Geografie

Klima im Wandel: Wasserkreislauf

Freitag, 6. November 2009

Wasser

Wasser, chemisch als Wasserstoffoxid (H₂O) bezeichnet, ist eine der wichtigsten chemischen Verbindungen.

Es habe verschiedene Natur- und Kulturfunktionen (vgl. Wissenschaftlicher Beirat 1997: 48). Im Wasserkreislauf übernehme es wie im Energie- und Stoffkreislauf eine Regelungsfunktion (ebd.). Änderungen im sich wandelnden Klima und Eingriffe des Menschen wirken auf die verschiedenen Funktionen von Wasser unmittelbar ein.

Wasservorkommen

Das Gesamtaufkommen an Wasser in der Welt werde auf 1,4 Milliarden Kubikkilometer geschätzt (vgl. Wissenschaftlicher Beirat 1997: 47), dies entspricht 1,4 Trilliarden (10²¹) Liter Wasser.

Diese Menge ist unvorstellbar groß. Sie wird etwas fassbarer, wenn man sich eine kugelrunde Erde vorstellt, auf deren Oberfläche das gesamte Wasser verteilt wird. Die Wasserschicht wäre etwa 2,7 km dick.

96,5 % des globalen Wasservolumens seien in den Weltmeeren gespeichert, 1,74 % im Inlandeis und in Gletschern sowie 1,7 % im Grundwasser (vgl. Schönwiese 2008: 153). 0,013 % des Wasser­volumens kämen als Oberflächenwasser (Summe aus 0,006 % Süßwasserseen, 0,0068 % Salzseen und Binnengewässern, 0,0002 % Fließgewässern) vor und jeweils 0,001 % im Boden­wasser und in der Atmosphäre (ebd.).

Verteilte man das gesamte atmosphäre Wasser gleichmäßig auf die Erdoberfläche, so wäre diese Schicht nur 2,7 cm dick.

Der Süßwasseranteil am gesamten Vorkommen betrage 3,5 % (vgl. Schönwiese 2008: 152).

In anderen Literaturquellen finden sich abweichende Zahlen (vgl. beispielsweise Strahler/Strahler 2002: 202), auch hinsichtlich der nachfolgenden Themen. Die hier genannten Zahlen sollen daher nur beispielhaft die grundlegenden Verhältnisse illustrieren.

Eigenschaften

Wasser kommt auf der Erde in allen drei Aggregatzuständen (fest, flüssig, gasförmig) vor.

Flüssiges Wasser zeichnet sich durch eine hohe spezifische Wärmekapazität aus: Um 1 kg Wasser um 1 K (bzw. 1 °C) zu erhitzen, benötigt man 4,2 kJ thermische Energie. Wasser kann daher viel Energie aufnehmen, ohne seine Temperatur deutlich zu erhöhen.

Beim Schmelzen (fest zu flüssig), Sublimieren (fest zu gasförmig) und Verdampfen (flüssig zu gas­förmig) wird vom Wasser Energie aufgenommen, beim Gefrieren, Resublimieren und Kondensieren wird die gleiche Energie wieder abgegeben. Beim Übergang des Aggregatzustandes selbst wird besonders viel Energie aufgenommen bzw. abgegeben.

Aus diesem Grund ergibt sich bei adiabatischen Prozessen ein eklatanter Unterschied zwischen trocken- und feuchtadiabatischer Hebung. Der trockenadiabatische vertikale Temperaturgradient beträgt rund 1 K pro 100 m Höhendifferenz. Wird die Wasserdampfsättigung erreicht, kondensiert der Wasserdampf: Es bilden sich Tröpfchen und infolgedessen Wolken. Hierbei wird Konden­sa­tionswärme freigesetzt. Bei noch weiterer Hebung verändert sich die Temperatur des aufsteigen­den Luftpaketes entsprechend dem feuchtadiabatischen vertikalen Temperaturgradienten um rund 0,5 K je 100 m. Dies gilt für das Gefrieren von Wassertröpfchen ähnlich.

