Erhöhung der Süßwasserversorgung, um die globale Wassersicherheit in großem Maßstab nachhaltig zu gewährleisten

Dec 07, 2023

Wissenschaftliche Berichte Band 12, Artikelnummer: 20262 (2022) Diesen Artikel zitieren

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Während große Teile der Welt bereits mit erheblicher Süßwasserknappheit konfrontiert sind, wird der Bedarf an mehr Süßwasser voraussichtlich zunehmen, um die wachsende Weltbevölkerung und das Wirtschaftswachstum aufrechtzuerhalten und sich an den Klimawandel anzupassen. Aktuelle Ansätze zur Bewältigung dieser Herausforderung, die möglicherweise katastrophale Folgen für Konsumbedürfnisse und Wirtschaftswachstum haben kann, basieren auf einer effizienteren Nutzung vorhandener Ressourcen. Allerdings nimmt die Verfügbarkeit von Süßwasserressourcen aufgrund von Übernutzung und Klimawandel rapide ab und wird daher den künftigen Bedarf wahrscheinlich nicht nachhaltig decken, was ein Überdenken unserer Lösungen und der damit verbundenen Investitionen erfordert. Hier präsentieren wir eine mutige Abkehr von bestehenden Ansätzen, indem wir die Machbarkeit einer deutlichen Erhöhung des Süßwassers durch die Aufnahme feuchter Luft über den Ozeanen nachweisen. Wir zeigen, dass die Atmosphäre über den Ozeanen in der Nähe des Landes mit entsprechend konstruierten Strukturen erhebliche Mengen an Süßwasser liefern kann, die ausreichen, um große Bevölkerungszentren auf der ganzen Welt zu ernähren. Aufgrund der praktisch unbegrenzten Wasserdampfversorgung der Ozeane ist dieser Ansatz angesichts des Klimawandels nachhaltig und kann unsere Fähigkeit, aktuelle und zukünftige Bedenken hinsichtlich der Wassersicherheit anzugehen, verändern. Dieser Ansatz soll transformativ sein und einen Mechanismus zur nachhaltigen Gewährleistung der Süßwassersicherheit für heutige und zukünftige Generationen schaffen, der wirtschaftlich tragbar ist.

Der Mangel an ausreichendem Zugang zu Süßwasser in weiten Teilen der Welt1,2 stellt eine große Herausforderung für unsere Zeit dar, die einer mutigen und sofortigen Lösung bedarf. Aktuelle Ansätze zur Bewältigung dieser Herausforderung, vor allem durch Reduzierung und Steuerung der Nachfrage, erweisen sich als unzureichend3, da Bevölkerungs- und Wirtschaftswachstum die durch diese Maßnahmen geschaffenen Kapazitäten schnell absorbieren4,5,6,7. Das Recycling und die Wiederverwendung von Wasser haben spürbare Erfolge erzielt8, sind aber naturgemäß nur begrenzt skalierbar, da sie grundsätzlich durch die verfügbare Versorgung eingeschränkt sind9,10. Effektive Lösungen zur Erhöhung des Angebots sind derzeit begrenzt oder praktisch nicht vorhanden, da alle Ressourcen über die nachhaltige Kapazität hinaus ausgebeutet werden oder aufgrund des Klimawandels schnell zur Neige gehen. Beispielsweise wird Grundwasser weit über die erneuerbare Rate hinaus entnommen, und der Grundwasserspiegel sinkt in besorgniserregendem Tempo in Regionen, in denen Süßwasser am meisten benötigt wird11. Schneedecke und Gletscher, die als Wassertürme dienen, werden durch den Klimawandel dünner oder gehen zurück, sodass die Schneeschmelze im Frühjahr früher einsetzt als zuvor12. In Regionen, in denen bereits Wasserknappheit herrscht, wird dies noch schlimmer, da klimabedingte Veränderungen durch geringere Niederschläge, erhöhte Verdunstung oder beides zu noch mehr Wasserknappheit führen13. Auch Möglichkeiten, diesen gestiegenen Bedarf durch Transporte aus entfernten Gebieten zu decken, werden aufgrund der abnehmenden Wasserverfügbarkeit in den Quellregionen immer weniger realisierbar. Der Südwesten der Vereinigten Staaten ist ein überzeugendes Beispiel für diese Herausforderungen, wo der Wasserstand in den Stauseen des Colorado River im letzten Jahrzehnt gesunken ist und im Sommer 2021 einen kritisch niedrigen Stand erreicht hat, was sowohl die Wasserressourcen als auch die Stromversorgungssysteme bedroht14,15. Es gibt weltweit viele Beispiele für solche kaskadierenden Einflüsse16,17,18,19.

Eine mögliche Lösung für eine radikale Steigerung der Süßwasserversorgung besteht darin, die praktisch unbegrenzten ozeanischen Quellen zu erschließen. Obwohl die Entsalzung eine solche Technologie bietet, stößt sie auf erhebliche Umweltbedenken und wurde daher nicht als skalierbare Lösung für die Bewältigung globaler Wassersicherheitsprobleme übernommen, obwohl ihre Rolle bei der Befriedigung der Bedürfnisse einer großen Bevölkerung in mehreren kritischen Fällen von entscheidender Bedeutung ist Regionen der Welt sind nicht zu unterschätzen20,21. Entsalzung ist nicht nur energieintensiv; Außerdem entstehen konzentrierte Sole und andere Nebenprodukte, die aufgrund der Entsorgungskosten erhebliche Umweltprobleme mit sich bringen22,23. Hier stellen wir die Machbarkeit eines alternativen Ansatzes fest, um die Wasserquellen der Ozeane auf wirtschaftlich sinnvolle und umweltfreundliche Weise zu erschließen. Wir zeigen, dass die vorgeschlagene Methode insofern skalierbar ist, als sie implementiert werden kann, um den Bedürfnissen einer beliebig großen Bevölkerung gerecht zu werden, und dass sie in zukünftigen Klimaszenarien praktisch ist, da sie in einem wärmeren Klima mehr Wasser zur Verfügung stellt und damit ein wichtiges Werkzeug darstellt Entwicklung der Widerstandsfähigkeit gegenüber dem Klimawandel.

Unser vorgeschlagener Ansatz besteht darin, Wasserdampf aus der Atmosphäre direkt über der Meeresoberfläche einzufangen und die feuchtigkeitsbeladene Luft zum nahegelegenen Land zu transportieren, wo durch ihre Kondensation Süßwasser entstehen kann (Abb. 1). Die oberflächennahen Umgebungen über dem Ozean weisen eine hohe Luftfeuchtigkeit auf, deren tägliche und saisonale Schwankungen hauptsächlich von der Temperatur der Meeresoberfläche und der darüber liegenden Luft bestimmt werden. Ersteres bestimmt die Verdunstungskapazität des Ozeans, während letzteres die gesättigte Feuchtigkeitsspeicherkapazität der Atmosphäre bestimmt. Schwankungen dieser Temperaturen und damit der Luftfeuchtigkeit in der Atmosphäre werden größtenteils durch die Schwankung der Sonneneinstrahlung und der Windgeschwindigkeiten bestimmt. Das Ziel dieser Arbeit besteht darin, zu zeigen, dass die Verfügbarkeit von Feuchtigkeit in der oberflächennahen Atmosphärensäule in Gebieten mit Wasserknappheit auf der Erde, die sich in der Nähe der Ozeane befinden, nicht nur eine signifikante Erzeugung von Süßwasservorräten ermöglicht, sondern auch einen skalierbaren Lösungsansatz bietet Herausforderungen für die Wassersicherheit. Da diese Feuchtigkeit in der Atmosphäre durch die natürliche Verdunstung von Meerwasser entsteht, sind keine umweltschädlichen Nebenprodukte zu erwarten. Im Wesentlichen ahmt unser Ansatz den natürlichen physikalischen Prozess des Wasserkreislaufs nach, durch den verdunstete Feuchtigkeit aus dem Ozean ins Landesinnere transportiert wird, abkühlt und kondensiert, um dann als Niederschlag auf die Landoberfläche zu fallen Verdunstete Feuchtigkeit bewegt sich und steuert so den Ort, an dem das Wasser durch kontrollierte Kondensation verfügbar gemacht wird.

