Kitabı oku: «Hydrologie», sayfa 2
▶HDO, halbschweres Wasser,
▶D2O, schweres Wasser,
▶T2O, superschweres Wasser.
Isotopomere Formen des Wassers werden auch als natürliche Tracer in der Umwelt eingesetzt (→ Kap. 16).
2.3 | Physikalische Eigenschaften
Wasser ist die einzige Verbindung in der Natur, die unter Atmosphärenbedingungen in den drei Zustandsformen, nämlich fest, flüssig und gasförmig nebeneinander vorliegt: als Eis, als flüssiges Wasser und als Wasserdampf. Dies ist eine Folge der starken H-Brücken.
Strukturen – Dichteanomalie – Aggregatzustände – Phasendiagramm
Im Eis sind Wassermoleküle über Distanzen, die die molekularen Dimensionen um viele Größenordnungen überschreiten, dreidimensional periodisch in einem Molekülgitter angeordnet. In der regulären Struktur des Eises (Eis-I) hat ein Wassermolekül vier tetraedrisch angeordnete nächste Nachbarn. Wird der Festkörper durch Energiezufuhr erwärmt, werden die Wassermoleküle auf ihren Gitterplätzen thermisch angeregt. Die Anregung führt im Molekül zu Schwingungen der Atome gegeneinander und im Festkörper zu Schwingungen der Moleküle um ihre Gitterplätze. Bei fortgesetzter Energiezufuhr verliert der Festkörper seine Fernordnung. Etwa 15 % der H-Brücken brechen, und das Eis schmilzt. Indem die reguläre Anordnung kollabiert, werden die Hohlräume der Struktur gefüllt. Es entsteht eine weniger einheitliche, aber dichtere Packung der Moleküle. Dies erklärt die höhere Dichte der Flüssigkeit am Schmelzpunkt (0 °C) gegenüber der des Festkörpers.
Wasser hat bei 4 °C seine größte Dichte.
Der Vorgang der Verdichtung setzt sich noch bis ca. 4 °C (exakt: 3,98 °C) fort. Bei dieser Temperatur ist das Dichtemaximum des Wassers von 1,00 g/cm3 erreicht. Danach überwiegt dann die Volumenzunahme infolge der Erhöhung der Molekülbewegungen. Alles Wasser unterhalb und oberhalb von 4 °C ist also weniger dicht bzw. beansprucht mehr Raum als Wasser bei 4 °C. So beträgt die Dichte bei 0 °C 0,9999 g/cm3, bei 10 °C 0,9997 g/cm3.
Box 2.1
Die Dichteanomalie des Wassers
Die Dichteanomalie des Wassers ist für die Natur von zentraler Bedeutung. Zum einen ist sie die Ursache für geologische Verwitterung. Wasser verursacht die Spaltung von Gestein während Frostperioden infolge des Gefrierens des in Risse eingedrungenen Wassers. Zum anderen ermöglicht sie aquatischen Organismen in Seen das Überleben im Winter. Bei Abkühlung sinkt Wasser von 4 °C auf den Boden des Sees (→ Kap. 10). Die einsetzende Konvektion befördert wärmeres und damit leichteres Wasser in die oberen Schichten, wo es dann gleichfalls abkühlt. Bei andauerndem Frost wird zunächst das exponierte Oberflächenwasser weiter abkühlen, infolge seiner geringeren Dichte aber nicht absinken. Die Eisbildung setzt auf der Seeoberfläche ein und bringt die Konvektion zum Erliegen. Wegen der isolierenden Wirkung des Eises kann die Kälte nun nur mehr langsam vordringen. Folglich werden – hinreichende Wassertiefe vorausgesetzt – Seen nicht bis zum Grund durchfrieren, sodass Lebewesen dort den Winter überdauern können.
Wasser ist integraler Bestandteil biologischer Systeme.
Biomoleküle liegen naturgemäß in wässriger Lösung vor. Ihre Funktion wird durch das wässrige Milieu erheblich beeinflusst oder überhaupt erst ermöglicht. Wasser ist nicht nur Lösemittel, sondern integraler Bestandteil biologischer Systeme.