Atmosphärische Hebungsprozesse sind daher immer sowohl ein Massen- wie ein Energietransport.

Der mit Verdunsten und Schmelzen (an der Erdoberfläche) bzw. Kondensieren und Gefrieren (in der Atmosphäre) verbundene latente Wärmestrom sei für den Ausgleich der Energiebilanz zwischen Erdoberfläche und Atmosphäre mit einem Anteil von 23 % am Energiefluss mit Abstand der größte Wärmefluss (vgl. Schönwiese 2008: 118f.). Die Wärmeleitung, der so genannte sensible Wärmefluss, trage nur 4 % zum Energiefluss bei (ebd.).

Der Transport von Energie ist, dies sei nochmals betont, ein zentraler Aspekt beim Wasser­kreis­lauf.

Wasserkreislauf

Für den Fachbegriff »Wasserkreislauf« existiert eine Vielzahl an Definitionen.

Die DIN 4049 (vgl. Adam/Gläßer/Hölting 2000: 276) definiere Wasserkreislauf als »ständige Folge der Zustands- und Ortsveränderung des Wassers mit den Hauptkomponenten Niederschlag, Abfluss, Verdunstung und atmosphärischer Wasserdampftransport«.

Haggett (2004: 825) beschreibt ihn als »kontinuierlichen Prozess, bei dem das begrenzte Wasser­angebot durch die Meere, die Atmosphäre, den Boden und das Gestein zirkuliert.«

Strahler/Strahler (2002: 200) sehen den Wasserkreislauf als große Serie, in der sich das »Wasser der Ozeane (einschließlich ihrer Rand- und Neben­meere), der Atmosphäre und der Länder« bewegt sowie fortwährend seine geografische Lage und seinen physikalischen Zustand verändert.

Hupfer/Kuttler (2006: 251) verzichten auf eine Definition, unterscheiden aber zwischen globalem und kontinentalem Wasserkreislauf.

Aus diesen Ansätzen können folgenden Charak­teristika des Wasserkreislaufes abgeleitet werden:

• Wasserkreislauf ist ein fortwährender Prozess auf verschiedenen Maßstabsebnen.
• Er ist ein geschlossenes System: Wasser geht nicht verloren.
• Wasser wird durch verschiedene Sphären transportiert und dort teilweise gespeichert. Dazu gehören Hydrosphäre, Lithosphäre, Biosphäre, Atmosphäre und Pedosphäre.
• Wasser kommt in allen drei Aggregatzuständen (fest, flüssig, gasförmig) vor und wechselt diese im Laufe des Wasserkreislaufes.

Vereinfachtes Schema

Ein sehr vereinfachtes Schema des Wasserkreislaufes besteht aus vier Phasen:

1. Das Meerwasser verdunstet und steigt auf.
2. Das Wasser kondensiert in höheren Luftschichten zu Wolken.
3. Das Wasser fällt über Land als Niederschlag.
4. Das Wasser fließt in Bächen und Flüssen ins Meer zurück.

Globale Wasserbilanz/Wasserhaushaltsgleichung

Dieses Schema berücksichtigt nicht die tatsächliche globale Wasserbilanz. Denn in der Realität fällt nur ein Bruchteil des in den Ozeanen verdunsteten Wassers (419 VE; 1 VE entspricht 1000 km³ Wasser pro Jahr; Zahlen nach Strahler/Strahler 2002: 200) als Niederschlag an Land: Rund 90 % (382 VE) werden den Ozeanen durch Niederschläge wieder zurückgeführt. Der Rest (37 VE) wird atmosphärisch als Wasserdampf an Land transportiert, wo er als Niederschlag fällt.

Der gesamte Niederschlag an Land beträgt 106 VE. Rund zwei Drittel (69 VE) davon verdunsten an Land wieder, der Rest (37 VE) fließt an der Oberfläche oder unter ihr als Abfluss in das Meer zurück. Die Gesamtverdunstung an Land wird als Evapotranspiration bezeichnet: Sie unterteilt sich in Evaporation (unbelebte Natur) und Transpiration (belebte Natur).

