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| 3Globaler und regionaler Wasserkreislauf

Markus Weiler, Konrad Miegel

Inhalt

3.1 Wasservorkommen und Wasserkreislauf der Erde

3.2 Strahlung als Hauptantrieb des Wasserkreislaufs

3.3 Globale Unterschiede des Wasserhaushalts

Die globalen Wasservorkommen sind auf der Erde sehr unterschiedlich verteilt. Nur ein geringer Anteil davon ist Süßwasser. Durch die Sonnenstrahlung und die Gravitation wird der Wasserkreislauf angetrieben. Wasser verdunstet von den Ozeanen und Kontinenten und fällt als Niederschlag zurück auf die Erde. Dort fließt das Wasser oberirdisch in den Flüssen oder im Grundwasser den Ozeanen zu. Die Verweilzeiten in den verschiedenen Systemen sind sehr unterschiedlich. Die Sonnenstrahlung und die daraus resultierende Strahlungsbilanz treibt die Umverteilung von Wasser auf der Erde an, wodurch sich charakteristische Klimazonen ausbilden. Dies führt zu den immensen globalen Unterschieden des Wasserhaushalts, insbesondere Niederschlag, Verdunstung und Abfluss betreffend.

3.1 | Wasservorkommen und Wasserkreislauf der Erde

Die Hydrosphäre umfasst alle ober- und unterirdischen Wasservorkommen.

Globale Wasservorkommen

Die Hydrosphäre ist der Teil der Erde, der die ober- und unterirdischen Wasservorkommen umfasst. Dazu gehören die Meere, die oberirdischen Wasservorkommen des Festlands wie Flüsse, Seen, Moore, Feuchtgebiete, Gletschereis und Schnee, Boden- und Grundwasser und nicht zuletzt das Wasser der Atmosphäre. Die oft verwendete Bezeichnung «Wasserhülle der Erde» ist jedoch eher irreführend, weil es sich – abgesehen von der Atmosphäre – nicht um eine in sich geschlossene homogene Sphäre handelt. Wasser ist räumlich sehr unterschiedlich verteilt, was v.a. an der Land-Meer-Verteilung oder der Verteilung von Eis und Schnee deutlich wird. Das Wasser der Atmosphäre ist hauptsächlich Gegenstand der Meteorologie. Es findet ein ständiger Wasseraustausch zwischen der Atmosphäre einerseits sowie den Meeren und Landmassen andererseits durch die Prozesse Niederschlag (→ Kap. 4) und Verdunstung (→ Kap. 7) statt.

Die mengenmäßige Abschätzung der globalen Wasservorkommen ist schwierig. Dies liegt nicht nur an ihrer räumlich und zeitlich unterschiedlichen Verteilung, sondern auch daran, dass ein Teil davon durch den Wasserkreislauf in ständiger Bewegung ist. Zusätzlich ist weder eine klare Abgrenzung des Grundwassers (→ Kap. 6) nach unten noch die genaue Quantifizierung der Bodenwasser- und Grundwasservorkommen möglich. Aus diesen Gründen sind ungenaue Angaben unvermeidbar, auch wenn moderne Verfahren wie die Satellitenfernerkundung (→ Kap. 17) eine genauere Sondierung der Landoberfläche und hydrologische Modelle (→ Kap. 15) die Abschätzung dieser schwer messbaren Größen ermöglichen.

Tab. 3-1 | Die Wasserspeicher auf der Erde, Anteile von Süßwasser und die mittlere Verweilzeit in den Speicherräumen (nach Korzun 1978). Die Wasserhöhe bezieht sich auf die jeweilige Fläche.

Die globalen Wasservorkommen sind sehr unterschiedlich auf der Erde verteilt.

