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tägliche Amplitude im Sommer 10-14°, im Winter 3-5°. - Die zweite Hauptperiode im Gang [* 3] der ist die jährliche. Sie ist eine Folge der Bewegung der Erde um die Sonne [* 4] und der Stellung der Erdachse gegen die Ebene der Ekliptik. Trotzdem daß jeder Punkt der Erdoberfläche während der Zeit eines Jahrs in der Hälfte der Zeit der Einwirkung der Sonnenstrahlen ausgesetzt ist und in der andern Hälfte von der Sonne nicht beschienen wird, so ist doch die Verteilung der Wärme [* 5] auf der Erdoberfläche sehr verschieden, weil die Zeiten, in welchen die Erde von den Sonnenstrahlen getroffen wird, für die verschiedenen Breiten sehr verschieden verteilt sind.
An den beiden Polen dauert die Einwirkung der Sonnenstrahlen ununterbrochen ein halbes Jahr und fällt dann im nächsten halben Jahr fort, während sich am Äquator das Jahr in ungefähr gleich lange Perioden von je 12 Stunden Tag und Nacht teilt. In den dazwischenliegenden Breiten unterscheiden sich die Tageslängen durch ihre verschiedene Dauer, der längste Tag ist in höhern Breiten länger als in niedrigern und der kürzeste Tag in nördlichern Breiten kürzer als in südlichern. Diese Verhältnisse bewirken eine sehr verschiedene Wärmeverteilung in der Zeit eines Jahrs und haben dazu geführt, die Erdoberfläche in fünf Zonen, zwei kalte, zwei gemäßigte und eine heiße, zu teilen.
Aus der Verschiedenheit der Tageslängen und der Sonnenhöhen im
Lauf eines
Jahrs ergibt sich die jährliche
Periode der
Lufttemperatur. Am 20. oder 21. März, dem
Frühlingsanfang, wird zum erstenmal im Jahr
Tag und
Nacht gleich lang, die größte Sonnenhöhe ist dann
gleich dem
Komplement der geographischen
Breite,
[* 6] schwankt also für
Deutschland,
[* 7] dessen
Breite zwischen 47° 20' und 55° 50'
liegt, zwischen 42° 40' und 34° 10'. Darauf findet ein rasches Zunehmen der Mittagshöhe der
Sonne und der Tagesdauer statt
und daher sowohl wegen der längern Einwirkung der Sonnenstrahlen als auch wegen ihres mehr senkrechten
Auffallens eine
Steigerung in der
Temperatur des Erdbodens u. der
Luft. Am 21. Juni erreicht die
Sonne die größte Mittagshöhe,
welche für
Deutschland zwischen 66° 10' und 58° 40' wie die größte Tageslänge zwischen 15
Stund. 51
Min. und 17
Stund. 25
Min.
schwankt.
Das Maximum der Jahrestemperatur fällt nicht mit der größten Sonnenhöhe und dem längsten Tag zusammen, sondern tritt erst im Juli ein, weil die Erde noch eine Zeitlang nach dem längsten Tag mehr Wärme empfängt, als sie durch Ausstrahlung verliert. Die Mittagshöhe der Sonne wird darauf niedriger, die Tageslänge kürzer, und deshalb nimmt dann auch die ab. Am 22. oder 23. Sept. beginnt der Herbst mit der zweiten Tag- und Nachtgleiche, die Tage werden immer kürzer, die Sonnenhöhen immer niedriger und die Luft immer kälter. Am 21. oder 22. Dez. beginnt der Winter, die Mittagshöhe der Sonne schwankt für Deutschland zwischen 19° 10' und 14° 40' und die Tageslänge zwischen 8 Stund. 22 Min. und 6 Stund. 50 Min. Das Minimum der Jahrestemperatur tritt erst nach dem kürzesten Tag im Januar ein, weil sie anfangs noch mehr Wärme ausstrahlt, als sie von der Sonne empfängt, indem die Mittagshöhe der Sonne noch gering, also die Tageslänge noch kurz ist und die Sonnenstrahlen die Erdoberfläche schräg treffen.
