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Geo 31 Klimageo > Vorlesung 1 > Flashcards

Vorlesung 1 Flashcards

1
Q

Wie entwickelte sich die Definition für das Wort KLIMA?

A
  • 1831 von HUMBOLDT zunächst auf den Menschen bezogen
  • KÖPPEN 1923 Mittelwerte betont synthethische und analytische Betrachtung
    • Ortsbezug
    • Zusammenfassung von Witterungen
  • GEIGER 1960 Hinweise auf Mittelwerte und Extrema
    • meterologische Einzelvorgänge
    • Sondererscheinungen
  • BLÜTHGEN/WEISCHET mittlere, häufigste und extreme Ereignisse sowie Raumbezug
    • Raum
    • atmosphärische Zustände und Witterungsvorgänge
    • längere Zeitraumes charakterisitsche Verteilung
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2
Q

Def.: Wetter

A

augenblicklichen Zustand der Atmosphäre, gekennzeichnet durch die meteorologischen Elemente Luftdruck, Lufttemperatur, Wind, Bewölkung, Niederschlag und Strahlung.

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3
Q

Def.: Witterung

A

eine Periode mit ähnlichen Wetterabläufen bei unveränderter Großwetterlage über einen Zeitraum von mindestens einigen Tagen bis höchstens wenigen Wochen.

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4
Q

Def.: Klima

A

angfristige Aspekt des Wetters. Die Elemente, die beim Klima betrachtet werden, sind die gleichen wie beim Wetter. Die Periode, die zur Charakterisie- rung des meteorologischen Regimes verwendet wird, sollte ausreichend lang sein, um statistisch abgesicherte Angaben der verschiedenen Parameter (Mittelwert, Häufigkeit, Extreme usw.) zu geben

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5
Q

Erdrotation

A

Rotation der Erde um die eigene Achse

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6
Q

Erdrevolution

A

Eine Revolution um die Sonne dauert 1 Jahr

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7
Q

Ekliptik

A

Erdbahnebene

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8
Q

Schiefe zur Ekliptik

A

Zurzeit 23.5°

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9
Q

Sonnentag

A

ca. 24h

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10
Q

Sterntag

A

23h 56 min 3,4 s

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11
Q

Def.: Präzession

A

Variation der Eintrittszeitpunkten von Perihel (sonnennächster Punkt) und Aphel (sonnenfernster Punkt) der Erbahn (Periode ca. 25.700 Jahre)

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12
Q

Obliquität

A

Veränderung der Neigung der Kreiselachse der Erde zur Ebene der Ekliptik zwischen 22° und 25,5° (Periode 41.000 Jahre)

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13
Q

Exzentrität

A

Schwanung der Erdumlaufbahn zwischen einer eher kreisförmigen und einer eher elliptischen Form (Periode ca. 95.000 Jahre)

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14
Q

Solstitium

A
  1. Dezember und 21. Juni

EInstrahlunsmaximum

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15
Q

Äquinoktien

A
  1. März und 23. September

der Tag geht in allen Teilen der Erde 12h

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16
Q

bürgerliche Dämmerung

A

(lesen im Freien) bis 6,5° unter Horizont 26 min später

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17
Q

astronomische Dämmerung

A

volles aufleuchten der Sterne

17-18° unter Horizont

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18
Q

Diffusion und Konvektion

A

D: Durchmischung zweier Stoffe

K: Mitführung von thermischer Energie, als auch eine Strömung als Folge eines Wärmestroms

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19
Q

Energiemenge

A

hängt ab von de Erngieinhalt der Sonnenstrahlung

dem Einstrahlungswinkel

der Beleuchtungsdauer

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20
Q

Solarkonstante

A

Wert = 1,36 kW/m2

mittlere Entfernung von Sonne und Erde pro Zeit und Flächeneinheit auf eine Fläche trifft

Enstpricht der Energiemenge Eisschicht von 1cm Dicke in 40 Minuten zu schmelzen weitere 50 Min sieden und 270 verdampt

Wert schwankt aufgrund der elliptischen Kreisbahn der Erde von 1,32 auf 1,48 kW/m2

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21
Q

Energiemenge - Abhängigkeit vom Einstrahlungswinkel

A

S1 = S0*SIN(h)

S1 = S0*COS(z)

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22
Q

Mittagshöhe ausrechnen

A

h = 90° - (φ (+-) α)

φ = geogr. Breite

α = Deklination

h = 90° - (50° + 23½°) Mittagssonnenstand der SOnne bei 50°N am 21. Dezember

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23
Q

Reihenfolge der Atmosphären

A
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24
Q

Die Troposphäre

A
  • ist die Schicht des Wettergeschehens
  • enthält ¾ des gesamten Volumen der Luftmasse
  • Mächtigkeit von 8 km (Polargebiete) und 16 km in den Tropen
  • enthält fast den gesamten atmosphärischen Wasserdampf
  • zeigt in der Regel eine Temp. abnahme mit der Höhe
  • zeigt zonale und jahreszeitliche Veränderungen
  • bildet häufig eine Grundschicht
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25
Q

selektive Absorption

A

ergibt sich der natürliche Treibhauseffekt

ohne T = -18°C

mit T = +14° C

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26
Q

Methan CH4

A

Natürliche Quellen: max 310 Tonnen/Jahr

Anthropogene Quellen: max 460 Tonnen/Jahr

Senken: chemeische Abbabau durch OH-Radikale

Abbau in der Stratosphäre insgesamt 550 Tonnen/Jahr

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27
Q

Treibhausgase

A
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28
Q

Zunahmevon Mittelwert und Streuung

A
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29
Q

Hauptsatz der Thermodynamik

A

U = Q + W

U = innere Energie

Q = Wärme

W = Arbeit

innere Energie ist im geschlossenen System konst.

