Grundlagen der Niederschlagsmessung

1.Einführung

Feuchtigkeitsgeladene Luft wird durch Gebirgszüge zum Aufsteigen gezwungen, wodurch sie sich abkühlt. Nach dem oben geschilderten Mechanismus entstehen Niederschläge, die an den Luv-Hang des Gebirges gebunden sind und in der Regel längere Zeit dauern. Meist nimmt die Regenintensität und Niederschlagshöhe mit der Geländehöhe über dem Meeresspiegel zu. An der Lee-Seite des Gebirges ist die Luft häufig trocken, und es werden dort im Mittel geringe Niederschläge registriert, was in einigen Regionen der Erde im Extremfall zu Trockengebieten mit Ausbildung von Trockensteppen führen kann. Beispiele: Amerikanische Kordilleren in den Staaten Oregon und Washington im Westen des USA, mit hohen Niederschlägen an der Pazifik Seite mit Ausbildung von Regenwäldern und Trockensteppe östlich in der Basin und Range Provinz. Die wüstenähnliche Sinkian Region in West China ist ebenfalls auf die Abschottung der von Indien einziehende Regenfronten am Himalaja Gebirge zurückzuführen, die vorher an der Luvseite das Assam Region in Nordindien zu einem der niederschlagsreichsten Gebiete auf der Erde gemacht haben.

2.0 Kenngrößen des Niederschlags

Folgende Kenngrößen des Niederschlags (mit angegebenen Einheiten) sind von Bedeutung: 

2.1. Niederschlagshöhe H

Höhe der Wassersäule [mm], falls der Regen in einem flachen Gefäß gleicher Grundfläche (wie Auffangfläche) gesammelt würde. Regenmesser ohne Registrierung messen die Niederschlags-höhe zwischen zwei Ablesezeitpunkten. 

 2.2. Regenintensität R

Zeitliche Veränderung der Niederschlagshöhe [mm/min] oder [l/(s • ha)]. Die Intensität ergibt sich bei Regenschreibern aus der Steigung der Summenlinie der Niederschläge. 

 2.3 Regendauer T

Dauer [min, h] von Niederschlagsbeginn bis Niederschlagsende. Die genaue Definition des Regenbeginns oder -Endes bereitet bei sehr schwachen Vor- bzw. Nachregen mitunter Schwierigkeiten. 

 2.4 Trockendauer Tt

Bei der Simulation von Schmutzfrachten in Kanalnetzen durch Regen ist die vorhergehende Trockendauer [min, h, d] von Bedeutung, da sie maßgebend ist für die Ansammlung von Schmutzstoffen auf der Oberfläche und im Kanalsystem, die beim nächsten Regen abgespült wird. Auch bei Speichersystemen ist die Trockendauer für die Speicherbewirtschaftung wichtig. 

3.0 Verteilung der Niederschläge über das Jahr

Dieser Aspekt ist wichtig für die Landwirtschaft und die Speicherwirtschaft. Im Bereich des Siedlungswasserbaus kann für langzeitige Abflußsimulationen auch der gesamte Niederschlagsverlauf einschließlich Trockenzeiten als Eingangsgröße dienen. Regenereignisse, die nur durch eine Niederschlagshöhe und eine Dauer gekennzeichnet sind, bezeichnet man als Blockresen. Synthetische Regenereignisse, deren Intensitätsverlauf z.B. nach typischen Verläufen gemessener Regen oder mit Hilfe statistischer Methoden festgelegt wird, gehen als sogenannte “Modellregen” in hydrologische Verfahren ein (z.B. in Niederschlag-Abfluß-Modelle). \ß

 4.0 Punktmessungsmethoden des Niederschlags

 4.1. Allgemeine Betrachtungen

Niederschlag wird meistens direkt zunächst nur an einem Punkt gemessen (ausgenommen sind die direkten integralen oder arealen Methoden, wie die optoelektronische Lasermessung oder das Wetter-Radar, s. Kap. 4.5). Da letztlich für den Hydrologen nur der areale Niederschlag in einer Region oder in einem Einzugsgebiet von Interesse ist, muß die Punktmessung des Niederschlags dann mittels statistischer Methoden (s. folg. Kap.) auf eine Fläche hochgerechnet werden. 

