ÁLTALÁNOS METEOROLÓGIA Meghirdető tanszék(csoport) SZTE TTK Éghajlattani és Tájföldrajzi Tanszék Felelős oktató

Átírás

1 A tárgy neve ÁLTALÁNOS METEOROLÓGIA Meghirdető tanszék(csoport) SZTE TTK Éghajlattani és Tájföldrajzi Tanszék Felelős oktató Dr. Makra László Kredit 3 Heti óraszám 2 típus előadás Számonkérés kollokvium Teljesíthetőség feltétele sikeres írásbeli kollokvium Párhuzamosan feltétel nincs Előfeltétel nincs Helyettesítő tárgyak nincs Periódus őszi félév Javasolt félév első félév Kötelező vagy kötelezően választható kötelező AJÁNLOTT IRODALOM 1. Péczely, Gy., 1979, 1994: Éghajlattan. Egyetemi tankönyv. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest, 338 p. 2. Czelnai, R., 1979: Bevezetés a meteorológiába I. Légkörtani alapismeretek. Tankönyvkiadó, Budapest, 231 p. 3. Götz, G. és Rákóczi, F., 1981: A dinamikus meteorológia alapjai. Tankönyvkiadó, Budapest, 484 p. 4. Czelnai, R., 1983: Bevezetés a meteorológiába II. A mozgó légkör és óceán. Tankönyvkiadó, Budapest, 403 p.

2 A TANTÁRGY RÉSZLETES TEMATIKÁJA 1. A Föld légköre A légkör a klímakutatás egyik legfontosabb területe. A vízgőzt, szén-dioxidot és a felhőzetet magukba foglaló sugárzási folyamatok a Föld energiamérlegének legfontosabb tényezői. Bolygónk energiamérlege pedig alapvető szerepet játszik éghajlatunk alakításában. A kémiai folyamatok szerepe is jelentős, hiszen meghatározzák a légkör összetételét és fontos a kapcsolatuk az emberi tevékenységekkel. A dinamikus folyamatok a harmadik lényeges eleme az éghajlatot meghatározó fizikai mechanizmusok triádjának. A globális cirkuláció alapvető szerepet játszik a sugárzási és kémiai tényezők, továbbá a felhőképződés, valamint a légkör és az óceán közötti hő- és nedvességcsere eloszlásában. Az imént említett folyamatok egy komplex sugárzási, kémiai és dinamikai rendszerré szövődnek a légkörben, mely kialakítja a Föld klímáját A Föld légkörének kialakulása A Föld - kialakulásakor, jelen ismereteink szerint, csillagközi sziklatörmelékből és gázokból álló protoplanétaként diszperz rendszert alkotott. A gravitáció a nehezebb részecskéket a középpont felé tömörítette, a könnyebb gázok fokozatosan gázburkot alkottak. Ez az őslégkör hidrogénből (H 2 ), héliumból (He), metánból (CH 4 ), vízgőzből (H 2 O), ammóniából (NH 3 ) és kén-hidrogénből (H 2 S) állott. A Föld aránylag kicsiny gravitációs ereje és magas hőmérséklete mellett a könnyű gázok megszöktek a világűrbe. A Földön a szökési sebesség 11,18 m s -1, a H 2 és He átlagos sebessége a légkörünkben ennek 1,9-, illetve 1,4-szerese. A vízgőz jórészt kondenzálódott, a többi gázok kémiai reakcióba léptek a kőzetekkel és beépültek azokba. Egyes becslések szerint az őslégkör disszipációja kb millió év alatt ment végbe, a Föld pedig légkör nélküli bolygóvá alakult. Ezt követően a kőzetekből részben vulkáni folyamatok, részben különböző kémiai reakciók révén gázfelszabadulás kezdődött. Ennek során fokozatosan kialakult a másodlagos légkör, amely főleg H 2 O-ból és CO 2 -ből állott, kisebb mennyiségben N 2, H 2 és S 2 is került a légkörbe. A CO 2 és H 2 O alkotta légkör üvegházhatása miatt a Föld felszíni hőmérséklete -10 vagy -18 C-ról 0 C fölé emelkedett, így a felszínen megjelent a cseppfolyós víz, amely az óceánokban gyűlt össze. Ez a 3-4 milliárd éve kialakuló légkör kezdetben szabad oxigént nem tartalmazott, ezért redukáló légkörnek nevezzük. A kőzetekből kiszabaduló illetve azokba beépülő gázok egyensúly esetén kialakítják a geokémiai egyensúlynak megfelelő összetételű légkört. Az ismert bolygólégkörök a Naprendszerben általában megfelelnek az adott bolygó geokémiai egyensúlyának. A földi légkörben azonban megjelent a szabad oxigén és a nitrogén, sőt a metán is. Ezek megjelenése és aránya nehezen magyarázható az élővilág közreműködése nélkül. 2

3 Sokáig azt gondolták, hogy a szabad oxigén a vízgőz fotodisszociációja révén került a légkörbe. A Nap ultraibolya sugárzásának hatására vízgőzből H 2 és O keletkezik, azaz: hv 2H 2 O 2H2 + O 2 (1.1.) [Itt a h v szimbólumban h a Planck-féle állandó (h = 6, J s), v (s -1 ) pedig a sugárzás frekvenciája.] Ennek az elgondolásnak azonban ellene mond az ún. "Uray-hatás". Ez abban áll, hogy ha a fotodisszociációval felszabaduló oxigén eléri a jelenlegi szint (PAL = Present Atmospheric Level) egy ezrelékét, akkor a disszociáció megáll, mert az O 3 elnyeli a disszociációban aktív ultraibolya sugarakat. Nem tartható ezek szerint az az elképzelés, hogy a vízgőzből felszabaduló O 2 a légkörben feldúsul, míg a szabaddá váló H 2 megszökik a világűrbe. Az oxigén-koncentráció időbeli változását leíró egyenlet: dm 0 /dt = A 0 B 0, (1.2.) ahol A 0 a bevétel, B 0 a kiadás. A bevételt a fotoszintézisre képes növények produkálják, a kiadást a szerves anyagok oxigénfogyasztása képviseli (oxidáció). A kettő közötti különbséget valamely időintervallumban arányosnak vesszük a szerves szén mennyiségével, amely üledékekben halmozódik fel az egész Földön. Ebben az összefüggésben az oxigénbevétel: A 0 = α 0 C 0, (1.3.) ahol α 0 az O 2 molekulasúlyának és a C atomsúlyának az aránya: M(O 2 ) = 32, M(C) = 12, innen α 0 = 32/12 = 2,67. (1.4.) C 0 pedig a szerves szén fölhalmozódása az üledékben. A légköri oxigéngáz feldúsulása tehát föltételezi az élővilág közreműködését. Hasonlóképpen a nitrogén 78 %-os térfogataránya is csak az élővilág közreműködésével magyarázható. Az oxigén és a metán együttes jelenléte szintén elképzelhetetlen az élővilág jelenléte nélkül. Ugyanis a metán és az oxigén a napsugárzás hatására szén-dioxiddá és vízgőzzé alakul: CH 4 + 2O 2 hv CO 2 + 2H 2 O (1.5.) Ezért a metán csak úgy lehet a légkörben az oxigénnel együtt, ha az élővilág állandóan újratermeli az előbbit, pl. szerves bomlás melléktermékeként. Újabb kérdés, hogy a redukáló légkör idején kialakult anaerob élővilágot miként váltotta föl az oxigént fogyasztó aerob élővilág uralma. Ez a kérdés azonban már túlmutat a jegyzet tárgykörén, és inkább az őslénytanhoz tartozik A légkör összetétele és szerkezete A Föld össztömege kg, ebből a légkör tömege 5, kg, azaz a Föld tömegének kevesebb, mint egy milliomod része. 3