Tab. 3-1 macht deutlich, dass der Hauptteil der Wasservorkommen in den Weltmeeren zu finden ist. Gemessen an der Gesamtwassermenge, liegen 98,23 % in flüssiger, 1,76 % in fester und 0,001 % in dampfförmiger Phase vor. Nur ein sehr kleiner Teil, d. h. etwa 2,5 %, ist Süßwasser. Davon ist wiederum weniger als ein Drittel für den Menschen als Grundwasser, Wasser in Seen und in Flüssen direkt nutzbar, der größere Teil ist in den polaren Eiskappen gebunden. Noch überraschender ist der extrem kleine Anteil der Süßwasserseen (→ Kap. 10), der trotz der vielen großen Seen in Nordamerika, Afrika und Asien nur 0,007 % der Gesamtwassermenge ausmacht. Im Grundwasser ist über 250-mal mehr Wasser gespeichert als in allen Seen der Welt zusammen.

In der Hydrologie ist es üblich, Wassermengen als Höhe einer Wasserschicht anzugeben und diese auf ein definiertes Gebiet zu beziehen. Dies führt bei Wasserbilanzen zu Angaben in Millimetern, wobei 1 mm einem Liter pro Quadratmeter (Volumen/Fläche) entspricht. Unter dieser Voraussetzung können die globalen Grundwasservorräte einer Wasserschicht gleichgesetzt werden, die im Mittel 170 m mächtig ist. Die Eispanzer Grönlands und der Antarktis wären im Mittel 1500 m und das Wasser der Permafrostböden 14 m mächtig. Das Wasser in der Atmosphäre würde hingegen die gesamte Erdoberfläche mit einer nur 25 mm dicken Wasserschicht bedecken.

Gravitation und Sonnenstrahlung treiben den Wasserkreislauf an.

Grundzüge des globalen Wasserkreislaufs

Die kleinen prozentualen Anteile des nutzbaren Süßwassers machen deutlich, dass diese sehr schnell erschöpft wären, wenn sie sich nicht ständig durch den Wasserkreislauf der Erde erneuern würden. Die wichtigsten Prozesse des globalen Wasserkreislaufs sind die Verdunstung, der atmosphärische Wassertransport, der Niederschlag sowie der oberirdische und unterirdische Abfluss (Abb. 3-1). Die treibenden Kräfte für dieses Transportsystem sind einerseits die Sonnenstrahlung für die Verdunstung und die Gravitation für den Niederschlag und Abfluss. Bei der Verdunstung von Meerwasser bleiben die gelösten Inhaltsstoffe im Meer zurück. Das verdunstende Wasser wird dadurch salzfrei. Der resultierenden Erhöhung der Salzkonzentration in den Weltmeeren wirkt der Zustrom von Süßwasser über die Flüsse entgegen.

In Abb. 3-1 sind die wichtigsten Prozesse und die mittleren jährlichen Flüsse des globalen Wasserkreislaufs dargestellt und in Millimetern pro Jahr angegeben. Global betrachtet ist die Verdunstung gleich dem Niederschlag.

Die Verdunstung über dem Meer ist größer als der Niederschlag, während diese Verhältnisse auf dem Festland genau umgekehrt sind. Dies ist darauf zurückzuführen, dass ein entsprechender atmosphärischer Wasserdampftransport vom Meer zum Land stattfindet, wobei bei den Zahlenangaben zu beachten ist, dass die Meeresoberfläche ca. das 2,46-fache der Landoberfläche beträgt. Der Wasserüberschuss des Festlands wird durch den ober- und unterirdischen Abfluss wieder ausgeglichen.

Abb. 3-1 | Der Wasserkreislauf der Erde schematisch; alle Angaben der Flüsse in mm/Jahr (nach Korzun 1978 und Oki et al. 2005).

