KLIMATOLOGI NATURGEOGRAFI INDHOLDSFORTEGNELSE: af Otto Leholt ver.3.1 marts 2005 INDLEDNING :... 2

Transkript

1 Side 1 af 29 NATURGEOGRAFI 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 TEMPERATUR... 9 LUFTTRYK OG VINDE TERMISKE LUFTTRYK: DET GLOBALE VINDSYSTEM HYDROSFÆREN VANDETS KREDSLØB FORDAMPNING AFSTRØMNING LUFTFUGTIGHED NEDBØRSDANNELSE STIGNINGSREGN OG FØHNVINDE NEDBØRSFORDELING MONSUNREGN KLIMA- OG PLANTEBÆLTER HYDROTERMFIGURER BIOKLIMAET... 27

2 Side 2 af 29 INDLEDNING : Ordet "klima" er græsk, og betyder "hældning", her jordens hældning om sin egen omdrejningsakse. Hermed er allerede angivet at jordens hældning har afgørende betydning for klimaforholdene på de forskellige breddegrader. Når vi taler om klima, er det noget andet end det dagligdags ord vejret. Med vejret mener vi hvordan temperatur, nedbørsforhold, vind osv. opleves på et bestemt sted på et givent tidspunkt. Et områdes klima, er derimod defineret ved de gennemsnitlige temperaturer over en 30 årig periode. Klimaet er en del af de naturlige livsbetingelser livet er underlagt. Alt levende liv på jorden er betinget af lys og varmestråling fra solen. Solen er jordens livgivende energikilde, men uden jordens tynde atmosfære ville livet i dets nuværende form ikke være muligt. Som en tynd skal omkring jorden, beskytter atmosfæren os fra dødelige stråler fra rummet og verdensrummets kulde. I atmosfærens nederste lag udspiller sig de vejrfænomener, som skaber de forskellige klimaforhold på jorden, og dermed de fysiske betingelser for livet i alle dets jordiske varianter. Atmosfæren I det følgende afsnit skal vi alene se på de globale variationer i temperaturforholdene, som kan forklares udfra jorden kugleform, jorden hældning 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 C og flere mio. C i dens indre. Alle legemer udsender energi i form af elektromagnetisk stråling. Denne stråling vil oftest være langbølget varmestråling. Men jo varmere legemet 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. Klimaet, forstået som temperatur og nedbørsforhold, 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 praktiseres i de enkelte klimazoner. Dette betyder dog ikke at klimaet alene bestemmer hvordan landbruget er udformet i et bestemt område. Ud over klimaet spiller historie, tradition, økonomiske, sociale og politiske forhold en ligeså vigtig rolle for landbrugets 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 betydning dette har for plantevæksten. Jorden udgør sammen med Merkur, Venus og Mars, de fire solnære planeter. Nærmest solen er Merkur i en afstand af ca. 58 mio. km, herefter 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. Solsystemets 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 temperatur 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 dagtemperaturer på ca. 400 C.

3 Side 3 af 29 Så alt i alt er jorden nok det bedste sted i verden. Indstrålingen Temperaturforholdene på jorden er - som alle ved - meget forskellige. Fra de dampende varme ækvatoriale områder, til de iskolde og dybfrosne polare områder. Dette kan alene forklares med jorden kugleform. P.g.a. solens størrelse og afstand fra jorden, kan solens stråler opfattes som parallelle stråler. Men indstrålingsvinklen - eller solhøjden - falder jo længere væk vi kommer fra ækvator. Som vist i fig. 1, betyder 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 jordoverfladen. 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 solstrålingen øges (herom senere). Eksempel : hvis du lader en lampe lyse lige ind på en væg (90 ) vil du med hånden kunne mærke at vægen opvarmes - hvis du nu lader lampen lyse skråt ind på væggen vil du ikke kunne mærke opvarmningen - lampen skal nu opvarme et større areal. Men som enhver ved ændrer solhøjden / indstrålingsvinklen 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 retning, nemlig imod Nordstjernen. Jordaksens hældning er konstant på 66 ½ i forhold til jordens omdrejningsplan rundt om solen. Derfor vil solhøjden (indstrålingsvinklen) ændres året igennem, 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 således - set fra den