Weil der
Gang der
Lufttemperatur durch die verschiedenen
Stellungen der
Sonne bestimmt ist, diese aber für dieselbe geographische
Breite
unverändert sind und sich nur in verschiedenen
Breiten verschieden gestalten, so müßten auch die Verschiedenheiten der
Lufttemperatur lediglich von der geographischen
Breite
abhängig sein, und es müßte die
Lufttemperatur an den
Orten desselben
Breitenkreises einen gleichartigen Verlauf haben. Das ist aber nicht der
Fall, und zwar treten sehr bedeutende
Abweichungen
von den normalen Temperaturverhältnissen auf, welche eine
Folge der verschiedenen
Beschaffenheit der Erdoberfläche, der wechselnden
Bewölkung und der
Luft- und
Meeresströmungen
[* 8] sind. Um über diese
Abweichungen ein
Urteil zu gewinnen, ist
es notwendig, längere Zeit hindurch die mittlere Tagestemperatur sowie die Mitteltemperaturen der einzelnen
Monate und des
Jahrs zu bestimmen.
Die erstere erhält man als Mittel der 24 Temperaturen, welche während eines Tags stündlich abgelesen oder durch ein Registrierthermometer aufgezeichnet sind. Statt dessen hat man dasselbe meistens aus dreimal täglichen Beobachtungen abgeleitet, und sind für diese Beobachtungen die gewöhnlichsten Zeiten 7, 2, 9 oder 6, 2, 8 oder 6, 2, 10; auch hat man die Mitteltemperatur zuweilen als Mittel der täglichen Extreme, d. h. des täglichen Maximums und Minimums, gebildet.
Aus den Mitteltemperaturen der Tage eines Monats erhält man die mittlere Monatstemperatur und aus den 12 mittlern Monatstemperaturen die mittlere Jahrestemperatur. Je länger diese Beobachtungen fortgesetzt sind, desto weniger werden die erhaltenen Resultate durch die in einzelnen Jahren auftretenden Unregelmäßigkeiten beeinflußt sein, und desto mehr werden sie die wahren Mitteltemperaturen angeben. Derartige Beobachtungen liegen für eine große Anzahl von Orten vor; eine Reihe der interessantesten enthält die auf beifolgender Karte abgedruckte Temperaturtafel.
Um die wahre Verteilung der Wärme auf der Erdoberfläche bildlich darzustellen, hat bereits Alex. v. Humboldt alle Orte mit gleicher mittlerer Jahreswärme miteinander durch Linien verbunden, und später ist es namentlich durch die Arbeiten von Dove möglich geworden, dieselben den wirklichen Temperaturverhältnissen der Erdoberfläche genau anzupassen. Diese Linien, welche man Jahresisothermen nennt, sind auf der Karte dargestellt.
Aus dem Gang der Jahresisothermen ist ersichtlich, daß sie wesentlich von den Breitenkreisen abweichen. So liegt z. B. New York ungefähr 1° südlicher als Rom, [* 9] und doch ist seine mittlere Jahrestemperatur um 5° niedriger. Überhaupt findet man, daß es bei gleicher geographischer Breite in Nordamerika [* 10] stets kälter ist als in Europa, [* 11] ebenso wie sich dasselbe Verhältnis auch bei einer Vergleichung zwischen Europa und dem nördlichen Asien [* 12] herausstellt. Ferner zeigt der Verlauf der Jahresisothermen, daß die mittlere Jahrestemperatur auf dem Festland viel rascher gegen den Pol abnimmt als über den Meeren, und daß daher die Kurven über den Kontinenten näher aneinander gerückt sind.
