Hydrologie

Sind das Wasservolumen in einem hydrologischen Speicher und seine Zuflüsse oder Ausflüsse, d.h. der Wasserdurchsatz durch den Speicher bekannt, so kann die mittlere Verweilzeit berechnet werden:

In der letzten Spalte von Tab. 3-1 sind die mittleren Verweilzeiten der hydrologischen Speicher der Erde angegeben. Ist der Durchfluss groß im Vergleich zum Speichervolumen, wie es z.B. bei Fließgewässern der Fall ist, ist die Verweilzeit gering. In diesen Systemen wird sich eine Verschmutzungoder eine Änderung im Zufluss sehr schnell bemerkbar machen. Deshalb besitzen diese Systeme eine hohe Vulnerabilität. Andererseits regenerieren sich solche Systeme auch rasch wieder, was z.B. nach den starken Verschmutzungen der Flüsse in den Industrienationen zu beobachten war, die sich durch den Bau von Kläranlagen und andere Maßnahmen in den letzten Jahrzehnten relativ schnell wieder erholt haben. Hat ein System jedoch eine hohe Verweilzeit, wie z.B. das Grundwasser, reagiert es sehr träge. Wird Grundwasser über längere Zeit übernutzt und somit nicht nachhaltig bewirtschaftet,weil die Entnahme größer ist als der Zufluss und dadurch die Speicherung spürbar zurückgeht, wird es längere Zeit dauern, bis sich die alten Füllstände wieder einstellen. Ähnliches gilt für Verschmutzungen, da die jährliche Grundwasserneubildung meist klein im Vergleich zum Grundwasservorrat ist. Aus diesem Grund macht sich kontaminiertes Sickerwasser nur langsam durch eine Konzentrationserhöhung im Grundwasserleiter bemerkbar.

Merksatz: Die Verweilzeiten der hydrologischen Speicher beeinflussen direkt die Vulnerabilität der Systeme.

Die angegebenen Verweilzeiten sind Mittelwerte, die je nach Region und Charakteristik des lokalen Systems sehr stark variieren. So wird die mittlere Verweilzeit des Wassers in Alpengletschern auf etwa 200 Jahre geschätzt, während sie im zentralen Teil des antarktischen Inlandeises bis zu 200 000 Jahre beträgt. Bei der Interpretation einer mittleren Verweilzeit muss beachtet werden, dass ein Teil des Wassers den Speicher sehr schnell passieren kann und ein anderer Teil sehr viel länger im System verbleibt, was durch die Verweilzeitenverteilung beschrieben wird (→ Kap. 16).

3.2 | Strahlung als Hauptantrieb des Wasserkreislaufs

Um die regionalen Unterschiede des globalen Wasserkreislaufs verstehen zu können, ist ein Blick auf die meteorologischen Ursachen und die räumlich differenzierte Ausprägung des Klimas unverzichtbar. Dabei ist die vom Breitengrad abhängige Verfügbarkeit an Energie ebenso maßgeblich wie die Verteilung von Land und Meer, der Einfluss warmer und kalter Meeresströmungen, die Verteilung von Tiefländern und Gebirgen sowie der großräumige Transport von Lufteigenschaften im Zirkulationssystem der Atmosphäre.

Strahlungskomponenten an der Erdoberfläche

Die Sonnenstrahlung liefert die Energie für den Wasserkreislauf auf der Erde, wobei die mittlere solare Einstrahlungam oberen Rand der Atmosphäre 342 W/m 2beträgt. Etwas mehr als 40 % davon werden in der Atmosphäre reflektiert oder adsorbiert, sodass knapp 60 % als Globalstrahlung die Erdoberfläche erreichen. Diese Schwächung beim Durchgang durch ein durchlässiges Medium, die auch als Extinktionbezeichnet wird, wird durch das Bouguer-Lambert-Beer-Gesetzbeschrieben. Die Globalstrahlung setzt sich aus der direkten Sonnenstrahlung, die unbeeinflusst bis zur Erdoberfläche gelangt, und der diffusen Himmelsstrahlungzusammen, die an den Luftmolekülen in Richtung Erdoberfläche gestreut wird. Ca. 50 % der Globalstrahlung wird an der Landoberfläche absorbiert und 10 % wird reflektiert. Der adsorbierte Teilwird in Wärme umgewandelt.

