Ausbildungsseminar Wetter und Klima Thema 3.1 Wasserkreislauf

Transkript

1 Ausbildungsseminar Wetter und Klima Thema 3.1 Wasserkreislauf gehalten am von Klaus Nagl

2 Inhaltsverzeichnis: 1 Wasserhaushalt der Erde 1.1 Komponenten des Wasserhaushalts 1.2 Wasserhaushalt und Wasservorräte der Erde 2 Niederschlag 2.1 Niederschlagsart 2.2 Niederschlagsbildung 2.3 Niederschlagsmessungen 3 Verdunstung 3.1 Einführung 3.2 Verdunstungsprozess 3.3 Regionale Verteilung der Verdunstung 4 Beobachtete Charakteristika der Klimaelemente 4.1 Luft und Wassertemperatur 4.2 Verdunstung und Luftfeuchte 4.3 Bewölkung und Niederschlag 5 Folgen eines Klimawandels auf die Wasserverfügbarkeit und Kritikalität 5.1 Klimaszenario und die Folgen für die Grundwasserneubildung 5.2 Grundwasser 5.3 Wasserqualität und Konsequenzen 5.4.Wasserstress 5.5 Kritikalität und die regionale Wasserproblematik 5.6 Fazit 6 Quellen

3 1 Wasserhaushalt der Erde 1.1 Komponenten des Wasserhaushalts Abb.: Komponenten des Wasserkreislaufs mit Prozessen, Flüssen und Speichern. Die Zahlen geben den Transport in 100 km³ pro Jahr an. Blaue Zahlen stellen beobachtete Werte dar (Baumgartner & Reichel 1975), rote Zahlen stammen aus einer Modellberechnung am Max-Planck-Institut für Meteorologie, Hamburg (Modell ECHAM 3, 1992, aus einer Broschüre des Deutschen Klimarechenzentrums DKRZ, 1994, verändert). Vom Ozean aus, aber auch von der Landoberfläche, gelangt dass Wasser durch Verdunstung (V) in die Atmosphäre, in der es durch Kondensation und Gefrieren den Prozess der Wolkenbildung durchläuft um dann als Niederschlag wieder die Erdoberfläche zu erreichen. In groben Zügen und erster Nährung ist dies der globale Wasserkreislauf. Die Bilanz aus Verdunstung (V) und Niederschlag (N) zwischen dem Ozean und den Landgebieten ist nicht ausgeglichen. Vielmehr findet per saldo ein atmosphärischer Transport von ozeanischem Wasser, das bei Verdunstung seinen Salzgehalt verliert, in den Kontinentalbereich statt. Durch oberirdischen (Flüsse) und unterirdischen (Grundwasser) Abfluss (A) wird dies ausgeglichen. Eine erste vereinfachte Wasserhaushaltsgleichung lautet daher N + V + A = 0 Hierbei werden alle Flüsse die zur Oberfläche hin gerichtet sind positiv und alle von ihr weg gerichtete mit einem negativen Vorzeichen versehen.

4 Betrachte man sich jedoch eine bestimmte Teilregion der Erde oder einen begrenzten Zeitrahmen so muss die Gleichung detaillierter gehandhabt werden. Dies betrifft zumindest die Untergliederung der Verdunstung in die Evaporation ( v e, unbelebte Natur) und die Transpiration ( v t, belebte Natur). Zusammengefasst spricht man hier auch von der Evapotranspiration (V= v e + v t ). Des Weiteren führt man Speichergrößen im Boden ein ( s b ) und in der Vegetation ( s v ) ein. Weiterhin ist der Abfluss eigentlich eine Bilanzgröße aus Zu- und Abfluss und auch s v und s b sind Bilanzgrößen. Damit nimmt die Wasserhaushaltsgleichung folgende erweiterte Gestalt an. N v e v t A s b s v 0 Ein Spezialfall der Transpiration ist die Interzeption, d.h. die Verdunstung von Pflanzenoberflächen, ohne dass das betreffende Wasser in den Boden gelangt, also z.b. durch Tau oder Reifansatz an Pflanzen, oder dann direkt wieder in die Atmosphäre verdunstet. Bei noch genauerem hinsehen ist auch die Interzeption eine Bilanzgröße, die unter Separation von v t addiert werden kann. Auch die Unterscheidung von ober- und unterirdischem Zufluss kann in der erweiterten Wasserhaushaltsgleichung berücksichtigt werden und führt dann zu weiteren Details. Aber auch dass ist noch keine vollständige Betrachtung denn die Menschheit greift in vielfältiger weise in den natürlichen Wasserkreislauf ein, so etwa durch Beeinflussung der Verdunstung durch Bebauung, Bodenversiegelung, etc, dazu jedoch später mehr. Die Maßeinheit aller Terme der Wasserhaushaltsgleichung ist, wenn man sich am Niederschlag orientiert, zunächst mm, entsprechend Liter pro Quadratmeter. Die entsprechenden angaben beziehen sich aber auch immer auf eine Zeit, z.b. ein Jahr, üblicherweise über dieses Zeitintervall als Niederschlags- oder 1 Verdunstungssumme akkumuliert ( mma ). Formal könnte man in SI Einheiten, 1 diese Maßeinheiten aber auch auf eine Sekunde beziehen, die ergäbe mms bzw m m s. Der Abfluss wird demgegenüber aber meist in 10 s bestimmt, d.h. dass Abwasservolumen A* pro Zeiteinheit t ist abzuschätzen, messtechnisch meist über den Umweg der Fliesgeschwindigkeit v a mit A*/t = F v a bzw A* = F v a t Wobei F die Querschnittsfläche ist. 1.2 Wasserhaushalt und Wasservorräte der Erde Der oben dargestellte Wasserkreislauf ist vereinfacht und zeigt die global bedeutendsten Komponenten. Einige fungieren eher als "Speicher", in denen das Wasser sehr langsam umgesetzt wird (z.b. Gletscher, Seen, Ozean). In der