Besonders auffallend verlaufen die Jahresisothermen im nördlichen Teil des Atlantischen Ozeans, wo sie infolge der Einwirkung des Golfstroms weit nach Norden [* 13] vorspringen. Endlich sieht man auch, daß das kälteste Gebiet der Erde nicht mit dem Nordpol zusammenfällt, sondern nördlich von Nordamerika zu suchen ist. Die niedrigste Jahresisotherme, die man nach den bisherigen Beobachtungen hat ziehen können, ist die für -20°; sie bildet eine geschlossene Kurve, innerhalb welcher der kälteste Punkt der nördlichen Halbkugel, ihr Kältepol, liegt. Der geographische Nordpol liegt außerhalb dieser Kurve und ist daher nicht der kälteste Punkt der Erde.
So wichtig die Kenntnis der mittlern Jahrestemperatur ist, so ist sie doch nicht genügend, um ein ¶
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richtiges Bild von den klimatischen Verhältnissen eines Ortes zu geben, weil diese auch von der Verteilung der Wärme im Lauf des Jahrs abhängig sind. Edinburg [* 15] und Tübingen [* 16] haben z. B. beinahe dieselbe mittlere Jahreswärme, 8,4 und 8,2,° und unterscheiden sich doch sehr wesentlich durch ihre Temperaturverhältnisse im Sommer und im Winter. In Edinburg ist die Mitteltemperatur des Sommers 14,1° und die des Winters 3,6,° während die entsprechenden Werte für Tübingen 17,1 und 0,2° sind. Will man auch die Verteilung der Wärme bildlich darstellen, so genügen dazu die Jahresisothermen nicht, und daher verbindet man entweder die Orte mit gleicher mittlerer Sommertemperatur und die mit gleicher mittlerer Wintertemperatur und erhält dadurch im ersten Fall die Isotheren und im zweiten die Isochimenen, oder man entwirft Karten mit Monatsisothermen, von denen die Karte die Isothermen für den Januar und die für den Juli angibt.
Die Monatsisothermen sind besonders gut dazu geeignet, die verschiedenen Formen des Klimas sowie den Unterschied zwischen Land- und Seeklima (Kontinental- und ozeanisches oder Insel- oder Küstenklima) zu erkennen. In der Nähe des Meers findet man kühle Sommer und verhältnismäßig warme Winter, während im Innern der großen Kontinente heiße Sommer und strenge Winter vorherrschen. Daß diese Temperaturverteilung einen wesentlichen Einfluß auf die Vegetation ausüben muß, liegt auf der Hand. [* 17] In Sibirien, z. B. in Jakutsk, wo die mittlere Jahrestemperatur -10,3° und die mittlere Januartemperatur -43,0° beträgt, gelangt während des kurzen, aber heißen Sommers (die Mitteltemperatur des Juli ist 17,7°) Getreide [* 18] zur Reife, trotzdem der Boden in einer Tiefe von 1 m beständig gefroren bleibt. Dagegen ist in Island [* 19] bei einer höhern Jahrestemperatur und bei einer unbedeutenden Winterkälte an Getreidebau nicht mehr zu denken, weil die niedrige Sommerwärme nicht ausreicht, dasselbe zur Reife zu bringen. Ebenso gedeiht in Ungarn [* 20] vorzüglicher Wein, obgleich seine Winter kälter sind als im nördlichen Schottland, wo selbst kein Obstbau mehr möglich ist.
Mit Berücksichtigung der Thatsache, daß die Mitteltemperaturen an den verschiedenen Orten desselben Breitenkreises sehr verschieden sind, kann man die normale Mitteltemperatur der einzelnen Breitenkreise berechnen, indem man das Mittel aus den Temperaturen nimmt, welche die auf demselben Breitenkreis liegenden Orte besitzen, und kann durch Vergleichung feststellen, ob die Mitteltemperatur des Jahrs oder der einzelnen Monate für einen Ort höher oder niedriger ist, als sie nach seiner geographischen Breite sein sollte.