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30
Q

Solare Strahlung

A

Strahlung transportier Energie

1 J = 0,239 cal

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31
Q

Des elektromagnetische Spektrum

A
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32
Q

Schwarzer Strahler

A

absorbiert vollständig alle auftrefenden elektromagnetischen Strahlung. Er emmitier mit maximal möglicher Strahlungsintensität.

Im Bereich der mittleren+fernen Infrarot verhalten sich natürliche Oberflächen annährend wie ein schwarzer Strahler

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33
Q

Wien’sche Verschiebungsgesetz

A

beschreibt die von einem schwarzen Körper abgegebene Strahlungenergie

Kurven beschreiben die Verteilung der Energie auf die verschiedenen Wellenlängen

Fläche unter den Kurven beschreibt die abgestrahlte Energie

Die Lage des Emissionsmaximums verschiebt sich mit steigenden Temp. zu immer kuurzeren Wellenlängen

lambda max = 2898 µm • K / T

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34
Q

Absorption

A

Strahlung wird absorbiert und diffus reflektiert

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35
Q

Reflexion

A

difuse Refelktion, eine Ablenkung oder Umlengkungder Strahlung an Molekülen und Partikeln in jede Richtung

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36
Q

Stefan-Boltzmann-Gesetz

A

Abstrahlung der Flächeneinheit und pro Zeiteinheit ausgestrahlte Energie ist proportional zu der 4. Potzen von der Temperatur. (Kelvin)

E = σ•T4

doppelte Temp. = 16-fache Ausstrahlung

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37
Q

Kirchhoffsches Gesetz

A

… ist die Gesetzmäßigkeit, welche die Vorgaben zur Emission von Stefan & Boltzmann zum idealen schwarzen Strahler auf die realen Verhältnisse in der Natur umbricht.

E = ε• σ•T4 mit σ =0,567•10-10 [kW/m2 •K4]

ε = Emissionskoefizient schwankt nach Material

natürliche Materialen zwischen 0,80 - 0,99

nicht natürliche Materialien haben einen deutlich nierdrigeren Wert

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38
Q

Def.: Albedo

A

beschreibt den Anteil an einfallender solarer Strahlung, den die entsprechende Oberfläche wieder zurück reflektiert

Qutotient aus refletierter und zugestrahlter solarer Strahlung

Die Reflexion ist anisotrop d.h. richtungabhänhig und sie ist wellenlängen und oberflächenabhängig

Ein schwarzer Körper absorbiert unabh¨nagig vom Strahlungsbereich 100% der Strahlung. Eine Oberfläche die 40% der Strahlung reflektiert hat eine Albedo von 0,4

Temp. ist oberhalb von Oberflächen mit niedriger Albedo höher. Wird durch Diffusion und Konvektion erwärmt.

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39
Q

Bild:

Transmission Absorption Streuung Refelxion

A

Trasmission ist der Strahlungsanteil, der ohne Veränderung auf der Erdoberfläche ankommt.

Auch bei wolkenverhangenem Himmel kommt das gesamt Strahlungsspektrum an der Erdoberfläche an

Reflexion und Streuung ist der Anteil der Strahlung der in der Atmosphäre oder an Oberflächen auf der Erde ohne Veränderung der Wellenlänge reflektiert oder gestreut wird

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40
Q

Wieso ist der Himmel Blau?

Rayleigh Streuung an Luftmolekülen

A

Die Wellenlängenabhängigkeit der Streuung verstärkt die Streuung kurzer Wellenlängen und sort so für den blauen Himmel. Die Streuung ist bei 400 nm 9,4 mal stärker als bei 70 nm

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41
Q

Mie Streuung, Lorenz-Mie-Streuung oder diffuse Streuung

A

Streuung elektromag. Wellen an Objekten deren Durchmesser etwa der Wellenlänge der Strahlung entspricht. Diese Streuung ist wellenlängen-unabhänigig: Objekte erscheinen weiß

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42
Q

Absorption Emission

A

Energie wird absorbiert und in Wärmeenergie umgewandelt.

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43
Q

Strahlungsbilanz S

A

S = I + H + R + E + A

I = direkte Strahlung

H = diffuse Strahlung

I+H = Globalstrahlung

R = reflektierte Strahlung

E = Emission der Erdoberfläche

A = Atmosphärische Gegenstrahlung

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44
Q

Die Strahlungsbilanz im System Erde Abbildung

A

Haupteinnahme kommt aus dem Weltraum (Sonne)

Hauptausgabe an der Obergrenze der Atmosphäre

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45
Q

Merksatz Strahlungsbilanz

A

Die regionale und vertikale Differienzierung der Strahlungsbilanz auf der Erde bedingt horizontale und vertikale Energieflüsse zum Ausgleich dieser Unterschiede. Diese Energieflüsse sind der Motor für unser Wettergeschehen.

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46
Q

Energiebilanzierung

A

±S±L±v±B(±A)=0

anthropogener Wärmestrom häufig in B subsomiert

Strahlungsbilanz S = positiv oder negativ

fühlbare Wärme (L) = Wärmetransport durch Konvektion

latente Wärme (V) = Kondensation und Verdunstung

Bodenwärme (B) = kw

Die verschiedenen Energiebilanzterme kompensieren sich im Laufe des Tages

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47
Q

Energiespeicherung im Boden

A
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48
Q

Wärmeleitfähigkeit λ

A

W/mK = Energie, die den Boden vertikal pro m2 Horizontalfläche und pro Sekunde durchfliesst, wenn der Temp. genau 1 K/m beträgt.

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49
Q

Wärmekapazität C

A

J/Km3

Energie die benötigt wird, um einen Kubikmeter Boden um 1 K zu erwärmen

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50
Q

Spezifische Wärmekapazität c

A

Energie (J), die benötigt wird, um ein Kilogramm Boden um 1 K zu erwärmen.