4 Side 4 af 29 nordlige halvkugle : Sommer - Ved sommersolhverv (21. juni) er der indstrålings maksimum ved 23 1/2 N, dvs. den nordlige vendekreds ( Krebsens). 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 sydlige halvkugle. Her vil området syd for den sydlige polarcirkel (66 ½ S) henlægge i mørke døgnet rundt. Vendekredsene afgrænser således det område omkring Ækvator, hvor solen altid på et givet tidspunkt og sted, vil stå i zenit. Efterår - Ved efterårsjævndøgn (23. september) står solen i zenit lige over Ækvator. Dag og nat er lige lange på denne dag. Herefter bliver dagene kortere og nætterne længere på den nordlige halvkugle, og omvendt på den sydlige halvkugle. Vinter - Ved vintersolhverv (22. december) 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 sommersolhverv vil dagene blive længere og nætterne 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 m 2 overflade efter årstid og breddegrad Af ovenstående følger også at de årlige temperatur udsving er mindst i de ækvatoriale områder, hvorfor man her ikke skelner mellem årstider som vinter og sommer. På de højere 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 betydelig 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 variere 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) Kilde : W.Dansgaard : Klima, vejr og menneske, s.12 Prøv udfra oplysningerne i fig. 4 at beregne solhøjden ( indstrålingvinklen) i Danmark (56 N) til hver af de fire tidspunkter? Spørg evt. jeres matematik lærer om hjælp

5 Side 5 af 29 JORDENS ATMOSFÆRE Man kan nogle gange høre taleformen: Det var det rene luft, om noget som opleves 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 altafgørende betydning som den rene luft : atmosfæren. På jordens vandring rundt om solen, befinder 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 klima- og vejrprocesser udspiller sig i atmosfæren, skal atmosfærens sammensætning kort beskrives i det følgende. Truslen fra rummet Der er egentlig megen realitet i sciencefiction 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 livsfarlig for planter, dyr og mennesker. Hertil kommer en regn af faste partikler, de fleste støvkorn, men også større partikler som meteorer og endnu større meteoritter. Men atmosfæren udgør et skjold som beskytter os imod den skadelige stråling såvel som størstedelen af de faste partikler. Størstedelen af solens skadelige ultraviolette stråling (uv-) bliver absorberet i ozonlaget, som findes i ca km højde. I de senere år har man ved målinger over polerne konstateret huller i det beskyttende ozonlag, hvorved en større del af den skadelige uv-stråling trænger ned til jordoverfladen. Disse ozonhuller er formentlig 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 størrelse 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 gnidningsmodstanden fra luftmolekylerne, brænder op. De lidt større partikler, meteorer på størrelse med grus og småsten, brænder ligeledes op i atmosfæren, og kan ses som stjerneskud. Større partikler, kaldes meteoritter, og har en størrelse (f.eks. som en fodbold eller større..) så de ikke når at brænde op i atmosfæren. I dag regnes 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 nuværende 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 bombarderet af meteoritter blev omgivelser tilført en række gasser eller luftarter, først og fremmest metan, ammoniak, kvælstof (N 2 ) og vanddamp (H 2 0), 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 verdensrummet. Med jordoverfladens afkøling dannedes den faste skorpe som kontinenterne i dag udgør. Efter ca mio. år var afkølingen så fremskreden, at vanddampen i luften fortættes og blev til jordens 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 udvikledes plantelivet først i havet senere på landjorden. 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