 4.2.0 Regenmeßgeräte

Zur Messung des Regens werden Regenmesser oder Regenschreiber nach Hellmann verwendet. In neuerer Zeit kommen immer mehr Regenmesser mit elektronischer Speicherung der Niederschlagsmenge und/oder Fernübertragung der Meßdaten in Einsatz. Die hauptsächlichen Spezifikationen der Regenmessung nach Hellmann sind eine 200 cm2 Auffangfläche und eine Aufstellung, die entweder in l m Höhe über Gelände (besser für Messungen von Schneefall) oder ebenerdig (besser für Regen) sein kann. 

 4.2.1 Regenmesser

Der Regenmesser mißt die Niederschlagshöhe zwischen zwei Leerungen. Die zeitliche Auflösung ist direktgekoppelt an die Häufigkeit der Ablesung. Üblich sind tägliche Ablesungen zur selben Uhrzeit. Natürlich kann dann nur die 24h-Niederschlagshöhe das Ergebnis sein. Ein Regenmesser, der die Niederschläge langer Zeiträume sammelt, wird als Totalisator bezeichnet. 

 4.2.2.Regenschreiber

Regenschreiber zeichnen die Höhe des Wasserspiegels in einem Meßgefäß über die Zeit auf, indem der Wasserstand über einen Schwimmer und einen Schreiber auf einen Papierstreifen übertragen wird. Nach Füllung des Meßgerätes wird der Inhalt abgehebert, die Anzeige stellt sich auf 0 zurück und die Füllung beginnt von neuem.

 Der Regenschreiber besteht aus:

•  Auffangtrichter
• Registrierfederarm
• Schwimmergefäß Schwimmer
• Gtasheberrohr —Gehäuse
• Auffangkanne

 

4.2.2.1 Regenmesser mit elektronischer Registrierung und/oder Fernübertragung

Modernere Regenregistriergeräte stellen die Niederschlagsintensität z.B. durch Zählen der Tropfen fest und speichern diese Werte in Halbleiterspeichern, die von Computern ausgelesen werden können. Auch die Übertragung der Signale zu einer zentralen Registrierung ist möglich. 

 

4.2.2.2.2 Automatischer Regenmesser mit Wippe

Dieser Niederschlagsmesser mißt die Regenmenge mittels einer reibungsarm gelagerten Wippe. Die Wippe ist so ausgebildet, dass Fehler automatisch kompensiert werden, die durch unvollständiges Abtropfen infolge von Oberflächenspannungen entstehen. Der Wippeninhalt beträgt 2 cm3 Wasser. Bezogen auf die Auffangfläche von 200 cm2 (WMO-Norm) entspricht somit eine Wippenfüllung der Niederschlagshöhe von 0,1 mm. (s. http://www.griesmavr.de/ombro.htm) Bei Kippung der Wippe wird ein im Niederschlagsmesser eingebauter, berührungsfrei arbeitender Reedkontakt für mindestens 50 ms prellfrei geschlossen. Ein Reedkontakt besteht aus einem weichmagnetischen Kontaktpaar, das in einem mit Schutzgas gefüllten Glaszylinder untergebracht ist. Die Schaltung erfolgt über ein von außen angelegtes Magnetfeld, daher haben Reedkontakte lange Lebensdauer, hohe Zuverlässigkeit und kurze Schaltzeiten. Diese Impulsabgabe kann elektrisch abgetastet, fernübertragen und registriert werden. Diese Regenmesser entsprechen den Richtlinien der WORLD METEOROLOGICAL ORGANISATION (WMO).

