1 KLIMATOLOGI

NATURGEOGRAFI

KLIMATOLOGI

af Otto Leholt ver.3.1 marts 2005

INDHOLDSFORTEGNELSE:

INDLEDNING : ..................................... 2

ATMOSFÆREN .................................... 2 JORDEN I SOLSYSTEMET ............................ 2 INDSTRÅLINGEN .................................... 3 TRUSLEN FRA RUMMET ............................. 5 ATMOSFÆRENS HISTORIE ........................... 5 ATMOSFÆRENS OPBYGNING......................... 6 STRÅLINGSBALANCEN............................... 7 TEMPERATUR ...................................... 8

LUFTTRYK OG VINDE. ........................... 9 TERMISKE LUFTTRYK:......................... 10 DET GLOBALE VINDSYSTEM. ................. 10

HYDROSFÆREN..................................14 VANDETS KREDSLØB ............................... 14 FORDAMPNING .................................... 15 AFSTRØMNING .................................... 16 LUFTFUGTIGHED .................................. 17 NEDBØRSDANNELSE ............................... 19 STIGNINGSREGN OG FØHNVINDE ................... 19 NEDBØRSFORDELING .............................. 21 MONSUNREGN..................................... 21

KLIMA- OG PLANTEBÆLTER...................23 HYDROTERMFIGURER.............................. 24 BIOKLIMAET....................................... 24

Se også Noter til geografi på www.frberg-hf.dk/fagene/otto-geo/ hvor du også kan downloade denne tekst

2 KLIMATOLOGI

INDLEDNING : Ordet "klima" er græsk, og betyder "hæld-ning", her jordens hældning om sin egen omdrejningsakse. Hermed er allerede an-givet at jordens hældning har afgørende betydning for klimaforholdene på de for-skellige breddegrader. Når vi taler om klima, er det noget andet end det dagligdags ord ‘vejret’. Med vej-ret mener vi hvordan temperatur, ned-børsforhold, vind osv. opleves på et be-stemt sted på et givent tidspunkt. Et om-rådes klima, er derimod defineret ved de gennemsnitlige temperaturer over en 30 årig periode. Klimaet er en del af de naturlige livsbetin-gelser livet er underlagt. Alt levende liv på jorden er betinget af lys og varmestråling fra solen. Solen er jordens livgivende ener-gikilde, men uden jordens tynde atmosfæ-re ville livet i dets nuværende form ikke være muligt. Som en tynd skal omkring jorden, beskytter atmosfæren os fra døde-lige stråler fra rummet og verdensrummets kulde. I atmosfærens nederste lag udspil-ler sig de vejrfænomener, som skaber de forskellige klimaforhold på jorden, og dermed de fysiske betingelser for livet i alle dets jordiske varianter. Klimaet, forstået som temperatur og ned-børsforhold, bestemmer således en vigtig del af de naturgivne forudsætninger for plantevæksten, dyrelivet og menneskets aktiviteter i et givent område. I forhold til mennesket er klimaet først og fremmest afgørende for hvilken former for landbrug og husdyrhold som kan praktise-res i de enkelte klimazoner. Dette betyder dog ikke at klimaet alene bestemmer hvor-dan landbruget er udformet i et bestemt område. Ud over klimaet spiller historie, tradition, økonomiske, sociale og politiske forhold en ligeså vigtig rolle for landbru-gets struktur og udviklingsniveau. I klimatologien skal I få en forståelse for det globale klimasystems funktion, og hermed kunne forklare de overordnede variationer i klimaet , dvs. temperatur og nedbørsfordelingen, samt hvilken betyd-ning dette har for plantevæksten.

Atmosfæren I det følgende afsnit skal vi alene se på de globa-le variationer i temperaturforholdene, som kan forklares udfra jorden kugleform, jorden hæld-ning om egen akse og dens bane omkring solen.

Jorden i solsystemet Livet på jorden er betinget af jordens relative nærhed til Solen. I sammenligning med andre stjerner er solen, trods et tværsnit på godt 1.4 mio. km., meget lille. men tilgengæld dejlig varm, med en overfladetemperatur på ca. 6000 °C og flere mio.° C i dens indre. Alle legemer udsender energi i form af elektro-magnetisk stråling. Denne stråling vil oftest være langbølget varmestråling . Men jo varmere le-gemet er, jo mere stråling udsendes der, og jo mere af strålingen vil da være kortbølget (se s. 8) På grund af solens høje overfladetemperatur udsendes således både lysstråler (kortbølget stråling) og varmestråling (langbølget stråling). Med den voksende afstand fra solen svækkes begge former for stråling, pga. af spredningen i universet, men da jorden ‘kun’ befinder sig ca. 150 mio. km fra solen, modtager vi en betydelig varme og lysstråling fra solen. Jorden udgør sammen med Merkur, Venus og Mars, de fire solnære planeter. Nærmest solen er Merkur i en afstand af ca. 58 mio. km, heref-ter Venus (108 mio. km) Jorden i 150 mio. km afstand og endelig Mars i en afstand på ca. 227 mio. km. Disse solnære planeter modtager derfor en betydelig varmestråling fra solen. Solsyste-mets øvrige planeter, er dels langt større (eks. Jupiter) end de små solnære planeter , men også betydeligt længere borte, med Saturn som den tætteste ( 1.4 mia. km) og den yderste planet Pluto er hele 6 mia. km fra solen. Mens der i verdensrummet er en konstant tempe-ratur på minus 273°C (det absolutte nulpunkt), ligger jorden altså tæt nok på solen til at vi har en global gennemsnitstemperatur på ca. 15 ° C. Hertil kommer det meget praktiske faktum at jorden drejer rundt om sin egen akse i løbet af kun 24 timer, hvorved solvarmen fordeles over hele jorden. I modsætning hertil kan det nævnes at et døgn på Venus varer 243 dage (!) med dag-temperaturer på ca. 400° C. Så alt i alt er jorden nok det bedste sted i ver-den.

3 KLIMATOLOGI Indstrålingen Temperaturforholdene på jorden er - som alle ved - meget forskellige. Fra de dam-pende varme ækvatoriale områder, til de iskolde og dybfrosne polare områder. Det-te kan alene forklares med jorden kugle-form. P.g.a. solens størrelse og afstand fra jor-den, kan solens stråler opfattes som paral-lelle stråler. Men indstrålingsvinklen - eller solhøjden - falder jo længere væk vi kom-mer fra ækvator. Som vist i fig. 1, bety-der dette at på de højere breddegrader skal det samme strålebundt opvarme et større overfladeareal end på de lavere Breddegrader. Fig. 1 Solens indstrålingsvinkel

Den største indstråling ( eller insolation) findes når solen står i en vinkel på 90° med jordover-fladen. Man siger da at solen står i zenit, eller at indstrålingsvinklen er 90 °. Sagt på en anden måde modtager de ækvatoriale områder langt større energimængder fra solen, end de end vi gør på de højere breddegrader. Hertil kommer at solstrålingens vej gennem atmosfæren bliver længere på de højere breddegrader , hvorved atmosfærens refleksion og absorption af solstrå-lingen øges (herom senere). Eksempel : hvis du lader en lampe lyse lige ind på en væg (90 ° ) vil du med hånden kunne mærke at væ-gen opvarmes - hvis du nu lader lampen lyse skråt ind på væggen vil du ikke kunne mærke opvarmningen - lampen skal nu opvarme et stør-re areal. Men som enhver ved ændrer solhøjden / indstrå-lingsvinklen sig igennem året - og dermed også temperaturen. Dette skyldes at jorden hælder om sin egen omdrejningsakse. Omdrejningsaksen ( nord-sydpolen) vil altid pege i den samme ret-ning, nemlig imod Nordstjernen. Jordaksens hældning er konstant på 66 ½ ° i forhold til jor-dens omdrejningsplan rundt om solen. Derfor vil solhøjden (indstrålingsvinklen) ændres året igen-nem, i takt med jorden bane rundt om solen. Fig 2 viser jordens hældning i forhold til solen på fire tidspunkter af året. Fig. 2 : Jordens bane omkring Solen

De fire årstider som følger af jordens bane omkring solen, kan beskrives såle-des - set fra den nordlige halvkugle :

4 KLIMATOLOGI • Sommer - Ved sommersolhverv (21. juni)

er der indstrålings maksimum ved 23 1/2° N, dvs. den nordlige vendekreds ( Kreb-sens). Vi siger, at solen står i zenit. Vi får da årets længste dag og korteste nat. Samtidigt vil der nord for Polarcirklen (66 ½° N) være midnatssol - idet solen skinner indover nordpolen. Omvendt på den sydli-ge halvkugle. Her vil området syd for den sydlige polarcirkel (66 ½° S) henlægge i mørke døgnet rundt. Vendekredsene af-grænser således det område omkring Ækvator, hvor solen altid på et givet tids-punkt og sted, vil stå i zenit.

• Efterår - Ved efterårsjævndøgn (23. sep-

tember) står solen i zenit lige over Ækva-tor. Dag og nat er lige lange på denne dag. Herefter bliver dagene kortere og nætter-ne længere på den nordlige halvkugle, og omvendt på den sydlige halvkugle.

• Vinter - Ved vintersolhverv (22. decem-

ber) slutter ‘solens vandring’ mod syd, idet solen nu står i zenit over den sydlige vendekreds (Stenbukkens) ved 23 ½ ° S. Herefter ‘bevæger solen’ sig igen op mod ækvator og

• Forår - ved forårsjævndøgn (20. marts)

står solen igen i zenit over ækvator. Dag og nat er lige lange, og frem til sommer-solhverv vil dagene blive længere og næt-terne kortere på den nordlige halvkugle.

