Klimaat

Klimaat (van oud-Grieks: κλίμα) is die gemiddelde toestand van die weer oor 'n tydperk van ten minste 30 jaar. In teenstelling hiermee is die weer die toestand van die atmosfeer op 'n gegewe oomblik in tyd.

Die klimaat is die navorsingsveld van klimatologie. Aangesien die weer van dag tot dag sterk kan verander, is die gemiddelde waardes van die weer (soos gemiddelde temperatuur) nie die enige mate vir klimaat nie, en word frekwensieverdelings, ekstreme waardes, modale waardes en standaardafwykings ingespan.

Die klimaat op 'n bepaalde plek op aarde is onderhewig aan die gesamentlike effek wat die weerstoestande op daardie plek het en aan die reëlmaat waarmee die toestande hulle voordoen. Die prosesse in die onderste gedeelte van die atmosfeer onder die invloed van sonenergie speel 'n vername rol in die twee belangrikste klimatologiese faktore, naamlik die heersende temperature en die feit dat daar reën val. 

Die temperatuur hang veral af van die hoek waarteen die son se strale op die aarde inval en hou daarom verband met die breedtegraad of die posisie van 'n bepaalde plek ten opsigte van die son. Daar is 'n aantal duidelike klimaatgordels te onderskei (trope, subtrope, gematigde gebiede, poolstreke), wat naastenby ewewydig is met die ewenaar. 

Ook binne die gordels kan daar belangrike klimaatverskille voorkom, afhangende van die temperatuur en die neerslag. Omdat hierdie faktore baie belangrik is vir die plantegroei, val klimaattipes dikwels saam met die vegetasiepatroon, iets waarmee daar in die klassifikasiesisteem rekening gehou moet word. Die plantegroei bepaal in belangrike mate die uiterlike van die landskap, waarby die reliëf ook 'n rol het en op sy beurt grootliks bepaal word deur die klimaat. 

Hierdie verskynsel is redelik logies te verklaar, aangesien die verwering en erosie van gesteentes afhang van die temperatuur en die beskikbare hoeveelheid water (afkomstig van reën), terwyl daarnaas ook nog die plantbedekking die verloop van hierdie prosesse beïnvloed. Nie alleen bepaal die klimaat in oorwegende mate die landskap nie, maar die teenoorgestelde geld ook: in stedelike gebiede word die klimaat dikwels beïnvloed deur byvoorbeeld groot nywerheidsinstallasies. Al die onderlinge faktore word in die klimatologie ondersoek en dit is 'n wetenskap wat in die vorige eeu vinnig ontwikkel het. Die kennis wat die mens so verkry, is van groot praktiese waarde, onder meer ten opsigte van die landbou, die nywerheid en die vraag na water oor die algemeen.

 Klimaat op Aarde 
duimnael|links|Om die pole word die sonstrale oor 'n groter gebied versprei as by die ewenaar.

Die klimaat op Aarde word grotendeels deur die Son bepaal. Die Son warm die Aarde se oppervlak op, wat op sy beurt die atmosfeer opwarm. Astronomiese faktore wat 'n rol hierby speel is die verskille in die hoogte van die Son, die tydsduur van 'n dag en die afstand van die Aarde na die Son.

Die hoeveelheid lig wat op 'n stukkie aardoppervlak inval word die insolasie genoem. Omdat die Aarde rond is val die sonstrale om die pole oor 'n groter gebied as by die ewenaar. As gevolg hiervan is die intensiteit en die verhitting van die aardoppervlak rondom die ewenaar aansienlik groter.

Geografiese faktore is die land-see-ys-verdeling, die verligting van die aardoppervlak asook die hoogte bo seevlak. Die land warm vinniger as water op, maar dit afkoel ook vinniger af. Die lugtemperatuur sal dus groter bo land as bokant die see wissel.

Gebiede met uitgestrekte woude se temperatuur is laer en die humiditeit is hoër. Hoë berge het ook 'n invloed op die klimaat van die omgewing; aan die loefkant val meer neerslag, aan die lykant minder.

Hierdie warmteverskille lei tot 'n verskil in lugdruk, wat op sy beurt wind veroorsaak (soos lug van gebiede met 'n hoë na lae lugdruk vloei). Die gevolglike atmosferiese strominge tussen laer en hoër breedtegrade en tussen die oseane en vastelande, met die gepaardgaande seestrome, poog om hitte eweredig oor die aardoppervlak te versprei.

 Inleiding 
Die aarde word omring deur 'n gasvormige omhulsel, die dampkring, wat aanvanklik vinnig en daarna langsamer oorgaan in die interplanetêre ruimte. Ongeveer 50 % van die dampkringmassa lê in 'n laag van 5 km hoog, 75 % in 'n laag tot 'n hoogte van 10 km, 95 % tot 'n hoogte van 20 km en 99 % tot 'n hoogte van 40 km. In vergelyking met die straal van die aarde (ongeveer 6370 km) lê die oorgrote gedeelte van die dampkringmassa dus in 'n baie dun skil om die aarde. Dit is nie moontlik om die boonste grens van die dampkring presies te bepaal nie, maar volgens teoretiese berekenings sou dit bokant die pole op 'n hoogte van 28 000 km en bokant die ewenaar op 'n hoogte van 42 000 km lê. 

Op grond van die temperatuurveranderinge wat met toename in hoogte gepaard gaan, word 'n aantal lae in die dampkring onderskei. Die onderste laag is die troposfeer, wat gekenmerk word deur 'n geleidelike afname in temperatuur hoe hoër dit lê (ongeveer 6 °C/ km). Die troposfeer bereik 'n hoogte van 8 tot 10 km bokant die ewenaar en in die grenslaag, die tropopouse, word die laagste temperature aangetref. Afhangende van die posisie en tydstip wissel dit tussen -55 en -80 °C. 

Dit is hoofsaaklik in die troposfeer waar die daaglikse weerverskynsels wat op die aardoppervlak merkbaar is, hulle voordoen. Hier vind 'n mens die bewegingstoestand van die lug (windsnelheid en windrigting), wat nou verband hou met die atmosferiese druk en die verdeling van die atmosfeer in horisontale en vertikale sones oor die aarde se oppervlak. Hierin vind ook ander toestande uiting, soos die temperatuurtoestand, vogtoestande (mis, wolke, neerslag in allerlei vorme), sonskyn, straling en elektriese toestande. 