Die Globalstrahlung ist eine von mehreren Komponenten des Strahlungshaushalts der Erdoberfläche. Für das Verständnis weiterer Komponenten ist essenziell, dass alle Körper, auch Flüssigkeiten und Gase, Energie durch körpereigene Strahlung abgeben. Diese wird auch als Wärmestrahlungbezeichnet, wobei die Energieabgabe von der vierten Potenz der Temperatur, d. h. von T 4abhängt (Stefan-Boltzmann-Gesetz).Mit der Erwärmung eines Körpers wird die Wellenlänge, in deren Bereich die Energieabgabe am größten ist, immer kleiner (Wien‘sches Verschiebungsgesetz).Die Wärmestrahlung der ca. 6000 K heißen Sonne ist deshalb kurzwellig. Sie erfolgt hauptsächlich im sichtbaren Bereich des Strahlungsspektrums, d.h. im Wellenlängenbereich des Lichts (0,38 μm bis 0,78 μm). Die Wärmestrahlung irdischer Körper wie der Erdoberfläche, von Gebäuden, Luftschichten oder Wolken ist aufgrund der geringen Temperaturen von im Mittel ca. 288 K bzw. 15 °C überwiegend langwelligmit einer Wellenlänge im Bereich von 10 μm.

Aufgrund dieser Gesetzmäßigkeiten gewinnt die Erdoberfläche nicht nur Energie durch die Globalstrahlung, sondern auch durch die langwellige Gegenstrahlungder Atmosphäre, die bei dichter Bewölkung besonders groß ist und wie die Globalstrahlung nur zu einem geringen Anteil reflektiert wird. Daneben geht Energie durch die körpereigene Wärmestrahlung der Erdoberfläche, die als Ausstrahlungbezeichnet wird, verloren. Die Ausstrahlung wird ihrerseits durch die Atmosphäre absorbiert, und zwar bei unbewölktem Himmel teilweise, bei dichter Bewölkung sogar fast vollständig. Diese abschirmende Wirkung der Atmosphäre gegen den Energieverlust durch Ausstrahlung wird als Treibhauseffektbezeichnet. Die gegenwärtig stattfindende globale Erwärmung ist auf seine Verstärkung durch die anthropogen verursachte Zunahme des Ausstoßes von Treibhausgasen zurückzuführen.

Merksatz: Mit der Strahlungsbilanz kann ermittelt werden, wie viel Energie an der Erdoberfläche durch Strahlung zur Verfügung steht.

Um letzten Endes die an der Erdoberfläche durch Strahlung zur Verfügung stehende Energie zu bestimmen, sind die zur Erdoberfläche hingerichteten Strahlungskomponenten mit positivem Vorzeichen und die von ihr weg gerichteten mit negativem Vorzeichen wie folgt durch die Strahlungsbilanzzusammenzufassen:

Ursachen für globale Unterschiede der Strahlungsbilanz

Aufgrund des unterschiedlichen Einfallswinkels der Strahlungist global betrachtet der Energiegewinn in Abhängigkeit vom Breitengrad sehr unterschiedlich. Je stärker der Einfallswinkel α von 90° abweicht, desto größer ist die Fläche, die ein Strahlenbündel im Vergleich zum senkrechten Einfall überstreicht. Die Energiestromdichte verringert sich um den Faktor sin α (Lambert‘sches Gesetz).Daneben ist die Neigung der Erdachse um 23,5° zu beachten, durch die α auch jahreszeitlich variiert. Im Sommer sind dadurch die nördlichen Breiten begünstigt, im Winter die südlichen. Berechnet man daraus den Jahresverlauf der solaren Einstrahlung für verschiedene geographische Breiten, ohne den Einfluss der Atmosphäre zu berücksichtigen, ergibt sich eine ungleiche Verteilung der solaren Einstrahlung ( →Abb. 3-2).

Diese Unterschiede des Energiegewinns durch die Globalstrahlung müssen sich zwangsläufig auch auf die globale Verteilung der Strahlungsbilanz auswirken. Berechnet man die Nettostrahlung für die gesamte Erde, fällt zuerst auf, dass die Strahlungsbilanz in den hohen Breiten in der Nähe der Pole negativ ist und in den niederen Breiten positiv, sodass es zu Ausgleichsströmungenvon den niederen zu den höheren Breiten kommt. Im Detail ist die Variation der Nettostrahlung über der Erde für die Monate Januar und Juli in Abb. 3-2 dargestellt. Es zeigen sich einerseits die schon beschriebenen Unterschiede aufgrund der Kugelform der Erde und ihres Umlaufs um die Sonne in Verbindung mit der Neigung der Erdachse (Ekliptik). Andererseits resultieren globale Unterschiede des Strahlungshaushalts aus den sehr unterschiedlichen Bewölkungsverhältnissen, z.B. im Vergleich von Subtropen und gemäßigten Breiten.