6 Side 6 af 29 der gennem planternes fotosyntese produceret ilt til atmosfæren. Hermed begyndte atmosfæren at få den sammensætning som var betingelsen for udviklingen af et højere dyreliv. Atmosfærens opbygning Atmosfæren nuværende sammensætning er som vi har set et resultat af dels de tidlige tiders geologiske aktiviteter og dels plantelivets udvikling. Atmosfærens sammensætning - i tør luft og her angivet i rumfangsprocent) er som følger: kvælstof 78 % (N) ilt 21 % (0 2 ) argon 0.9 % kuldioxid % (C0 2 ) 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 består af bl.a. kuldioxid (CO 2 ). Herudover indeholder atmosfæren svævende støv- partikler og saltkrystaller. Disse partikler spiller en vigtig rolle for nedbørsdannelsen, idet de fungerer som kondensationskerner, hvorom vanddampen kan fortættes og blive til regndråber. I atmosfærens nederste lag; Troposfæren udspiller sig alle de vejrprocesser som bestemmer de klimatiske forhold som det levende liv er underlagt. Troposfæren udgør ca. 80 % af hele atmosfærens samlede masse på ca 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 således i ca. 18 km højde, over Danmark i 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 troposfærens ydergrænse er temperaturen faldet til ca grader. op på + 80 C. I stratosfæren befinder ozonlaget sig, som absorberer hovedparten af solens uvstråling. Herefter følger mesosfæren i km højde. Temperaturen synker her til mere end - 90 C, og atmosfæren er stadig så tæt at meteorer brænder op under passagen. I termosfæren spaltes iltmolokyler af solens ultraviolette stråler, hvorved der frigøres varme. Dagtemperaturerne kan her overstige 800 C og samtidigt dannes her et elektrisk ledende lag kaldet Ionosfæren. Ionosfæren reflekterer radiobølger fra jorden og gør det således muligt for os at sende radiosignaler rundt om jorden. Atmosfærens yderste lag udgøres af exosfæren, som strækker sig fra ca km til flere tusind kilometers højde. Luften er her ekstrem tynd og består hovedsagelig af helium og brint. I km højde er jordens tyngdekraft ikke længere istand til at fastholde luftmolekylerne, som herfra 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 gennem troposfæren falder lufttrykket og dermed temperaturen. Allerede i 5 km højde er lufttrykket kun det halve af trykket ved jordoverfladen. Fig. 4 viser et tværsnit af atmosfæren. Det ses her hvorledes atmosfærens lufttryk og temperatur ændres med højden. Klimatologiens (el. meteorologien) arbejdsområde er troposfæren som strækker sig op til ca. 10 km højde. Fig. 4 Atmosfærens opbygning 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

7 Side 7 af 29 (kilde: Agnes Wietke m.fl: Din Verden) Strålingsbalancen. Alle klima- og vejrprocesser på jorden drives af den energi som kommer fra solen. Ligesom alt biologisk liv på jorden afhænger af solens strålingsenergi - som i de grønne planters fotosyntese omsættes til kulhydrater og ilt - så er det også solenergien som driver de globale vind- og havstrømme. Vi har i det foregående set at sollysets indstrålingsvinkel forklarer de globale temperaturer variationer, samt beskrevet atmosfærens sammensætning. I det følgende skal vi se hvad der sker med solstrålingen under dens passage gennem atmosfæren. 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 kogeplade eller glødetråden i en elektrisk pære, udsender både kortbølget stråling (lys) og langbølget stråling (varme). Mindre varme legemer udsender ikke-synlig stråling i form af langbølget varmestråling - det gælder således for en radiator, vores krop og jordkloden. 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 langbølget varmestråling. Vi kalder dette for jorden udstråling. 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 udsender til atmosfæren og rummet. Dette kaldes for jordens strålings- eller energibalancen. Denne skal kort beskrives med udgangspunkt i fig. 5. Solens samlede indstråling er her sat til 100, men kun lidt over halvdelen af denne stråling når jorden. På solstrålingens vej gennem atmosfæren sker der det at en del af strålingen (6) reflekteres og spredes af luftmolekylerne. Størst er denne spredning for det blå lys, derfor oplever vi himmelen som blå. Når solen om aftnen når horisonten, vil strålerne passere skråt gennem atmosfæren, herved øges spredningen af lyset, hvorved også det røde lys spredes. Derfor solnedgangens røde farver på himlen. En anden del af strålingen (20) bliver reflekteret fra skyernes hvide overflade, mens andre dele (3 Hvad er egentlig stråling? + 16) bliver absorberet (dvs., opsuget) dels i Stråling er elektromagnetiske bølger, en form for energi, som ved berøring med andre legemer (fra luftmolokyler til mennesker eller jor- (H 2 O) og kuldioxid (CO 2 ). Kun 55 af solstrålingen ozonlaget og dels af atmosfærens vanddamp den) omdannes til varme. Ethvert legeme - som når således jordoverfladen. Heraf reflekteres de er varmere end minus udsender stråling. 4 - hvorved de ikke bidrager til opvarmningen af Man skelner mellem synlig og ikke-synlig stråling (=varme). Synlig stråling (=lys) har korte den. jorden. Tilbage er 51 som opvarmer jordoverfla- Fig. 5 Den globale strålings- og energibalance :