5 Atmosphäre und in Fließgewässern verweilt das Wasser hingegen erheblich kürzer (s. Tabelle 1.2.2). Die mittleren Verweilzeiten t 0 des Wassers können mit Kenntnis des Volumens V und des Abflusses bzw. Wasserumsatzes Q berechnet werden: t 0 = V / Q. Zu Wassermengen und Verweilzeiten werden von vielen Autoren unterschiedliche Daten angegeben, da die Erkenntnis über globale Prozesse erst in den letzten Jahrzehnten stark gewachsen ist. Es kommt für uns zunächst nur auf die Größenordnung an. Die durchschnittliche globale Niederschlags- und Verdunstungshöhe beträgt 980 mm Wassersäule pro Jahr (496 10³ km³ auf die Erdoberfläche umgerechnet). Tabelle 2.1: Wassermengen der Erde (aus Marcinek & Rosenkranz 1996, Daten nach Baumgartner und Reichel 1975): Wassermenge [km³] Anteil [%] Gesamt ,00 Salzwasser (Meer) ,39 Süßwasser (gesamt) ,60 Süßwasser Wasser in Polareis, Meereis, Gletschern ,23 2,01 Grundwasser, Bodenfeuchte ,38 0,58 Wasser in Flüssen und Seen ,62 0,02 Wasser in der Atmosphäre ,04 0,001 Tabelle 2.2: Mittlere Verweilzeiten des Wassers: verdunstendes Regenwasser s - min biologisches Wasser Mittlere Verweilzeit t 0 einige h Atmosphäre 9,5d Flüsse Bodenfeuchte "Sumpfwasser" Seen Oberflächengrundwasser außerpolare Gletscher Weltmeere polare Eiskappe Tiefengrundwasser 16d 1a 5a 17a 1400a 1600a 2500a 9700a 10000a

6 Tabelle 2.2: Mittlere Verweilzeiten des Wassers: Eis im Permafrost Mittlere Verweilzeit t a 2 NIEDERSCHLAG Niederschlag ist in den meisten Regionen der Erde wichtigster Wasserlieferant. Er steht bei Wasserhaushaltsbilanzen auf der Einnahmeseite. Menge und zeitliche Verteilung des Niederschlags sind entscheidend für die Entwicklung von Böden und Lebensformen einschließlich menschlicher Siedlungstätigkeit. Niederschlag ist nach DIN 1996 Wasser der Atmosphäre, das nach Kondensation oder Sublimation von Wasserdampf in der Lufthülle ausgeschieden wurde und sich infolge der Schwerkraft entweder zur Erdoberfläche bewegt (fallender Niederschlag) oder zur Erdoberfläche gelangt ist (gefallener Niederschlag). Während Niederschlag in der DIN-Norm als Produkt eines Prozesses definiert wird, bezeichnet man gemeinhin auch den Prozess selbst als Niederschlag. Niederschlag wird charakterisiert durch: Niederschlagshöhe h N [mm] Niederschlagsdauer T N örtliche Verteilung Häufigkeit n, Jährlichkeit T n =1/n zeitlicher Intensitätsverlauf i N (t) Niederschlagsart Abb. 2.1: Regenmesser an der Station Vernagtbach 2.1 Niederschlagsart

7 Im Folgenden die Einteilung der Niederschlagsarten nach Baumgartner & Liebscher 1996: (wie es genau zum Niederschlag kommt wird im Thema Wolken erläutert) Fallender Niederschlag: Mittelbare Kondensation bzw. Sublimation in der freien Atmosphäre, Niederschlag aus den Wolken Flüssige Formen: Sprühregen (Nieseln): sehr gleichmäßiger Niederschlag von sehr kleinen Wassertropfen (Durchmesser 0,2 mm bis 0,5 mm) Regen: fallende Wassertropfen, die deutlich sichtbar sind (Durchmesser 0,5 mm - 3 mm). Vielfach erfolgt ein Schmelzen fester Eis- und Schneeteilchen während des Fallens zu Regentropfen. Bei Regen in Form von Schauern beginnen sie meist schlagartig und hören ebenso plötzlich auf. Feste Formen: Schnee: Feste Bestandteile aus kleinen verzweigten hexagonalen Kristallen, sechsstrahligen Sternchen und ähnlichen Formen, die zu Schneeflocken zusammenwachsen. Schnee kann ebenfalls in Schauerform auftreten. Reifgraupeln: weiße, undurchsichtige runde oder selten kugelförmige Körper von schneeähnlicher Struktur Frostgraupeln: halbdurchsichtige, runde oder selten kugelförmige Körner aus gefrorenem Wasser Griesel: weiße undurchsichtige abgeplattete Körnchen von schneeähnlicher Struktur Hagel: Eiskugeln oder Eisstücke (Durchmesser > 5 mm) Eisnadeln: sehr kleine unverzweigte Eiskristalle Abgesetzter Niederschlag: Unmittelbare Kondensation bzw. Sublimation des Wasserdampfes an oder nahe der Erdoberfläche Flüssige Formen: Tau (Kondensation) Taubeschlag Feste Formen: Reif (Sublimation)

8 Frostbeschlag Abgefangener Niederschlag: Abgefangener bzw. ausgekämmter Nebel- oder Wolkenniederschlag an Oberflächen. Flüssige Form: Nebelniederschlag Feste Formen: Nebelfrostniederschlag Raureif Raufrost Raueis Aus Abfangen von Nebeltröpfchen resultiert ein erheblicher Zusatzniederschlag. In Deutschland fallen ca. 20% des Niederschlags als Nebel (quantitativ nicht messbar). Niederschlagstyp advektiv: gebunden an horizontale Luftbewegungen -> Aufgleitvorgänge, Dauerniederschlag konvektiv: gebunden an vertikale Luftbewegungen -> Konvektion, i.d.r. Schauerniederschlag 2.2 Niederschlagsbildung Auf dieses Thema wird im Thema Wolken näher eingegangen. Deshalb hier nur ein paar Stichworte: Koagulation = Zusammenballen feinster Tröpfchen -> ein großer Tropfen entsteht (10-15 mm) -> es fällt Regen, Fallgeschwindigkeit max. 8 m/s. Voraussetzungen: Sättigung der Luftmassen mit Wasserdampf: Verdunstung Kondensation bzw. Sublimation: Vorhandensein von Kondensationskernen Bildung ausreichend großer Tropfen Schichtwolken (Stratus): Mindestanteil Eispartikel -> schwerer als Tröpfchen -> lagern beim Fallen Wasser-Tröpfchen an (Sättigungsdampfdruck über Eis niedriger) -> Kettenreaktion: Zerfall -> alles noch mal neu -> Niederschlag Konvektionswolken (Kumuli): Koagulation (= Koaleszenz) von Tropfen, Auftrieb muss überwunden werden