Da solen kan siges at ‘vandre’ frem og tilbage mellem de to vendekredse, vil indstrålingen og dermed temperaturene generelt være størst i dette område. Dette fremgår også af nedenstående fig.3. fig. 3 Solstråling pr m2 overflade efter årstid og breddegrad

Af ovenstående følger også at de årlige tem-peratur udsving er mindst i de ækvatoriale områder, hvorfor man her ikke skelner mel-lem årstider som vinter og sommer. På de hø-jere breddegrader øges temperaturforskellen i årets løb, hvilket resulterer i de markant vekslende årstider. En række andre forhold som ; højden over havet, nærhed til vand / hav, skydække, vinde og havstrømme mv. vil tillige have be-tydelig indflydelse på de lokale temperaturer. Dette vender vi tilbage til senere. Opsummering : Jordens kugleform gør at insolationen ( dvs. energimængden pr arealenhed ) er størst i området omkring Ækvator. Pga. jordens hældning vil indstrålingen varie-re i takt med at jorden tilbagelægger sin bane omkring solen. Resultatet er - på de højere breddegrader - de markant skiftende årstider. OPGAVER : • Gør dig klart hvilke lande vendekredsene

og polarcirklerne krydser ? • Beregn solhøjden (indstrålingsvinklen) på

følgende breddegrader og tidspunkter : 0 ° henholdsvis d. 21. Juni og den 22.dec. 23 ½ ° S d. 20. Marts og d. 23. Sept ?

Solhøjden kan beregnes således : Solhøjden = 90° minus stedets breddegrad +/- solens vinkelafstand fra ækvator (° br) • Prøv udfra oplysningerne i fig. 4 at bereg-

ne solhøjden ( indstrålingvinklen) i Dan-mark (56°N) til hver af de fire tidspunkter ? Spørg evt. jeres matematik lærer om hjælp

Kilde : W.Dansgaard : ‘Klima, vejr og menneske’, s.12

5 KLIMATOLOGI JORDENS ATMOSFÆRE Man kan nogle gange høre taleformen: “ Det var det rene luft”, om noget som op-leves som tomt eller ligegyldigt. Dette er egentlig helt misvisende. For i det fysiske miljø som danner grundlag for livet, er der ingen anden enkelt faktor som har så alt-afgørende betydning som ‘den rene luft’: atmosfæren. På jordens vandring rundt om solen, befin-der vi os i et iskoldt og næsten absolut tomt rum. Men pga. den tyngdekraft som jordens masse udøver, fastholdes en lang række livsvigtige luftarter i et ganske tyndt lag omkring jorden. Dette er jordens atmosfære. Det er under denne tynde skal af ‘luft’ at alle livsprocesser udfolder sig. Derfor, og da netop alle de væsentlig kli-ma- og vejrprocesser udspiller sig i atmo-sfæren, skal atmosfærens sammensætning kort beskrives i det følgende.

Truslen fra rummet Der er egentlig megen realitet i science-fiction filmens historier om truslen fra rummet. Fra solen og millioner af andre stjerner bombarderes jorden konstant med forskellige former for stråling: gamma-, røntgen- og kosmisk stråling og ikke mindst solens ultraviolette stråling, som er livsfar-lig for planter, dyr og mennesker. Hertil kommer en regn af faste partikler, de fle-ste støvkorn, men også større partikler som meteorer og endnu større meteorit-ter. Men atmosfæren udgør et skjold som beskytter os imod den skadelige stråling såvel som størstedelen af de faste partik-ler. Størstedelen af solens skadelige ultravio-lette stråling (uv-) bliver absorberet i ozonlaget, som findes i ca. 30- 60 km høj-de. I de senere år har man ved målinger over polerne konstateret huller i det be-skyttende ozonlag, hvorved en større del af den skadelige uv-stråling trænger ned til jordoverfladen. Disse ozonhuller er for-mentlig skabt pga. menneskets anvendelse af kunstigt fremstillede luftarter som bl.a. freon, som anvendes i spraydåser, plast isoleringsmaterialer og køleanlæg. Dette har blandt andet ført til et forbud mod anvendelse af freon i spraydåser. I rummet mellem Mars og Jupiter befinder

sig det såkaldte Asteroidebælte. Her kredser millioner af faste partikler - en slags ‘krummer’ fra solsystemets skabelse. Partiklerne har stør-relse fra støvkorn til klippeblokke så store som England! Endnu har ingen af de sidstnævnte ramt jorden, men en regn af støvkorn trækkes ind i jordens atmosfære hvor de, pga. af gnidnings-modstanden fra luftmolekylerne, brænder op. De lidt større partikler, meteorer på størrelse med grus og småsten, brænder ligeledes op i at-mosfæren, og kan ses som stjerneskud. Større partikler, kaldes meteoritter, og har en størrel-se (f.eks. som en fodbold eller større..) så de ikke når at brænde op i atmosfæren. I dag reg-nes det for meget sandsynligt at netop kæmpe meteorit nedslag, var årsagen til dinosaurernes pludselige uddøen for ca. 65 mio. år siden. En række større meteoritter befinder sig i baner hvor de passerer tæt forbi jorden. Der har i den forbindelse været forslag fremme om at anvende atomvåben til at beskyde disse meteoritter, for at ændre deres mulige kollisionskurs mod jorden!

Atmosfærens historie Samtidigt med at atmosfæren er forudsætningen for livet på jorden, er atmosfæren i dens nuvæ-rende sammensætning, selv et resultat af livet. I de første ca. 100 mio. år efter jorden dannelse, for 4.6 mia. år siden, var jorden glødende. Fra den glødende overflade, og det samtidige bom-barderet af meteoritter blev omgivelser tilført en række gasser eller luftarter, først og frem-mest metan, ammoniak, kvælstof (N2) og vand-damp (H20), men kun meget ringe mængder af ilt. På grund af jordens tyngdekraft blev disse gasser fastholdt i de nedre luftlag, mens kun de lettere gasser ( bl.a helium ) slap ud i verdens-rummet. Med jordoverfladens afkøling dannedes den faste skorpe som kontinenterne i dag udgør. Efter ca. 5-600 mio. år var afkølingen så fremskreden, at vanddampen i luften fortættes og blev til jor-dens oceaner. Men fortsat var atmosfæren uden ilt (02) som er betingelsen for det liv vi kender. I disse oceaner opstod de første primitive former for organisk liv, i form af bakterier og alger for ca. 3 mia. år siden. I de næste to mia. år udvik-ledes plantelivet først i havet senere på landjor-den. Plantevæksten landgang blev først mulig da atmosfærens ozonlag - som jo beskyttede mod uv-strålingen - var færdig udviklet for ca. 400 mio. år siden. Med plantevækstens udvikling blev der gennem planternes fotosyntese produceret ilt til atmosfæren. Hermed begyndte atmosfæ-ren at få den sammensætning som var betingel-

6 KLIMATOLOGI sen for udviklingen af et højere dyreliv.

Atmosfærens opbygning Atmosfæren nuværende sammensætning er som vi har set et resultat af dels de tid-lige tiders geologiske aktiviteter og dels plantelivets udvikling. Atmosfærens sam-mensætning - i tør luft og her angivet i rumfangsprocent) er som følger:

• kvælstof 78 % (N) • ilt 21 % (02 ) • argon 0.9 % • kuldioxid 0.035 % (C02)

Herudover findes en lang række andre stoffer i meget små mængder. Vigtigst er her vanddampindholdet, som vil variere med luftens temperatur. Den sidste - men som vi skal se ikke uvæsentlige - % del be-står af bl.a. kuldioxid (CO2). Herudover indeholder atmosfæren svævende støv- partikler og saltkrystaller. Disse partikler spiller en vigtig rolle for nedbørsdannel-sen, idet de fungerer som kondensations-kerner, hvorom vanddampen kan fortættes og blive til regndråber. I atmosfærens nederste lag; Troposfæren udspiller sig alle de vejrprocesser som be-stemmer de klimatiske forhold som det levende liv er underlagt. Troposfæren ud-gør ca. 80 % af hele atmosfærens samlede masse på ca. 5000 billioner tons (!), og er altså vejrets og livets sfære. Troposfærens øverste grænse kaldes tropopausen og befinder sig i varierende højder, afhængig at temperaturforholdene det pågældende sted. Ved ækvator ligger tropopausen så-ledes i ca. 18 km højde, over Danmark i 12-14 km og ved polerne i ca. 8 km højde. Op gennem troposfæren er lufttrykket og temperaturen faldene. Temperaturfaldet er 0.65 grader pr. 100 m , og ved tropo-sfærens ydergrænse er temperaturen fal-det til ca. - 60 grader. Over troposfæren finder vi stratosfæren som er ca 40 km tyk. I stratosfærens nedre del er temperaturen konstant -56° C, men stiger op gennem stratosfæren og kan nå op på + 80° C. I stratosfæren befinder ozonlaget sig, som absorberer hovedparten af solens uv-stråling. Herefter følger mesosfæren i 50-80 km højde. Temperaturen synker her til mere end -