Dit is die vernaamste elemente wat saam die weer (die toestand van die atmosfeer op 'n gegewe oomblik en tyd) bepaal. Die weerstoestand wissel van oomblik tot oomblik omdat dit die gevolg is van fisiese prosesse in die atmosfeer en op die aardoppervlak, wat op hulle beurt hoofsaaklik aan die gang gesit word deur die enorme energiestroom wat van die son afkomstig is. Die son, met ŉ oppervlaktemperatuur van nagenoeg 6 000 K, stuur voortdurend elektromagnetiese straling uit, waarvan 99 % 'n golflengte van tussen 0,17 en 3,9 ꙡ het. 

Veral die waterdamp en kooldioksied in die atmosfeer absorbeer die energie van die langer golflengtes, waardeur die absorbeervlakke verwarm word. Sonder hierdie verwarming, wat in alle rigtings uitgestraal word, sou die aardoppervlak heelwat kouer gewees het, moontlik tot selfs 40°C kouer. Die aanhoudende verandering van die weerstoestand maak dit moeilik om die weer te karakteriseer en daarom is die begrip klimaat ingevoer. Klimaat word dan omskryf as die samevatting van die daaglikse weerstoestande vir 'n bepaalde plek binne 'n bepaalde tydvak. 

'n Reeks waarnemings (metings of skattings) van die elemente wat die weer bepaal, wat oor 'n lang genoeg tydperk uitgevoer word, lewer statisties verantwoorde besonderhede wat met behulp van enkele parameters beskryf kan word. Die eerste van hierdie klimaatparameters is die gemiddelde waardes (reënval, temperatuur, ensovoorts). Naas die gemiddelde waarde van ŉ element is die afwykings van hierdie waarde en die frekwensies waarin dit binne 'n gekose tydperk voorkom, van ewe veel belang. 

Dit geld veral vir die hoogste en laagste waardes wat hulle kan voordoen. Daar is veral 2 metodes waardeur 'n beeld van die heersende klimaat verkry kan word. Tot nou toe is die mees toegepaste metode die samestelling van frekwensieverdelings, gemiddeldes (temperatuur, reënval), standaardafwykings, maksimum- en minimumtoestande en soortgelyke gegewens ten opsigte van 'n verskeidenheid elemente. Die ander metode, wat stelselmatig meer in gebruik kom, gaan uit van die verdeling van die weer in verskillende weertipes volgens die herkoms van lugsoorte wat op ŉ bepaalde plek aangetref word, en die waarde van die weerselemente in dieselfde weertipe. 

Die plek waarop 'n spesifieke klimaat betrekking het, hoef nie noodwendig klein te wees nie. Net soos 'n stad of 'n streek kan 'n land ook 'n beskryfbare klimaat hê. Omdat die klimaat met verloop van tyd wysiginge kan ondergaan, kan 'n mens die klimaat op 'n bepaalde plek nie sonder meer vergelyk met die op 'n ander plek of dit bepaal volgens inligting wat uit 'n ander tydvak verkry is nie. Daarom het die Wêreldmeteorologiese Organisasie (WMO), 'n orgaan van die VVO, 'n dertigjarige tydperk as basistydvak voorgeskryf. Die tydvakke 1901 tot 1930, 1931 tot 1960, ensovoorts dien dan as standaardbasistydvakke vir vergelykbare klimaatbeskrywings.

 Klimatologiese faktore 
Die straling afkomstig van die son is die enigste belangrike bron vir die verwarming van die aarde en die atmosfeer. Die stralingsverspreiding oor die aardoppervlak is om die rede van besondere betekenis vir die begrip van die weer- en klimaatverskynsels, wat in die eerste plek saamhang met die temperatuur. Die hoeveelheid straling wat op 'n bepaalde plek op aarde ontvang word, is afgesien van die wysiginge wat in die atmosfeer teweeggebring word, afhanklik van die hoek waarteen die straling inval en van die duur van die straling. 

Albei hierdie faktore is afhanklik van die geografiese breedte van die betrokke plek op aarde en so ontstaan die klimaatgordels, wat ruweg in bane ewewydig met die ewenaar voorkom. Oor die algemeen kan gesê word dat die hoeveelheid straling wat ontvang word, afhang van die posisie ten opsigte van die son. Die verskillende bewegings wat die aarde tydens sy wenteling om die son uitvoer, is dus belangrik vir die uiteindelike klimaat. Hierdie bewegings kan mekaar soms teëwerk of mekaar versterk. 

As gevolg van die aarde se wenteling om sy eie as ondergaan die meeste meteorologiese elemente 'n daaglikse verandering. Die jaarlikse om loop om die son en die skewe stand van die aardas ten opsigte van die aardbaan is verantwoordelik vir die groter jaarlikse veranderinge, waardeur die seisoene ontstaan. 'n Besonder groot hoeveelheid energie word van die son ontvang. Die pole ontvang 'n maksimum van 1 100 kalorieë per cm2 per dag in die gunstigste toestand (somersonstilstand aan die Noordpool, wintersonstilstand aan die Suidpool). 

Deurdat die gasse in die atmosfeer die invallende strale gedeeltelik verstrooi, absorbeer en terugkaats, ontstaan daar op die aardoppervlak 'n ander (geografiese) verdeling van die energie as aan die buitekant van die atmosfeer. Hierdie verskille kan soos volg in formules omskryf word: Indien die hoeveelheid sonstraling wat 'n horisontale vlak van 'n gegewe gebied aan die grens van die atmosfeer per oppervlakte-eenheid per tydseenheid bereik, as Qs aangedui sou word, gee dit nie die korrekte waarde vir die hoeveelheid wat werklik die aarde bereik nie. 

