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1 Tutorium Physische Geographie Sitzung 2 Mittwoch 15.45- 17.15 Uhr Claudia Weitnauer.

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Präsentation zum Thema: "1 Tutorium Physische Geographie Sitzung 2 Mittwoch 15.45- 17.15 Uhr Claudia Weitnauer."—  Präsentation transkript:

1 1 Tutorium Physische Geographie Sitzung 2 Mittwoch Uhr Claudia Weitnauer

2 2 Wiederholung Separative Klimatologie 1. Klimaelemente 2. Horizontale Luftbewegung 3. Vertikale Luftbewegung 4. Niederschlag 5. Wolken

3 3 Klimaelemente  Physikalisch messbare Elemente in der Atmosphäre Lufttemperatur Lufttemperatur Luftdruck Luftdruck Luftfeuchtigkeit Luftfeuchtigkeit Verdunstung Verdunstung Wind Wind Niederschlag Niederschlag

4 4 Lufttemperatur Temperatur der bodennahen Atmosphäre, die nicht Sonnenstrahlung, Bodenwärme, Wärmeleitung (z.B. des Bodens) beeinflusst ist Temperatur der bodennahen Atmosphäre, die nicht Sonnenstrahlung, Bodenwärme, Wärmeleitung (z.B. des Bodens) beeinflusst ist Messung in 2m Höhe im Schatten Messung in 2m Höhe im Schatten Maßeinheiten Kelvin bzw. Celsius Maßeinheiten Kelvin bzw. Celsius Bestimmung des Tagesmittel der Lufttemperatur durch Mannheimer Stunden Bestimmung des Tagesmittel der Lufttemperatur durch Mannheimer Stunden

5 5 Luftdruck Kraft, die die Atmosphäre innerhalb eines bestimmten Niveaus pro Fläche ausübt Kraft, die die Atmosphäre innerhalb eines bestimmten Niveaus pro Fläche ausübt Masseinheit: hPa Masseinheit: hPa Durchschnittlicher Bodenluftdruck auf Meereshöhenniveau: 1013 hPa Durchschnittlicher Bodenluftdruck auf Meereshöhenniveau: 1013 hPa Luftdichte nimmt mit zunehmender Höhe ab Luftdichte nimmt mit zunehmender Höhe ab

6 6 Luftfeuchtigkeit Anteil des Wasserdampfs am Luftgemisch Anteil des Wasserdampfs am Luftgemisch Wichtigste Feuchtemaße: Wichtigste Feuchtemaße: Dampfdruck e, Taupunkttemperatur π, Sättigungsdefizit, relative und absolute Luftfeuchtigkeit, spezifische Feuchte, Feuchttemperatur

7 7 Verdunstung Verdunstung ist abhängig von: Verfügbare Strahlungsenergie Verfügbare Strahlungsenergie Wassertemperatur Wassertemperatur Lufttemperatur Lufttemperatur Sättigungsdefizit Sättigungsdefizit Windgeschwindigkeit Windgeschwindigkeit Erdoberflächenbeschaffenheit Erdoberflächenbeschaffenheit Vertikaler Temperaturgradient Vertikaler Temperaturgradient Vertikaler Dampfdruckgradient Vertikaler Dampfdruckgradient

8 8 Humidität und Aridität Abgrenzungen: Zahlreiche empirische Abgrenzungen (siehe Tabelle Vorlesung) Zahlreiche empirische Abgrenzungen (siehe Tabelle Vorlesung) Klimatische Wasserbilanz Klimatische Wasserbilanz W k = N – pV = 0 Strahlungstrockenheitsindex nach Budyko Strahlungstrockenheitsindex nach Budyko I< 1  humid I 1-2  arid I > 2  vollarid

9 9 Horizontale Luftbewegung Entstehen durch horizontale Luftdruckunterschiede  lösen einen Wind aus Entstehen durch horizontale Luftdruckunterschiede  lösen einen Wind aus Windvektor zweidimensional, durch Richtung und Geschwindigkeit gekennzeichnet; wird nach der Richtung bezeichnet aus der er kommt Windvektor zweidimensional, durch Richtung und Geschwindigkeit gekennzeichnet; wird nach der Richtung bezeichnet aus der er kommt Luftdrucktypen: Luftdrucktypen: Hochdruck: Gebiete relativ hohen Luftdrucks Tiefdruck: Gebiete relativ tiefen Drucks