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51
Q

Messung der Lufttemp. (Wetterhütte)

A

2m über Grund, kurzgeschorener Rase, belüftet, weiß gestrichen, Ausgestattet mit Standardinstrumentierung, nach N geöffnet

Thermograph bzw. Thermohygrograph (Messung der Lufttemp und der relativen Luftfeuchte

Hütten-Psychrometer

Minimum- und Maximum-Thermometer

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52
Q

echte Lufttemp.

A

Mannheimer Stunden = (7+14+2*21)/4 (Deutschland)

(Min+Max)/2 (Frankreich USA)

Uhrzeiten plus doppelte Wertung der Nachstunde zur Ersparnis in der Nacht noch einmal zu messen

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53
Q

fühlbare Wärme

A

Zwei Objekte mit unterschiedlichen Temp. vom wärmeren zum kühleren Objekt Energie transportiert. Der Transport kann durch Konvektion (vertikale Luftbewegung) entstehen

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54
Q

latente Wärme

A

Kann nicht mit Thermometer gemessen werden. DIe Energie wird aufgenommen und gespeichert.

Does geschieht in Form von molekularer Bewegung, immer dann wenn eine Substanz den Aggregatszusatand wechselt.

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55
Q

Frostberegnung

A

Im Obst und Weinbau. Durch die Beregnung wird die im flüssigen Wasser gespeicherte latente Energie frei gesetzt. Das Wasser gefriert und die Umgebungstemp. steigt.

Die Methode funktioniert nur bei keinen starken Winden, da ansonsten das Wasser verdampfen würde und somit 2450 J/g Energie benötigt

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56
Q

Aggregatzustände Wasser

A
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57
Q

Dampfdruck

A

Partialdruck des Wasserdampfes am gesamten Luftdruck. Wird in der selben Dimesion angegeben wie der Luftdruck. Er kann aus der psychromatischen Differenz der Trocken TT und Feuchttemperatur berechnet werden.

Merke: Dampfdruck ist in erster Linie von der Lufttemp. abhängig.

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58
Q

Relative Feuchte

A

ist das Verhältnis der tatsächlichen Luftfeucht zu derjenigen, die bei der realen Temp max. möglich ist.

Diesen Unterschied nennt man Sättigungsdefizit

Die relative Luftfeuchtigkeit vergrössert sich mit abnehmender Temp. und gleichbleibendem Damfdruck.

Die Temp, bei der erstmal RH=100% erreicht wird, ist die so genannte Taupunkttemp. DT

RH = e/E

e = Dampfdruck

E = Sättigungsdampfdruck

Kühlt sich die Temp. ab erhöht sich die relative Feucht, da sich der Sättigungsdamofdruck verkleinert und somit der vorhandene Dampfdruck Prozentual steigert

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59
Q

Unterschied relative Feuchte und absolute Feuchte

A

die relative Luftfeuchte gibt für die aktuelle Temp. und den aktuellen Druck das Verhältnis des momentanen Wasserdampfgehaltes zum macimal möglichen Wasserdamfgehalt an.

Die absolute Luftfeuchtigkeit oder auch Wasserdampfdichte oder Damofdichte ist die Masse des Wasserdampfs in einem bestimmten Luftvolumen.

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60
Q

Messgrößen der Luftfeuchte

A

Michungsverhältnis m g H2O/kg trockene Luft

Spezifische Feuchte g H2O/kg feuchte Luft

Absolute Feuchte a g H2O/m3

Taupunkttemp. DT °C

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61
Q

Mischungskondensation

A

Durch Mischung zweier wasser- dampfgesättigter Luftmassen unter- schiedlicher Temperatur (T1, T2) kommt es zur partiellen Konden- sation von Wasserdampf.

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62
Q

Wolkenarten

A
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63
Q

Was erzeugt vertikale und horizontale Austauschprozesse in der Atmosphäre

A

unterschiedliche Energieflüsse

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64
Q

Was sind vertikale Austauschprozesse?

A

erzwungene Hebung/Absenkung an Hindernissen (Gebirge)

Abkühlung in der Höhe (Zufuhr kalter Luft in Höhe)

Erwärmung an der Basis (Absorption solarer Strahlung)

Konvergenz (Tiefdruck) oder Divergenz (Hochdruckgebiet der Luft

–> Stauniederschläge WIndböen Föhn Gewitter

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65
Q

Adiabatische Prozesse

A

sind Prozesse von Volumenänderungen einer Gasmenge ohne Wärme- bzw. Energiezufuhr bwz. Abgabe in die Umgebung

Kernaussage: Kompression bewirkt Erwärmung, Expansion Abkühlung

trockenadiabatisch 1k/100m

feuchtadiabatisch <1K/100m

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66
Q

Feuchtadiabatisch/Trockenadiabatisch

A

F:

Beim Aufstieg eines Luftpaketes in höhere Schichten der Atmosphäre kühlt dieses zuerst trockenadiabatisch um ΔT = 1 K/100m ab. Wird eine RH von 100% (= Taupunkt) erreicht und wird beim weiteren Aufstieg des Paketes die Luft weiter abgekühlt, dann wird ab Erreichung des Kondensationsniveaus (RH = 100%) durch die Kondensation des überschüssigen Wassers Wärmeenergie freigesetzt. Diese Energie reduziert die Abkühlung in Abhängigkeit von Druck und Temperatur des Ausgangsniveaus auf feuchtadiabatische Werte um ΔT ≈ 0,5K/100m (siehe Tabelle). Umso wärmer die Luft und umso niedriger die Höhe, desto schneller ist der Prozess.

T:

Ensteht dadurch, weil mit zunehmender Höhe der Luftdruck singt und so der Luft erlaubt sich auszudehnen.. DIe luftmoleküle sind weiter voneinander entfernt und bewegen sich weniger schnell. Die fühlbare Energie sinkt.

Materie als auch Energie bleibt in diesem Prozess erhalten.