9 Wolken müssen in Mitteleuropa ca. 2 km mächtig sein, um Niederschlag zu ermöglichen. 2.3 Niederschlagsmessung Bei all diesen Betrachtungen stellt sich mit Sicherheit auch die Frage wie den Niederschlag überhaupt gemessen wird. Dazu mehr in diesem Unterkapitel, welches auch dazu dient die Werte in Kapitel 4 besser einordnen zu können Die Ablesung der Niederschlagshöhe hn erfolgt in mm. Eigentlich wird ein Volumen [l/m²] Niederschlagswasser gemessen. Messgeräte Hellmann-Niederschlagsmessgerät: Dieser nicht registrierende Totalisator ist einfach aufgebaut. Der "Hellmann" ist ein wichtiges und weit verbreitetes Messgerät für die hydrologische Forschung und Praxis. Er besteht im Wesentlichen aus einem Auffangtopf mit einer Grundfläche von 200 cm². Problematisch sind die großen Messfehler ( %!) wegen kleiner Referenzfläche, Verdunstungs- und Spritzwasser Einfluss, Schneehauben, Wind Einfluss sowie Benetzungs- Einfluss (Messung erst ab bestimmtem Volumen) und Fehlern im Gefäß. Außerdem stören Inhomogenitäten in der Umgebung, z.b. bei Astwuchs, Hochhausbau. Das Gerät eignet sich nur für "Alltagsklimatologie". Im Hochgebirge beträgt die Auffangfläche 500 cm², zusätzlich sind hier Gefrier- (CaCl) und Verdunstungsschutz (Paraffinöl) sowie Windschutz nötig. Zeitliche Auftragung über Schreiber (Zylinder mit Schwimmer und Schreibarm, Trommel). Abb : Schematische Darstellung der Fehlerquellen bei der Erfassung des meteorologischen und hydrologischen Niederschlags (nach J.C.Rodda 1968, aus F. Wilhelm, Münchner Geogr. Abh. Bd. 15, 1975)

10 Abb : Niederschlagssammler - Totalisator (nach Dracos 1980). F: Auffangfläche R: Windschutzring S: Sammelgefäß H: Ablaßhahn Abb : Selbstschreibender Niederschlagsmesser - Ombrograph (nach Dracos 1980). A: Auffangtrichter B: Messgerät C: Schwimmer D: Saugheber E: Schreibtrommel mit innenliegendem Uhrwerk F: Auffangfläche G: Schreibfeder Ombrometer: digitaler Tropfenzähler Niederschlagswaage: auch für feste Niederschläge, digitale Aufzeichnung Niederschlagsmesser Pluvio der Fa. Ott mit integriertem Datensammler. Die Niederschlagsmessung erfolgt mittels hochauflösendem elektronischem Wägesystem mit einer Auflösung bis zu 0,01 mm. Das Gewicht des im Auffangbehälter befindlichen Niederschlages, Hagel, Schnee wird von einer elektronischen Wägezelle erfasst. Eine prozessorgesteuerte Auswerteeinheit liefert ein temperaturkompensiertes und linearisiertes Ausgangssignal, welches direkt oder in einem integrierten Datensammler gespeichert werden kann.

11 Abb. 4.10: Der OTT-Niederschlagsmesser PLUVIO Niederschlagsgeber mit Reedkontakt (Kippwaage) der Fa. Thies. Durch die 200 cm² große Auffangfläche gelangt der Niederschlag über ein Einlaufsieb in die Wippe, welche aus zwei Wippschalen besteht. Nach der Aufnahme einer Niederschlagsmenge von 2 ml Niederschlag (1 Wippenschlag = 0.1 mm Niederschlag) kippt die Wippe um. Dieser Kippvorgang löst durch einen über an der Wippe befestigten Magneten in Verbindung mit einem Reed-Schalter ein elektrisches Signal aus. Das Signal wird aufbereitet und am digitalen Ausgang (Optokopler) als Impuls ausgegeben. Gleichzeitig wird das Eingangssignal in eine Analogwertänderung umgesetzt und am Analogausgang in Strom- oder Spannungswert zur Verfügung gestellt. Abb. 4.11: Wippwaage, Niederschlagsganglinie (links) mit Impulsprotokoll (rechts). Schneemessung: Schneedecke wird mit Zylinder (200 cm²) ausgestochen und Schnee gewogen. Schmelzwasseräquivalent (äquivalente Niederschlagshöhe) leicht zu berechnen (H 2 O-Dichte=1). 3 Verdunstung

12 3.1 Einführung Verdunstung ist ein Vorgang, bei dem Wasser bei Temperaturen unter dem Siedepunkt vom flüssigen oder festen Zustand in den gasförmigen (Wasserdampf) übergeht. Der umgekehrte Prozess der Verflüssigung des Wasserdampfes heißt Kondensation, der Übergang von Wasserdampf in die Eisphase heißt Sublimation. Der physikalische Vorgang der Verdunstung verbindet die Umwandlung von Energie aus Strahlung oder Wärme mit einer Aggregatzustandsänderung von Wasser aus flüssiger oder fester Form in die Gasform. Bezogen auf einen beliebigen Teil der Erdoberfläche ist somit die Verdunstung ein Glied sowohl der Energie- als auch der Wasserbilanz. Physikalische Grundlagen: Physikalisch ist die Verdunstung von vier Faktoren abhängig: >Differenz zwischen dem Dampfdruck an der Oberfläche und dem der oberflächennahen Luft; >An der Oberfläche zur Verfügung stehende Energie; >Menge des in der Luft abtransportierten Wasserdampfes; >Menge des an der Oberfläche vorhandenen oder dorthin transportierten Wassers. Wasserbilanz und Energetik: Formulierung und schematische Darstellung der Wasserbilanz (Abb. 5.1) eines Ausschnittes der Erdoberfläche bis zu der Tiefe, aus der Wasser noch in den atmosphärischen Kreislauf einbezogen ist (in mm Wasserhöhe über einen Zeitabschnitt) sowie der Energiebilanz (Abb. 5.2) einer als massenlos gedachten Oberfläche der Erde: Wasserbilanz N + V + R + W = 0 N Niederschlag V Verdunstung (Evaporation) R Abflusshöhe (ober- und unterirdisch) W Wasservorratsänderung Abb : Schematische Darstellung der Wasserbilanz. Hier entspricht N gleich P und V gleich E, da die englischen Begriffe verwendet wurden

13 Energiebilanz R n + H + G + LE = 0 R n Nettostrahlung H fühlbarer Wärmestrom G Bodenwärmestrom LE latenter Wärmestrom Abb : Schematische Darstellung der Energiebilanz Der latente Wärmestrom LE der Verdunstung ist eine Energieflussdichte, angegeben in W/m². Dem entspricht der Wasserdampfstrom der Verdunstung, angegeben in kg/(m²s). Grundlage der Verknüpfung der Wärme- und Wasserhaushaltsgrößen bildet der Energiebedarf, der zur Umwandlung von einem Kilogramm flüssigen Wassers in Wasserdampf notwendig ist, definiert als spezifische Verdampfungswärme L * des Wassers, die von der Temperatur T abhängt: L * = (2,498-0,00242 T) 10 6 J/kg. Mit der Dichte des Wassers ρ = 10³ kg/m³ entspricht 1 kg/m² 1 mm Verdunstungshöhe. Saugkräfte und Widerstände Der Wasserentzug der Erdoberfläche durch Verdunstung kann durch die Saugkraft der mit Wasserdampf fast immer ungesättigten Luft gefördert, aber durch Bindungskräfte des Wassers im verdunstenden Körper verzögert werden (Wasseroberfläche: Oberflächenspannung; Boden: Wasserspannung; Pflanzengefäße: Stomata-Widerstände). Ein weiterer Verdunstungswiderstand ist die laminare Grenzschicht. Die Saugkraft der Luft S L ist nach dem van't Hoffschen Gesetz in Abhängigkeit von der relativen Luftfeuchtigkeit F = (e/e) 100% oder vom Sättigungsdefizit f = F (%) zu berechnen. Die Luft ist ein Wasser absorbierendes Medium. Die Saugkraft Luft bzw. Atmosphäre kann wie folgt beschrieben werden: Saugkraft Luft bzw. Atmosphäre S L = (ρ R T) μ -1 ln (E/e) ρ Dichte des Wassers R allgemeine Gaskonstante (8,13 Ws mol -1 K -1 ) T absolute Temperatur [K] µ Molgewicht des Wassers (18g mol -1 ) ln (E/e) ( 1-f) relatives Sättigungsdefizit