4 A légkör egy gázkeverékből álló diszperz rendszer, mely túlnyomóan molekuláris nitrogénből (78 térfogatszázalék) és oxigénből (21 térfogatszázalék) áll. Emellett számos, de csekély mennyiségű ún. nyomgáz is található a légkörben, mint pl. vízgőz, szén-dioxid, ózon, neon, kripton, xenon, nitrogénoxidok, szén-monoxid, freon, stb. Ezen kisebb összetevők alkotják a légkör maradék 1 %-át. Mivel ez utóbbiak mennyisége igen csekély és rendkívül változékonyak, őket elkülönítjük az elsődleges légköri összetevőktől, melyek együttesére egyszerűen mint "száraz levegő"-re hivatkozunk. A gázokon kívül számos cseppfolyós és parányi szilárd részecske van jelen a légkörben, ezeket összefoglaló néven aeroszolnak nevezzük. A légkör fő összetevői közül a nitrogén és oxigén együttesen a levegő csaknem 99 %-át alkotják. Ebben különbözik a földi légkör a Naprendszer összes többi bolygójának légkörétől. Az óriásbolygók, a Jupiter, a Szaturnusz, az Uránusz légkörének fő alkotó gázai a H 2 és He könnyű gázok és azért nem szöknek meg, mert az óriásbolygók gravitációja sokkal nagyobb, így fogva tartja őket. A Földhöz legközelebbi bolygók, a Vénusz és a Mars légköre azonban szintén erősen különbözik a földi légkörtől. A Föld-típusú bolygók légkörében a földi légkörhöz képest túlsúlyban van a CO 2. Az óriásbolygók légköre viszont hidrogénen és héliumon kívül jelentős mennyiségű ammóniát és metánt is tartalmaz A tömeg rétegződése A légkör viselkedésének leírásához kiindulópontunk az általános gáztörvény: p = ρ R T p V = R T (1.6a.) (1.6b.) mely egy tetszőleges gázkeverék állapotegyenlete. Itt p, T, ρ, V és R rendre a nyomás, hőmérséklet, sűrűség, fajlagos térfogat és a gázállandó. A légkör viselkedését befolyásoló tényezők közül a gravitáció a legfontosabb. A nehézségi erő hatására a légkör a felszín fölött egy vékony réteggé nyomódik össze. Ha a gyorsulás elhanyagolható, akkor Newton második törvénye alkalmazható egy z magasságban lévő egységnyi keresztmetszetű légoszlopra, melynek nyomása p. Ha ez a légoszlop vertikálisan elmozdulva p + dp nyomásszintre jut, a légoszlop súlya és a rá ható nyomás között az alábbi összefüggést írhatjuk föl: dp = - g ρ dz. (1.7.) Ez a sztatika alapegyenlete. A hidrosztatikai egyensúly ezen egyszerű alakja egy jó közelítés, még akkor is, ha a légkör mozgásban van, mivel a levegő vertikális áthelyeződése csekély mértékű. Ugyanezt a gondolatmenetet alkalmazva a p nyomásszint és a légkör külső határa között, azt kapjuk, hogy p bármely szinten meg kell, hogy egyezzen az adott nyomásszint fölötti egységnyi keresztmetszetű légoszlop súlyával. A levegő összenyomhatósága az (1.7.) egyenletben a sűrűséget függővé teszi a nyomástól a gáztörvényeken keresztül. Az (1.6.) egyenletet behelyettesítve az (1.7.)-be, s a kapott formulát a 4

5 p s felszíni nyomás és a p adott nyomásszint között integrálva a következő egyenletet kapjuk: p p s e z dz H( z ) = 0 (1.8a.) ahol RT( z) Hz ( ) = (1.8b.) g a két nyomásszint magasságkülönbsége. A globális közepes légnyomás és a sűrűség exponenciálisan csökken a magassággal. A légnyomás a tengerszinti értékét jól közelítő 1000 mb-ról, azaz 10 5 Pa-ról 10 km magasságban már annak alig 10 %-ára csökken. Ebből következik, hogy a légkör tömegének 90 %-a e szint alatt, a Föld sugarának alig több mint 0,1 %-nyi vastagságában található. A közepes sűrűség a kb. 1,2 kg m - 3-os felszíni értékétől nagyjából ugyanilyen mértékben szintén csökken. A légnyomás éles magassági csökkenése úgy megy végbe, hogy az izobárfelszínek kvázihorizontálisak. Az ezen felszínektől való vertikális eltérések a légnyomás viszonylag csekély horizontális változásaihoz vezetnek, amik a légmozgásokat irányítják A hőmérséklet szerinti és a dinamikus szerkezet A légkört osztályozhatjuk annak közepes globális hőmérsékleti szerkezete alapján, mely az egyes rétegek dinamikai sajátosságait határozza meg. A vertikális hőmérséket-eloszlásnak egy teljesebb képét adja a földrajzi hosszúság menti közepes zonális hőmérsékleti mező, mint a szélesség és a magasság függvénye. Az alsó km-es rétegben a hőmérséklet a magassággal egy csaknem állandó gradiens szerint csökken (melyet úgy definiálunk, mint magassági hőmérsékleti gradiens), aminek értéke 6 K km -1. Ez a közvetlenül a Föld felszíne fölötti réteg a troposzféra, melynek jelentése "feláramlási szféra", s a régiót jellemző levegő konvektív feláramlását szimbolizálja. A troposzférában a hőmérséklet az Egyenlítőn éri el maximumát, s értéke a pólusok felé csökken. A troposzféráról áll rendelkezésre a legtöbb ismeretanyagunk. Itt zajlanak az időjárási folyamatok, melyeket végső soron a felszín eltérő fölmelegedése irányít. A troposzféra felső határán, azaz a tropopauzában a gradiens élesen megváltozik. A tropopauza legmagasabb a trópusokon ( 16 km), legalacsonyabb pedig a poláris régiókban ( 8 km). A tropopauzától kb. 50 km magasságig a hőmérséklet növekszik a magassággal. Ez a réteg a sztratoszféra, melynek jelentése "réteges szféra". A troposzférától eltérően, a sztratoszférában csupán gyenge vertikális mozgások tapasztalhatók és itt jórészt sugárzási folyamatok az uralkodók. A hőmérséklet magassággal történő növekedése az ózon melegítő hatásának a következménye, mely onnan származik, hogy az ózon elnyeli a Napból származó ultraibolya sugárzást. A hőmérséklet e rétegben a nyári póluson a legmagasabb, s egyenletesen tart a téli pólus fölötti minimumhoz. A sztratopauzától kb. 85 km magasságig a hőmérsékletnek újra a magasság szerinti csökkenése figyelhető meg. Ez a réteg 5