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67
Q

Der Föhn

A
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68
Q

Schichtungszustand

A
  1. stabil
    wenn ein Luftquan-
    tum beim Aufstei-
    gen in eine neue
    Umgebung
    kühler wird als
    die dort vorhandene Luft
  2. labil
    wenn ein Luftquantum beim Aufstei- gen in eine neue Umgebung wärmer wird als die dort vorhandene Luft.
  3. indifferent
    wenn die Luft gleiche Temo annimmt wie die Umgebung
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69
Q

Umrechungsfaktor Fahrenheit Celsius

A

F = 9/5C + 32°

C = 5/9(F-32°)

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70
Q

Def.: Insolation

A

Insolationist der Einfall der Sonneneinstrahlung damit einher geht die diffuse als auch die direkte Sonneneinstrahlung

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71
Q

Temperaturverlauf in der Atmosphäre

A

Grenze zwischen Troposphäre und Stratosphäre wurde aufgrund des Tempunterschieds festgelegt.

Tropopause liegt über den Polen am niedrisgten ca. 9-10 km. Die Temp. sind an der Tropopause am Äquator viel niedriger, da hier der Temp.Gradient gleich ist wie an den Polen und die Troposphäre wesentlich mächtiger

und oberhalb der Tropen am höchsten 17 km

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72
Q

Troposphäre

A
  • unterste Schichte der Atmosphäre
  • alle Erscheinungen des Wetters
  • enthält Wasserdampf
  • enthält Staubteilchen vom Boden
    • trägt zur Morgen und Abenddämmerung bei und zu roten Himmelsfarben
    • Dienenals Kerne für die Kondensation von Wasserdampf und sind damit mit verantwortlich für Regen
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73
Q

Stratosphäre

A
  • ca. 15 km Höhe (hängt vom Ort ab)
  • Enthält kein Staub und kein Wasserdampf deswegen keine Wolkenbildung
  • Temp. nimmt zu
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74
Q

Mesosphäre und Mesopause

A

Temp. nimmt in der Mesosphuare kontinuierlich ab. Bis -80°C

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75
Q

Thermosphäre

A
  • Luft ist sehr dünn
  • herrschen hohe Temp.
  • allerdings wenig Energie aufgrund der dünen Luft
76
Q

Druckabnahme pro Meter

A

alle 275 M Druck 1/30 des urspünglichen Wertes ab.

77
Q

Messung der relativen Feuchte

A

Relative Feuchte (Indikatpor verhältnis von absouluter Sättigung zu vorhandenem Wasserdampf)

Hygrometer–> Haarsträne verlängert und verkürzt

Schleuderpsychrometer –> 2 Thermometer eines mit feuchtem Messpunkt das andere trocken. Wenn relative Feuchte 100% dann verdunstet kein Wasser –> die Temp. ist gleich

Aspirationspsychrometer –> mit Gebläse ausgestattet

78
Q

Welche großen Wolkenklassifikationen gibt es?

A

Zunächs nach Form: Stratus(Schichtwolken) und Kumulus (Haufenwolken)

4 Wolkenfamilien: 3 sind durch ihre Höhenlage gegliedert. Die vierte Gruppe Gruppe der Wolken ist die Kumulusgruppe welche sich in vertikaler Richtung ausdehnt.

79
Q

Stratuswolken

A

bilden Decken

erstrecken sich über große Gebiete. Reräsentieren (Organsisieren) labile Luftschichten . Kondensation findet über ein großes Gebiet ab.

Können große Mengen an Schnee oder Regen liefern.

80
Q

Kumuluswolken

A

bilden runde Formen

Sie repräsentieren blasenförmige Pakete wärmerer Luft, die aufsteigen weil ihre Dichte geringer ist. Der Niederschlag ist auf kleine Gebiete konzentriert.

Erstreckt sich über mehrere Höhenlagen

81
Q

hohe Wolken

A

6-12km Höhe

Wolken bestehen aus Eiskristallen

Zirrus (Ci)
dünne, federförmige Wolke, lässt Licht von Sonne und Mond nahezu ungehindert durch. Bewegen sich vom Boden betrachtet sehr langsam allerdings trügt dieser Schein. Tatsächlich zeigen sie das Vorhandensein eines Jetstreams an.

Zirrostratus (Cs)
flächendeckende Zirruswolken

Zirrokomulus (Cc)

WIrd verwendet, wenn es sich um eine Häufung handelt. Schäfchenwolken.

82
Q

mittlere Wolken

A

2-6 km Höhe

Altostratus
deckenförmige Wolke, oft über gesamtem Himmel, meistens Grau, glatte Unterseite. Heller Fleck ist Position der Sonne.
Zeigt das herannahen von einer Niederschlagsperiode an.

Altokumulus

ist eine Schicht aus einzelnen Wolkenmassen. normalerweise gutes Wetter.

83
Q

nierdige Wolken

A

0-2 km

Stratus (St)

dichte, niedrige dunkelgraue Wolkenschicht.

Nimbostratus

heißt die Stratuswolke wenn Regen fällt.

Stratokumulus

ist eine niedrige Wolkenschicht mit voneienander getrennten massigen Wolken mit Durchblicken zu hohen höhen. Bilden manchmal lange Walzen Quer zur Windrichtung. Treten häufig mit freundlichem klaren Wetter auf, allerdings sind kurze schauer möglich

84
Q

Kumulus

A

SInd höher als Breit, weiße massige Haufenwolken

Kumulus (Cu)

Kumulusnimbus (Cb)
Die Gewitterwolke, starker Regen; von Seite weiß von unte schwarz grau;

Nimbostratus (Ns)

Cumulus congestus
Vergrößtere Kumuluswolken

85
Q

Voraussetzungen für Niederschlag

A

Niderschlagsentstehung: Abkühlung

Wassersättigung der Luft (RH = 100%; TLuft = TTaupunkt

Phasenübergänge: Kondensation und Gefrieren

Wachsen der Wassertröpfchen und Eispartikel

86
Q

Nebeldbildung

A

Transport von Luft über eine kältere Unterlage

87
Q

Def.: Konvergenz

A

bezeichnet in der Meterologie den Vorgang eines horizontalen Massenzuflusses in ein Gebiet relativ niereigen Luftdrucks

es entstehen advektive Niderschläge

88
Q

advektive Niederschläge

A

AN ist an die Entstehung von dynamischen Tiefdruckgebieten gekoppelt. Diese T bilend sich außerhalb von den Tropen, in dem sich kalten polaren Luftmassen und die warmen subtropischen Luftmassen miteinander vermischen.

