Wasser und Wasserdampf in der Atmosphäre
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3. Wasser und Wasserdampf in der Atmosphäre 3.1 Chemische Zusammensetzung der Atmosphäre Tab. 3.1: Chemische Zusammensetzung der Atmosphäre (Dingman, 1995) Permanent Constituents Volume Percent Variable Constituents Volume Percent Nitrogen (N2) 78,084 Water vapor (H2O) <4 Oxygen (O2) 20,946 Water (liquid and solid) <1 Argon (Ar) 0,934 Carbon dioxide (CO2) 0,0345 a Neon (Ne) 0,001818 Methane (CH4) 0,00017 b Helium (He) 0,000524 Sulfur dioxide (SO2) Krypton (Kr) 0,000114 Nitrous oxide (NO2) 0,0000304 c Hydrogen (H2) 0,00005 Carbon monoxide (CO) 0,00002 Xenon (Xe) 0,0000087 Dusts (soot, soil, salts) < 0,00001 Ozone (O3) < 0,000007 d Nitogen dioxide (NO2) < 0,000002 e Radon(Rn) 6 @ 10-18 Ammonia (NH4) < 0,0001 Trace Bemerkungen: a) Es wird angenommen daß sich die CO2- Konzentration um 0,001 % pro Jahr aufgrund des Verbrennens fossiler Brennstoffe erhöht. b) Konzentration von CH4 erhöht sich um 0,00002 % pro Jahr durch biogene Ausdünstungen. c) Konzentration von N2O erhöht sich um 0,000001 % pro Jahr sich durch Nitrat-Dünger und Verbrennen fossiler Brennstoffe. d) Konzentration von O3 verringert sich durch chemische Reaktionen, die durch Fluor Kohlenwasserstoffe in der Atmosphäre getriggert werden. e) Konzentration von NO2 erhöht sich um 0,0000003 % pro Jahr. Box 3.1: Erhöhung des CO2-Gehaltes seit Beginn der Industrialisierung (Quelle: http://www.dkrz.de/tdf/klima/ (Deutsches Klimarechenzentrum)) FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.1 FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.2 3.2 3.2.1 Druck- und Temperaturänderungen in der Atmosphäre Aufbau der Atmosphäre Abb. 3.1: Temperatur- und Druckverlauf in der Atmosphäre (DRKZ) Es gilt folgende Aufteilung der Atmosphäre (http://www.sfdrs.ch/sendungen/meteo/lexikon/) Troposphäre : Die Troposphäre, zusammengesetzt aus "trope" (aus dem Griechischen: Wende, Kehre, Wendung) und "sphaira" (griechisch (Erd)kugel), ist eine Schicht der Atmosphäre, zwischen Erdoberfläche und der Tropopause (in 8 bis 17 km Höhe). Die Temperatur sinkt von etwa 15°C am Boden (gemäss Standard-Atmosphäre) auf etwa -56°C. Der Temperaturgradient beträgt im Durchschnitt 6.5 K/km. Die Troposphäre ist die Wetterschicht. Hier ist fast der gesamte Wasserdampf der Atmosphäre versammelt, hier finden wir etwa 3/4 der gesamten Masse der Atmosphäre. Tropopause Die Tropopause ist die Obergrenze der Troposphäre. Sie liegt in einer Höhe von etwa 8 km (über den Polen) bis 17 km (über dem Äquator). Das Wort setzt sich zusammen aus "trope" (aus dem Griechischen: Wende, Kehre, Wendung) und "pauein" (aus dem Griechischen: beendigen). Der Name wurde so gewählt, weil auf dieser Höhe die Temperatur ihre Talfahrt beendet und wieder zu steigen beginnt. Am Äquator liegt die Troposphäre höher, da dort wegen der starken Sonneneinstrahlung hochreichende Konvektion stattfindet. FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.3 Stratosphäre Die Stratosphäre, zusammengesetzt aus "stratum" (aus dem griechischen: Decke) und "sphaira" (griechisch (Erd)kugel), ist eine Schicht der Atmosphäre zwischen Tropopause (in 8 bis 17 km Höhe) und Stratopause (in etwa 50 km Höhe). Die Temperatur bleibt im unteren Teil der Stratosphäre zunächst etwa konstant und nimmt dann mit einem Temperaturgradienten von ungefähr 2.5 K/km zu. Grund für die Zunahme ist die Absorption von Strahlung an Molekülen, insbesondere in der Ozonschicht. Stratopause Die Stratopause ist die Obergrenze der Stratosphäre. Sie liegt auf rund 50 km Höhe. Das Wort setzt sich zusammen aus "stratum" (aus dem Griechischen: Decke) und "pauein" (aus dem griechischen: beendigen) Mesosphäre Die Mesosphäre, zusammengesetzt aus "mesos" (aus dem Griechischen: Mitte) und "sphaira" (griechisch (Erd)kugel), ist eine Schicht der hohen Atmosphäre, zwischen Stratopause (in etwa 50 km Höhe) und der Mesopause (in 80 bis 85 km Höhe). Die Temperatur sinkt von etwa 0°C an der Stratopause auf etwa -90°C. Der Temperaturgradient von knapp 3.0 K/km ist erheblich geringer als in der Troposphäre (6.5 K/km). Mesopause Die Mesopause ist die Obergrenze der Mesosophäre. Sie liegt in einer Höhe von etwa 80 bis 85 km. Das Wort setzt sich zusammen aus "mesos" (aus dem Griechischen: Mitte) und "pauein" (aus dem Griechischen: beendigen). Thermosphäre Die Thermosphäre, zusammengesetzt aus "thermos" (aus dem Griechischen: warm, heiss) und "sphaira" (griechisch (Erd)kugel), ist ein Stockwerk der Atmosphäre, beginnt in etwa 80 bis 85 km Höhe und reicht bis etwa 500 - 1000 km Höhe. In der Thermosphäre steigt die Temperatur von -90°C auf etwa 1000°C an der Obergrenze der Schicht. Allerdings: Die Obergrenze dieser Schicht (und damit die Grenze der Atmosphäre) ist nicht exakt festzulegen. Die Anzahl Luftmoleküle pro Volumeneinheit nimmt zwar stetig ab; ab welcher Höhe keine Luftmoleküle mehr vorhanden sind, lässt sich aber nicht bestimmen. 