Verdunsten – Verdampfen – Kondensieren
Führt man Wasser in einem Gefäß, das gegen die Atmosphäre offen ist, von außen Energie zu, erhöht sich seine Temperatur und damit die mittlere kinetische Energie der Wassermoleküle. Die Bewegung der Moleküle gegeneinander wird so lange verstärkt, bis sie am Siedepunkt 100 °C so viel Energie haben, dass ihre gegenseitige Anziehung nicht mehr ausreicht, um sie zusammenzuhalten. Dabei bleibt die Siedetemperatur konstant, denn die zugeführte Energie dient ausschließlich der Trennung der Wassermoleküle voneinander sowie der Leistung von Volumenarbeit gegen die Atmosphäre. Die Wärmemenge, die für die Verdampfung von 1 mol Wasser an seinem normalen Siedepunkt (100 °C) bei einem Druck p = 1013 hPa, aufgewendet werden muss, ist die molare Verdampfungsenthalpie ΔHv (100 °C). Sie beträgt 40,7 kJ/mol.
Verdunstung von Wasser (→ Kap. 7) tritt dann auf, wenn der temperaturabhängige Sättigungsdampfdruck größer ist als der über der Wasserphase herrschende Partialdruck. Verdunstung ist also nur möglich, wenn in der Gasphase stofffremde Gase vorhanden sind, wie Stickstoff oder Sauerstoff. Während der Verdunstung wird Verdunstungswärme der flüssigen Phase entzogen, sodass sie sich abkühlt. Dieser Vorgang wird als Verdunstungskälte bezeichnet. Kondensation ist der umgekehrte Prozess zur Verdunstung und findet statt, wenn der Sättigungsdampfdruck unter dem Partialdruck liegt. Ein bekanntes Beispiel ist die Taubildung aus feuchter Luft bei nächtlicher Abkühlung, bei der Kondensationswärme frei wird.
Gefrieren – Schmelzen
Indem flüssiges Wasser abkühlt, sinkt die mittlere kinetische Energie der Wassermoleküle. Bei einer bestimmten Temperatur, dem Gefrierpunkt, der bei 0 °C beim Druck p = 1013,25 hPa liegt, sind einige der Moleküle so energiearm, dass sie von den starken zwischenmolekularen Kräften zu einem regelmäßigen Festkörper, einem Eiskristall, zusammengefügt werden können. Betrachtet man 1 mol Wasser, so ist die vom Einsetzen der Kristallisation bis zum vollständigen Gefrieren zu entziehende Wärmemenge die molare Kristallisationsenthalpie. Die für die Umkehrung des Gefrierens anzusetzende molare Schmelzenthalpie ist dem Betrag nach gleich, doch hat sie ein umgekehrtes Vorzeichen. Sie beträgt bei 0 °C und p = 1013,25 hPa 6,02 kJ/mol und ist damit wesentlich kleiner als die Verdampfungsenthalpie, da die Moleküle beim Schmelzen nicht gegen die zwischenmolekularen Kräfte voneinander entfernt werden müssen.
Auch über vollständig als Eis vorliegendem Wasser ist ein Dampfdruck messbar. Der Dampfdruck von Eis nimmt, wie bei jedem Feststoff, mit zunehmender Temperatur zu. Am Schmelzpunkt ist der Dampfdruck von Eis gleich dem Dampfdruck des flüssigen Wassers. Die Verdampfung eines Festkörpers ohne Durchlaufen einer flüssigen Phase wird Sublimation genannt. Dieser Effekt lässt sich im Winter beobachten, wenn Eis und Schnee auch bei lang anhaltender Kälte mit Temperaturen unter 0 °C ohne aufzutauen langsam verschwinden.
Phasendiagramm des Wassers
Ein Phasendiagramm definiert die Bereiche von Druck und Temperatur, in denen die verschiedenen Phasen thermodynamisch stabil sind. Entlang der Trennlinien dieser Bereiche, den Phasengrenzen, stehen zwei Phasen im thermodynamischen Gleichgewicht miteinander. Im Folgenden wird das Phasendiagramm des Wassers für das Einkomponenten-System vorgestellt (→ Abb. 2-4). Der normale Schmelzpunkt, exakt 0 °C, und der Siedepunkt des Wassers, exakt 100 °C, die als Fixpunkte für die Definition der Celsius-Skala dienen, sind in der Gegenwart von Luft ermittelt: p = 1013,25 hPa.