5.0 Probleme und Meßfehler bei Regenmessungen

Obwohl Regenmessung technisch trivial erscheint, ist sie vielfältigen systematischen und Beobachtungsfehlern unterworfen. Die genauere Quantifizierung der letzeren hat in jüngster Zeit besonderes wissenschaftliches Interesse gefunden im Zusammenhang mit der genaueren Abschätzung des globalen Wasserhaushaltes und seine langfristigen Veränderungen zufolge von Klimavariationen durch CO2 -Erhöhung in der Atmosphäre und anthropogene lokale Veränderungen von Boden und Vegetation (s. folg. Kap). Meßfehler entstehen vornehmlich 

•  • durch Veränderung des Windfeldes (besonders bei Aufstellen über Erde).
• • durch BenetzungsVerluste an der Trichterwänden.
• * durch Verdunstung aus dem Sammelgefäß.
• * bei   sehr  geringen  Niederschlagsintensitäten  unterhalb   der 
• * Ansprechschwelle  des Meßgerätes.

Obige Meßfehler haben grundsätzlich zu kleine Meßwerte zur Folge haben. Diese können je nach Art und Magnitude des Windes um bis zu 15 % unter dem tatsächlichen Niederschlag liegen (s Abb. 4.8). Dagegen kann bei ebenerdigem Einbau eines Regenmessers, wo Windprobleme z.T. ausgeschaltet werden können, noch Spritzwasser vom umliegenden Boden in den Trichter eindringen, wenn keine besondere Vorrichtungen dagegen getroffen werden. Um Einfrieren zu vermeiden, werden die Geräte auch mit elektrischen Heizeinrichtungen versehen. Extra technische Anforderungen werden noch an Messungen von Schneefällen gestellt, wo noch größere systematische Einfang-Verlusten entstehen können

 6.0.Flächenmessungen von Niederschlägen

 6.1 Meßtechnische Verfahren

 6.1.1 Optoelektronische Lasermessung

Die modernste, aber aufgrund des technischen Aufwandes noch kaum angewendete Methode der Regenmessung besteht in der direkten optischen Messung von Niederschlag in der Luft durch einen optischen Lasermeßstrahl zwischen einem Sender und einem Empfänger. Dabei wird durch die Anwesenheit des Regens das optische Transmissionsvermögen der Luft verändert, was nach Kalibrierung zur Berechnung der Intensität des Niederschlages verwendet werden kann. 

 

6.1.2 Das Wetterradar

Das Wetterradar (”radio detecting and ranging”) ist mittlerweile die in der Meteorologie am weitesten verbreitete Methode zum Erkennen von arealen Niederschlägen in einem kreisförmigen Umfeld von bis zu 200 km um die Radar-Station mit hoher räumlicher und zeitlicher Auflösung (bis zu l km2 bzw. 5 min) zu liefern. Radarmessungen werden heute in den USA, Europa und Japan durchgeführt. Das Radar hat den Vorteil gegenüber Niederschlagsmessern, flächendeckend Daten eines großen Gebietes Obwohl bis dato vornehmlich mehr für die qualitative Visualisierung von Regenfällen verwendet, sind zahlreiche wissenschaftliche Bestrebungen im Gange, die Intensität IR der von den Regentropfen reflektierten Radarsignale mit der tatsächlichen Intensität derselben zu korrelieren. Neuere Vergleiche der mit dem Radar ermittelten Niederschlagsmenge mit der von klassischen Regenmessern gemessenen ergeben um bis zu 200% höhere Werte für das Wetterradar. Ein Radar funktioniert nach folgendem Prinzip: Eine gerichtete Antenne strahlt in Impulsen elektromagnetische Strahlung mit einer Wellenlänge von etwa 3 bis 10 cm (Mikrowellenbereich) ab. Trifft die Strahlung in der Atmosphäre auf einen Partikel, der größer als 0,2 mm ist, so wird sie von diesem reflektiert. Dabei ändert sich die Wellenlänge nicht. Ein Teil dieser Strahlung wird von dem Empfangsgerät des Radars aufgenommen und gemessen, bevor der nächste Impuls ausgestrahlt wird. Die Zeit zwischen ausgesandtem Impuls und dem dazugehörigen Echo entspricht also der, die die Strahlung benötigt, um die doppelte Entfernung zum reflektierenden Gegenstand zurückzulegen. Die Strahlung bewegt sich mit Lichtgeschwindigkeit, so dass sich der Abstand berechnen läßt. Die reflektierenden Partikel sind hierbei die Wassertröpfchen und Eiskristalle. Es ist jedoch noch problematisch, die Stärke des Echos richtig zu interpretieren. Sie ist abhängig von der normalen Tropfengröße, der Tropfengrößenverteilung, der Anzahl von Tropfen pro Volumeneinheit, ihrer Form sowie davon, ob es sich um festen oder flüssigen Niederschlag handelt. Außerdem muß der Unterschied zwischen der Höhe, in der das Radar mißt, und dem Boden berücksichtigt werden, denn durch Verdunsten oder Koaleszenz (Zusammenwachsen von Tröpfchen) kann sich die Tropfengröße ändern. Daher ist immer eine Kalibrierung der Radarwerte mit Daten von Niederschlagsmessern nötig. Fernerkundungsdaten sind noch nicht genau genug, um Bodenmeßgeräte zu ersetzen, sie können jedoch zur Vorhersage herangezogen werden