90°C, og atmosfæren er stadig så tæt at meteo-rer brænder op under passagen. I termosfæren spaltes iltmolokyler af solens ultraviolette strå-ler, hvorved der frigøres varme. Dagtemperatu-rerne kan her overstige 800° C og samtidigt dan-nes her et elektrisk ledende lag kaldet Ionosfæ-ren. Ionosfæren reflekterer radiobølger fra jorden og gør det således muligt for os at sende radiosigna-ler rundt om jorden. Atmosfærens yderste lag udgøres af exosfæren, som strækker sig fra ca. 6-700 km til flere tusind kilometers højde. Luften er her ekstrem tynd og består hovedsagelig af helium og brint. I 30.000 km højde er jordens tyngdekraft ikke længere istand til at fastholde luftmolekylerne, som her-fra forsvinder ud i det interplanetariske rum. Sammenfattende kan vi fastslå at : Hovedparten af atmosfærens masse befinder sig, pga. jordens tyngdekraft, i et ganske tyndt lag rundt om jorden, nemlig i troposfæren. Op gen-nem troposfæren falder lufttrykket og dermed temperaturen. Allerede i 5 km højde er lufttryk-ket kun det halve af trykket ved jordoverfladen. Fig. 4 viser et tværsnit af atmosfæren. Det ses her hvorledes atmosfærens lufttryk og tempera-tur ændres med højden. Klimatologiens (el. me-teorologien) arbejdsområde er troposfæren som strækker sig op til ca. 10 km højde. Fig. 4 Atmosfærens opbygning

(kilde Din Verden)

7 KLIMATOLOGI Strålingsbalancen. Når jorden opvarmes af solens indstråling, skulle

man tro at jorden blev varmere og varmere fra dag til dag. Men dette sker som bekendt ikke, da netop ethvert legeme - også jorden - udsender stråling. Da jordens gennemsnitstemperatur ‘kun’ er ca. 15 ° vil denne stråling være langbøl-get varmestråling. Vi kalder dette for jorden ud-stråling. Når jordens gennemsnits temperatur over tid er stabil, betyder det at der må være balance mellem den varmestråling vi modtager fra solen, og den varmestråling som jorden ud-sender til atmosfæren og rummet. Dette kaldes for jordens strålings- eller energibalancen. Den-ne skal kort beskrives med udgangspunkt i fig. 5.

Alle klima- og vejrprocesser på jorden dri-ves af den energi som kommer fra solen. Ligesom alt biologisk liv på jorden afhæn-ger af solens strålingsenergi - som i de grønne planters fotosyntese omsættes til kulhydrater og ilt - så er det også solener-gien som driver de globale vind- og hav-strømme. Vi har i det foregående set at sollysets ind-strålingsvinkel forklarer de globale tempe-raturer variationer, samt beskrevet atmo-sfærens sammensætning. I det følgende skal vi se hvad der sker med solstrålingen under dens passage gennem atmosfæren.

Solens samlede indstråling er her sat til 100, men kun lidt over halvdelen af denne stråling når jor-den. På solstrålingens vej gennem atmosfæren sker der det at en del af strålingen (6) reflekte-res og spredes af luftmolekylerne. Størst er den-ne spredning for det blå lys, derfor oplever vi himmelen som blå. Når solen om aftnen når hori-sonten, vil strålerne passere skråt gennem atmo-sfæren, herved øges spredningen af lyset, hvor-ved også det røde lys spredes. Derfor solnedgan-gens røde farver på himlen.

Hvad er egentlig stråling? Stråling er elektromagnetiske bølger, en form for energi, som ved berøring med andre lege-mer (fra luftmolokyler til mennesker eller jor-den) omdannes til varme. Ethvert legeme - som er varmere end minus 273° - udsender stråling. Man skelner mellem synlig og ikke-synlig strå-ling (=varme). Synlig stråling (=lys) har korte bølgelængder, dvs. at strålingsintensiteten pr tidsenhed er høj. Jo varmere et legeme er jo større vil denne strålings intensitet være, og jo korte bølgelængder vil stråling have. Varme legemer, som f.eks. solen, en glødende koge-plade eller glødetråden i en elektrisk pære, udsender både kortbølget stråling (lys) og langbølget stråling (varme).

En anden del af strålingen (20) bliver reflekteret fra skyernes hvide overflade, mens andre dele (3 + 16) bliver absorberet (dvs., opsuget) dels i ozonlaget og dels af atmosfærens vanddamp (H2O) og kuldioxid (CO2). Kun 55 af solstrålingen når således jordoverfladen. Heraf reflekteres de 4 - hvorved de ikke bidrager til opvarmningen af jorden. Tilbage er 51 som opvarmer jordoverfla-den.

Mindre varme legemer udsender ikke-synlig stråling i form af langbølget varmestråling - det gælder således for en radiator, vores krop og jordkloden.

Fig. 5 Den globale strålings- og energibalance :

8 KLIMATOLOGI For at jorden ikke skal blive varmere og var-mere, må den skaffe sig af med den indstrå-lede varme. Dette sker i form af jordens lang-bølgede varmeudstråling. Ved fordampning af vand fra oceanerne afgi-ves en del af varmen (23). Når denne vand-damp afkøles i atmosfærens nedre lag dannes skyer og samtidigt afgives varmen i vanddam-pen til den omgivende luft. En del af jord-varmen afgives direkte til luften i form af ledning (7), dvs. luftmasser som opvarmes ved direkte kontakt med jordoverfladen. Af de 51 energienheder som direkte opvarmede jorden, er vi nu kommet af med de 30 enhe-der (23+7). Tilbage er 21 energienheder. Det ses af figuren af jordens varmeudstråling af sat til 115 energienheder altså mere end jorden modtager fra solen! Man skulle derfor tro at jorden ville blive stadig koldere. Men dette sker som bekendt ikke. Atmosfærens indhold af kuldioxid, vanddamp / skyer giver nemlig en naturlig drivhuseffekt. Mens so-lens kortbølgede stråling ikke bremses af at-mosfæren, så vil størstedelen (94 af de 115 varmeenheder) af jordens landbølgede var-meudstråling blive tilbagekastet til jorden. Uden denne naturlige drivhuseffekt ville jor-dens gennemsnitstemperatur være ca. - 15°C mod i dag +15°C. Differencen mellem jordens udstråling (115) og denne atmosfæriske modstråling (94) er 21, svarende til den del af indstrålingen som direkte blev optaget af jordoverfladen.. Dette er svært at forstå; men pointen er at mens solens stråler opvarmer jordoverfladen, opvarmes atmosfæren af jordoverfladen, gen-nem varmestråling, ledning og fordampning. Den naturlige drivhuseffekt sikrer at største-delen af den udstrålede varme fastholdes i de jordnære lag af atmosfæren. Samtidigt er det klart at mennesket kan ændre klimaet ved at udlede kuldioxid til atmosfæren, hvorved drivhuseffekten forstærkes. Mens indstrålingen til jorden kun finder sted i dagtimerne, vil udstrålingen af varme fra jor-den finde sted døgnet rundt. Dette forhold forklarer forskellen på dag og nattemperatu-ren. Målinger fra satellitter har vist at området mellem ækvator og op til ca. 38 gr. N. og S. bredde, har et strålingsoverskud. Dvs. at ind-

strålingen her er større end udstrålingen. Omvendt finder man på de højere breddegra-der (ca. 38 gr-90gr.) et strålingsunderskud, dvs. at indstrålingen < udstrålingen. Mens indstrålingsvinklen således bestemmer de helt overordnede temperaturforhold mel-lem ækvator og polerne - så er der som vi skal se i det følgende, en række andre forhold som er afgørende for de lokale temperaturer. Eksempel: Det er ikke dynen der varmer dig om natten, men varmeudstrålingen fra kroppen som hol-des tilbage af dynen - og med to dyner øges effekten, svarende til hvis atmosfærens ind-hold af CO2 øges.

Temperatur Indstrålingstiden. Dagens længde - eller indstrålingstiden - har naturligvis betydning for hvor meget varme-stråling et givent område tilføres om dagen. Den lave indstrålingsvinkel på de høje bred-degrader i sommerhalvåret, opvejes delvist af de lange lyse aftner og nætter (midnatssol). Ved ækvator ligger indstrålingstiden næsten konstant på ca. 12 timer året rundt. Terrænforholdene. Alle der har gået (!) eller lettere kørt i bjerg-områder, har opdaget at temperaturen falder med højden. Kommer man højt nok op vil man endda kunne finde sne, selv om det er sommer og temperaturene ved bjergets fod måske var 25°C. I tør luft falder temperaturen med 1°pr. 100m. Er luften mættet med vand-damp vil temperatur faldet kun være ½ ° pr. 100 m. Som hovedregel siger man at tempe-raturen falder med ½ °C pr. 100 meters høj-de. Vi skal senere se hvordan dette tempera-turfald hænger sammen med det faldende lufttryk i højden. Her vil vi blot forklare tem-peraturfaldet i højden, med det faktum at luften / atmosfæren jo, som vi har set i det foregående, opvarmes nedefra. Sydvendte bjergskråninger modtager - pga indstrålingsvinklen - også langt mere varme-stråling end nordvendte skråninger. I Tyskland og Frankrig har dette bl.a betydning for vin-dyrkningen, hvor man får en større og bedre høst på de sydvendte skråninger. Endelig har terrænets farve også betydning