8 Side 8 af 29

9 Side 9 af 29 For at jorden ikke skal blive varmere og varmere, må den skaffe sig af med den indstrålede varme. Dette sker i form af jordens langbølgede varmeudstråling. Ved fordampning af vand fra oceanerne afgives en del af varmen (23). Når denne vanddamp afkøles i atmosfærens nedre lag dannes skyer og samtidigt afgives varmen i vanddampen til den omgivende luft. En del af jordvarmen 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 enheder (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 solens kortbølgede stråling ikke bremses af atmosfæren, så vil størstedelen (94 af de 115 varmeenheder) af jordens landbølgede varmeudstråling blive tilbagekastet til jorden. Uden denne naturlige drivhuseffekt ville jordens gennemsnitstemperatur være ca 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, gennem varmestråling, ledning og fordampning. Den naturlige drivhuseffekt sikrer at størstedelen 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 jorden finde sted døgnet rundt. Dette forhold forklarer forskellen på dag og nattemperaturen. Målinger fra satellitter har vist at området mellem ækvator og op til ca. 38 gr. N. og S. bredde, har et strålingsoverskud. Dvs. at indstrålingen her er større end udstrålingen. Omvendt finder man på de højere breddegrader (ca. 38 gr-90gr.) et strålingsunderskud, dvs. at indstrålingen < udstrålingen. Mens indstrålingsvinklen således bestemmer de helt overordnede temperaturforhold mellem 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 holdes tilbage af dynen - og med to dyner øges effekten, svarende til hvis atmosfærens indhold af CO2 øges. Temperatur Indstrålingstiden. Dagens længde - eller indstrålingstiden - har naturligvis betydning for hvor meget varmestråling et givent område tilføres om dagen. Den lave indstrålingsvinkel på de høje breddegrader 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 bjergområder, 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 vanddamp vil temperatur faldet kun være ½ pr. 100 m. Som hovedregel siger man at temperaturen falder med ½ C pr. 100 meters højde. Vi skal senere se hvordan dette temperaturfald hænger sammen med det faldende lufttryk i højden. Her vil vi blot forklare temperaturfaldet 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 varmestråling end nordvendte skråninger. I Tyskland og Frankrig har dette bl.a betydning for vin-

10 Side 10 af 29 dyrkningen, hvor man får en større og bedre høst på de sydvendte skråninger. Endelig har terrænets farve også betydning for temperaturene. Alle ved at det er varmere at gå med sort tøj på en solskinsdag end hvidt tøj. Det skyldes at mørke farver absorberer (opsuger) mere solstråling end lyse farver, som modsat reflekterer solstrålingen hvorved opvarmingen bliver mindre. Denne refleksion fra lyse overflader kaldes for albedo-effekten, og angiver hvor mange procent af solstråling som reflekteres fra overfladen 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 refleksion / albedo. Eksempler på forskellige overfladers albedoeffekt : Nyfalden sne 80 % Sand % Afgrøder 35 % Skov % Vand 5-25 % Afstand til hav / vand. Vand har en større varmefylde end jorden. Et stofs varmefylde defineres som den energimængde der skal til for at opvarme ét gram af stoffet én grad. Varmefylden for vand er 1 K.cal., mens varmefylden for jord almindeligvis 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. Havene 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 fastlandsklima. Kystklima defineres som de områder hvor temperaturforskellen mellem koldeste og varmeste måned er mindre end ca.18 C. Er temperaturforskellen større, er der tale om fastlandsklima. Et eksempel herpå er Danmark og Moskva. Vinde og havstrømme - Som vi så tidligere er der på årsbasis et strålingsoverskud mellem 38 N og S bredde. Mens der på de højere breddegrader er et strålingsunderskud. De heraf følgende temperaturforskelle bliver delvist udjævnet gennem den varmetransport som vinde og havstrømme udfører. Bedst kendt er Golfstrømmen som fra den Mexicanske Golf, bringer varmt overflade 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 således 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 bitterlig kold. Udfor vestkysterne på det afrikanske og de amerikanske kontinenter strømmer kolde havstrømme, som her afkøler luften langs kysterne. Skyerne Skyernes påvirkning af temperaturene er egentlig meget komplicerede. På den ene side vil skyerne som sagt reflektere solstrålingen og dermed reducere indstrålingen og opvarmningen af jorden. På den anden side har skyerne også en "drivhuseffekt", idet skydækket tilbagekaster en del af jordens varmeudstråling, hvorved skydækket vil virke opvarmende 2. Det sidste opleves specielt i vinternætter med skydække. Ovenstående forhold kan altså bruges til at forklare temperaturforholdene og -variationer inden for mindre områder, f.eks. Danmark / Europa. For det globale klima, er det vigtig igen at slå fast, at temperaturforskellen mellem 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 områder som på globalt plan, søges udlignet v.hj.a.

