5. Die Verdunstung - uni- · PDF fileGebieten, wo das meiste Wasser in den Pflanzen durch Transpiration verloren geht. * Die Abschätzung des Wasserhaushaltes des Erd-Ökosystems und,

FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie IngenieurhydrologieUniversitt KasselProf. Dr. rer. nat. M. Koch 5.1
5. Die Verdunstung
5.1 Allgemeine Betrachtungen und Definitionen
Als Verdunstung bezeichnet man den Phasenbergang von Flssigkeiten von der flssigen Phase in dieGasform bei Temperaturen unterhalb des Siedepunktes. Bei reinem Wasser wird hierzu eine spezifischeEnergie von 2500 kJ/kg bentigt, wobei letzerer Wert nach GI. 2.2 wiederum von der Temperaturabhngt. Auch Schnee wird durch Sublimation verdunstet, allerdings nur mit etwa 25% der Rate vonWasser bei gleicher Temperatur.
Die Verdunstung aus dem Boden oder von freien Wasserflchen wird als Evaporation, die Wasserabgabeder Pflanzen als Transpiration bezeichnet. Da beide Vorgnge quantitativ nur schwer voneinander zutrennen sind, wird blicherweise ihre Summe, die Evapotranspiration, betrachtet. Die Verdunstung wirdangegeben in mm Wasserhhe pro Zeiteinheit t.
Die potentielle Evapotranspiration ist die unter den gegebenen klimatischen Bedingungen mglicheVerdunstung von einer mit Pflanzen bestandenen Landoberflche bei ungehinderter Versorgung mitWasser. Die tatschlich vorhandene aktuelle Evapotranspiration ist insbesondere in ariden Gebietenkleiner als die potentielle Evapotranspiration. Das Verhltnis dieser Werte ist magebend fr die Frageeiner optimalen Bewsserung in der Landwirtschaft.
Bei der Bilanzierung des Bodenwasserhaushalts ist die Interzeption zu bercksichtigen. Dies ist derjenigeAnteil der Niederschlge, der zur Benetzung der Oberflchen der Vegetation dient und nicht auf denBoden gelangt.
5.2 Bedeutung der Verdunstung
Die exakte Quantifizierung der Verdunstung ist von groer Bedeutung fr:
* Die Abschtzung des Wasserhaushaltes sowie der Menge des wasserwirtschaft-lichgewinnbaren Wassers.
* Die korrekte Auslegung von Reservoiren und Stauseen wo viel Wasser durch Verdunstenverloren gehen kann.
* Die Bemessung von optimaler knstlicher Bewsserung in ariden oder semiaridenGebieten, wo das meiste Wasser in den Pflanzen durch Transpiration verloren geht.
* Die Abschtzung des Wasserhaushaltes des Erd-kosystems und, damit zusammen-hngend, den langfristigen Einflu von globalen Klimanderungen auf die Vegetation.
* Das Verstndnis von kleinrumigen aber auch globalen meteorologischen Aspekten.

Epot PQinGWQout IseepdS
5.3 Einflu von meteorologische Faktoren auf den Grad der Verdunstung
Die wesentlichen Faktoren die den Grad der Verdunstung bestimmen sind:
1) Das Sttigungsdefizit D = es - ea (Gl. 2.5), d.h. die Differenz zwischen demSttigungsdampfdruck es und dem tatschlich vorhandenen Dampfdruck in der Luft ea,wobei es von der Temperatur abhngt (s. Gl. 2.3).
2) Die Netto-Sonneneinstrahlung Ein net an der Erdoberflche, d.h. die nach Abzug aller
reflektierten Strahlung brigbleibende Energien.
3) Der Wind, der direkt dafr sorgt, da das Sttigungsdefizit D an der Wasser- oderErdoberflche aufrecht erhalten wird.
4) die Lufttemperatur Ta
und in einem geringerem Mae
5) der Luftdruck pa
5.4 Berechnung der Evaporation ber einer offenen Wasseroberflche
Die quantitative Bestimmung der Evaporation und der Verdunstung allgemein ist eine der schwierigstenAnliegen in der Hydrologie. Dies gilt sowohl fr die metechnische Erfassung, die meistens nur indirekterfolgt (Ausnahme sind die Verdunstungskessel), als auch fr die direkte Ermittlung unter Verwendungvon physikalischen fundierten Formeln, oder daraus heuristisch abgeleiteten, vereinfachten empirischenFormeln.
Ein groer Teil der im folgenden zu besprechenden Verfahren zur Mglichkeit der Quantifizierung derEvaporation ist erstmals in einer umfangreichen hydrologischen Studie am Lake Hefner im US. StaatOklahoma in den fnfziger Jahren getestet und danach vielfach verfeinert worden. Trotzdem herrschtnach wie vor noch viel wissenschaftliche Unklarheit ber die Mechanismen der Verdunstung. Dies giltsowohl fr die potentielle, aber um so mehr fr die aktuelle Evapotranspiration.
5.4.1 Wasser Budget Methode
Diese Methode ist eine reine metechnische Methode und beruht auf der Anwendung der Grund-Bilanzgleichung (1.9) angewendet auch einen See oder ein Reservoir (s. auch bung 1.1). Danach kanndie potentielle Evaporation Epot bestimmt werden durch:
(5.1)
mit:
P = Niederschlag
Qin = Oberflchenzuflu
Qout = Oberflchenabflu
GW = Grundwasserzuflu
Iseep = Infiltration durch Versickerung
dS = Speicherungsnderung
Abgesehen von dem Grundwasserzuflu GW und der Infiltrationsrate Iseep lassen sich alle anderen Gren