Da unterschiedliche temperierten Luftmassen unterschiedliche Dichten habe, bilden sich Wirbel aus.

Diese Wirbel (Tiefdruckgebiete, Zyklonen) entwickeln sich dynamisch und werden aufgrund des Westwinddrift nach Osten , also vom Atlantik nach Europa verlagert.

An einer flacher geneigten Warmfront gleitet großerflächig warme Tropikluft auf polare Kaltluft

Cirrus –> Cirrostratus –> Altostratus –> Stratus –> Langanhaltender Landregen

Tröpfchengröße 1-2 mm

89
Q

kovektiver Niederschlag

A

typisch für sommerliche Gewitter –> Luft erwärmt sich und kühlt beim Aufstieg ab und regnet dann ab.

Ist abhängig von Energie am Boden

Dunkle Oberflächen begünstigen Konvektion.

An den Tropen ist die Konvektion am höchsten –> inntertropische Konvektion(ITC) wird zusätzlich durch die NE und SE Passate unterstützt.

Esn entstehen Cumulonimbuswolken

5-10 mm

90
Q

Orographischer Niederschlage Entstehung

A

enstehen, wenn Luftmassen gegen ein Gebirge treffe und gezungen werden, es zu überströmen.

Luv–>angströmte Gebirgsflanke
Lee–>Abstromrichtung gelegene Flanke

  1. trockenadiabatisch
  2. sobald Kondensationsniveau erreicht–> feuchtadiabatisch (latente Energie)
  3. Tropfengewicht>Auftriebskraft==>Regen
  4. Da ausgeregnet trockene Luft
  5. sinkt trockenadiabatisch ab
91
Q

Tröpfchenbildung

A

Nierderschlag fällt. wenn Tropfen nicht gegen die Schwerkraft in Schwebe gehalten werden können.

Anlagerung an Kondensationskernen (Aerosole, Staub, Salze, Kristalle

Bergeron-Findeisen-Prozess (Tropfen wachen über das Zwischenstadium Eis, das beim Fallen schmilzt

Kollisionstheorie (koagulation durch Kollision)

Absorptionstheorie (Bei Vertikalbewegung erfolgt Absorption kleiner Tropfen (=Koaleszenz, das Zusammenflißen von Wolken und Regentröpfchen)

92
Q

Koaleszenz

A

das Zusammenfließen von Wolken- oder Regen- tröpfchen, sobald diese sich berühren.

wesentlicher Prozess für die Bildung von Niederschag in waremen, d.h. über 0°C warmen Wolken.

93
Q

Niederschlag Rekorde

A
94
Q

Landregen dauer

A

<6h

95
Q

Dauerregen

A

> 6h und > 0,5 mm/h

96
Q

starker Dauerregen

A

> 6h und > 1mm/h

97
Q

Raureif

A

Bei Dauerfrost gefrieren Nebeltröpfchen und lagern sich an Grashalme, Zweige usw.

98
Q

Messfehler bei Regenmessung

A
99
Q

Niederschlagsart konvektiv

A

kleinflächig

100
Q

Niederschlagsart advektiv

A

großflächig

Flachlandreleif ~ 1000 km2

Mittelgebirge <100-300 km2

Hochgebirge <1 - 10 km2

101
Q

Durchscnittliche Niederschlagsgröße Deutschland

A

ca. 770 mm/a

Abnhame von Ost nach West

102
Q

Windrichtung bei verschiedenen Druckgebieten

A

Wind geht von Hoch zu Tief

103
Q

Luftbeweugungen

A

Wenn Luft erwärmt wird konvergiert sie. Flueßt also zusammen. Dies führt in Zusammenfluss zu Aufwinden

In den oberen Luftschichten divergiert sie. Fließt also auseinander, und sinkt schlißlich zu Boden.

Über Tag wärmen sich z.B. Landgebiete stärker auf, asl das Meer. es entsteht ein Luftdruckgradient von Land zum Meer. Der WInd weht in Richtung Land. Über Nacht kühlt sich das Land schneller ab, was zu einem umgekehrten Gradienten führt. Der WInd weht in Richtung Meer.

104
Q

Von was ist Verdunstung abhängig?

A

Differenz zwischen dem Dampdrcuk an der Oberfläche und dem der obeflächennahen Luft (Sättigungsdefizit)

der and der Oberfläche zur Verfügung stehenden Energie

der Menge des in der LUft abtransportierten Wasserdampfes

der Menge des an der Oberfläche vorhandenen oder dorthin transportieren Wassers (Wasserdargebot)

105
Q

Evaporation

A

abiotische Obferflächen

106
Q

Transporation

A

Verdampfung oberhalb der Vegetation

107
Q

Evatranspiration

A

Beide Teilprozesse Evaporation und Traspiration vereint.

Unterscheidung ziwschen potenziell Evapotranspiration (Wasserverbracuh einer Standart Grasvegetation im aktiven Wachstumsstadium bei optimaler Wasserversorgung) und der aktuellen Evatranspiration (tatsächlich erfolgenden Verdunstungsverlust bei den vorherrschenden lokalek Gegebnehiten)

108
Q

Physikalische Evatranspiration

A

Brown’schen Molekularbewegung. So starke Energiezufuhr, dass Wassermoleküle aus dem Flüssigkeitsverband diffunieren können. Überwinden Van-der-Vaals-Kräfte

109
Q

Meterologische Vorgänge Evatranspiration

A

Vertikale (konvektive Bewegungen ergeben sich aus der Strahlungsenergie der Sonne.

