Title | Kapitel Landschaftswasserhaushalt zusammenfassung umweltschutz |
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Author | Sss Ccc |
Course | Natur- und Umweltschutz |
Institution | Universität Bielefeld |
Pages | 38 |
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zusammenfassung...
Einzugsgebiet und Wasserbilanz 3D
Grundwasserzufluss
Zufluss/Entnahme Bewässerung Tr (menschogischer Prozess) licher 2D Verbrauch, Industrie)
Interflow Zwischenabfluss Hangzugswasser
Wasserbilanz (unter stationären Bedingungen) Niederschlag N = Q + ET + ds/dt Evaporation (physikalisch Verdunstung) N – Niederschlag Q – Abfluss = QD (Direktabfluss) + Q gw Einzugsgebietsgrenze (Grundwasserabfluss) ET – Evapotranspiration ds/dt – Speicheränderung in Zeit (spielt keine Rolle bei einer Betrachtung >30 Jahre) Abfluss 1D Niederschlag
Niederschlag Evaporation Transpiration flächenabfluss Kapillaraufstieg
Versickerung
Grundwasser
Grundwasserzufluss
Wasserundurchlässige Drainagen Interflow (Zwischenabfluss) he gelangt, sondern aus dem Gebiet Als Zwischenabfluss wird der Anteil des Niederschlages bezeichnet, der als unterirdischer Abfluss den Wasserläufen zufließt oder eine Wasserströmung, die sich durch die oberen Schichten einer Formation mit einer Menge bewegt, die weit über der normalen Versickerung liegt. Wenn Niederschlagswasser die Oberfläche erreicht, versucht es nach Durchfeuchtung der Bodenoberfläche in den Boden zu infiltrieren. Dieser Prozess hängt ab vom Wasseraufnahmevermögen und der Durchlässigkeit der Böden sowie von der Vegetationsart. Nach der Infiltration des Erdbodens füllt das Niederschlagswasser die Bodenwasservorräte bis zum Erreichen der Feldkapazität auf. Überschüssiges Wasser wird in tiefere Bereiche abgeleitet. Wenn die Feldkapazität erreicht ist, sind die Voraussetzungen für die Bildung von Zwischenabfluss und Grundwasserneubildung gegeben. Durch weiteres Eindringen des Wassers in den Boden wird es an weniger durchlässigen Schichten zeitweilig gestaut und bildet dort temporär einen mit Wasser gesättigten Bereich. Dort bewegt es sich unter dem Einfluss der Schwerkraft dem größten Gefälle folgend oft hangparallel. Das Wasser wird erst mit einer Verzögerung über den Zwischenabfluss abgegeben, da die Fließzeit deutlich länger als beim Oberflächenabfluss ist. Sein Anstieg ist weniger steil, sein Scheitel tritt deutlich später ein und er klingt wesentlich langsamer ab. Der Zwischenabfluss geht in die Berechnung der Abflussganglinie ein.