9 KLIMATOLOGI for temperaturene. Alle ved at det er varme-re at gå med sort tøj på en solskinsdag end hvidt tøj. Det skyldes at mørke farver absor-berer (opsuger) mere solstråling end lyse far-ver, som modsat reflekterer solstrålingen hvorved opvarmingen bliver mindre. Denne refleksion fra lyse overflader kaldes for albedo-effekten, og angiver hvor mange pro-cent af solstråling som reflekteres fra over-fladen og som derfor ikke opvarmer denne. Jo lysere overfladen er, jo større albedo -effekt. Albedo effekten vil også være afhængig af solhøjden , jo lavere solhøjde jo større re-fleksion / albedo. Eksempler på forskellige overfladers albedo-effekt : Nyfalden sne 80 % Sand 20-60 % Afgrøder 35 % Skov 10-15 % Vand 5-25 % Afstand til hav / vand. Vand har en større varmefylde end jorden. Et stofs varmefylde defineres som den energi-mængde der skal til for at opvarme ét gram af stoffet én grad. Varmefylden for vand er 1 K.cal. , mens varmefylden for jord alminde-ligvis sættes til ½ K.cal. Dvs. at der for at opvarme vandet 1°C, skal bruges dobbelt så meget energi som for at opvarme jorden. Ha-vene på de højere breddegrader, vil således være længere tid om at blive opvarmet 1, men vil til gengæld også holde på varmen i vinterhalvåret. Af samme grund er varmeste og koldeste måned ved kysterne, ofte august og februar, og ikke som over kontinenterne juli og januar. Man skelner derfor mellem kystklima og fast-landsklima. Kystklima defineres som de om-råder hvor temperaturforskellen mellem kol-deste og varmeste måned er mindre end ca.18 °C. Er temperaturforskellen større, er der tale om fastlandsklima. Et eksempel her-på er Danmark og Moskva. V inde og havstrømme - Som vi så tidligere er der på årsbasis et strå-lingsoverskud mellem 38° N og S bredde. Mens

der på de højere breddegrader er et strå-lingsunderskud. De heraf følgende tempera-turforskelle bliver delvist udjævnet gennem den varmetransport som vinde og havstrømme udfører. Bedst kendt er Golfstrømmen som fra den Mexicanske Golf, bringer varmt over-flade vand fra troperne op til det nordlige Atlanterhav. Hertil kommer vestenvinden, som er den dominerende vindretning over Vesteuropa. Vestenvinden bringer varm og fugtig luft fra Nordatlanten ind over Europa. Golfstrømmen og vestenvinden bidrager såle-des til at skabe et relativt varmt klima i det Nordvestlige Europa. Hvis vinden i sommermånederne slår om i øst, vil vi får varm og tør luft fra Rusland, mens østenvinden i vinter månederne vil være bit-terlig kold. Udfor vestkysterne på det afrikanske og de amerikanske kontinenter strømmer kolde hav-strømme, som her afkøler luften langs kyster-ne. Skyerne Skyernes påvirkning af temperaturene er egentlig meget komplicerede. På den ene side vil skyerne som sagt reflektere solstrålingen og dermed reducere indstrålingen og opvarm-ningen af jorden. På den anden side har sky-erne også en "drivhuseffekt", idet skydækket tilbagekaster en del af jordens varmeud-stråling, hvorved skydækket vil virke opvar-mende2. Det sidste opleves specielt i vinter-nætter med skydække. Ovenstående forhold kan altså bruges til at forklare temperaturforholdene og -variationer indenfor mindre områder, f.eks. Danmark / Europa. For det globale klima, er det vigtig igen at slå fast, at temperaturforskellen mel-lem områderne på de lave breddegrader ( f.eks. de ækvatoriale områder / troperne) og de højere breddegrader (polare områder) udelukkende skyldes solens indstrålingsvinkel. Den uens opvarmning af jordoverfladen og dermed luften, såvel indenfor mindre områ-der som på globalt plan, søges udlignet v.hj.a. vinde og havstrømme, hvorved der transporteres energi (varme / kulde). For at forstå hvorfor vindene blæser, skal vi først se hvordan forskellige lufttryk dannes.

LUFTTRYK og VINDE.

10 KLIMATOLOGI Ved luftens tryk forstås massen (vægten) af en luftsøjle over et bestemt areal fx. én cm2 af jordoverfladen. Lufttrykket måles med et barometer og måleenheden er millibar (mb). Atmosfærens middeltryk ved havoverfladen er 1013 millibar (mb) = 1 atmosfæres tryk = 1kg. pr. cm2 = 1 hektoPascal. Hvis barometret flyttes højere op i atmosfæ-ren, vil massen af luft over målestedet være mindre og trykket derfor også mindre. Lufttrykket er altså aftagende med højden over jorden. Trykfaldet kan beregnes til 12 mb pr. 100m. Det betyder således at lufttryk-ket i omkring 5 km højde kun er det halve af lufttrykket ved jordoverfladen. Sammenhængen mellem luftens temperatur, tryk og rumfang fremgår af luftarternes til-standsligning:

Temperatur = tryk * rumfang Herud fra kan følgende udledes: • stiger luftens temperatur => • luftens rumfang øges <=> • massefylden (vægt pr. m3) mindskes <=> • luften bliver lettere => luften stiger op • når luften stiger til vejrs vil den øge sig

rumfang , pga. det faldende lufttryk, • men da det kræver energi at øge sit rum-

fang , vil luftens temperatur falde. Overvej selv hvad der vil ske hvis en luftmas-se afkøles !!!

TERMISKE LUFTTRYK: Høj - og lavtryk som opstår pga. h.h.v. en af-køling eller en opvarmning af luften betegnes termiske tryk. Termiske lavtryk: Når luften opvarmes - f.eks. ved Ækvator - vil luften udvides og stige tilvejrs og her strøm-me ud over de underliggende luftmasser. Her-ved skabes et relativt lavtryk ( relativt i for-hold til de omkringliggende luftmasser) ved jordoverfladen. Ved Ækvator betegnes det dynamiske lavtryk også den Intertropiske Konvergenszone (ITK). Da dette lavtryk op-står pga. den kraftige indstråling i de tropiske områder, vil ITK således - stor set - følge "so-lens vandring" mellem vendekredse. ( se Diercke Atlas, s.220-21). Tilsvarende vil der over kontinenterne i som-merhalvåret dannes termiske lavtryk.

Termiske højtryk Når luften afkøles - f.eks. ved Polerne - vil luftens rumfang mindskes, massefylden øges og luften synker ned mod jordoverfladen. Herved stiger lufttrykket - et termisk højtryk er dannet. Over kontinenterne - f.eks. det indre af Asi-en, det nordlige USA og Canada - vil der i vin-terhalvåret dannes termiske højtryk pga. den kraftige afkøling af landjorden. Et lavtryk el. højtryk ved jordoverfladen, vil altid modsvares af et (relativt) modsat luft-tryk i de højere luftlag. ( se ill. neden-for).P.g.a. disse trykforskelle i den varme og kolde luft, vil der strømme luft fra højtrykket mod lavtrykket. Luftens cirkulation mellem høj og lavtryk er vist i fig. 6 Fig. 6 Luftstrømning mellem høj- og lavtryksområde. L H

_____H______ _____L______ koldt varmt Bemærk at der optræder to luftstrømme; én ved jordoverfladen , og én i de højere luft-lag i ca. 8-12 km højde. På lokalt plan kan det samme lufttryk og vind-forhold beskrives med det vi kender som sø- og landbrise. På en varm sommerdag vil land-jorden hurtig blive opvarmet hvorved der dannes et lavtryk. I forhold til opvarmningen over land , vil vandet ikke blive opvarmet lige så hurtig eller til samme temperatur som landjorden. Her vil således være et højere lufttryk i f.h.t. landjorden. Luften vil således blæse som en kølig søbrise fra vandet og ind mod kysten. ____________ ______________ land vand Overvej selv hvordan temperatur -, tryk- og vindforhold vil være om natten. Indtegn re-sultatet i en figur som ovenstående.

DET GLOBALE VINDSYSTEM.

11 KLIMATOLOGI I det følgende betragter vi alene forholdene på den nordlige halvkugle - idet vindsyste-merne i princippet er ens på den nordlige og sydlige halvkugle. Som vi har set er der på årsbasis et strålings-overskud på de lave breddegrader, mens der er et strålingsunderskud på højere bredder. Man skulle således forvente at det blev stadig varmere ved ækvator, og omvendt koldere ved polerne. Da dette som bekendt ikke er tilfældet, må der altså ske en udveksling af varmeenergi mellem syd og nord. Dette sker ved vindene og havstrømmenes varmetrans-port. Omkring ækvator findes som sagt et konstant termisk lavtryk, mens der ved Nordpolen fin-des et tilsvarende termisk højtryk. Man skulle nu forvente at energiudvekslingen mellem disse områder skete ved at kold luft strøm-mede fra Nordpolens (og Sydpolens) højtryk og ind mod det ækvatoriale lavtryk (ITK). Men - desværre - er dette ikke tilfældet. Pga. jordens rotation om sin egen akse afbø-jes vindene. Denne afbøjende kraft kaldes for Coriolis kraften. På den nordlige halvkugle vil vindene afbøjes mod højre i bevægelsesret-ningen, og mod venstre på den sydlige halv-kugle. (se fig.9) Coriolis -kraften: Jorden roterer som bekendt en omgang om sin egen akse i løbet af 24 timer. Befinder man sig på ækvator - f.eks. i Nairobi - vil man på 24 timer tilbagelægge en strækning på 40.176 km, svarende til jordens omkreds ved ækvator. Rotationshastigheden er altså her ca. 1.670 km i timen. På de højere bredde-grader, bliver jordens omkreds mindre, og rotationshastigheden ligeså. Ved 60 ° bredde er jordens omkreds ca. 20.000 km, og rotati-onshastigheden således 835 km / t. ( se fig. 7) Dette betyder at en vind som blæser fra nord mod syd, vil bevæge sig mod områder med stadig større rotationshastighed. Vinden vil derfor ikke bevæge sig i den direkte nord - sydgående retning, men vil afbøjes mod højre (vest). Omvendt vil nordgående vinde fra f.eks. ækvator, bevæge sig fra et område med stor - mod områder med mindre rotati-onshastighed. Vinden vil således på sin vej nordover, have en større hastighed mod øst end jorden under den. Vinden vil derfor afbø-jes mod højre, idet den blæser mod et områ-

de øst for dens udgangspunkt. Endelig skal det fastslås at: • Vindenes afbøjning vokser med afstanden

fra ækvator, fordi forskellen i jordens ro-tationshastighed mellem de forskellige breddegrader bliver større og større med voksende afstand fra ækvator.