Der Unterschied der Verdunstung über Meer und Festland ist damit zu erklären, dass über dem Meer permanent Wasser verfügbar ist, während die Verdunstung über dem Festland v.a. von einem zeitlich und räumlich stark schwankenden Bodenwasservorrat abhängt (→ Kap. 7). Die Verdunstung von den Wasseroberflächen des Festlands beträgt wegen des geringen Anteils der Wasserflächen nur etwa 1 % der Gesamtverdunstung. Für das Festland maßgeblicher ist die Verdunstung über belebten und unbelebten Oberflächen, wobei drei verschiedene Komponenten unterschieden werden (Abb. 3-1):

▶Die Transpiration der Pflanzen entspricht global betrachtet mit ca. 40 % in etwa der Evaporation unbelebter Oberflächen, zu denen an erster Stelle unbewachsene Boden- und Schneeoberflächen sowie bebaute Oberflächen gehören.

▶Die Interzeption ist die Verdunstung von Niederschlagswasser, das durch Benetzung bzw. Ablagerung von Schnee an Pflanzenoberflächen zurückgehalten worden ist. Die Aufteilung der Verdunstung in diese verschiedenen Prozesse ist räumlich und zeitlich sehr variabel und wird stark durch die Wasserverfügbarkeit, die Vegetation, die Bodeneigenschaften und das Klima bestimmt (→ Kap. 7).

Die Verweilzeit charakterisiert die Aufenthaltsdauer von Wasser in einem Speicher.

Charakteristische Verweilzeiten des Wassers

Das Wasser ist prinzipiell zwei Grundvorgängen unterworfen, in die sich alle hydrologischen Prozesse einteilen lassen, nämlich dem Transport und der Speicherung. Langfristig gesehen ist alles Wasser, das am Wasserkreislauf beteiligt ist, in Bewegung. Zwischenzeitlich wird ein Teil davon über eine mehr oder weniger lange Zeit in den einzelnen Speichersystemen festgehalten. So ist z.B. Bodenwasser kurzfristig gespeichertes Wasser, das über kurz oder lang durch Verdunstung, lateralen Abstrom oder Tiefenversickerung wieder am Wasserkreislauf teilnimmt. Auch Grundwasser, das über Jahrzehnte oder sogar Jahrhunderte im tiefen Untergrund verweilt, wird irgendwann wieder in den aktiven Wasserkreislauf einbezogen. Die Dauer des Aufenthalts in einem Speichersystem, die als Verweilzeit bezeichnet wird, ist ein wichtiges Charakteristikum von Speichervorgängen.

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 Verschmutzung oder 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 Einstrahlung am oberen Rand der Atmosphäre 342 W/m² beträgt. 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 Extinktion bezeichnet wird, wird durch das Bouguer-Lambert-Beer-Gesetz beschrieben. Die Globalstrahlung setzt sich aus der direkten Sonnenstrahlung, die unbeeinflusst bis zur Erdoberfläche gelangt, und der diffusen Himmelsstrahlung zusammen, die an den Luftmolekülen in Richtung Erdoberfläche gestreut wird. Ca. 50 % der Globalstrahlung wird an der Landoberfläche absorbiert und 10 % wird reflektiert. Der adsorbierte Teil wird 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 Wärmestrahlung bezeichnet, wobei die Energieabgabe von der vierten Potenz der Temperatur, d. h. von T ⁴ abhängt (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 langwellig mit einer Wellenlänge im Bereich von 10 μm.

Aufgrund dieser Gesetzmäßigkeiten gewinnt die Erdoberfläche nicht nur Energie durch die Globalstrahlung, sondern auch durch die langwellige Gegenstrahlung der 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 Ausstrahlung bezeichnet 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 Treibhauseffekt bezeichnet. 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 Strahlungsbilanz zusammenzufassen:

Ursachen für globale Unterschiede der Strahlungsbilanz

Aufgrund des unterschiedlichen Einfallswinkels der Strahlung ist 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 Ausgleichsströmungen von 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.

Abb. 3-2 | Reale Nettostrahlung und Bewölkungsgrad im Januar (links) und Juli (rechts) 2014 (NASA).