6.1.3 Satelliten-Messungen

Infrarot-sensorische Satelliten-Messungen beschränken sich bis dato mehr auf die Visualisierung und Klassifizierung von Wolken, als dass sie für die direkte Quantifizierung von Niederschlägen geeignet wären. Da die Erde jedoch zu 70% aus hydrologisch meistens unzugänglichen Ozeanen besteht, wo sich die Mehrheit der Wolken bilden, sind die Auswertungen solcher Satellitenbilder schon von Bedeutung und sei es nur, um die globalen atmosphärische Bewegungen von großen Wolkenfeldern zu verfolgen. Satellitenmessungen stellen das einzige systematische Mittel dar, Niederschläge über den Ozeanen und damit drei Vierteln der Erdoberfläche zu bestimmen. Satellitenbilder sind die Hauptquelle für Langzeitbeobachtungen von Niederschlägen und globalem Klimawandel. Im Gegensatz zum Radar ist der Satellit ein passives Fernerkundungssystem, welches die Menge und Wellenlängenverteilung von emittierter und reflektierter Sonnenstrahlung mißt. Die Interpretation der Bilder erfolgt mit verschiedenen Ansätzen: Erstens wird versucht, die Morphologie der Wolken zu bestimmen, um auf diese Art und Weise mögliche niederschlagspendende Wolken zu identifizieren. Mit Daten eines geostationären Satelliten besteht die Möglichkeit, die zeitliche Veränderung der vertikalen Ausdehnung der Wolke zu beobachten, was insbesondere für konvektive Bewölkung nützlich ist. Außerdem werden Bilder im infraroten und im sichtbaren Bereich gemeinsam ausgewertet. Infrarot-Bilder geben die vom Satelliten gemessene Strahlung im Wellenlängenbereich von 0,7 bis 14 m m wieder. Mit dem Gesetz von Stefan-Boltzmann (s. Kap. 5), das einen Zusammenhang zwischen der Temperatur eines Körpers und der Wellenlänge der von ihm ausgesandten Strahlung herstellt, läßt sich dann die Temperatur, die sogenannte “brightness temperature”, der Wolkenoberfläche bestimmen. Aus der Verbindung von Oberflächentemperatur und Wolkenhöhe läßt sich dann eine Aussage über der die Art der Wolken und damit die Niederschlagswahrscheinlichkeit treffen. Die genauen Zusammenhänge sind allerdings noch umstritten. Mit Hilfe von Satelliten läßt sich also grob eine Niederschlagsmenge mit einer geringen räumlichen und zeitlichen Auflösung abschätzen, genaue Daten sind aber nicht zu erhalten. Es ergibt sich auch das Problem, dass nur eine indirekte Bestimmung erfolgen kann, da die Erdoberfläche ja von den Wolken verdeckt wird. 