3.2.2 Barometrische Druckabnahme in der Atmosphäre Der Druckverlauf in der Atmosphäre wird mittels der Barometrischen Höhenformel beschrieben, die wie folgt hergeleitet werden kann: a) allgemeines Gasgesetz: p = Ri T (3.1) mit p T Ri = Druck [mb], = Dichte [gr/cm3], = Temperatur [0K], = indviduelle Gaskonstante für trockene Luft = 287,04 J/kg/0K b) hydrostatische Gleichung: FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.4 dp/dz = - D g (3.2) Einsetzen von (3.1) in (3.2) ergibt: dp/dz = - p g/ RT bzw. dp/p = - dz g / RT Anwendung von Gl. (3.1) für den Referenzdruck p0 (=760 Torr = 1,013 @ 105 Pa) und die Dichte D0 (= 1,29 kg/m3, für 20 0C) an der Erdoberfläche erlaubt die Elimination von RT ===> dp/p = - g (D0/ p0) dz Integration zwischen z= 0 und z = h ergibt: ln p/ p0 = - g (D0/ p0) h oder p = p0 exp [ - g (D0/ p0 ) h] (3.3) (Barometrische Höhenformel) Übung 3.1: Berechnung des Luftdruckes und des Siedepunktes auf dem Mount Everest. Gegeben: Gesucht: h = 8888 m p und Siedepunkt Ts des Wassers in dieser Höhe? Lösung: Einsetzen in Gl. 3.3 ergibt und p = 32860 Pa Ts= 82 0C (iterative Auswertung von Gl. 2.7) 3.2.3 Adiabatische Temperaturänderungen in der Atmosphäre 3.2.3.1 Grundlagen der Thermodynamik: Der erste Hauptsatz der Wärmelehre Der erste Hauptsatz der Wärmelehre ist eine Erweiterung des Energieprinzipes der Mechanik unter Einbeziehung von thermischer Energie. Danach gilt: dU = dQ + dA (3.4) mit dU dQ dA = Änderung der inneren Energie eines Körpers = Zufuhr/Abuhr von thermischer Energie = Zufuhr/Abfuhr von mechanische Arbeit Für ein Gas wird die mechanische Arbeit beschrieben durch: dA = - pdV FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch (3.5) Ingenieurhydrologie 3.5 mit p dV = Druck = Volumenänderung (negatives Vorzeichen, weil bei Verringerung des Volumens (Kompression) Arbeit in das System reingesteckt wird, und somit dU größer wird!!) ===> dU = dQ - pdV (3.6) dQ = dU + pdV (3.7) oder Abb. 3.2: Arbeitsleistung eines Gases Für ein ideales Gas gilt: p*V=nRT (3.8) mit p V T n R = Druck [Pa] = Volumen [m3] = Temperatur [oK] = Zahl der Mole = M/m (M = Masse [gr] ) (m = Molmasse [gr/mol]) = allgemeine Gaskonstante =2 [cal / oK/ mol] = 8, 3166 [J / oK /mol] Abb. 3.3: pVT-Diagram eines idealen Gases Im 3D pVT-Diagramm erhält daraus bei 1) T= konstant (Isotherme) pV = konst. 2) p= konstant (Isobare) V/T = konst. 3) T= konstant (Isochore) p/T = konst. Die innere Energie U ist eine Zustandsvariable des Systems und ist im Prinzip eine Funktion von U(T;V;p). Wegen der Gasgleichung sind T;V und p miteinandergekoppelt und es genügt daher nur 2 unabhängige Variable zu betrachten, z.B. U = U (V,T) FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch (3.9) Ingenieurhydrologie 3.6 ===> dU = (MU /MT)V * dT + (MU /MV)T * dV (3.10) und man erhält für (3.7) dQ = (MU /MT)V * dT + [(MU /MV)T + p]* dV (3.11) Damit erhält man für die specifische Wärme C bei a) bei konstantem Volume dV=0 CV = (dQ/dT)V = (MU /MT)V (3.12) b) bei konstantem Druck dp=0 CP = (dQ/dT)p = (MU /MT)V + [(MU /MV)T + p]* (MV /MT)p = cV + [(MU /MV)T + p]* (MV /MT)p (3.13) ===> (3.14) CP - CV = [(MU /MV)T + p]* (MV /MT)p Für eine ideales Gas!!! folgt aus dem berühmten Versuch von Guy-Lussac (MU /MV)T = 0 (3.15) (Die innere Energie hängt nicht vom Volumen ab, sondern nur von der Temperatur) CP - CV = p* (MV /MT)p und mit dem Gasgesetz (3.8) CP - CV = R (3.16) CP > CV (3.17) ===> Aus der theoretischen Physik ergibt sich nun daß die innere Wärme Q eine Gases bei konstantem Volumen zur molekularkinetischen Bewegung der Gasmoleküle aufgebraucht wird. Insbesondere gilt dann Q|V = f /2 * R T (3.18) CV = (dQ/dT)V = f /2 * R (3.19) CP /CV = (f + 2) / f (3.20) ===> und mit (3.17) wobei f = Zahl der Freiheitsgrade des Gasmoleüle = 3 für ein einatomiges Gas (3 Translationsbewungen) = 5 für ein zweitomiges Gas (3 Translationsbewungen + 2 Rotationsbewegungen) FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.7 = 6 für ein dreitomiges Gas (3 Translationsbewegungen + 3 Rotationsbewegungen) für Luft (N2 + O2) ===> f = 5 ===> CP /CV =: P = 1,4 (3.20) Wie Tab. 3.1 zeigt, decken sich die experimentellen Werte von CP und CV mit den theoretischen Werten gut überein. Tab. 3.1: Wärmekapazitäten einiger Gase bei konstantem Druck (Index p ) und bei konstantem Volumen (Index V) Gas cp [J/g.K] cp/cV cV [J/g.K] Cmp [J/mol.K] CmV [J/mol.K] Cmp-CmV [J/mol.K] Helium 5,2335 1,6600 3,1527 20,934 12,602 8,332 Neon 1,0216 1,6376 0,6238 20,766 12,560 8,206 Argon 0,5234 1,6667 0,3140 20,934 12,560 8,374 Krypton 0,2470 1,6857 0,1465 20,808 12,560 8,248 Xenon 0,1591 1,6522 0,0963 20,808 12,560 8,248 Quecksilberda mpf 0,1047 1,6667 0,0628 20,808 12,560 8,428 Luft 1,0090 1,4094 0,7159 29,098 20,787 8,311 Sauerstoff 0,9127 1,4065 0,649 29,207 20,859 8,348 Stickstoff 1,0216 1,4023 0,7285 28,604 20,432 8,172 Wasserstoff 14,2351 1,4102 10,0944 28,470 20,335 8,135 Chlorwasserst off 0,8122 1,4161 0,5736 29,647 21,026 8,621 