Schematische Darstellung unseres vorgeschlagenen Ansatzes zur Erfassung von Feuchtigkeit über der Meeresoberfläche und deren Transport zum nächstgelegenen Land zur Verbesserung der Wassersicherheit. Der verdunstete Feuchtigkeitsfluss in Form von Wasserdampf in der Atmosphäre über dem Ozean kann durch einen entsprechend gestalteten Einlass erfasst werden, wie rechts dargestellt, in der Dampfphase durch eine Leitung transportiert und über Land kondensiert werden, um frische Luft zu erhalten, wie links dargestellt Wasser. Der Feuchtigkeitsfluss nimmt aufgrund des stärkeren horizontalen Windes mit der Höhe sanft zu und bietet die Möglichkeit, vertikale Auffangflächen zu entwerfen. Die Aufnahme kann so gestaltet werden, dass die Feuchtigkeitsaufnahme unter Berücksichtigung der vorherrschenden Windrichtung und ihrer Variation mit der Höhe und der Zeit optimiert wird. Ein Kompressor kann die Effizienz beim Sammeln der feuchten Luftmasse am Einlass erhöhen. Wie in der Abbildung dargestellt, kann erneuerbare Energie (Wind oder Sonne) die Ansaugung, den Transport und die Kondensation feuchter Luft antreiben. Wir gehen davon aus, dass sich der Einlass mehrere Kilometer vor der Küste befindet, um eine ausreichende isotrope Freiwasseraufnahme rund um den Einlass sicherzustellen. [Abbildung erstellt mit Adobe Photoshop, nicht maßstabsgetreu].

Wir demonstrieren die Realisierbarkeit dieses vorgeschlagenen Ansatzes, indem wir die Menge an extrahierbarer Feuchtigkeit berechnen, die in der oberflächennahen Atmosphärensäule über dem Ozean verfügbar ist. Wir zeigen dann, dass eine vertikale „Einfangfläche“ mit einer Breite von 210 m und einer Höhe von 100 m, die in etwa der vertikal projizierten Fläche eines großen Kreuzfahrtschiffes entspricht, ein ausreichendes Volumen an entziehbarer Feuchtigkeit bereitstellen kann, um den täglichen Trinkwasserbedarf von etwa 500.000 Menschen zu decken Menschen im Durchschnitt. Diese Dimensionen sind willkürlich gewählt und werden hier nur verwendet, um zu veranschaulichen, dass die potenzielle Menge an entnommenem Wasser erheblich sein kann. Wir gehen davon aus, dass die tatsächliche Umsetzung eine erhebliche Variation dieser Dimensionen umfassen wird, basierend auf den vorherrschenden örtlichen Bedingungen und angetrieben durch Bedürfnisse und damit verbundene Kosten-Nutzen-Analysen. Unser Ziel besteht hier lediglich darin, festzustellen, dass durch den vorgeschlagenen Ansatz unter den vorherrschenden Bedingungen eine ausreichend große Feuchtigkeitsmenge gewonnen werden kann, die ausreicht, um den Wasserbedarf einer großen Bevölkerung zu decken. Anschließend untersuchen wir, wie sich der Klimawandel auf diese Kapazität auswirken könnte. Dies ist wichtig, da eine Investition in eine solche Infrastruktur der Bevölkerung jahrzehntelang dienen wird und wir sicherstellen wollen, dass ihre Kapazität im Laufe der Zeit nicht nachlässt. Da eine solche Infrastruktur noch aufgebaut werden muss, geben wir auch einige Überlegungen zur Kostenstruktur für den Bau und Betrieb solcher Anlagen an, damit sie mit bestehenden, in Betrieb befindlichen Entsalzungsanlagen konkurrenzfähig sind. Da wir in großen Teilen der Welt mit einem gravierenden Süßwassermangel konfrontiert sind, ist es unser Ziel, dass die hier vorgeschlagene Option in erster Linie dazu dient, die vorhandenen Kapazitäten nachhaltig zu erweitern, in einigen Fällen jedoch auch dazu dienen kann, nicht nachhaltige Praktiken zu unterbinden.

Wir berechnen zunächst die in einer atmosphärischen Säule verfügbare Wassermenge als integrierten Wasserdampf, der durch eine vertikale Säule in der Oberflächenunterschicht der Atmosphäre mit der Höhe h und einer Breite von 1 m an einem bestimmten Ort strömt. Aufgrund der Nichtlinearität seiner Variation entlang der vertikalen Säule wird diese als Summe der Feuchtigkeitsflüsse durch diskrete horizontale Schichten berechnet, wie in Abbildung S1 dargestellt. Der mittlere Feuchtigkeitsfluss (MF, kg/m2s oder entsprechend Liter/m2s), also die Geschwindigkeit, mit der sich die Wassermasse in der Dampfphase pro vertikaler Flächeneinheit und Zeiteinheit horizontal bewegt, wird als Produkt der mittleren horizontalen Bewegung berechnet Wind (U), die spezifische Luftfeuchtigkeit (q) und die Luftdichte (\(\rho _a\), angenommen mit 1,12 kg/m324). Aufgrund des Einflusses der Oberflächenrauheit ist die Windgeschwindigkeit nahe der Oberfläche am niedrigsten und nimmt mit der Höhe zu. Die spezifische Luftfeuchtigkeit ist nahe der Oberfläche, die als Feuchtigkeitsquelle dient, am höchsten und nimmt mit der Höhe ab. Der Nettoeffekt besteht darin, dass der Feuchtigkeitsfluss in der Atmosphäre im Allgemeinen mit der Höhe zunimmt, da die höhere Windgeschwindigkeit die Abnahme der Luftfeuchtigkeit mit der Höhe überwindet (Abbildung S1). Dies kann linear in der Horizontalen für jede Breite w (in unserer Abbildung 210 m) skaliert werden, um eine vernünftige Schätzung des Feuchtigkeitsflusses für die betrachtete Höhe h zu erhalten.