'n Gedeelte word in die ruimte verstrooi en teruggekaats deur bewolking (Cr), lugmolekules, stof, waterdamp (Ar) en deur die aardoppervlak self (a(Q + q) ), waarby Q die direkte hoeveelheid straling voorstel, q die diffuse straling op die horisontale aardoppervlak en a die oppervlak-albedo, die eenheid vir die teruggekaatste fraksie (kaatsfaktor). Verder word 'n gedeelte geabsorbeer deur bewolking (Ca), deur lugmolekules, stof en waterdamp (Aa) en deur die aardoppervlak (Q + q) (1 - a). Daarom geld:

Qs = Cr + Ar+a(Q+q) + Ca + Aa + (1 - a) (Q + q)

As die werklike waardes ingevul sou word, blyk die volgende: Totale invallende straling (Qs): 263, waarvan: 

Cr                                                     63

Ar                                                     15

a(Q+ q)                                             16

totale terugkaatsing                                           94

Ca                                                        7

Aa                                                      38

(1 - a)(Q + q) 124                            124

Totale absorpsie                                               169

Al hierdie waardes is uitgedruk in kilokalorie per cm2 per jaar (gemiddelde vir die hele aarde). Uit die oorsig blyk dit dat van die totale hoeveelheid geabsorbeerde sonenergie byna driekwart opgeneem word deur die aardoppervlak, wat daardeur dan die vernaamste direkte bron is vir die meeste termiese prosesse wat aan die aarde se oppervlak en in die atmosfeer plaasvind. Die aardoppervlak is 'n bron van langgolwige straling, waarvan die meeste uitgestraal word as onsigbare infrarooi golwe met 'n lengte van tussen 4 en 50ꙡ. 

Gemiddeld word daar oor die hele aarde 258 kkal per cm2 per jaar uitgesend, effens minder as wat aan sonenergie aan die rand van die atmosfeer ontvang word. Die hoeveelheid uitgesende straling is ook afhanklik van die geografiese breedte. Van die infrarooi strale wat deur die aarde uitgestraal word, word ongeveer 91 % deur die atmosfeer geabsorbeer, hoofsaaklik deur waterdamp, osoon, kooldioksied en wolke. Slegs 9 % van die straling ontsnap dus na die interplanetêre ruimte, veral deur die atmosferiese venster tussen 8,5 en 11 ,0ꙡ.

Die geabsorbeerde straling word opnuut uitgestraal, gedeeltelik na die ruimte en gedeeltelik na die aardoppervlak, en hierdeur word die netto hoeveelheid wat die aardoppervlak aan infrarooistraling verloor, aansienlik verminder. Dit staan bekend as die broeikaseffek. In die tabel is die verdeling van die infrarooistraling oor die hele aarde in kkal per cm2 per jaar weergegee. 

Uitgestraal deur die aardoppervlak                                    258 

Verlore In die interplanetêre ruimte                                     20 

Geabsorbeer deur die atmosfeer                                       238

Uitgestraal deur die atmosfeer                                           355

Verlore in die interplanetêre ruimte                                    149

Geabsorbeer deur die aardoppervlak                                206

Netto uitgestraal deur die aardoppervlak                             52

Netto uitgestraal deur die atmosfeer                                  117

Netto uitgesende straling                                                   169

Die verskil tussen die totale absorpsie deur die aardoppervlak (124, kyk vorige tabel) en die uilstraling (52), lewer 'n positiewe netto stralingsbalans vir die aardoppervlak van 72 kkal per cm2 per jaar. Die atmosfeer absorbeer 45 kkal!cm2 aan die son se straling en straal 117 kkal/cm2 per jaar uit. 

Dit het dus 'n negatiewe stralingsbalans, ook van 72 kkal/cm2 per jaar. Die gemiddelde temperatuur op aarde bly dus nagenoeg onveranderd, hoewel daar geen ewewigstoestand heers nie: daar moet voortdurend energie van die aarde se oppervlak aan die atmosfeer toegevoeg word.

Komplikasies ontstaan deur die verskille in die warmtebalans in die onderskeie breedtegordels. Die vertikale warmte-uitwisseling geskied hoofsaaklik deur die verdamping van water aan die aardoppervlak (warmteverlies) en die kondensasie daarvan in die atmosfeer (warmtewins). Ook turbulente konveksiestrome in die atmosfeer dra hiertoe by. 

Tussen ongeveer 40° NB en 40° SB bestaan 'n positiewe stralingsbalans vir die aarde en die atmosfeer saam, maar meer poolwaarts is hierdie balans negatief. Aangesien die trope nie voortdurend warmer en die pole nie voortdurend kouer word nie, moet daar 'n meridionale energie-oordrag wees, van die laer na die hoer breedtes. Dit geskied veral deur middel van lug- en seestrome en deur die vrystelling van kondensasiewarmte van waterdamp, wat poolwaarts saam met die lug gevoer word.

 Klimaatgordels 
Die klimaat is uit 'n groot aantal elemente saamgestel en sal daarom nooit op twee plekke presies dieselfde wees nie. Omdat daar as gevolg hiervan 'n feitlik onbeperkte aantal klimate onderskei sou moes word, is groeperings ingevoer waardeur daar makliker 'n verband tussen die klimate in verskillende gebiede gelê kan word. In ŉ bepaalde klimaatgroep moet die variasie van die kenmerkende klimaatselemente by 'n dergelike indeling binne vasgestelde grense bly. 

Die algemeenste indeling is waarskynlik deur die ou Grieke opgestel. Hulle het elke halfrond in drie breë gordels verdeel: op die lae breedtes is die trope aangedui as gebiede waar geen winters voorkom nie en waar die temperature reg deur die jaar (ten minste bedags) hoog is. Op die hoër breedtegrade, om en by die geografiese Noord- en Suidpool, lê dan die poolstreke, dit wil sê gebiede waar geen somers voorkom nie en waar die temperature oor die algemeen laag is. Tussen hierdie twee gordels is die gematigde streke aangedui, waar warm seisoene met koues afgewissel is. 

In hierdie klassifikasie van klimaatgordels is slegs die temperatuurfaktor as van belang beskou en die indeling is daarom redelik onverfyn. Later is tussen die trope en die gematigde streke ook die subtrope ingevoeg. en tussen die gematigde streke en die pole die subpolêre streke. Selfs hiermee was die indeling maar nog taamlik grof en daar is nog steeds nie: rekening gehou met belangrike klimaatbepalende faktore soos byvoorbeeld die neerslag nie wat wel by die teenswoordige indeling in klimaattipes toegepas word.

 Ontstaan van klimaatgordels 
In die inleiding is reeds uiteengesit hoe die hoeveelheid sonstraling die temperatuur op aarde bepaal. Die temperatuur is nie op alle plekke dieselfde nie omdat nie alle plekke ewe veel straling ontvang nie. Die ontstaan van die klimaatgordels is die gevolg van die feit dat die gebiede wat op dieselfde breedtegraad lê, die straling teen dieselfde hoek ontvang en dat die daglengte bowendien ook dieselfde is. Die totale hoeveelheid straling wat die aarde ontvang, is per geografiese breedte dieselfde en dus sal daar oral dieselfde temperatuur heers. 