In der globalen Wasserbilanz wird der Niederschlag (N) als Summe aus Evapotranspiration (V), Zugewinn bzw. Verlust im System (G, ist langfristig 0) und dem Abfluss (A, in Ozeanen ist der Abfluss negativ) errechnet.

  (1) N = V + G + A

Für (a) das Landgebiet und (b) Ozeane ergibt sich mit den oben genannten Daten folgende Rechnung:

  (a) 106 VE = 69 VE + 37 VE
  (b) 382 VE = 419 VE – 37 VE

Die Berücksichtigung des Abflusses (bzw. des atmosphärischen Transportes) ist notwendig, da Nie­derschlag und Evapotranspiration weder an Land noch über den Ozeanen im Gleichgewicht stehen.

Anstatt der genannten Formel (1) findet sich etwa bei Schönwiese (2008: 153) eine umgestellte Varian­te der Wasserhaushaltsgleichung, die auch global und vieljährig integriert wurde:

  (2) N + V + A = 0

Für begrenzte Teilregionen der Erde und begrenzte Zeiträume müssten zusätzliche und detailliertere Faktoren berücksichtigt werden (vgl. Schönwiese 2008: 154):

• Untergliederung der Evapotranspiration (V) in Evaporation (V_E) und Transpiration (V_T). V = V_E + V_T.
• Speicherung im Boden (S_B) und in der Vegetation (S_V), wobei es sich hierbei um Bilanzgrößen handle (ΔS_B und ΔS_V).
• Der Abfluss sei als Differenz zwischen Zu- und Abfluss ebenfalls eine Bilanzgröße (ΔA).

Daraus resultiert:

  (3) N + V_E + V_T + ΔA + ΔS_B + ΔS_V = 0

Zusätzlich zu diesen Faktoren könnten folgende berücksichtigt werden (ebd.):

• Interzeption: Verdunstung (beispielsweise von Tau und Reif) an der Pflanzenoberfläche, ohne dass das Wasser zuvor in den Boden gelangt wäre. Dies sei ein Spezialfall der Transpiration und ebenfalls eine Bilanzgröße.
• Unterscheidung zwischen ober- und unterirdischem Abfluss.

Zusätzlich gibt es anthropogene Eingriffe in den Wasserhaushalt. Exemplarisch seien Bebauung und Versiegelung des Bodens, die zu Einschränkungen in der Evapotranspiration führen, und Wasserentnahme für Industrie Haushalt und Landwirtschaft genannt.

Für kleine Raumebenen wurden solche detaillierten Berechnungen des Wasserkreislaufes vorgenommen.

Je nach gewählter Raum- und Zeitskala variiert die Wasserbilanz, sie kann dabei sogar einen Zugewinn bzw. einen Verlust im betrachteten System verzeichnen.

Wasserdampf in der Atmosphäre

Der Anteil von Wasserdampf in der Atmosphäre variiert sehr stark. Der bodennahe Normmittelwert betrage 2,6 % (vgl. Schönwiese 2008: 25); er wäre damit nach Stickstoff und Sauerstoff in Boden­nähe das wichtigste Gas.

Wasserdampf kommt fast ausschließlich in der Tro­posphäre vor. Durch die Abkühlung der Atmosphäre und die damit schneller erreichte Sättigung fällt er bereits vor Erreichen der Tropopause als Wasser bzw. Eis aus.

Die mittlere Verweilzeit von Wasserdampf betrage in der Atmo­sphäre 10 Tage (vgl. Wissenschaft­licher Beirat 1997: 58). Obwohl seine Höhe nur 2,7 cm Flüssigwasser entspricht, kann seine Bedeutung auf Grund seiner schnellen Umsetzung in der Atmo­sphäre und seiner Wechselwirkung mit anderen Sphären nicht hoch genug eingeschätzt werden.