11 Side 11 af 29 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. Ved luftens tryk forstås massen (vægten) af en luftsøjle over et bestemt areal fx. én cm 2 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. cm 2 = 1 hektopascal. Hvis barometret flyttes højere op i atmosfæren, 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 lufttrykket i omkring 5 km højde kun er det halve af lufttrykket ved jordoverfladen. Sammenhængen mellem luftens temperatur, tryk og rumfang fremgår af luftarternes tilstandsligning: 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 rumfang, vil luftens temperatur falde. Overvej selv hvad der vil ske hvis en luftmasse afkøles!!! TERMISKE LUFTTRYK: Høj - og lavtryk som opstår pga. h.h.v. en afkøling 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 strømme ud over de underliggende luftmasser. Herved skabes et relativt lavtryk ( relativt i forhold til de omkringliggende luftmasser) ved jordoverfladen. Ved Ækvator betegnes det dynamiske lavtryk også den Intertropiske Konvergenszone (ITK). Da dette lavtryk opstår pga. den kraftige indstråling i de tropiske områder, vil ITK således - stor set - følge "solens vandring" mellem vendekredse. ( se Diercke Atlas, s ). Tilsvarende vil der over kontinenterne i sommerhalvåret 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 Asien, det nordlige USA og Canada - vil der i vinterhalvåret dannes termiske højtryk pga. den kraftige afkøling af landjorden. Et lavtryk el. højtryk ved jordoverfladen, vil altid modsvares af et (relativt) modsat lufttryk i de højere luftlag. ( se ill. nedenfor).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 L H koldt Luftstrømning mellem høj- og lavtryksområde. H L varmt Bemærk at der optræder to luftstrømme; én ved jordoverfladen, og én i de højere luftlag i ca km højde. På lokalt plan kan det samme lufttryk og vindforhold beskrives med det vi kender som søog landbrise. På en varm sommerdag vil landjorden 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