Op hierdie manier ontstaan daar gordels wat ewewydig met mekaar loop. Die gelyke invalshoek van die sonstraling en die gelyke daglengte per geografiese breedte is die direkte gevolg van die stand van die aarde en die beweging wat dit uitvoer. As gevolg van hierdie bewegings (waarvan in hierdie geval die baan om die son en die wenteling om die aardas die mees relevante is) ontstaan, behalwe die verskille in die temperatuur, ook ander verskille tussen die onderskeie klimaatgordels. 

So blyk dit byvoorbeeld dat in die trope dag en nag altyd ewe lank is, terwyl by die pole 'n 6 maande lange pooldag afgewissel word deur 'n net so lang poolnag. Dit word meegebring deurdat die son vir 'n lang periode bokant die horison en vir dieselfde periode onder die horison bly (namate 'n mens weg van die poolstreek beweeg, word die duur geleidelik korter). In die gematigde streke is die dae lank in die somer en kort in die winter. Om hierdie tipiese eienskappe van klimaatgordels te kan verklaar, is dit nodig om die bewegings van die aarde nader te omskryf.

 Bewegings van die aarde 
Onder die invloed van die wedersydse aantrekkingskrag beskryf die aarde 'n ellipsvormige baan om die son, wat in een van die twee brandpunte van hierdie ellips staan. Die elliptiese baan wyk in werklikheid weinig af van 'n sirkel en die afstand tussen-die aarde en die son varieer ook weinig: 1,47X 108km (die aarde staan dan in die perihelium, omstreeks 21 Desember) tot 1 ,52 X 108 km (met die aarde in die aphelium, omstreeks 21 Junie). Die gemiddelde a1stand na die son is 1,49 X 108 km. 

Per definisie word hierdie baan am die son in een jaar presies deurloop. Tegelyk met die baanbeweging voer die aarde 'n draaibeweging uit om sy (denkbeeldige) as, wat deur die Noord- en die Suidpool loop. Die aardas lê konstant teen 'n hoek van 66.50 ten opsigte van sy baanvlak en dit is op hierdie asomwenteling, wat met ŉ konstante hoeksnelheid plaasvind, dat ons tydsmaat gebaseer is. Die tyd wat verloop tussen die 2 opeenvolgende momente waarop presies dieselfde gedeelte van die aarde na die son gewend is, word die sondag genoem. Omdat ŉ gedeelte van die aardbaan ook tydens die omwenteling deurloop word, kom 'n sondag nie presies met 'n aswenteling van 360° ooreen nie. 

Buitendien is die baansnelheid van die aarde onderhewig aan verandering (in die perihelium die grootste en in die aphelium die kleinste) en 'n sondag is dus nie altyd ewe lank nie. Om praktiese redes is die middelbare sondag daarom ingevoer, verdeel in 24 uur (=1 440 minute = 86 400 sekondes). Per jaar vind daar ongeveer 365% omwenteling plaas en dit is dus die aantal sondae per jaar. As gevolg van die aswenteling sal een plek op aarde per etmaal (24 uur) na die son en daarvan weg gerig wees, en hierdeur ondergaan die meeste meteorologiese elemente 'n verandering (daaglikse wisseling). Deur die om loop om die son ontstaan die jaarlikse wisseling. Dit sorg saam vir sterk wisselende periodes in die verskeie klimaatgordels en is ook verantwoordelik vir die verskille wat in die seisoene aangetref word. Twee keer per jaar val die vlak wat op die aarde die dag- en naghelfte skei, saam met die vlak wat deur die aardas gevorm word en saam met die loodregte projeksie daarvan op die baanvlak. (Die aardashelling is natuurlik nog steeds 66.5°.) 

Die aarde bevind hom dan in een van die 2 nageweningspunte (omstreeks 21 Maart en 23 September). Op alle plekke op aarde duur dag en nag dan ewe lank: 12 uur. In die trope is die sonstraling om 12h00 maksimaal, op hoër breedtes word die intensiteit minder en presies bokant die pole is dit nul. Op dieselfde manier beweeg die vlak deur die aardas en die projeksie daarvan op die baanvlak 2 keer per jaar presies deur die son, en die aarde bevind hom nou in die winter-of die somersonstilstand. 

Hierdie punt val toevallig prakties saam met onderskeidelik die perihelium en die aphelium. Die belangrikheid hiervan vir die klimaatgordels is dat die son se strale tydens die somersonstilstand om 12h00 loodreg op plekke op die Kreefskeerking (23.5° NB) inval en oor die Noordpool heen strek tot aan die noordpoolsirkel (66.5° NB). Die daglengte wissel dan van 24 uur aan die noordpoolsirkel (of ten noorde daarvan) tot 12 uur aan die ewenaar en 0 uur aan die suidpoolsirkel (01 ten suide daarvan). 

In die Noordelike Halfrond is dit dan somer en in die Suidelike Halfrond winter. Omgekeerd is dit in die Noordelike Halfrond winter tydens die wintersonstilstand, wanneer die sonstrale loodreg inval op plekke op die Steenbokskeerkring (23.50 SB). Die sonstrale strek dan oor die Suidpool heen tot aan die suidpoolsirkel (66.5° SB). Weer eens wissel die daglengte, en nou van 24 uur ten suide van die suidpoolsirkel tot 0 uur ten noorde van die noordpoolsirkel. 'n Groot verskil tussen die verskillende klimaatgordels is dus dat die verskille in temperatuur in die trope veral betrekking het op die verskille tussen dag en nag, terwyl dit aan die pole afhang van die verskille tussen winter en somer. In die gematigde lugstreke lê die verskille hiertussen.

 Klimaattipes 
Daar kom talryke klimaatstreke op aarde voor, dit wil se gebiede waarbinne naastenby dieselfde (maar nie noodwendige identiese) klimaateienskappe aangetref word. Die klimaatstreke kan ver van mekaar verwyder lê, maar is dikwels tog aan 'n bepaalde klimaatgordel gebonde of aan ooreenstemmende plekke op die vastelande. 

Klaarblyklik bestaan daar dus 'n sekere orde in die oorsprong en die verdeling van hierdie gebiede, wat te verstane is as 'n mens in gedagte hou dat die belangrikste klimaatbepalende faktore gevorm word deur die verdeling van die sonenergie en die algemene lugsirkulasie in die atmosfeer. 