Wie bereits erwähnt, spielt der latente Wärmefluss auch beim Ausgleich der Energiebilanz zwischen Erdoberfläche und Atmosphäre eine wichtige Rolle. Ohne ihn kühlte sich die Atmosphäre um täglich 0,7 °C ab (vgl. Wissenschaftlicher Beirat 1997: 61).

Wechselwirkungen

In der Atmosphäre wirkt der Wasserkreislauf auf die Komponenten des Klimasystems und deren Prozesse, die wiederum auf den Wasserkreislauf zurückwirken. Dabei treten positive (selbst verstärkende) und negative (selbst schwächende) Rückkopplungen auf.

Wasser beeinflusst die Strahlungsbilanz. Eis reflek­tiert die Strahlung größtenteils, flüssiges Wasser (Ozeane) absorbiert sie.

Wasserdampf absorbiert kurzwellige Sonnenstrah­lung und langwellige terrestrische Strahlung. Er sei dadurch neben Kohlendioxid das wichtigste Gas des natürlichen Treibhauseffektes (vgl. Wissenschaftlicher Beirat 1997: 60). Er verursacht ihn zu 65 % (vgl. Wissenschaftlicher Beirat 1997: 62). Gäbe es diesen Effekt nicht, so läge die Temperatur an der Erdoberfläche nicht bei durchschnittlich +15 °C, sondern bei -18 °C (vgl. Wissenschaftlicher Beirat 1997: 60). Der Wissenschaftliche Beirat (1997: 62) stellt fest:

Eine Erwärmung der oberflächennahen Luft verstärkt die Verdunstung und erhöht so den atmosphärischen Wasserdampfgehalt. Als Treibhausgas wirkt die Zunahme der Konzen­tration verstärkend auf die Erwärmung (positive Wasserdampf-Treibhaus-Rückkopplung).

Eine Abnahme der Schwankung der Tagestemperatur sei eine beobachtbare Folge (ebd.).

Wolken hätten je nach Größe, Höhenlage, Tempe­ratur, Flüssigwassergehalt, Aggregatzustand und Größe der Tropfen und Eiskristalle, Anwesenheit anderer Stoffe in den Tropfen und Eispartikeln sowie je nach Wasserdampfgehalt über der Wolkenschicht unterschiedliche Rückkopplungseffekte (ebd.). All­gemein hätten Wolken einen kühlenden Effekt (ebd.).

Zusammen mit Ozon sei Wasserdampf die wichtigste Quelle für Hydroxylradikale, die als Wasch­mittel der Atmosphäre wirkten, da sie die Treibhausgase Ozon und Methan zerstörten (ebd.). Dadurch wird die Erwärmung abgemildert.

Ebenfalls eine negative Wasserdampf-Treibhaus-Rückkopplung habe die verstärkte anthropogene Aerosolemission (vgl. Wissenschaftlicher Beirat 1997: 62f.). Wolkentropfen und Eiskristalle bildeten sich nur an Kondensations- bzw. Eiskernen, Aerosolen bestimmter Zusammensetzung und Größe (ebd.). Die dadurch entstandenen Wolken dämpften die Erwärmung (ebd.).

Ein Rückgang der Kryosphäre (Eis) und Chionosphäre (Schnee) vermindere die Reflexion kurz­welli­ger Strahlung zu Gunsten der Absorption (vgl. Wissenschaftlicher Beirat 1997: 63). Treib­haus­wirksame langwellige Strahlung könne in größerem Umfang emittiert werden (ebd.). Dadurch verstärke sich der Süßwassereintrag in die Ozeane, was Änderungen in der Zirkulation verur­sachen könne (ebd.).

Klimaschwankungen und damit Änderungen im Wasserkreislauf wirkten sich gleichfalls auf die Vegetation aus (ebd.). Änderungen der Vegetationsdecke wiederum wirkten auf den Wasser­kreis­lauf zurück (ebd.). Verdrängt beispielsweise Buschland infolge einer Dürre Baumsavanne, so werde der Wasserkreislauf geschwächt: Sowohl Bodenwasservorrat als auch Transpiration nehmen ab (ebd.). Zudem verändert sich die Oberflächenrauigkeit, was sich auf die atmo­sphärische Dynamik auswirkt (ebd.).