BOWEN-Verhältnis (latente Wärme zu fühlbarer Wärme)

advektive also Horizontale Luftbewegung ergeben sich aus Luftdruckdifferenzen

110
Q

Berechung der Potentiellen Evatranspiration

A

HAUDE-Gleichung dient dazu, potientielle Tagesverdunstung für verschiedene Landnutzungskarten zu berechnen. Genauste Berechnung im Vergleich

THORNTHWAITE

TURC

111
Q

Piche Evaporimeter

A

Papierscheibe dient als Verdunstungswiderstand

112
Q

Class A-Pan

A

Messung durch Volumen- bzw. Massenänderung

1,14 m2

Liefern nur Schätzwerte.

Der sogenannte Oasenefekt ist eine mögliche Fehlerquelle. DUrch zu kline Flächen erfolgt ein rascherer Wasserumsatz.

113
Q

Lysimeter

A

ungestörte Bodenmonolithe, die bewachsen sind, durch natürliche Niderschläge bewässert. Das durchsickernde Wasser wir im Boden aufgefangen und gemessen. Aus Differenz zwischen Niederschlagsertrag, Bodenwasseränderung und Versickerung wird die aktuelle Evatranspiration gemessen.

114
Q

Aneroid Barometer

A

Messung ohne Flüssigkeit

115
Q

Luftdruck unter Normalbedingungen

A

p = 1013 hPa

bei 0m NN

Temp. von 0° C

Normalschwere 45° n. oder s. Br.

Die Abnahme des Luftdrucks verläuft nicht linear

116
Q

Berg-Tal-Windsysteme

A

Tags Hangaufwind: Fels wärmt sich auf; Luft steigt auf; es entsteht ein Tiefdruck. im Tal kühler: Wind weht Hangaufwärts. in der Nacht kühlt der Fels schneller ab es entsteht ein Hochdruck==>Wind weht nach unten.

Tagsüber Tal-Bergwind

Nachts Berg-Talwind

117
Q

Konvergenz Divergenz bei Windsystemen

A
118
Q

thermisch induzierte Druckgebilde

A

Ferrel’sche Druckgebilde

Monsuntief über Himalaya

Winterliche Kältehochs über Sibirien und Kanada

119
Q

Druckgradient und Gradientenkraft

A

Druckgradient = Druckdifferenz / Distanz = horizontaler Luftdruckgradient.

120
Q

Corioliskraft

A

ist eine ablenkende Kraft.

Alle Bewegungen auf der Erde sind dieser Kraft ausgesetzt. Flüsse unterspülen mehr das recht als das linke Ufer auf der Nordhalbkugel. Die Mitführgeschwi. ist am Äquator am größten.

Ein Wind der vom Äquator nach Norden weht gelangt in Gebiete, die sich langser um die Erdachse drehen. itführgeschgwind ist geringer. Mit hoher Roationsgeschw., eilt der WInd der Erddrechung voraus und wird nach Osten abgelenkt.

Nordhalbkugel immer Ablenkung nach rechts.

Südhalbkugel immer nach links.

Scheinkraf, welche im ruhenden Bezugssystem nicht orhanden ist.

121
Q

geostrophischer Wind

A

ist ein isobarenparalleler, reibungsfreier Höhenwind, der keinen Druckausgleich herbeiführen kann.

Gleichgewicht von Gradientenkraft und Corioliskraft.

122
Q

ageostrophischer Wind

A

oder Reibungsiwnd ist ein bodennaher WInd, der Druckausgleich herbeiführen kann.

123
Q

Was besagt das Buys’Ballot’sche Gesetz

A

Wenn man im nOrden mit dem Rücken zum WInd steht, dann liegt das Gebiet des niedrigeren Luftdrucks links und das mit höherem Luftdruck rechts.

124
Q

PFZ

A

Diese planetarische Frontalzone ist eine Zone maximaler Druckgradienten zwischen polarer Kaltluft und tropischer Warmluft. Dies führt zur Aus- bildung von Strahlströmen (Jet Streams), die in der höheren Atmosphäre der Mittelbreiten mit Geschwindigkeiten von 100 – 500 (600) km/h wehen.

Die PFZ verläuft da wo sich die Isobaren verdichten.

125
Q

Westwindzonenverlauf

A

Wird durch orographische Hindernisse (Alpen, Himalaya, Rocky Mountains als auch thermischen Druckgebilden modifiziert.

DIe Höhenströmung bildet Mäander und varriert bis hin zu einer blockierenden Situation.

126
Q

Planetarische Zirkulation

A
  • Polares Hoch
  • Frontalzone
  • Subtropische Hochdruckgürtel
  • Passatw
    *
127
Q

Ryd-Scherhag-Effekt

A

Durch Veränderung des Druckgradienten verändert. Aufgrund der Massenträgheit wird eine geostrophische Strömung in einem mit sich änderndem Luftdruckgradienten erst zeitverzögert erreicht. ==> Kurze Zeit nicht parallel zu den Isobaren. Luft fällt ab oder steigt auf.

128
Q

Unterschied thermisch iduzierten und dynamisch induzierten Druckgebeilden

A

TID: gegensätzliche Druckgebilde

DIZ weist der Luftdruck durch alle Schichten der Atmosphäre die gleichen bzw. ähnliche Druckverhältnisse auf.

129
Q

anti- und zyklonal

A

Ein Zentrum mit niedrigem Druck nennt man Zyklon eines mit hohem Luftdruck antizyklonal.

130
Q

Kaltfront Warmfront

A

Kaltfront Dreiecke

Warmfront Halbkreise.