Abb. 2-4 | Phasendiagramm des Wassers mit Sublimationskurve, Schmelzpunktkurve und Dampfdruckkurve (nach Sontheimer et al. 1980).
Der in der Gasphase herrschende Druck heißt Dampfdruck des Wassers bei der gegebenen Temperatur. Die Kurve T-K im Phasendiagramm (→ Abb. 2-4) heißt folglich die Dampfdruckkurve des flüssigen Wassers.
Eine analoge Überlegung gilt für die Phasengrenze fest/gasförmig: Diese markiert die Dampfdruckkurve von Eis. Der Dampfdruck des Wassers nimmt unabhängig vom Aggregatzustand, wie der jeder anderen Substanz, mit steigender Temperatur zu. Entlang der Schmelzpunktkurve stehen Eis und flüssiges Wasser miteinander im Gleichgewicht. Die Dampfdruckkurven von Eis und flüssigem Wasser und die Schmelzpunktkurve schneiden sich im Tripelpunkt TP des Wassers. Nur unter den (p, T)-Bedingungen dieses Punktes, der bei 6,11 hPa und 0,01 °C liegt, stehen die drei Aggregatzustände Eis, Wasser und Dampf miteinander im thermodynamischen Gleichgewicht.
Am Tripelpunkt stehen die Aggregatzustände Eis, Wasserdampf und Wasser im thermodynamischen Gleichgewicht.
Ein weiteres markantes Detail ist die Tatsache, dass die Dampfdruckkurve des flüssigen Wassers an einem definierten Punkt endet. Dies ist der kritische Punkt K. Erhitzt man das im geschlossenen Gefäß konstanten Volumens befindliche Wasser kontinuierlich, kann das Wasser nicht sieden. Stattdessen nehmen der Dampfdruck und die Dichte des Wasserdampfes kontinuierlich zu und infolge der thermischen Ausdehnung nimmt die Dichte der Flüssigkeit kontinuierlich ab, bis die Dichte des Dampfs und der verbliebenen Flüssigkeit gleich werden und die Grenzfläche zwischen den beiden Phasen verschwindet. Die Temperatur dazu heißt kritische Temperatur und der entsprechende Dampfdruck kritischer Druck des Wassers. Die kritische Temperatur des Wassers beträgt 374,15 °C und der dann herrschende kritische Druck 221 192 hPa. Überkritisches Wasser ist im Vergleich zu Wasser unterhalb des kritischen Punkts wesentlich weniger polar. Es kann daher hydrophobe, ansonsten wasserunlösliche Substanzen lösen.
Oberflächenspannung des Wassers – Kapillarwirkung
Im Inneren einer Ansammlung flüssigen Wassers erfahren die Wassermoleküle von allen Seiten gleiche Kräfte. Auf die an der Wasseroberfläche befindlichen Wassermoleküle wirkt jedoch eine in das Wasserinnere gerichtete Kraft (→ Abb. 2-5). Dies hat die Minimierung der Oberfläche zur Folge, weshalb der Tropfen nach der Kugelform strebt, da eine Kugel der Körper mit dem kleinsten Verhältnis von Oberfläche zu Volumen ist. Um die Oberfläche einer Flüssigkeit um eine Flächeneinheit zu vergrößern, muss Arbeit geleistet werden. Sie wird als Oberflächenspannung bezeichnet. Im Falle des Wassers bedingt die Oberflächenspannung eine gewisse Belastbarkeit der Oberfläche, ohne dass die Struktur des flüssigen Wassers «reißt». So können sich etwa Insekten, z.B. Wasserläufer, auf der Wasseroberfläche fortbewegen.
Eine Konsequenz der Oberflächenspannung ist die Neigung des Wassers, in einer engen Röhre infolge der Kapillarwirkung gegenüber dem umgebenden Wasserspiegel aufzusteigen. Die Wandung der Kapillare muss allerdings benetzbar sein. Dies ist z.B. im Falle einer Glaskapillare, eines Löschblatts oder in Silikaten gegeben, die an der Oberfläche Hydroxylgruppen bzw. andere polare Gruppen aufweisen. Die sich in einer Glaskapillare ausbildende konkave Oberfläche der Wassersäule wird als Meniskus bezeichnet.