Klima im Wandel, Wasserkreislauf im Wandel

Der Klimawandel geht mit räumlichen und systeminternen Änderungen des Wasserkreislaufs einher.

Diese Änderungen sind räumlich und zeitlich unterschiedlich ausgeprägt. Eine allgemeine Aussage über eine mittlere globale Veränderung ließe sich nicht treffen, »nicht zuletzt wegen der noch vorhandenen Schwächen der Klimamodelle« (Lozán et al. 2004: 6). Ihre Auflösung sei, so Hoff (1998: 318), zu grob für hydrologische und wasserwirtschaftliche Zwecke.

Die Modelle ermöglichten jedoch, in einzelnen Fällen Beschleunigungen, aber auch Abschwä­chungen des Wasserkreislaufes zu erkennen; diese könnten als Zeichen des Klimawandels gewertet werden (vgl. Lozán et al. 2004: 6).

Veränderung der Evapotranspiration

Für die Temperatur werden in den Szenarios regional unterschiedliche Entwicklungen festgestellt. Eine Erhöhung der Lufttemperatur führe zum einem zu einer stärkeren Verdunstung, zum anderen auch zu einer Erhöhung der Aufnahmekapazität von Luft für Wasserdampf (vgl. Jacob 1998: 177) und damit zu einer Intensivierung des Wasserkreislaufes (vgl. Hoff 1998: 319). Bei einer Erhöhung um 2 K steige die potenzielle Verdunstung um 40 % (ebd.). In trocke­nen Gebieten verstärke sich dadurch die Trockenheit (vgl. Jacob 1998: 177).

Die Ozeane als Hauptlieferanten atmosphärischer Feuchte erwärmten sich deutlich langsamer als Land­flächen, sodass die Verdunstung an der Meeres­ober­fläche nur langsam zunehme (vgl. Hoff 1998: 319). Dort werde eine verstärkte Verdunstung bereits gemessen (vgl. Lozán et al. 2004: 6).

Eine Verstärkung der Evapotranspiration an Land sei nicht messbar (ebd.). Lozán et al. (2004: 6) nehmen an, dass möglicherweise Wolken und größere Mengen an Aerosolen das Durchdringen der Sonnen­strahlung bis zur Erdoberfläche veränderten und so eine Zunahme der Verdunstung an Land mindern. Tendenziell wird die Evaporation an Land jedoch zunehmen, wobei die tatsächliche Verdunstung hinter der potenziellen zurückbleibe (vgl. Hoff 1998: 319). Dadurch erhöhe sich das Sättigungsdefizit der Atmosphäre und dies führe wiederum zu einer steigenden Transpiration der Pflanzen und einer nachwachsenden Wassernachfrage in der Landwirtschaft.

Veränderung der Niederschläge

Die Klimamodelle zeigen übereinstimmend eine regional unterschiedliche Niederschlagsentwick­lung: In Gebieten mit hohem Niederschlag sei eine Tend­enz zu höheren Durchschnitts­nieder­schlägen feststellbar, in Gebieten mit wenig Niederschlag werde ein weiterer Rückgang ange­nommen (vgl. Jacob 1998: 177). Durch diese gegenläufigen Tendenz verstärken sich die räumlichen Disparitäten im Jahresniederschlag.

Global betrachtet nehme der Niederschlag infolge der erhöhten Verdunstung zu (vgl. Hoff 1998: 318). Insbesondere einige semiaride Regionen wiesen abnehmende Niederschläge auf, häufigere Dürren seien die Folge (vgl. Hoff 1998: 319).

Die Dynamik der Jahresniederschläge unterliegt auch einer jahreszeitlichen Veränderung der Verteilung und Intensität (ebd.). Es gibt die allgemeine Tendenz, dass die Niederschläge im Winter zu- und im Som­mer abnehmen. Beispielsweise in Ostdeutschland und in Südeuropa überwiegt die Verminderung der Sommerniederschläge. Insbesondere in Südeuropa sei die Wasserknappheit im Sommer bereits heute sehr kritisch; eine Verstärkung erhöhe das Risiko von Dürren (ebd.).