6 a mezoszféra (középső szféra), ahol az ózon fűtő hatása fokozatosan megszűnik. Itt mind a konvektív mozgások, mind a sugárzási folyamatok számottevőek. A mezoszférában a hőmérsékletek a nyári pólus fölött a legalacsonyabbak és fokozatosan emelkednek a téli pólus fölötti maximumhoz. A mezopauza fölötti termoszférát a magasabb szélességek fokozatosan emelkedő hőmérséklete jellemzi. Ugyanakkor az éghajlat szempontjából lényeges összes folyamat gyakorlatilag a mezopauza alatt játszódik le. A közepes zonális cirkuláció termikus szerkezetet követ. A troposzférára jellemzők a szubtrópusi "jet"-ek, melyek nyugatias áramlásúak, s intenzitásuk a magassággal növekszik, egészen a tropopauzáig. A tropopauza fölött újra a zonális áramlás válik uralkodóvá, de e zónában nincsenek nyugatias szelek egyik félgömbön sem. A téli félgömbön a nyugatias szelek megerősödnek a szubtrópusi "jet"-ek fölött. A szelek az ún. sarki éjszaka "jet"-ben, a sztratopauza közelében elérik a 60 m s -1 -os sebességet. A nyár félgömbön a zonális áramlás keletiessé válik, s a sztratopauza felé haladva szintúgy fölerősödik. A nyári sztratoszféra keleti áramlása gyenge keleties szelekkel kapcsolódik a trópusi troposzférához, ahol a közepes zonális szélsebesség 5 m s -1 körüli Nyomgázok Bár mennyiségük csekély, néhány nyomgáz, mint pl. a vízgőz és az ózon kiemelkedő szerepet játszik a légkör sugárzási és kémiai folyamataiban. Ezen alkotórészek rendkívül változékonyak, mivel a légköri mozgások nem egyszerűen átrendezik őket, ami végül is homogenizálja azok eloszlását, hanem ezen túlmenően egyes régiókban folyamatosan termelődnek, másutt pedig csökken a mennyiségük. A légcirkuláció ezen összetevőket forrásuktól nyelő régióikba szállítja, s ezáltal eloszlásukat dinamikussá teszi. A vízgőz talán a legfontosabb nyomgáz, mivel ő a felelős a légköri homályosság jelentős részéért az infravörös tartományban, továbbá mert gyakori fázisváltozásai felhőképződéshez, valamint az óceánból származó látens hő átviteléhez vezetnek. A légkör vízgőztartalma csaknem kizárólag a troposzférára korlátozódik. Térfogati aránya/tömegaránya a magassággal fokozatosan csökken. Maximumát az Egyenlítő közelében éri el (kb. 20 g kg -1 ), míg a tropopauzában csupán néhány ppm értéket mutat. Tömegaránya a földrajzi szélesség szerint is csökken. A 60 szélességek tájékán értéke kisebb, mint 5g kg -1. A vízgőz ezen jellemzői rávilágítanak arra, hogy jelentős forrása a meleg trópusi óceánok felszíne, továbbá arra, hogy eloszlását a légáramlások számottevően módosítják. Mivel a légkör sűrűsége a magassággal exponenciálisan csökken, a vízgőz a Föld felszínének a közelében koncentrálódik. A közepes globális vízgőztartalom zöme a légkör alsó 2 km-es rétegére korlátozódik. Míg a vízgőz közepes szélesség menti eloszlása meglehetősen egyenletes, addig az egyes napokon történő eloszlása erősen változékony. A légköri mozgások a vízgőzt a néhány órástól az egy napig terjedő időskálán kialakuló konvektív cellák és nagy skálájú jelenségek komplex rendszerébe helyezik át. 6

7 A vízgőzhöz hasonlóan az ózon is sugárzási szempontból aktív nyomgáz. A sugárzásban játszott szerepén túlmenően az ózonnak meghatározó a biológiai jelentősége azáltal, hogy felfogja a káros ultraibolya sugárzást. Míg a vízgőz főként a troposzférára korlátozódik, az ózon a sztratoszférában koncentrálódik. Az ózon térfogati aránya ugrásszerűen megnövekszik a tropopauza fölött, mígnem 30 km közelében ( 10 mb) eléri maximumát, amely kb. 10 ppmv, majd csökkenni kezd a nagyobb magasságokban. Az ózon térfogati arányának maximuma a trópusokon található, ahol az O 3 fotokémiai úton képződik. Mint ahogy a vízgőzre is érvényes, az ózon abszolút koncentrációja függ a levegő sűrűségétől. A légkör ózontartalmának legnagyobb része gyakorlatilag a km-es magasságok között található. Az általános cirkuláció jelentős szerepet játszik az ózon közepes eloszlásában is. Az ózon vertikális eloszlása a következő egyenlettel írható le: Σ O3 = ρ O dz. ( Ugyancsak ismert, hogy a teljes ózontartalmat, azaz Σ O3 -t Dobson-egységekben fejezzük ki. 100 Dobson 1 mm vastag ózonrétegnek felel meg, ha a globális átlaghőmérsékleten a tengerszinti levegő nyomására összepréselnénk a légkör teljes ózonkészletét. Globálisan az ózonkoncentráció 300 Dobson körüli, azonban Σ O3 az északi félgömbön ettől az értéktől a trópusokon megfigyelhető 225 Dobsontól egészen a 600 Dobsont meghaladó arktikus régióig jelentős eltéréseket mutat. Jóllehet a sztratoszférikus ózon legnagyobb része az Egyenlítő közelében termelődik, a számottevő ózonkoncentrációk a magas szélességeken találhatók. A cirkulációs anomáliák a teljes ózonmennyiség 100 %-os változását is előidézhetik lokálisan, egynapos időskálán. A Déli félgömb fölött hasonló sajátosságok tapasztalhatók, kivéve az Antarktisz fölötti ózonlyukat, ahol a Σ O3 mennyisége drámai módon lecsökken minden évben, az ausztráliai tavasz idején. Számos egyéb nyomgáz is részt vesz a légkör kémiai és sugárzási folyamataiban. Ezek közé tartozik a szén-dioxid (CO 2 ), a metán (CH 4 ), a nitrogén-oxidok (N 2 O), a halogénezett szénhidrogének, mint pl. a klórfluorkarbon vegyületek (CFC-k): CFCl 3 (CFC-11) és a CF 2 Cl 2 (CFC-12). E gázok mindegyike a Föld felszínén termelődik és hosszú az élettartamuk a troposzférában. Emiatt jól elkeverednek, csaknem homogének a troposzférában. Ami az antropogén forrásokat illeti, koncentrációjuk az idővel fokozatosan növekszik. A szén-dioxid természetes úton keletkezik. Mégis, az ipari korszak hajnalától tekintett fokozatos növekedését az emberi tevékenységnek tulajdonítják, s ez a globális fölmelegedéssel kapcsolatos aggodalmakat vált ki a szén-dioxidnak a globális energiamérlegben játszott szerepe miatt. A metán, a nitrogén-oxidok és a CFC-k ugyancsak sugárzási szempontból aktív gázok. Az utóbbinak csupán antropogén forrásai vannak, s komoly kockázatot jelentenek a sztratoszférikus ózon számára. Kémiai stabilitásuk és az a tény, hogy vízben nem oldódnak, igen nehézzé teszi a CFC-k szokásos úton történő eltávolítását a troposzférából. Ennélfogva légköri tartózkodási idejük igen hosszú, ami 3 7