Einzugsgebiet -
Die Fläche der Landschaft, aus dem ein Fließgewässer sein Wasser bekommt Durch Wasserscheiden begrenzt Oberirdisch: Durch Reliefformen gebildet, unterirdisch: von der Lagerung wasserstauender und -leitender Gesteinsschichten abhängig
Einzugsgebietsfläche AE Oberirdisch AEO AEO AEU
AEU
AEO
Flusstypen Exorheischer Fluss
Endorheischer Fluss
Ozeanisches Mündungsgebiet; Fluss der selbst oder als Teil eines Flusssystems als Oberflächenwasser ins Meer mündet (z.B. Rhein, Donau)
Ohne Entwässerung in Ozean, Mündung in Endsee (z.B. Wolga, Jordan) oder in abflusslosem Becken (Okavango); typisch für aride Region mit Verdunstung > Niederschlag; Probleme der Versalzung (extrem: totes Meer, Aralsee)
Niederschlag
Diarheischer Fluss (Fremdlingsfluss/ allochthoner Fluss) Quell-und Mündungsgebiet in humider Region mit Niederschlag > Verdunstung; durchfließt mit Wasserverlust aride Gebiete (z.B. Nil, Niger); Wasserführung in arider Region nicht dortigen klimatischen Bedingungen entsprechend (entspringt in feuchtem Gebiet, durchfließt trockenes Gebiet, gibt dabei Wasser als Sickerwasser oder durch Verdunstung ab)
Arheischer Fluss
Episodischer Wasserlauf; entspringt und endet in ariden Gebieten (z.B. Wadis in Nordafrika, Humboldt River im Großen Becken der USA)
1mm = 1 L/m2
Dampfdruck -
E (hPa) Alle Stoffe in der Luft (trockene Luft, Wasserdampf, Spurengase) besitzen einen Dampfdruck e, der temperaturabhängig ist In Gemischen idealer Gase besitzt jedes Gas einen Teildruck (Partialdruck) Summe der Partialdrücke der Komponenten eines Gasgemisches = Gesamtdruck des Gasgemisches
Sättigungsdampfdruck E (hPa) = Druck, dem Wassermoleküle in Flüssigkeiten
Sättigungsdefizit Δe (hPa) E - e Dampfdruck jener Gasmenge, die die Luft bei
ausgesetzt sind, wenn sie verdunsten Steigt mit steigender Temperatur des Wassers (Molekülbewegung nimmt zu) - Wenn E größer als der auflastende Luftdruck ist, geht Flüssigkeit in ungeordnetes Sieden über
einer bestimmten Temperatur noch aufnehmen kann bis sie gesättigt ist
-
Feuchtemaße Spezifische Feuchte s (kg · kg-1) - Wasser(dampf)gehalt in 1 kg feuchter Luft in Abhängigkeit des Dampfdrucks e und des Luftdrucks p (das was im Moment in der Luft vorhanden ist)
Sättigungsfeuchte S (kg · kg-1) - Max. speicherbare Wasserdampfmasse in 1 kg feuchter Luft - Bei tiefen Temperaturen gering, bei hohen Temperaturen groß
-
-
-
Relative Feuchte RF (%) Verhältnis von spezifischer Feuchte s bzw. Dampfdruck e zur Sättigungsfeuchte S bzw. zum Sättigungsdampfdruck E Zu wie viel % ist die Luft wasserdampfgesättigt Fällt mit steigender Temperatur und wächst mit fallender Temperatur
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-
Taupunkttemperatur T (K) Temperatur, bei der RF = 100 % ist Wichtiges Maß für die Beschreibung von Kondensationsprozessen (Wolken, Gefriertrocknung, Containertransporten) Tau „fällt“ nicht, er entsteht am Ort
Bei einer Lufttemperatur von 18 °C und einer Luftfeuchtigkeit von 70 % beträgt der Taupunkt 12,5 °C Wenn der Taupunkt bei 15 °C liegt, die Außentemperatur bei 30 °C und die relative Luftfeuchtigkeit 20 % beträgt, kann die Luftfeuchtigkeit um 20 % ansteigen, bis der Taupunkt erreicht ist
Niederschlagsbildung Relative Luftfeuchte >100 % 1. Konvergenz von Tiefdruckgebieten (zyklonische Abkühlung) Frontalniederschläge, bei uns am häufigsten
2.
Kaltfrontniederschläge durch plötzliche Hebung durch kalte, schwere Luft mit keilförmiger Hebung warmer Luft, intensive, kurze Gewitter Warmfront-Niederschlagsgebiete (feuchte Luft gleitet über kalte Luft auf) meist ausgedehnt, weniger intensiv, durch lange Dauer meist ergiebig Orografische Niederschläge, erzwungene Konvektion, Luv/Lee Effekte
Föhn warmer, trockener Fallwind, der häufig auf der Leeseite von größeren Gebirgen auftritt
abgewandt
zugewandt 3.
