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Asseng et al. (2015): 
Rising heat reduces global wheat production. Nature Climate Change 5 (2), 143–147.

 


Bodentemperatur PDF Drucken E-Mail

Das Bodentemperaturmodell wurde dem Modell 4C (2002) entnommen. Dieser Ansatz verwendet eine empirische Funktion von Neusypina (1979) für die Beschreibung der Wärmeleitfähigkeit

 

 \fn_cm \small \lambda_h = \frac{3.0 \cdot \rho_B - 1.7}{1.0 + (11.5 - 5.0 \cdot \rho_B) \cdot e^{\left ( \frac{-50 \cdot \theta}{\rho_B} \right) ^{1.5} } } \cdot 418.4

 

 \fn_cm \small \lambda_h Wärmeleitfähigkeit des Bodens  \fn_cm \small [J \, m^{-1} \, s^{-1} \, K^{-1}]
 \fn_cm \small \rho_B Trockenrohdichte des Bodens  \fn_cm \small [Mg \, m^{-1}]
 \fn_cm \small \theta Wassergehalt des Bodens  \fn_cm \small [m^3 \, m^{-3}]

 

Die Wärmekapazität des Bodens wird nach Abrahamsen & Hansen (2000) kalkuliert.

 

 \fn_cm \small c_s = \theta \cdot \rho_w \cdot c_w + \varepsilon \cdot \rho_a \cdot c_a + o \cdot \rho_h \cdot c_h + (1-\theta - \varepsilon - o) \cdot \rho_q \cdot c_q

 

 \fn_cm \small c_s Spezifische Wärmekapazität des Bodens  \fn_cm \small [J \, m^{-3} \, K^{-1}]
 \fn_cm \small c_w Spezifische Wärmekapazität des Wassers  \fn_cm \small [J \, m^{-3} \, K^{-1}]
 \fn_cm \small c_a Spezifische Wärmekapazität der Luft  \fn_cm \small [J \, m^{-3} \, K^{-1}]
 \fn_cm \small c_h Spezifische Wärmekapazität der organischen Substanz im Boden  \fn_cm \small [J \, m^{-3} \, K^{-1}]
 \fn_cm \small c_q Spezifische Wärmekapazität von Quarz  \fn_cm \small [J \, m^{-3} \, K^{-1}]
 \fn_cm \small \rho_w Dichte des Wassers  \fn_cm \small [Mg \, m^{-3}]
 \fn_cm \small \rho_a Dichte der Luft  \fn_cm \small [Mg \, m^{-3}]
 \fn_cm \small \rho_h Dichte der organischen Bodensubstanz  \fn_cm \small [Mg \, m^{-3}]
 \fn_cm \small \rho_q Dichte der mineralischen Bodensubstanz  \fn_cm \small [Mg \, m^{-3}]
 \fn_cm \small \theta Volumetrischer Wassergehalt des Bodens  \fn_cm \small [m^{3} \, m^{-3}]
 \fn_cm \small \varepsilon Volumetrischer Luftgehalt des Bodens  \fn_cm \small [m^{3} \, m^{-3}]
 \fn_cm \small o Volumetrischer Gehalt der organischen Substanz im Boden  \fn_cm \small [m^{3} \, m^{-3}]

 

Die Bodenoberflächentemperatur wird aus der Minimum- und der Maximumtemperatur der Luft und aus der Globalstrahlung nach Williams (1984) berechnet.

 

 \fn_cm \small T_s(t) = (1-\alpha(t)) \cdot (T_{min}(t) + ( T_{max}(t) - T_{min}(t) ) \cdot \sqrt{ 0.03 \cdot R_g(t)}  )  

 \fn_cm \small + \alpha(t) \cdot T_s(t_\Delta t))

 

 \fn_cm \small T_s(t) Bodenoberflächentemperatur zum Zeitpunkt t  \fn_cm \small [^{\circ}C]
 \fn_cm \small T_{min} Minimum-Lufttemperatur in 2m Höhe  \fn_cm \small [^{\circ}C]
 \fn_cm \small T_{max} Maximum-Lufttemperatur in 2m Höhe  \fn_cm \small [^{\circ}C]
 \fn_cm \small R_g Globalstrahlung  \fn_cm \small [MJ \, m^{-2}]
 \fn_cm \small \alpha(t) Albedo zum Zeitpunkt t  
 \fn_cm \small T_s(t-\Delta t) Bodenoberflächentemperatur zum vorangegangenen Zeitpunkt   \fn_cm \small [^{\circ}C]

 

Der Einfluss der Globalstrahlung Rg auf die Bodenoberflächentemperatur ist auf Werte oberhalb von 8.33 MJ m–2 d–1 begrenzt.

Zuletzt aktualisiert am Freitag, den 20. Juli 2012 um 12:08 Uhr