Die Lage der 14 Untersuchungsstandorte über dem Ozean, die einem vorherrschenden Bevölkerungszentrum am nächsten liegen, ist auf einer Karte des Wasserstresses (Mitte) dargestellt. Für jeden Standort wird auch die Variation des Feuchtigkeitsflusses durch eine atmosphärische Säule von 10 bis 110 m über dem mittleren Meeresspiegel angezeigt. Die Konturdiagramme und das Liniendiagramm veranschaulichen die Veränderung des täglichen Feuchtigkeitsflusses als Funktion der Höhe bzw. der monatlichen Verteilung des verfügbaren Wasserdampfs. Für jeden Standort werden in der vertikalen Spalte (in Blau) monatliche Durchschnittswerte (in Rot) des Feuchtigkeitsflusses (Millionen kg/m2/Tag) mit dem täglichen Feuchtigkeitsfluss (in Tausend kg/m2Tag) überlagert. Raumzeitliche Variabilität des Feuchtigkeitsflusses (Tausend kg/m2Tag) und integrierter Feuchtigkeitsfluss (Millionen kg/m2Tag). Die Diagramme stellen den Durchschnitt über 30 Jahre (1990 bis 2019) dar, der aus ERA5-Daten ermittelt wurde. [Mit Python-Skript erstellte und mit Microsoft Publisher 365 V2207 zusammengesetzte Abbildungen].

Um zu untersuchen, ob die Menge an atmosphärischer Feuchtigkeit, die erfasst werden kann, für eine geeignete infrastrukturbasierte Lösung ausreicht, untersuchen wir die Menge an Feuchtigkeitsfluss, die historisch an verschiedenen Orten auf der ganzen Welt verfügbar war. Wir verwenden ERA5-Daten über einen Zeitraum von 30 Jahren von 1990 bis 2019, die für Modellgitter der Größe 0,25° × 0,25° verfügbar sind. Wir verwenden die Gitterpunkte, die vollständig über den Küstenumgebungen liegen, aber den Landmassen am nächsten liegen, um das Volumen des Feuchtigkeitsflusses als Funktion der Höhe zu berechnen, wie wir in Abbildung S1 sehen (Einzelheiten zur Berechnung des Feuchtigkeitsflusses finden Sie im Abschnitt „Methoden“). Wir gehen davon aus, dass jede Infrastruktur, die die feuchte Luft auffangen soll, notwendigerweise in einer bestimmten Höhe über der Meeresoberfläche platziert wird, um sie vor Schwankungen des Meeresspiegels und Wellen zu schützen. Daher ignorieren wir die ersten 10 Meter über der Oberfläche und berechnen den täglichen Feuchtigkeitsfluss als Funktion der Höhe. Wir veranschaulichen die täglichen und monatlichen Schwankungen durch eine 100 m hohe atmosphärische Unterschicht (10 m bis 110 m über dem Meeresspiegel) für 14 ausgewählte Orte, wie in Abb. 2 dargestellt. Diese Orte, die zur Darstellung der klimatischen Schwankungen ausgewählt wurden, liegen in der Nähe von Zentren mit hoher Bevölkerungsdichte in der Nähe von Ozeanen in Regionen mit Wasserknappheit auf der ganzen Welt. Wie erwartet liegen sie in den subtropischen Regionen der nördlichen und südlichen Hemisphäre, wo es die größten ariden und semiariden Gebiete gibt. Der Standort der Standorte ist in Tabelle S1 verfügbar. Die durchschnittliche spezifische Luftfeuchtigkeit in der Nähe der ausgewählten Städte liegt zwischen 9 und 20 g/m\(^3\), während die mittlere Jahrestemperatur zwischen 14 °C und 30 °C liegt. Viele der ausgewählten Standorte weisen eine mittlere bis hohe Lufttemperatur und eine mittlere bis hohe Luftfeuchtigkeit auf.

Abbildung 2 zeigt den Feuchtigkeitsfluss entlang der Vertikalen und den mittleren monatlichen integrierten Feuchtigkeitsfluss für die 100 m hohe Oberflächenunterschicht der Atmosphäre unter Verwendung der ERA-5-Daten über 30 Jahre. Im Allgemeinen nimmt der Feuchtigkeitsfluss auf der täglichen Zeitskala an allen Standorten leicht mit der Höhe zu, was mit der zuvor gegebenen Erklärung übereinstimmt. Der monatliche Durchschnitt ist in den Sommermonaten erwartungsgemäß höher und bietet die beste Möglichkeit zur Feuchtigkeitsaufnahme. Der 30-Jahres-Durchschnitt liegt auf der Nordhalbkugel zwischen 0,60 und 1,45 Millionen Liter/m/Tag. Im Allgemeinen können die vier Sommermonate (Juni-September) zwischen 40 % und 55 % des jährlichen gesamten integrierten Feuchtigkeitsflusses auf der Nordhalbkugel liefern. Unter diesen Orten wurde der größte Gipfel aufgrund des Monsuneffekts in der Nähe von Chennai in Indien, im Golf von Bengalen, beobachtet. Außerdem wurde in den Wintermonaten im Tyrrhenischen Meer in der Nähe von Rom in Italien ein minimaler integrierter Feuchtigkeitsfluss von nur 0,3 Millionen Litern/m/Tag beobachtet. Die entscheidende Erkenntnis ist, dass die Menge des potenziellen Wassers, das zur Gewinnung zur Verfügung steht, aufgrund von Schwankungen der Sonneneinstrahlung, der Temperatur und anderen meteorologischen Bedingungen saisonalen Schwankungen unterliegt. Die Wasserverfügbarkeit ist in den wärmeren Jahreszeiten maximiert, wenn auch der menschliche Wasserbedarf am höchsten ist.

Wir stellen fest, dass der jährliche potenzielle Wasserertrag an allen Standorten in der gleichen Größenordnung liegt, obwohl der Feuchtigkeitsfluss an diesen Standorten räumlich und zeitlich unterschiedlich ist. Saisonale Schwankungen des Wasserertrags geben keinen Anlass zur Sorge. Während in Abb. 2 die jahreszeitlichen Schwankungen des Feuchtigkeitsflusses deutlich zu erkennen sind, hat selbst die geringste Versorgung mit Feuchtigkeitsfluss über die Jahreszeiten das Potenzial, ausreichend Wasser zu produzieren, um eine beträchtliche Population zu ernähren. Durch Stauseen geschaffene Speicherkapazitäten können eine wirksame Möglichkeit sein, die Saisonabhängigkeit zu dämpfen und einen gleichbleibenden Ertrag für die Nutzung bereitzustellen. Das Ergebnis zeigt, dass Küstenregionen mit höherem Wasserstress ein größeres Potenzial zur Bewältigung des Problems durch die Aufnahme von Feuchtigkeit aus der Umgebung der ozeanischen Atmosphäre aufweisen. Bei einer durchschnittlichen Verbrauchsrate von 300 Litern/Kopf/Tag25 sehen wir, dass die Wassermenge, die eine einzelne 210 m breite und 100 m hohe Anlage liefert, den Bedarf von 0,34–0,69 Millionen Menschen an den ausgewählten Standorten decken kann, mit einem Durchschnitt von ca 0,5 Millionen Menschen. Wir sehen auch, dass der gesamte Trinkwasserbedarf der bestehenden Bevölkerung in diesen Küstengemeinden durch eine Handvoll entsprechend konstruierter Strukturen gedeckt werden kann (Tabelle 1). Der jährliche Wasserertrag reicht von einem Tiefststand von etwa 37 Milliarden Litern bis zu einem Höchststand von über 78 Milliarden Litern und reicht aus, um den Bedarf der küstennahen Bevölkerungszentren mit weniger als zehn Anlagen zu decken, wobei Karatschi in Pakistan eine Ausnahme bildet seine extrem große Bevölkerung. Wir weisen darauf hin, dass das erzeugte Wasser auch für nicht trinkbare Zwecke verwendet werden kann, beispielsweise zur Deckung landwirtschaftlicher oder industrieller Bedürfnisse. Wir verwenden Trinkwasser nur, um eine sinnvolle Interpretation der potenziell verfügbaren Wassermenge zu ermöglichen. Wir vermuten auch, dass, wenn dieses Wasser in Verbindung mit bereits vorhandenen Quellen genutzt wird, die Süßwasserversorgung für eine deutlich größere Bevölkerung erhöht werden kann.