Konvektiv bedingte Hebung (freie Konvektion), Wolkenbasis = Kondensationsniveau
Phasenübergang (Kondensation, gefrieren) 1. Wolkenkondensationskeime (Partikel, die dazu führen, dass sich Wassermoleküle anlagern): maritim (z.B. Salz) oder terrestrisch (z.B. Ruß aus Verbrennung, Staub) 2. Eiskristallisationsprozess, Sublimation/Resublimation Wachstum von Tröpfchen und Eispartikeln 1. Eiskristallisationskeime 2. Kollision und Koaleszenz (Zusammenfließen kolloidaler Teilchen) 3. Virga Niederschlag, der sich in Form vertikal/schräg herabhängender Schleppe an der Unterseite einer Wolke zeigt, den Erdboden aber nicht erreicht, da die Wassertropfen vor dem Aufkommen verdunsten
Niederschlagsarten Fallend Schnee Regen Graupel Hagel Griesel
Abgesetzt Tau Nebel Reif Raufrost
Abgelagert Schneedecke Eisablagerungen
Umgelagert Schneetreiben
Niederschlagsmessung Hellmann
Höhe des Niederschlags am Boden, ohne Infiltration, Verdunstung und Abfluss
Kippwaage
Misst Niederschlagsintensität mm/min, Niederschlagshöhe bezogen auf Nieder-schlagsdauer, Tropfenzähler
Schneeausstecher Ultraschall Nebeltraufe mit Nebelfänger Taumessung mit Tauwaage
Schmelzwasserbestimmung, Verdunstungsverluste Bestimmung der Schneehöhe
Auf einer Fläche von 8 m 2 wurden bei einem Regenereignis 400 L Wasser aufgefangen, somit hat es 400 L : 8 m 2 = 50 mm geregnet Bei einer Niederschlagsdauer von 25 min ist die Niederschlagsintensität dann 50 mm : 25 min = 2 mm/min In einem 700 km 2 = 700.000.000 m 2 großen Einzugsgebiet fallen im Jahr 700 mm Niederschlag, das macht eine Niederschlagsmenge von 700 L/m2 · 700.000.000 m2 = 490.000.000.000 L = 490.000.000 m3 = 0,49 km3
Messfehler
-
-
-
Systematische Fehler Unterschätzung des Niederschlages Kondenswasserbildung Benetzungsfehler: Verdunstung von Haftwasser (Adhäsion – Im Boden gegen die Schwerkraft gehaltenes Wasser) Windfehler: Windeinfluss (Abdrift) Instrumentelle Einflüsse (Exposition, Aufstellhöhe, Geräteform) Meteorologische Faktoren (Wind-und Fallgeschwindigkeit) Eintrag von Fremdstoffen Spritzwasserein-und -austrag Einwehen/Auswehen bei Schneeniederschlagsmessung Schneekreuz reduziert Auswehung Erhöht Adhäsion, daher Einsatz nur in Schneefallperioden Fehler bei dauerhaftem Einsatz im Winterhalbjahr 7 - 8 %
Niederschlagstrend
Statistische Fehler -
Nimmt mit steigender Häufigkeit Messungen(räumlich, zeitlich) ab
der
Niederschlagstrend seit 1881 – Änderung des Niederschlags in % Nur in Sachsen regnet es heute weniger als vor 130 Jahren
Gebietsniederschlag Von Punktmessung zur Flächenangabe Berücksichtigung von Reliefinformation - Höhenabhängigkeit Hypsometrische Korrektur berücksichtigt Korrelation zwischen Höhenlage und Niederschlag - Luv-Lee-Effekt im Winter deutlicher als im Sommer
