Wärmehaushalt, 1) Allgemein: bezeichnet die Bilanz des Zuflusses und des Abflusses von Wärmeenergie in einem System, z.B. der Atmosphäre, dem Ozean, der festen Erde oder auch des Erdkörpers insgesamt. Ist ein Überschuß vorhanden, so erwärmt sich das System, im umgekehrten Falle kühlt es sich ab. 2) Hydrologie: Gewässerwärmehaushalt, die Gesamtheit der energiezuführenden und -abführenden Prozesse, soweit diese den Wärmeinhalt eines Gewässers beeinflussen. Wesentlich für ein Gewässer sind die Wärmemengen, die durch Zufluß (auch durch Grundwasser) eingebracht und durch Abfluß entnommen werden, die Gesamtheit der Strahlungskomponenten (Globalstrahlung, atmosphärische Gegenstrahlung, Ausstrahlung der Wasseroberfläche), Verdunstung, Kondensation, Konvektion, Wärmeaustausch mit dem Untergrund und die anthropogene Erwärmung (Kühlwassereinleitung). Die Zufuhr von Erdwärme spielt in Vulkanseen und Thermalquellen eine Rolle ( Abb. 1). Die wesentlichen natürlichen Komponenten können durch eine vereinfachte Wärmehaushaltsgleichung beschrieben werden:

φ_(T,t)=φ_SB+φ_V+φ_L+φ_Q=c_ρ·h·ρ(δ_T/δ_t).

Dabei bedeuten φ=Wärmestromdichte [W/m²], T=Wassertemperatur [ºC], t=Zeit, φ_SB=Wärmestromdichte aus Strahlung [W/m²] mit φ_SB=IH+G-A-R (IH=Wärmestromdichte aus Globalstrahlung [W/m²], G=Wärmestromdichte aus Gegenstrahlung [W/m²], A=Wärmestromdichte aus Ausstrahlung [W/m²], R=Wärmestromdichte aus der Rückstrahlung von der Wasseroberfläche [W/m²]), φ_V=Wärmestromdichte aus Verdunstung [W/m²], φ_L=Wärmestromdichte aus Konvektion [W/m²], φ_Q=Wärmestromdichte aus direkten Wärmeeinleitungen [W/m²], c_ρ=spezifische Wärmekapazität des Wassers=4,1868·10³ J/(kg·K), ρ=Dichte des Wassers (1,000 kg/m³), h=Höhe der Einheitswassersäule [m]. Weitere denkbare Komponenten der Wärmebilanz wie Wärmeübergang vom und zum Gewässerbett, innere Reibung u.a. werden als gering gegenüber den zuvor genannten Komponenten angesehen und können meist vernachlässigt werden. Zuströme aus dem Grundwasser sind meist schwer zu quantifizieren und müssen gegebenenfalls durch Abschätzung und Kalibrierung berücksichtigt werden.

Bei gleichbleibenden meteorologischen Verhältnissen würde sich die Temperatur des Gewässers auf einen festen Wert einstellen, der durch das Gleichgewicht zwischen Wärmezufuhr und Wärmeabgabe gekennzeichnet ist (Gleichgewichtstemperatur). In Wirklichkeit ist die Gleichgewichtstemperatur ständigen Änderungen unterworfen, da sich die meteorologischen Bedingungen innerhalb kurzer Zeit ändern können. Liegt die Wassertemperatur oberhalb der Gleichgewichtstemperatur, so wird Wärme abgegeben, liegt sie darunter, so nimmt das Gewässer Wärme auf. Obwohl die physikalischen Grundlagen für stehende und fließende Gewässer weitgehend gleich sind, zeigen sich doch charakteristische Unterschiede bei der Ausbildung der Temperaturen im Wasserkörper.