10 10 Horizontale Luftbewegung 1. Kleinräumig: Kein Einfluss der Erdrotation bemerkbar Kein Einfluss der Erdrotation bemerkbar Direkte thermische Ausgleichszirkulation Direkte thermische Ausgleichszirkulation Z.B. Land- See- Windsystem, Berg- Talwind- System, urbane Flurwinde Z.B. Land- See- Windsystem, Berg- Talwind- System, urbane Flurwinde 2. Großräumig Einfluss der Erdrotation muss berücksichtigt werden Einfluss der Erdrotation muss berücksichtigt werden Geostrophischer Wind (ohne Reibungseinfluss) Geostrophischer Wind (ohne Reibungseinfluss) Geotriptischer Wind (mit Reibungseinfluss) Geotriptischer Wind (mit Reibungseinfluss)

11 11 Horizontale Luftbewegung Großräumige Luftbewegung: Einfluss der Erdrotation: Winkelgeschwindigkeit: Winkelgeschwindigkeit: ω= 2π/ 1 α Mitführungsgeschwindigkeit: Mitführungsgeschwindigkeit: v φ = ω* R * cos φ R= Erdradius; φ= geograph. Breite φ=0  Maximum am Äquator φ= 90°  Minimum an den Polen

12 12 Horizontale Luftbewegung Rechtsablenkung auf der NHK und Linksablenkung auf der SHK aufgrund verschiedener Mitführungsgeschwindigkeiten Rechtsablenkung auf der NHK und Linksablenkung auf der SHK aufgrund verschiedener Mitführungsgeschwindigkeiten Trägheit: zeitverzögerte Anpassung an die Mitführungsgeschwindigkeit Trägheit: zeitverzögerte Anpassung an die Mitführungsgeschwindigkeit Coriolisbeschleunigung: Coriolisbeschleunigung: C= 2ω* sinφ*v v= Windgeschwindigkeit (velocity)  nimmt mit zunehmender Breite und Windgeschwindigkeit zu, d.h. am Äquator=0

13 13 Horizontale Luftbewegung Entstehung des geostrophischen Windes: am Äquator dominiert Gradientkraft, d.h. auf der NHK Nordwind und auf der SHK Südwind am Äquator dominiert Gradientkraft, d.h. auf der NHK Nordwind und auf der SHK Südwind Zunehmende Breite= größere Corioliskraft  Ablenkung nach Osten Zunehmende Breite= größere Corioliskraft  Ablenkung nach Osten Im Bereich der Frontalzone C=G, Westwind, der isobarenparallel verläuft Im Bereich der Frontalzone C=G, Westwind, der isobarenparallel verläuft

14 14 Horizontale Luftbewegung Entstehung von geotriptischem Wind: Einfluss der Reibung Einfluss der Reibung Reibung bremst Luftpakete Reibung bremst Luftpakete Reibung immer entgegengesetzt zur Bewegungsrichtung; spielt v.a. in der Peplosphäre eine Rolle Reibung immer entgegengesetzt zur Bewegungsrichtung; spielt v.a. in der Peplosphäre eine Rolle Ablenkung in Richtung der Gradientkraft, d.h. zum tiefen Druck hin Ablenkung in Richtung der Gradientkraft, d.h. zum tiefen Druck hin

15 15 Horizontale Luftbewegung Hochdruckgebiete: Massendivergenz (Ausströmen von Luft) Hochdruckgebiete: Massendivergenz (Ausströmen von Luft) Tiefdruckgebiete: Massenkonvergenz (Einströmen von Luft) Tiefdruckgebiete: Massenkonvergenz (Einströmen von Luft) Hoch: antizyklonale Rotation (auf NHK: im Uhrzeigersinn; auf SHK: im Uhrzeigersinn, divergentes Ausströmen in Bodennähe Hoch: antizyklonale Rotation (auf NHK: im Uhrzeigersinn; auf SHK: im Uhrzeigersinn, divergentes Ausströmen in Bodennähe Tief: zyklonale Rotation, konvergentes Einströmen in Bodennähe Tief: zyklonale Rotation, konvergentes Einströmen in Bodennähe

16 16 Vertikale Luftbewegung Adiabatisch: Luftpaket, dass in einer Luftmasse aufsteigt ohne Energie von außen aufzunehmen oder abzugeben; kein Mischungsprozess Luftpaket, dass in einer Luftmasse aufsteigt ohne Energie von außen aufzunehmen oder abzugeben; kein MischungsprozessTrockenadiabatisch: Temperaturgradient: 1°C/100m Temperaturgradient: 1°C/100mFeuchtadiabatisch: Temperaturgardient: Temperaturgardient:0,5-0,7°/100m