Alternative: Flächenhafte Messverfahren - Fernerkundungsverfahren: Radar, Lidar, Sodar - Ableitung aus satellitengestützten Messungen Einflüsse - Niederschlagstyp Warmfrontniederschläge variieren räumlich relativ wenig, Kaltfrontniederschläge und Konvektionsniederschläge haben stark variierende Niederschlagszellen - Küstenentfernung Ozeanität/Kontinentalität (bestimmt indirekt vorwiegende Niederschlagstypen) - Relief - Höhenlage der Messstation (lapse rate), orografischer Einfluss (Höhenstrukturen – Steigungsregen) Berechnung - Arithmetisches Mittel - Thiessen-Verfahren Niederschlagsstationen zu Dreiecken zusammenfassen, Mittelsenkrechten der Dreiecksseiten bilden Grenzen der Bezugsflächen, Schätzung Niederschlag für die Teilfläche ist die Messstation, die in der jeweiligen Bezugsfläche liegt - Isohyeten-Verfahren Entlang der Höhenlinien
Interzeption -
Abfangen bzw. Zurückhalten von Niederschlägen auf der Vegetation Interzeptierte Niederschläge gelangen als Stammabfluss oder Kronendurchlass auf den Boden oder sie verdunsten
Interzeptionskapazität Niederschlagsmenge, die eine Oberfläche aufnehmen und zurückhalten kann
Interzeptionsverlust In Nadelwäldern 30 - 40 % In Laubwäldern 15 - 25 % Bei unbelaubten Bäumen 4 - 7 % In tropischen Wäldern 10 - 15 % des jährlichen Gesamtniederschlags (Träufelspitzen – fördert Abfließen des Wassers)
Wasserbilanz N – Freilandniederschlag NKr – Kronentrauf NSt – Stammablauf Ni – Infiltration V – Versickerung IB – Interzeption Baumschicht IK – Interzeption Krautschicht ET – Evapotranspiration Tr – Bestandestranspiration EBo – Bodenverdunstung W – Wasservorrat Ökosystem Wp – Wasservorrat Phytomasse Wßo – Wasservorrat Boden Niederschlag Jahresdurchschnitt 966 mm 52,5 % Interzeptionsverdunstung Transpiration und Bodenverdunstung 47 % versickern 0,5 % Biomassezuwachs
Bestandesniederschlag Messung durch Totalisatoren oder an Rinnen angeschlossene Bestandesniederschlagsschreiber
Stammabfluss Manschette wird spiralförmig am Stamm angebracht, Anschluss von Totalisator oder registrierendem Niederschlagsschreiber Wenn es 21,2 mm (L) geregnet hat in einem Einzugsgebiet mit der Fläche A EO 718 km2 = 718.000.000 m2, ist das eine Wassermenge von 21,2 L · 718.000.000 m2 = 15.221.600.000 L = 15.221.600 m3 Bei einem mittleren Interzeptionsverlust von 15 % hat man einen Anteil an Wasser von 15.221.600 m 3 · 0,15 = 2.283.240 m3 der in der Vegetation verbleibt und von dort direkt verdunstet
Niederschlag Gießen
0 10 20 30 40 50 SCHNEEHOEHE
Verdunstung Strahlungsgesetz Stefan-Boltzmann-Gesetz Ψs [W ] = σ ·T4 -2 m
σ = Stefan-Boltzmann-Konstante 5.6696·10-8 W m-2·k-4 T = Oberflächentemperatur des schwarzen Körpers (K) -
Strahlungsleistung proportional zur vierten Potenz der Oberflächentemperatur eines Körpers Durch Integration des Planck‘schen Strahlungsgesetzes über den gesamten Spektralbereich über sämtliche Wellenlängen bzw. Frequenzen berechenbar
Wien‘sche Verschiebungsgesetz λmax·T = 2,898·10-3 m·K λmax = Wellenlänge des Maximums der Spektralkurve (m) T = Temperatur des schwarzen Körpers (K) - Lässt sich aus Plank’schen Strahlungsgesetz ableiten - Bei steigender Temperatur verschiebt sich Strahlungsmaximum zu kürzeren Wellenlängen
Die Sonne hat bei einer Wellenlänge von λmax = 2,898·10-3 m·K : 5870 K ≈ 0,000000501 m = 0,000501 mm = 0,501 µm = 501 nm ihr Strahlungsmaximum Bei einem Wellenmaximum der Ausstrahlung von 9,8 µm = 0,0000098 m hat die Erde eine mittlere Temperatur von 2,898·10-3 m·K : 0,0000098 m ≈ 295, 71 K = 22,56 °C
Spektrale Strahlungsdichte -
-
-