• Ved jordoverfladen vil afbøjningen af vin-

dene være mindre pga. gnidningsmodstan-den fra jorden. Omvendt vil vinde i høje luftlag (over 1500 m), hvor jordens gnid-ningsmodstand ikke gør sig gældende, kun-ne opnå en maksimal afbøjning (90 ° ).

• Afbøjningen vokser ved stigende vindha-

stigheder. Fig 7. Jordens rotationshastigheder

Vi skal nu se hvad dette betyder for luftcirku-lationen mellem ækvator og Nordpolen. Ved ækvator stiger enorme luftmasser til vejrs - op til 10-15 km højde. På den nordlige halv- kugle vil denne luft (antipassat) strøm-me mod nordøst pga. af Coriolis-kraften, og omkring 30 ° N. bredde vil afbøjningen være så kraftig, at vinden nu blæser langs med breddegraderne. Der sker herved en ophob-ning af luft i ca. 10-12 km højde omkring 30 ° N bredde. Da lufttemperaturen er lav i høj-den, vil luftmassens rumfang mindskes og dermed stiger luftens massefylde (vægt pr. rumfangsenhed). Luften bliver tungere og vil derfor synke ned. Hermed skabes et såkaldt dynamisk højtryk ved jordoverfladen (se fig. 8).

12 KLIMATOLOGI

Grænseområdet mellem den kolde og den varme luft kaldes for polarfronten. Langs po-larfronten vil varm luft - pga. den mindre massefylde - blive hævet op over den kolde luft, herved opstår en varmefront.

Disse højtryk ligger bl.a. over oceanerne, ved Azorerne, Hybriderne, Hawaii - og kendes og-så fra middelhavsområdet. Højtryksdannelsen over oceanerne skyldes også den kraftige for-dampning fra havet. Ved fordampningen bru-ges varme, hvilket medfører en vis afkøling af luften ved havoverfladen, som dermed også fremmer den nedadgående luftbevægelse.

Andre steder langs polarfronten vil det være den kolde polarvind som skubber sig ind under den varme luft - herved dannes en koldfront. Langs denne polarfront dannes der hele tiden såkaldte "dynamiske vandrende lavtryk”, - også kaldet cykloner - som bevæger sig fra vest mod øst. Lavtrykkene dannes over havet og bevæger sig herfra indover Vesteuropa.

Fra disse dynamiske højtryksceller vil luften nu strømme mod syd / ækvator som nordøst-lige passatvinde. Denne luftcirkulation mel-lem ækvator og de subtropiske områder kal-des også for en "Hadley" -celle. Fra de subtro-piske højtryk vil der mod nordøst strømme en varm luft: Vestenvinden. Vestenvindens var-me subtropiske luft vil omkring 50-60 gr. bredde støde sammen med den kolde Polar-vind som blæser fra højtrykket ved Nordpo-len, og mod sydvest.

Årsagerne til dannelsen af disse lavtryk er meget kompliceret, idet de opstår som en kombination af flere faktorer. Dels afbøjnin-gen af vindene som følge af jordrotationen, dels at de vinde som mødes langs polarfron-ten er h.h.v. kolde og varme, og endelig som følge af luftstrømninger - de såkaldte "jet-strømme", i højere liggende dele af atmosfæ-ren.

Fig. 8 Det primære vindsystem.

13 KLIMATOLOGI Istedet for en enkelt cirkulation mellem ækvator og nordpolen, har vi altså nu tre luft-cirkulations systemer, som udgør det primære - eller globale - vindsystem, som vist i fig.6. Det primære vindsystem består af de før be-skrevne termiske - og dynamiske lufttryk, samt de vinde som opstår mellem de høj- og lavtryks områderne. Inden for de enkelte områder (klimabælter) vil der kunne opstår andre lufttryk end hvad der fremgår af ovenstående model. For det første gælder det jo at det ækvatoriale lav-tryk (ITK) følger solens vandring mellem ven-

dekredsene, med en deraf følgende forskyd-ning af de subtropiske højtryksområder. Når vi f.eks.. i Danmark i de senere år har haft somre med flere ugers solskin og varmt vejr, skyldes det netop at de subtropiske høj-tryk er blevet forskudt mod nord og har dæk-ket hele Europa - og herunder Danmark. Et andet eksempel på modificering af modellen er de årstidsbestemte temperatur og trykfor-hold i det indre af kontinenterne, som f.eks. høj- og lavtrykket over det indre Asien i h.h.v. vinter- og sommerhalvåret - se fig. 8.

Fig. 9. Det globale vindsystem juli.

Den intertropiske konvergenszone (ITK) er angivet med fed optrukken linie. Det termiske højtryk ved nordpolen er ikke med på figuren.

OPGAVE : 1. Angiv på kortet, navnene på lufttrykkene, herunder om de er termiske el. dynamiske ! 2. Angiv navnene på de dominerende vindsystemer.. 3. Forklar hvorfor disse vinde opstår? 4. Hvad kaldes den med fed optrukne linie langs ækvator? 5. Hvorfor er placeringen af denne forskellig i h.h.v. Vinter og sommer halvåret?·

14 KLIMATOLOGI

Hydrosfæren Mere end 70 % af jordens overflade er dækket af vand. Vores klode burde derfor egentlig hedde ‘Vandet’ og ikke Jorden. Uden vandet ville jorden ligge livløs hen. Det var i havet at det første organiske liv opstod, som ved opta-gelse af den tidlige atmosfæres store koncen-tration af kuldioxid, og produktionen af ilt skabte den atmosfære som var forudsætnin-gen for livet på landjorden. Havet har ikke kun afgørende betydning for livets udvikling, men indgår i en vekselvirk-ning med atmosfæren i reguleringen af det samlede klimasystem. Ligesom atmosfærens luftmasser bringes i cirkulation af solenergien drives oceanernes vældige cirkulation af so-len. Fra de varme ækvatoriale områder strømmer varme overfladestrømme mod høje-re og koldere breddegrader, mens koldt po-larvand med dybhavsstrømmene føres tilbage mod ækvator. Havstrømmene medvirker såle-des til en temperatur udligning / varmetrans-port mellem klodens varme og kolde områder. Under havets overflade findes fantastiske landskabsformer, med endeløse ‘ørken-sletter’, 2-3 km høje og tusinde kilometer lange bjergkæder, og de dybe oceangrave - som når ned til mere end 11 kilometers dyb-de. Hertil kommer at havet er hjemsted for et rigt plante og dyreliv, som i lighed med enorme mineralrigdomme, udgør en endnu kun ringe udnytte ressourcer for mennesket.

Vandets kredsløb Jordens vandressourcer indgår i et evigt kredsløb, hvorunder vandet skifter mellem sine tre tilstandsformer; flydende, luftformig og fast. Kredsløbet drives af energi fra solen, som får vandet til at fordampe, hvorefter det ved afkøling fortættes og falder som nedbør i form af regn eller sne. Kredsløbet kan illu-streres i nedenstående figur: Fig. 11 Vandets kredsløb

Nedenstående tabel giver en detaljeret be-skrivelse af vandkredsløbet - som vi i det føl-gende skal beskrive nærmere. Fig. 12 Atmosfærens og Jordens anslåede vandmængder og vand i kredsløb 1

Vandind-hold

1000 km3

% af total

Vand i alt fordelt på :

1.384.000 100,00

Verdenshavene 1.350.400 97,6 Landområder: 33.900 2,5 • floder 1,7 - • søer 230 0,017 • jordvand 150 0,01 • biologisk bun-

det vand

• grundvand 7.000 0,5 • iskapper og

gletschere 26.000 1,92

Atmosfæren 13 0,0001

Vand i kredsløb : Fordampning : 516 0,036 • fra havet 445 0,032 • fra land 71 0,005 Nedbør : 516 0,036 • over havet 412 0,029 • over land 104 0,007 Afstrømning : 33,5 0,002 • floder 29,5 - • smeltevand 2,5 - • grundvands- afstrømning

1,5 -

Som det fremgår af fig.12, anslås jorden sam-lede vandressourcer at udgøre ca. 1.4 milliar-

1 Efter Finn Hansen m.fl. ‘Vandets veje’, s .9 tabel 1.1

15 KLIMATOLOGI der km3, hvoraf langt størstedelen (97,6 %) udgøres af saltvandet i havene. Det for plan-te- dyre- og menneskelivet livsnødvendige ferskvand udgør således kun 2,4 % af de sam-lede vandressourcer. Heraf er langt størstede-len bundet i iskapperne og gletschere, og så-ledes ikke umiddelbart tilgængelige. Grund-vandet som er vores vigtigste kilde til rent drikkevand omfatter kun 0,5 % af jordens vandressourcer. Endelig omfatter atmosfæ-rens vanddamp indhold kun en forsvindende lille brøkdel af de samlede vandressourcer. Vandet indgår i en stadig kredsløb mellem havet, luften og landjorden. Ikke overrasken-de gælder det, at for jorden som helhed er den samlede nedbør (516.000 km3 ) lig med den samlede fordampning. Langt størstedelen af fordampningen og nedbøren finder sted over havene. Men det fremgår også at nedbø-ren (412.000 km3) over havområderne er min-dre end havenes fordampning (445.000 km3). Den overskydende vanddamp (33.000 km3) føres af vindene indover landområderne og falder her som nedbør i form af regn og sne. For landområderne kan man opstille den så-kaldte vandbalanceligning :

N= F + Au + Ao + ∆R hvor N = Nedbøren F= Fordampningen, A u = underjordisk afstrømning, Ao = overjordisk afstrømning, og ∆R = ændringer i opmagasineret vand over og under jorden (f.eks. grundvand, ismasser, sø-er) Vandbalanceligningens enkelte elementer kan genfindes i fig. 11 og 12. I det følgende skal vi kort beskrive de enkelte led i ligningen.