Ein weiterer Faktor für die räumliche Differenzierung des Strahlungshaushalts ist das Reflexionsvermögen von Oberflächen, das je nach Wellenlänge unterschiedlich sein kann. Von größerer Bedeutung ist das kurzwellige Reflexionsvermögen, das als Albedo bezeichnet wird und mit Zahlenwerten zwischen 0 und 1 angibt, welcher Anteil der Globalstrahlung reflektiert wird. Ist sie groß, ist der Energiegewinn durch Strahlungsabsorption klein. Das Reflexionsvermögen unterschiedlicher Landoberflächen sorgt für eine starke Differenzierung des regionalen Strahlungshaushalts. Wälder besitzen z.B. ein eher geringes Reflexionsvermögen (0,05–0,2), Böden ein recht variables (0,05–0,4) und Schnee ein sehr hohes (0,5–0,95). Im langwelligen Bereich ist Schnee hingegen ein guter Absorber. Entsprechend den Gesetzen der Thermodynamik werden Differenzen im Strahlungshaushalt ausgeglichen. Sie erzwingen horizontale Massen- und Energieflüsse, die die großräumigen Unterschiede, die saisonal variieren, ausgleichen. Damit sind sie der maßgebliche Antrieb der atmosphärischen Zirkulation, worunter die Grundmuster globaler Strömungsvorgänge in der Atmosphäre verstanden werden.

Strahlungsbedingte Klimazonen

Es gibt eine Vielzahl von Klassifikationen des globalen Klimas, die sich an fachspezifischen Kriterien orientieren. So bilden in der hydrologisch orientierten Klimaklassifikation von Penck (1910) die durchschnittlichen Niederschlagsverhältnisse wie Niederschlagshöhe, innerjährliche Verteilung, Auftreten in Form von Regen und/oder Schnee den Ausgangspunkt (z.B. Schönwiese 2013).

Eine sehr grobe Unterteilung erfolgt durch die Gliederung in physische Klimazonen, die den Einfluss der Sonneneinstrahlung betont. Da von dieser aber auch die atmosphärische Zirkulation abhängt, können Ursachen für hydrologische Unterschiede grundsätzlich anhand der physischen Klimazonen deutlich gemacht werden. Dabei ist zu beachten, dass die atmosphärische Zirkulation aus horizontalen Luftmassentransporten und vertikalen Kreisläufen, z.B. mit Luftaufstieg über den Tropen und Luftabstieg über den Subtropen, besteht.

Die Tropen, die sich zwischen den Wendekreisen um dem Äquator befinden, zeichnen sich durch eine Zone mit Luftaufstieg aus, da hier Nordost- und Südostpassat aufeinandertreffen und einen Massenstau am Boden erzeugen. Sie sind entsprechend niederschlagsreich. Die Zone des Luftaufstiegs wandert dem Sonnenhöchststand folgend zwischen dem 21. Juni eines Jahres und dem 21. Juni des Folgejahres vom nördlichen zum südlichen Wendekreis und wieder zurück. Dies hat im Bereich der Wendekreise eine Trockenzeit und dazwischen zwei Regenzeiten zur Folge, mit einer entsprechenden Saisonalität des Abflussgeschehens. Als Ausgleich bildet sich ein Kreislauf mit einer Höhenströmung vom Äquator zu den Subtropen, über denen sich durch Luftabstieg der Kreislauf schließt. Die Subtropen sind deshalb in ihrem Kern besonders niederschlagsarm. Hier tritt Niederschlag nur episodisch auf, sodass viele Flüsse nur sporadisch Wasser führen. Eine gewisse Saisonalität mit Winterniederschlägen ist dort charakteristisch.

