Nyomásfelületek, abszolút és relatív topográfiák

Átírás

1 Mozdúlni kezd a levegı, Halk, de hővös fuvalom jı, És tılem suttogva kérdi: Nem legjobb-e sosem élni? Petıfi Sándor: Édes öröm, ittalak már (részlet) Nyomásfelületek, abszolút és relatív topográfiák Makra László

2 A légnyomás térbeli eloszlása bárikus gradiens; a szél l sebessége és s iránya; a légtl gtömegek áthelyezıdése; Definíció: A légnyomás területi eloszlásának rendszerét légnyomási, vagy bárikus mezınek nevezzük. A bárikus mezı ábrázolható az adott magassági szintre vonatkozó légnyomáseloszlás izobártérképével; (z = konstans, izobárok, a magasságot a tengerszinttıl számítják, leggyakrabban: z = 0) adott nyomásfelület magasságát feltüntetı nyomástopográfiai térképpel (abszolút( topográfia); (p = konstans, izohipszák, a magasságot a tengerszinttıl számítják, leggyakrabban: p = 850, 700, 500, 300, 200, 100, 50, 25 mb,, jelölése: pl. AT 700 a 700 mb-os nyomásfel sfelület let abszolút t topográfia térkt rképe)

3 Feladat: Az abszolút topográfiák izohipszái alapján hogyan számíthatjuk ki a geosztrófikus szél sebességét? Másképp: a bárikus gradiens hogyan fejezhetı ki az izohipsza gradiens segítségével? Azaz: Az abszolút topográfia értelmezése dp dn dz = f = dn?

4 Tekintsük az egymással párhuzamos p, p dp, p + dp nyomásfelületek függıleges metszetét. A z + dz és a p szintek metszetében lévı B pontot vetítsük le a p + dp szintre. A kapott B -pontból szerkesszük meg a z + dz -vel párhuzamos z sík metszetét, mely az A pontban metszi a p felület síkmetszetét. A p nyomásfelület vízszintessel bezárt szöge: tgα= dz dn

5 Kapcsolatot keresve a magasság- és a nyomásváltozás között, tekintsük a sztatika alapegyenletét: dp= g ρ dz Ebbıl fejezzük ki dz-t: dz 1 = dp g ρ Most helyettesítsünk be a tg α formulájába: 1 dp tgα = g ρ dn A kétfk tféle módon m kifejezett tg α jobboldalai megegyeznek: dz 1 dp = dn g ρ dn

6 Mivel a dz dn izohipsza gradiens vektor a z + dz szint felıl a z szint felé irányul, ezért elıjele negatív. Ekkor: dp dn = g ρ dz dn Írjuk föl a geosztrófikus szél sebességét meghatározó formulát: v g = 1 2 ω ρ sinϕ dp dn Most írjuk be ebbe a képletbe a bárikus gradiensnek az izohipsza gradienssel kifejezett értékét (az elızı egyenlet!):

7 v g g = 2 ω sinϕ dz dn az izohipsza gradiensen alapuló formula elınye: kiküszöböli a magassággal változó ρ levegısőrőséget; get; bármely nyomásszint abszolút topográfia térképére egységesen alkalmazható; Munkaformula gyakorlati célokra: az AT -térképeken a nyomásszint magasságának izohipszáit vertikálisan 40 m-enként m ábrázolják; az AT -térképeken a szomszédos izohipszák közötti távolságot a nyomásfelület mentén km-ben adják meg;

8 Eszerint: z = 40 m n (km) = 103 n (m) g = 9,80665 m sm -2 ω = 7, s -1 Behelyettesítve tve kapjuk: v g 9, = = 4 3 1, sinϕ 10 n sinϕ n m s s m m 2 1 m s 1

9 Az abszolút topográfiák izohipszái a légáramlás irányát, a légrészek áramlási pályáit éppen úgy határozzák meg, mint az izobárok; AT m A M 3040 m 3000 m A M 3000 m m 3080 m 3000 m

10 Definíció: Azokat a nyomástopográfiai térképeket, ahol az izohipszák két megadott nyomásfelület függıleges menti távolságának értékeit tüntetik föl, relatív topográfiáknak nevezzük. Jelölése: RT p 2 / p 1