12 Side 12 af 29 mod kysten. 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 km, svarende til jordens omkreds ved ækvator. Rotationshastigheden er altså her ca km i timen. På de højere breddegrader, bliver jordens omkreds mindre, og rotationshastigheden ligeså. Ved 60 bredde er jordens omkreds ca km, og rotationshastigheden således 835 km / t. ( se fig. 7) land vand Overvej selv hvordan temperatur -, tryk- og vindforhold vil være om natten. Indtegn resultatet i en figur som ovenstående. DET GLOBALE VINDSYSTEM. I det følgende betragter vi alene forholdene på den nordlige halvkugle - idet vindsystemerne i princippet er ens på den nordlige og sydlige halvkugle. Som vi har set er der på årsbasis et strålingsoverskud 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 varmetransport. Omkring ækvator findes som sagt et konstant termisk lavtryk, mens der ved Nordpolen findes et tilsvarende termisk højtryk. Man skulle nu forvente at energiudvekslingen mellem disse områder skete ved at kold luft strømmede fra Nordpolens (og Sydpolens) højtryk og ind mod det ækvatoriale lavtryk (ITK). Men - desværre - er dette ikke tilfældet. 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 rotationshastighed. Vinden vil således på sin vej nordover, have en større hastighed mod øst end jorden under den. Vinden vil derfor afbøjes mod højre, idet den blæser mod et område øst for dens udgangspunkt. Endelig skal det fastslås at: Vindenes afbøjning vokser med afstanden fra ækvator, fordi forskellen i jordens rotationshastighed mellem de forskellige breddegrader bliver større og større med voksende afstand fra ækvator. Ved jordoverfladen vil afbøjningen af vindene være mindre pga. gnidningsmodstanden fra jorden. Omvendt vil vinde i høje luftlag (over 1500 m), hvor jordens gnidningsmodstand ikke gør sig gældende, kunne opnå en maksimal afbøjning (90 ). Afbøjningen vokser ved stigende vindhastigheder. Fig 7. Jordens rotationshastigheder Pga. jordens rotation om sin egen akse afbøjes vindene. Denne afbøjende kraft kaldes for Coriolis kraften. På den nordlige halvkugle vil vindene afbøjes mod højre i bevægelsesretningen, og mod venstre på den sydlige halvkugle. (se fig.9)

13 Side 13 af 29 Vi skal nu se hvad dette betyder for luftcirkulationen mellem ækvator og Nordpolen. Ved ækvator stiger enorme luftmasser til vejrs - op til km højde. På den nordlige halv- kugle vil denne luft (antipassat) strømme 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 ophobning af luft i ca km højde omkring 30 N bredde. Da lufttemperaturen er lav i højden, 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). Disse højtryk ligger bl.a. over oceanerne, ved Azorerne, Hybriderne, Hawaii - og kendes også fra middelhavsområdet. Højtryksdannelsen over oceanerne skyldes også den kraftige fordampning fra havet. Ved fordampningen bruges varme, hvilket medfører en vis afkøling af luften ved havoverfladen, som dermed også fremmer den nedadgående luftbevægelse. Grænseområdet mellem den kolde og den varme luft kaldes for polarfronten. Langs polarfronten vil varm luft - pga. den mindre massefylde - blive hævet op over den kolde luft, herved opstår en varmefront. 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. Årsagerne til dannelsen af disse lavtryk er meget kompliceret, idet de opstår som en kombination af flere faktorer. Dels afbøjningen af vindene som følge af jordrotationen, dels at de vinde som mødes langs polarfronten er h.h.v. kolde og varme, og endelig som følge af luftstrømninger - de såkaldte "jetstrømme", i højere liggende dele af atmosfæren. Fra disse dynamiske højtryksceller vil luften nu strømme mod syd / ækvator som nordøstlige passatvinde. Denne luftcirkulation mellem ækvator og de subtropiske områder kaldes også for en "Hadley" -celle. Fra de subtropiske højtryk vil der mod nordøst strømme en varm luft: Vestenvinden. Vestenvindens varme subtropiske luft vil omkring gr. bredde støde sammen med den kolde Polarvind som blæser fra højtrykket ved Nordpolen, og mod sydvest. Fig. 8 Det primære vindsystem.

14 Side 14 af 29

15 Side 15 af 29 Istedet for en enkelt cirkulation mellem ækvator og nordpolen, har vi altså nu tre luftcirkulations systemer, som udgør det primære - eller globale - vindsystem, som vist i fig.6. Det primære vindsystem består af de før beskrevne 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 lavtryk (ITK) følger solens vandring mellem vendekredsene, med en deraf følgende forskydning 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 højtryk er blevet forskudt mod nord og har dækket hele Europa - og herunder Danmark. Et andet eksempel på modificering af modellen er de årstidsbestemte temperatur og trykforhold 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?

