E9 Atmosphäre Kontinentale Oberflächeninteraktion

Thema

Die Wechselwirkung zwischen Atmosphäre und Kontinentaloberfläche steuert den Austausch von Energie, Wasser und Impuls. Die Oberflächenenergiebilanz regelt diese Wechselwirkung: Die von der Oberfläche absorbierte Nettostrahlung verteilt sich auf drei Bereiche: fühlbare Wärme, die die Luft direkt erwärmt, latente Wärme, die Wasser verdunstet, und Wärme, die der Boden selbst speichert. Welcher Anteil dieser Nettostrahlung als latente statt als fühlbare Wärme übrig bleibt, hängt entscheidend von der Bodenfeuchtigkeit ab: Trockener Boden kann kein Wasser verdunsten lassen, daher gibt er die Energie, die feuchter Boden als latente Wärme genutzt hätte, als fühlbare Wärme an die Luft zurück. Deshalb erwärmt trockener Boden die darüber liegende Luft stärker.

Neben der Bodenfeuchtigkeit beeinflusst auch die Orographie die Niederschlagsverteilung maßgeblich, und zwar auf zwei entgegengesetzte Weisen, je nachdem, auf welcher Seite eines Gebirges man sich befindet: Die Luvseite erhält orographischen Niederschlag, da die feuchte Luft, die auf den Hang trifft, zum Aufsteigen gezwungen wird und ihren Wasserdampf kondensiert. Die Leeseite hingegen erfährt den Föhn-Effekt, da dieselbe Luft, nun ohne die Feuchtigkeit, die sie auf der anderen Seite hinterlassen hat, den gegenüberliegenden Hang hinabströmt und sich durch adiabatische Kompression erwärmt, anstatt abzukühlen.

Neben der Topografie können weitere lokale Mechanismen Konvektion auslösen: die Konvergenz durch Seewinde in Küstengebieten, wenn die über Land erwärmte Luft auf die kühlere Luft vom Meer trifft, und die Konvergenz an Vegetationsrändern, wenn eine wärmere, unbewachsene Fläche auf eine kühlere, pflanzenbedeckte Fläche trifft. Dieser Temperaturunterschied führt ebenfalls zu Konvergenz und Aufsteigen der Luft.

All diese Mechanismen – Topografie, Seewinde, Vegetationsränder – bestimmen, wo Regen fällt. Doch die Bodenfeuchtigkeit selbst entscheidet darüber, ob es nach dem Fallen erneut regnet oder nicht: Dies ist die Rückkopplungsschleife zwischen Bodenfeuchtigkeit und Niederschlag. Bei feuchtem Boden ist die Evapotranspiration hoch. Die zusätzliche Luftfeuchtigkeit verstärkt die Konvektion, was wiederum zu vermehrtem Niederschlag führt. Dieser zusätzliche Niederschlag durchfeuchtet dann denselben Boden erneut, der ihn erzeugt hat, wodurch ein Feuchtigkeitskreislauf geschlossen wird. Ist der Boden jedoch trocken, geschieht das Gegenteil: Der Feuchtigkeitsmangel hemmt den Niederschlag und erhöht, wie bereits erläutert, die Höchsttemperaturen, da die gesamte verfügbare Energie in fühlbare statt in latente Wärme umgewandelt wird. So wird derselbe trockene Boden, der zuvor Regen verhindert hat, noch trockener und heißer als zuvor.

All diese Wechselwirkungen zwischen Atmosphäre und Kontinentaloberfläche – die Verteilung der Nettostrahlung, der Einfluss der Orographie, lokale Konvergenzmechanismen und die Rückkopplung zwischen Boden und Niederschlag – münden in einer einzigen Größe, die sich mithilfe der Penman-Monteith-Gleichung berechnen lässt: die potenzielle Evapotranspiration, also die Wassermenge, die die Oberfläche verdunsten könnte, wenn sie ausreichend mit Wasser versorgt wäre. Diese Gleichung beschreibt die potenzielle Evapotranspiration als Funktion dreier Faktoren: der nach Abzug der im Boden gespeicherten Energie verbleibenden Nettoenergie, des Dampfdruckdefizits der Luft (d. h. wie weit die Luft von der Sättigung mit Feuchtigkeit entfernt ist) und des Widerstands, den sowohl die Luft als auch die Pflanzendecke selbst dem Durchtritt von Wasserdampf entgegensetzen. Somit fasst die Penman-Monteith-Gleichung die Physik des Wasserdampftransports im gesamten System Boden-Pflanze-Atmosphäre in einer einzigen Beschreibung zusammen, mit der diese Wechselwirkung zwischen Atmosphäre und Kontinentaloberfläche beginnt und endet.

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