11 A relatív topográfiák fizikai tartalmát a két adott nyomásfelület vertikális távolságát megadó formula szemlélteti: z= 67,345 T (log p log p ) m 1 2 mivel p 1 és p 2 adott z kizárólag T m -tıl függ; nedves levegı esetén T m helyett T vm -mel számolunk; a relatív v topográfi fiák k hımérsh rsékleti térkt rképek; A fenti formulából: l: T vm = 0, z log p log p 1 2

12 A gyakorlati meteorológiában leggyakrabban használt RT -térképek: RT 500 / 1000: a tropszféra alsó felének hımérsékleti viszonyai; RT 300 / 500: a tropszféra felsı felének hımérsékleti viszonyai; RT 700 / 1000: a tropszféra alsó harmadának hımérsékleti viszonyai; AT -térképek: a szél sebességét és irányát jelzik különbözı magassági szintekben; RT -térképek: az adott légréteg hımérsékletét határozzák meg; ha egy RT izohipszáira ráhelyezzük a közbülsı nyomásfelület AT izohipszáit,, akkor adott koordináták fölött meghatározhatjuk a várható hımérséklet-változás elıjelét és mértékét;

13 A hımérséklet advektív megváltozásának megállapítása prognosztikai jelentıségő; Elemzése leggyakrabban: RT 500 / 1000 és AT 700 térképek együttes alkalmazásával; A hımérséklet mellett más meteorológiai jellemzık advektív változása is elemezhetı.

14 A felhı kimerült, A szélvihar elült, Lágyan zsongó habok Ezer kis csillagot..rengetnek a Dunán. Arany János. V. László (részlet) A légkör egyensúlyi állapotai

15 Az idıjárási folyamatok várható fejlıdésének elemzése létrejöhetnek-e e / felerısödhetnek dhetnek-e e a légkl gkörben függf ggıleges légmozgások, vagy sem; intenzív feláramlások felhı- és csapadékképzıdés; leszáll lló légmozgások a felhızet feloszlik, a levegı kiszárad; függıleges légmozgások a levegı átkeveredik, a felszín közeli szennyezıanyag koncentrációk felhígulnak; Hogyan következtethetünk függıleges légmozgások kialakulására? A légkör egyensúlyi állapotának a tanulmányozásával;

16 Tekintsünk egy légoszlopot, s abban tetszıleges magasságban egy levegırészecskét, melynek állapotjelzıi megegyeznek a környezet levegıjének állapotjelzıivel. Vegyük azt a gyakori esetet, amikor az adott levegırészecske adiabatikusan vertikális elmozdulást végez, s eközben a rá ható nyomás (saját/individuális( nyomás p) állandóan azonos marad a környezetk rnyezetének nek azonos magasságban gban ható nyomással (környezeti/lokális lis nyomás p* ). Azaz: p = p* A légrl grészecske saját t (individu( individuális) állapothatározói: ρ, p, T, A környezk rnyezı levegı (lokális) állapothatározói: ρ*, p*, T*,

17 A vertikálisan elmozduló légrészecske ún. individuális hımérséklete (T)( általában nem lesz egyenlı környezetének ún. lokális hımérsékletével ével (T* T*); Mivel p= p * ρ R T = ρ * R T * ρ T = ρ * T * T T * = ρ * ρ Innen adódik, dik, hogy a T és T*,, illetve a ρ és ρ* között az alábbi reláci ciók k lehetségesek: a. ha T < T* ρ > ρ* b. ha T > T* ρ < ρ* c. ha T = T* ρ = ρ*

18 ahol Vezessük be a következı jelöléseket: Γ = a légrészecske környezetének függıleges menti lokális hımérsékleti gradiense; γ = száraz adiabatikus hımérsh rsékleti gradiens; β = nedves adiabatikus hımérsh rsékleti gradiens; Tegyük k föl f l tovább bbá,, hogy: T 0 = T 0 *, T 0 = a légrl grész kezdeti állapotban felvett individuális hımérsh rséklete; T 0 * = a környezk rnyezı levegı lokális lis hımérsh rséklete;

19 Ha a légrl grész z mértékő vertikális elmozdulást végez, v a végállapotban v a következk vetkezı hımérsékleteket veheti föl: f vertikális elmozdulás individuális lokális hımérséklet emelkedés T = T 0 γ z T* = T 0 Γ z T = T 0 β z süllyedés T = T 0 + γ z T* = T 0 + Γ z Az elızıkben feltettük, hogy a kiindulási állapotban az individuális és a lokális hımérsékletek megegyeznek, azaz: T 0 = T 0 *; emelkedésnél a kondenzációs szintig γ-val, afölött β-val számolunk; süllyedésnél l mindig γ -val számolunk;