Kohlenwassers toff 1,0467 1,4045 0,7453 29,308 20,934 8,374 Kohlendioxid 0,8457 1,3357 0,6238 36,928 28,428 8,500 Distickstoffmo noxid 0,8374 1,2903 0,649 36,844 28,470 8,374 Adiabiatische Prozesse: Adiabatische Prozesse sind per Definition solche bei denen das System kein Austausch von Wärmenergie mit der Umgebung hat. Damit liefert der 1. Hauptsatz (B3.4) dQ = dU + pdV = 0 Für ein ideales Gas ist wegen (MU /MV)T = 0 ===> (3.21) (Guy-Lussac) zufolge von 3.15 dU = CV *dT (3.22) CV *dT + pdV = 0 (3.23) FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.8 und mit pV = RT (für ein Mol) ===> CV *dT + RT / V* dV = 0 ===> CV *dT/T + R* dV/V = 0 (3.24) und mit CP /CV =: P und CP - CV = R ===> dT/T + (P -1)* dV/V = 0 Integration liefert: ln T + (P -1)* lnV = const. ===> T*V( -1) sowie (mit pV = RT) p*V p( -1) /T = const. (3.25a) = const. (3.25b) = const. (3.25c) (Poissonsche Gleichungen für die Adiabaten) Aus 3.25a folgt: a) Bei adiabatischer Expansion V_ b) Bei adiabatischer Kompression V ` ===> Temperaturerniedrigung T ` (3.26a) ===> Temperaturerhöhung T _ (3.26b) Aus 3.25b folgt dass die beiden Adiabaten BC und DA im pV -Diagramm steiler als die Isothermen AB und CD in einem Kreisprozess (Expansion mit anschließender Kompression) verlaufen. Derartige Kreisprozesse sind die Grundlage der Wärmekraftmachschine in der Technik (Motoren, Dampfturbinen) Abb. 3.3: Kreisprozess mit Isothermen und Adiabaten (w=A=Arbeit im Text) FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.9 3.2.3.2 Der adiabatische Temperaturgradient Die Temperaturänderungen in der Atmosphäre sind wegen ihren Schnelligkeit meisten von adiabatischer Natur und sind grundlegend für das Wettergeschehen . Betrachtet werden soll ein Gasparcel am Erdboden, das lokal aufgrund von Bodenaufwärmung eine etwas höherere Temperatur Tp als die Umgebung mit Tamb besitzt, d.h es gilt: Tp > Tamb ===> Dp < Damb (Geringere Dichte des Parcels) (3.27) Es entsteht zunächst ein Auftrieb des Parcels und es gelangt in höhere Luftschichten (s. Heißluftballon) Wegen der Verringerung des Druckes mit der Höhe (barometrische Höhenformel) wird sich das Parcel ausdehnen; sein Volumen erhöht sich adiabatisch und es wird sich, zufolge von 3.25a, 3.26a adiabatisch abkühlen: Es entsteht ein negativer adiabatischer Temperaturgradient dTad/dz < 0 (3.28) cV *dTad + pdV = 0 (3.29) der sich folgender Maßen berechnet: Ausgehend von Gl. 3.23 Das der adiabatische Prozess bei sich veränderten Druck dp abläuft, muß die Änderung dV über das Gasgesetz pV = RT berechnet werden. Es gilt d.h. wegen dV = (MV /MT)V * dTad + (MV /Mp)Tad * dp (3.30) V = RTad / p, dV = R/p * dTad - RTad / p2 * dp (3.31) und eingesetzt in 3.29: CV *dTad + p* [R/p * dTad - RTad / p2 * dp] = 0 ===> CV *dTad + R * dTad - RTad / p * dp = 0 ===> [CV + R ] * dTad - RTad / p * dp = 0 ===> (mit Cp - Cv = R) Cp * dTad - RTad / p * dp = 0 (3.32) Mit der hydrostatischen Grundgleichung (3.2) dp/dz = - g ===> dp = - g dz ===> Cp * dTad + RTad / p * g dz = 0 ===> (wegen p = * R/m * Tad = cp * dTad + * Ri * Tad , cp = Cp /m ) g dz = 0 ===> dTad /dz = -g/cp (3.33) Der adiabatische Temperaturgradient ist nur vom Schwerefeld der Erde und vom cp-Wert der Luft FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.10 abhängig und nicht von der Höhe oder vom Luftdruck. Für trockene Luft gilt nach Tab. 3.1 cp = 1005 J / kg / oK ===> trockener adiabatische Temperaturgradient dTad /dz ~ - 10 oK / km (3.34) Dagegen beträgt der gemessene, tatsächliche Temperaturgradient dT/dz in der Troposphäre (Abb. 3.1) im Durchschnitt nur 6.5 K/km., also kleiner wie der adiabatische. Wie gezeigt wird, hängt dies mit dem Wasserdampfgehalt der Luft zusammen, der bei obiger Rechnung nicht berücksichtig ist , daher der Name trockener adiabatischer Temperaturgradient 3.2.3.3 Die konvektive (In) Stabilität der trockenen Atmosphäre Es soll wieder ein Gasparcel am Erdboden betrachtet, das mit einer gewissen Anfangstemperatur To und Dichte Dp(z=0) durch eine vertikale atmosphärischen Strömung (z.B. Wind) nach vertikal nach oben transportiert wird. Dabei kühlt es sich adiabatisch um 10 oK/1000m ab, d.h. seine Dichte D(z) in der Höhe z ist größer geworden. Gleichzeitig ist jedoch auch die beobachtete vertikale Temperatur Tamb geringer geworden. Damit ergeben sich nun in dieser Höhe folgende Alternativen der Physik des Parcels: a) Die Aufwärtsbewegung geht unendlich weiter ====> Konvektive Instabilität b) Die Aufwärtsbewegung stoppt in einer gewissen Höhe ====> und fällt zurück Konvektive Stabilität c) Das Parcel steigt überhaupt nicht Neutrale (In) Stabilität ====> Grundsätzlich kann der Fall a) nur dann eintreten, wenn das Parcel beim Aufsteigen in einer Höhe z immer eine geringere Dichte Dp(z) als die Umgebungsdichte Damb(z) in dieser Höhe , d.h. es muß gelten Dp(z) < Damb(z) Tp (z) > Tamb (z) für konvektive Instabilität (Das Parcel steigt weiter auf) Dp(z) > Damb(z) Tp (z) < Tamb (z) für konvektive Stabilität bzw. der