 

7.0 Regionalisierung von Punkt - Niederschlagsmessungen

Um eine Aussage über den totalen arealen Niederschlag in einer Region oder in einem Einzugsgebiet machen zu können, müssen die an diskreten Lokationen gemessenen Niederschlagsdaten Pj auf die gesamte Einzugsfläche hochgerechnet werden, um zu einem mittleren Wert P zu gelangen. Dazu werden im wesentlichen drei Ansätze verwendet. Man bezeichnet dies auch als Regionalisierung. 

 

7.1 Der einfach arithmetisch gemittelte Niederschlag

In diesem Ansatz ist der mittlere Niederschlag P schlicht das einfache arithmetische Mittel aller Messungen Pj (i = l,n) P=l/n-£PI(4.1) Diese Methode hat den Nachteil, dass bei räumlich ungleich verteilten Stationen das arithmetische Mittel P in Richtung auf die Messungen an den dichter zueinander gelegenen Stationen tendiert, während die Meßwerte der mehr einzeln gelegenen Stationen weniger stark in den Mittelwert eingehen. Das sind bei größeren und verkehrsmäßig wenig zugängigen Einzugsgebieten (Bergregionen) aber häufig gerade die hydrologisch interessantesten Stationen.

 

7.2 Thießen-Polygon-Methode

In diesem Ansatz ist der mittlere Niederschlag P ein sogenanntes gewichtetes arithmetisches Mittel aller Messungen P; (i = l,n) i(4.2) wobei A;= Fläche eines Thießen-Polygons um die Station i AT= Gesamtfläche des Gebietes = £ Aj Die Thießen-Polygone werden wie folgt konstruiert: 1) Kartographisches Einzeichnen der Stationen am besten auf durchsichtiges Papier (nur bei Ausmessen der Flächen mittels mm-Papier). 2) Verbinden einer Station i mit all seinen unmittelbaren Nachbarn durch eine Gerade.. 3) Aufrichten von Senkrechten auf der Mitte einer jeden Verbindungslinie zwischen zwei Stationen. 4) Markierung der Schnittpunkte dieser Senkrechten um eine Station i. Diese definieren die Eckpunkte des geforderten Polygons um diese Station i. 5) Verbinden der Eckpunkte des Polygons ergibt die gewünschte Darstellung. 6) Ausmessen der Fläche Aj durch Auflegen der durchsichtigen Polygon-Karte auf mm- Papier (bzw. Ausmessung mittels eines sogenannten Planimeters) (Abb. 4.15). Anmerkung: Für Stationen außerhalb eines Gebietes ergeben sich häufig Teilpolygone. 

 

7.3. Die isohyetische Methode

Die isohyetische Methode ist, ähnlich der Thießen-Methode, ein flächengewichtetes Mittelungsverfahren, nur dass zunächst mittels eines Standard Computer Plotprogramms (z.B. SURFER™) die Isolinien des Niederschlages für das Gebietes gezeichnet werden (die sogenannten Isohyeten) (Abb. 4.9). Sodann werden die Flächen zwischen den einzelnen Isolinien wieder planitarisch bestimmt und das gewichtete Mittel nach Gl. (4.2) errechnet. Übung 4.1: Auswertung von Niederschlagsdaten in einem Einzugsgebiet. Tab. 4.1 zeigt in der zweiten Spalte die an 13 Stationen gemessenen Werte Pj und Abb. 4.9 die kartographische Lage der Stationen mit den Rändern des Einzugsgebietes. Berechnen Sie die sogenannte effektive uniforme Niederschlagshöhe (EUD) für das Gebiet nach (1) der arithmetischen und (2) der Thießen-Polygon - Methode. Lösung: (1) Arithmetisches Mittel:P = l / n • £ P; wobei n =7 nur die Stationen beinhaltet die innerhalb des Einzugsgebietes liegen. Aus den beiden Werten