20 Tekintsük a függıleges menti individuális és lokális hımérsékleti gradiensek következı relációit: 1. Γ < γ telítetlen levegıben 4. Γ < β telítetett levegıben 2. Γ > γ telítetlen levegıben 5. Γ > β telítetett levegıben 3. Γ = γ telítetlen levegıben 6. Γ = β telítetett levegıben Határozzuk meg az emelkedı légrész egyensúlyi állapotát az alábbi kiindulási paraméterek ismeretében: Γ < γ z > 0 Emelkedéskor az individuális levegıben: a lokális lis levegıben: T = T γ z 0 0 T* = T Γ z

21 Vonjuk ki a rendre a bal-,, illetve a jobboldalakat egymásból: T T* = ( Γ γ ) z Innen, mivel Γ < γ és z > 0 T < T*; Ugyanakkor tudjuk, hogy ha T < T* ρ > ρ* Hogyan magyarázzuk ezt az eredményt? Ha a száraz légrl grész a megadott feltétel tel ( (Γ < γ) ) mellett emelkedik, z úthossz megtétel tel után, a végállapotban v saját t hımérsh rséklete (T)( kisebb lesz, mint a környezetk rnyezeté (T* T*) ennélfogva sőrőbb s lesz, s visszasüllyed a kiindulási magasságba. gba. Vertikális elmozdulás s esetén n az individuális és s lokális lis hımérsh rsékleti gradiensek többi t reláci ciójára is a végállapot v egyensúlyi helyzete hasonló módon határozhat rozható meg.

22 A légrész egyensúlyi állapotának összefoglaló táblázata egyensúlyi állapot telítetlen telített levegı szilárd Γ < γ Γ < β ingatag Γ > γ Γ > β semleges Γ = γ Γ = β

23 A légrész egyensúlyi állapotának grafikonjai Γ γ γ Γ Γ γ γ : folyamatos; Γ : szaggatott

24 Definícó: A lokális hımérsékleti gradiens szerinti, a légkörben ténylegesen tapasztalható magassági hımérséklet- változás grafikonja a hımérsékleti állapotgörbe. A leggyakoribb eset a légkörben: A felemelkedı légrész hımérséklete elıször γ szerint, majd a kondenzáci ciós s szint fölött f β szerint változik. v Mivel β < γ olyan Γ, hogy β Γ γ száraz adiabatikus szakasz: a légrész egyensúlyi állapota szilárd; nedves adiabatikus szakasz: a kondenzáci ciós s szint fölött, f egy bizonyos magasság g elérése után n az emelkedı légrész melegebbé válik környezetk rnyezeténél;

25 e két k t szint között k a légrl grész egyensúlyi állapota feltételesen telesen ingatag, azaz e két k t szint között k még m g a Γ β reláci ció áll fenn; azaz e két k t szint között k bármely b pontban a β görbéjéhez húzott h érintı meredeksége nem nagyobb, mint a Γ meredeksége; Feltételesen ingatag egyensúlyi állapot β A feltételesen ingatag egyensúlyi állapot vertikális zónája γ

26 INGATAG EGYENSÚLY ÁLLAPOT 1. Kialakulásának oka: a talajfelszínen erıs fölmelegedés, de a magasabban fekvı légrétegek késıbb melegszenek megnı Γ bekövetkezik a Γ > γ vagy a Γ > β állapot ingatag egyensúly ly; magasabb légrl grétegekben hideg beáraml ramlás lehőlés; de a talajfelszín n késıbb k hől h megnı Γ bekövetkezik a Γ > γ vagy a Γ > β állapot ingatag egyensúly ly;

27 zivatarcellák az ingatag egyensúlyi állapot példái

28 2. Évszakos és napszakos elıfordulása: mérsékelt öv: tavasz ısz, délelıtt: helyi fölmelegedés gomolyfelhı-képz pzıdés: Cu Hu Cb helyi zápor, z zivatar (trópusok) délután: a talaj lehől szilárd egyensúly a felhızet feloszlik; SZILÁRD EGYENSÚLYI ÁLLAPOT 1. Jellemzıi: Fennáll llásakor spontán n feláraml ramlások nincsenek felhıképz pzıdés s nincs; csapadékk kképzıdés s nincs; a szennyezıanyagok felhalmozódnak;