17 17 Vertikale Luftbewegung Ursachen: 1. Orographisch erzwungen 2. Verwirbelung einer Strömung: Konfluenz, Diffluenz, horizontale oder vertikale Scherung 3. Katabatischer Kaltluftabfluss 4. Advektion unterschiedlich temperierter Luftmassen Aufgleitbewegung Aufgleitbewegung Erzwungener Aufstieg Erzwungener Aufstieg 5. Konvergenzen und Divergenzen 6. Labile Schichtung

18 18 Vertikale Luftbewegung Stabile Schichtung: Keine vertikale Durchmischung Keine vertikale Durchmischung Luftpaket wird zum Aufstieg bewegt, geht aber in Ausgangsposition zurück Luftpaket wird zum Aufstieg bewegt, geht aber in Ausgangsposition zurück Luftpaket, das kälter ist als seine Umgebungsluft wird zum Aufstieg gezwungen (z.B. mechanische Turbulenz)  kühler und dichter als Umgebungsluft  hat das Bestreben wieder in Ausgangsposition zurückzukehren Luftpaket, das kälter ist als seine Umgebungsluft wird zum Aufstieg gezwungen (z.B. mechanische Turbulenz)  kühler und dichter als Umgebungsluft  hat das Bestreben wieder in Ausgangsposition zurückzukehren

19 19 Vertikale Luftbewegung Labile Schichtung: Luftpaket wird durch Kräte zum Ausstieg bewegt, ist wärmer als Umgebung, geringere Dichte, spezif. Leichter  steigt weiter auf Luftpaket wird durch Kräte zum Ausstieg bewegt, ist wärmer als Umgebung, geringere Dichte, spezif. Leichter  steigt weiter auf

20 20 Vertikale Luftbewegung Konvektion: vertikalen Aufstieg von Luft vertikalen Aufstieg von LuftAdvektion: horizontalen Aufgleiten von wärmerer Luft auf kältere Luft horizontalen Aufgleiten von wärmerer Luft auf kältere Luft

21 21 Vertikale Luftbewegung Konvektion- Ursachen: Labile Schichtung (Aufheizen einer Unterlage, Kaltluftadvektion in der Höhe) Labile Schichtung (Aufheizen einer Unterlage, Kaltluftadvektion in der Höhe) Kaltfront- Einbruch Kaltfront- Einbruch Vergenzen im horizontalen Strömungsfeld Vergenzen im horizontalen Strömungsfeld  In den Tropen dominiert NS- Bildung durch Konvektion (auch Advektion)  In den Außertropen dominiert frontal- zyklonale NS- Bildung (beinhaltet auch Advektion und Konvektion)

22 22 Wolken Wolkenklassifikationen: Nach Wolkenstockwerken (hohe, mittelhohe, tiefe) Nach Wolkenstockwerken (hohe, mittelhohe, tiefe) Nach physikal. Zusammensetzung (Wasser-, Eis-, Mischwolken) Nach physikal. Zusammensetzung (Wasser-, Eis-, Mischwolken) Nach der Genese (Konvektionswolken, Aufgleitwolken, Ausstrahlungswolken) Nach der Genese (Konvektionswolken, Aufgleitwolken, Ausstrahlungswolken) Wolkengattungen: unterschiedliche vertikale Erstreckung

23 23 Niederschlag Bildung durch Koagulation: Vorwiegend in den Tropen Vorwiegend in den Tropen Zusammenballung kleiner Wassertropfen beim Tröpfchenwachstum Zusammenballung kleiner Wassertropfen beim TröpfchenwachstumSublimationswachstum: Bildung von Schneekristallen durch verzweigtes Ankristallisieren von unterkühlten Wassertröpfchen an Eiskristallen (ab bestimmter Größenordnung Übergang zu Graupel und Schneeflocken) Bildung von Schneekristallen durch verzweigtes Ankristallisieren von unterkühlten Wassertröpfchen an Eiskristallen (ab bestimmter Größenordnung Übergang zu Graupel und Schneeflocken) Sog. Bergeron- Findeisen- Prozess Sog. Bergeron- Findeisen- Prozess

24 24 Niederschlag Haupttypen: (Land-) Regen (Land-) Regen Schauer (niederschlag) Schauer (niederschlag)

25 25 Vielen Dank für die Aufmerksamkeit!


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