Fließgewässer, besonders kleinere, haben wegen ihrer Turbulenz im gesamten Abflußquerschnitt in etwa die gleiche Temperatur. Im Jahresmittel ist die mittlere Wassertemperatur meist etwas höher als die mittlere Lufttemperatur. Ausgenommen hiervon sind Gletscherflüsse und Gebirgsflüsse, die im Sommer kühleres Wasser führen ( Abb. 2). In Abhängigkeit vom Abfluß kommt es zu einer mehr oder weniger ausgeprägten Tagesamplitude der Wassertemperatur. Abkühlung und Erwärmung verlaufen mit räumlicher Verschiebung mit der fließenden Welle. Quellen haben eine sehr geringe Tages- und Jahresamplitude der Temperatur. Die Quelltemperaturen entsprechen etwa der Jahresmitteltemperatur der Luft an dem betreffenden Ort. In der ersten Jahreshälfte nimmt ein Wasservolumen mit zunehmender Entfernung von der Quelle im Tagesmittel Wärme auf. Dieser zeitlichen Wärmezunahme überlagern sich die Temperaturschwankungen der Tagesperiodik ( Abb. 3). In der zweiten Jahreshälfte verliert der fließende Wasserkörper Wärme an die Umgebung. In der Regel nimmt die Tagesamplitude der Temperatur quellabwärts zu und das Tagesmaximum verschiebt sich in die Nachmittagsstunden.

Aufgrund der maßgebenden Geofaktoren können in mitteleuropäischen Breiten folgende Fließgewässertypen unterschieden werden: a) ständig kühle Fließgewässer, typische Forellenregion. Ihre Temperatur liegt je nach Höhenlage zwischen +5ºC und +10ºC, bei Gletscherflüssen nahe dem Gefrierpunkt. b) sommerkühle Fließgewässer in Gebirgslagen, Gebirgsrandlagen oder Mittelgebirgen. Sie weisen natürliche Wassertemperaturen bis etwa 20ºC auf. c) sommerwarme Fließgewässer. Zu diesen gehören alle größeren Flachlandflüsse. Die natürlichen Wassertemperaturen erreichen etwa 25ºC.

Der Wärmehaushalt von Seen unterliegt grundsätzlich denselben physikalischen Gesetzmäßigkeiten der Energiezufuhr und -abgabe jedoch kommen mit der Wassertiefe und der Windexposition entscheidende Kriterien hinzu, während der Abfluß keine oder nur eine untergeordnete Rolle spielt. Die Globalstrahlung wird in der oberflächennahen Wasserschicht (bis ca. 10 m) absorbiert. Die aufgenommenen oder abgegebenen Wärmeströme sind bestimmend für die resultierende Temperatur. Die Vermischung des oberflächennahen Wassers mit tieferen Wasserschichten erfolgt durch Windenergie. Eine vollständige Vermischung ist jedoch nur in flachen, windexponierten Seen möglich. Tiefere Seen zeigen eine deutliche Trennung ihrer Wasservolumen aufgrund der Temperaturverhältnisse. Für tiefere Seen der gemäßigten Klimazonen gilt, daß die Wärmeverfrachtung im Sommer auf eine warme, thermisch weitgehend homogene, oberflächennahe Wasserschicht (Epilimnion) beschränkt ist. In der darunter liegenden Wasserschicht (Metalimnion) tritt ein starker Temperaturgradient (Sprungschicht) auf. Mit größerer Wassertiefe bleibt die Temperatur gleichförmig auf einem niedrigen Niveau. Dieses Wasservolumen wird als Hypolimnion bezeichnet ( Abb. 4). Eine Durchmischung aller Wasserschichten ist nur in Zeiten gleicher Wassertemperaturen (Homothermie) möglich, die während der Frühjahrs- und Herbstzirkulation eintritt. Der Zustand einer stabilen, thermischen Schichtung wird im Sommer erreicht (Sommerstagnation) mit warmem Oberflächenwasser und kaltem Tiefenwasser. Im Winter kehren sich die Temperaturverhältnisse um. Die oberflächennahe Wasserschicht ist gefroren oder nahe dem Gefrierpunkt. Das Tiefenwasser ist mit 4ºC (größte Dichte) wärmer. Eine Schichtung (Winterstagnation) ist wegen der geringen Temperaturunterschiede nur wenig ausgeprägt. Ein Epilimnion fehlt.