Temperatur steigt, Maximum der Kurven verlagert sich in Richtung kürzerer Wellenlängen (Wien’sche Verschiebungsgesetz) Je höher Temperatur, desto schiefer Spektralverteilung Verteilung zu 5870 K entspricht dem Sonnenspektrum am Rande der Photosphäre der Sonne Fläche unter den Kurven steigt mit der vierten Potenz der Temperatur an (Stefan-Boltzmann-Gesetz) Kurve für die Temperatur der Erde (300 K) fast eine Gerade
Albedo - Verhältnis von diffus reflektiertem Strahlungsfluss zu einfallendem (meist solarem) Strahlungsfluss - Unterscheidung zwischen kurz- und langwellige Albedo - Angabe in %
Neuschnee Altschnee Schnee Wolken Dünensand Sandboden Ackerboden Tropischer Regenwald Nadelwälder Laubwälder mittlerer geographischer Breite im Sommer Rasen Landwirtschaftliche Kulturen Gärten, Weinberge Tiefes Wasser bei - Hoch stehender Sonne - Tief stehender Sonne - Streifender Sonne
Kurzwellig 75-95 40-70 60-90 30-60 15-40 7-17 10-12 5-12 15-20
Langwellig
0,5 10 10 8
1,5 15-25 20-25 3-10 ≈ 80 ≤ 100
Messungen – Strahlung Albedometer (Doppelpyranometer) Misst Strahlungsbilanz, Globalstrahlung, Reflexstrahlung des Bodens
Pyrheliometer Messung der direkten Sonnenstrahlung (nur direkter Einfluss, abgeschirmt gegen Umgebungsstrahlung), einfallende direkte Sonnenstrahlung von geschwärzten Flächen absorbiert, über Thermoelemente registriert
Sonnenscheinautograf Bestimmung der Bewölkung und Sonnenscheindauer, auf Registrierstreifen werden Brandspuren erfasst
Komponenten (ET = E + T + I) Transpiration
Evaporation
Wasser wird unter Einfluss aktiven Stoffwechsels verdunstet (Pflanzen, Schwitzen beim Menschen)
Verdunstung an einer Oberfläche ohne Mitwirkung eines lebendigen Organismus (Seeoberfläche, Boden, Dachfläche), abhängig von Wassergehalt und Leitfähigkeit der Oberfläche
Interzeption Niederschlagswasser, das von Teilen der Vegetation verdunstet ohne zu Boden zu gelangen
Evapotranspiration – Gesamtverdunstung der Erdoberfläche
Treiber der Verdunstung Atmosphäre Strahlung Temperatur Dampfdruck Wind
Vegetation Stomatärer Widerstand Höhe Blattfläche Blattrauhigkeit Abschattung Albedo
Boden Wurzeltiefe Bodenfeuchte Matrixpotential Textur Farbe Wärmeleitfähigkeit Wärmekapazität
Messungen – Verdunstung Assmann’sche Aspirations-Psychrometer (sehr genau) - 2 Thermometer; ein normales und ein Feuchtthermometer, Verdunstung kühlt das feuchte Thermometer – zeigt niedrigere Temperatur als das trockene - Temperaturunterschied ist Maß für Feuchtegehalt der Luft, Umrechnung mit Tabellen (bei 100 % zeigen beide die gleiche Temperatur) Direkte Messverfahren Evaporimeter
Evaporometer, Atmometer
-
Haarhygrometer (relativ ungenau) Erhöht sich die relative Luftfeuchtigkeit von 0 auf 100 %, steigt die Länge menschlicher Haare um 2,5 %
class-A-pan: standardisierte Wasserverlust durch Wägung
Verdunstungspfanne,
Wild’sche
Waage:
Piche-Gerät: umgedrehtes gefülltes Wasserrohr steht auf einem Filterpapier über das die Verdunstung statt-findet, Czeratzki-Scheibe: poröse Tonscheibe mit kontinuierlicher Feuchte-nachlieferung
Lysimeter
Mikrometeorologische Messung
1 Container 6 Elektronische Waage 2 Waage 7 Entwässerung 3 Bunker 8 Feuchtigkeitssensor 4 Erde 9 Temperatursensor 5 Filter (Sand, Kies) 10 Gras Energiebilanzmethode (Bowen ratio), Luftkörperaustausch Gradientenverfahren