Um über die 14 ausgewählten Standorte hinauszugehen, die zur Veranschaulichung der Machbarkeit des vorgeschlagenen Ansatzes herangezogen wurden, haben wir einen Streifen von 200 km über die an das Land angrenzenden Ozeane entlang der Küsten der Welt abgegrenzt. Auf ähnliche Weise verglichen wir den jährlichen potenziellen Wasserertrag einer 210 m breiten und 100 m hohen Oberflächenunterschicht der Atmosphäre. Die Zonen mit höherem Wasserertrag aus einem dreißigjährigen Mittel entlang der Kontinente sind in Abb. 3 dargestellt. Für einen Großteil Asiens, Europas und Nordamerikas können wir einen jährlichen Wasserertrag von rund 10 Milliarden Litern ermitteln. Der nördliche Teil Südamerikas, Ost-Südafrika und Nordost-Australien können einen jährlichen Wasserertrag von mehr als 60 Milliarden Litern liefern. Diese Ergebnisse sind wichtig, weil sie zeigen, dass in den Ozeanen in der Nähe der Küsten wasserarmer Regionen ein erhebliches Potenzial für die Gewinnung von Süßwasser besteht. Das Wasser kann auch über große Entfernungen ins Landesinnere transportiert werden, um kritische Bedürfnisse zu decken oder zu erhöhen. Daher muss eine solche Infrastruktur nicht in der Nähe von Bevölkerungszentren angesiedelt sein, und ihre Platzierung kann durch andere wichtige gesellschaftliche Ziele bestimmt werden.

Räumliche Variabilität des Wasserertrags entlang der abgegrenzten küstennahen Region von 200 km auf der ganzen Welt. Die Farben stellen den jährlichen potenziellen Wasserertrag in Milliarden kg dar. Die Ausgabe steht für eine hypothetische Aufnahme von 100 m Höhe und 210 m Breite. [Mit Python-Skript erstellte und mit Microsoft Publisher 365 V2207 zusammengesetzte Abbildungen].

Um sicherzustellen, dass die hier auf der Grundlage der historischen Daten ermittelte Machbarkeit auch bei künftigen Klimaveränderungen gültig bleibt, untersuchen wir den Trend des Feuchtigkeitsflusses unter zwei Klimawandelszenarien, wie in Abb. 4 dargestellt. Wir betrachten Szenario SSP126, das am weitesten verbreitet ist optimistisches Szenario und Szenario SSP585, das die Obergrenze für die Bandbreite der Erwärmungsszenarien in der Literatur darstellt. Wir sehen, dass sowohl im SSP126- als auch im SSP585-Szenario der jährliche mittlere integrierte Feuchtigkeitsfluss bis zum Jahr 2100 an allen Standorten nicht abnimmt. Für das SSP585-Szenario steigt er überall an, während er für das SSP126-Szenario am Persischen Golf in der Nähe von Doha und Abu Dhabi sowie am Roten Meer in der Nähe von Mekka unverändert bleibt. Basierend auf dieser Analyse kommen wir zu dem Schluss, dass der Wasserertrag aus der Atmosphäre wahrscheinlich nicht abnehmen wird und dass die zukünftige Flugbahn des Feuchtigkeitsflusses je nach realisiertem Klimawandel möglicherweise zwischen der Flugbahn liegen wird, die für die Szenarien SSP126 und SSP585 ermittelt wurde.

Projektion des integrierten Feuchtigkeitsflusses an 14 ausgewählten Standorten, ermittelt aus der Ausgabe des CESM2 WACCM-Modells. Der Wert des integrierten Feuchtigkeitsflusses wird in einer Million kg pro Tag und m Breite einer atmosphärischen Säule von 10 m bis 110 m über dem Meeresspiegel angegeben. Die rosa Linie zeigt die historische Schätzung des jährlichen mittleren integrierten Feuchtigkeitsflusses von 1990 bis 2019 unter Verwendung der ERA5-Daten; Die blaue Linie ist der integrierte Feuchtigkeitsfluss für das SSP585-Szenario von 2020 bis 2100, und die grünen Linien sind die Projektion des integrierten Feuchtigkeitsflusses für das SSP126-Szenario von 2020 bis 2100. Die beiden letzteren werden mithilfe des globalen Zirkulationsmodells CESM2-WACCM ermittelt ( GCM-Daten. Aufgrund der Diskrepanz zwischen der räumlichen Auflösung der beiden Datensätze weisen einige Standorte schnelle Übergänge auf. [Mit Python-Skript erstellte und mit Microsoft Publisher 365 V2207 zusammengesetzte Abbildungen].

Wir ermitteln die prozentuale Änderung des mittleren integrierten Feuchtigkeitsflusses für zwei Zeiträume, die den Jahren 2020 bis 2059 und 2060 bis 2099 entsprechen, um sie mit dem Durchschnitt von 1990 bis 2019 für die Szenarien SSP126 und SSP585 für alle 14 ausgewählten Standorte zu vergleichen (wie wir in sehen). Abbildung S2 im Zusatzmaterial). Im Durchschnitt steigt im SSP585-Szenario der integrierte Feuchtigkeitsfluss im Zeitraum 2020 bis 2059 bzw. 2060 bis 2099 um rund 4 % bzw. 16 %. Der maximale prozentuale Anstieg findet im westlichen Indischen Ozean in der Nähe von Durban in Südafrika statt, der minimale prozentuale Anstieg im Roten Meer in der Nähe von Mekka. Wir haben den entsprechenden prozentualen Anstieg der oberflächennahen spezifischen Luftfeuchtigkeit und Windgeschwindigkeit analysiert, um weiter zu untersuchen, wie der integrierte Feuchtigkeitsfluss auf das sich ändernde Klima reagieren könnte. Der durchschnittliche Anstieg der oberflächennahen spezifischen Feuchte der ausgewählten Standorte beträgt im SSP585-Szenario 9 % bzw. 25 % im Zeitraum 2020 bis 2059 und 2060 bis 2099. Wir beobachteten an allen Standorten ein gleichmäßig steigendes Muster der spezifischen Luftfeuchtigkeit. Erhöhte Meeresoberflächen- und Atmosphärentemperaturen aufgrund der globalen Erwärmung führen zu mehr Wasserdampf in der Atmosphäre, was zu einer erhöhten Luftfeuchtigkeit führt. Tatsächlich steigt der Sättigungsdampfdruck bei Erwärmung der Atmosphäre gemäß der Clausius-Clapeyron-Gleichung. Über dem Ozean führt dies zu mehr Feuchtigkeit in der Atmosphäre. Andererseits zeigen die prozentualen Änderungen der mittleren Bodenwindgeschwindigkeit einen gegenläufigen Trend. Im Durchschnitt nimmt die Windgeschwindigkeit sowohl im Zeitraum 2020 bis 2059 als auch im Zeitraum 2060 bis 2099 in den SSP126-Szenarien um etwa 5 % ab, und um 5 % bzw. 7 % im Zeitraum 2020 bis 2059 bzw. 2060 bis 2099 in den SSP585-Szenarien. Der prognostizierte Anstieg der oberflächennahen Luftfeuchtigkeit und die Abnahme des vorhergesagten Windfelds legen nahe, dass die projizierte Änderung des integrierten Feuchtigkeitsflusses durch Thermodynamik dominiert wird und nicht windgetrieben ist. Die Ergebnisse tragen zu unserer Einschätzung bei, dass die Wasserausbeute aus ozeanischer Verdunstung auch unter dem zukünftigen Klima ein nachhaltiger Ansatz wäre.