Seen mit einer zweifachen Durchmischung im Jahr werden als dimiktische Seen, solche mit einmaliger Durchmischung als monomiktische Seen bezeichnet. Nach den Zirkulationstypen sind die Seen geographisch in folgende Gruppen eingeteilt: a) kalt monomiktisch: polare und subpolare Seen, die nur während der Sommermonate vollständig zirkulieren. In der übrigen Zeit zeigen sie Winterstagnation mit Eisbedeckung; b) dimiktisch: temperierte Seen des nördlichen Nordamerika und Eurasiens mit Vollzirkulation im Frühjahr und Herbst; c) warm monomiktisch: Seen der Subtropen, die nur während der Wintermonate bei ausreichender Abkühlung des Oberflächenwassers zirkulieren (z.B. Lago Maggiore, Gardasee und auch Bodensee als nördlichster See dieses Typs); d) oligomiktisch: Tropenseen mit seltener Vollzirkulation; e) warm polymiktisch: Tropenseen mit häufiger Vollzirkulation bei starker nächtlicher Abkühlung; f) kalt polymiktisch: tropische Hochgebirgsseen mit fast ständiger Vollzirkulation ,z.B. Titicacasee in 5400 m Höhe.

Eine Zirkulation des Wasservolumens kann vollständig (holomiktisch) bis zum Grund stattfinden oder unvollständig (meromiktisch) sein. Die Durchmischung eines Sees führt zu einem vertikalen Stofftransport. Zu Zeiten der Vollzirkulation erhalten tiefere Wasserschichten und der Seeboden Sauerstoff. Zu Zeiten der Stagnation nimmt der Sauerstoffgehalt in der Tiefenwasserschicht wieder ab, so daß ein anaerober Zustand eintreten kann. Da die spezifische Wärme von flüssigem Wasser außerordentlich hoch ist, erwärmen sich Seen relativ langsam und geben ihre Wärme nur langsam ab. Seen mit einem großen Wasservolumen können entsprechend große Wärmeinhalte speichern und wirken ausgleichend auf die klimatischen Verhältnisse der näheren Umgebung. 3) Ozeanographie: das Erdsystem erhält seine Energie in Form von kurzwelliger Sonneneinstrahlung. Der Ozean weist aufgrund der hohen Wärmekapazität von Wasser und der Speicherfähigkeit durch Wärmetransporte eine positive Wärmebilanz auf. So ist im globalen Langzeitmittel die Ozeanoberflächentemperatur ca. 0,8ºC höher als die der atmosphärischen bodennahen Grenzschicht mit der Folge, daß der Überschuß im Wärmehaushalt des Ozeans zur Deckung des Defizits der Atmosphäre genutzt werden kann. Betrachtet man Breitenkreismittel der Wärmehaushalte von Ozean und Atmosphäre, dann werden die Wärmeüberschüsse des Systems zwischen 43ºS und 43ºN zu gleichen Teilen von ozeanischen und atmosphärischen Transportprozessen in die subpolaren und polaren Breiten zur Deckung des dortigen Haushaltsdefizits verfrachtet. Wärmehaushaltsbetrachtungen für einzelne Ozeanregionen heben den nördlichen Nordatlantik hervor: Die bis in das Nordpolarmeer reichenden Ausläufer des warmen und salzreichen Nordatlantischen Stromes heben nicht nur die Jahresmitteltemperatur von Nordwesteuropa um 5-8ºC über das Breitenkreismittel, sondern führen durch die Abkühlung zur Bildung der Wassermassen der Kaltwassersphäre, die im Europäischen Nordmeer absinken und so die globale thermohaline Zirkulation antreiben. [EH,MW,JM]