Die gemäßigte Zone wird vom Polarkreis und dem 40. Breitengrad begrenzt. Hier liegen sich subtropische Warmluft und subpolare Kaltluft auf relativ engem Raum gegenüber. Für solche Luftmassengrenzen ist die Ausbildung kräftiger Tiefdrucksysteme typisch, in deren Kern und an deren Fronten Hebungsvorgänge stattfinden, die zusammen mit anderen Ursachen (z.B. Hebung an Gebirgen, Aufstieg von Warmluft in Gewittern u.a.) zur Entstehung von Niederschlägen führen (→ Kap. 4). Da diese ganzjährig mit einer schwachen Saisonalität fallen, zeichnen sich die meisten Flüsse durch eine saisonal geprägte, aber permanente Wasserführung aus. Es schließen sich die energiearmen Subpolargebiete mit langen trockenen Wintern und Sommern an, die nur wenig Niederschlag erhalten. Ebenso wenig Niederschlag fällt auch in den Polargebieten.

Auf der Luvseite von Gebirgen fallen hohe Niederschlagsmengen. Auf der Leeseite herrscht Niederschlagsarmut.

Daneben sind einige regionale Besonderheiten zu beachten. Dazu gehören z.B. der Monsun mit seiner stärksten Ausprägung über dem Indischen Ozean und intensive Hebungsvorgänge an der Luvseite von Gebirgen, Küstenlinien oder Inseln, die dadurch verstärkt Niederschlag erhalten. Regenarmut herrscht dagegen auf der Leeseite von Gebirgen, d.h. in ihrem Regenschatten und z.T. im Inneren der Kontinente vor.

3.3 | Globale Unterschiede des Wasserhaushalts

Grundsätzliche Aspekte zur Bilanzierung des Wasserhaushalts

Die allgemeine Wasserhaushaltsgleichung oder Wasserbilanz bildet die Grundlage für alle hydrologischen Bilanzierungen. Sie wird immer auf einen definierten Zeitabschnitt und einen Betrachtungsraum oder ein Kontrollvolumen wie z.B. einen Kontinent, ein Einzugsgebiet, einen See oder eine Bodenschicht bezogen. Dabei führt die Summe aller Zuflüsse und Abflüsse zu einer Speicheränderung im betrachteten System, die positiv oder negativ sein kann:

Die Wasserhaushaltsgleichung ist die zentrale Gleichung für alle Wasserbilanzbetrachtungen.

Abb. 3-1 enthält globale Angaben. Bei langjährigen Mittelwerten kann die Speicheränderung vernachlässigt werden. Die Unterscheidung von Kontinenten und Weltmeeren stellt eine grobe räumliche Unterteilung dar. Erst mit zunehmender räumlicher und zeitlicher Auflösung wird es erforderlich, feiner zu bilanzieren. Durch die Verdunstung ist der Wasserhaushalt von Landschaften eng mit ihrem Energiehaushalt verknüpft. Die Verdunstung ist damit sowohl Element der Wasser- als auch der Wärmebilanz (→ Kap. 7). Da Wärmebilanzen immer auf Oberflächen bezogen werden, entfällt bei ihnen das Speicherglied. Insofern muss die Summe aller Wärmeströme, die zur Oberfläche entweder hin oder von ihr weg gerichtet sind, null ergeben. Dabei wird der durch die Strahlungsbilanz im globalen Mittel erzielte Energiegewinn überwiegend, d. h. zu fast 80 %, durch Verdunstung verbraucht, sodass nur ein deutlich kleinerer Anteil der Lufterwärmung zugutekommt. Der Wärmeaustausch mit dem Boden beträgt im Mittel null.

Globale Unterschiede von Niederschlag, Verdunstung und Abfluss

Die großräumige Niederschlagsvariabilität ist eine Folge der Ausbildung physischer Klimazonen und der atmosphärischen Zirkulation. Abb. 3-3 zeigt die globale mittlere jährliche Niederschlagsverteilung. Diese lässt sich in vier Zonen einteilen:

1.den äquatorialen Bereich (Tropengürtel 0°–23°) mit den höchsten Niederschlägen von 1500–6000 mm/Jahr,

2.an diesen schließen sich Trockengebiete in den Subtropen (23°–40°) mit Niederschlägen unter 100 mm/Jahr an,

3.dann folgen wieder feuchtere Gebiete der mittleren und höheren Breiten (40°– 60°) mit Niederschlägen von 300–2000 mm/Jahr

4.und schließlich die relativ niederschlagsarmen Polargebiete.