 Figiire 20-7 Polygons für Calculating the PrecipitationFigure 20-8 Isohyets for Calculating the Precipitation EUD of a Drainage Basin (Workcd Example 20-1). Poly-EUD of a Drainage Basin. Isohyets, or lines of equal jons constmcted on the basis of the gauge-precipitation valuesprecipitation, drawn on the basis of the gauge-precipitation shown witllill the drainage basin (this is the diagram presentedvalues shown. The isohyetal method is sljghtly more accurate in the Iower left portion of Figure 20-6).than the polygon method, but vastly more time consuming. Abb. 4.9: Lokationen der Meßstationen und Konstruktion der Thießen-Polygone (links) und Konstruktion der Isohyeten (rechts) (Watson and Burnett, 1995) P; der Spalte 2 ergibt sich: P= 3,626 cm (2) Thießen-Polygon - Methode:P = l / AT • £ A; P; wobei die einzelnen Polygonflächen A; (i=l,13) in der dritten und der gewichtete Niederschlag A; P; / AT in der fünften Spalte aufgelistet sind. Damit ergibt sich als Summe dieser Spalte P= 3.528 cm In diesem Fall ergeben beide Methoden ähnliche Werte, was durch die relative gleichförmige Verteilung der Stationen bedingt ist.

 

Tab. 4.1: Auswertung von Niederschlagsdaten nach der Methode des einfachen Arithmetischen Mittels und der Thießen Polygone (Watson and Burnett, 1995). 

 

Station No.precipitationpolygon areaweighted area (AJweighted precipitation

[cm][km2][%](PJ [cm]

16,7516,111,80,797

25,7116,812,30,702

35,214,43,20,167

44,562,21,60,073

54,4519,514,30,636

62,913,82,80,081

72,7515,111,10,305

82,3614,510,60,250

92,0117,412,80,257

101,3516,312,00,162

111,465,74,20,061

121,220,50,40,005

131,084,13,00,032

Totais3,21*13136,41003,528

 

7.4 Statistische Interpolationsmethoden (Kriging)

Statistische Interpolationsmethoden beruhen auf der flächenhaften Analyse der Niederschlagsdaten und der anschließenden Interpolation von Werten an nicht-gemessenen Gitterpunkten innerhalb der Meßregion. Sie sind auch bekannt unter dem Begriff Krisins (Anhang 2.4) oder optimale Interpolation und berechnen den interpolierten Wert P(x) am Punkt x im Gebiet durch (4.3) wobei die y-t Wichtungskoeffizienten (die Kriging-Koeffizienten) sind, die durch Lösen eines linearen Gleichungssystem, dessen konstante Terme selbst durch eine Flächen-Korrelation (dem sogenannten Semivariogramm, s. Anhang 2.3) der gemessenen Daten berechnet werden, erhalten werden. Obwohl Kriging-Methoden mathematisch komplex sind, gibt es heute gängige PC-Computerprogramme, wie z.B. das SURFER™ - Programm, die dem Hydrologen die Arbeit einfach machen. Viele neuere wissenschaftliche Untersuchungen zeigen, dass die Kriging-Methoden als die am vertrauenswürdigsten aller besprochenen Verfahren anzusehen sind, besonders dann wenn die sogenannte Trends in den Daten erkennbar sind. Drüber hinaus erlaubt die Kriging-Methode auch eine Evaluierung des statistischen Fehlers für den interpolierten Wertes P(x).

 

7.5 Statistische Aussagekraft von Niederschlagsmessungen

Eine aussagekräftige, hydrologische Analyse einer Region und der Abschätzung der potentiellen Niederschläge über eine längere Zeit dort ist offensichtlich um so besser (1) je mehr Meß Stationen N im Gebiet vorhanden sind (2) umso länger der Zeitraum T (meistens Jahre) ist über den gemessen wurde Komplexe, statistische Berechnungen zeigen nun, dass das 2. Kriterium wichtiger als das erste ist, d.h, es ist vorteilhafter mit wenigen Niederschlagsstationen über viele Jahre zu messen, als eine dichtes Beobachtungsnetz nur für ein paar wenige Jahre zu installieren. Diese Betrachtungen sind für eine wirtschaftliche Betreibung und Optimierung eines Stationsnetzes von Bedeutung. 