Die Größe, um welche die Temperatur zu hoch oder zu niedrig ist, wird nach Dove die thermische Anomalie genannt, und dem entsprechend heißen die Kurven, welche die Orte mit gleicher thermischer Anomalie [* 21] verbinden, thermische Isanomalen (s. Karte). Diese geben ein sehr anschauliches Bild über die Wärmeverhältnisse eines Ortes. So ersieht man aus den thermischen Isanomalen des Jahrs, daß die mittlere Jahreswärme von ganz Europa, Kleinasien, Arabien, Persien, [* 22] Ostindien [* 23] und dem größten Teil von Afrika [* 24] und Australien [* 25] höher ist als die Normaltemperatur der entsprechenden Breitenkreise, und daß der größte Teil von Asien und Nordamerika eine zu geringe mittlere Jahrestemperatur besitzt.
Welche Unterschiede dabei gegen die normale mittlere Jahrestemperatur vorkommen, kann dadurch kenntlich gemacht werden, daß man die Größe der thermischen Anomalie an die Isanomalen heranschreibt. Noch wichtiger als die Isanomalen des Jahrs sind die für die einzelnen Monate, indem aus diesen darauf geschlossen werden kann, ob ein Ort mehr dem Kontinentalklima oder mehr dem Seeklima angehört. So zeigen die Isanomalen des Januars, daß die Mitteltemperatur dieses Monats an den Nordwestküsten von Nordamerika und an den Westküsten von Europa viel zu hoch ist, daß sie dagegen im Innern und an den Ostküsten von Nordamerika sowie auf dem Kontinent von Asien zu niedrig ist. Im Juli ist die Mitteltemperatur im nördlichen und mittlern Asien zu hoch, liegt in Europa etwas über der normalen und ist an den Ostküsten von Nordamerika zu niedrig.
Ausnahmen von der Wärmeverteilung, wie sie aus den vieljährigen Mitteln folgt, kommen häufig vor, doch treten größere Abweichungen nicht lokal auf, sondern sind gleichzeitig über größere Gebiete der Erdoberfläche verbreitet. Eine zu große Kälte oder zu große Wärme ist nie gleichzeitig auf der ganzen Erde vorhanden, sondern jedes in einer Gegend auftretende Extrem findet sein Gegengewicht in einer entgegengesetzten Abweichung in andern Gegenden. Gleichartige Witterungsverhältnisse sind häufiger in der Richtung von N. nach S. als von W. nach O., und oft steht die Witterung in Europa im Gegensatz zu der in Nordamerika oder in Sibirien, was seinen Grund darin hat, daß der Charakter der Witterung davon abhängt, ob die südwestliche oder nordöstliche Windrichtung vorherrscht.
Da aber dieselbe Windrichtung nicht gleichzeitig über der ganzen Hemisphäre herrschen kann und die entgegengesetzten Luftströme nebeneinander herlaufen, so werden auf demselben Breitenkreis abwechselnd positive und negative Abweichungen häufiger vorkommen als auf demselben Meridian. Die Abweichungen der Temperaturverhältnisse von den aus vieljährigen Beobachtungen gewonnenen Mitteln nennt man ihre absolute Veränderlichkeit. Diese ist unter den Tropen am geringsten und wächst in den gemäßigten Zonen mit der Annäherung an die kalten Zonen.
Die Nähe bedeutender Gebirge erhöht die Veränderlichkeit besonders in den Sommermonaten. Im Seeklima ist die Veränderlichkeit gering und nimmt mit der Entfernung von den Küsten nach dem Innern der großen Kontinente anfangs zu und dann wieder ab. Ein Bild von außergewöhnlichen Witterungsverhältnissen einzelner Jahre kann ebenfalls durch Kurven gegeben werden, die man nach Dove thermische Isametralen nennt, und welche die Punkte gleicher Abweichung miteinander verbinden. Dove hat dieselben dazu benutzt, um die Wärmeverteilung in Europa im Lauf einiger ungewöhnlicher Winter darzustellen.