Da für die Verdunstung nicht nur Wasser, sondern in erheblichem Maße auch Energie erforderlich ist (→ Kap. 7), folgt die globale Verteilung der Verdunstung sowohl der Niederschlagsverteilung als auch den räumlichen Mustern der Strahlungsbilanz (Abb. 3-4). Insofern sind es niederschlagsarme Regionen wie die Subtropen, in denen auch die jährliche aktuelle Verdunstung klein ist, während in den Tropen die jährliche Verdunstung überwiegend weit über 1000 mm/Jahr liegt. Diese Regionen stellen somit neben den Weltmeeren die terrestrischen Wasserquellen für den Wasserdampf in der Atmosphäre dar. In der gemäßigten Zone schwankt die mittlere jährliche Verdunstung zwischen 400 mm/Jahr und 800 mm/Jahr.

Die globale Verteilung des Abflusses folgt dem Wechsel von Niederschlag und Verdunstung, jedoch mit größeren räumlichen Schwankungen, zu denen die räumliche Variabilität von Geologie, Physiographie sowie Boden- und Pflanzeneigenschaften wesentlich beiträgt (Abb. 3-5). Er variiert zwischen keinem Abfluss und Abfluss weit über 1000 mm/ Jahr. In den Trockengebieten der Erde ist der mittlere Abfluss mit < 10 mm/Jahr sehr gering, jedoch ist die saisonale Variation und die Variation von Jahr zu Jahr sehr hoch. Einen besonders hohen jährlichen Abfluss zeigen die Tropen und die Gebirgsregionen. Gebirge werden deshalb auch als Wasserschlösser der Erde bezeichnet (→ Kap. 20).

Die generellen Zusammenhänge zwischen Niederschlag, Verdunstung und Abfluss werden durch Arbeiten von Lvovich (1976) in Abb. 3-6 (linker Teil) dargestellt. Werden die mittleren jährlichen Abflussdaten und Verdunstungsdaten gegen den Niederschlag aufgetragen, liegen sie generell entlang der beiden Linien Q und ETa (tatsächliche Verdunstung). Das Bild macht eindrucksvoll deutlich, dass die Verdunstung weder größer sein kann als die Verfügbarkeit von Wasser noch größer als die Verfügbarkeit an Energie. Die Verfügbarkeit von Wasser entspricht im Mittel dem Niederschlag. Die Verfügbarkeit von Energie wird durch die potenzielle Verdunstung ETp, d.h. die energetisch maximal mögliche Verdunstung, ausgedrückt (→ Kap. 7). Mit zunehmendem Niederschlag nähert sich ETa dem Wert ETp an. Erst wenn der Jahresniederschlag größer wird als ETp, erreicht auch der Abfluss zunehmend größere Beträge.

Abb. 3-3 | Globale Verteilung der mittleren Jahresniederschläge in mm/Jahr für die Periode 1961–1990 (nach New et al. 1999).

Abb. 3-4 | Globale Verteilung der mittleren jährlichen aktuellen Verdunstung für die Periode 1950–1999 (nach Willmott und Matsuura 2001).

Abb. 3-5 | Globale Verteilung des mittleren jährlichen Abflusses (nach Feteke et al. 2000).

