Klimatologie Teil2 - Zusammenfassung Einführung in die Physische Geographie PDF

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Zusammenfassung der Sitzung ...

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Teil 2 ©Sabine Damasko

Klimatologie Strahlungsbilanz:

Die Strahlungsbilanz ist zwischen Landfläche und Meer sehr unterschiedlich. Ozeanflächen haben überall eine günstigere Strahlungsbilanz als die Kontinente auf gleicher Breite.  Meer hat eine geringere Albedo / Reflektierfähigkeit als das Festland und größere Gegenstrahlung der wasserdampfreichen Atmosphäre der Meere. (je mehr von den Ozeanen aufgenommen wird, desto weniger kann rückgestrahlt werden) Folge: Steigerung der Absorption der Strahlung und Hemmung der effektiven Strahlung .

Tagesgang der Temperatur:

Mannheimer Zeiten = täglicher Mittelwert von manuell abgelesener Temperaturwerte (4 Messwerte) Messung um 7°°, 14°° und 2mal um 21°°  Summe wird durch 4 geteilt. = wichtigstes Qualitätskriterium für weltweiten Vergleich von Temperatur Messung im Abstand von 2 m über Erdboden und am Boden, weil Erdoberfläche gewisse Rückstrahlung hat, und dadurch die tatsächliche Lufttemperatur nicht verfälscht wird. 

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Temperatur wird bei gestrichelter Linie in einer bestimmten Höhe gemessen (Kirchturm) Deshalb verzögert sich das Temperaturmaximum um ca. 1-2 Stunden, weil es länger dauert, bis die Luft sich erwärmt. (Im Gegensatz zum Boden) Gestrichelte Linie (Kirchturm – Höhe) : - weniger stark ausgeprägte Amplitude - Maximum nicht so ausgeprägt  kurz nach Sonnenhöchststand  dauert ja, bis sich die Erwärmung vom Boden bis zur Höhe durchsetzt. - Minimum der Temperatur fällt nicht unter der „durchgezogenen“ Linie.  Luft kühlt nicht so schnell aus.

Temperatur- und Niederschlagsdiagramm von Sao Paulo:

Temperaturverteilung auf der Erde in 2 extrem Monaten (Januar und Juli):

Horizontale Temperaturverteilung abhängig von     

Breitenlage Land- oder Meerfläche Meeresströmungen Drehung der Erdachse Luftmassen und Winde

Mittlere Lufttemperaturen auf beiden Halbkugeln nehmen von den niedrigeren zu den höheren Breitengraden ab.  Winter stärker als Sommer. Südhalbkugel: Sowohl im Winter als auch im Sommer stärkeres Temperaturgefälle (von Äquator zum Pol).

Verhältnis von jahres- und tageszeitlichen Temperaturschwankungen auf der Erde:

Einteilung in Tages- und Jahreszeitenklima. Mittelteil (durch rote Markierung gekennzeichnet)  Tageszeitenklima. Übergang = rote Linien = Tageszeitenklima = Jahreszeitenklima Je weiter man sich von Linie weg bewegt desto ausgeprägter ist das Klima! (Die Schwankung zwischen Jahres- und Tageszeitenklima) 

Potenzielle Klausuraufgabe

Klimadiagramme:

Achtung: als erstes die x und y Achsen betrachten! Jahreszeitenklima = Die mittleren Temperaturschwankungen über die Monate hinweg sind größer als die am Tag.  mindestens 1 Temperaturmaximum erkennbar!! Tageszeitenklima = tägliche Temperaturschwankungen größer als die jährlichen  gleichmäßiger Temperaturverlauf Thermoisoplethendiagramm: Thermoisoplethen = Linien, welche die Punkte gleicher Temperatur, in einem raumzeitlichen Rater miteinander verbinden = Isolinien 

Ablesung von Jahres- und Tagesgang der Temperatur möglich

Grundlage: mittlere Stundentemperatur des gesamten Tages, das 24 mal am Tag, jeden Tag des Jahres. Tageszeitenklima  Kennzeichen: liegende 8  elipsen Form  Sonne 2mal im Zenit  paralleler Verlauf (horizontal) der Isolinien Schwankung im Jahresverlauf sehr gering, im Tagesverlauf sehr groß. Jahreszeitenklima Kennzeichen: Isolinien vertikal, paralleler Verlauf zur Tageszeiten  Tagesamplitude gering, Jahreszeitentemperaturamplitude hoch Je dichter die Linien, desto stärker ist die Schwankung der Jahres- und Tageszeitentemperatur.

Höhengradient der Lufttemperatur:

Zu a): - je höher die Temperatur desto niedriger die Temperatur  Temperaturgefälle (1°C/100m) über das ganze Jahr hinweg. - Temperaturschwankung immer die gleiche, weil die Ausgangstemperatur auch immer gleich ist! Zu b): - Jahreszeitenklima: - Abnahme die Gleiche, Unterschied ist nur die Ausgangstemperatur.

Wasserkreislauf: (muss ich zeichnen können!)

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Größter Teil des H2O in Form von Salzwasser (97%) unnütz für Menschen Natur macht aus Salzwasser Süßwasser Rest: Eiskappen auf Gletscher, Grönland, Nordkanada, Antarktika In Atmosphäre: H2O Anteil sehr gering: Anteil ist unterschiedlich von Zeit und Ort Wenn man aber Niederschläge misst, kommt ein Mittelwert von 970mm/Jahr raus (=Weltniederschlagsdurchschnitt)  Menge kann nicht in Atmosphäre gebunden sein In Atmosphäre ~15000 km3  müssen immer wieder durch Abregnen ersetzt werden.  H2O in Boden  sickert ein  Grundwasser  verdunstet  Rückfluss H2O recycelt sich selbst  alle 10 Tage erneuert sich jeder Wassertropfen Verdunstung wird angetrieben durch die Erwärmung  H2O in allen 3 Aggregatszuständen möglich

Schema der Relation von Evaporation und Transpiration:

Verdunstung = Evapotranspiration = Gesamtverdunstung = Evaporation + Transpiration Evapotranspiration wird nie ganz null!! Sättigungsfeuchte in Abhängigkeit von der Lufttemperatur:

Sättigungskurve = max. Menge von H2O die Luft bei einer bestimmten Temperatur aufnehmen kann.  Temperaturabhängig + exponentieller Anstieg  Erhöhung um 10°C  Verdopplung der Menge der Wasserdampf die die Luft speichern kann. Messung des Wasserdampfgehalts in der Atmosphäre : Absolute Feuchte: g Wasser / m3 Luft relative Feuchte:  absolute Feuchte in % des max. möglichen Wasserdampfgehaltes  Verhältnis von der in der Luft enthaltenden Feuchtigkeit zu dem Wert in der Kurve  Abhängig von: - Temperatur - Wasserangebot - Zuströmen von feuchter oder trockener Luftmassen.  Spezifische Feuchte: g Wasser /kg Luft  Bsp.: Bei 20°C können maximal 14,4 g enthalten sein  real: 7,2 g 7,2 : 14,4 x 100  % Gleiche Menge auf 10 °C abkühlen  max.Feuchte 7,6g  real. Feuchte 7,2 g  7,2 : 7,6  weit über 90 %  Bei Veränderung der H20 Temperatur sind extreme Schwankungen der Feuchte möglich!  Bsp.: Bei 0°C  max. 3,8g  real. 7,2g  7,2 : 3,8  zu viel Wolkenbildung / Tau  zu viel Feuchte muss abgegeben werden!  ...