Vermehrte Niederschläge im Winter führten zu häufiger auftretenden Hochwasserereignissen (ebd.). Diese Wassermengen könnten nicht für die Wasserversorgung nutzbar gemacht werden (ebd.).

Eine ganzjährig zuverlässige Wasserversorgung wird zudem dadurch erschwert, dass durch die zunehmenden Temperaturen Niederschlag häufiger als Regen und seltener als Schnee falle (ebd.). Außer­dem schmilzt Schnee durch höhere Temperaturen schneller. Im Winter und im Frühjahr erhöhe sich daher der Abfluss (Hochwassergefahr), im Sommer verringert er sich, obwohl in diesem Zeitraum der Wasserbedarf am höchsten sei (ebd.).

Darüber hinaus nimmt die Anzahl der konvektiven Niederschläge zu, die der advektiven Nie­der­schläge ab. Daraus ergebe sich eine Steigerung der Starkniederschläge am Gesamtnieder­schlags­aufkommen (vgl. Lozán et al. 2004: 7). Die Intensität einzelner Starkniederschläge hingegen nehme kaum zu (ebd.). Fällt mehr Niederschlag innerhalb kurzer Zeit und weniger über einen längeren Zeitraum, so nimmt die Zahl der trockenen Tage zu. Starke Niederschläge einerseits und mehr trockene Tage führen ebenfalls zu extremen hydrologischen Ereignissen wie Überschwemmungen und Trockenheit.

Veränderung des Abflusses

Wie bereits erwähnt, entwickelt sich der Abfluss sehr unterschiedlich.

Höhere Temperaturen führen zu mehr flüssigem statt festen Niederschlag. Die Folge davon sind erhöhte Abflüsse im Winter und im frühen Frühjahr und verminderte Abflüsse im Sommer.

Starke Niederschläge in kurzer Zeit fließen vornehmlich an der Oberfläche und kaum unterirdisch (im Grundwasser) ab. Eine Zunahme von Starkniederschlägen fördert einerseits die fluviale Erosion, andererseits vermindert sie ein Eindringen in den Boden. Abnehmende Bodenfeuchte und absinkendes Grundwasser schaden der Vegetation.

In ariden Gebieten fielen Änderungen des Oberflächenabflusses besonders stark aus, stärker als es Niederschlagsänderungen vermuten ließen (vgl. Hoff 1998: 319). Eine Erwärmung der Luft­temperatur um 1 K bis 2 K und ein Rückgang der Niederschläge um 10 % könnten die jährlichen Abflussmengen zwi­schen 40 % und 70 % vermindern. Die Folgen sind am Tschadsee und am Aralsee sichtbar, wobei hier die Wasserentnahme durch den Menschen auch eine wichtige Rolle spielt.

Veränderungen der Wasser­entnahme durch den Menschen

Die menschlichen Aktivitäten wirken auf die Umwelt ein und verändern diese nachhaltig, davon ist auch der Wasserhaushalt betroffen. Die angenommenen Veränderungen können ggf. noch verstärkt werden.

Ein Beispiel hierfür ist die Wasserentnahme für die Landwirtschaft. In Europa seien zirka 25 % der Anbauflächen auf Bewässerung angewiesen, in semiariden Gebieten 90 % (vgl. Hoff 1998: 322). 60 % des zur Bewässerung genutzten Wassers kämen nicht bei den Pflanzen an (ebd.). Die Effizienz ist als niedrig zu bewerten.

Eine wachsende Bevölkerung erfordere immer grö­ßere Anbauflächen bzw. Ertragssteigerungen (ebd.). Eine Intensivierung der Landwirtschaft gehe mit erhöhtem Wasserbedarf einher, also zusätzlicher Bewässerung (ebd.). In semiariden Gebieten wird das Wasservorkommen hierfür nicht ausreichen. In ariden Gebieten erschöpften sich die genutzten fossilen (= sich nicht erneuernden) Grundwasservorräte über kurz oder lang.