Epot EinR E
outR Q
inadvQ
outadvQ
inGWQ
outGWQ
insensQ
outsensdES
Epot EnetR Q
netadvQ
netGWQ
netsensdES
in Gl. 5.1 relativ einfach messen. Diese beiden Parameter lassen sich mittels Piezometern indirekt unterAnwendung des Darcy Gesetzes oder direkt mittels eines Seepage Meters messen. Letzeres ist nichtsanderes als ein nach unten offener Metallzylinder, der auf den Seeboden gestlpt wird und auf den amoberen, geschlossenen Ende ein flexibler Ballon angesetzt ist. Dieser vergrert oder vermindert seinVolumen, je nachdem ob sich der Zylinder fllt (Grundwasserzuflu) oder leert (Infiltration).
Eine andere Mglichkeit sowohl die Versickerung als auch die Evaporation zu bestimmen, besteht in dergleichzeitigen Lsung von Gl. 5.1 und einer zweiten nach einer anderen Methode (s. folg. Kap.)aufgestellten Gleichung fr die Evaporation.
In den Hefner Lake Untersuchungen ergaben sich fr die nach obiger Methode ermittelten Werte fr EpotFehler zwischen 5 und 10%. Eine interessanter Aspekt war bei der saisonalen Integration der BudgetTerme in Gl. (5.1) die Notwendigkeit einer Korrektur des Speichervolumens dS von etwa 10 mm/Monaufgrund von Dichtevariationen des Wassers infolge von starken Temperatur-schwankungen (Oklahomahat ein kontinentales Klima).
5.4.2 Energie-Budget-Methode
5.4.2.1 Bilanzgleichung
In der Energie-Budget-Methode wird, analog der Wasser-Budget-Methode, eine Bilanzierung einesGewssers fr den Energiehaushalt durchgefhrt
(5.2)
mit:
Epot = Energie die zur potentiellen Evaporation beitrgt
Erin = auf die Erdoberflche einfallende radiative Sonneneinstrahlung
Erout = von der Erdoberflche und der Wasseroberflche reflektierte radiative
Sonneneinstrahlung
Qadvin = advektiv transportierte Wrmeenergiezufuhr
Qadvout = advektiv transportierte Wrmeenergieabfuhr
QGWin = Zufuhr von Energie vom Aquifer durch Wrmeleitfhigkeit
QGWout = Abfuhr von Energie zum Aquifer durch Wrmeleitfhigkeit
Qsensin = Zufuhr an sensibler (fhlbarer) Wrme von der Atmosphre
Qsensout = Abfuhr an sensibler (fhlbarer) Wrme an die Atmosphre
dES = Energie-Speichernderung
Die jeweiligen in- und out-Terme lassen sich auch zu einer Netto-Rate der zuflieenden Energiezusammenfassen:
(5.3)
Bei der radiativen Sonneneinstrahlung ERnet mu man noch unterscheiden zwischen der kurzwelligen
Strahlung ERshortnet und der langwelligen Strahlung ERlong
net, die jeweils unterschiedlichenGesetzmigkeiten folgt. Es gilt dann offensichtlich

EnetR EnetRshortE
netRlong
(5.4)
Box 5.1: Der Strahlungshaushalt der Erde
Abb. 5.1: Die Strahlungsbilanz der Erde; oben: allgemeine Bilanz; unten: kurzwellige (links) undlangwellige (infrarot, rechts)) Strahlung
Anmerkung: Die auf die Oberflche der Atmosphre einfallende Strahlungsdichte wird durch dieSolarkonstante = 1367 W/m2 (senkrecht zur Achse Erde-Sonne) quantifiziert. Allerdings ist wegen derKugeloberflche (A = 4 r2) die effektive Energiedichte nur 1367/4 = 342 W/m2 !!

Abb. 5.2: Elekromagnetisches Spektrum (rechts) und spektraleVerteilung des Sonnenlichtes (oben). Man beachte dass diemeiste Energie als Flche unter der Kurve im Infrarot(langwelligen Bereich) vorliegt.
Fr die Lage des Maximums des Spektums gilt das
Wiensche Verschiebungsgesetz :
max * T = const. = 2,9 * 10-3 m oK
mit T = Sonnentemperatur (=6000 0K )
===> max = 2,9 * 10-3 m oK / 6000 0K ~ 0,5 * 10-6 m
= 0,5 m = 500 nm (grnes Licht! )
5.4.2.2 Berechnung der kurzwelligen Strahlung
Abb.5.3: Energiehaushalt der kurzwelligen Strahlung

EnetRshort EinRshort (1 )
E inRshort [0,3550,68 (1C)] f (aRtrans,aRdiff,aRbacksc) Esolshort
Es gilt:
(5.5)
mit
ERshortin = einfal lende kurzwel l ige
Strahlung,
die sich mit einem Pyranometer (rechts) messen lt.
= ERshortrefl / ERshort
in , der Reflektions- oder sogenannte Albedokoeffizient, der vonder Art der reflektierenden Erdoberflche abhngt (Tab. 5.1., Abb. 5.3)
Tab. 5.1: Albedokoeffizienten fr verschiedene Erdoberflchen
Landoberflche Albedo
Wasser
Wald
Mais, Zuckerrohr
Rben, Kartoffeln
Getreide
Gras
Ackerboden
Schnee und Eis
0,08
0,11 - 0,16
0,15 - 0,20
0,20 - 0,26
0,20 - 0,26
0,20 - 0,26
0,10 (na) - 0,35 (trocken)
0,20 (alt) - 0,80 (neu)
Der kurzwellige einfallende Anteil ERshortin kann aus der empir

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