Albei faktore besit op sigself ook duidelik kenmerkende wêreldpatrone, wat op hulle beurt gebruik word om 'n aantal klimaattipes te onderskei. Die klimaattipes lê oor 'n wye reeks klimaatstreke versprei. Daar bestaan verskillende klassifikasiestelsels vir die klimaattipes, waarvan die van Vladimir Köppen (1846-1940) die meeste gebruik word, hoewel soms in gewysigde vorm (byvoorbeeld die Köppel-Geiger-stelsel).

 Klimaatklassifikasie van Köppen 
Die klassifikasiebeginsel van Köppen berus op 'n empirieskwantitatiewe benadering, gebaseer op die gebruik van die jaarlikse en maandelikse gemiddeldes van temperatuur en neerslag. Hierdie waardes word so gekies dat die grense van die klimaattipegebiede in die praktyk saamval met die natuurlike vegetasiegrense. 

Dit is die gevolg van die feit dat die vegetasie 'n goeie aanwyser is vir die twee gebruikte waardes (temperatuur en neerslag), terwyl die vegetasie verder sterk afhanklik is van die mate van verdamping, self weer 'n gevolg van 'n kombinasie van hierdie waardes. Hoewel die indeling van klimaattipes volgens hierdie stelsel nie altyd bevredigend is nie, is 'n groot voordeel van die Köppen-indeling dat die klimaattipes met behulp van lettersimbole beskryf kan word en dat omslagtige omskrywings dus uitgeskakel word. 

Elkeen van die gebruikte letters het naamlik ŉ duidelike en vaste betekenis. Daar word 5 hoofgroepe in die wêreldklimaat onderskei, elk aangedui met een hoof letter:

A: tropiese reënklimaat sonder koel seisoene (ruweg vergelykbaar met tropiese klimaat in gebruikstaal);

B: droë klimate (vgl. woestynklimaat);

C: reënklimate aan die middelbare breedtes met sagte winters (vgl. seeklimaat);

D: reënklimate van die middelbare breedtes met strawwe winters (vgl. landklimaat);

E: klimate op hoë breedtes sonder warm seisoene (vgl. poolklimaat).

Elk van hierdie 5 hoofgroepe word onderverdeel in klimaattipes wat berus op die verdeling van neerslag en koue oor die jaarseisoene. Dit word aangedui met 'n 2de letter:

S: semi-ariede klimaat met 38 tot 76 cm reën per jaar, wat slegs in kombinasie met B voorkom;

W: ariede klimaat met gewoonlik minder as 25 cm reën per jaar, alleen in kombinasie met B;

T: toendraklimaat, alleen in kombinasie met E;

F: klimaat met permafrost, eweneens in kombinasie met E;

f: geen droë seisoene;

s: droë seisoene in die somer;

w: droë seisoene in die winter.

Verskeie klimaattipes word gevorm deur kombinasies van bogenoemde klimaatgroepe, waarvan 12 'n baie kenmerkende karakter het. 

 A-klimate 
Die A-klimaat (tropiese reënklimaat het 'n gemiddelde temperatuurvan bokant 18 °C in die koudste maand. In die tipe Af is die neerslag in die droogste maand minstens 60mm. Neerslag en temperatuur bly dus deur die jaar hoog, al kom daar wisselings voor. Hierdie klimaat word in die tropiese reënwoud aangetref. 

Die tipe Aw word gekenmerk deur 'n tipiese droë tyd in die winter en die hoeveelheid reën word deur 'n jaarlikse siklus bepaal. Gedurende minstens een maand is die reënval minder as 60 mm. In hierdie omstandighede word die savanneklimaat aangetref. Wanneer daar 'n kort, droë tydperk is, maar die reënval in die nat tyd so hoog is dat die grond vogtig genoeg bly om weelderige plantegroei te onderhou, word gepraat van 'n moesonklimaat, aangedui as Am. Dit verskil dikwels weinig van die savanneklimaat. 

 B-klimate 
In die droë B-klimaat is die potensiële verdamping groter as die werklike neerslag, en daar word dus eerder grondwater onttrek as om dit op konstante vlak te hou. As gevolg hiervan kan daar nie standhoudende riviere ontstaan nie en die geringe neerslag laat ook net die groei van gras toe. Hierdie situasie word aangetref in die klimaattipe BS (steppeklimaat.) As die neerslag so min is (minder as sowat 25 cm/jaar) dat selfs grasse nie meer in hierdie omstandighede kan groei nie, ontstaan die klimaattipe BW (woestynklimaat).

 C-klimate 
Die C-klimaat is 'n reënryke klimaat op middelbare breedtes. Die winters is relatief sag, want die gemiddelde temperatuur van die koudste maand moet tussen -3 en 18˚C lê. Die van die warmste maand moet meer wees as 10 ˚C. Daar kan 3 duidelike tipes onderskei word:

Die tipe Cf het geen kenmerkend droë seisoen nie en in die droogste somermaand is die neerslag nog ŉ minimum van 30 mm. In die tipe Cw is die winter betreklik droog, terwyl daar in die natste somermaand minstens 10 keer meer reën as in die koudste wintermaand moet val. Indien die somer relatief droog is (droogste maand met minder as 30 mm reën) en die natste wintermaand minstens 3 maal soveel reën kry, staan dit bekend as die klimaattipe Cs.

 D-klimate 
Die reënklimaat op die middelbare breedtes waarby daar koue winters heers, word die 0-klimaat genoem. Die gemiddelde temperatuur van die warmste maand lê nog bokant 10 ˚C, maar die van die koudste maand is onder -3 ˚C. Deur die keuse van hierdie grense (10˚-isoterm) val dit aan die poolsy saam met die grense van die boomgrens. Die D-klimate word gekenmerk deur 'n permanent bevrore bodem (permafrost) en ŉ sneeulaag wat verskeie maande die oppervlak bedek. Wanneer daar in al die seisoene baie reënval, staan dit bekend as die Df-klimaat en in die geval van betreklik droë winters as die Dw-klimaat.

 E-klimate 
Wanneer die gemiddelde temperatuur van die warmste maand laer is as 10 ˚C het 'n mens te doen met 'n E-klimaat, wat slegs in die 2 poolstreke voorkom. Vir die plantegroei maak dit dan eintlik nie meer saak hoeveel kouer dit kan word nie, maar wel hoe lank en intens die warm periode is. 