 7.6. Globale geographische Verteilung des Niederschlages und Klimazonen der Erde

Die typischen Klimazonen der Erde sind sowohl mittelbar als auch unmittelbar bedingt durch die mit der zunehmender geographischen Breite (Latitude (p) vom Äquator zum Pol abnehmender effektiver Sonneneinstrahlung (E ~ cos (p). Wichtiger als dieser unmittelbare Einfluß ist jedoch der mittelbare Effekt der variierenden Einstrahlung auf die großräumigen Bewegungen der Atmosphäre und der Meeresströmungen mit ihren Auswirkungen auf die globale geographische Verteilung des Niederschlages. 

 7.7. Die globale atmosphärische Zirkulation

Die globale atmosphärische Zirkulation ist vorwiegend bestimmt durch die Überlagerung von zwei grundsätzlichen Effekten: 1) Das Auftreten von drei zonalen (in Nord-Süd Richtung verlaufend) großräumigen Konvektionszellen, die sich über 30° Breiten-Intervall ausdehnen. Dies sind die sogenannten Hadlev-Zellen (s. Abb. 4.10). Aufgrund der Kontinuität der Strömungsbewegung sind die Auf- und Abströmungsgebiete von zwei benachbarten Zellen stets identisch. Da die größte Erwärmung und folglich der stärkste Auftrieb von Luftmassen am Äquator auftritt, ist die großräumige Strömungsrichtung aller Konvektionszellen ein für allemal definiert. 2) Der durch die Erdrotation verursachten Coriolis-Kraft, (= eine scheinbare Kraft, die auftritt wenn sich ein Körper in radialer Richtung in einem rotierenden System bewegt), die bewirkt dass auf der Nord-Erdhalbkugel in Nord-Richtung hin verlaufende Bewegungen und auf der Süd-Halbkugel nach Süden hin verlaufende Bewegungen nach Osten hin abgelenkt werden. Umgekehrtes gilt für nach Süden verlaufendende Bewegungen auf der Nord-Erdhalbkugel, usw. (Abb. 4.11 und 4.12) Aufgrund von (1) und (2) kommt es insbesondere über den Ozeanen zu resultierenden, typischen Windrichtungen mit einen ungefähren Azimut von 45°, (die in der Nähe der Äquators auf letzeren zuweisen, bedingt durch die Boden-Rückströmungen der tropischen Hadley-Zelle) die bereits von den Seefahrern im Mittelalter bei der Überquerung der Weltmeere ausgenutzt wurde. Letztlich war das Erreichen des amerikanischen Kontinentes durch Kolumbus nur durch die in Süd-West Richtung wehenden Passatwinde (engl. tradewinds) möglich (Abb. 4.12)

 7.8 Klimazonen der Erde

Auf der Erde lassen sich nach dem Verhältnis der Wasserhaushaltsgrößen Niederschlag und potentielle Verdunstung folgende Klimazonen unterscheiden:

Der Niederschlag ist ganzjährig höher als die Verdunstung (hN > hv). Diese Verhältnisse trift man in Mitteleuropa, Japan und den Oststaaten der USA an. Der Niederschlag liegt im Jahresmittel auch höher als die Verdunstung, es treten jedoch längere Perioden mit hN < hv auf (Südeuropa, Südafrika). Die Verdunstung überwiegt im Jahresmittel den Niederschlag, es treten aber Perioden auf mit hN > hv auf (Mittel- und Südindien, Südwesten der USA). Die Verdunstung ist ganzjährig höher als der Niederschlag (hN < hv), (Wüstengebiete der Subtropen, Innerasien). Die Wärme reicht im Sommer nicht aus, Schnee und Eis restlos aufzutauen (Polargebiete, Gletscherzonen der Hochgebirge).

