Potentielle Verdunstung nach Haude:
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Kursunterlagen zum BSc Studiengang Geographie, FSU Jena, Modul 241 1<br />
<strong>Verdunstung</strong>sberechnung<br />
<strong>Potentielle</strong> <strong>Verdunstung</strong> <strong>nach</strong> <strong>Haude</strong>:<br />
Von HAUDE (1955) entwickeltes empirisches Verfahren mit Gültigkeit für Deutschland (alte<br />
Bundesländer), die auf dem DALTON-Typ beruht. Sie berechnet sich <strong>nach</strong>:<br />
ETP<br />
⎛ F ⎞<br />
= k ⋅ es<br />
⋅ ⎜1<br />
− ⎟<br />
⎝ 100 ⎠<br />
<strong>Haude</strong><br />
[mm/d]<br />
Mit: k <strong>Haude</strong> Faktor [-]<br />
e s Sättigungsdampfdruck um 14:00 Uhr (= T max ) [hPa]<br />
F Relative Luftfeuchte [%]<br />
Der Sättigungsdampfdruck ergibt sich aus der Temperatur T <strong>nach</strong>:<br />
⎛ 17.62⋅T<br />
⎞<br />
⎜ ⎟<br />
⎝ 243.12+<br />
T ⎠<br />
e s<br />
= 6 .11⋅<br />
e [hPa]<br />
Werte für den <strong>Haude</strong> Faktor <strong>nach</strong> Häckel, H. (1999): Meteorologie, 4. Aufl., Ulmer-Verlag,<br />
S.85.:<br />
k Wiese Rasen Mais Buche Fichte<br />
Januar 0.2 0.2 0.11 0.01 0.08<br />
Februar 0.2 0.2 0.11 0 0.04<br />
März 0.25 0.23 0.11 0.04 0.14<br />
April 0.29 0.24 0.17 0.1 0.35<br />
Mai 0.29 0.29 0.21 0.23 0.39<br />
Juni 0.28 0.29 0.24 0.28 0.34<br />
Juli 0.26 0.28 0.25 0.32 0.31<br />
August 0.25 0.26 0.26 0.26 0.25<br />
September 0.23 0.23 0.21 0.17 0.2<br />
Oktober 0.22 0.2 0.18 0.1 0.13<br />
November 0.2 0.2 0.11 0.01 0.07<br />
Dezember 0.2 0.2 0.11 0 0.05
Kursunterlagen zum BSc Studiengang Geographie, FSU Jena, Modul 241 2<br />
<strong>Verdunstung</strong>sberechnung<br />
<strong>Potentielle</strong> <strong>Verdunstung</strong> <strong>nach</strong> Penman-Monteith:<br />
Monteith (1975) entwickelten auf Basis der Penman Gleichung eine <strong>Verdunstung</strong>sberechnung,<br />
die den Einfluss verschiedener Landbedeckungen berücksichtigt. Mit der Penman-<br />
Monteith Gleichung ist die genaueste Berechnung der potentiellen Evapotranspiration möglich.<br />
Sie berücksichtigt Strahlung, Temperatur, Wind und spezifische Pflanzenparameter. Allerdings<br />
ist sie in der Berechnung aufwendig.<br />
Die Gleichung für die Berechnung lautet:<br />
s ⋅<br />
1<br />
ETP = ⋅<br />
L<br />
( R − G)<br />
n<br />
⎛ e ⎞<br />
s<br />
− e<br />
+ ρ ⋅ cp ⋅<br />
⎜<br />
⎟ ⋅ t<br />
⎝ ra<br />
⎠<br />
⎛ r ⎞<br />
+ ⋅<br />
⎜ +<br />
s<br />
s γ 1<br />
⎟<br />
⎝ ra<br />
⎠<br />
[mm/d]<br />
Mit: L Latente <strong>Verdunstung</strong>swärme [MJ/kg]<br />
s Steigung der Sättigungsdampfdruckkurve [kPa / °C]<br />
R n Nettostrahlung [MJ / m² d]<br />
G Bodenwärmestrom [MJ / m² d]<br />
ρ Dichte der Luft [kg / m³]<br />
cp Spezifische Wärmekapazität der Luft bei konstantem Druck (= 0.001013)<br />
[MJ / kg °C]<br />
e s Sättigungsdampfdruck [kPa]<br />
e Aktueller Dampfdruck [kPa]<br />
γ Psychrometerkonstante [kPa / °C]<br />
r s Oberflächenwiderstand der Bodenbedeckung [s / m]<br />
r a Aerodynamischer Widerstand der Bodenbedeckung [s / m]<br />
t Sekunden pro Zeitschritt [s]<br />
Latente <strong>Verdunstung</strong>swärme<br />
Die latente <strong>Verdunstung</strong>swärme L beschreibt den Energiebedarf der benötigt wird um ein<br />
Volumen Wasser zu verdampfen.<br />