Um die Quellregion der ozeanischen Verdunstung zu beurteilen, haben wir den Aufwind-Fetch und den 2D-Fußabdruck berechnet, der zur Feuchtigkeitsflussversorgung an jedem der ausgewählten Standorte beiträgt. Die Reichweite und die Fußabdruckfläche variieren je nach Windgeschwindigkeit, -richtung und atmosphärischer Stabilität26. Die räumliche Ausdehnung des Aufwindeintrags, der 90 % des Feuchtigkeitsflusses entspricht, lag meist zwischen 20 und 40 km über die Standorte hinweg und lag in der gleichen Größenordnung wie in den Abbildungen S3 und S4 dargestellt. Der Upwind-Abruf nimmt nichtlinear als Funktion des Feuchtigkeitsflusses zu. Bei einem Flussbeitrag von 50 % bis 70 % liegen die Upwind-Fetch-Statistiken an allen ausgewählten Standorten unter 20 km (Abbildung S4). Die Fußabdruckfläche liegt deutlich unter 500 km2 (Abbildung S5). Am Persischen Golf in der Nähe von Doha (Katar) und Abu Dhabi (Vereinigte Arabische Emirate) gibt es ein größeres Aufwind-Fetch- und Flux-Footprint-Gebiet. Diese Ergebnisse zeigen, dass der räumliche Maßstab der Wasserdampfbindung im Vergleich zum Maßstab des regionalen Wasserhaushalts klein ist. Diese Analyse zeigt, dass die Flächenausdehnung des Ozeans, die zum Wasserertrag beiträgt, relativ gering ist und keinen Einfluss auf die Feuchtigkeitsverfügbarkeit in der Atmosphäre im Kontext der regionalen und globalen Zirkulation hat.

Jährlich verdunsten etwa \(5,21\times 10^{17}\) Liter Wasser von der Erdoberfläche (einschließlich Meeresoberfläche, Binnengewässern, Boden und Pflanzen)27. An allen 14 Standorten wird die Gesamtmenge an Wasserdampf, die jährlich durch das vorgeschlagene System extrahiert wird, etwa \(7,8\times 10^{11}\) Liter betragen, was ungefähr 0,0015 % des gesamten weltweit verdunsteten Wassers entspricht. Darüber hinaus stellen wir fest, dass die meisten Niederschlagsereignisse auf Feuchtigkeit zurückzuführen sind, die aus weiten Gebieten stammt, die erheblich vom Niederschlagsort entfernt sind. Beispielsweise haben atmosphärische Flüsse, Monsunsysteme und mesoskalige Konvektionssysteme alle Quellregionen, die um Größenordnungen größer sind als die, die mit dem Abruf des hier vorgeschlagenen Feuchtigkeitserfassungssystems verbunden sind, und sind auf Feuchtigkeit in der gesamten Grenzschichtsäule angewiesen, die vertikal größer ist um eine Größenordnung im Vergleich zur Höhe der hier vorgesehenen Struktur. Dieses Argument stützt weiterhin die Schlussfolgerung, dass der vorgeschlagene Ansatz zur Feuchtigkeitserfassung keine Auswirkungen auf die atmosphärische Zirkulation und die Niederschlagsmuster in Windrichtung haben wird.

Nachdem wir festgestellt haben, dass in der Atmosphärensäule über den Ozeanen in der Nähe der Küstenregionen, insbesondere in den wasserarmen Regionen der Erde, ausreichend Feuchtigkeit vorhanden ist und sein wird, befassen wir uns nun mit der Frage der finanziellen Machbarkeit des Baus einer solchen Infrastruktur. Da solche Strukturen nicht existieren, stellen wir nicht die Frage, was der Bau einer solchen Infrastruktur kosten wird, sondern welches Kostenmodell den Bau und Betrieb dieser Infrastruktur ermöglicht. Mit anderen Worten: Können wir die Obergrenze der Kostenstruktur so charakterisieren, dass sie mit den aktuellen Technologien konkurrenzfähig ist, vorausgesetzt, dass die Grenzkosten für Wasser nicht steigen? Wir gehen davon aus, dass die Kosten für den Bau einer Anlage zur Sammlung und Kondensation von atmosphärischem Dampf 600 Millionen US-Dollar betragen, etwa so viel wie für den Bau eines großen Kreuzfahrtschiffes oder einer Bohrinsel. Wir gehen weiterhin davon aus, dass sich die Fazilität über einen Zeitraum von 30 Jahren amortisiert, wobei der aktuelle Zinssatz 3,75 % beträgt. Wir gehen außerdem von aktuellen Betriebskosten von 175.000 US-Dollar pro Tag bei einer Inflationsrate von 2,06 % aus, dem Durchschnitt der letzten 20 Jahre in den USA. Unter der Annahme, dass 500.000 Menschen von einer solchen Einrichtung profitieren, belaufen sich die jährlichen Baukosten auf 67 US-Dollar pro Begünstigten und die jährlichen Kosten sowohl für den Bau als auch für den Betrieb der Anlage auf 241 US-Dollar pro Begünstigten (siehe Tabelle S2 im Zusatzmaterial und die zugehörige Excel-Datei im Einzelheiten zur Berechnung finden Sie im Online-Zusatzmaterial. Bezogen auf die Wassermenge ergeben sich jährliche Kosten von 2,20 US-Dollar pro 1000 Liter Wasser, was mit den Produktionskosten der Entsalzungsanlagen konkurrenzfähig ist. Allerdings haben Entsalzungsanlagen auch nach mehreren Jahrzehnten der technologischen Verbesserung Auswirkungen auf die Umwelt, die mit der Abfallentsorgung verbunden sind. Beim Entsalzungsprozess entsteht ein Rückstand, der deutlich wärmer und salziger ist als der Input. Dieser Rückstand wird ins Meer freigesetzt, wo er den Salzgehalt erhöht und sich schädlich auf die Meeresökologie auswirkt28,29. Im Gegensatz dazu glauben wir, dass der hier beschriebene Prozess zum Auffangen von Wasserdampf, der auf natürliche Weise über dem Ozean verdunstet, zu transportieren und zu kondensieren, um flüssiges Wasser zu erzeugen, keine wesentlichen Auswirkungen auf die Umwelt im Hinblick auf die Erzeugung von Nebenprodukten haben wird.