Fordampning For at nedbør overhovedet kan finde sted skal luften tilføres vanddamp. Dette sker ved for-dampning fra have, søer og landjorden. For-dampningens størrelse vil være afhængig af følgende forhold :

1. temperaturen og 2. hvor meget vand der findes på

overfladen. 3. vindhastigheden, og 4. lufttrykket.

Den maksimale fordampning fås ved høje temperaturer, en vandmættet overflade, høj vindhastighed og lavt lufttryk. Den samlede

fordampning kaldes også for evatranspiration, idet fordampningen fra planterne betegnes transpiration og fordampning fra jord- og vandoverfladen kaldes evaporation. I det føl-gende vil vi dog udelukkende tale om den samlede fordampning (F). Fordampningens størrelse kan udtrykkes på to måder, nemlig som den : 1. den potentielle fordampning (F.pot) ,

dvs. hvor meget vand (gr./m2) der ved den pågældende temperatur max. kunne for-dampe hvis overfladen har dækket af vand.

2. den aktuelle fordampning (F.akt ) , for-

tæller hvor meget vand der rent faktisk fordamper fra det pågældende område. Den aktuelle fordampning kan selvfølgelig højest være lige så stor som den pot. F. - f.eks. over havområder, mens den oftest vil være betydelig mindre end den pot. F over landområde pga. vandmangel. Den aktuelle fordampning kan i en kortere pe-riode godt være større end nedbøren - dette betyder blot at der tæres på jordens fugtighed, som derfor udtørrer. Den aktu-elle fordampning øges med plantevæksten - dels fordi planterne rødder kan trække vand ud af jorden og dels fordi den samle-de overflade hvorfra fordampningen kan forgå, f.eks. i en skov, vil være større end den jordoverflade som skoven dækker.

Et områdes fugtighed er således ikke kun af-hængig af nedbørsmængde, men også af den potentielle fordampning. Dette kan udtrykkes i et fugtighedsindeks, som beregnes som :

nedbør (mm) potentiel fordampning (mm)

Er fugtighedsindekset

> 1.0 = nedbørsoverskud < 1.0 = nedbørsunderskud

Som eksempel herpå kan fugtighedsindekset for Danmark beregnes som : nedbør = 650 mm pot.F = 550 mm = 1.18 Der er her tale om et nedbørsoverskud på års-plan , men dette kan sagtens dække over år-tidsbestemte variationer som det fremgår af nedenstående fig.13.

16 KLIMATOLOGI Fig.13. Nedbør og fordampningsforhold for Danmark 2

Afstrømning Den fugtighed som er tilrådighed for plante-væksten i et givent område vil endelig være afhængig af forholdet mellem nedbør og for-dampning, men også af afstrømningsforholde-ne. Man skelner her mellem to typer af af-strømning; nemlig underjordisk (Au) og over-fladisk afstrømning (Ao). De to former for af-strømning skal kort beskrives. Overfladisk afstrømning Størstedelen af nedbøren føres tilbage til ha-vet som overfladisk afstrømning via bække, åer og floder, og i byområder via kloaklednin-gerne. Afstrømningens størrelse i et givent område vil - udover nedbørsmængden - være afhængigt af terrænnet, beplantningen og jordbunden.

2 Clevin og Vangdrup ; Geografi 1, s.

Jo mere terrænoverfladen hælder - f.eks. bjergskråninger - jo større vil den overfladi-ske afstrømning være. Afstrømningens opland afgrænses af det såkaldte vandskel, som føl-ger de højeste beliggende punkter i terrænet. Det afstrømmende vand medfører opløste sal-te og mineraler som til sidst ender i havet. Er området tæt beplantet - f.eks. med skov- vil strømningshastigheden nedsættes og trærød-derne mv. vil opsuge en betydelig del af den overfladiske afstrømning. Den omfattende skovrydning i specielt de nedbørsrige tropiske områder, har således medført en betydelig jorderosion, hvor det afstrømmende vand fører overflade jorden ud i floderne. Herved berøves jorden sine næ-ringsstoffer, og frodige skovområder omdan-nes til golde ufrugtbare områder. Et eksempel herpå er de omfattende skovrydninger på Hi-malayas sydvendte skråninger, som har med-ført en betydelig jorderosion, med det resul-tat at jorden havner i Ganges floden og her medvirker til voldsomme oversvømmelser i floddeltaet i Bangladesh. Udover at borttransportere frugtbar overflade jord, fungerer floderne mange steder som kloakafløb for byernes og industriens spilde-vand, med efterfølgende forurening af hav-miljøet. Den overfladiske afstrømning via flo-der, anvendes mange steder til energifrem-stilling i vandkraftværker, og kunstvanding af landbrugsjorden. Som det ses af fig. 12, udgør afstrømning til floder (Ao) så langt den største del af den samlede afstrømning på globalt plan. Og i langt de fleste lande udgør overfladeafstrøm-ningen befolkningens vigtigste eller eneste kilde til drikkevand og brugsvand. Af samme grund har spørgsmålet om kontrol over flo-dernes udspring, mange steder i verdens væ-ret kilde til konflikter mellem de lande som floderne gennemstrømmer. Det gælder f.eks. Eufrat og Tigris floderne som udspringer i det østlige Tyrkiet og herfra strømmer videre gennem Syrien og Irak. For hvem tilhører van-det i floderne? Den underjordiske afstrømning. Den del af nedbøren som ikke fordamper eller løber bort som overfladisk afstrømning, siver ned gen-nem jorden til grundvandet. Nedsivningen vil her - alt andet lige- være afhængig af jordens evne til at holde på vandet. Dette betegner man markkapaciteten, som afhænger af jord-

17 KLIMATOLOGI partiklernes størrelse, og dermed antallet af hulrum i jorden. Da ler har en mindre parti-kelstørrelse end f.eks. sand, gælder det at markkapaciteten er størst for lerjorde. Om-vendt betyder de mange hulrum i sandjorden at denne har en højere gennemtrængelighed (permabilitet) end lerjorden. Denne større underjordiske afstrømning fra sandjorde er imidlertid et problem af to grunde. For det første vil den hurtige nedsiv-ning af vandet, betyde at der ikke sker en naturlig kemisk rensning af vandet under ned-sivningen. For det andet vil det nedsivende vand medføre en udvaskning af jordens natur-lige næringsstoffer, men også af et eventuelt overskud af gødning eller sprøjtemidler fra landbrugsarealer. I Danmark er denne pro-blemstilling velkendt fra de senere års beret-ninger om iltsvind og fiskedød i fjordene, samt forurenede drikkevandsboringer. Lerjorde har derimod en finere partikelstruk-tur, som bevirker at det nedsivende vand - pga. af overfladespænding mellem lerpar-tikler og det nedsivende vand - kun siver me-get langsomt ned ( ca 10 cm årligt ) og herved gennemgår en form for naturlig kemisk rens-ning. Den større markkapacitet betyder at der er mere vand i jordens rodzonelag ( den øver-ste meter) som er tilgængeligt for plantevæk-sten. Udvaskningen af næringsstoffer vil såle-des være mindre på lerjorde end sandjorde. Grundvandsspejlet defineres som det niveau i jorden hvorefter alle jordens hulrum er mættet med vand, og markerer således grundvandets øverste grænse. Fra grundvan-det vil vandet langsomt sive mod vandløb og floderne og i kystnære områder mod havet. I Danmark er drikkevandsforsyningen udeluk-kende baseret på oppumpning af grundvand, og har mange steder ført til en sænkning af grundvandsspejlet. På Østsjælland med mere end 10 meter i dette århundrede. Selvom grundvandet udgør en langt større del af de samlede vandressourcer end vandet i floderne (jvnf. fig.12) anslår FN at over 1 mia. mennesker i dag ikke har adgang til rent drikkevand. I takt med befolkningstilvæksten og det sti-gende forbrug af grundvand til husholdninger, industri og landbrug, falder grundvandsspejlet og mange tæt befolkede områder trues i dag af udtømning af grundvandsreserverne. Dette

er specielt et problem i tætbefolkede og ned-børsfattige områder i Nordafrika, Mellem-østen og Asien. I følge Verdensbanken vil vandforsyningen Nordafrika og Mellemøsten i Egypten vil flade med 30 % og i Kenya med 50% inden for mindre end ti år. Man kan tale om vandmangel hvis :

(Au) < 1000 m3 / indb./år For Danmark er tallet 2400 m3 ,Libyen 160 m3 og Egypten 30 m3. Fig. 14 Vandet i jorden

Kilde: ‘Geografi , natur-kultur-mennesker’,s.119

Luftfugtighed Enhver form for nedbør (sne, hagl, regn) sker som følge af at en fugtigt luft afkøles, man siger at luftfugtigheden (vanddampen) der-

18 KLIMATOLOGI med fortættes. En given luftmasses indhold af vanddamp er afhængig af to forhold: • at der er sket en fordampning af vand fra

overfladen (jorden, havet el. søer), og • lufttemperaturen. Jo varmere en luftmasse er, jo mere vand kan den indeholde. Denne sammenhæng mellem lufttemperatur og vanddampindholdet er vist i nedenstående fig 16 . Fig. 16 Luftens max. vanddampindhold.