L ist abhängig von der Temperatur (T in °C) und berechnet sich <strong>nach</strong>:<br />
L = 2 .501 − 0. 002361⋅T<br />
[MJ / kg]<br />
Steigung der Sättigungsdampfdruckkurve<br />
Die Steigung der Sättigungsdampfdruckkurve s beschreibt den Zusammenhang zwischen Sättigungsdampfdruck<br />
und Temperatur (T). Die Steigung berechnet sich für eine Temperatur T<br />
<strong>nach</strong>:<br />
4098⋅0.6108⋅e<br />
s =<br />
⎛ 17.27⋅T<br />
⎞<br />
⎜ ⎟<br />
+ T ⎠<br />
⎝ 237. 3<br />
( 237.3 + T ) 2<br />
[kPa / °C]<br />
Nettostrahlung<br />
Zur Berechnung der Nettostrahlung sind mehrere Schritte notwendig:<br />
1. Berechnung der extraterrestrischen Strahlung (R a )<br />
2. Berechnung der Globalstrahlung (R ns )<br />
3. Berechnung der langwelligen Ausstrahlung (R nl )<br />
Damit ergibt sich die Nettostrahlung (R n ) als:<br />
R = R − R [MJ / m² d]<br />
n<br />
ns<br />
nl
Kursunterlagen zum BSc Studiengang Geographie, FSU Jena, Modul 241 3<br />
<strong>Verdunstung</strong>sberechnung<br />
Extraterrestrische Strahlung<br />
Die extraterrestrische Strahlung (R a ) ist die kurzwellige Einstrahlung oberhalb der Atmosphäre.<br />
Sie berechnet sich <strong>nach</strong>:<br />
24 ⋅ 60<br />
Ra<br />
= ⋅ Gsc<br />
⋅ d<br />
r<br />
⋅ ( ωs<br />
⋅ sin( ϕ)<br />
⋅ sin( δ ) + cos( ϕ)<br />
⋅ cos( δ ) ⋅ sin( ωs<br />
))<br />
[MJ / m² d]<br />
π<br />
Mit: G sc Solarkonstante = 0.0820 [MJ / m² min]<br />
d r Inverse relative Distanz Erde-Sonne [rad]<br />
ω s Stundenwinkel beim Sonnenuntergang [rad]<br />
ϕ Geographische Breite des Standorts [rad]<br />
δ Deklination der Sonne [rad]<br />
Die relative Distanz Erde-Sonne:<br />
⎛ 2π<br />
⎞<br />
d r<br />
= 1 + 0.033 ⋅ cos⎜<br />
J ⎟<br />
⎝ 365 ⎠<br />
Mit: J Julianischer Tag [1 ... 365,366]<br />
[rad]<br />
Der Stundenwinkel beim Sonnenuntergang:<br />
ωs = arccos( − tan( ϕ)<br />
⋅ tan( δ ))<br />
[rad]<br />
Die Deklination der Sonne:<br />
⎛ 2π<br />
⎞<br />
δ = 0.409<br />
⋅ sin J −1.<br />
39 [rad]<br />
⎜<br />
⎝ 365<br />
⎟<br />
⎠<br />
Globalstrahlung<br />
Die tatsächliche Globalstrahlung (Rs) ist die Strahlung, die <strong>nach</strong> dem Durchgang durch die<br />
Atmosphäre am Boden ankommt. Sie berechnet sich mit der Angstrøm Gleichung <strong>nach</strong>:<br />
R<br />
⎛ n ⎞<br />
⎜a<br />
+ b ⋅ ⎟ ⋅<br />
⎝ N ⎠<br />
= [MJ / m² d]<br />
s<br />
R a<br />
Mit: n tatsächliche Sonnenscheindauer [h]<br />
N astronomisch mögliche Sonnenscheindauer [h]<br />
a, b Angstrøm Koeffizienten (a = 0.25, b = 0.50) [-]<br />
Die astronomisch mögliche Sonnenscheindauer:<br />
24<br />
N ω s<br />
π<br />
= [h]<br />
Globalstrahlung bei unbedecktem Himmel<br />
Die Globalstrahlung bei unbedecktem Himmel ist die „theoretische“ Strahlung, die ohne<br />
Wolkenbedeckung am Boden ankommt (Clear Sky Radiation). Sie berechnet sich <strong>nach</strong>:<br />
Rs<br />
= ( a + b) ⋅ R<br />
0 a<br />
[MJ / m² d]<br />
Kurzwellige Nettostrahlung<br />
Die kurzwellige Nettostrahlung ist der Anteil der Globalstrahlung, der nicht an der Bodenoberfläche<br />
reflektiert wird. Sie berechnet sich <strong>nach</strong>:<br />
Rns = ( 1 − α ) ⋅ R s<br />
[MJ / m² d]<br />
Mit: α Albedo der Bodenbedeckung [-]<br />
Die Albedo für kurzen Rasen beträgt 0.23
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<strong>Verdunstung</strong>sberechnung<br />