8 lehetővé teszi számukra, hogy a légáramlások a sztratoszférába szállítsák őket. Ott az ultraibolya sugárzás hatására fotodisszociáción mennek keresztül. Az ily módon képződött szabad klórgyökök a felelősek az Antarktisz fölötti ózonlyuk kialakulásáért. Az aeroszolok további légköri összetevők, melyek lényeges szerepet játszanak az éghajlat alakításában. A légkörben található parányi cseppfolyós és szilárd részecskék alapvetőek az atmoszféra viselkedése szempontjából, mivel azok elősegítik a felhő- és csapadékképződést. Az aeroszol részecskék kondenzációs magokként szolgálnak a vízcseppek és a jégkristályok számára, melyek az előbbiek nélkül nem képződhetnének. E részecskék természetes úton, a felszínen keletkeznek és kerülnek a légkörbe (pl. por, tengeri só, vulkáni működés), továbbá antropogén eredetűek (égéstermékek, ipari folyamatok származékai). Mivel sugárzási szempontból aktívak, az aeroszolok szerepelnek a Föld energiamérlegében, amelyben hatásuk valószínűleg megegyezik a széndioxidéval. Az aeroszolok jelentős szerepet játszanak továbbá számos kémiai folyamatban is. 2. A levegő vízgőztartalmának jellemzői A légkör nyomanyagai közül legjelentősebb a víz, amely a levegőben gáznemű, cseppfolyós és szilárd halmazállapotban egyaránt megtalálható. A légköri vízkészletnek csaknem teljes egésze a troposzférában foglal helyet. Jóllehet Földünk teljes vízkészletének alig egy százezred része (0,0009 %-a) található a légkörben, ez a km 3 -nyi vízmennyiség rendkívül jelentős, mert nélküle az időjárási események jóval egyszerűbben mennének végbe, nem lenne sem felhő, sem csapadék. A légkörben tartózkodó vízgőz túlnyomó része (átlagosan 97,6 %-a) légnemű halmazállapotban, vízgőz formájában található. Sokkal kevesebb a víz a mikroszkopikus méretű felhőelemekben (2,2 %), amelyek önmagukban már láthatók, s végül a teljes légköri vízkészlethez mérve elenyészően csekély (0,2 %) az a vízmennyiség, amely egy adott pillanatban a levegőben hulló csapadékokban (eső, hó, stb.) van jelen. A vízgőz jelenléte, s a víznek a légkörben állandóan zajló halmazállapotváltozásai további légkörfizikai folyamatokat és kölcsönhatásokat eredményeznek. Ezért a légkör fizikai állapotának jellemzésekor alapvetően fontos tudnunk, hogy annak egyik vagy másik helyén mennyi vízgőz található. Éppen ezért lényeges a vízgőz mennyiségi jellemzőinek ismerete, melyeket a következőkben tekintünk át Abszolút nedvesség Abszolút nedvességen a térfogategységnyi nedves levegőben lévő vízgőz tömegét értjük, azaz: s m v 3 = ( kgm ), (2.1.) V 8

9 ahol m v a vízgőz tömege, V pedig a nedves levegő térfogata. Látható, hogy az abszolút nedvesség nem más, mint a vízgőz sűrűsége. Mértékegysége a meteorológiában általában g m Fajlagos vagy specifikus nedvesség A fajlagos vagy specifikus nedvesség a tömegegységnyi nedves levegőben lévő vízgőz tömegét fejezi ki. Legyen a vízgőz sűrűsége s, a száraz levegőé pedig ρ l, a nedves levegőé pedig ρ. A fajlagos nedvesség formulájához három lépésben jutunk el: Határozzuk meg a térfogategységnyi nedves levegő tömegét! V = 1, m =? Tudjuk, hogy m = ρ V; továbbá Dalton törvénye alapján tudjuk, hogy gázkeverék sűrűsége az alkotórészek parciális sűrűségének összege. Azaz: a nedves levegő sűrűsége a vízgőz parciális sűrűségének valamint a száraz levegő parciális sűrűségének összege. Tehát: ρ = s + ρ l Innen: m = ρ V, azaz m = s + ρ l Határozzuk meg a tömegegységnyi nedves levegő térfogatát! m = 1, V =? m Tudjuk, hogy V =, továbbá tudjuk, hogy m = s + ρ l. ρ 1 Innen: V = s + ρl Határozzuk meg a tömegegységnyi nedves levegőben lévő vízgőz tömegét! Tehát a feladat: m v =? Tudjuk, hogy m v = ρ V, ahol mivel a tömegegységnyi nedves levegőben lévő vízgőz tömegét keressük, ezért - ρ a vízgőz sűrűsége, azaz ρ = s, továbbá V a tömegegységnyi nedves levegő térfogata, azaz az előző feladat alapján: 1 V = s ρ. + l 1 Innen mivel m v = ρ V következik, hogy mv = s, azaz: s + ρl m v = s s + ρ, (2.2.) l ami épp a fajlagos vagy specifikus nedvesség keresett formulája. A fajlagos nedvesség dimenzió nélküli vízgőzjellemző. A meteorológiában alkalmazott gyakorlati egysége a g kg -1, tehát az 1 kg nedves levegőben található vízgőz mennyisége grammokban kifejezve Gőznyomás A nedves levegő száraz levegőből és vízgőzből álló gázkeverék Dalton törvénye szerint a nedves levegőnek, mint gázkeveréknek p nyomása az egyes alkotó gázok résznyomásának, vagy parciális nyomásának az összege, azaz: 9

10 p = p l + e, (2.3.) ahol p l a száraz levegőnek, e pedig a vízgőznek a parciális nyomása. A levegőben lévő vízgőz parciális nyomását gőznyomásnak, vagy páranyomásnak nevezzük. Előállhat egy olyan dinamikai egyensúlyi állapot, amikor a folyadéktérből a fölötte lévő gőztérbe időegység alatt kilépő, s onnan a folyadéktérbe visszalépő gőzmolekulák száma azonos. Ekkor sem párolgás, sem kondenzáció nincsen, a folyadék fölötti gáztér gőzzel telítetté válik. A gőzmolekuláknak erre az egyensúlyi állapotra vonatkozó parciális nyomását telítettségi gőznyomásnak nevezzük Relatív nedvesség A levegő vízgőztartalmát oly módon is jellemezhetjük, hogy ha megmondjuk, hogy a jelenlevő gőznyomás hány százaléka az észlelt hőmérséklethez tartozó telítettségi gőznyomásnak. Az így meghatározott számérték a relatív nedvesség: R(%) = 100 e (2.4.) E 2.5. Telítettségi hiány Ez a nedvességjellemző érték azt fejezi ki, hogy az adott hőmérséklethez tartozó telítettségi gőznyomás és az ennél a hőmérsékletnél ténylegesen észlelt gőznyomás között mekkora a különbség. Képlete: D = E e (2.13.) 2.6. Harmatpont Harmatpont alatt azt a hőmérsékletet értjük, amelyre a vízgőzt tartalmazó telítetlen levegőt állandó nyomáson le kell hűtenünk ahhoz, hogy elérje a telítettséget harmatpont-depresszió A harmatpont-depresszió (D) a tényleges hőmérséklet (t) és a harmatpont (t d ) közötti különbség, azaz: D = t t d (2.14.) 3. Hőmérsékletváltozás függőleges légmozgásokban A levegő függőleges mozgásának egyik legfontosabb következménye a függőlegesen mozgó légrészecskék hőmérsékletének megváltozása. Ez az időjárás szempontjából további lényeges folyamatokat (kondenzáció, felhő- és csapadékképződés) eredményezhet. A levegő vízszintes áramlása során is tapasztalunk hőmérsékletváltozásokat, ezek azonban általában lassan lezajló folyamatok, s csak elég hosszú (több száz km) áramlási pálya mentén mutathatók ki. Ezzel szemben a függőleges légmozgásoknál a jellegzetes 10