Fig.16 viser at hvis en luftmasse har en tem-peratur på 10 °C , vil den maksimalt kunne indeholde 9,4 gram vand /m3. Omvendt vil en luftmasse som er 30° C kunne indeholde mere end tre gange så meget fugtighed, nem-lig 30,3 g /m3. Når en luftmasse netop inde-holder den maksimale mængde vanddamp ved en given temperatur, siger man at luften er mættet med vanddamp og at luftfugtigheden er 100%. Luftens indhold af vanddamp udtrykkes altså to måder: 1) den absolutte fugtighed, er luftens fakti-

ske indhold af vanddamp målt i gr./m3.

Dette fortæller hvor meget nedbør en gi-ven luftmasse vil kunne frigive, men ikke noget om sandsynligheden for at der fak-tisk kommer regn.

2) den relative luftfugtighed eller fugtig-

hedsgraden, angiver forholdet mellem den absolutte luftfugtighed og luftens maksimale vanddampindhold når den er mættet med vanddamp. Fugtighedsgraden angives i % af den maksimale fugtighed som luften ved en given temperatur ville kunne indeholde.

Eksempel: • en luftmasse har en temperatur på 30 °C,

og • Indeholder ca. 15 g.vand /m3 (den abso-

lutte fugtighed) • luften kan ved denne temperatur maksi-

malt indeholde ca 30 g /m3 . (jvnf. fig 16) • den relative luftfugtighed (eller fugtig-

hedsgraden) vil da være ca. 50 %. • hvis luften afkøles yderligere vil den rela-

tive fugtighed / fugtighedsgraden stige • hvis temperaturen falder til ca. 18° C, vil

luftfugtigheden være 100% , idet luften netop ved denne temperatur maksimalt kan indeholde ca. 15 g. vand / m3. Dette kaldes luftens dugpunkt, og man siger at luften er mættet med vanddamp.

• hvis luften nu afkøles yderligere vil den fortættede vanddamp blive frigivet som nedbør

Den relative fugtighed har ikke kun betydning for nedbørsdannelsen, men også for vores vel-befindende. En høj luftfugtighed vil vanske-liggøre fordampning fra huden, og dermed afkøling af vores krop, hvilket føles meget ubehageligt. Nedenfor er vist den største og mindste (gen-nemsnitlige) relative luftfugtighed for to loka-liteter. Fig 17. Relativ luftfugtighed i % min. max København 68 (maj-juni) 88 (dec) Hong Kong 70 (dec) 85 (aug) Umiddelbart ser det måske mærkeligt ud,

19 KLIMATOLOGI dels at luftfugtigheden i København er højst i decembermåned og endda højere end i Hong Kong. • Prøv selv at overveje hvad forklaringen

herpå kan være ..?

Nedbørsdannelse For at nedbør kan finde sted skal luften for det første tilføres fugtighed, og for det andet skal luften afkøles indtil den er mættet med vanddamp. Men dette er ikke nok. Derudover skal luften indeholde såkaldte kondensations-kerner, dvs. støv- eller saltpartikler, som vanddråberne kan dannes på. Uden sådanne kondensationskerner, vil en fugtmættet luft ikke give nedbør. I Danmark er der rigeligt med kondensationskerner i luften i form af saltkrystaller fra bølgerne på de omkringlig-gende farvande og have. Afkølingen af luften kan ske på flere måder , jvnf. Fig. 17 1. opvarmning af luften => luften stiger til

vejrs hvorved luften afkøles og når dug-punktet nås dannes der skyer. En fortsat

afkøling vil frigive fugtigheden som ned-bør. (konvektionsnedbør)

2. To varme luftmasser støder sammen luf-

ten presses til vejrs og afkøles. Dette sker netop ved presses til vejrs og afkøles. Det-te sker typisk langs den intertropiske kon-vergenszone, hvor nørdøst og sydøst pas-satvindene mødes. Herved dannes konver-gensnedbør

3. Luftmassen presses op over bjerge (stig-ningsregn el. ortografisk nedbør) Denne nedbørs type er meget almindelig, og dan-ner fænomenet ‘Føhn-vinde- som skal for-kalres senere.

4. Varm og kold luft mødes i en varmefront

el. koldfront (frontregn). Dette er typisk for Danmark, og forholdene omkring front-passager og -regn, skal forklares senere.

5. Varm fugtig luft passerer henover en kold

havstrøm => luften afkøles. Dette kendes bl.a. fra Sydamerikas vestkyst, hvor Hum-boltstrømmen afkøler luften langs Chiles kyst, med efterfølgende tåge dannelse over havet

Fig.17 Nedbørstyper

Stigningsregn og Føhnvinde

Stigningsregn er den mest almindelig forekomne form for nedbør. Når vestenvinden rammer Jyl-lands vestkyst vil alene kystområdets højere be-

20 KLIMATOLOGI liggenhed og overfladens ujævnhed skabe turbulens i luften hvorved den tvinges til vejrs og afkøles. Men tydeligst finder man selvfølgelig stig-ningsregnen i bjergområder, og her kombi-neret med fænomenet Føhnvinde. Dette er illustreret i fig.18. Fig 18 Stigningsregn med Føhnvinde

opvarmes 1° pr 100m

Fig. 18 illustrerer det såkaldte føhn-princip, som bla. kendes fra Alperne, så lad os her forestille os at vi har en luft-strøm som kommer ind over Alperne fra Middelhavet. Luften er fugtig og kølig, men efter at have passeret bjergtoppen bliver luften nu var og tør - ligesom luften fra en føntørrer. Hvad er det der sker? Når luftstrømmen starter opstigning af bjergsiden, vil luften blive afkølet med 1° C pr. 100 meter. Når luften er blevet afkø-let til dugpunktet, dannes skyer og under den forsatte opstigning vil luften yderlige-re afkøles, men nu under frigivelse af ned-bør, og hermed tilføres den omgivende luft varme fra vandet. Der sker altså nu det modsatte af hvad der skete da vandet for-dampede ude over havet. Ved denne for-dampning blev der med vanddampen frigi-vet varme fra vandet (jvnf. fig. 5), afgives denne varme igen til luften. Derfor vil temperaturen nu kun falde med ½ ° C pr. 100 m. Efter passagen af bjergets top vil luftens under nedsynkningen på den anden side, opvarmes med ½° C pr 100 m. Når luften opvarmes kan den indeholde mere fugtig-hed (jvnf . fig. 16) men da det meste fugt allerede er afgivet under opstigningen op på bjergtoppen, vil luften hurtig nå dug-punktet igen. Herefter vil der under ned-synkning på den anden side af bjergtoppen ske det at luften nu opvarmes med 1° pr

100 m. Og da dugpunktet på nedsynkningssiden (nordsiden af Alperne) ligger højere oppe end dugpunktet på opstigningssiden (sydsiden) vil temperaturstigningen blive større end tempera-turfaldet under opstigningen. Resultatet er en varm og tør luft som strømmer ned af bjerget, og kan være meget ubehagelig for de mennesker der opholder sig her.

21 KLIMATOLOGI

Nedbørsfordeling Som vi så tidligere (fig.12) falder der mere end 100.000 km3 nedbør over landområ-derne. Dette er en kolossal mængde vand. Når der alligevel er områder i verden som er nedbørsfattige skyldes det den ulige fordeling af nedbøren (se Atlas) Man kan definere nedbørsfattige områder, som områder hvor der falder mindre end 500 mm nedbør årligt, mens nedbørsrige områder modtager mere end 500 mm år-ligt. Generelt kan man sige at de største ned-børs mængder findes i det tropiske område omkring ækvator, i SØ-Asien, visse kystom-råder i Europa, samt øst og vestkysten på det nordamerikanske kontinent. Omvendt finder vi de nødbørsfattige områder langs vendekredsene, og i de indre og nordlige dele af det asiatiske og nordamerikanske kontinent. En lang række faktorer må medtages hvis man skal forklare hvorfor nogle områder er nedbørs rige og andre nedbørs fattige. Det drejer sig om et samspil mellem følgende forhold:

• temperaturforhold • terrænforhold • plantevækst • lufttryk • vinde • havstrømme

Nedenstående figur viser forholdet mellem nedbørsmængder og fordampning på for-skellige breddegrader. Nogle overordnede sammenhænge er her tydelige. På de højere breddegrader (ca. 40-60 ° ) samt ved ækvator finder vi nedbørsover-skud, idet nedbøren er større end for-dampningen. Dette svarer til de områder hvor der oftest er lavtryk. I lavtryksområ-der stiger luften som bekendt til vejrs hvorved den afkøles og evt. fugtighed for-tættes til nedbør. Omvendt kan vi se at højtryksområderne ved polerne samt på mellembredderne (10 – 40 °) har nedbørs-underskud. På disse breddegrader finder vi de stabile subtropiske højtryksområder.