Budyko (1974) hat die aktuelle Verdunstung und die klimatisch mögliche potenzielle Verdunstung mit der Niederschlagshöhe normiert (ETp/N bzw. ETa/N) und die sogenannte Budyko-Kurve entwickelt (Abb. 3-6, rechter Teil). Dabei ist ETp/N ein Klimaindex, wobei Werte < 1 ein wasserlimitiertes System und Werte < 1 ein energielimitiertes System beschreiben. Die Aufteilung des Abflusses in oberirdischen und unterirdischen Abfluss hängt v. a. vom Niederschlagsgeschehen, von der innerjährlichen Niederschlagsverteilung, der Aufteilung des Niederschlags in Regen und Schnee, dem Auftreten von Bodenfrost sowie den Bodeneigenschaften und einer möglichen Versiegelung des Bodens durch Bebauung ab (→ Kap. 6, 9 und 10).

Abb. 3-6 | Zusammenhänge zwischen Niederschlag, Abfluss (Q), potenzieller und realer Verdunstung ETp und ETa (nach Lvovich 1976 (linke Grafik) und Budyko 1974 (rechte Grafik)).

Einzugsgebiete als Mosaiksteine des globalen Wasserhaushalts

Die Bewältigung wasserwirtschaftlicher Aufgaben macht es erforderlich, große räumliche Einheiten wie Kontinente oder Klimazonen räumlich feiner zu strukturieren, d. h. relevante Raumeinheiten zu bilden, die als hydrologische Systeme bezeichnet werden. Eine der wichtigsten hydrologischen Raumeinheiten ist das Einzugsgebiet, wobei u. a. zwischen den Einzugsgebieten von Flüssen, Seen oder Grundwasserleitern unterschieden werden kann.

Einzugsgebiete sind gut geeignet, um hydrologische Prozesse zu studieren. Bei hydrologischen Prozessanalysen in kleinen Einzugsgebieten wird zwischen verschiedenen Speichervorgängen an der Landoberfläche, im Boden und im Grundwasser, zwischen verschiedenen Abflusskomponenten wie Oberflächenabfluss, bodeninnerem Abfluss und Grundabwasserabfluss oder verschiedenen Verdunstungskomponenten unterschieden (→ Kap. 9).

Box 3.1

Woher stammt der Niederschlag?

Stammt der Niederschlag aus der Verdunstung vom Meer oder von den Kontinenten? Wenn das Wasser von der Landoberfläche kommt, wird dieser Prozess als «moisture recycling» bezeichnet. Van der Ent et al. (2010) haben mithilfe von globalen Datensätzen berechnet, dass im Mittel 40 % des kontinentalen Niederschlags aus der terrestrischen Verdunstung stammen und dass 57 % der terrestrischen Verdunstung wieder über den Kontinenten abregnen. Um einen besseren Eindruck zu gewinnen, ist in Abb. 3-7 oben die globale räumliche Verteilung des mittleren kontinentalen Verdunstungs-Recycling-Anteils dargestellt, also der Anteil der Verdunstung, der über Land abregnet. In Abb. 3-7 unten ist der kontinentale Niederschlags-Recycling-Anteil dargestellt, also der Anteil des Niederschlags, der aus der terrestrischen Verdunstung stammt.

Abb. 3-7 | Kontinentaler Verdunstungs-Recycling-Anteil (oben) und kontinentaler Niederschlags-Recycling- Anteil (unten) (nach van der Ent et al. 2010 und van der Ent und Savenije 2013).

Box 3.2

Definition und Bestimmung des oberirdischen Einzugsgebiets

Ein Einzugsgebiet, das auch als Wasserzustrombereich bezeichnet wird, zeichnet sich dadurch aus, dass jedes Wasserteilchen, das hier zum Abfluss wird, dieses Gebiet durch den zugehörigen Flussquerschnitt verlässt. Das Einzugsgebiet wird durch seine Wasserscheide allseitig begrenzt. Die oberirdische Wasserscheide kann anhand der Höhenlinien bzw. Isohypsen mittels topographischer Karten konstruiert werden (Abb. 3-8). Dabei wird am Flussquerschnitt begonnen und beidseitig senkrecht zu den Höhenlinien bergaufgegangen, bis jeweils der Geländehochpunkt erreicht wird. In diesem kehrt sich das Geländegefälle um, d.h. vollzieht sich der Übergang in das Nachbareinzugsgebiet. Von den beiden links- und rechtsseitigen Hochpunkten aus verläuft die Wasserscheide weiter über die Höhensättel und Berggipfel, die das Einzugsgebiet umsäumen, bis sich der links- und rechtsseitige Verlauf vereinen. Im Bereich der Höhensättel ist die Fließrichtung beidseitig der Wasserscheide genau entgegengesetzt, d.h. im Inneren in das Gebiet hineingerichtet, und außerhalb von diesem weg.