Indirekte Messverfahren Bodenwasserhaushaltbestimmung -
Lysimeter Tensiometer Gravimetrische Bodenfeuchtebestimmung Time Domain Reflectory (TDR)
Thermodynamische Berechnungsverfahren - Penman - Penman-Monteith
Empirische Formeln -
Haude Thornthwaite
(Eddy
flux),
Fernerkundungsverfahren
Transpiration -
Saftflussmessung Nadeln im Baum, Temperatur wird an verschiedenen Stellen gemessen, die Differenz zeigt wie viel Wasser verdunstet ist
-
Messung der stomatären Leitfähigkeit (Porometer) Einzelblattmessung in einer Küvette, Bestimmung CO2-Emission und Wasserdampfaustausch
Berechnungsverfahren Haude ETpHaude= aHaude(E - e) aHaude = Empirischer (konstanter) monatlicher Pflanzenfaktor (Haude-Faktor) E - e = Sättigungsdefizit der Luft mit Wasserdampf (hPa) Thornthwaite
ETThorn = 0,533 · n · s0/12 · (10 · t/J)a n = Länge des gewählten Zeitintervalls in d S0 = Mittlere tägliche astronomisch mögliche Sonnenscheindauer des Zeitintervalls in (h) t = Mittelwert der Lufttemperatur für ein bestimmtes Zeitintervall (Tag, Monat) in °C a, J = Empirische Koeffizienten
Turc
ETTurc = 0,0031 · C · (RG + 209) · (t · (t + 15)-1)C = 1 + ((50 -U) / 70) bei U 50 % U = Tagesmittel der Luftfeuchte in % RG = Globalstrahlung in J/cm²; RG = R0 · (0,19 + 0,55 · (S · S0- 1)) R0 = Extraterrestrische Strahlung in J/cm² S = Sonnenscheindauer des Tages in h S0 = astronomisch mögliche Sonnenscheindauer in h t = Tagesmittel der Lufttemperatur in °C
FAO (Standard)
s = Steigung der Sättigungsdampfdruckkurve (hPa·K-1) Rn = Strahlungsbilanz (W·m-2) G = Bodenwärmestrom (W·m-2) es (T) - e = Sättigungsdefizit, abhängig von Lufttemperatur T und Dampfdruck e (hPa) y = Psychrometerkonstante (hPa·K-1) u2 = Windgeschwindigkeit in 2 m Höhe (m·s-1)
Gebietsverdunstung Nomogramm Gebietsverdunstung Mitteleuropas als Funktion des Jahresniederschlags und Jahresmitteltemperatur der Luft
Wald Grünland Ackerland Brache
Bodenevaporation 15 30 100
Interzeptionsverdunstung 40 25 15 -
Transpiration 60 60 55 -
Abfluss Wasservolumen pro Zeiteinheit und definiertem Abflussquerschnitt (m 3*s-1) Q = V·t-1(m3·s-1) Q (m3·s-1) = Fließgeschwindigkeit (m·s-1) · Fließquerschnitt (m2) Q (m3·s-1) = v(m*s-1) · A (m2) Abflussspende q Quotient aus Abfluss Q (m3s-1) und Oberfläche des Einzugsgebiets (AEO) (km2): q = Q·AEO-1(m3·s-1·km-2) Abflusshöhe Abfluss innerhalb einer Zeiteinheit (mm·a-1) Hydrologisches Jahr Wasserwirtschaftsjahr 01.11.- 31.10., Sommerhalbjahr 01.05.- 31.10. Bei einer mittleren Abflussgeschwindigkeit von 3 (m·s-1), einer Einzugsgebietsgröße von 80 (m 2) und einem a=3m b = 0,4 m c = 2,6 m Abflussquerschnitt: Erhält man eine Abflussspende von: A = 3-2,6 = 0,4; 0,4:2 = 0,2; 0,2·0,4 = 0,08; 0,0 2,6·0,4 = 1,04; 0,08+1,04 = 1,12 (m 2) Q = 1,12·3 = 3,36 (m3·s-1) ·60·60·24·365 = 105960960 (m3·a-1):1000000000 ≈ 0,106 (km3·a-1) q = 3,36:80:100 = 0,00042 (m3·s-1·ha-1) ·60·60·24 = 36,6 (m3·d-1·ha-1)
Abflussbildende Prozesse Horton’scher Oberflächenabfluss
-
Infiltrationsüberschuss bei Verschlämmung vor allem in ariden und tropischen Gebieten Makroporen wirken ihm entgegen Kann b...