En særlig nedbørstype skal her forklares nærme-re, nemlig monsunregnen i SØ-Asien (se fig.9 s.14)

Monsunregn Monsunregnen - også kaldes årstidregn - er spe-cielt kendt i SØ-Asien, men findes også i det det ækvatoriale Afrika og Sydamerika. Monsunregnen i Asien opstår som følge af den forskellige op-varmning af det asiatiske kontinent i vinter og sommerhalvåret, samt forskydningen af det ækvatoriale lavtryksbælte (ITK). I vinterhalvåret udvikles et kraftigt termisk høj-tryk over det indre af det asiatiske kontinent. Fra dette højtryk blæser nu kolde og tørre vinde ud mod kontinentets kystområder. Mens vindene kommer ned mod lavere breddegrader opvarmes de, men samtidigt falder fugtighedsgraden, med det resultat at disse vinde ikke giver nogen ned-bør i vinterhalvåret. Omvendt i sommerhalvåret. Nu opvarmes det indre af kontinentet hvorved der dannes et ter-misk lavtryk. Hertil kommer at den Intertropiske Konvergenszone i juli har forskudt sig langt ind over den sydøstlige del af kontinentet, og såle-des bidrager til at trække varm og fugtig luft ind fra havet. Resultatet er meget store nedbørs-mængder - hovedsagelig i form af stignings- og konvergensnedbør i området. Denne sommermonsun har afgørende betydning for landbruget og dermed for 100 millioner af mennesker i regionen. Når og hvis sommermon-

22 KLIMATOLOGI sunen et år svigter eller kommer senere end normalt kan det have katastrofale føl-ger for fødevareproduktionen. Omvendt resulterer de meget voldsomme regnskyl ofte i oversvømmelser med lige så øde-læggende effekt. Hydrotermfigur for Mangalore , Indien

Beliggenhed: 12° N / 74° Ø Højde over havet : 22 m. Årlig nedbør: 329 cm Årlig pot. fordamp.: 173 cm

Monsun – eller årstidsbestemt nedbør findes også på det afrikanske kontinent. Her er nedbørens komme også helt afgørende for mio af menne-skers tilværelse. Ikke mindst i savanneområderne som kun får sparsomme nedbørsmængder i f.h.t. den store fordampning som finder sted pga tem-peraturerne. Nedenfor er vist en hydrotermfigur for et sådant område. Hydrotermfigur for Quagadougou, Bukkina Fa-so (tidl. Øvre Volta)

Beliggenhed : 12° N , 2 ° V Højde o.h. Årlig nedbør Årlig pot. Fordamp:

23 KLIMATOLOGI Klima- og plantebælter Der er i tiden løb gjort mange forsøg på at opdele jorden i klimazoner, udfra de frem-herskende klimatiske forhold. Dette har dog vist sig overordentlig vanskeligt, og man har derfor inddraget den naturlige plantevækst, udfra den betragtning at plantevæksten er et resultat af de samle-de klimatiske forhold, primært temperatur og nedbør. Ved den naturlige plantevækst forstås den plantevækst som der ville væ-re det pågældende sted dersom plante-væksten fik lov at udvikle sig uden indgreb fra mennesker i form af skovfældning, græsning, opdyrkning mv. Der findes - desværre - flere forskellige typer af klimaklassifikation. Den mest enk-le klimaklassifikation er udarbejdet af den danske plantegeograf, professor Martin Dahl (1869-1946). Vahl’s klimaklassifikati-on er derfor den mest anvendte i Danmark - bl.a. i Gyldendals Atlas. I Tyskland an-vendes det langt mere komplicerede sy-stem af Köppens (se f.eks. Diercke Atlas). I Vahl’s klimasystem skelnes der mellem fire forskellige klimazoner, som Vahl fast-lagde udfra gennemsnitstemperaturen i varmeste og koldeste måned. Indenfor skelnes de enkelte klimazoner der mellem forskellige naturlige plantebælter. Plante-bæltet er afhængigt af nedbørsmængden i det pågældende område. Polarzonen er karakteristisk ved at der ikke kan vokse skov, da gennemsnitstem-peraturen er under 10 ° i varmeste måned. Pantevæksten er tundra - som består af dværgpil, moser, heder. Størstedelen af

de polare områder er dog dækket af iskapper. Den tempererede zone adskiller sig fra polarzo-nen ved at der kan vokse skov. Er der i mere end 4 ½ måned over 10 ° C i gennemsnitstemperatur, kan der vokse løvskov. Fordi træerne ikke kan optage vand fra jorden i vinterhalvåret, er træ-erne løvfældende, idet fordampningen fra træ-erne nedsættes når bladene visner og falder af træerne. Er vækstperioden kortere end 4 ½ mdr. kan der vokse nåleskov, da de stedsegrønne træ-er ikke skal bruge tid (= varme) til at danne bla-de om foråret. Inden for den tempererede zone skelnes der, som vi skal se senere, mellem kyst- og fastlandsklima. I den subtropiske zone vil løvtræerne være sted-segrønne, fordi frost ikke forekommer i længere perioder, og således hindrer planterødderne i at optage vand fra jorden. Nedbøren vil dog være afgørende for hvilken plantevækst der findes i det enkelte område. I vinterregns områder fin-des maki, som består af stedsegrønne buske, hvis hårde blade har en minimal fordampning i de tørre og varme sommermåneder. Den tropiske klimazone er den frodigste. Da frost ikke forekommer, vil plantevæksten kunne foregå uafbrudt året rundt. I områder med he-lårsregn og mere end 150 cm. nedbør vil plante-væksten være regnskov . Det tropiske regnskovs-bælte findes i områderne langs ækvator, samt på bjergskråninger hvor nedbøren (stigningsregn) er tilstrækkelig. I områder med en tørtid på 3 ½ til 10 mdr. findes savannen. Savannen består af spredte træer og græsdække. I tørtiden visner græsset og træerne taber løvet. Er tørtiden mere end 10 mdr. findes der busk-steppe eller ørken. Busksteppen adskiller sig fra savannen ved at træ og plantevækst ikke er ad-skilt af græs, men den bare jord. I Gyldendals Atlas kan du se Vahl’s klimaindde-

Stigende nedbør

Tropisk klima

ørken

busksteppe

græssteppe

savanne

regnskov

K > 15 ° C ingen frost

tørtid 7-11 mdr.

tørtid 5-7 mdr. tørtid 3-5 mdr.

årsnedbør > ca.150 cm

Subtropisk Klima V > 20 °C

K > 5 ° (Europa) K > 10 ° (USA)

ørken busksteppe græssteppe savanne regnskov årsnedbør >

ca. 70 cm

Tempereret klima V > 10 °C

ørken busksteppe græssteppe savanne regnskov

Polar klima V< 10 ° C

ørken tundra

24 KLIMATOLOGI linger. Bemærk at grænserne mellem de enkelte klimazoner ikke løber i lige linier parallelt med breddegraderne. Dette skyl-des som nævnt at en række andre faktorer (terrænforhold, afstand til hav, vinde og havstrømme), spiller en væsentlig rolle for de lokale temperaturforhold.

VÆKSTPERIODE & BIOKLIMA : Udfra hydrotermfiguren kan planternes vækst-periode aflæses. Vækstperioden defineres almin-deligvis som det antal dage hvor middeltempera-turen er over 10° C. Vækstperioden for Danmark / Vetservig , kan aflæses til ca 5 mdr, fra midt i maj til begyndelsen af oktober måned. De forskellige landbrugsafgrøder kræver imid-lertid forskellige mængder af varme, for ikke blot at vokse, men også at modnes. Den mængde varme som planterne kræver til at modnes kal-des for planternes varmesum. Nedenfor er angi-vet varmesummen for forskellige afgrøder. For at afgøre hvilke planter / afgrøder som kan dyrkes i et givent område må man kende stedets biokli-ma.

Hydrotermfigurer Et områdes årlige gennemsnitlige tempera-tur og nedbørsmængde kan aflæses i en hydrotermfigur. Temperaturen angives som en kurve, der viser gennemsnitlige døgntemperatur i hver af årets måneder. Nedbøren vises som søjler for de enkelte måneder . Bemærk at hydrotermfiguren har to y-akser. En som viser temperaturen i ° celsius og én som viser nedbøren målt i cm eller mm.

Bioklimaet Bioklimaet er et udtryk for den samlede varme-sum som er til rådighed for plantevæksten i vækstperioden, og beregnes ved hjælp af hydro-termfigurens temperaturkurve. Gennemsnits temperaturen aflæses for hver enkelt måneder og ganges med antal dage i mdr. Værdierne for hver mdr. i vækstperioden sammenlægges. Her-med har man den samlede varmesum eller bioklimaet. Bioklimaet eller varmesummen for Danmark kan beregnes til ca 2200 ° C.

Fig. 19. Hydrotermfigur for Vestervig, Danmark.

Udfra bioklimaet kan man vurdere hvilke kultur-afgrøder som kan dyrkes et givent sted. Forskellige afgrøders varmekrav : Appelsin 4800 Oliven 4800 Bomuld 4000 Jordnødder 25-3500 Ris 2200-3400 Majs 2500 Hirse 1700 Hvede 1400

- 0 -

Beliggenhed: 56° N / 8° Ø Højde over havet : 19 m. Årlig nedbør: 75 cm Årlig pot. fordamp.: 57 cm

25 KLIMATOLOGI

NOTER :

1. Dette skyldes at vand har en stor varmeledningsevne, dvs. at den varme som modtages af de øvre vandlag fordeles til dybere lag. Ved bevægelse / strømninger i vandet sker der en yderligere spredning af varmeenergien. Det modsatte gør sig gældende for tørre jordlag, her er det kun selve overfladen der opvarmes. Også varmekapaciteten er afgørende for hvor meget varme en overflade kan opmar-gasinere, og dermed også for hvor meget varme der overføres til omgivelserne. Et stofs varmekapacitet defineres som den mængde varme der skal til for at opvarme et gram af stoffet én grad . Varmekapici-teten for vand er ca. 1 cal / g. For tør jord er værdien ca. 0,3 cal / g, og for fugtig jord 0,6 cal /g.

2. Imodsætning til indstrålingen som kun finder sted om dagen , vil udstrålingen ske døgnet rundt. Dette betyder at energitabet pga. udstråling vil være større end den totale indstråling. Men da vi også ved at jorden ikke bliver stadig koldere , må der være en mekanisme som forhindrer dette energitab , og det er netop den atmosfæriske modstråling også kaldes den naturlige drivhusef-fekt, som skyldes atmosfærens indhold af CO 2 og vanddamp (skyer)