgewiesen werden kann.
Bild 7: lokale Netzverfeinerung an der Schussenmündung.
In Grau ist das ursprüngiche Modellnetz mit einer Maschenweite von 400 m * 400 m dargestellt,
in Schwarz die lokale Verfeinerung. Für die Flachwasserzone mit Wassertiefen von unter 3 m ist die Morphologie in Blautönen angedeutet
Um diese Situation modelltechnisch nachzubilden, wurde das Diskretisierungsnetz im Bereich der Schussenmündung auf 20 m x 20 m verfeinert. Die Morphologie des Mündungsgebietes wurde anhand der Daten aus der internationalen Bodensee-Tiefenvermessung von 1990 so genau wie möglich nachgebildet (Bild 7).
Bild 8: Berechnete Strömungsverhältnisse an der Schussenmündung bei Niedrigwasser (links) und Hochwasser (rechts).
Bild 8 zeigt die Strömungsverhältnisse im Umfeld der Schussenmündung bei einem Zufluss von 5 m³/s in den ruhenden See. Nach wenigen hundert Metern ist der Strahlimpuls verschwunden. Ebenfalls dargestellt ist das Strömungsfeld bei Hochwasser mit einem Abfluss von 100 m³/s. Die Geschwindigkeiten sind hier zwar wesentlich höher, die Energiedissipation infolge Sohlreibung und Turbulenz im Flachwasserbereich sorgt aber dafür, dass sich selbst bei Hochwasser kein Impulsstrahl ausbildet, sondern eine fächerförmige Ausbreitung erfolgt.
Bild 9: Berechnete Strömungsverhältnisse an der Schussenmündung bei veränderter Topographie.
Prinziprechnungen für Einleitung in flaches Wasser (links) und tiefes Wasser (rechts).
Ohne den Einfluss der Sohle dagegen würde der Zufluss von 100 m³/s einen deutlichen Impulsstrahl von 2 bis 3 km Länge bilden (Bild 9).
Bild 10 Differential Cooling: Simulation von Tiefenwassererneuerung durch Abkühlung der Flachwasserzone (FWZ).
Prinziprechnungen für die Friedrichshafener Bucht
Gebiete mit geringen Wassertiefen kühlen bei kalter Witterung schneller aus als das Freiwasser. Da das kalte Wasser eine höhere Dichte besitzt als der Rest des Sees, strömt es an der Sohle entlang in die Tiefe, wo es als kälteres und sauerstoffreiches Oberflächenwasser detektiert werden kann (Bild 10). Dieser Vorgang trägt zur Tiefenwassererneuerung bei und kann vor allem in milden Wintern von großer Bedeutung sein. Daher ist anzunehmen, dass diesem so genannten Differential Cooling im Zuge der Klimaerwärmung noch größere Bedeutung zukommen wird.
Bei der Modellierung der temperaturbedingten Dichteströme ist zu beachten, dass die Dichteströme in der Natur als lokale Instabilitäten meist nur geringe Ausdehnungen haben und im Modell der scharfe Temperaturgradient durch die vergleichsweise grobe Diskretisierung und numerische Dispersion abgeschwächt wird. Dennoch ist es möglich, die Effekte des differential coolings wie in Bild 10 gezeigt nachzubilden.
Für die ökologische Simulation des Bodensees wurde das Model CAEDYM (Computational Aquatic Ecosystem Dynamics Model) vom Centre for Water Research der University of Western Australia verwendet. Es beinhaltet dieKomponenten der klassischen Nahrungskette (Nährstoffe, Algen, Zooplankton, Fische), verschiedene Sediment-Freiwasser-Interaktionen, Gasaustauschprozesse, sowie Elemente des mikrobiellen Nahrungsnetzes. Das System ist modular aufgebaut und die Komplexität des Nahrungsnetzes und der Stoffumwandlungsprozesse kann in verschiedenen Stufen simuliert werden. Für den Bodensee haben wir uns dafür entschieden, das planktische Nahrungsnetz mit höherer Komplexität zu simulieren (4 Phytoplanktongruppen, 1 Zooplanktongruppe), während die Fische, das mikrobielle Nahrungsnetz und das Sediment nicht als eigene Zustandsgrößen repräsentiert werden, sondern die damit assoziierten Prozesse auf aggregierter Ebene durch empirische Formeln abgebildet werden.
Für die Anwendung von CAEDYM auf den Bodensee wurden 4 funktionelle Typgruppen des Phytoplanktons gemäß Bild 11 definiert. Mit dieser einfach zu handhabenden Einteilung in kleine und große Algen bzw. in Diatomeen (Kieselalgen) und nicht-Diatomeen können elementare funktionelle Eigenschaften assoziiert werden. So sind z.B. kleine Arten gut fressbar für das Zooplankton und schnellwüchsiger als große Arten. Diatomeen benötigen Silizium zum Wachstum. Außerdem sinken sie schneller durch ihre schweren Kieselpanzer.
Eine Zuordnung der vorkommenden Algenarten in diese vier Gruppen ist weiterhin leicht möglich. Die Dynamik der vier Gruppen im Freiland zeigt typische Muster in der saisonalen Sukzession der funktionellen Phytoplankton-Typgruppen. So kommen kleine Diatomeen vor allem im Frühjahr vor, während große Diatomeen im Sommer nach der Klarwasserphase dominieren. Kleine nicht-Diatomeen kommen im Frühsommer zur Dominanz, sind aber später im Jahr auch subdominant vorhanden und bilden zum Ende der Vegetationsperiode im Herbst ein zweites Maximum aus. Große nicht-Diatomeen sind typische Sommerformen.