11 hőmérséklet-változások viszonylag gyorsan bekövetkeznek, s már kicsiny függőleges elmozdulás esetén is érzékelhetővé válnak. A levegő hőmérséklet-változásával kapcsolatosan egy fogalommal kell megismerkednünk. Az olyan hőmérséklet-változást, amelynek során a levegő környezetétől nem vesz fel hőt és környezetének nem ad le hőt, hőcserementesnek vagy adiabatikusnak nevezzük. Vizsgáljuk meg, hogy a függőlegesen mozgó száraz levegőben lezajló adiabatikus hőmérséklet-változás milyen függvénye a vertikális elmozdulás mértékének? A vertikális elmozdulás mértékét egyaránt kifejezhetjük nyomás-, illetve magassági skálán, miután e két paraméter között a sztatika alapegyenlete által rögzített függvénykapcsolat áll fenn. Tehát a felvetett kérdés két feladatot tartalmaz: 3.1. Ha ismerjük valamely p 0 nyomású kezdőállapotban a száraz légrész T 0 hőmérsékletét, akkor annak függőleges menti elmozdulása során, adiabatikus hőmérséklet-változás fellépte után egy p nyomású végállapotban mekkora T hőmérsékletet fogunk tapasztalni? Ez esetben a vertikális skálát a p nyomásskálával rögzítjük. Közöljünk az adott térfogatban lévő tömegegységnyi levegővel dq elemi hőenergia -mennyiséget. Miután meghatározott kezdeti térfogatról van szó, a létrejövő dt elemi hőmérséklet-növekedés c v dt mennyiségű energiát használt fel (esetünkben a tömeg egységnyi, tehát m = 1 kg). Miután a vizsgált levegőtömeg nincsen zárt térfogatban, ezért fellép a külső p nyomás ellenében végzett dv nagyságú elemi térfogattágulás is, s így a felvett energiamennyiség egy része a dv nagyságú tágulás elvégzésére fordítódik. Ez a munka nyilván pdv-vel lesz egyenlő. Ily módon felírható a következő egyenlet: dq = c v dt + pdv (3.1.) Miután feltesszük, hogy vertikális elmozdulás esetén adiabatikus hőmérsékletváltozás történik, ezért dq = 0. Így a fenti egyenlet a következő alakban írható fel: 0 = c v dt + pdv (3.2.) Mivel a levegő térfogatának a meghatározása körülményes, ezért iktassuk ki a (3.2.) egyenletből a dv térfogatváltozást. Ehhez a gázok ismert állapotegyenletét használjuk fel: p V = R T (3.3.) Ha a (3.3.) egyenletet a p, V és T változók szerint differenciáljuk, akkor a gázegyenlet elemei változásokra vonatkozó formuláját kapjuk: pdv + Vdp = RdT (3.4.) Fejezzük ki az állapotegyenletből (3.3.) V értékét, s azt helyettesítsük be a (3.4.) egyenletbe: pdv + RT p dp = RdT (3.5.) 11

12 Most helyettesítsük be a pdv értékét a (3.5.) egyenletből a (3.2.) egyenletbe: (c v + R) dt = RT dp p (3.6.) A (c v + R) tényező nehezen kezelhető, ezért ezt ki kell iktatnunk a (3.6.) egyenletből. Ehhez egyrészt a (3.1.) egyenletet, másrészt a (3.5.) egyenletet használjuk fel. Helyettesítsük be a pdv (3.5.) egyenletbeli értékét a (3.1.) egyenletbe. Ekkor a következő egyenlethez jutunk: dq = (c v + R) dt RT p dp (3.7.) Mivel nyomásváltozás nincs, ezért dp = 0, s ennek nyomán RT p dp = 0. Ebből adódik, hogy (3.7.) a következő formulára egyszerűsödik: Innen: dq = (c v + R) dt (3.8.) dq c v R dt = + (3.9.) Másrészről mivel feltesszük, hogy szabad légköri viszonyokat tekintünk: Azaz tömegegységnyi levegőt feltételezve innen: dq = c p m dt (3.10.) dq cp dt = (3.11.) Mivel a (3.9.) és a (3.11.) egyenletek baloldalai megegyeznek, ezért a jobboldalaik is egyenlők, azaz: c v + R = c p (3.12.) Ebből adódik, hogy a (3.6.) egyenlet a következő módon egyszerűsödik: c p dt = RT dp p (3.13.) Innen egyszerű átalakításokkal a következő formulát kapjuk: dt R dp = (3.14.) T c p Az elemi változásokat T 0 és T, valamint p 0 és p között összegzendő, a (3.14.) egyenletet a megadott határok között integráljuk: T p p dt R dp = T c p (3.15.) T0 p p0 12

13 Az integrálást, azaz a T és p változók szerinti összegzést az 1 T függvény T változó szerinti primitív függvénye (ln T), illetve az 1 p függvény p változó szerinti primitív függvénye (ln p) szerint hajtjuk végre, azaz: Innen: R c T [ lnt] = [ ln ] T0 p0 p p p (3.16.) R lnt ln T0 = (ln p ln p0 ) (3.17.) c p Annak ismeretében, hogy száraz levegő esetén R = 287 m 2 s -2 K -1 és c p = 1005 m 2 R s -2 K -1, azaz = 0, 286, egyszerű átalakításokkal a következő formulát kapjuk: c p T T p = 0 p0 0,286 (3.18.) S ezzel a formulával a 3.1. feladatban föltett kérdésre megválaszoltunk. A (3.18.) összefüggés a Poisson-egyenlet, amely a hőmérséklet és a légnyomás kapcsolatát rögzíti száraz légkörben lezajló adiabatikus hőmérséklet-változások esetén. (Az adiabatikus hőmérséklet-változásoknál mindaddig száraznak tekintjük a légkört, amíg a levegő vízgőzzel telítetlen, azaz amíg a kondenzáció nem indult meg. Ezután tekintsük a második feladatot, mely közvetlenül a magasságváltozás és a hőmérséklet-változás kapcsolatára ad választ Ha ismerjük egy függőlegesen elmozduló, s adiabatikus hőmérsékletváltozásnak kitett száraz légrész z 0 magasságú kezdőállapotban észlelt T 0 hőmérsékletét, akkor az a z magasságú végállapotban milyen T hőmérsékletet vesz fel? Induljunk ki a (3.13.) egyenletből már ismert összefüggésből: c p dt = RT dp p (3.13.) Áttérve a nyomásskáláról a magasságskálára a sztatika alapegyenletét használjuk, fel, azaz: dp = g ρ dz (3.19.) Felhasználjuk továbbá az általános gázegyenletet is, mely kimondja, hogy: p = ρ R T (3.20.) Osszuk el a (3.19.) egyenletet a (3.20.) egyenlettel. Ekkor a következő összefüggést kapjuk: 13

14 dp g = dz (3.21.) p RT A (3.21.) formulából a dp p értékét behelyettesítjük a (3.13.) egyenletbe. Ekkor: c p dt = gdz (3.22.) Innen pedig: dt dz g = (3.23.) c p Áttérve a véges változásokra, határozzuk meg a z = 1 m magasságváltozásra jutó T hőmérséklet-változást! A g (= 9,807 m s -2 ) és a c p (= 1005 m 2 s -2 K -1 ) behelyettesítve: dt dz 1 = 0,00976Km (3.24.) A gyakorlatban ennek az értéknek a százszorosát, tehát a z = 100 m-re jutó függőleges menti hőmérséklet-változást tekintjük. Ezt az értéket, amely megmutatja, hogy adiabatikus folyamat esetén a vízgőzzel telítetlen levegő a felemelkedése során 100 m-enként mennyivel hűl le, száraz adiabatikus hőmérsékleti gradiensnek nevezzük. Jele: γ, értéke: γ = -0,976 K / 100 m -1º / 100 m. 4. Az adiabatikus állapotváltozásokkal kapcsolatos néhány hőmérsékletfogalom 4.1. Potenciális hőmérséklet Ha egy légrészt a kezdeti p 0 nyomásról és T 0 hőmérsékletről száraz adiabatikusan 1000 mb nyomásra hozunk, e végállapotban felvett hőmérsékletét potenciális hőmérsékletnek nevezzük. Jele: T p ; képlete: Tp 1000 = T0 p0 0,286 (4.1.) A potenciális hőmérséklet segítségével a különböző magasságú légrétegek hőmérsékleti állapotát hasonlíthatjuk össze. A potenciális hőmérséklet a száraz adiabatikus folyamatok alatt nem változik. Ez a (4.1.) formulából is látszik, de még nyilvánvalóbb az alábbi összefüggésből: T z z = T0 + (4.2.) 100 Ugyanis, ha pl. 100 m-t emelkedik a légrész, hőmérséklete 1 ºC-al csökken, viszont (mivel z = 100) a T z -hez 1 hozzáadódik, tehát értéke nem változik. Ugyanez a helyzet abban az esetben is, amikor a légrész pl. 100 m-t süllyed. 14