14 E e maximal möglicher Dampfdruck der Luft tatsächlicher Dampfdruck der Luft Bedeutung der laminaren Grenzschicht Erdoberfläche / Luft bei molekularer Impulsübertragung und Impulsdiffusion: laminare Grenzschicht (mm bis cm) verdrängt direkten Zugriff des Windes Eigenschaftssprung der Lufttemperatur, speziellen Feuchtigkeit, Stoffkonzentration Es greifen Austauschmechanismen ineinander, d.h. die laminare Grenzschicht beeinflusst den Austausch Bereich von wenigen Metern bis Kilometern, abhängig von der Klimazone, in dem sich die für das stoffliche, biotische und energetische Geschehen an der Erdoberfläche wichtigen Regler-, Speicher- und Prozesswirkungen abspielen. molekulare Impulsübertragung und Impulsdiffusion dominiert (z.b. Wärmefluss deutlich langsamer als bei turbulentem Wärmeaustausch) Besteht ein Gradient der Konzentration von Wasserdampf in der Luft, so sorgt die Molekularbewegung für einen Stoffstrom, den man auch als Partikel-Diffusion (Diffusionsgesetz: Ficksches Gesetz) bezeichnen kann, d.h. allgemein: Volumen/Massenfluss = Diffusionskoeffizient für Wasserdampf * Potentialgefälle. Der Transport von Wassermolekülen, definiert als Massenfluss E pro Flächeneinheit (Verdunstungsrate), ist proportional zum Konzentrationsgradienten χ/ z, wobei D der molekulare Diffusionskoeffizient für Wasserdampf ist (1d). Die integrale Form lautet: E = χ / dz D -1, also Volumenfluss = Differenz eines Potentials/ Widerstand, d.h. der Volumenfluss ist propotional ψ / r, mit r als Summe aller Widerstände der Transportwege des Verdunstungsstroms. Abb schematisiert die verschiedenen Potentialdifferenzen in der Pflanze und im Kontinuum Boden-Pflanze-Atmosphäre (wichtig für die Berechnung der Verdunstung von bewachsenen Oberflächen -> Evapotranspiration).

15 Abb : Potentialdifferenz Kontinuum Boden-Pflanze-Atmosphäre Aus Abb des Systems Boden-Pflanze-Atmosphäre, dargestellt an einer kalifonischen Pflanze (Composite Encelia farinosa), kann folgendes abgeleitet werden: Blattzellen haben ein Wasserpotential von -13, Pa (10 5 Pa = 1 bar); Bei 25 C und 50% relativer Luftfeuchte hat die Atmosphäre ein Wasserpotential von Pa; Es besteht ein sehr großer Wasserpotentialgradient zwischen Blattzellen und der umgebenden Luft, nämlich Pa, im Vergleich zu einem Gradienten von 9, Pa zwischen Boden und Blatt Die Wasserpotentialgradienten zwischen Boden und Wurzel und innerhalb der Pflanze sind um etwa zwei Größenordungen niedriger. Die Größenordungen der biologischen Widerstände (Diffusionsbarrieren) sind abhängig u.a. von der Geometrie und Physiologie des Blattwerkes, zeitliche Entwicklung, d.h. phänomenologische Phase der Pflanze und den Bestandsparametern (Alter der Pflanze, Blattflächenindex etc.) sowie vom Wind bzw. vom Benetzungsgrad des Blattwerkes (Interzeptionsverlust/keine Transpiration). Man unterscheidet die folgenden Widerstände: r a : atmosphärischer Widerstand der Vegetation (engl. bulk-surface-resistance); aerodynamisch, Widerstand an einer Grenzschicht, durch physikalische (Un- )Gleichgewichte in Abhängigkeit von der relativen Luftfeuchtigkeit und der Temperatur (Sättigungsdefizit); r s : stomatärer Widerstand, Bestandswiderstand (engl. canopy-resistance) (in Reihe geschaltet mit r a ); rein biologisch gesteuert, wirkt Saugkraft der Luft entgegen, durch die physiologischen Eigenschaften der Vegetation bedingt r c : kuticulärer Widerstand (parallel geschaltet untereinander, in Reihe mit r a ). Der Gesamtwiderstand kann mit r t abgekürzt werden. Tabelle 3.1.1: Größenordnungen der biologischen Widerstände (nach Baumgartner & Liebscher 1996): Widerstand Symbol Pflanzentyp Größenordnung [s/cm] Bemerkungen Stomatawiderstand r s Xerophyten > 30 Mesophyten 1-2 Grenzschichtwiderstand r a 0,3-1 kleine Blätter u. leichter Wind Kutikulärer Widerstand r k Xerophyten Mesophyten 20-40

16 3.2 Verdunstungsprozess (zur kurzen Wiederholung noch mal die nötigen Begriffe aus Kapitel 1) Evaporation E: direkte Verdunstung von freier Bodenoberfläche und über Wasser, unter Ausschluss biologisch physiologischer Prozesse. Transpiration T: Verdunstung von Pflanzenoberflächen (Regulierung durch Öffnen/Schließen der Spaltöffnungen in den Blättern), biologisch physiologisch relevant (cuticuläre und stomatäre Transpiration). Evapotranspiration ET=E+T: Reale Evapotranspiration (= aktuelle) ist die ET einer teilweise oder ganz mit Pflanzen bewachsenen Fläche, deren Wassernachschub durch Wassermangel, biologische oder physikalische Bedingungen begrenzt ist. Die potentielle Evapotranspiration tritt ohne diese Begrenzungen auf. Sie unterscheidet sich von der potentiellen Evaporation vor allem dadurch, dass sich auch bei optimaler Wasserversorgung unter bestimmten Bedingungen wie hoher Temperatur, niedriger photosynthetisch aktiver Strahlung die Blattporen (Stomata) schließen können oder andere physiologische Vorgänge die Transpiration reduzieren. Interzeption: Zwischenspeicherung des Niederschlages auf Vegetationsoberflächen (s. Kap. 6 Interzeption). Als abgeleitete Größe aus den Verdunstungswerten werden weiterhin verwendet: Gebietsverdunstung: Verdunstungshöhe, gemittelt über ein bestimmtes Gebiet (z.b. mit einem GIS). 3.3 Regionale Verteilung der Verdunstung Humidität und Aridität werden durch das Verhältnis von Verdunstung E zu Niederschlag P festgelegt (vgl. Bowen-Zahl): arides GEBIET: E/P>1 Trockengrenze: E=P humides Gebiet: E<P, z.b. Mitteleuropa E/P ca. 0,5