Durch diese Forschung haben wir festgestellt, dass die Speicherung von Feuchtigkeit über Meeresoberflächen eine praktikable Lösung für viele wasserarme Regionen der Welt ist. Der geschätzte Wasserertrag der vorgeschlagenen Bauwerke könnte den Süßwasserbedarf großer Bevölkerungszentren in den Subtropen decken. Der Durchschnitt und die Schwankung des Wasserertrags belegen die Machbarkeit des vorgeschlagenen Ansatzes zur Verbesserung der Wassersicherheit sowohl unter dem aktuellen als auch unter dem zukünftigen Klima. Dieses vorgeschlagene Konzept könnte als Ersatz oder zur Ergänzung der ganzjährigen Süßwasserproduktion in Gebieten mit Zugang zu Küstengewässern verwendet oder an entfernte Orte im Landesinneren transportiert werden und so zur Linderung der Wasserknappheit beitragen und gleichzeitig die Ökosysteme und die Umwelt schützen. Wir stellen fest, dass sich das vorgeschlagene Konzept der Nutzung der Luftfeuchtigkeit für die Trinkwasserproduktion erheblich von früheren Formulierungen unterscheidet, die die Wasserproduktion über Land durch Strahlungskühlung30,31,32,33,34,35,36,37,38 und aktive Kühlung durch Dampf umfassen Kompressionskältekreislauf39,40,41,42,43,44,45,46,47,48 oder thermoelektrische Kühlung49,50,51,52,53 und Trockenmittelmethode40,54,55,56,57,58,59,60, 61,62,63,64,65. Diese alternativen Lösungen sind nicht skalierbar, um das Problem der Wasserknappheit in nennenswertem Umfang anzugehen, da der in der Atmosphäre über Land verfügbare Feuchtigkeitsfluss wesentlich geringer ist als über den großen ozeanischen Quellen. Wo möglich, könnten auch kleine Inseln in den Ozeanen als Standorte für unsere vorgeschlagenen Anlagen dienen, was möglicherweise zu geringeren Kosten führen würde, vorausgesetzt, dass Feuchtigkeit und Windfelder in erster Linie durch das umgebende Gewässer und nicht durch die Landmasse bestimmt werden. Die vorgeschlagene Lösung ist skalierbar, hat vernachlässigbare Umweltkosten und erhöht die Kapazität unter wärmeren Klimabedingungen. Unsere Schätzungen des Wasserertrags basieren auf der Annahme, dass die gesamte vom Umgebungswind getragene Feuchtigkeit entnommen werden kann. Wir glauben, dass durch den Einsatz eines Saug-/Kompressorsystems der Effizienzverlust beim Ansaug- und Transportprozess ausgeglichen werden kann. Wir glauben auch, dass die Energiekosten dieses Unterfangens nicht belastend sein werden, da die eingefangene Feuchtigkeit bereits durch die Sonnenenergie verdampft wird und effiziente Ansätze zur Erzielung effizienter Kondensationsprozesse eingesetzt werden können.

Wir haben ERA-5-Tagesdaten mit einer Auflösung von \(0,25^{\circ } \times 0,25^{\circ } \) über Ozeanen verwendet, da sie mit einer Reihe beobachteter Messungen übereinstimmen66,67. Wir verwenden Oberflächendaten für 1990 bis 2019 in 10 m Höhe für die Windgeschwindigkeit und in 2 m Höhe für Lufttemperatur, Taupunkttemperatur, momentanen Dampffluss, fühlbaren Oberflächenwärmefluss, Reibungsgeschwindigkeit und Oberflächenluftdruck. Gemäß der Vorzeichenkonvention von ERA-5 sind vertikale Abwärtsflüsse positiv. Daten zur spezifischen Luftfeuchtigkeit sind aus ERA-5-Daten für einzelne Ebenen nicht ohne weiteres verfügbar. Daher haben wir die tägliche 2-m-spezifische Luftfeuchtigkeit anhand der Taupunkttemperatur und des Oberflächenluftdrucks mithilfe der Feuchte-Thermodynamik-Formulierung68 geschätzt. Der aus der Taupunkttemperatur in der Clausius-Clapeyron-Gleichung berechnete Sättigungsdampfdruck stellt den tatsächlichen Dampfdruck dar, wie in Gl. (1)69. Die 2 m-spezifische Luftfeuchtigkeit erhalten wir aus der Abhängigkeit zwischen dem tatsächlichen Dampfdruck und der spezifischen Luftfeuchtigkeit gemäß Gl. (2)69.

Hier ist e der tatsächliche Dampfdruck bei der Temperatur T; \(L_v\) ist die latente Verdampfungswärme; \(T_d\) ist die Taupunkttemperatur; \(R_v\) ist die spezifische Gaskonstante für Wasserdampf (461,5 J/kg/K); q ist die spezifische Luftfeuchtigkeit in 2 m; und \(P_a\) ist der Oberflächenluftdruck in 2 m Entfernung. Für die Schätzung des Feuchtigkeitsflusses unter Klimawandelszenarien verwendeten wir Daten aus dem CESM2-WACCM GCM-Modell mit Ensemblemitglied r1i1p1 mit einer horizontalen Auflösung von 1\(^{\circ } \times \)1\(^{\circ } \) vom CMIP6. CESM2 wurde ausgewählt, weil es eine verbesserte Darstellung der Fernverbindungen mit ENSO und der Madden-Julian-Oszillation, geringere Verzerrungen des kurzwelligen Wolkenantriebs und eine größere Klimasensitivität enthält. Außerdem weist CESM2 eine bessere Übereinstimmung mit dem beobachteten Trend der globalen Kohlenstoffakkumulation an Land70 auf. WACCM wurde ausgewählt, da dieser Datensatz die erforderlichen Variablen zur Berechnung des Feuchtigkeitsflusses enthält. SSP126 (kombiniert SSP1 und RCP2.6) und SSP585 (kombiniert SSP5 und RCP8.5) werden als Klimawandelszenarien ausgewählt, um den Feuchtigkeitsfluss und den potenziellen Süßwasserertrag für die Zukunft zu berechnen. SSP126 stellt sowohl eine optimistische globale Erwärmung als auch minimale Eindämmungsherausforderungen dar, während SSP585 dasselbe für das pessimistische Szenario darstellt71.

