Die Verdunstung freier Wasserflächen – Grundlagen

Methoden der Verdunstungsbestimmung 46
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Über den Beobachtungszeitraum t0 - t1 gemittelt sind q' und ω' gleich Null. Für den Feuchtefluss
gilt weiter:
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(4.5-3) qω = q * ω + q'ω'
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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
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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
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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
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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.)