17 Als Klimatische Wasserbilanz bezeichnet man die Differenz zwischen Niederschlagshöhe und Höhe der potentiellen Evapotranspiration eines Ortes in einer bestimmten Zeitspanne. Metereologische/klimatische und hydrologische Größen werden kombiniert. Niederschlag und Verdunstung über dem Meer haben einen erheblichen Anteil am globalen Wasserumsatz. Bei der Auftragung der Verdunstung über dem Meer abhängig von der geographischen Breite sind gut die Klimazonen zu erkennen (s. Vorlesung Klimatologie). In den subtropischen Bereichen ist die Verdunstung besonders hoch (Advektion relativ trockener Luft über warmem Wasser), das Maximum liegt im Bereich der Passatregionen, wo auch die höchste Einstrahlung stattfindet. In Äquatornähe ist die Verdunstung geringer (hohe Luftfeuchtigkeit, schwache Winde). In den hohen Breiten kann die Luft infolge der geringen Temperaturen nur wenig Wasserdampf aufnehmen. Abb : Zonale Verteilung von Verdunstung (E), Niederschlag (P), E-P und Salzgehalt (S) im Meer (nach Marcinek & Rosenkranz 1996, verändert)

18 4 Beobachtete Charakteristika der Klimaelemente Es bestehen besonders enge Beziehungen zwischen den Luftdruckstrukturen und der atmosphärischen Zirkulation, unter Hinzunahme der Bewölkung auch mit dem Niederschlag, sowie zwischen der bodennahen Lufttemperatur und der Strahlungsbilanz der Erdoberfläche. 4.1 Luft und Wassertemperatur Die Jahresmittelwerte der Bodennahen Lufttemperaturüberdecken einen Bereich von rund -25 C bis 25 C, wobei das Globalmittel wegen des hohen Flächenanteils der Tropen bei C liegt. Abb. Aus Schönwiese Die Jahresmittelwerte der Meeresoberflächentemperaturen überdecken einen Bereich von rund 0 C im Polarbereich bis 28 C im Tropenbereich.

19 Im Januar ist der Golfstromeinfluss auf die bodennahe Lufttemperatur besonders eklatant. In gleicher geographischer Breite stehen sich fast 10 C in Südirland und -15 C in Nordostkanada gegenüber. Die Reichweite umspannt in diesem Monat ca. 30 C (Nordaustralien) bis ca. -35 C (Sibirien)

20 Abb. 99 aus Schönwiese Im Juli beträgt ist die Reichweite in etwa genau so groß mit einem Minimum von -35 C in der Antarktis und einem Maximum con 30 C in Nordafrika/Arabien/Indien

21 Abb.100 aus Schönwiese 4.2 Verdunstung und Luftfeuchte Hohe bodennahe Luft bzw. Meeresoberflächentemperaturen führen zu einer starken Verdunstung und dies wiederum führt zu hoher Luftfeuchtigkeit, soweit die nicht, im Zuge der atmosphärischen Zirkulation, durch absinken und somit Austrocknung der Atmosphäre verhindert wird, ggf. auch durch häufige Advektion trockener Luftmassen. Weiterhin muss die Verdunstung über dem Ozean wo die tatsächlichen den potentiellen Werten weitgehend entsprechen, am höchsten sein.

22 Abb. 104 Wie auf obiger Karte zu sehen ist werden in den tropisch ozeanischen gebieten beidseits der ITK mit über 2000 mm/a die Maxima beobachtet, während die subtropischen wüsten sowie Polargebiete der nord und Südhalbkugel mit werten unter 100 mm/a minimale werte aufweisen. Dabei zieht sich eine Zone geringer Verdunstung von Nordafrika über die arabische Halbinsel in den bereich des Himalajas und nach Sibirien, wo sie Anschluss an die polare Zone findet. Auch der Einfluss der Meeresströmungen ist deutlich zu erkennen, mit relativ hohen bzw. geringen werten unter dem Einfluss warmer bzw. kalter Meeresströmungen.

23

24 Abb. 105 u. 106 Bei der bodennahen Luftfeuchte ist das Gefälle zwischen den Tropen und den Polargebieten wieder deutlicher zu erkennen, wobei auch hier die relativen Minima im bereich der Kontinente der subtropischen Zonen unübersehbar in Erscheinung treten. 4.4 Bewölkung und Niederschlag Die Bewölkung ist eine direkt Folge der Hebungs- und Absinkvorgänge in der Atmosphäre im rahmen der atmosphärischen Zirkulation und wird beim Thema Wolken näher ins Spiel gebracht werden. Die Betrachtung des Wolkenbedeckunsgrades liefert keine klare Spiegelung der Zirkulation, da hier flache und Hochreichende Wolken in einen Topf geworfen sind. Daraus folgt auch dass ozeanische Bereiche trotz atmosphärischen Absinkens relativ selten sind, da ja dort die Verdunstung relativ groß ist. Erwartungsgemäß findet man deshalb bei diesen Karten generell über dem Ozean und auch über den Tropen und gemäßigten Breiten relativ hohe Bedeckungsgrade. Allerdings findet man auch in den Polargebieten hohe bedeckungsgrade, da hier, genau wie in den Passatgebieten und Marinen Subtropen, flache Wolken dominieren. Im Bereich Nordafrika-Arabien liegt dass Minimum (<4/10), während Maxima im Polarsommer(9/10) zu verzeichnen sind Die Sonnenscheindauer, und zwar im Gegensatz zur astronomisch-potentiellen die tatsächliche, ist das Residuum der Zeit, in der die Bewölkung die direkt Sonneneinstrahlung verhindert. Maxima liegen hier in den wolkenarmen Subtropen vor (Kairo Jahresmittel 3717 Sonnenstunden pro Jahr, vgl. Reykjavik 1258Std.). Auch in Deutschland steigt die Sonnenscheindauer von Norden nach Süden an. Eine besonders ausgeprägte örtliche und zeitliche Variabilität weist der Niederschlag auf, der neben der Temperatur zu den tragenden Klimaelementen gehört, was insbesondere bei der Klimaklassifikation und der Betrachtung der Auswirkungen zum tragen kommt. Trotz dieser Variabilität ist beim Niederschlag die Durchschlagskraft der atmosphärischen Zirkulation wieder deutlicher zu verfolgen, insbesondere wenn zugleich orografische Stau- und Lee-Effekte berücksichtigt werden. Die globale Jahresniederschlagsverteilung weist erwartungsgemäß Maxima in den inneren Tropen und Minima in den kontinentalen Subtropen und Minima in den kontinentalen Subtropen auf. Weitere Minima auf Grund des Einflusses kalter Meeresströmungen an den Westküsten Südamerikas, Afrikas und auch Australiens vor. Wenn man sich die Jahresniederschlagsverteilung für separate Monate betrachtet stellt man hier große unterschiede fest. So wandert im Januar die Zone der tropischen Starkniederschläge, etwas nach Süden und der asiatische Kontinent wird sehr trocken. Im Juli hingegen bedingt die Nordwanderung der ITK scharfe Jahreszeitliche Kontraste, ganz besonders im Indischen Monsumbereich, wo, durch Stau verstärkt, mir über 500mm überaus hohe Monatsniederschläge auftreten.