Fall b) (Das Parcel fällt zurück) Es gilt nun: Tp (z) wird durch den adiabatischen Temperturgradienten dTad (z)/dz beschrieben Tamb (z) wird durch den aktuellen., ambienten Temperaturgradient dTamb/dz beschrieben ===> a) für konvektive Instabilität: dTad/dz < dTamb/dz (3.35a) b) für konvektive Stabilität: dTad/dz > dTamb/dz (3.35b) c) für neutrale (In)Stabilität: dTad/dz = dTamb/dz (3.35c) FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.11 Abb. 3.4: Links: Stabile, instabile, und neutrale Schichtung der Atmosphäre; Rechts: Entstehunge einer Inversionsschicht Abb. 3.4. links stellt diese Ergbebnisse noch einmal dar und danach gilt: a) Absolute Instabilität (Kurve A): Ein Luftpaket, das trockenadiabatisch oder feuchtadiabatisch aufsteigt, ist sofort wärmer als seine Umgebung (die die Temperaturen auf Kurve A hat) und steigt darum weiter. b) Absolute Stabilität (Kurven C, D und E): Ein Luftpaket, das trocken- oder feuchtadiabatisch aufsteigt, ist sofort kühler als seine Umgebung und sinkt darum wieder ab. c) Bedingte Stabilität (Kurve B): Ein Luftpaket, das trockenadiabatisch aufsteigt, ist sofort kühler als seine Umgebung und sinkt darum gleich wieder ab. Ein Luftpaket, das aber feuchtadiabatisch aufsteigt, da es an Wasserdampf gesättigt ist, ist sofort wärmer als seine Umgebung und steigt darum weiter. Ein Extremfall einer stabilen Schichtung ist die Inversion(Abb. 3.4 rechts): Als solches wird der Zustand der Atmosphäre genannt, bei dem die Temperatur mit der Höhe zunimmt. Normalerweise nimmt die Temperatur mit zunehmender Höhe adiabat ab. Wenn in klaren Winternächten der Boden austrahlen und sich abkühlen kann, wird es möglich, dass sich die bodennahe Schicht auch abkühlt. Sie wird damit kälter als die darüberliegende Schicht. Inversionen sind günstig für die Bildung des Smog, da die Luftmassen nicht ausgetauscht werden können. Ein aufsteigendes Luftpaket kühlt sich ab und ist sofort kälter als die Umgebung. Es beginnt darum gleich wieder mit dem Abstieg. Konvektion ist innerhalb der Inversionsschicht nicht möglich. FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.12 3.2.3.4 Adiabatische Abkühlung von trockener und feuchter Luft Die adiabatische Abkühlung von feuchter Luft beim Aufsteigen in der Atmosphäre ist geringer als die von trockener Luft. Dies ist durch das Freiwerden von latenter Kondensationswärme beim Kondensieren des Wasserdampfes in der feuchten Luft zu erklären. Die adiabatischen Gradienten in beiden Fällen betragen: dT/dz (feucht) = 6 oC /km dT/dz (trocken) = 9,8 oC /km Abb. 3.5: Zur adiabatischen Temperaturänderung eines aufsteigenden trockenen bzw . wasserdampfhaltigen Luftparcels Box 3.2: Der Föhn als trockenadiabatischer und feuchtadiabatischer Prozess Der Föhn ist ein warmer und trockener Fallwind. Er entsteht oftmals im Vorfeld einer Kaltfront, die sich aus Westen den Alpen nähert. Wenn nämlich hinter der Front selbst hochreichende Kaltluft über FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.13 Westeuropa hinweg weit genug nach Süden ausbricht, entsteht auf der Vorderseite dieses Kaltlufttroges zur Kompensation vielfach eine nach Norden gerichtete Strömung, die relativ milde aber recht feuchte Luft vom Mittelmeer zu den Alpen führt. Während der Alpensüdhang von immer dickeren Regenwolken eingehüllt wird, setzt in den nördlichen Alpentälern oftmals schlagartig kräftiger Wind ein, die Temperaturen machen innerhalb Minuten einen enormen Sprung nach oben und zudem wird es deutlich trockener. Diese charakteristische Eigenschaften der Föhnluft sind nicht, wie früher angenommen, eine Folge der Reibung der Luft beim Herunterstürzen in die Talschaften der Nordseite, sondern sie entstehen durch das unterschiedliche Temperaturverhalten der Luft bei vertikalen Bewegungen innerhalb und ausserhalb von Wolken. Wenn an Wasserdampf ungesättigte Luft am Alpensüdhang aufsteigt, wird sie alle 100 Meter um ein Grad kälter (vgl. Grafik, Kurve 1). Durch die stetige Abkühlung steigt aber die relative Feuchte des Luftpaketes, d.h. sein Fassungsvermögen an Wasserdampf wird immer geringer. In einer bestimmten Höhe (z.B. 1000 Meter über Grund, vgl. Grafik) ist der Sättigungspunkt erreicht: Der Wasserdampf kondensiert, und es bilden sich Wolken. Auf dieser Höhe liegt die Wolkenbasis. Beim weiteren Aufsteigen kühlt sich die Luft zwar weiter ab, durch den Kondensationsprozess wird aber gleichzeitig Wärmeenergie freigesetzt, die wieder dem Luftpaket zugute kommt - die Luft kühlt sich nur noch rund 0.6ºC pro 100 Meter ab. (vgl. Kurve 2, feuchtadiabatischer Temperaturgradient). Beim Absinken der Luft in die Föhntäler des Nordens geschieht im Prinzip genau das Umgekehrte, durch den Regen hat die Luft aber einen Teil ihrer Feuchtigkeit im Süden deponiert. Sie ist im Norden daher wesentlich trockener, und somit ist auch die Wolkenbasis deutlich höher. Und genau diese Differenz macht’s aus: In unserem Beispiel gewinnt die Luft nördlich des Alpenkammes beim Absinken von 3000 auf 1000 Meter alle 100 Meter rund 0.4º C an Wärme (vgl. Kurve 3) und ist daher - in unserem Beispiel - im Norden 8º C wärmer als im Süden (0.4º C x 20 = 8º C). 