131
Q

Entwicklungsstadien außtertropischen Zyklone

A
132
Q

Wetter beim Durchzug einer Polarfrontzyklone

A

Kaltluftzone:
Sobald die Kaltfront die Warmfront einholt, ist die Kaltfront oberhalb der Warmfront. Dadurch ergibt sich eine starke Lablität und es gibt ausgeprägte vertikale Lufttransfers

Quellwolken mit Schauer und Gewitter. Wechsel zwischen Aufklarungsabschnitten und Schauern. Aufheiteurng und Luftdruckanstieg. Gute Fernsicht.

Warmluftzone:
Warmluft gleitet über Kaltluft, dadurch gibt es eine stabile Schichtung und keinen Vertikalaustausch. Es entsteht ein Cirrusschirm. Zunehmend dichter werdene Wolken. gemächlich einsetzender, aber langanhaltender Landregen.

Es bilden sich Schichtwolekn (Ci-Cs-As) nit nachfolgendem Dauerregen (Ns)

133
Q

Die Okklusion

A

Trifft die Kaltfront auf die Kaltzone kommt es zu einer Okklusion (Zusammenschliuss). Die Warmluft wird komplett vom Boden verdrängt und steigt nach oben es entsteht eine stabile Wetterlage.

134
Q

Inntertropische Zirkulation/ Hadley-Zelle

A
  • Durch hohe EInstrahlungsenergie steigen Luftmassen in der Äquatorregion auf.
  • Abfließen der Luftmassen in der Höhe nach Nord und Süd.
  • Flächenkonvergenz: Absinken der Luftmassen (Passat_Inversion) Hochdruck (30° Breite=Roßbreiten + Wendekreiswüsten
  • Nachströmen der Luft aus den Roßbreiten in die ITC Region
  • Flächendivergenz: Absinken der Luftmassen Stabilisierungstendenz. (Passat-Strömungen)
135
Q

äquatoriale Tiefdruckrinne

A

ensteht durch die hohe Energieeinstrahung in der Äquatorregion. Aufsteigen von Luftmassen (ITC)

136
Q

Subtropische Hochdruck

A
137
Q

SUbtropische Hochdruckgürtel

A

Durch den ständigen Aufstieg von Luft in der ITC. Divergiert die über der ITC ausgedehnte Luft durch den Antipassat in Richtung Norden und Süden. Auf dem Weg zu etwa 30° s. und n. Br. sinkt sie ab und wärmt sich aufgrund der Kompression trockadiabatisch auf. Dadurch steigt auch die Aufnahmefähigkeit von Wasser, es regenet also selten. Wüsten bilden sich.

138
Q

Monsun

A

Sommermonsun
Während der SOmmermonate bilden sich über den großen kontinentalen Flächen aufgrund hoher Temp. Tiefrduckgebiete aus.. Es entsteht ein NordOst Passat. Diese Winde haben eine hohe Luftfeuchtigkeit, da sie warm sind un dviel Wasserdampf uber dem Meer aufnehmen können. Am Himalayagebirge regenensie zu Luv Seite größtenteils ab. Es kommt zzu einem sehr humiden Klima.

Wintermonsun
Es entsthet über Sibieren ein Hochdruckgebiet. Der NordOstPassat sird zum dominierenden Wind auf der Nordhalbkugel der Erde. Der Passat führ trockene Winde mit sich und äußert sich meistens in einem trockenen Klima.

139
Q

Vb Wetterlage

A

Vorstoß maritimer Polarluft (mP) vom Atlantik über das Mittelmeer; mP ist kalt und besitzt daher nur geringen Feuchtegehalt; über dem im Herbst noch warmen Mittelmeer erwärmt sich dieses Luft und kann große Mengen Wasser aufnehmen; charakteristische Zugbahn des Tiefs von Süden über die Alpen; Folge sind hohe Niederschläge auf der Alpensüdseite (Hochwasser + Erdrutsche), je nach Situation auch Verlauf über Osterreich, Tschechien und Polen mit Gefahr von Hochwasser an Donau und Elbe (2002, 2006)

140
Q

Reihenfolge der Windzonen

A

PFZ

SRH

ITC

SRH

PFZ

141
Q

Hadely-Zelle

A
  1. max troposphärische Massenkonvergenz
  2. Konbektion wg. Zenitstand der Sonne + Passatkonvergenz –> Selbstverstärkung durch Freiwerden latenter Eneergie
  3. Ausbildung eines Höhenhochs
  4. Randtropen gerinerger Durck aks in den inneren Tropen in gleicher Höhe (relative Druckunterschiede !!!)
  5. durch Corioliskraft abgelenkte, polwärtige Höhenströmung (Subtropenjets STJ)
  6. Ausbildung eines Bodenhochs aufgrund der Meridiankonvergenz (relatice Druckunterschiede !!!)
  7. am Boden: Ausblidung des NI-Passats
142
Q

Walker-Zirkulation

A

merdidionale (zum äquator parallel) Strömung. i.d.R. bodennah von Ost nach West über den Pazifik. Auf sie wirkt die Corioliskraft nicht, da sie sich fast auf dem Äquator bewegt.

143
Q

genetische Klimaklassifiaktion

A

Genetische Klimaklassifikationen basieren auf ihre Entstehung aus der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre. Ein Ort wird also anhand seiner Lage in einem bestimmten „Windgürtel“ einer Klimazone zugeordnet.
In der genetischen Klimaklassifikation nach Flohn gibt es zum Beispiel vier Zonen mit beständigem Klima, die sich ganzjährig unter Einfluss eines Wind- systems befinden. Zwischen ihnen gibt es drei alternierende Zonen, die im Jahr von zwei unterschiedlichen Windsystemen beeinflusst werden.

144
Q

Effektive Klimaklassifiaktion

A

Effektive Klimaklassifikationen basieren auf der Wirkung des Klimas und werden nach den Zusammenhängen zwischen Klimaelementen und Vege- tation differenziert. Es wird versucht, dass die Klimatypen möglichst mit der Verbreitung von Vegetationsformen zusammenfallen. Dabei werden die einzelnen Klimazonen und -typen mit Schwellenwerten voneinander abge- grenzt.
Eine der bedeutendsten effektiven Klimaklassifikationen stammt von Wladimir Köppen, die von ihm erstmals um 1900 beschrieben wurde.