25 Zusammenfassend noch einmal kurz auf die jahreszeitliche Niederschlagsprägung näher eingegangen. Es sind innertropisch eine Zone mit ganzjährigen Niederschlägen, im Übergangsbereich zu den Subtropen zunächst zwei, weitergehend nur noch eine subtropische Regenzeit festzustellen, jeweils mit Sommerregen. Dagegen liegt zwischen den Subtropen und den gemäßigten Breiten eine Zone, z.b. der mediterrane Raum, mit Winterregen und dementsprechend Sommertrockenheit. Ektropisch (also die Gebiete außerhalb der Tropen) gibt es im Zentrum der Westwindzone wiederum ganzjährigen Niederschlag. Im Einzelnen spielt die Orografie bzw. der Anteil des konvektiven Niederschlags eine wichtige Rolle, sodass sich unterschiedliche Jahresgänge zeigen, in hochkontinentalen und/oder der Übergangszone zu den Polargebieten und auch ein deutlich jahresperiodisch Niederschlagsablauf. Die Polargebiete selbst sind wie die Subtropen sehr niederschlagsarm. 5 Folgen eines Klimawandels auf die Wasserverfügbarkeit und Kritikalität 5.1 Einführung In diesem Teil geht es um die Frage, inwieweit die Wasserverfügbarkeit in Qualität und Quantität durch einen Klimawandel beeinflusst wird. Der Wasserkreislauf wurde ja bereits ausführlichst vorgestellt. Weiterhin wird Bezug genommen auf zwei komplexe, regional aufgeschlüsselte Indikatoren, der Wasserstress und die Kritikalität. Diese Indikatoren ermöglichen eine Aussage über die Verknappung der für den Menschen verfügbaren Wasserressourcen. Kritikalität ist ein Indikator zur Abschätzung der globalen Wasserkrisen. Er berücksichtigt hydrologische, klimatologische, demographische und ökonomische Faktoren. Wichtig ist es darauf zu verweisen, dass in diesem Ansatz auch das Problemlösungspotenzial mitbetrachtet wird. Die wichtigsten Punkte der vorhergehen Kapitel noch einmal kurz Zusammengefasst. Der Wasserkreislauf wird als geschlossenes System angesehen, bei dem die Verteilung der Wassermenge räumlich und zeitlich variabel ist. Auch heute ist nur ein bestimmter Anteil des weltweiten Wasservorkommens für den Menschen verfügbar. Ca. 97 Prozent kommen in Form von Salzwasser in den Meeren vor und sind dadurch zunächst für den Menschen nicht nutzbar. Ferner sind ca. 2 Prozent in Inlandeis und Gletschern gebunden. Nur ca.0.62 Prozent befinden sich im Grundwasser, und weniger als 0,03 Prozent sind in Oberflächengewässern als Süßwasser für den Menschen verfügbar. Ein weiteres und für den Menschen noch entscheidenderes Problem ist die geographisch ungleiche Verteilung der erneuerbaren Wasservorkommen und Niederschläge. Denn die wichtigste Quelle für Wasser für die menschlichen Bedürfnisse sind die Niederschläge. Nur durch Niederschlag füllen sich die Wasserspeicher an der Oberfläche und das Grundwasser unter der Erdoberfläche. Da der Wasserkreislauf eng mit der Temperaturentwicklung gekoppelt ist, wirkt der Klimawandel stark auf ihn ein. Die langfristige Wasserverteilung war erdgeschichtlich besonders durch das Auftreten

26 von Warm- und Kaltzeiten bestimmt. Kaltzeiten zeichnen sich durch eine erhöhte Bindung von Wasser in Gletschern und Eisschilden aus, wodurch es unter anderem zu einem Absinken des Meeresspiegels kommt. Umgekehrt kommt es zu einem Meeresspiegelanstieg beim Abschmelzen der Eismassen in Warmzeiten. Die kurzfristige Entwicklung des Wasserkreislaufes ist hingegen durch eine Veränderung der Verdunstungs- und Niederschlagsraten sowie -verteilung geprägt. Generell wird bei einer Klimaerwärmung von einer Beschleunigung des Wasserkreislaufs ausgegangen. 5.2 Grundwasser Grundwasser ist eine natürliche Ressource, die vor allem in ländlichen Regionen und Ariden Gebieten die einzigste Möglichkeit bietet, Menschen mit ausreichender Wasserqualität zu versorgen. Grundwasserneubildung Die Grundwasserneubildung ist abhängig von klimaabhängigen Faktoren, der Art, Regen od. Schnee, dem Typ, Starkregen od. Dauerregen und die jahreszeitliche Verteilung während od. außerhalb der Vegetationsperioden. Ein Teil der Niederschläge wird an der Oberfläche (Atmosphäre) verdunstet. Der nichtverdunstete Teil wird in den Untergrund abgeführt oder durch Oberflächenabflussweggeführt. Dies ist abhängig vom Gelände und steht nicht direkt der Grundwasserneubildung zur Verfügung. Während der Vegetationsperiode können bis zu 100% der Niederschläge von Pflanzen aufgenommen und an die Atmosphäre abgegeben werden (Transpiration). Ein weiterer Verlust entsteht durch Verdunstung in warmen Klimaregionen Klimaszenario und die Folgen für die Grundwasserneubildung Nach einem Szenario des Max Plank Institutes für Meteorologie folgt eine Erhöhung der langjährigen mittleren Niederschläge von etwa 5%. Dies ist darauf zurückzuführen, dass es zu einer Erhöhung der Temperatur kommt, die eine höhere Evapotranspiration (die Verdunstung von Boden- oder Wasseroberflächen und von Pflanzen zusammengefasst) hervorruft und dem zu Folge zu erhöhtem Niederschlag führen kann. Es ist es wichtig darauf zu verweisen, dass der mittlere Jahresniederschlag eine unzureichende Größe für Grundwasserneubildung darstellt. Die saisonale Verteilung des Niederschlages bildet dies konkreter ab. Die Niederschläge im Winter können eine Erhöhung des Grundwasserspiegels nach sich ziehen, da hier eine geringere Aktivität der Vegetation stattfindet und die Evapotranspiration aufgrund der niedrigen Temperaturen geringer ausgeprägt ist. Simulationen mit dem HadCM3-Modell zur Veränderung der Winterniederschläge für die 2070er Jahre unter Annahme des SRES Szenarios A2 lassen erkennen, dass in den höheren Breiten Asiens und Europas eine Zunahme von Winterniederschlägen zu erwarten ist. Eine Abnahme der Winterniederschläge ist an der Westküste und im Zentrum der USA zu erwarten, sowie im Amazonasgebiet. Hier ist auf die Saisonunabhängigkeit zu verweisen. Im Norden von Afrika sind Rückgängen der Niederschläge zu erwarten, in den äquatorialen Gebieten und in der Sahara wird nicht mit starken Änderungen gerechnet und im Süden wird von starkem Rückgang ausgegangen. In Australien und Indonesien finden wir eine starke Abnahme vor. Demzufolge ist es wichtig die Niederschläge im Winter und ihre Entwicklung zu betrachten und es wird