3.3 3.3.1 Physik der Wolkenbildung und des Niederschlages Dichte von trockener und feuchter Luft Eine der für die atmosphärische Wasserbewegung und insbesondere der Wolkenbildung und des Niederschlages wichtigste Eigenschaft von feuchter Luft ist, daß sie leichter als trockene Luft ist, d.h.es gilt für die Dichten hum < dry (3.36) Dies läßt sich qualititav einfach erklären durch die teilweise Ersetzug von schweren Luftmolelülen (nach Tab. 2.2 ist vornehmlich N2) durch leichte H2O Moleküle. Eine mehr quantitative Ableitung von (3.36) erfolgt durch Anwendung des Gasgesetzes auf die einzelnen Fraktionen der feuchten Luft, die sich aus trockenener Luft, und Wasserdampf zusammen setzt. Damit gilt: dry = pdry / Rdry / T FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.14 D = ea / RD / T wobei phum = pdry + ea (Dalton’s Gesetz: der Gesamtdruck in einem Gasgemisch ist gleich der Summe der Partialdrücke der einzelnen Gaskomponten) pdry phum ea Rdry RD = Partialdruck der trockenen Luft = Druck der feuchten Luft = Dampfdruck des Wasserdampfs = Gaskonstante für trockene Luft = 287,04 J /kg / 0K = Gaskonstante für Wasserdampf = Rdry / 0.622 = 461,5 J /kg / 0K. Mit hum = hum = (phum - ea)/ Rdry / T +ea / RD / T dry + D folgt und nach Umrechnen (mit p= phum) hum = p / Rdry / T * (1 - 0,378 ea / p) dry = p / Rdry / T bzw. wegen ====> hum = dry (1 - 0,378 ea / p) (3.37) Übung 3.2: Abhängigkeit der Dichte der Luft von der relativen Luftfeuchtigkeit Berechnen Sie die Abhängigkeit der Dichte der Luft hum von der relativen Luftfeuchtigkeit HR bei einer Temperatur T von 20oC und einem Luftdruck p von 1000 mbar. Erstellen Sie eine Tabelle für hum für verschiedene Werte von HR wischen 0 und 1. Lösung: Verknüpfung der Formel (2.5) der Definition von HR mit (3.37) ergibt: hum = dry @ (1 - 0,378 @ HR @ es / p) mit dry R es =p/RT (Dichte der trockenen Luft) = Gaskonstante für trockene Luft = 287 J / kg / oC = Sättigungsdampfdruck des Wasserdampfes = 2,337 kPa bei 20 oC (s. Gl. 2.3) Einsetzen von verschiedenen Werten von HR ergibt hum (in kg/m3) in der Tabelle HR 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1 ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------1,189 1,187 1,185 1,183 1,181 1,179 hum FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.15 3.3.2 Kondensation und Tröpfchenbildung Der Großteil der Niederschläge entsteht dadurch, daß feuchte Luft aus niedrigeren in höhere Schichten der Atmosphäre verlagert wird. Infolge der adiabatischen Zustandsänderung nimmt die Temperatur dabei gemäß der Zustandsgleichung für reale Gase ab. Damit steigt die relative Luftfeuchtigkeit an. Bei genügend hoher Luftfeuchtigkeit bzw. genügend weiter Aufwärtsbewegung wird die Sättigungstemperatur unterschritten; die Luft unterschreitet den Taupunkt. Die überschüssige Feuchtigkeit kondensiert bevorzugt an kleinen Partikeln in der Luft (Kondensationskerne durch Aerosole) aus. Es bildet sich Nebel und bei weiterer Abkühlung und Zusammenballung der Nebeltröpfchen Wassertropfen oder gar Eiskristalle, die beide u.U. als Regen ausfallen können Die Tatsche, daß für die Initiierung der Tröpfchen-bildung Kondensationskeime vorhanden sein müssen, ist die Grundlage des Wolkenimpfens durch Silbernitratpartikel zum Auslösen von Regenfällen. Schnee entsteht durch Kondensationsvorgänge bei Temperaturen deutlich unter dem Gefrierpunkt. Niederschläge als Schnee sind meist nicht gleich abflußwirksam. Der Abfluß aus Schnee weist deshalb einen völlig anderen zeitlichen Ablauf auf als der aus Regen. An der Erdoberfläche meßbarer Regen entsteht erst dann, wenn die Tröpfchen oder die geschmolzenen Eiskristalle groß genug sind, daß sie den Boden erreichen, ohne bereits durch Wärmezufuhr verdunstet zu sein. Die kritische Größe von solchen Tröpfchen beträgt etwa 0,1 mm. Kleinere Tröpfchen werden dagegen mehrere Male innerhalb der Wolkenschicht rezykliert bevor sie durch Aggregation diese Größe erreicht haben. Abb. 3.6: Zur Physik der Wolkenbildung und des Niederschlages (Chow et al., 1988) Zusammengefaßt gilt daß die Niederschlagsbildung eine Folge des Kondensationsprozeß ist. Doch größere Hydrometeore (allgemeine Bezeichnung für flüssigen Niederschlag) können allein mit diesem Modell nicht erklärt werden, lediglich Sprühregen ist darauf zurückzuführen. Damit großtropfiger Regen entstehen kann, sind zwei wolkenphysikalische Vorgänge notwendig: FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.16 1.Prozess der Koaleszenz: Dieser Prozeß spielt vor allem im Bereich der Tropen eine wichtige Rolle. Große Tropfen entstehen durch Zusammenfließen von Wassertröpfchen unterschiedlicher Größe bei Berührung aufgrund verschiedener Fallgeschwindigkeiten. In unseren Breiten ist dieser Prozess lediglich für Nieselregen relevant. 