Ebenfalls einen steigenden Wasserbedarf verzeichne die Industrie, insbesondere in den Ent­wick­lungsländern (ebd.). In Nordamerika betrage der industrielle Pro-Kopf-Verbrauch mit 500 m³ pro Jahr rund das 50-fache des industriellen Verbrauchs in den meisten afrikanischen Staaten (ebd.).

Die Wassernachfrage der Haushalte werde auch stark ansteigen (vgl. Hoff 1998: 323). Berück­sichti­gend, dass in ariden Gebieten im Vergleich zu humiden die Pro-Kopf-Nachfrage der Haushalte doppelt bis dreifach so hoch ist, wird die Nachfrage insbesondere in trockener werdenden Gebie­ten entsprechend stärker ansteigen. Die Versorgung mit sauberem Trinkwasser ist bereits heute ein großes Problem und wird sich zukünftig verschärfen. 1997 bestätigte die UN-Generalver­sammlung zur Agenda 21 völlig unzureichende Wasserver- und -ent­sorgung: “It is a matter of urgent concern that more than one-fifth of all people still do not have access to safe drinking water and more than one-half of humanity lacks adequate sanitation.” (ebd.)

Zusammenfassung der Änderungen

Zusammenfassend lassen sich beim Wasserkreislauf infolge der globalen Temperaturerhöhung zwei gegenläufige Tendenzen beobachten: Zunahme/Intensivierung versus Abnahme/Abschwächung.

In Gebieten mit zunehmenden Niederschlag erhöhen sich Verdunstung und Oberflächenabfluss. Zunehmende Erosion und eine Häufung extremer hydrologischer Ereignisse (Überschwemmungen und Trockenheit) sind die Folge.

In Gebieten mit abnehmenden Niederschlägen wird der Wasserkreislauf geschwächt. Die erhöhte Verdunstunstung führt zu Trockenheit, die Wasserversorgung wird insbesondere in der Sommer­zeit problematischer. Konflikte um die Ressource Trinkwasser sind wahrscheinlich.

Literaturverzeichnis

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• Haggett, Peter (2004): Geographie. Eine globale Syn­these. Hrsg. von Robert Geipel. Aus dem Engl. übers. von Sebastian Kinder und mit dt. Beispielen erg. von Robert Geipel und Sebastian Kinder. Stuttgart (Hohenheim).
• Hoff, Holger (1998): »Klimaänderung und Wasser­kreislauf«. In: Lozán/Graßl/Hupfer (1998), 318–324.
• Hupfer, Peter/Kuttler, Wilhelm (Hrsg.) (2006): Witte­rung und Klima. Eine Einführung in die Meteorolo­gie und Klimatologie. 12., übarb. Aufl. Wiesbaden.
• Jacob, Daniela (1998): »Intensivierung des Wasser­kreislaufs?«. In: Lozán/Graßl/Hupfer (1998), 177f.
• Lozán, José L. et al. (Hrsg.) (2004): Warnsignal Wasser: Genügend Wasser für jeden – wichtiges Menschenrecht. Hamburg..
• Lozán, José L./Graßl, Hartmut/Hupfer, Peter (Hrsg.) (1998): Warnsignal Klima – Wissenschaftliche Fakten. Hamburg.
• Schönwiese, Christian-Dietrich (2008): Klimatologie. 3., wesentl. verb. und aktual. Aufl. Stuttgart (Hohenheim).
• Strahler, Alan H./Strahler, Arthur N. (2002): Physische Geographie. 2., überarb. und erg. Aufl. Aus dem Engl. übers. und bearb. von Frank Ahnert. Stuttgart (Hohenheim).
• Wissenschaftlicher Beirat (1997) = Wissenschaft­licher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen (1997): Welt im Wandel: Wege zu einem nachhaltigen Umgang mit Süßwasser. Jahresgutachten 1997.