27 ersichtlich, dass der Klimawandel die Grundwasserneubildung in der Quantität und in der Qualität beeinflusst. Die Bedeutung der Qualität wird im folgenden Kapitel dargestellt. 5.3 Wasserqualität und Konsequenzen Wasserqualität und Konsequenzen: Die Veränderungen der Wasserqualität nimmt eine wichtige Bedeutung in der Wassernutzung ein. Die Wasserqualität definiert sich durch die Konzentration verschiedener nachweisbarer Substanzen. Eine Gefährdung geht von anthropogenen Einflüssen aus. Hier sind Nährstoffeinträge (Nitrate), Pflanzenschutzmittel, Versalzung und Versauerung zu nennen. Des Weiteren können auch Wetter- und Klimaveränderungen einen negativen Einfluss auf die Wasserqualität haben Oberflächentemperatur Die Oberflächentemperatur von Seen ist eng gekoppelt mit der Lufttemperatur. Eine erhöhte Lufttemperatur im Winter führt zu kürzeren Eisbedeckungsphasen und höheren Temperaturen. Die Temperaturerhöhung hat Auswirkungen auf das Ökosystem See. Es wurde eine Sommerstagnation nachgewiesen, d.h. wir finden in oberen Wasserschichten höhere Temperaturen wieder und eine deutlich niedrigere Temperatur in tieferen Wasserschichten. Demnach kommt es zu einem geringeren Austausch zwischen den Wasserschichten. Die Wasserschichten mit höheren Temperaturen haben eine geringere Dichte als die Wasserschichten mit niedrigeren Temperaturen. Dies führt zu einer Verschlechterung der Sauerstoffversorgung in unteren Wasserschichten, die eine Nährstoffanreicherung zur Folge hat. Das bezeichnet man auch als den Prozess der Eutrophierung. Es wird darauf verwiesen, dass dies abhängig ist von der Tiefe eines Sees. Einfluss durch Niederschlagsverteilung Es besteht einen direkten Zusammenhang zwischen der Wasserqualität und dem Klimawandel durch die Zunahme von Starkniederschlägen und der Annahme, dass im Sommer die Niederschläge zurückgehen. Die Zuflussmenge von Niederschlag hat einen direkten Einfluss auf das Ökosystem See. Der Niederschlag ist verantwortlich für die Aufenthaltszeit des Wassers in einem See. Längere Wasseraufenthaltszeitenführen zu einer Belastung von Oberflächengewässer mit Schweb- und Nährstoffen durch die Verringerung von Niederschlägen im Sommer und zu einer Abnahme des Sauerstoffgehaltes durch die erhöhte Konzentration von Nährstoffen. Durch Starkregenereignisse kann es zu Erosionen und Belastungen von Schweb-, Nährstoffe und Pflanzenschutzmittel in Gewässereinzugsgebieten kommen. Die Erhöhung der Temperatur kann die Austrocknung von Böden und die Absenkung des Grundwasserspiegels nach sich ziehen. Dadurch verringern sich die Zuflüsse ausdem Grundwasser in Seen und Fließgewässer (Blenckner, 2005, S. 226f).Die erhöhte Abnahme von Grundwasser und eine geringere Zufuhr durch Niederschläge hat die Absenkung des Grundwasserspiegels zufolge. Die Klimaveränderung ist in einem direkten Zusammenhang mit Gewässer und dem

28 Gewässereinzugsgebiet zu sehen. Das Klima beeinflusst direkt die Temperatur, die Durchmischung, den Ph-Wert und die Nährstoffe. Indirekt wird das Gewässer durch das Wassereinzugsgebiet, durch den Eintrag von Nährstoffen, Pflanzenstoffen usw. beeinflusst. Demzufolge hat es Auswirkungen auf die Ausbildung von Blaualgen und die Wasserqualität 5.4 Wasserstress Ein Begriff der den Druck auf die vorhandenen Wasserressourcen durch den Verbraucher beschreibt, ist Wasserstress. Werden in einer Region mehr als 40Prozent der erneuerbaren, also durch Niederschlag entstehenden, Wasserressourcen durch den Menschen für verschiedene Zwecke wie beispielsweise Landwirtschaft, Industrie und Trinkwasserversorgung entnommen, spricht man von hohem Wasserstress und einer kritischen Lage. In gut versorgten Gebieten beträgt die Entnahme nur ca. 10 Prozent. Hoher Wasserstress kann auf zwei Art und Weisen zu Stande kommen: Entweder durch eine zu hohe bzw. gesteigerte Entnahme, zum Beispiel auf Grund von intensivierter Landwirtschaft oder Bevölkerungszunahme, oder durch verringerte Verfügbarkeit von Wasser zum Beispiel auf Grund der veränderten Niederschlagsverteilung durch den Klimawandel Das WaterGap-Modell unterteilt in Region mit niedrigem Wasserstress (Entnahme bis zu 20 Prozent), mittlerem Wasserstress (Entnahme bis zu 40 Prozent) und hohem Wasserstress (Entnahme über 40 Prozent). Demnach leidet die Westen der USA, die Pazifikküste Südamerikas, Südafrika, Nordafrika, die arabische und die iberische Halbinsel, Zentralasien und Indien, sowie Südostaustralien unter hohem Wasserstress. Unter mittlerem Wasserstress leiden zudem Regionen Deutschland und Osteuropas, sowie der Nordosten der USA. Räume die zum einen einer sehr geringen Menge an verfügbarem Wasser besitzen, und zum anderen eine sehr große Bevölkerung relativ zum verfügbaren Wasser haben. Dies wird noch deutlicher in einer Darstellung nach Vörösmarty (2000), welche die Anzahl der Menschen über der Schwelle zu hohem Wassertress bzw. unter der Schwelle zu hohem Wasserstress leben. Daher sind in dieser Darstellung nicht nur die kritischen Regionen zu sehen, sondern auch die Regionen, wo die meisten Menschen unter Wasserstress leiden. Dadurch wird der Sachverhalt deutlich differenzierter veranschaulicht, was am Beispiel Indien zu zeigen ist. Dort sind hauptsächlich im Nord- und Südwesten viele Menschen betroffen, und im Osten eher weniger. Auch in Teilen Ost-Brasiliens wo generell wenige Menschen unter Wasserstress leiden, gibt es kleine Regionen mit Wasserstress und hoher Bevölkerung, die durch diese Darstellung sichtbar werden Um die zukünftige Entwicklung der Regionen mit Wasserstress zu berechnen ist demnach nicht nur der Einfluss des Klimawandels auf den Wasserkreislauf, sondern auch die Bevölkerungsentwicklung zu berücksichtigen. Nach Prognosen die auf den IPCC-Szenarien A1 und B1 basieren wird langfristig der Anteil der Weltbevölkerung der unter Wasserstress leidet sinken, nur unter dem Szenario A2 geht der Trendweiter nach oben). Die Prognosen, die besagen, dass es weniger Wassertress geben wird, sind jedoch mit Vorsicht zu betrachten. Denn sie liefern lediglich die absoluten Zahlen ohne Berücksichtigung der geographischen und flächenmäßigen Verteilung der betroffenen Menschen.