29 2. Speciális esetei: izotermia; hımérsékleti inverzió; talaj közeli inverzió oka: erıs talaj menti lehőlés, fıként hóborította felszín fölött derült téli éjszakákon; inverzió a magasabb légrétegekben oka: egy hideg légréteg fölött leszálló légmozgások alakulnak ki fölmelegedés;

30 erıs hımérsékleti inverzió; csak talaj közelben; hó- és jégfelszíneken (szélsıséges esetek): Antarktisz, Grönland, Kelet-Szibéria Szibéria: (t felszín = -50 ºC; -60 ºC; t 1,5 km 2 km = -25 ºC; -30 ºC) C); tengerpartokon, hideg tengeráramlásokkal: alulról hőtik a levegıt; Dél-Amerika: É-Chile, É Peru Perui áramlás; Észak-Amerika: Közép-Kaliforniai Kaliforniai partok Kaliforniai áramlás; Délnyugat-Afrika: Benguela áramlás;

31 Egyszer megláttam a ködöt A nagy fényességek mögött. És meghallottam egyszer én, Hogy túl harcom vad zörején, Akárha lent, akárha fönt, A szegényé csupán a csönd. A köd, a csönd sosem ragyog. Én már ködbıl, csöndbıl vagyok. József Attila: Ködbıl, csöndbıl (részlet) Inverziós hımérsékleti rétegzıdés szünetelnek a vertikális légmozgl gmozgások nagyvárosok levegıjében ekkor feldúsulnak a szennyezıanyagok; SZMOG = SMOKE + FOG (FÜSTKÖD); Des Voeux, 1905

32 a főszálak elszomorodtak, Kis homlokukat eltakarták, A bogarak szivére köd jött S a főszálakat összemarták. 1. London típusú szmog (redukáló szmog): József Attila: A paradicsom életté lesz (részlet) Keletkezése: a fosszilis tüzelıanyagok (szén) elégetése nagy koncentráci cióban SO 2 + korom kerül l a levegıbe a levegı lehől kondenzáci ció a koromszemeken; Keletkezı anyagok: (H 2 O + SO 2 ) H 2 SO 3 ; Létrejöttének idıjárási feltételei telei: mérsékelt öv, téli t félév, f inverziós légállapot, llapot, magas relatív v nedvesség, t = 1 ºC C ; 4 ºC, Bioklimatológiai következményei: tüdıtágulás, hörghurut, h véralvadás, tüdıgyulladt gyulladás;

33 Szélsıséges példája: London, december (5 nap); (SO 2 ) ccmax = 3700 µg m - 3 ; (SO 2 ) EU-küsz szöb = µg m -3 (napi közép); k (SO 2 ) WHO = 125 µg m - 3 ; (füst) ccmax = 4460 µg m - 3 ; (BS) EU-küsz szöb = 50 µg m - 3 ; Részletek még: Makra László (honlap) oktatási segédanyagok Regionális idıjárási helyzetek és s légszennyezettsl gszennyezettség Légszennnyezettség történet II.

34 Brummog a bıgı, elhervad a hold, Fenékig issza a vıfély a bort, Már szürkül lassan a ködös határ, És a határban a Halál kaszál... Juhász Gyula: Tápai lagzi (részlet) 2. Los Angeles típusú szmog (oxidáló, vagy fotokémiai szmog): Keletkezése: nyáron, erıs napsugárzás (u.v( u.v.).) hatására, közlekedési eredető szennyezıanyagok NO x, CH) közremőködésével, fotokémiai reakciók révén; Keletkezı anyagok: O 3, PAN (= peroxi-acetil acetil-nitrát), HNO 3, H 2 O 2 ; Létrejöttének idıjárási feltételei telei: nyár, stabil légállapot l llapot pl. Kaliforniai hideg áramlat; Bioklimatológiai következményei: ha cc(pan) ) > 0,02 ppm órákon belül l károsk rosít t emberi egészs szséget, vegetáci ciót, épített környezetet; k

35 Füstköd nagyváros fölött redukáló szmog London, december

36 Füstköd nagyváros fölött oxidáló/fotokémiai szmog Los Angeles, augusztus 10.

37 Mára befejeztük, jó éjszakát!