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Die Verdunstung freier Wasserflächen – Grundlagen

Die Verdunstung freier Wasserflächen – Grundlagen

Methoden der

Methoden der Verdunstungsbestimmung 46 ___________________________________________________________________________ Über den Beobachtungszeitraum t0 - t1 gemittelt sind q' und ω' gleich Null. Für den Feuchtefluss gilt weiter: ___ _ _ ___ (4.5-3) qω = q * ω + q'ω' ______ Der Term (q * ω) ist in unmittelbarer Nähe zum Erdboden bzw. zur Wasseroberfläche unbedeutend, da dort keine stärkere mittlere Vertikalbewegung der Luft vorhanden sein kann (ω ~ 0 m / s). Der in den meisten Fällen wesentlichste Beitrag zum Feuchtefluss resultiert aus den _ _ Fluktuationen von q' und ω' um die Mittelwerte q und ω. Nimmt die spezifische Feuchte in der bodennahen Luft mit zunehmender Höhe ab, wird bei aufwärtsgerichteten Luftbewegungen relativ feuchte Luft nach oben befördert, bei abwärtsgerichteten Bewegungen dagegen vergleichsweise trockene Luft nach unten. Das Konzentrationsgefälle wird ausgeglichen und _ _ Wasserdampf transportiert. Auch wenn sich die einzelnen Beträge von q' und ω' in q und ω ausmitteln, ist der Mittelwert ihres Produktes (q'ω') ungleich 0. Für den Fall des aufwärtsgerichteten ___ ___ Feuchtetransports ist q'ω' < 0. Ausdrücke des Typs (q'ω') werden in der Statistik als Kovarianzen oder Korrelationen bezeichnet. Unter dem Begriff "Eddy" versteht man Fluktuationen, die durch gleichzeitige Abweichungen von q und ω gekennzeichnet werden. Diese tragen in gleicher Weise zum turbulenten Feuchtefluss bei (HANTEL 1996). Abb. 4-5: Variationen von q und ω - Schema der Eddy-Korrelation (n. HANTEL 1996, veränd.)

Methoden der Verdunstungsbestimmung 47 ___________________________________________________________________________ Unter Berücksichtigung der Luftdichte (ρ) ergibt sich die Verdunstung aus der Gleichung: _______ (4.5-4) E = (ρw') * q' Die Grundlage der Berechnungen sind zeitgleiche Feinstrukturmessungen der Luftdichte, der vertikalen Windgeschwindigkeit und der spezifischen Feuchte der Luft in einer Höhe. Die Produkte ihrer momentanen Abweichungen von den Mittelwerten müssen fortlaufend berechnet und zum Gesamtmittel zusammengefasst werden. Mess- und Rechenaufwand sind beträchtlich. So müssen Schwankungen der genannten Größen in einer zeitlichen Dichte von 10 Hz erfasst werden (WENDLING ET AL. 1995). Die dargestellte Berechnung des diskontinuierlichen Feuchteflusses bezeichnet man als Eddy - Korrelation, Eddy - Flux- bzw. Eddy - Transfer - Methode. Sie basiert letztlich auf folgenden Grundannahmen (FERGUSON & ZNAMENSKY 1981): - der verdunstende Körper weist eine flache, homogene Oberfläche auf, in der auflagernden Luftschicht findet kein horizontaler Feuchtetransport statt, - die Temperaturschichtung in der Atmosphäre kann vernachlässigt werden. Methodische und gerätetechnische Aspekte werden z. B. bei DYER (1961) und FOKEN (1990) beschrieben. Für die Messungen sind stationäre Bedingungen und eine homogene, horizontale Oberfläche, die in ihrer seitlichen Ausdehnung (vor allem in Anströmrichtung) mindestens das 100fache der Messhöhe erreicht, Voraussetzung (WENDLING ET AL. 1995, SCHRÖDTER 1985). Die Auswirkungen von Oberflächenmodifikationen auf die Turbulenzstruktur der unteren Luftschichten und die Ausbildung interner Grenzschichten wurden unter anderem von MAZZONI (1996) untersucht. 4.5.2 Aerodynamischer Wasserdampftransport Der vertikale Transport von Luftbeimengungen erfolgt in den bodennahen Luftschichten primär durch turbulente Bewegung der Luft infolge Bodenreibung und Böigkeit des Windes sowie durch thermische Konvektion. Hierbei besitzen die Schichtungsverhältnisse in der Grenzschicht eine herausragende Bedeutung.

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