Abb. 2-5 | Effekt der Oberflächenspannung bei der Ausbildung eines Wassertropfens auf einer benetzbaren Feststoffoberfläche.
Viskosität
Die physikalische Größe Viskosität beschreibt die Zähigkeit von Fluiden infolge innerer Reibung. So wird z.B. der gegenseitigen Verschiebung zweier benachbarter, nicht verwirbelter Schichten im Fluid ein Widerstand entgegengesetzt. Dies ist die Grundlage für die Definition der dynamischen Viskosität ηd, deren physikalischer Sinn z.B. für Wasser aus folgender Beziehung ersichtlich wird:
Hierbei ist F die erforderliche Kraft, die benötigt wird, um zwischen zwei Flüssigkeitsschichten mit der Berührungsfläche A den Gradienten der Geschwindigkeit 
, senkrecht zur Strömungsrichtung, aufrechtzuerhalten. Für praktische Berechnungen wird die dynamische Viskosität auf die Dichte des Wassers bezogen und kinematische Viskosität ηk genannt. Sie ist Bezugsgröße der dimensionslosen Reynolds-Zahl Re:
Löslichkeit von Gasen
Die Löslichkeit eines Gases i wird mit dem Henry-Dalton-Gesetz beschrieben:
Die Löslichkeit eines Gases ist proportional zu dessen Partialdruck, also seinem Volumenanteil multipliziert mit dem Gesamtdruck. Berechnet für Luft bei 10 °C, ergeben sich folgende Massenkonzentrationen:
pO2 = 210 hPa cO2 = 11,27 mg/l
pN2 = 780 hPa cN2 = 17,63 mg/l
pCO2 = 0,3 hPa cCO2 = 0,70 mg/l
Die Temperaturabhängigkeit der Henry-Konstanten für Sauerstoff bedingt eine fallende Sättigungskonzentration mit steigender Temperatur:
Merksatz: Die Viskosität des Wassers sinkt mit steigender Temperatur, wie auch die Dichte über 4°C, wodurch das Fließverhalten in allen Kompartimenten des Wasserkreislaufs deutlich beeinflusst wird.
20°C: cO2 = 9,08 mg/l
30°C: cO2 = 7,53 mg/l
Die wichtigsten Gase in natürlichen Wässern sind:
| → O2: | herausragende Bedeutung für Redoxprozesse und biologische Prozesse, |
| → CO2: | in der Luft nur ca. 0,6 mg/l, |
| → CH4: | Gas aus anaeroben Abbauprozessen organischer Stoffe, |
| → H2S: | aus Faulprozessen, also anaerob, durch Reduktion von Sulfationen, |
| → N2: | geringe Bedeutung, entsteht beim Nitratabbau. |
Suspension und Emulsion
Unter einer Suspension versteht man die Feinverteilung von Feststoffteilchen im Wasser. Die Feststoffe sind dabei als Partikel in einem weiten Größenbereich zu finden. Suspendierte Stoffe sind dabei größer als ca. 1 μm im Durchmesser. Nanopartikel, also Kolloide, liegen zwischen 0, 01 μm und 1 μm. Im Bereich unter 0,01 μm bzw. 10 nm finden sich die gelösten Moleküle. Suspendierte und kolloidale Stoffe erzeugen eine Lichtstreuung und führen daher zur Trübung des Wassers, ein wichtiger Qualitätsparameter.
Emulsionen entstehen durch eine Feinverteilung von flüssigen, nicht mit Wasser mischbaren Flüssigkeiten wie Ölen, wodurch sich Tröpfchen mit Durchmessern ab ca. 20 nm bis in den Bereich von 0,1 mm bilden. Bekanntestes Beispiel ist Milch als Fett-Wasser-Emulsion.
Weiterführende Literatur
Grohmann, A. N., Jekel, M., Grohmann, A., Szewzyk, U. und R. Szewzyk (2011): Wasser. Chemie, Mikrobiologie und nachhaltige Nutzung. Berlin.
Nießner, R., Höll, K. (Hrsg.) (2010): Wasser. Nutzung im Kreislauf. Hygiene, Analyse und Bewertung. 9. Auflage. Berlin/New York.
Sigg, L. und W. Stumm (2011): Aquatische Chemie. Zürich.
Worch, E. (2000): Wasser und Wasserinhaltsstoffe. Stuttgart.
| 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.