16 Side 16 af 29 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 optagelse af den tidlige atmosfæres store koncentration af kuldioxid, og produktionen af ilt skabte den atmosfære som var forudsætningen for livet på landjorden. Havet har ikke kun afgørende betydning for livets udvikling, men indgår i en vekselvirkning med atmosfæren i reguleringen af det samlede klimasystem. Ligesom atmosfærens luftmasser bringes i cirkulation af solenergien drives oceanernes vældige cirkulation af solen. Fra de varme ækvatoriale områder strømmer varme overfladestrømme mod højere og koldere breddegrader, mens koldt polarvand med dybhavsstrømmene føres tilbage mod ækvator. Havstrømmene medvirker således til en temperatur udligning / varmetransport mellem klodens varme og kolde områder. Under havets overflade findes fantastiske landskabsformer, med endeløse ørkensletter, 2-3 km høje og tusinde kilometer lange bjergkæder, og de dybe oceangrave - som når ned til mere end 11 kilometers dybde. 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 illustreres i nedenstående figur: Fig. 11 Vandets kredsløb Nedenstående tabel giver en detaljeret beskrivelse af vandkredsløbet - som vi i det følgende skal beskrive nærmere. Fig. 12 Atmosfærens og Jordens anslåede vandmængder og vand i kredsløb 1 Vandindhold 1000 km 3 % af total Vand i alt ,00 fordelt på : Verdenshavene ,6 Landområder: ,5 floder 1,7 - søer 230 0,017 jordvand 150 0,01 biologisk bundet vand grundvand ,5 iskapper og ,92 gletschere 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- 1,5-1 Efter Finn Hansen m.fl. Vandets veje, s.9 tabel 1.1

17 Side 17 af 29 afstrømning Som det fremgår af fig.12, anslås jorden samlede vandressourcer at udgøre ca. 1.4 milliarder km 3, hvoraf langt størstedelen (97,6 %) udgøres af saltvandet i havene. Det for plante- dyre- og menneskelivet livsnødvendige ferskvand udgør således kun 2,4 % af de samlede vandressourcer. Heraf er langt størstedelen bundet i iskapperne og gletschere, og således ikke umiddelbart tilgængelige. Grundvandet som er vores vigtigste kilde til rent drikkevand omfatter kun 0,5 % af jordens vandressourcer. Endelig omfatter atmosfærens vanddamp indhold kun en forsvindende lille brøkdel af de samlede vandressourcer. Vandet indgår i en stadig kredsløb mellem havet, luften og landjorden. Ikke overraskende gælder det, at for jorden som helhed er den samlede nedbør ( km 3 ) lig med den samlede fordampning. Langt størstedelen af fordampningen og nedbøren finder sted over havene. Men det fremgår også at nedbøren ( km 3 ) over havområderne er mindre end havenes fordampning ( km 3 ). Den overskydende vanddamp ( km 3 ) føres af vindene indover landområderne og falder her som nedbør i form af regn og sne. For landområderne kan man opstille den såkaldte vandbalanceligning : N= F + A u + A o + R hvor N = Nedbøren F= Fordampningen, A u = underjordisk afstrømning, A o = overjordisk afstrømning, og R = ændringer i opmagasineret vand over og under jorden (f.eks. grundvand, ismasser, søer) 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 fordampning fra have, søer og landjorden. Fordampningens 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 følgende 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 fordampe hvis overfladen har dækket af vand. 2. den aktuelle fordampning (F.akt ), fortæller 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 periode godt være større end nedbøren - dette betyder blot at der tæres på jordens fugtighed, som derfor udtørrer. Den aktuelle fordampning øges med plantevæksten - dels fordi planterne rødder kan trække vand ud af jorden og dels fordi den samlede 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 afhængig 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