Zum Einzugsgebiet gehört nicht nur die Landoberfläche, sondern auch der gesamte Boden- und Gesteinskörper, der aus dem Wasser unterirdisch zum Flussquerschnitt fließt. Dabei ist zu beachten, dass das oberirdische Einzugsgebiet und das unterirdische Einzugsgebiet voneinander abweichen können, da die Richtung der unterirdischen Wasserbewegungen weniger von der Geländeoberfläche, sondern mehr von der Geologie anhängt. Im Gebirge ist die Struktur der Gesteinsformationen mit ihren bevorzugten Fließbahnen, im Lockergestein des Norddeutschen Tieflandes die Ausprägung der Grundwasseroberfläche, ähnlich wie die Geländeoberfläche bezüglich oberirdischer Abflussvorgänge, entscheidend.

Abb. 3-8 | Bestimmung von oberirdischen Einzugsgebieten (schwarze Linie) entlang der Wasserscheide ausgehend von einem Punkt (rotes Dreieck) entlang des Fließgewässers (blaue Linie).

Wasserbilanzen werden oft für Einzugsgebiete aufgestellt, in denen der Abfluss Q im Fließgewässer durch Pegelmessungen zur Verfügung steht (→ Kap. 8). Da ein Einzugsgebiet bei Übereinstimmung von ober- und unterirdischem Einzugsgebiet per Definition keine lateralen Zu- oder Abflüsse hat, vereinfacht sich die Wasserbilanz zu:

Merksatz: Das Einzugsgebiet ist die wichtigste räumliche Einheit in der Hydrologie.

Generell werden auch hier alle Größen in Millimeter pro Bezugszeitraum angegeben. Dazu müssen die Punktmessungen des Niederschlags und der Verdunstung auf das ganze Gebiet extrapoliert werden (vgl. → Kap. 4 & 8). Der Abfluss wird von einem Volumen in eine Abflusshöhe in Bezug zur Einzugsgebietsfläche umgerechnet. Im Vergleich zur lokalen Wasserbilanz einer Bodenschicht oder eines Sees ist die Speicheränderung ΔS des gesamten Einzugsgebiets schwierig zu bestimmen.

In der Bilanzierung in Einzugsgebieten stellt neben den Speicheränderungen die Gebietsverdunstung das Hauptproblem dar. Sie lässt sich ohne sehr aufwendige Messungen nur modellgestützt ermitteln, weshalb sie häufig die Zielgröße der Bilanzierung ist. Ihre Ermittlung ist vereinfachend aus der Differenz von Niederschlag und Abfluss dann möglich, wenn die Speicheränderungen vernachlässigt werden können. Dies trifft näherungsweise für Jahreswerte und für langjährige Mittelwerte zu. Bei Jahreswerten ist dafür eine Jahreseinteilung erforderlich, die vom Kalender abweicht.

Weiterführende Literatur

Glawion, R., Glaser, R., Saurer, H., Gaede, M. und M. Weiler (2012): Physische Geographie. 2. Auflage. Braunschweig.

Schönwiese, C. (2013): Klimatologie. 4. Auflage. Stuttgart.

Zmarsly, E., Kuttler, W. und H. Pethe (2002): Meteorologisch-klimatologisches Grundwissen. Stuttgart.