 

Die großräumigen Klimazonen auf der Erde sind eine mittelbare Folge der atmosphärischen Zirkulation und insbesondere der fluid- und thermodynamische Eigenschaften der Hadley-Zellen. So sind die Auftriebsregionen der Konvektionszellen mit Wasserdampf angereichert und es kommt dort zu höhererer Wolkenbildung und Niederschlägen (Abb. 4.15, 4.16) Umgekehrtes gilt für die Abtriebsregionen der Konvektionszellen wo ein Defizit an Niederschlägen zu verzeichnen ist. Für die beiden tropischen Hadley-Zellen liegen in dem entsprechenden Breitenintervall um 30° herum auch die hauptsächlichen Wüstengebiete der Erde (Abb. 4.17).

 

South Latitude (degrees) North 80 60 40 20 0 20 40 60 80 -D 80

 

dapted from J.P. Pelxoto and M.A. Kettani , “The Control of the Water Cycle.” Copyright© April 1 973 by Sclentiflc American, Inc. Abb. 4.15: Globale mittlere breitenmäßige Verteilung der effektiven Niederschläge. Man beachte die Korrelation mit der Latitude der Auf- und Abströmungs gebiete der Hadley- Zellen

 

4.4 Zeitliche Variationen von Niederschlägen 4.4.1 Saisonal bedingte Variationen Für den Ingenieurhydrologen, aber noch mehr für den Landwirt, sind die saisonal bedingten Variationen des Niederschlages von großer Bedeutung. Sie werden meisten in Form von Balken-Diagrammen für den monatlichen Gesamtniederschlag dargestellt und sind - zumindest bei Mittelung über mehrere Jahre - charakteristisch für die jeweilige Klimaregion. Für die USA, die aufgrund ihrer Größe selbst einen Subkontinent bilden, ergeben sich für die einzelnen Landesteile die dargestellten Diagramme.

 

N^ol m.n,hly di.»ibU«on of p,.cipi«..ion in «,. Uni,.d S.a.« (In.l 11 !„. - 25.4 mm). (U.S. En.ironmen.al Do« Servke.l

 

Abb. 4.18: Monatliche Variationen des Niederschlages in lokalen Regionen der USA (Bedient and Hubert, 1988). U.S. NATIONAL PRECIPITATION, 1/98-12/98 PERCENT AREA AND PRECIPITATION INDEX

 

Abb. 4.19: Mittlerer monatlicher Niederschlagsindex für die USA (http://www.ncdc.noaa.gov/ol/climat e/research/1998/ann/ann98.html)

 

National Climalic Dala Center, NOAA

 

PRECIP. INDEX [

 

 

AREA DF1Y

 

Tab. 4.1: Variation des monatlichen Niederschlages an der Station Scheyern bei München 

 

Monat/JahrMittel 1947 -1993199419951996199719981999

Januar52 mm61 mm66 mm12 mm2mm21 mm— mm

Februar48 mm35 mm47 mm48 mm48 mm23 mm— mm

März47 mm71 mm71mm16 mm61 mm54 mm— mm

April55 mm153 mm44 mm15 mm41 mm36 mm— mm

Mai77 mm67 mm89 mm103 mm25 mm54 mm— mm

Juni108mm68 mm130 mm47 mm104 mm145 mm— mm

Juli106mm76 mm59 mm39 mm140 mm107 mm— mm

August85 mm98 mm86 mm133 mm76 mm41 mm— mm

September65 mm85 mm58 mm42 mm25 mm129 mm— mm

Oktober51 mm31 mm13 mm47 mm68 mm194 mm— mm

November55 mm51 mm57 mm75 mm25 mm114 mm— mm

Dezember56 mm65 mm50 mm34 mm69 mm17 mm— mm

Jahressumme805mm861 mm770mm711 mm684mm935 mm— mm

 

 

 

Die Daten aus denen die Mittelwerte der monatlichen Niederschlagssummen von 1960 bis 1993 errechnet wurden, sind an einer Station des Deutschen Wetterdienstes (DWD) in Scheyern gemessen worden.