Op grond hiervan word 2 tipes onderskei: Die ET-klimaat word gekenmerk deur 'n kort groeiseisoen en ŉ skrale plantegroei omdat die gemiddelde temperatuur in die warmste maand, hoewel bokant die vriespunt, tog benede 10 ˚C bly en daarom ook as die toendraklimaat bekend staan. In die EF-klimaat is daar geen plantegroei nie aangesien die gemiddelde temperatuur gedurende al die maande benede die vriespunt bly. Hierdeur is die landskap met 'n yskap bedek en die neerslag kry ook nooit kans om te smelt en weg te vloei nie.

Verdere indeling 

Die 12 klimaattipes wat hierbo bespreek is, kan nog verder onderverdeel word deur die toevoeging van 'n derde letter, wat ook 'n duidelike, vaste betekenis het. Hierdie letters is:

a: warm somer (warmste maand gemiddeld meer as 22 ˚C), kom alleen by C- en D-klimate voor;

b: warm somer (warmste maand onder 22 DC), alleen by C- en D- klimate;

c: koel, kort somer (minder as 4 maande, met 'n gemiddelde temperatuur bo 10 ˚C), alleen by C-en

 D-klimate 
d: baie koue winter (koudste maand onder -38 ˚C), alleen by D-klimate;

h: droog en warm (gemiddelde jaartemperatuur bo 18 ˚C), alleen by B-klimate;

k: droog en koud (gemiddelde jaartemperatuur onder 18 ˚C), alleen by B-klimate. 

Dit is dus moontlik om nog 'n aantal kombinasies sa am te stel waarmee kenmerkende klimaattipes aangedui kan word. 'n Voorbeeld hiervan is die Middellandse Seeklimaat, wat in hierdie stelsel met die letters Csa of Csb voorgestel word. 'n Verdere verfyning van die stelsel word bereik deur nog lettersimbole by te voeg. 'n Nadeel van die stelsel is dat sterk afwykende klimaattipes as gevolg van plaaslike oorsake nie raak beskryf kan word nie. So byvoorbeeld is dit moeilik om die bergklimaat met die opgenome lettersimbole te beskryf.

 Invloed op die landskap 
'n Landskap word veral gekenmerk deur sy reliëf en flora. Albei is grootliks afhanklik van die klimaat deurdat daar 'n duidelik waarneembare invloed is van die klimatologiese faktore neerslag, temperatuur, wind en lig (sonstraling).

 Klimaat, verwering en erosie 
Die neerslag bepaal in groot mate die verwering aan die aardoppervlak. Gesteentes word byvoorbeeld saam met ander prosesse verweer tot korrelrige materiaal, wat ter plaatse kan bly lê, maar normaalweg deur wind en water weggevoer word. Deur die wegvoer van verweerde materiaal verander die reliëf. By die verweringsproses self word daar onderskei tussen meganiese en chemiese verwering. Meganiese verwering word veroorsaak deur temperatuursveranderinge. 

Bedags, wanneer die son skyn, word die oppervlak sterker verhit as die vlak daaronder en die uitsetting bo-op is dus groter, waardeur afskilfering veroorsaak word. Snags krimp die bolaag vinniger in as die onderlaag en dit het dikwels skeure of krake in die grond en in die gesteentes tot gevolg· Gesteente bestaan meestal uit verskillende minerale wat elk 'n eie uitsettingskoëffisiënt het, en by temperatuurveranderinge ontstaan daar spanning wat tot verbrokkeling kan lei. 'n Baie energieke bron van meganiese verwering is bevrore water. Die water vries in splete en nate in die gesteente en oefen so 'n groot druk daarop uit dat dit kraak. By chemiese verwering verander die chemiese samestelling van die gesteentes en daar word dus nuwe produkte gevorm. 

Oor die algemeen is die gevormde stowwe beter oplosbaar in water (reën- of vloeiende water) as die oorspronklike gesteente, sodat die verskillende minerale minder heg aan mekaar sit en die gesteente kan disintegreer. Omdat die reaksiesnelheid van die omsettingsprosesse by hoë temperature vinnigerverloop, speel die klimaat 'n groot rol in die tempo van chemiese verwering. Erosie bring mee dat die verweerde materiaal van een plek na 'n ander afgevoer word. Die meeste erosie word veroorsaak deur stromende water, maar ook deur ys, wind en in mindere mate swaartekrag. Ys kan groot veranderinge in ŉ betreklik kort tyd in die reliëf teweegbring. Dit was byvoorbeeld die geval in Nederland tydens die laaste 2 miljoen jaar toe daar gedurende die ystye groot gebiede geheel en al met landys bedek was. Die ys het oor die grond beweeg en groot hoeveelhede daarvan meegevoer wat dan as morene (gletserpuin) afgeset is op plekke waar die gletser gesmelt het. 

Op baie plekke het die bewegende ys ook die grond omhoog gestu, waardeur stumorene gevorm is. Wind is 'n belangrike erosiefaktor en ook verantwoordelik vir die wegvoer van sand en verweerde materiaal. Veral in ystydperke, toe daar weinig plantegroei op die aardoppervlak was, het die wind vrye teuels gehad. Sand is in 'n eweredige laag, byna soos 'n deken, oor ander gebiede afgeset (deksand). Die fyner materiaal is dikwels nog verder gevoer en as loes afgeset. Toe daar na die ystye 'n warmer klimaat begin heers, het plantegroei begin posvat waardeur die sand vasgehou is en die deksandrûe ontstaan het.

 Klimaat en vegetasie 
Plante vorm ŉ belangrike element van die landskap. Die voorkoms van 'n bepaalde vegetasietipe word in groot mate bepaal deur klimatologiese faktore, waarvan in hierdie geval die temperatuur, die neerslag asook hulle onderlinge verband 'n baie belangrike rol speel. 'n Hoe temperatuur en vogtigheidsgraad bevorder plantegroei, terwyl lae temperature en droogte groei belemmer. In 'n gletsergebied bestaan die oppervlak hoofsaaklik uit ys en van bodemvorming en plantegroei is daar feitlik geen sprake nie. So kan daar vir ander vegetasietipes die verband aangetoon word wat dit met die klimaat het. Die natuurlike vegetasiegrense is dan ook van groot belang vir Köppen se klimaatklassifikasiestelsel.