Die Frage, ob die gegenwärtigen Wärmeverhältnisse auf der Erde in historischen Zeiten eine wesentliche Veränderung erfahren haben, kann nur aus etwanigen Veränderungen in der Flora und Fauna der verschiedenen Länder entschieden werden, denn regelmäßige Thermometerbeobachtungen werden erst während einer zu kurzen Zeit angestellt. Wie wenig entscheidend aber derartige Untersuchungen sind, ist daraus ersichtlich, daß dabei eine Reihe der verschiedenartigsten Einflüsse zur Geltung kommt und Veränderungen in der Vegetation oft nur eine Folge veränderter Feuchtigkeits- oder sonstiger lokaler Verhältnisse sind. Aus der Thatsache, daß in Palästina [* 26] heute noch der Weinstock und die Dattelpalme nebeneinander gedeihen, wie es in den biblischen Zeiten der Fall war, schließt Arago, daß sich das Klima [* 27] von ¶
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Palästina in den letzten 3000 Jahren nicht wesentlich geändert haben kann, weil die Nordgrenze der Dattelpalme mit der Südgrenze des Weinstocks zusammenfällt. Unzweifelhaft steht fest, daß in nördlichen Gegenden manche Pflanzen im Lauf der Zeit ausgestorben sind, wie die Birke, welche früher auf Island, auf den Shetlandinseln und in Lappland in ganzen Wäldern vorkam, daselbst verschwunden ist; doch kann man aus einzelnen derartigen Thatsachen ebensowenig wie daraus, daß durch das Anwachsen von Eismassen, wie an der Ostküste von Grönland, Landstriche, die früher bewohnt waren, unbewohnbar geworden sind, auf eine säkulare Veränderung in den Temperaturverhältnissen schließen.
Einen wesentlichen Einfluß auf die
Lufttemperatur übt die Erhebung über den Meeresspiegel aus. Je größer die
Höhe, desto geringer ist die
Lufttemperatur. Weil die Luft in der Nähe der Erdoberfläche durch diese erwärmt wird, sie selbst aber ein
schlechter Wärmeleiter ist, so wird die Temperatur der höhern Luftschichten nicht mehr direkt durch die Erdoberfläche erhöht,
sondern die erwärmte Luft, welche durch Ausdehnung
[* 29] leichter geworden ist, steigt empor und führt ihre Wärme den höhern Schichten
zu. Dadurch kommt die Luft unter einen geringern Druck, dehnt sich deshalb aus und erfährt durch den dazu erforderlichen Wärmeverbrauch
eine Temperaturabnahme.
Enthielte die Luft keinen Wasserdampf, so würde ihre Temperatur für jede 101 m Erhebung um 1° sinken; weil aber stets Wasserdampf in der Luft vorhanden ist, so sinkt ihre Temperatur nach der Höhe zu um so langsamer, je feuchter die Luft ist, und deshalb erfolgt die Temperaturabnahme im Winter langsamer als im Sommer. Zwischen Genf [* 30] und dem St. Bernhard kommt 1° Temperaturabnahme im Dezember auf 276 m Erhebung und im August auf 147 m. Wenn das Gesetz für die Temperaturabnahme mit der Höhe für einen Ort bekannt ist, so kann man aus ihm und seiner Höhe über dem Meeresspiegel berechnen, welche Temperatur an dem betreffenden Ort vorhanden sein würde, wenn er in der Höhe der Meeresoberfläche liegen würde. Dies nennt man: die Temperatur des Ortes auf die Meeresoberfläche reduzieren. Auf diese Weise sind alle Beobachtungen, die zur Zeichnung der Isothermen benutzt sind, auf den Meeresspiegel reduziert und dadurch die lokalen Einflüsse, welche Gebirge und Hochebenen auf die Temperatur ausüben, beseitigt worden.