2.Bergeron-Findeisen-Prozeß: Dieser Prozeß spielt vor allem in den mittleren Breiten eine wichtige Rolle. In größeren Höhen der Regenwolken befinden sich bis weit unter dem Gefrierpunkt unterkühlte Wassertröpfchen und Eiskristalle. Wegen dem geringeren Sättigungsdampfdruck über Eis strömt ständig Wasserdampf aus der Umgebung der Tröpfchen zu den Eiskritallen, so daß diese wachsen. Auch die elektrischen A n zi e h u n gs kr ä f t e s i n d d a f ü r mi t verantwortlich.Haben diese eine gewisse Größe erreicht, werden sie vom Aufwind nicht mehr getragen und beginnen zu fallen. Unten wird die Temperatur wärmer und die Eispartikel schmelzen zu großen Regentropfen. In Winter unterbleibt das Schmelzen meist, so daß der Niederschlag als Schnee fällt. FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.17 3.3.3 Sinkgeschwindigkeit der Tröpfchen Die Berechnung der Sinkgeschwindigkeit v der Tröpfchen ist ein klassisches Beispiel der Anwendung der Stokes Gleichung für den Reibungswiderstand einer Kugel in einem Fluid. Beim Sinken des kugelförmigen Wassertropfens durch die Luft (das Fluid hier) treten folgende Kräfte auf: 1) die nach unten gerichtete Schwerkraft Fg = Mw g = Dw V g = 4/3 B r3 Dw g 2) die nach oben gerichtete Auftriebskraft Fb = ML g = DL V g = 4/3 B r3 DL g 3) die nach unten gerichtete Widerstandskraft (Stokes Gesetz) FR = 6 B µ r v (3.38) wobei: r Dw D v µ = der Radius der Kugel = Dichte der Wassertropfens = Dichte der Luft = relative Strömungsgeschwindigkeit = dynamische Viskosität Die Gleichgewichtsbedingung für das Partikel lautet: FR = Fg - Fb ===> 6 B µ r v = 4/3 B r3 g @ (Dw - DL) ===> v = 2/9 r2 g @ (Dw - DL) / µ Anmerkung: (3.39) Aus dieser Gl. folgt daß die Sinkgeschwindigkeit mit dem Quadrat!! des Radius der Kugel steigt. Beispiel: Radius des Tropfens = 0,5 mm Dw = 1000 kg/ m3 DL = 1,20 kg/m3 (bei 20 oC und 101,3 kPa Druck) µ = 1,82 @ 10-5 Pasec ===> v = 29,91 m/s FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.18 Übung 3.3: Formulierung der Stokes Formel mittels des Widerstandsbeiwertes k D. Für den Strömungswiderstand (Kraft) F R eines Körpers in einem Fluid gilt allgemein: FR = kD A D / 2 * v2 (3.40) mit kD A D v = Widerstandsbeiwert (dimensionslos) = maximale Querschnittsfläche des Körpers ( = B r2 für eine Kugel) = Dichte des Fluids = Strömungsgeschwindigkeit Berechnen Sie den Widerstandsbeiwert k D für eine Kugel nach der Stokes Formel Lösung: Gleichsetzen von Gl. (3.38) und (3.40) ergibt 6 B µ r v = kD A D/2 * v2 ===> kD = 24/ Re Re = Reynolds- Zahl = 2 r v / < < = kinematische Viskosität (= µ/DL) (3.41) wobei mit Formel (3.41) beschreibt eine lineare Abnahme des Widerstandsbeiwert kD mit der Reynolds- Zahl Re und gilt nur für laminare Strömungen, mit kleiner Re-Zahl < 10. Für größere Re, jedoch noch im laminaren Bereich Re < 2300 bilden sich sogenannte Grenzschichten über dem Körper aus und der kDWert nimmt weniger stark ab (s. Abb. 3.7) Abb. 3.7: Der Wiederstandsbeiwert (kD = cD) als Funktion der Re-Zahl für eine Kugel und einen Zylinder (Munson et al., 1994) FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.19 Übung 3.4: Gültigkeit der Stokes Formel für einen Regentropfen Überprüfen Sie ob für die oben berechnete Sinkgeschwindigkeit das Stokes Gesetz noch gültig ist: Lösung: Berechnung der Reynolds-Zahl Re = 2 r v / < ergibt nach Einsetzen der oben berechneten Werte ===> Re = 2001 Obwohl für einen Tropfen mit so einem kleinen Durchmesser die Strömung hier noch knapp laminar ist, zeigt die Theorie, daß das das Stokes Gesetz nicht mehr gültig ist. Es gilt in der Tat nur für kleine Re <10 und für größere Re werden die Widerstandsbeiwerte kD schnell größer als nach Gl. (3.9) berechnet Daher wird statt dem nach Stokes berechneten Wert von ~30m/sec auch nur etwa eine 1/10 dieser Sinkgeschwindigkeit, wie in Abb. 3.8 gezeigt, erhalten. Abb. 3.8:Tatsächliche Sinkgeschwindigkeiten eines Regentropfen als Funktion des Durchmessers (Chow et al., 1988) Allgemein ergibt sich folgende Tabelle für die Fallgeschwindigkeiten der Hydrometeore Hydrometeor Fallgeschwindigkeit in m/s Wolkentröpfchen <0,01 - 0,25 Sprühregentröpfchen 0,25 - 2,0 Regentropfen 2,0 - 9,0 Schneesterne 0,3 - 0,7 Schneeflocken 1,0 - 2,0 Graupel 1,5 - 3,0 Hagel FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch 5,0 - 30,0 !! Ingenieurhydrologie 3.20 Box 3.3: Isotope als Tracer des hydrologischen Zyklus Die wichtigen Isotope des Wassermoleküls H 2O sind: Wasserstoff 1 H: 2 H: 3 H: Normal (Deuterium) (Tritium) Sauerstoff 16 O 17 O 18 O Die Tabelle zeigt, daß nach dem Standardisotop 1H16O2 (Molekulargewicht 18) nur das schwere Isotop 1H18O2 (Molekulargewicht 20) in Standard Meerwasser von Bedeutung ist. Tab. 3.2: Composition of water with respect to different forms of water Water Molecule Portion in Total Water Portion in Heavy Water Comparable Concentration 1 99.73 - - 1 0.20 1 0.04 14.7 Ca 1 0.032 11.8 K 1 6 x 10-5 0.022 N 1 1 x 10-5 0.003 2 3 x 10-6 0.001 P 2 6 x 