145
Q

Klimadiagramm nach Carl Troll

A

Klimadreieck Arid Humid Nival

146
Q

Klimadiagramme nach Walter & Lieth

A

trockene und feuchte Zeiträume mit unterschiedlicher Skalierung der Achsen. 2/1

Skalenwechsel bei Niederschlag größer als 100 mm.

warme Jahreszeit ist immer in der Mitte

Temp.-Kurve über Niederschlagskurve: arider Monat

Temp.-Kurve unter Niderschlagskurve: humider Monat

147
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: a

A

Station

148
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: b

A

Höhe über dem Meer

149
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: c

A

Zahl der Beobachtungsjahre

150
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: d

A

mittlere Jahrestemp.

151
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: e

A

mittlere Jährliche Niederschlagsmenge

152
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: f

A

mittleres tägliches Minimum des kältesten Monat

153
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: g

A

absolutes Minimum

154
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: h

A

mittleres tägliches Maximum

155
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: i

A

absolutes Max.

156
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: j

A

mittlere tägliche Temp.-schwankung

157
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: k

A

Kurve der mittleren Monatstemp.

158
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: l

A

Kurve der mittleren monaltichen Niederschläge

159
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: m

A

Dürrezeit punktiert

160
Q

Klimmadiagramme nach Walter und Lieth: n

A

humide Jahreszeit vertikale schraffiert

161
Q

Klimaklassifikation nach Köppen und Geiger

A
162
Q

Köppen und Geiger: A

A

tropisch warme Regenklimate

163
Q

Köppen und Geiger: B

A

Trockenklimate BW und BS nach thermischen Kriterien auf der Basis der Mitteltemp. des wärmsten und des kältesten Monats

164
Q

Köppen und Geiger: C

A

warmgemäßigte Klimate

Ca: sommerheiß +22°C

Cb: t>10°C mehr als 4 Mon lange Sommer

Cc: 1-4 Mon. kurze Sommer t>10°C

165
Q

Köppen und Geiger: D

A

boreale Klimate

Da = sommerheiß +22°C

Db=mehr als 4 Mon. lange Sommer t>10°C

Dc = 1-4 Mon. kurze Sommer t>1-0°C

166
Q

Köppen und Geiger: ET

A

schneereiche Tundrenklimate

mit. Temp. des wärmsten Monats <10°C

167
Q

Köppen und Geiger: EF

A

Klimate ewige Frostes

mitt Temp des wärmsten Monats. <0°C

168
Q

Klimaklassifikation nach Troll und Paffen

A

thermische differnziert

Hauptklimate römische Ziffern; Untergliederung arabische Ziffern

Hochgebierge ausgenommen

169
Q

Klimaklassifikation Lauer & Frankenberg

A

Basis Strahlungs Wärme und Wasserhaushalt

170
Q

Klimaklassifikation Hochgebirge

A

https://www.dropbox.com/s/h650lc46pw09ffj/Screenshot%202013-12-10%2022.48.19.png

171
Q

Studienort Tübing

A

Geograph. Länge 9°09’

Geogr Breite 48,5° nörliche Breite

max. Sonnenhöhe 90 + 23,5 -48,5 = 45
min. Sonnenhöhe 90 - 23,5 - 48,5 = 65

Jahresmitteltemp. 8° C

Jahresmittel Niederschlag 820 mm

172
Q

Berechnung von Geschwi. auf einer Kugel

A

2*pi*r/T

173
Q

Scheinbare SOnnenbahnen für die Äquinoktien berechnen

A

Winkel berechnen für den Zenit ==> 90°-geogr.Breite, da SOnne auf Äquator steht.

Sonne geht genau im Osten auf und im Westen unter

174
Q

Anthropogene Treibhausgase

A

FCKW = Kühlmittel von Kühlschränken + ehemals verwendet in Sprühdosen

Methan CH4 Fermentation durch Wiederkäuer

CO2 Verbrennung von Kohle

175
Q

Strahlungsbilanz

A
176
Q

Tautochronen-Diagramm

A
177
Q

Temperatur-Gradient

A

Höchsttemp-MinTemp/Bodendicke==> K/cm

178
Q

Faktoren die das Klima eines Ortes bestimmen

A

Lage; Höhe; Meeresnähe; top. Lage

179
Q

Stefan-Boltzmann-Gesetz

A

ist die Gesetzmäßigkeit, welche die Fläche unter den Kurven
Stefan-Boltzman-Gesetz (1)
des Wien‘schen Verschiebungsgesetzes erklärt.
Bei einem schwarzen Strahler ist die Energieausstrahlung E der Oberfläche (kWm-2) proportional der 4. Potenz der absoluten Ober- flächenstrahlungstemperatur To des Körpers

E = ø • T4

Gild nur für ideale schwarze Körper

180
Q

Um was für eine Frint handelt es sich

A

Klatfront Idealzyklone

181
Q

Skizziere Ageostropphisch und Geostropischen Wind

A
182
Q

Wie schnelle bewegt sich ein Luftpaket am Äquator bzw. in Tübingen

A

V = R • cos y • w

RErde = 6378 km

WErde = 7,3*10^-5 1/s

Tübingen 48°

Äquator 0°

183
Q

Strahlugsbilanz der Erde

A
184
Q

Thermoisophletendiagramm

A
185
Q

Wiensches Verschiebungsgesetz und Konstante

A

2989 µm K

ymax • T = Const

Wichtig T in Kelvin umrechnen also plus 270K

186
Q

Gase in der Atmosphäre

A

Stickstoff 78%

Sauerstoff 21∞

Argon 0,93% ==> Edelgas

CO2 0,036%

Geo 31 Klimageo (2 decks)

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