15 4.2. Ekvivalens hőmérséklet A különböző nedvességű légtömegek hőtartalmáról tájékoztat az ekvivalens hőmérséklet (T e ). Értékét megkapjuk, ha a tényleges hőmérséklethez hozzáadjuk azt a hőmérsékleti többletet ( T), amelyet a levegőben lévő összes vízgőz kondenzálódásakor létrejövő hőenergia-felszabadulás okoz: T e = T + T (4.3.) Ha a nedves levegő tömegegysége q tömegű vízgőzt tartalmaz, akkor ennek kondenzációjakor Q = L q hőmennyiség szabadul föl. Ez a hőmennyiség fölmelegíti a légrészt. Mivel egységnyi tömegű nedves levegőt tekintünk (m = 1), s föltesszük, hogy az adiabatikus hőmérséklet-változás közben a nyomás nem változik (c p = állandó), továbbá áttérünk a véges változásokra, a kiindulási egyenlet: a következőképpen módosul: Innen: Q = c p m T (4.4.) L q = c p T (4.5.) Lq Τ = (4.6.) c Figyelembe véve, hogy L = 2, m 2 s -2 K -1, továbbá q gkg 1 = 10-3 q kgkg 1, valamint cp = 1005 m 2 s -2 K -1, az ekvivalens hőmérséklet meghatározásához a következő egyszerű munkaformulát kapjuk: Mivel a fajlagos nedvesség képlete: p T e = T + 2,5 q (4.7.) m v = s s + ρ, (2.2.) ahol s a vízgőz sűrűsége, ρ l a száraz levegő sűrűsége. Mivel l 0, 623e p e s = és ρl = (4.8.) RT RT S innen: m m v 0,623e = RT 0,623e p e + RT RT 623e p 0,377e 1 v = gkg (4.9.) (4.10.) 15

16 Az ekvivalens hőmérséklet tehát egyetlen számértékkel jellemzi a levegőtömeg hőmérsékletét és vízgőztartalmát, vagyis egy olyan hőmérséklet, amely 0 vízgőztartalomra vonatkozik. Fontos szerepet játszik ezért a légtömegek termodinamikai tulajdonságainak összehasonlításában. A légtömegek egyik konzervatív tulajdonságának tekinthető Ekvipotenciális hőmérséklet Ha a p 0 nyomású és T e ekvivalens hőmérsékletű levegőt száraz adiabatikusan 1000 mb nyomásra hozzuk, akkor az ekvipotenciális hőmérsékletet kapjuk: T ep 1000 = Te p0 0,286 (4.11.) Az ekvipotenciális hőmérséklet nemcsak a száraz, hanem a nedves adiabatikus folyamatok alatt is állandó marad. A légtömegek legkonzervatívabb tulajdonságának számít. Fontos szerepet játszik a légtömeg analízisben. 5. A légkör egyensúlyi állapotai Az időjárási folyamatok várható fejlődésének elemzésekor alapvető annak ismerete, hogy létrejöhetnek-e, illetve felerősödhetnek-e a légkörben függőleges mozgások, vagy pedig ilyenek kialakulására nincsen lehetőség. Az intenzív feláramlások felhő- és csapadékképződést eredményeznek, míg a leszálló légmozgások a felhőzet feloszlását és a levegő kiszáradását idézik elő. A függőleges áramlások biztosítják a levegő átkeveredését, ami pl. igen jelentős az alsóbb légrétegekben felgyülemlő szennyezőanyagok felhígulása szempontjából. Azok elmaradása a nagyvárosok és ipartelepek levegőjének az emberi egészségre, s a környezetre káros mértékű feldúsulását vonhatja maga után. Nézzük meg, mi módon következtethetünk a függőleges légmozgások kialakulására, illetve azok elmaradására. Ehhez a légkör egyensúlyi állapotát kell diagnosztizálnunk. Tekintsünk egy légoszlopot, s abban tetszőleges magasságban egy levegőrészecskét, amelynek állapotjelzői megegyeznek a környezet levegőjének állapotjelzőivel. Vegyük azt a valóságban igen gyakran előforduló esetet, amikor az adott levegőrészecske adiabatikus körülmények között függőleges menti helyzetváltoztatást végez, miközben a reá ható nyomás állandóan azonos marad a környezetének azonos magasságában ható nyomással. A függőleges mentén elmozduló levegőrészecske ún. individuális (saját) hőmérséklete (T) általában nem lesz egyenlő környezetének ún. lokális hőmérsékletével (T*), s miután kikötöttük, hogy az individuális és lokális nyomások megegyeznek (p = p*), az általános gázegyenletből következik, hogy: Innen: ρ R T = ρ* R T* (5.1.) 16

17 T ρ * = T ρ (5.2.) Ebből következik, hogy: a) ha T < T*, akkor ρ > ρ* b) ha T > T*, akkor ρ < ρ* (5.3.) c) ha T = T*, akkor ρ = ρ* Legyen a légrészecske környezetének függőleges menti lokális hőmérsékleti gradiens Γ, a száraz adiabatikus hőmérsékleti gradiens γ, s a nedves adiabatikus hőmérsékleti gradiens β. Ha a légrésznek a kezdeti állapotban felvett * individuális (saját) hőmérséklete T 0, amely megegyezik a környező levegő lokális hőmérsékletével, akkor z nagyságú függőleges lemozdulás után az alábbi hőmérsékleteket kapjuk: vertikális elmozdulás hőmérséklet individuális lokális 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 emelkedő légrész individuális hőmérsékletét attól függően, hogy a légrész telített vagy teltetlen a száraz, illetve a nedves adiabatikus hőmérsékleti gradiens segítségével számítjuk ki. Süllyedésnél a telítettség állapota az adiabatikus felmelegedés miatt megszűnvén, a száraz adiabatikus gradienst vesszük figyelembe. Tekintsük a függőleges menti individuális és lokális hőmérsékleti gradiensek következő relációit: 1. Γ < γ telítetlen levegőben 4. Γ < β telített levegőben 2. Γ > γ telítetlen levegőben 5. Γ > β telített levegőben 3. Γ = γ telítetlen levegőben 6. Γ = β telített levegőben Határozzuk meg az emelkedő telítetlen légrészecske egyensúlyi állapotát abban az esetben, ha a légrészecske környezetének függőleges menti lokális hőmérsékleti gradiense kisebb, mint a száraz adiabatikus hőmérsékleti gradiens! Ekkor a kiindulási feltételek a következők: Γ < γ és z > 0. Ekkor tekintsük az emelkedés estén az individuális és a lokális hőmérsékletek kiszámítására érvényes fenti egyenleteket: T 0 T = T 0 γ z T* = T 0 Γ z Vonjuk ki egymásból az egyenletek bal-, illetve jobboldalát: (5.4.) T T* = (Γ γ ) z (5.5.) 17