10-9 2 x 10-6 Hg 2 1 x 10-9 3 x 10-7 Au H216O H218O H217O H2H16O H2H18O H2H17O D216O D218O D217O 73.5 Mg Al Isotopen in einen Wasserprobe werden gemessen als Verhältnis der beiden am häufigsten auftretenden Isotope 18O/16O. Dies erfolgt mittels eines Massenspektrometers, wobei die Isotope in ein Magnetfeld auf eine starkgekrümmte Kreisbahn eingeschoßen werden. Letzere hat für das schwerere Isotop 18O aufgrund der größeren Fliehkraft einen größeren Radius, und dieses Isotop wird weniger stark als das leichtere 18O abgelenkt. In einen geeichten Detektor, der auf die beiden Isotope abgestimmt ist, werden die beiden Isotope dann getrennt und gezählt. Man definiert den *-Wert (in promille) (3.40) wobei (18O/16O) reference = (18O/16O)SMOW mit SMOW: Standard Mean Ocean Water: der mittlere Wert für das ozeanische Wasser ==> +10O, bedeutet die Probe hat 10 O mehr 18O als die Referenz, bzw. ist um 10O angereichert -10O, bedeutet die Probe hat 10 O weniger 18O als die Referenzt, bzw. ist um 10O FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.21 abgereichert Fraktionierung der Isotope: a) Fraktionierung beim Verdunsten: Beim Verdunsten vom flüssigen in den gasförmigen Zustand eines Wassers mit einem beliebigen Isotopengemisch 18O/16O wird das leichtere Isotop 16O eher verdunsten als das schwere Isotop 18O. Ersteres hat einen höheren Dampfdruck e a als letzeres: ea (16O) > ea (18O) ===> Es kommt zu einer Auftrennung oder Fraktionierung der beiden Isotope. Während Im flüssigen Zustand, in der flüssigen Phase, das Verhältnis von H216O und H218O etwa bei 500 : 1 liegt, wird dieses Verhältnis in der Gasphase zugunsten des H216O verschoben. ===> Das schwere H218O ist in der Gasphase also noch seltener anzutreffen als in der flüssigen Phase. ===> Der *18O-Wert des Wasserdampfes nimmt ab (er wird negativ) (Abreicherung) Der *18O-Wert des Restwassers nimmt zu (er wird positiv) (Anreicherung) Die Fraktionierung hängt von der Temperatur der Phasen und damit von der mittleren Geschwindigkeit der Moleküle in dieser Phase ab. Der Anteil des Wassers mit den schweren Sauerstoffisotopen ist deshalb im Wasserdampf umso geringer, je tiefer die Temperatur sinkt (in der Nähe der Pole wird *18O negativer) b) Fraktionierung bei der Kondensation : Einen ähnlichen Effekt kann man auch bei der Kondensation von Wasserdampf, also bei der Wolkenbildung beobachten. Die 18O-Isotope werden in den Wassertröpfchen im Vergleich zum Wasserdampf angereichert; da sie wegen des kleineren Dampfdruckes auch wieder früher als die 16 O-Isotope kondensieren. Im Vergleich zum Dampf ist also der Gehalt von 18O im Wassertropfen grösser. Fällt das kondensierte Wasser als Regen, dann bedeutet das für die zurückbleibende Luftmasse, dass ihr Gehalt an 18O noch stärker abgenommen hat. ===> Der *18O-Wert des Wasserdampfes nimmt weiter ab (er wird negativer) weiter zu (er wird positiver) Der 18O-Wert des Restwassers nimmt (Abreicherung) (Anreicherung) Bei einem idealen Gleichgewichtes zwischen der flüssigen und der drüberliegenden Dampfphase stellt sich bei 20 oC ein *18O-Wert von etwa -10 O über einem Wasserspiegel ein. Stellt man sich eine Luftmasse vor, die aus einer subtropischen Verdunstungszone stammt. Dort wurde sie mit Wasserdampf versehen und wandert nun Richtung Norden oder Süden zu den Polen. Im Verlaufe der Verfrachtung regnet sie immer wieder einen Teil ihrer Feuchtigkeit aus. Jedesmal, wenn Niederschläge fallen, wird der 18O-Gehalt der Luft verringert. Wenn der Wasserdampf über der Antarktis oder über Grönland als Schnee fällt, dann besitzt er einen *18O-Wert um - 30 %. ===> der *18O-Wert verringert sich im Regen zum Kontinentalinneren (s. Abb. 3.9) (Rayleigh Fraktionierung) Gleiches kann man auch im flachen Grundwasser feststellen, soweit dieses vom meteoritischen Regen neugebildet wurde (s. Abb. 3.8) FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.22 Ähnliche Fraktionierung gilt auch für das 2H (Deuterium) schwere Isotop des Wassers und es besteht eine lineare Korrelation (Standard Meteroritische Wasser Linie SMWL) zwischen dem *2H und dem *18O gemessenen Werten (Abb 3.9). Abweichungen von der Standard-Linie für Grundwasser können Hinweise auf das Entstehen des letzeren geben (altes oder junges Grundwasser), wobei z.B. in einem Kalkstein-Aquifer durch Reaktionen von *18O mit CaCO3 Werte rechts der SMWL auftreten. (weitere Informationen über http://www.science.uottawa.ca/~users/clark/GEO4342/Iso-2.htm http://educeth.ethz.ch/physik/leitprog/treibhaus/additum.html ) Abb. 3.9: *18O-Werte (in %) im Niederschlag Abb. 3.10: *18O-Werte (in O ) Grundwasser im flachen Abb. 3.11 : Korrelation zwischen *2H und *18O FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.23 Box 3.4: Wie kalt war es in Zürich vor 20'000 Jahren? Glattals Isotopenmessungen im Grundwasser des Im Glattal findet man Grundwasser, das während der letzten Eiszeit gebildet wurde. Mit Isotopenmessungen konnten die damaligen Temperaturen