Langwellige Nettostrahlung<br />
Die langwellige Nettostrahlung (R nl ) ist die von der Oberfläche ausgehende Wärmestrahlung,<br />
die aus der Adsorption der kurzwelligen Einstrahlung resultiert. Sie berechnet sich <strong>nach</strong>:<br />
⎛ Rs<br />
( )<br />
⎟ ⎞<br />
0.34 − 0.14 e ⋅<br />
⎜<br />
a<br />
1.35 − 0.<br />
⎝ Rs<br />
⎠<br />
4<br />
4<br />
⎛ Tabs<br />
⎞<br />
max<br />
+ Tabsmin<br />
R = ⋅ ⎜<br />
⎟<br />
nl<br />
σ ⋅<br />
⎝ 2 ⎠<br />
0<br />
35 [MJ / m² d]<br />
Mit: σ Stefan Boltzmann Konstante (= 4.903*10 -9 ) [MJ / K 4 m² d]<br />
T abs Absolute Temperatur (= 273.16 + T) [K]<br />
e a Dampfdruck [kPa]<br />
Der aktuelle Dampfdruck ergibt sich aus dem Sättigungsdampfdruck (e s ) und der relativen<br />
Luftfeuchte (F):<br />
e s<br />
= .6108 ⋅ e<br />
⎛ 17.27⋅T<br />
⎞<br />
⎜ ⎟<br />
⎝ 237.3+<br />
T ⎠<br />
0 [kPa]<br />
e<br />
a<br />
F<br />
es<br />
⋅<br />
100<br />
= [kPa]<br />
Bodenwärmestrom<br />
Der Bodenwärmestrom ist der Verlust an Energie, der aus der Bodenerwärmung resultiert. Er<br />
berechnet sich stark vereinfacht <strong>nach</strong>:<br />
G<br />
= . 2<br />
0 ⋅ [MJ / m² d]<br />
R ns<br />
Dichte der Luft bei konstantem Druck<br />
Die Dichte der Luft ergibt sich aus dem Luftdruck (P = 101.325 kPa) und der Temperatur (T)<br />
<strong>nach</strong>:<br />
P<br />
=<br />
1.01<br />
⋅ ( T + 273) ⋅ 0.287<br />
ρ [kg / m³]<br />
Psychrometerkonstante<br />
Die Psychrometerkonstante berechnet sich <strong>nach</strong>:<br />
γ =<br />
cp ⋅ P<br />
ε ⋅ L<br />
[kPa / °C]<br />
Mit: cp Spezifische Wärmekapazität der Luft bei konstantem Druck (= 0.001013)<br />
[MJ / kg °C]<br />
P Luftdruck (= 101.325) [kPa]<br />
ε Verhältnis der Molgewichte Wasserdampf und trockener Luft (= 0.622) [-]<br />
L Latente <strong>Verdunstung</strong>swärme [MJ / kg]<br />
Oberflächenwiderstand der Bodenbedeckung<br />
Über den Oberflächenwiderstand wird beschrieben wie stark die Vegetation der <strong>Verdunstung</strong><br />
entgegenwirkt. Der Widerstand berechnet sich als Funktion des Blattflächenindex (LAI) <strong>nach</strong>:<br />
1<br />
r s<br />
= 1 − A A<br />
+<br />
rsc rss<br />
[s / m]<br />
Mit: A 0.7 LAI<br />
rsc Stomatawiderstand der Vegetation [s / m]<br />
rss Oberflächenwiderstand von unbewachsenem Boden (= 150) [s / m]<br />
Aerodynamische Rauhigkeit<br />
Sie beschreibt den Einfluss des Bestandes auf das Windfeld und damit die <strong>Verdunstung</strong>. Die<br />
Rauhigkeit berechnet sich <strong>nach</strong>:
Kursunterlagen zum BSc Studiengang Geographie, FSU Jena, Modul 241 5<br />
<strong>Verdunstung</strong>sberechnung<br />
⎛ zm − d ⎞ ⎛ zm − d ⎞<br />
ln⎜<br />
⎟ln⎜<br />
⎟<br />
⎝ zom ⎠ ⎝ zoh ⎠<br />
k v<br />
r a 2<br />
= [s/m]<br />
Mit: zm Messhöhe der Windgeschwindigkeit (= 2) [m]<br />
d Verdrängungshöhe 0 (= 2/3 * eff. Wuchshöhe)<br />
zom aerodynamische Rauhigkeitslänge (= 0.123 * eff. WH) [m]<br />
zoh Rauhigkeitslänge für Wärme und Dampf (= 0.1 * zom) [m]<br />
k von Karman Konstante (= 0.41) [-]<br />
v Windgeschwindigkeit [m / s]<br />
Tabelle 1: Bestandesparameter für Grünland (versch. Quellen)<br />
Jan Feb Mär Apr Mai Jun Jul Aug Sep Okt Nov Dez<br />
LAI 2 2 2 2.1 3.3 4 4 4 3.4 2.1 2 2<br />
rsc 80 80 70 60 40 45 45 45 50 60 80 80<br />
Eff.WH 0.15 0.15 0.15 0.16 0.31 0.38 0.35 0.32 0.3 0.2 0.15 0.15