18 Side 18 af 29 pot.f = 550 mm = 1.18 Der er her tale om et nedbørsoverskud på årsplan, men dette kan sagtens dække over årtidsbestemte variationer som det fremgår af nedenstående fig.13. Fig.13. Nedbør og fordampningsforhold for Danmark 2 Størstedelen af nedbøren føres tilbage til havet som overfladisk afstrømning via bække, åer og floder, og i byområder via kloakledningerne. Afstrømningens størrelse i et givent område vil - udover nedbørsmængden - være afhængigt af terrænnet, beplantningen og jordbunden. Jo mere terrænoverfladen hælder - f.eks. bjergskråninger - jo større vil den overfladiske afstrømning være. Afstrømningens opland afgrænses af det såkaldte vandskel, som følger de højeste beliggende punkter i terrænet. Det afstrømmende vand medfører opløste salte og mineraler som til sidst ender i havet. Er området tæt beplantet - f.eks. med skov- vil strømningshastigheden nedsættes og trærødderne 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 næringsstoffer, og frodige skovområder omdannes til golde ufrugtbare områder. Et eksempel herpå er de omfattende skovrydninger på Himalayas sydvendte skråninger, som har medført en betydelig jorderosion, med det resultat at jorden havner i Ganges floden og her medvirker til voldsomme oversvømmelser i floddeltaet i Bangladesh. Afstrømning Den fugtighed som er tilrådighed for plantevæksten i et givent område vil endelig være afhængig af forholdet mellem nedbør og fordampning, men også af afstrømningsforholdene. Man skelner her mellem to typer af afstrømning; nemlig underjordisk (A u ) og overfladisk afstrømning (A o ). De to former for afstrømning skal kort beskrives. Overfladisk afstrømning 2 Clevin og Vangdrup ; Geografi 1, s. Udover at borttransportere frugtbar overflade jord, fungerer floderne mange steder som kloakafløb for byernes og industriens spildevand, med efterfølgende forurening af havmiljøet. Den overfladiske afstrømning via floder, anvendes mange steder til energifremstilling 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 overfladeafstrømningen befolkningens vigtigste eller eneste kilde til drikkevand og brugsvand. Af samme grund har spørgsmålet om kontrol over flodernes udspring, mange steder i verdens været 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

19 Side 19 af 29 gennem Syrien og Irak. For hvem tilhører vandet i floderne? Den underjordiske afstrømning. Den del af nedbøren som ikke fordamper eller løber bort som overfladisk afstrømning, siver ned gennem 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 jordpartiklernes størrelse, og dermed antallet af hulrum i jorden. Da ler har en mindre partikelstørrelse end f.eks. sand, gælder det at markkapaciteten er størst for lerjorde. Omvendt 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 nedsivning af vandet, betyde at der ikke sker en naturlig kemisk rensning af vandet under nedsivningen. For det andet vil det nedsivende vand medføre en udvaskning af jordens naturlige næringsstoffer, men også af et eventuelt overskud af gødning eller sprøjtemidler fra landbrugsarealer. I Danmark er denne problemstilling velkendt fra de senere års beretninger om iltsvind og fiskedød i fjordene, samt forurenede drikkevandsboringer. 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 stigende 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 nedbørsfattige områder i Nordafrika, Mellemøsten 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 : (A u) < 1000 m 3 / indb./år For Danmark er tallet 2400 m 3,Libyen 160 m 3 og Egypten 30 m 3. Fig. 14 Vandet i jorden Lerjorde har derimod en finere partikelstruktur, som bevirker at det nedsivende vand - pga. af overfladespænding mellem lerpartikler og det nedsivende vand - kun siver meget langsomt ned ( ca 10 cm årligt ) og herved gennemgår en form for naturlig kemisk rensning. Den større markkapacitet betyder at der er mere vand i jordens rodzonelag ( den øverste meter) som er tilgængeligt for plantevæksten. Udvaskningen af næringsstoffer vil således 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 grundvandet vil vandet langsomt sive mod vandløb og floderne og i kystnære områder mod havet. I Danmark er drikkevandsforsyningen udelukkende baseret på oppumpning af grundvand, og har mange steder ført til en sænkning af

20 Side 20 af 29 Fig. 16 Luftens max. vanddampindhold. 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) dermed 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 viser at hvis en luftmasse har en temperatur på 10 C, vil den maksimalt kunne indeholde 9,4 gram vand /m 3. Omvendt vil en luftmasse som er 30 C kunne indeholde mere end tre gange så meget fugtighed, nemlig 30,3 g /m 3. Når en luftmasse netop indeholder 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 faktiske indhold af vanddamp målt i gr./m3. Dette fortæller hvor meget nedbør en given luftmasse vil kunne frigive, men ikke noget om sandsynligheden for at der faktisk kommer regn. 2) den relative luftfugtighed eller fugtighedsgraden, angiver forholdet mellem den absolutte luftfugtighed og luftens maksi-