29 5.5 Kritikalität und die regionale Wasserproblematik Im Kapitel 3.1 des Jahresgutachtens des WBGU 1997 wurde ein komplexer Indikator der Kritikalität K(r) zur Abschätzung globaler Wasserkrise in regionaler Auflösung (WBGU, 1997, S. 129) definiert und untersucht. Der Indikator berücksichtigt hydrologische, klimatologische, demographische und ökonomische Faktoren gleichzeitig. Dieser Ansatz setzt die natürliche Wasserressource oder das Angebot im Verhältnis zum Nutzungsdruck. Gleichzeitig wird auch das Problemlösungspotenzial berücksichtigt. K(r) = Wasserentnahme (Wasserverfügbarkeit x Problemlösungspotenzial) Definition der einzelnen Komponenten der Gleichung: Die Wasserentnahme wird bestimmt durch die regionale Bevölkerungsdichte und die speziellen Wirtschaftsformen. Hier wird besonders ein Augenmerk auf die Wassereffizienz und Wasserverschmutzung gelegt. Im Weiteren werden die Umweltbedingungen und die kulturellen Charakteristika mit einbezogen. Im Bezug auf die Wasserverfügbarkeit spielen Klima, Vegetation, Bodenbeschaffenheit, Hydro- und Topographie, Klimavariabilität sowie installierte wasserbauliche Maßnahmen eine wichtige Rolle. Das Problemlösungspotenzial hängt ab von der Wirtschaftskraft eines Standortes, dem Umgang mit Wasser, der Ver- und Entsorgungsinfrastrukturen sowie der Effizienz und Stabilität der politischen Institutionen. Der Bericht des Wissenschaftlichen Beirates der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen (1997) stellt Ergebnisse von Prognosen einer möglichen Änderung der weltweiten Kritikalität im Bezug auf den Klimawandel dar. Der Bericht beinhaltet eine Beschreibung der Kritikalitätssituation von 1995 und sowie Prognosen bis zum Jahr 2025 unter Annahme des mittleren Szenarios für die Wasserentnahme und der IPCC-Prognose für Wirtschaftswachstum und Bevölkerungsentwicklung. Es ist darauf zu verweisen, dass von einem zurückhaltenden Problemlösungspotenzials ausgegangen wurde. Im Jahr 1995 sind weite Teile von Nord-, Süd- und Ostafrika, der arabischen Halbinsel, der nahe und mittlere Osten, der Süden- und Osten Asien, Teile von Australien, die USA im Süden und im Zentrum und Teile von Südamerika von Wasserknappheit betroffen und demnach eine Kritikalität nachweisbar. Betrachtet man die regionalen Prognosen bis ins Jahr 2025 bezogen auf das Jahr 1995 sind für weite Teile von Osteuropa, für die Region um London und für die neuen Bundesländer Verschärfungen zu erwarten. Diese Verschärfungen sind auch in Teilen von Westund Südafrika, regional in China und Indien aber auch in Australien, Südamerika und in Teilen der USA zu erwarten. In bevölkerungsarmen Gebieten sind Verbesserungen zu erwarten. Es ist darauf zu verweisen, dass in Regionen ohne Änderung die Konservierung auf eine schwere Wasserkrise schließen lassen kann Wichtig ist, dass die Wasserqualität im Kritikalitätsindex nur unzureichend berücksichtig wurde, eine Einbeziehung würde sich die Kritikalität deutlich verschärfen. 5.6 Fazit

30 Letztendlich bleibt festzuhalten das der Klimawandel die Wasserverfügbarkeit sowohl qualitativ als auch quantitativ beeinflusst. Demnach werden sich viele Regionen der Erde maßgeblichen Veränderungen stellen müssen. Besonders in vielen heute schon kritischen Gebieten mit hohem Wasserstress sowie strukturell oder klimatisch bedingten Problemen in der Wasserversorgung werden die Veränderungen durch den Klimawandel Krisen auslösen bzw. verschärfen. Auf der anderen Seite ist auch zu sehen, dass durch die Beschleunigung des globalen Wasserkreislaufs nahezu alle Regionen der Erde sich an veränderte Bedingungen anpassen müssen. Dies ist an den in dieser Arbeit vorgestellten Ergebnissen und Methoden der Erfassung erkennbar. Doch besonders zu erwähnen ist, dass die Beeinflussung der Klimaerwärmung nicht nur auf direktem Wege das Leben der Menschen (wie zum Beispiel durch veränderte Niederschlagsmengen) trifft, sondern auch die natürlichen Kreisläufe und Grundwassersysteme nachhaltigen Veränderungen unterwirft.

31 Quellen: >Christian-Dietrich Schönwiese: >Baumgartner & Liebscher : Klimatologie Allgemeine Hydrologie, Quantitative Hydrologie >Universität Hamburg Department Geowissenschaften Seminar: Umweltveränderungen und Umweltrisiken WS06/07 Dozenten: Dipl.-Ing. A. Heil und Prof. Dr. G. Lammel Referenten: Jan Petzold und Florian Büscher