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.
Abb. 3-2 | Reale Nettostrahlung und Bewölkungsgrad im Januar (links) und Juli (rechts) 2014 (NASA).
Ein weiterer Faktor für die räumliche Differenzierung des Strahlungshaushalts ist das Reflexionsvermögen von Oberflächen, das je nach Wellenlänge unterschiedlich sein kann. Von größerer Bedeutung ist das kurzwellige Reflexionsvermögen, das als Albedo bezeichnet wird und mit Zahlenwerten zwischen 0 und 1 angibt, welcher Anteil der Globalstrahlung reflektiert wird. Ist sie groß, ist der Energiegewinn durch Strahlungsabsorption klein. Das Reflexionsvermögen unterschiedlicher Landoberflächen sorgt für eine starke Differenzierung des regionalen Strahlungshaushalts. Wälder besitzen z.B. ein eher geringes Reflexionsvermögen (0,05–0,2), Böden ein recht variables (0,05–0,4) und Schnee ein sehr hohes (0,5–0,95). Im langwelligen Bereich ist Schnee hingegen ein guter Absorber. Entsprechend den Gesetzen der Thermodynamik werden Differenzen im Strahlungshaushalt ausgeglichen. Sie erzwingen horizontale Massen- und Energieflüsse, die die großräumigen Unterschiede, die saisonal variieren, ausgleichen. Damit sind sie der maßgebliche Antrieb der atmosphärischen Zirkulation, worunter die Grundmuster globaler Strömungsvorgänge in der Atmosphäre verstanden werden.
Strahlungsbedingte Klimazonen
Es gibt eine Vielzahl von Klassifikationen des globalen Klimas, die sich an fachspezifischen Kriterien orientieren. So bilden in der hydrologisch orientierten Klimaklassifikation von Penck (1910) die durchschnittlichen Niederschlagsverhältnisse wie Niederschlagshöhe, innerjährliche Verteilung, Auftreten in Form von Regen und/oder Schnee den Ausgangspunkt (z.B. Schönwiese 2013).
Eine sehr grobe Unterteilung erfolgt durch die Gliederung in physische Klimazonen, die den Einfluss der Sonneneinstrahlung betont. Da von dieser aber auch die atmosphärische Zirkulation abhängt, können Ursachen für hydrologische Unterschiede grundsätzlich anhand der physischen Klimazonen deutlich gemacht werden. Dabei ist zu beachten, dass die atmosphärische Zirkulation aus horizontalen Luftmassentransporten und vertikalen Kreisläufen, z.B. mit Luftaufstieg über den Tropen und Luftabstieg über den Subtropen, besteht.
Die Tropen, die sich zwischen den Wendekreisen um dem Äquator befinden, zeichnen sich durch eine Zone mit Luftaufstieg aus, da hier Nordost- und Südostpassat aufeinandertreffen und einen Massenstau am Boden erzeugen. Sie sind entsprechend niederschlagsreich. Die Zone des Luftaufstiegs wandert dem Sonnenhöchststand folgend zwischen dem 21. Juni eines Jahres und dem 21. Juni des Folgejahres vom nördlichen zum südlichen Wendekreis und wieder zurück. Dies hat im Bereich der Wendekreise eine Trockenzeit und dazwischen zwei Regenzeiten zur Folge, mit einer entsprechenden Saisonalität des Abflussgeschehens. Als Ausgleich bildet sich ein Kreislauf mit einer Höhenströmung vom Äquator zu den Subtropen, über denen sich durch Luftabstieg der Kreislauf schließt. Die Subtropen sind deshalb in ihrem Kern besonders niederschlagsarm. Hier tritt Niederschlag nur episodisch auf, sodass viele Flüsse nur sporadisch Wasser führen. Eine gewisse Saisonalität mit Winterniederschlägen ist dort charakteristisch.
Die gemäßigte Zone wird vom Polarkreis und dem 40. Breitengrad begrenzt. Hier liegen sich subtropische Warmluft und subpolare Kaltluft auf relativ engem Raum gegenüber. Für solche Luftmassengrenzen ist die Ausbildung kräftiger Tiefdrucksysteme typisch, in deren Kern und an deren Fronten Hebungsvorgänge stattfinden, die zusammen mit anderen Ursachen (z.B. Hebung an Gebirgen, Aufstieg von Warmluft in Gewittern u.a.) zur Entstehung von Niederschlägen führen (→ Kap. 4). Da diese ganzjährig mit einer schwachen Saisonalität fallen, zeichnen sich die meisten Flüsse durch eine saisonal geprägte, aber permanente Wasserführung aus. Es schließen sich die energiearmen Subpolargebiete mit langen trockenen Wintern und Sommern an, die nur wenig Niederschlag erhalten. Ebenso wenig Niederschlag fällt auch in den Polargebieten.
Auf der Luvseite von Gebirgen fallen hohe Niederschlagsmengen. Auf der Leeseite herrscht Niederschlagsarmut.
Daneben sind einige regionale Besonderheiten zu beachten. Dazu gehören z.B. der Monsun mit seiner stärksten Ausprägung über dem Indischen Ozean und intensive Hebungsvorgänge an der Luvseite von Gebirgen, Küstenlinien oder Inseln, die dadurch verstärkt Niederschlag erhalten. Regenarmut herrscht dagegen auf der Leeseite von Gebirgen, d.h. in ihrem Regenschatten und z.T. im Inneren der Kontinente vor.
3.3 | Globale Unterschiede des Wasserhaushalts
Grundsätzliche Aspekte zur Bilanzierung des Wasserhaushalts
Die allgemeine Wasserhaushaltsgleichung oder Wasserbilanz bildet die Grundlage für alle hydrologischen Bilanzierungen. Sie wird immer auf einen definierten Zeitabschnitt und einen Betrachtungsraum oder ein Kontrollvolumen wie z.B. einen Kontinent, ein Einzugsgebiet, einen See oder eine Bodenschicht bezogen. Dabei führt die Summe aller Zuflüsse und Abflüsse zu einer Speicheränderung im betrachteten System, die positiv oder negativ sein kann:
Die Wasserhaushaltsgleichung ist die zentrale Gleichung für alle Wasserbilanzbetrachtungen.
Abb. 3-1 enthält globale Angaben. Bei langjährigen Mittelwerten kann die Speicheränderung vernachlässigt werden. Die Unterscheidung von Kontinenten und Weltmeeren stellt eine grobe räumliche Unterteilung dar. Erst mit zunehmender räumlicher und zeitlicher Auflösung wird es erforderlich, feiner zu bilanzieren. Durch die Verdunstung ist der Wasserhaushalt von Landschaften eng mit ihrem Energiehaushalt verknüpft. Die Verdunstung ist damit sowohl Element der Wasser- als auch der Wärmebilanz (→ Kap. 7). Da Wärmebilanzen immer auf Oberflächen bezogen werden, entfällt bei ihnen das Speicherglied. Insofern muss die Summe aller Wärmeströme, die zur