18 A kiindulási feltételek alapján: Γ γ < 0 és z > 0. Ebből következik, hogy: T T* < 0, azaz T < T*. Ez utóbbiból pedig következik az (5.3a.) egyenlet szerint, hogy: ρ > ρ*. Azaz, ha a levegőrész emelkedik, individuális (saját) hőmérséklete kisebb lesz a környezet lokális hőmérsékleténél, emiatt sűrűsége nagyobb lesz, s ebből adódóan visszasüllyed kiindulási helyzetébe. A környezeti és a lokális gradiensek változatlan kapcsolata (Γ < γ) esetén süllyedéskor a légrész saját hőmérséklete nagyobb lesz a környezeténél. Emiatt sűrűsége kisebb lesz a környezeti levegő sűrűségénél, s ennek hatására a légrész visszaemelkedik kiindulási helyzetébe. Mindezekből adódik, hogy ez esetben [akár telítetlen levegőben (1. helyzet), akár telített levegőben (4. helyzet)] a légrész egyensúlyi állapota szilárd. Hasonló módon kimutatható, hogy a 2. és 5. gradiens relációk esetén a légrész egyensúlyi helyzete labilis, továbbá a 3. és a 6. gradiens relációk fennállásakor a légrész egyensúlyi helyzete közömbös. A légkörben leggyakrabban az az eset fordul elő, amikor a felemelkedő telítetlen légrész az adiabatikus lehűlés következtében telítetté válik, s a kondenzációs szint fölött a nedves adiabata szerint változik a hőmérséklete. Ekkor a száraz adiabatikus szakaszban a légrész egyensúlyi állapota szilárd, míg a nedves adiabatikus szakaszban, egy bizonyos magasság elérése után az emelkedő légrész melegebbé válik környezeténél, s ingatag egyensúlyi állapot következik be. Ezt az esetet feltételesen ingatag egyensúlyi állapotnak nevezzük. 6. Légtömegek és időjárási frontok 6.1. A légtömeg fogalma A Föld légkörében mozgó levegőrészecskék esetenként hosszabb-rövidebb ideig nyugalomba kerülnek. Ha ez a nyugalmi, vagy csekély mozgással járó állapot fizikai-földrajzi szempontból egynemű terület fölött következik be és legalább 4-5 napig eltart, akkor a levegő fölveszi a környezetére jellemző fizikai állapotot. Ilyen módon kialakulhatnak a légkörben több százezer km 2 kiterjedésű és néhány ezer m vastagságú légtestek, amelyeken belül nincs lényeges eltérés a legjellemzőbb fizikai tulajdonságokban (hőmérséklet, vízgőztartalom, szennyezőanyagok koncentrációja, a levegő átlátszósága, stb.). Ezeket a nagy kiterjedésű, fizikai jellemzőiket tekintve közel egynemű légtesteket légtömegeknek nevezzük A légtömegek konzervatív tulajdonságai A légtömegek vándorlásuk során más és más földrajzi tájjal kerülnek kölcsönhatásba. Eközben fizikai jellemzőik fokozatosan megváltoznak. Vannak azonban fizikai sajátosságaik, amelyeket hosszabb időn át megőriznek, illetve amelyek a légtömeg áthelyeződése során csak lassan változnak meg. Ezeket a légtömegek konzervatív tulajdonságainak nevezzük. A légtömegek konzervatív tulajdonságai alapján következtethetünk arra, hogy a fölénk jutott légtömeg melyik földrajzi régióból származik. A légtömegek legjellegzetesebb konzervatív tulajdonságai a következők: 18

19 Potenciális hőmérséklet [lásd: (4.1.) formula]. Minden száraz adiabatikus folyamattal szemben invariáns. Függőleges eloszlása az adott évszakban vagy hónapban jellemző az adott légtömegre. Ekvipotenciális hőmérséklet [lásd: (4.11.) formula]. A nedves adiabatikus állapotváltozásokkal szemben is invariáns, így értékét a kondenzáció sem befolyásolja. Ezért a légtömegek származási helyének vizsgálatában igen jól alkalmazható; a légtömegek legkonzervatívabb tulajdonságának tekinthető. A levegő vízgőztartalma. A légtömegelemzésben leginkább a fajlagos nedvességet használják [lásd: (22.) formula], de ez csak addig tekinthető konzervatív tulajdonságnak, amíg a levegőbe bepárolgás nem történt, illetve kondenzáció nem lépett fel. Homályossági tényező. A levegő átlátszóságát, a napsugarakkal szembeni átbocsátó képességét jellemzi. A légkörön áthaladó napsugárzás a levegőmolekulák, a vízgőz, a légszennyező anyagok hatására gyengül. A homályossági tényező e gyengülés mértékét fejezi ki. Értéke tehát komplex módon jellemzi a légtömeg vízgőztartalmát, s a benne lévő légszennyező anyagok koncentrációját. A homályossági tényező fizikai értelmezését az alábbiakban mutatjuk be. Első feladatként határozzuk meg, milyen mértékben gyengül a napsugárzás a légkörön való áthaladása során, míg a légkör felső határától a földfelszínig leér? Legyen a sugárzás intenzitása I 0 a légkör felső határán, I pedig a földfelszínen. A sugárzás a légkör felső határa felől a földfelszín felé haladva folyamatosan gyengül. A sugárzásgyengülésben szerepet játszanak a levegőmolekulák, a vízgőz, továbbá a légkörben található szennyezőanyagok. A sugárzásgyengülés mértékét az ún. sugárzásgyengülési együtthatóval fejezzük ki, melynek jele. α. Ha a napsugárzás légkörön való áthaladásakor kiválasztunk egy végtelenül kicsi szakaszt, azon áthaladva ugyancsak gyengül a sugárzás intenzitása. A sugárzásgyengülés mértéke (-di) függ a sugárzás intenzitásától a kiválasztott végtele kicsiny úthossz felső végpontjában (I) levegő sűrűségétől (ρ), a sugárzásgyengülési együtthatótól (α) és a sugárzás által megtett úthossztól (dz). Azaz: di = I α ρ dz (6.1.) Vagyis egy kétváltozós, szétválasztható típusú, lineáris differenciálegyenletet kaptunk a feladat megoldására. Innen: di I = αρdz (6.2.) Az elemi változásokat a légkör külső határán lévő A pont (innen indul a napsugárzás), valamint a földfelszínen lévő B pont (ide érkezik a napsugárzás) között összegzendő, a (6.2.) egyenletet integráljuk: B A B di = α ρdz I (6.3.) A 19

20 Figyelembe véve, hogy a légkör külső határán (A pont) a sugárzás intenzitása I 0, s a földfelszínen (B pont) ugyanez I, továbbá, hogy az 1 I függvény I változó primitív függvénye ln I, illetve a konstans = 1 függvény z változó primitív függvénye z, a következőket kapjuk: I [ ln I ] I0 B = α ρdz (6.4.) A Innen adódik, hogy: ln I I 0 Β = α ρdz (6.5.) Α majd: I 0 Β α ρdz Α = I e (6.6.) Vegyük figyelembe, hogy dm = ρ dv, illetve dv = A dz, ahol ρ a levegő sűrűsége, A az az egységnyi alapterületű keresztmetszet, amelyen a sugárzás áthatol, dz pedig a sugárzás által e keresztmetszetben megtett végtelen kicsiny úthossz. Innen látszik, hogy amíg a napsugárzás a légkör külső határán lévő A pontból a földfelszíni B pontig elér, a végtelen kicsiny dm levegőtömegek együttesén, azaz az A keresztmetszetre jutó m levegőtömegen halad keresztül. Ekkor tehát: Innen a (6.6.) egyenletből: Ha most az e α -t q-val jelöljük, akkor: Β m= α ρdz (6.7.) 0 Α I = Ie αm (6.8.) I m = Iq 0 (6.9.) ahol m a légkör optikai tömege. A légkör optikai tömege természetesen függ a napmagasságtól, azaz a Nap zenittávolságától. Ha a nap z zenittávolsága kisebb, mint 60º, akkor a légkör optikai tömege jó közelítéssel sec z-vel lesz egyenlő, azaz: z < sec z. Ennek ismeretében a (6.9.) formula a következő módon alakul: I sec z = Iq 0 (6.10.) Ha a Nap a zenitben van, akkor m = 1, s a (6.9.) egyenlet az alábbiak szerint módosul: Innen: I = I 0 q (6.11.) 20