Der Feuchtigkeitsfluss ist definiert als Wasserdampf, der pro Zeiteinheit durch eine vertikale Flächeneinheit strömt. Der vom mittleren Wind transportierte Fluss trägt zum mittleren Feuchtigkeitsfluss bei, und der von den Wirbeln transportierte Fluss trägt zur turbulenten Komponente des Feuchtigkeitsflusses bei. Der mittlere horizontale Wind dominiert in erster Linie den advektiven Feuchtigkeitstransport, weshalb wir den mittleren advektiven Feuchtigkeitsfluss berücksichtigt und die turbulente Komponente ignoriert haben. Der Feuchtigkeitsfluss wird als Mittelwert des Produkts aus Luftdichte (\(\rho \)), spezifischer Luftfeuchtigkeit (q) und Windgeschwindigkeit (u) ermittelt, wie in Gleichung (1) dargestellt. (3). Wir haben die 100 m lange vertikale Säule in 10 m hohe Streifen unterteilt und den Feuchtigkeitsfluss (\(m_i\)) für jeden Streifen (i) summiert, um den mittleren integrierten Feuchtigkeitsfluss (IMF) für die Schichthöhe zu erhalten, wie in Gleichung (1) gezeigt. (4). Wir gehen davon aus, dass der für eine Einheitsbreite berechnete Feuchtigkeitsfluss einfach für kleinere Breiten skaliert werden kann, da keine Daten zur Erfassung horizontaler Variationen innerhalb der Klimamodellauflösungen vorhanden sind:

Hier ist \( \overline{ q_iU_i} = \overline{ q_i}\overline{U_i} + \overline{q_i^{'} U_i^{'}}\). Dabei sind \(\overline{ q_i}\overline{U_i}\) und \(\overline{q_i^{'}U_i^{'}}\) die mittlere und turbulente Komponente des kinematischen Feuchtigkeitsflusses. \(m_i\) ist der Feuchtigkeitsfluss in kg Wasser/m2s für die \(i^{th}\)-Schicht in der Oberflächenunterschicht der Atmosphäre, \(\rho _a\) ist die mit 1,12 kg angegebene Luftdichte /m3, \(q_i\) ist die spezifische Luftfeuchtigkeit und \(U_i\) ist der horizontale Wind, der sich aus den zonalen (u) und meridionalen Windkomponenten (v) als \(U_i=\sqrt{u^2_i+) ergibt v^2_i}\); w ist die Breite des Einlasses des hypothetischen Wasserdampf-Erntesystems. Der jährliche potenzielle Wasserertrag (APWY) ist einfach das Produkt des integrierten Feuchtigkeitsflusses (IMF) pro Breiteneinheit, der Breite des Wasserdampfsammelsystems (w) und der Anzahl der Sekunden in einem ganzen Jahr, wie wir in Gleichung sehen. (5).

Zur Berechnung des Feuchtigkeitsflusses für jeden Streifen zwischen den Höhen \(z_{j+1}\) und \(z_j\) werden Windgeschwindigkeits- und spezifische Feuchtigkeitsprofile aus der Flussprofilbeziehung ermittelt, die aus der Monin-Obukhov-Ähnlichkeitstheorie24,72 abgeleitet wird wie in den Gleichungen gezeigt. (6) und (7), die horizontale Homogenität und keine Setzung voraussetzen:

Da für die Atmosphäre über großen Wasserkörpern Annahmen über horizontale Homogenität und Nullabsenkung gelten, würde der Feuchtigkeitsfluss in der Atmosphäre über Meereswasserkörpern den Ähnlichkeitsbeziehungen folgen. Dabei ist \(u_*\) die Reibungsgeschwindigkeit, \(d_o\) die Verschiebungshöhe (0,001 m), \(\Psi _h\), \(\Psi _v\) und \(\Psi _m\). Die Flussprofilfunktion für Wärme, Wasserdampf und Impuls, die je nach Stabilität der atmosphärischen Schicht variiert, \(a_v\) oder \(a_h\) ist das Verhältnis von Wirbeldiffusivität und Wirbelviskosität unter neutralen Bedingungen für Wasserdampf bzw. Wärme und k ist die von Kármán-Konstante. Die Stabilität der atmosphärischen Schicht wird aus der Obukhov-Stabilitätslänge L24 ermittelt, wie in Gleichung (1) gezeigt. (8). Die Obukhov-Länge ist positiv für eine stabile und negativ für eine instabile atmosphärische Schichtung und wird an der Grenze der neutralen Schichtung nahezu unendlich:

Dabei ist L die Stabilitätslänge in Metern, E der momentane Verdunstungsfluss (kg/m2s), H der fühlbare Wärmefluss (J/m2s) und \(T_a\) die atmosphärische Temperatur in 2 m Höhe. Wir berechnen den mittleren täglichen Feuchtigkeitsfluss von 1990 bis 2019 für jedes der ausgewählten Gitter. Die Regionen wurden mithilfe des Polygon-Shapefiles aus den Meeresgewässern der Welt für die historische und zukünftige Klimaperiode extrahiert. Für die historische Feuchtigkeitsflussanalyse erstellen wir eine mittlere repräsentative jährliche Zeitreihe des Feuchtigkeitsflusses aus 30 aufeinanderfolgenden Produktionsjahren von 1990 bis 2019. Die räumliche Mittelung der Gitter ergibt eine repräsentative tägliche Feuchtigkeitsfluss-Zeitreihe für die ausgewählten Zonen. Außerdem berechnen wir den räumlich gemittelten integrierten Feuchtigkeitsfluss für historische und zukünftige Klimaperioden für jede der ausgewählten Regionen, um den Feuchtigkeitsfluss für die ausgewählten Gebiete auf der ganzen Welt zu vergleichen. Die Tagesfelder wurden dann zu Monats- und Jahresmittelwerten gemittelt. Die spezifische Luftfeuchtigkeit und Windgeschwindigkeit wurden in täglicher Auflösung aus dem ausgewählten CMIP6-Modell abgerufen, um die prozentuale Änderung in den kommenden Jahrzehnten zu analysieren.

Die ozeanische Oberfläche, die zum durch den Einlass eingefangenen Fluss beiträgt, wird als Fluss-Fußabdruck bezeichnet, und ihre maximale Ausdehnung in Aufwindrichtung ist die Aufnahme des Flusses über die Ozeane. Sowohl der Fetch als auch der Footprint ändern sich dynamisch und nehmen mit der Höhe der Einlaufstruktur, der atmosphärischen Stabilität und der Windrichtung zu. Wir haben den Fetch und den Flux-Fußabdruck geschätzt, der mit der Spitze des Einzugsbauwerks (110 m Höhe) verbunden ist, was der maximalen Ausdehnung entspricht. Mithilfe dieser Informationen können wir abschätzen, wie weit wir vom nächstgelegenen Ufer entfernt sein müssen, um die Einzugsstruktur zu lokalisieren, um sicherzustellen, dass die Landfläche innerhalb der Grundfläche den Verdunstungsfluss nicht verringert.

Hier berechnen wir die Fußabdruckklimatologien mithilfe der Parametrisierung des von Kljun et al.26 entwickelten zweidimensionalen Fußabdruckvorhersagemodells, das den Einfluss zonaler und meridionaler Komponenten von Wind, Oberflächenrauheit und atmosphärischer Stabilität berücksichtigt. Kljun et al. etablierte die Parametrisierung basierend auf dem rückwärtsgerichteten Lagrange-Modell der stochastischen Teilchendispersion26. Diese Parametrisierung gilt für einen weiten Bereich von Stabilitätsbedingungen und Messhöhen über die gesamte planetarische Grenzschicht. Für eine Atmosphäre über Meeresoberflächen ist die Oberflächenrauheitslänge sehr klein. Die atmosphärische thermische Stabilität einer solchen Umgebung wird durch Schwankungen der Lufttemperatur stark beeinträchtigt. Das Flux-Footprint-Modell, das Stationarität über den Integrationszeitraum (Tagesauflösung) und horizontale Homogenität der Strömung annimmt, liefert zu jedem Zeitpunkt das Ausmaß des zweidimensionalen Flux-Footprints in Aufwind- und Seitenwindrichtung.