bestimmt werden, ausser während des Höhepunkts der Eiszeit, als die Region von Gletschern überdeckt war und kein neues Grundwasser nachgebildet wurde. Vor 15'000 sowie vor 28'000 Jahren war es in der Umgebung von Zürich im Durchschnitt 5 °C kälter als heute; dazwischen, während des Maximums der letzten Eiszeit, muss es noch kälter gewesen sein. Wieviel kälter, das lässt sich allerdings nicht sagen. Dies hat eine Studie ergeben, die ein Team der Eidgenössischen Anstalt für Wasserversorgung, Abwasserreinigung und Gewässerschutz (Eawag) zusammen mit Forschern der ETH Zürich und der Universität Bern im Glattal durchgeführt hat. In der Gegend von Uster findet man in einer Tiefe von rund 100 Metern Grundwasser, das mit Hilfe des radioaktiven Kohlenstoff-Isotops C-14 als Relikt aus der Eiszeit identifiziert werden konnte. Aus den Konzentrationen sämtlicher atmosphärischer Edelgase in diesem Grundwasser liess sich auf die mittlere Jahrestemperatur schliessen, die herrschte, als das Wasser in den Boden versickerte. Dass es in Mitteleuropa während der Eiszeit um 5°C kälter war als heute, ist an sich nichts Neues. Bemerkenswert am Grundwasservorkommen im Glattal ist jedoch, dass zwischen etwa 25'000 und 17'000 Jahren vor heute kein Wasser in den Untergrund gelangte. Zu dieser Zeit war es am kältesten, und die Vergletscherung stiess bis ins Glattal vor, wodurch die Neubildung von Grundwasser unterbrochen wurde. Diese Erkenntnis ist auch für die Glaziologie interessant, denn über die hydrologischen Verhältnisse unter Gletschern ist noch wenig bekannt. Eine Lücke in den Grundwasseraltern um das Maximum der Eiszeit wurde schon bei einer Untersuchung in England gefunden; aber erst die neue Studie erbringt den Beweis, dass die Grundwasserbildung damals tatsächlich unterbrochen war. Das könnte auch erklären, warum in einigen anderen europäischen Grundwasserstudien nie mehr als 5'°C Abkühlung während der Eiszeit nachgewiesen werden konnte. Einzig in Ungarn, wo es nie eine Eisbedeckung gab, fand man mehr als 8 °C Abkühlung. Die Analyse von Spurenstoffen in Grundwasser, das viele Jahrtausende im Untergrund verweilen kann, hat sich in den letzten Jahren als eine der zuverlässigsten Methoden der Klimarekonstruktion etabliert. Einer der wichtigsten Indikatoren ist dabei das Sauerstoff-Isotop O-18, welches sich gerade im Grundwasser leicht messen lässt. Häufig ist jedoch die Umrechnung von O-18- Werten in Temperaturen nicht leicht zu bewerkstelligen. Die neue Studie trägt zur Eichung des O-18-Thermometers bei, konnte doch gezeigt werden, dass der Zusammenhang zwischen O-18- Gehalten im Wasser und der mittleren Jahrestemperatur während der Eiszeit derselbe war wie heute. Dieser Nachweis gelang durch den Vergleich der O-18-Werte mit den aus den Edelgasen bestimmten Temperaturen. Wieviel Edelgase im Wasser gelöst werden, hängt ab von elementaren physikalischen Parametern, insbesondere der Wassertemperatur, was eine absolute Temperaturbestimmung ermöglicht. Nur die Kombination einer ganzen Palette spezieller Spurenstoffmethoden - neben C-14, Edelgasen und O-18 auch Tritium, Ar-39 und Kr-85 - ermöglichte es, ein stimmiges Gesamtbild der komplizierten hydrologischen Verhältnisse im Glattal zu erhalten. So wurde beispielsweise in einzelnen Brunnen eine Mischung von altem und jungem Wasser angetroffen. Dank dem Einsatz der verschiedenen Methoden gelang es, diese Mischungen rechnerisch in die beiden Komponenten aufzuspalten. Die aussergewöhnliche Methodenvielfalt wurde möglich dank der Zusammenarbeit mehrerer Forschungsgruppen. Ein wichtiges Ziel der Erforschung des eiszeitlichen Klimas ist die Schaffung von Grundlagen für die bessere Vorhersage möglicher zukünftiger Klimaveränderungen. Die durchgeführten Grundwasseranalysen sind jedoch auch von unmittelbarerem Interesse: Die Stadt Dübendorf bezieht einen Teil ihres Trinkwassers aus dem untersuchten Grundwasserleiter. Das eiszeitliche Wasser ist qualitativ zwar einwandfrei, strömt aber nur sehr langsam nach. Der Grundwasserspiegel sank infolge der Nutzung, weshalb inzwischen auch jüngeres Wasser in die Bohrung gelangt. Dieses enthält im Gegensatz zum alten Wasser gelösten Sauerstoff, was zur Ausfällung von Eisen- und Manganoxiden und damit zu unerwarteten Problemen bei der Fassung führte. Die Isotopenuntersuchungen ermöglichen nun ein tieferes Verständnis der hydrogeologischen Situation und damit eine effizientere Bewirtschaftung. Einige der Methoden, die im Glattal zum Einsatz kamen, könnten auch andernorts zur nachhaltigen Wassernutzung beitragen. Gerade in ariden Gebieten werden oft alte Grundwasservorkommen ausgebeutet, ohne zu wissen, in welchem Masse diese Ressourcen erneuert werden. Von Werner Aeschbach-Hertig; Neue Zürcher Zeitung FORSCHUNG UND TECHNIK Mittwoch, 04.11.1998 Nr. 256 69 (Quelle: Science. 282, 731-734 (1998)). FG Geohydraulik und Ingenieurhydrologie Universität Kassel Prof. Dr. rer. nat. M. Koch Ingenieurhydrologie 3.24