21 I q = (6.12.) I Ezt a q számértéket, mely azt fejezi ki, hogy merőleges sugárzásbeeséskor az eredetinek hányad részére csökken a légkör alján a sugárzás intenzitása, az ideálisan tiszta légkör komplex átbocsátási együtthatójának nevezzük. Ha A-val jelöljük az ideálisan tiszta légkör sugárzásgyengítését, akkor a valódi légkör α sugárzásgyengítési együtthatójának ismeretében: T 0 α = (6.13.) A Innen az α = A T összefüggést behelyettesítve a (6.8.) egyenletbe, a következő összefüggést kapjuk: I = I0e AmT (6.14.) A T értéket, mely megmutatja, hogy hány ideálisan tiszta légkört kell egymás fölé helyezni ahhoz, hogy megkapjuk a valódi légkör sugárzásgyengítését, homályossági tényezőnek nevezzük. A valódi légkör sugárzásgyengítése tehát a (6.14.) formulával határozható meg 6.3. A légtömegek osztályozása A légtömegeket osztályozhatjuk termodinamikai szempontból. Eszerint, ha egy adott hely fölé az ottani egyensúlyi hőmérsékletnél hidegebb levegő érkezik, akkor termodinamikai szempontból hideg, ha pedig az egyensúlyi hőmérsékletnél melegebb levegő érkezik, akkor termodinamikai szempontból meleg légtömegről beszélünk. A légtömegeket osztályozhatjuk kialakulásuk helye, földrajzi származásuk szerint. Ily módon a Közép-Európa fölött előforduló légtömegeket az alábbi csoportokba soroljuk: Sarkvidéki légtömegek (Arktikus Massza = AM). Minden évszakban hideg, egyensúlyi hőmérséklete ingatag. Szennyezettsége és vízgőztartalma csekély. Homályossági tényezője a legkisebb a Közép-Európa fölött előforduló légtömegek közül. Származási helye az Északi-jeges-tenger medencéje. Mérsékelt övi tengeri légtömeg (maritim Poláris Massza = mpm). Vízgőztartalma nagy, szennyezettsége kicsi. Nyáron hideg légtömegnek számít Közép-Európa fölött, így ekkor egyensúlyi állapota ingatag. Télen meleg légtömegként érkezik. Származási helye az Atlanti-óceán közepe és magasabb földrajzi szélességű övezete (ϕ 50ºN 60ºN). Mérsékelt övi szárazföldi légtömeg (kontinentális Poláris Massza = cpm). Vízgőztartalma kicsi, szennyezettsége nagy. Nyáron meleg, télen hideg légtömegnek számít. Származási helye Oroszország európai területének közepes földrajzi szélességű övezet vagy Szibéria nyugati területe. Szubtrópusi légtömeg (Tropikus Massza = TM). Származási helye szerint lehetnek részben tengeri eredetű szubtrópusi légtömegek [az Atlanti-óceán 21

22 szubtrópusi övezetéből (ϕ 25ºN 40ºN)], részben szárazföldi eredetű szubtrópusi légtömegek (Afrika északi részéből, illetve Arábiából). Vízgőztartalmuk bőséges, még a szárazföldi eredetűé is, mivel bár sivatagi területek fölött keletkeznek a Földközi-tengeren áthaladva érik el Közép- Európa térségét. A nagy vízgőztartalom mellett a szárazföldi alfajta szennyezettsége nagy, míg a tengeri eredetűé csekélyebb. Homályossági tényezője a legnagyobb a Közép-Európa fölött előforduló légtömegek között. Egyenlítői légtömeg (Ekvatoriális Massza = EM). Közép-Európa fölött csak a magasabb légrétegekben fordul elő, s ott is csak a nyári időszakban. A talaj közeli légrétegekben soha nem található meg. A légtömeg Afrika vagy az Atlanti-óceán trópusi övezetéből származik, igen meleg, vízgőztartalma nagy Az időjárási frontok A légtömegek vándorlásuk során találkoznak. Közép-Európa fölött leggyakrabban a szubtrópusi és a mérsékelt övi, valamint a mérsékelt övi és a sarkvidéki légtömegek találkozása figyelhető meg. Két különböző légtömeget a levegő fizikai tulajdonságaiban éles, ugrásszerű változást mutató zóna, az időjárási frontfelület választja el egymástól. A frontfelületnek a földfelszínnel való metszésvonal az időjárási front. Az időjárási frontokat aszerint osztályozzuk, hogy a frontfelület melyik légtömeg felé mozdul el. Ha a frontfelület a melegebb légtömeg felé mozog, azaz a hideg levegő az aktív, hidegfrontot, ha pedig a meleg levegő hódít teret a hideg rovására, melegfrontot különböztetünk meg. Ha az általában gyorsabban mozgó hidegfront utoléri az előtte mozgó melegfrontot, akkor a két frontfelület összeér, és a meleg levegőt elzárja a felszíntől. Az így kialakuló frontot ezért záródott vagy okklúziós frontnak nevezzük. Hidegfronti okklúzió akkor keletkezik, ha elöl halad a hűvös légtömeg. Mögötte a meleg, s ezt követi a hideg. Ebben az esetben ugyanis a hideg levegő nemcsak a meleg, hanem a hűvös levegő alá is benyomul. Ekkor a melegfront felülete elválik a talajtól, s a magasban kezdődik. Melegfronti okklúzió akkor jön létre, ha elől halad a hideg levegő, de a gyorsabb mozgású hűvös levegő erre felsiklik. Ilyenkor a hidegfront válik el a talajtól, s a magasban tör előre, míg a melegfront a felszínen folytatja útját. Többször előfordul rendszerint helyi orografikus tényezők hatására hogy a légáramlás iránya a frontokkal párhuzamossá válik. Ezeket a frontokat veszteglő frontoknak nevezzük. 7. Ciklonok és anticiklonok A bárikus mezőt ábrázoló izobár térképeken a légnyomás egyenlőségi görbéinek legjellegzetesebb alakzatai a zárt koncentrikus izobárokkal körülhatárolt alacsony, illetve magas nyomású területek. Az ilyen alacsony nyomás területek elnevezése ciklon, míg a magas nyomású területeké anticiklon. 22

23 8. A mérsékelt övi és a trópusi ciklonok keletkezése A mérsékelt övi ciklonok azokból a nagyméretű horizontális hullámzásokból erednek, amelyek különböző hőmérsékletű (sűrűségű) légtömegek határán alakulnak ki, e légtömegek ellentétes irányú mozgása miatt. A mérsékelt öv ciklonjai leggyakrabban a sarkvidéki (arktikus) és a mérsékelt övi (poláris) légtömegek határán, ritkábban a mérséklet övi és a szubtrópusi légtömegek határán képződnek, elsősorban tengerek fölött. Ezen, többnyire állandósult ciklonkeletkezési zónákat stacionárius (állandósult) éghajlati frontoknak nevezzük. Az előbbi éghajlati front neve arktikus, az utóbbié mérsékelt övi. Bjerknes klasszikus ciklonképződési elmélete szerint ciklon akkor keletkezik, ha a hideg és meleg légtömegeket egymástól elválasztó zóna mentén horizontális hullámzás alakul ki. Ennek fizikai okai: a két eltérő légtömegtípus sűrűségkülönbsége, orografikus tényezők, a szárazföldek hőmérsékletkülönbsége, a tengervíz eltérő hőmérséklete, a tengeráramlások, stb. Bjerknest a mérsékelt övi ciklonok keletkezése, s az általános légcirkuláció megértése terén végzett kiemelkedő munkásságáért között összesen 48 alkalommal jelölték Nobel-díjra, azonban azt nem ítélték oda neki. A trópusi ciklonok szerkezetükben és kialakulásukban eltérnek a mérsékelt öviektől. Míg a mérsékelt övi ciklonok két légtömeg határterületén jönnek létre, addig a trópusi ciklonok a trópusi égöv egységes légtömegén belül fejlődnek ki. Trópusi ciklonok, csak olyan tengerek fölött keletkeznek, amelyek felszíni vízhőmérséklete meghaladja a 26 ºC-ot. Kialakulásukban lényeges szerepet játszik a trópusi meleg-nedves légtömegek erős termodinamikai instabilitása. 23