Wir haben dieses FFP-Modell als Funktion in einer Schleife in unserem Python-Code verwendet, um die Klimatologie des Flussfußabdrucks mithilfe des ERA-5-Datensatzes für jeden Tag über 30 Jahre (1990–2019) für jeden der 14 ausgewählten Standorte zu schätzen. Anschließend wurden die durchschnittlichen monatlichen Statistiken über die Höhe des Aufwinds und die Fläche des Fußabdrucks anhand der Ergebnisse der täglichen Klimatologien des Fußabdrucks berechnet. Während wir den Abruf des zweidimensionalen Flussfußabdrucks abschätzen, definieren wir einen Satz Konturen (r), um die Quellbereiche bis zu einem bestimmten Prozentsatz des Flussbeitrags abzugrenzen. Wir schätzen, dass der Aufwindeintrag 50 %, 70 % und 90 % des Beitrags des Feuchtigkeitsflusses entspricht, der von der Einfangfläche des Einlasses beobachtet wird. Wir verwenden die Obergrenze für unsere Studie als 90 %-Beitrag des Feuchtigkeitsflusses, da der Beitrag über diesen Punkt hinaus langsam abnimmt. Da es sich beim Fetch um den Abstand von der Einfangoberfläche des Einlasses handelt, nimmt dieser zu, wenn der prozentuale Beitrag zunimmt. Wir haben das „Fetch-Rose“-Diagramm73 nach den Weibull-Wahrscheinlichkeitsdichtefunktionen als grafisches Hilfsmittel verwendet, um einen prägnanten Überblick darüber zu geben, wie der Fetch für den 90-prozentigen Flussbeitrag typischerweise an den ausgewählten Standorten verteilt und ausgerichtet ist. Es beschreibt den Abstand und die Richtung, die zum am Einlass beobachteten Feuchtigkeitsfluss beitragen. Wir erhalten auch die saisonale Variation des Fluss-Fußabdrucks und zeigen die Statistiken der dynamischen Quellgebiete, die zu 90 % des vorherrschenden Flusses beitragen.

Zur Untersuchung des Upwind-Fetch- und Flux-Footprints benötigte diese Studie meteorologische Daten wie die mittlere Windgeschwindigkeit an der Oberseite der Einlassstruktur, die Grenzschichthöhe, die Monin-Obukhov-Länge, die Standardabweichung der seitlichen Geschwindigkeitsschwankungen, die Reibungsgeschwindigkeit, die Windrichtung usw die Messhöhe, die in diesem Fall die maximale Höhe der Erfassungsfläche ist. Die Windrichtung wurde anhand der zonalen und meridionalen Komponenten der Winddaten berechnet, wie in74 erwähnt. Wir nehmen die Konvention an, dass ein Nordwind 0\(^{\circ }\) ist. Der Tageswert der Standardabweichung der lateralen Geschwindigkeitsschwankungen wurde anhand der stündlichen Daten der meridionalen Windkomponente (v) aus ERA-5 berechnet. Wir haben die Grenzschichthöhendaten aus dem ERA-5 verwendet. Sie wird anhand der Bulk-Richardson-Zahlenmethode berechnet, die für konvektive und stabile Grenzschichtbedingungen geeignet ist. Gleichung (8) wird verwendet, um die Monin-Obukhov-Länge zu berechnen, die den Zustand der atmosphärischen Stabilitätsstruktur darstellt. Wir haben den Wert der Verschiebungshöhe d auf Null belassen, da es sich um die Atmosphäre über der Meeresoberfläche handelt. Die Messhöhe wird als (z − d) berechnet, wobei z = 110 m die Höhe der Oberkante der Auffangfläche des Einlaufs ist. Durch die Verwendung der Eingabedaten für das 2D-Flux-Footprint-Modell von Kljun et al.26 werden die Konturlinien im kartesischen Koordinatensystem (x und y) für den jeweiligen Prozentsatz des Footprints als Eingabe bereitgestellt. Sci-kit, eine Bildverarbeitungsbibliothek basierend auf dem Douglas-Peucker-Algorithmus, wurde verwendet, um die Haupt- und Nebenachse des Ellipsenmodells zu erhalten, das aus den Konturpunkten von x und y erstellt wurde. Die Hauptachse stellt die Entfernung in Aufwindrichtung vom installierten Einlass des Wasserdampf-Sammelsystems dar. Die in den Konturpunkten des Footprints eingeschlossene Fläche ist die Footprint-Fläche, die aus der Sci-Kit-Dokumentation stammt.

Für die Durchführung der in dieser Studie vorgestellten Analysen wurden stündliche ERA-5-Daten auf einzelnen Ebenen verwendet. Die Daten sind hier öffentlich verfügbar: http://bit.ly/3ENBxbT.

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Diese Forschung wurde von der University of Illinois, der Lovell-Professur im Department of Civil and Environmental Engineering, dem University Scholar Program im Department of Atmospheric Science und teilweise vom NSF Grant EAR-1331906 unterstützt. Die Autoren danken dem Europäischen Zentrum für mittelfristige Wettervorhersage (ECMWF) für die freie Zugänglichkeit des Reanalysis-Datensatzes. Die Autoren würdigen außerdem das ESRI-Team dafür, dass es die Shapefile-Daten über die Landgrenzen und Meeresregionen der Welt zugänglich gemacht hat. Die Autoren würdigen Dr. Leila Hernandez Rodriguez, jetzt Postdoktorandin am Lawrence Berkeley National Laboratory (LBNL) des US-Energieministeriums, für die Analyse des Flussfußabdrucks und die Konzeptualisierung des Konzepts des „Fetch Rose“-Diagramms.

Abteilung für Bau- und Umweltingenieurwesen, University of Illinois at Urbana-Champaign, Champaign, IL, USA

Afeefa Rahman & Praveen Kumar

Abteilung für Atmosphärenwissenschaften, University of Illinois at Urbana-Champaign, Champaign, IL, USA

Praveen Kumar & Francina Dominguez

Prairie Research Institute, University of Illinois at Urbana-Champaign, Champaign, IL, USA

Praveen Kumar

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Der hier vorgestellte Ansatz wurde von PK konzipiert, und die von PK und FDAR festgelegte Forschungsleitung führte die Analysen in Absprache mit PK und FDAR durch und PK verfasste das Manuskript gemeinsam in Absprache mit FD

Korrespondenz mit Praveen Kumar.

Die Autoren geben an, dass keine Interessenkonflikte bestehen.

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Nachdrucke und Genehmigungen

Rahman, A., Kumar, P. & Dominguez, F. Erhöhung der Süßwasserversorgung, um die globale Wassersicherheit in großem Maßstab nachhaltig zu gewährleisten. Sci Rep 12, 20262 (2022). https://doi.org/10.1038/s41598-022-24314-2

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Eingegangen: 04. April 2022

Angenommen: 14. November 2022

Veröffentlicht: 06. Dezember 2022

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-022-24314-2

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