 Invloed van die landskap 
Die beïnvloeding geskied ook omgekeerd, naamlik die van die klimaat deur die landskap, en die onderskeid tussen landklimaat en seeklimaat berus hierop. By 'n gelyke hoeveelheid opgenome energie (sonstraling) sal die warmtebalans van 'n kontinent verskil van die van 'n oseaan. Die temperatuur van die seewater sal stadiger styg as die temperatuur van 'n kontinent, en omgekeerd sal by uitstraling (veral snags) die seetemperatuur stadiger daal as die van die land. 

Die gevolg is dat sowel die daaglikse as die jaarlikse temperatuurwisselinge ter see baie kleiner is as op land. Hierdie geringe veranderinge bo (of vlak by) die see lei tot die verskil tussen 'n seeklimaat en 'n landklimaat. Op 'n kleiner skaal beïnvloed die landskap ook die wind, sodat daar aan kuste plaaslike windstelsels kan ontstaan wat deur die temperatuurverskil tussen land en water veroorsaak word. Bedags waai daar dan meestal 'n seewind en snags 'n landwind, wat in die algemeen ietwat swakker is. 

Ook in die berggebiede word dikwels plaaslike windstelsels waargeneem. Bedags sal 'n mens wind teen die helling op aantref, terwyl die wind snags teen die helling af sal beweeg, 'n gevolg van die verskil in die verwarming van die lug, veroorsaak deur die reliëf. Ander duidelik waarneembare invloede van die landskap op die klimaat is byvoorbeeld orografiese of stygingsreën wat ontstaan as gevolg van die afkoeling van die lug wat teen die berg op beweeg; die reënskadu aan die Iyhang van die berg, waar die wind aankom wat reeds aan die ander kant van sy vog ontslae geraak het; en die ontstaan van mis in dale.

 Klimaatbeïnvloeding 
Mense, plante en diere is, vir sover hulle nie volkome geïsoleer van die buitewêreld leef nie, blootgestel aan die gedurige weerswisseling. Van oudsher probeer die mens om met behulp van oorgelewerde ervaring en bepaalde lewensgewoontes die voordele van weer en klimaat sover moontlik te benut en die nadele te beperk. Namate die kennis aangaande die weerverskynsels en hulle onderlinge verband gegroei het, wat eintlik maar pas in die vorige eeu die geval was, het ook die behoefte ontstaan om self in die weer in te gryp, selfs die patroon daarvan te verander deur die klimaat te beïnvloed. Tot nou het dit op groot skaal egter weinig vrugte afgewerp. 

Tog is daar in die verlede reeds – al is dit dan onbewustelik – wysiginge teweeggebring, maar in die negatiewe sin. 'n Voorbeeld hiervan is die grootskaalse ontbossing wat veral in gebiede met droë seisoene baie skadelik is. Die agteruitgang van die waterhuishouding, afhanklik van die bodemgesteldheid, klimaattipe, ensovoorts, lei tot 'n blywend ontboste toestand wat selfs in 'n woestynklimaat kan oorgaan. Aangesien 'n woestyn dikwels die neiging het om uit te brei, kan 'n groeiende woestyn so ontstaan, wat in 'n sterk mate die geval in die Verenigde State is. 

Deur menslike ingryping word daar dus 'n ander klimaat oor groot gebiede op aarde geskep. 'n Strydvraag is nog steeds of die mens een van die belangrikste klimatologiese faktore, die hoeveelheid neerslag, kan beïnvloed deur ontbossing of juis herbebossing. Laasgenoemde lei nie net tot 'n verbeterde waterhuishouding nie (woudgrond dien as sponsagtige waterreservoir), maar ook tot 'n verhoogde neerslag, soos geblyk het uit ondersoeke wat onder meer in Duitsland, Oostenryk en Switserland gedoen is. 

Water het ŉ relatief groot warmte-kapasiteit, dit wil sê daar is relatief baie kalorieë nodig om water te verwarm en daar kom by afkoeling baie kalorieë vry. Dit het tot gevolg dat groot volumes oop water (seë, mere) 'n sterk regulerende funksie op die temperatuur uitoefen. Deur die drooglegging van mere, moerasse en ook stukke see, kan die temperatuurwisseling vergroot word en kan selfs 'n blywende verandering in die klimaat ontstaan. Dit veroorsaak dat daar onder meer minder mis gevorm word. 

Aan die ander kant sal die aanlê van mere (soos byvoorbeeld damme) minder temperatuurwisseling laat ontstaan. Stedelike bebouing speel 'n baie direkte rol by die beïnvloeding van 'n aantal klimatologiese faktore en hier lê die oorsaak ook in die wysigings wat daar in die warmte- en waterhuishouding teweeggebring word. In 'n beboude gebied word die reënwater vinnig weggevoer en baie warmte word deur huise en nywerhede geproduseer. 

As gevolg van verbranding word die stofinhoud in die atmosfeer verhoog en hiervoor is die moderne stadsverkeer in ŉ groot mate verantwoordelik. Deur die gewysigde omstandighede kan daar bokant stede 'n warmte-eiland gevorm word, terwyl daar in die bolug temperatuurinterferensie kan ontstaan. In swak windtoestande lei dit tot ŉ opeenhoping van stof en die vermindering van die effektiewe sonstraling. Bowendien absorbeer gasse soos swaweldioksied en kooldioksied 'n aansienlike hoeveelheid van die infrarooi-warmtestraling in die atmosfeer. Stowwe wat bokant die stede in die lug afgegee word, is in die meeste gevalle higroskopies (wateraantrekkend) en dien as kondensasiekerne vir die aanwesige waterdamp. 

Dit is glad nie onaanneemlik dat beboude gebiede 'n verhoging in die neerslag tot gevolg kan hê nie, en met die onderskeie faktore in gedagte, ontstaan daar dan in werklikheid 'n gewysigde klimaat, naamlik 'n stadsklimaat. Op klein skaal, en tydelik, kan 'n mens wel die weer beïnvloed (wysiging van die neerslag) en daardeur ook die klimaat. 

Van Sowjet-kant was daar sprake dat hulle die Beringstraat sou opdam.  Dit sou die loop van hierdie warm golfstroom so beïnvloed het dat die klimaat in Siberië geskik sou kon wees vir die verbouing van landbouprodukte. Wat die newe-effekte van so 'n projek sal wees, is moeilik voorspelbaar. Dit is egter seker dat die vergrote warmtetoevoer na Siberië tot 'n verminderde toevoer elders sou lei, met moontlike internasionale implikasies. 

