5.5 Ermittlung der Gebietsverdunstung

5.5.1 Gebietsdurchschnitt inhomogener Gebiete aus räumlich differenzierten Berechnungen

Die tatsächliche Verdunstung eines inhomogenen Gebietes kann induktiv in Anwendung der erläuterten Verfahren aus örtlich unterschiedlichen Einzelverdunstungen als Gebietsmittel bestimmt werden. Das ist für langfristige Mittelwerte und für Einzelwerte von Jahren und Monaten möglich. Dabei ist insbesondere die Höhenabhängigkeit von Niederschlag und Verdunstung zu berücksichtigen. Technisch läßt sich die Verdunstung von inhomogenen Gebieten mit Hilfe von geographischen Informationssystemen (GIS) bearbeiten. GIS benutzen flächendeckende Rasterdaten der Boden- und Landnutzungsdaten sowie der entsprechenden Bestandsparameter (Bulk-Stomatawiderstände, aerodynamische Widerstände) und setzen sie über Rechenmodelle miteinander in Beziehung.

Beispiel zur Ermittlung aus unregelmäßig begrenzten Teilflächen (Polygonen), Rasterflächen und Rasterpunkten:

Unregelmäßig begrenzte Teilflächen:
ETa G = A E A i · ETa i A E A i

m Rasterflächen:
ETa G = 1 m ETa i m

n Rasterpunkte:
ETa G = 1 n ETa i n

Abb. 5.6: Beispiel zur Ermittlung der Gebietsverdunstung aus homogenen Teilflächen, Verfahren für die Gebietseinteilung und verwendete Formeln (nach DVWK 1996).

5.5.2 Weitere für die Regionalisierung geeignete Methoden

Zwei Methoden stehen hierfür zur Verfügung (Braden 1990b):

  1. Mittels telemetrischer Verfahren lassen sich Oberflächentemperaturen durch luftgestützte Messungen (Flugzeug, Satelliten) durchführen und die aktuelle Verdunstung berechnen (oberflächenbezogene RB):
    1 E = R n - G + ρ c p T - T 0 r aH

    Weiterführende Literatur: Brunel 1989, Jackson et al. 1977
  2. Mit der Penman-Monteith-Beziehung (Monteith 1981) läßt sich durch Kombination der Energiebilanz mit der Transportgleichung und mit Hilfe einer linearen Extrapolation des Sättigungsdampfdruckes die o.g. Beziehung ableiten. Es werden keine vertikalen Temperatur- oder Feuchtedifferenen benötigt, sondern implizit die Temperatur der verdunstenden Oberfläche, was sich in der Formel durch den Widerstand rs (> 0) ausdrückt. Die Parametrisierung des rs stellt das entscheidene Problem bei der Berechnung der aktuellen Verdunstung mit Hilfe der Penman-Monteith-Beziehung (PM-) dar. Die Größen wie Rn, G, es (T) - e, und ra können in hinreichender Genauigkeit aus Messungen von benachbarten meteorologischen Stationen (z.B. DWD) bestimmt und übertragen werden.

Durch die Einführung der Strahlungsbilanz einer auf Lufttemperatur befindlichen Oberfläche und eines Faktors, der den langwelligen Strahlungsaustausch berücksichtigt (Thompson 1982), wird die Parametrisierung der Strahlungsbilanz der jeweiligen Oberfläche und damit die Anwendung der PM-Methode zur regionalisierten Verdunstungsberechnung weiter erleichtert (Braden 1990b).

Die von Satelliten fernerkundeten Oberflächentemperaturen liegen aufgrund der Umlaufbahnen zur Zeit entweder nur an jedem sechzehnten Tag mit ca. 100 m Auflösung (LANDSAT) oder mit ca. 2 km Auflösung einmal vormittags und einmal nachmittags (NOAA) vor. Daher ist die kontinuierliche regionalisierte Verdunstungsbestimmung in Mittel- und Hochgebirge nur mit Flugzeugen (luftgestütztes Monitoring) zu realisieren.

5.5.3 Modelle zur Berechnung der Gebietsverdunstung

Beispiele für in der Praxis einsetzbare Modelle sind die mit Routine-Wetterdaten arbeitenden Modelle.

  • MORECS: Meteorological Office Rainfall and Evaporation Calculation System (Thompson et al. 1981);
  • AMBAV: Agrarmeteorologisches Modell zur Berechnung der aktuellen Evapotranspiration (Löpmeier 1987);
  • AMBETI: Agrarmeteorologisches Modell zur Berechnung von Evaporation, Transpiration und Interzeption (Braden 1990 a, b);
  • Mike She: Beispiel für ein komplexes Gebietswasserhaushaltmodell.