 Wetenskaplike ondersoek 
Die klimatologie is die wetenskap wat hom met die bestudering van die klimaat besig hou en is gegrond op langtermyngemiddeldes en frekwensies van die onderskeie meteorologiese groothede. As tydvak word volgens internasionale reëling 30 jaar gebruik. Die gemiddeldes wat uit metings uit die tydvakke (1931-1960, 1961-1990, ensovoorts) verkry word, word die normale genoem. Die metode van klimatologiese ondersoek hang dikwels in groot mate af van die doelstellings van die ondersoeker. 

 Historiese ontwikkeling 
Die ontwikkeling van die klimatologie was grootliks afhanklik van die moontlike meting van die meteorologiese groothede, Voor die uitvinding van die termometer (deur Galileo Galilei in 1593) en die barometer (deur Evangelista Torricelli  in 1643) het die mens reeds geweet dat die verskille in klimaat die gevolg was van lugsirkulasiestelsels in die atmosfeer en die verdeling van die aardkors in oseane en kontinente. Met die koms van die weerkundige instrumente kon die verband tussen die verskillende verskynsels egter stap vir stap bepaal word, byvoorbeeld die tussen die windrigtings en die neerslag. Een van die mees klassieke werke op hierdie gebied (Handbuch der Klimatologie) is in 1883 deur Julius Elder von Hann (1839-1921) geskryf.

Wat die klassifikasie van klimaattipes betref, was veral die werk van Vladimir Köppen (1846-1940), wat in 1918 verskyn het (hersiene uitgawe 1936), van groot belang, 'n Ander belangrike klassifikasie is in 1931 en 1933 deur Charles W. Thornthwaite (1899-1963) gepubliseer. 

Hy het behalwe die temperatuur en die neerslag ook die verdamping in berekening gebring. Hierdie klassifikasie is in 1948 deur Thornthwaite self verbeter en hy het daarin die verdampingsfaktor vervang deur die van potensiële verdamping, dit wil sê die hoeveelheid water onder bepaalde omstandighede sou kon verdamp indien dit in onbeperkte hoeveelheid aanwesig sou wees. Met die groeiende aantal waarnemings het ook die kennis omtrent die klimate toegeneem en het daar binne die klimatologie verskeie rigtings ontwikkel, waarvan die klassieke en die dinamiese klimatologie die belangrikste is.

 Klassieke klimatologie 
Die elementêre of klassieke klimatologie beskryf die klimaat van 'n bepaalde streek of plek met behulp van afsonderlike gegewens van die verskillende meteorologiese elemente. Wanneer dit om 'n spesifieke plek gaan, word die statistiese gegewens meestal in tabelvorm weergegee. By die klimaatbeskrywing van 'n gebied word daar ook kaarte voorsien waarop van elke grootheid isolyne (lyne wat punte met gelyke waardes verbind) aangegee word. 

 Dinamiese klimatologie 
In teenstelling met die klassieke klimatologie staan die dinamiese klimatologie (sinoptiese, lugsoort- of weertipe-klimatologie). Hierby word bepaalde kombinasies van meteorologiese groothede statisties bestudeer. So word daar byvoorbeeld onder 'n sirkulasietipe 'n dominante lugbeweging bokant 'n land bedoel. Die frekwensie van die verskillende sirkulasietipes per jaar is bepaal en omdat elkeen van hierdie tipes 'n eie kenmerkende weersontwikkeling veroorsaak, is die identifisering van bepaalde tipes belangrik vir die (sinoptiese) meteorologie.

 Organisasie en doelstellings 
Om die klimaat van 'n bepaalde plek of streek te kan beskryf, moet 'n mens oor betroubare gegewens beskik. Dit moet ook met gegewens van ander plekke vergelyk kan word en dit maak uniforme waarnemingsmetodes noodsaaklik. Om die rede is daar deur die WMO (Wêreld-meteorologiese Organisasie) regulasies opgestel wat geld by die, waarneming van groothede soos die temperatuur, vogtigheid, neerslag, wind en lugdruk. Die eenhede waarin die waardes uitgedruk word, asook die opstellingsmetode van die waarnemingsapparaat is daarom ook gestandaardiseer. 

Oor die afgelope 200 jaar het die aantal waarnemingspunte oor die wêreld geweldig toegeneem, en rekenaars word gebruik om al die versamelde inligting te verwerk. Met die digter waarnemingsnetwerk is die mens se kennis oor die klimaat baie groter as vroeër, en ook die toepassingsgebiede van die klimatologie het toegeneem. Die tegniese ontwikkeling van die laaste paar dekades het dit moontlik gemaak om op moeilik bereikbare terreine, soos die poolstreke, waarnemings te doen. 

In hierdie gebiede is daar talle outomatiese weerstasies opgerig wat standaardwaarnemings kan doen. Die gegewens word of ter plaatse geregistreer (byvoorbeeld op 'n magneetband), of draadloos na 'n ontvangstasie oorgesein. Die outomatiese weerstasies kan minstens 6 maande sonder toesig werk. By klimaatbestudering hoort vandag ook die waarneming van radioaktiwiteit en van die chemiese samestelling van die lug en die neerslag. Een van die nuutste moontlikhede lê in die gebruik van aardsatelliete, maar dit word tans meer vir die meteorologie as die klimaat gebruik. 

Daar bestaan talle spesialiteitsrigtings in die klimatologie. Die belangrikste is die mikroklimatologie en die bioklimatologie. In die mikroklimatologie word die klimaat in die heel onderste luglae bestudeer (tot 2 m bo die aardoppervlak). In die bioklimatologie word daar gepoog om die verband tussen die klimaat en die lewensvereistes van mens en dier te vind. Die toepassings van die klimatologie lê op allerlei terreine, onder meer die landbou, waar die klimaat in hoë mate bepaal watter gewasse waar geplant kan word. 

Ook in die beplanning van die mens se bedrywighede word daar met die klimaat rekening gehou, soos by stadsbeplanning, waterafvoerstelsels, wonings (byvoorbeeld by verwarming), verkeersnetwerke en baie meer.

 Sien ook 
 Weer
 Reën
 Droogte
 Oorstroming
 Hael
 Klimaatverandering
 Aardverwarming

 Bron 
 Wêreldspektrum, 1982,  band



Kategorie:Klimatologie