Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek Anda, Angéla Kocsis, Tímea Kovács, Alfréd Tőkei, László Varga, Zoltán

Átírás

1 Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek Anda, Angéla Kocsis, Tímea Kovács, Alfréd Tőkei, László Varga, Zoltán

2 Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek Anda, Angéla Kocsis, Tímea Kovács, Alfréd Tőkei, László Varga, Zoltán Publication date 2010 Szerzői jog 2010 Anda Angéla - Kocsis Tímea

3 Tartalom Előszó... xvi 1. Meteorológiai alapismeretek A légkör (atmoszféra), mint élettelen környezeti elem A légkör fontosabb fizikai tulajdonságai A levegő fizikai állapotjelzői A légköri folyamatok méretei, elnevezések A légkör fő összetevőinek néhány agrometeorológiai vonatkozású szerepe A nitrogén jelentősége Oxigénformák a légkörben Transzportfolyamatok a talaj-növény-légkör rendszerben Irodalom A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Az üvegházhatás és okai Az üvegházhatású gázok koncentrációjának változása A légköri CO 2-koncentráció változása A metán és a dinitrogén-oxid koncentrációváltozása Az üvegházhatású gázok korlátozására irányuló nemzetközi egyezmény: a Kiotó Protokoll Az európai üvegházgáz mérőrendszer A globális klímaváltozás várható következményei Milyen hatásokkal járhat a klíma módosulása az egyes kontinenseken? ENSZ Éghajlatváltozási Keretegyezmény A globális éghajlatváltozás várható hatásai Magyarországon A VAHAVA projekt és a Nemzeti Éghajlatváltozási Stratégia Irodalom A napsugárzás és szerepe A napsugárzás néhány fontosabb tulajdonsága A sugárzás útja a légkör tetejéig A légköri sugárzásgyengítés A felszín sugárzási tulajdonságai, a sugárzási mérlegek A sugárzási mérlegek A növények fontosabb sugárzási jellemzői Egyedi levél sugárzási sajátosságai A növényállomány sugárzási jellemzői Az állomány energiafelhasználása és a mikroklíma Irodalom Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei A talaj energiaforgalma, a talajhőmérséklet A talajközeli levegő felmelegítése A léghőmérséklet és a növények A növényhőmérséklet A felszínhőmérséklet gyakorlati alkalmazásai Irodalom A víz a környezetben A felszín vízforgalma A vízháztartási mérleg bevételi tagja a csapadék A csapadékosság leírására szolgáló mutatók A vízháztartási mérleg kiadási tagja a párolgás A párolgás meghatározási lehetőségei A növények vízforgalma A víz felvétele, szállítása A víz leadása, a transzspiráció A hő és vízháztartás összekapcsolása: az ariditási index Irodalom Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) Az éghajlat fogalma iii

4 Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek 2. Az éghajlatot kialakító tényezők Az éghajlati elemek övezetessége Éghajlat-osztályozási rendszerek A Föld éghajlata Trewartha szerint Magyarország éghajlata [Anda és Dunkel (2000) nyomán] Irodalom Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai A tájépítészeti meteorológia alapjai Városklíma Vízparti klíma A tájklimatológiai vizsgálatok célja, módszerei Kertészeti kultúrák állományklímája Sugárzás Hőmérséklet A szél a növényállományban A levegő nedvességtartalma és a párolgás Zoometeorológia A meteorológiai elemek hatásai Mikroklímaigények az állattartásban Állatbetegségek, állati kártevők és a meteorológiai viszonyok Az állattenyésztésből származó légszennyező anyagok ismertetése Irodalom Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai A meteorológiai információk mezőgazdasági hasznosításának alapjai Az agrometeorológiai információk hasznosításának gyakorlati vonatkozásai Irodalom A meteorológia néhány speciális feladata Modellezés Az agrometeorológiai modellek Időjárási kártételek és a védekezési lehetőségek A hideg okozta időjárási károk A magas léghőmérséklet hatása Vízhiány és víztöbblet Jégeső-elhárítás Irodalom A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása A levegőszennyezés néhány kiemelt hatása a növényekre Egy regionális környezeti kártétel: a savas ülepedés Irodalom A. Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán Irodalom iv

5 Az ábrák listája 1.1. A növény és közvetlen környezete A növény és közvetlen környezete A légkör hőmérsékleti rétegződése Nyomásképződmények a légkörben a légmozgás irányával az északi féltekén. L az alacsony nyomást (ciklon), H a magas nyomást (anticiklon) jelöli A meteorológiai jelenségek időléptéke Oke (1987) szerint A légkör függőleges szerkezete Oke (1987) alapján A légkör függőleges szerkezete Oke (1987) alapján Anyag- és energiaáramlás az ökoszisztémákban Buday-Sántha (2006) alapján A légkör áteresztő képessége a hullámhossz függvényében (Rakonczai 2003) A Föld napsugárzást felfogó felszíne (Hartmann 1994) Az üvegházhatás (UNEP, Grid Arendal 1996) A hőmérséklet és a CO2-szintváltozás az utóbbi 160 ezer évben A harmadik IPCC kiadvány Szintézis jelentésében szereplő CO2-koncentráció növekedési szcenáriókwww.ipcc.ch A reprezentatív SRES forgatókönyvcsaládok (IPCC 2001) A hegyhátsáli mérőállomás sematikus rajza (wdir szélirány; ws szélsebesség; T hőmérséklet; rh relatív nedvesség; PAR fotoszintetikusan aktív sugárzás; glob.rad. globálsugárzás; rad. balance sugárzás-egyenleg) Országos Meteorológiai Szolgálat Az üvegházhatású gázok (CO 2, CH 4, N 2O) változásai jégszelvényés modern adatok alapján (IPCC 2007, Éghajlatváltozás 2007)»bal oldali függőleges tengelyen az adott üvegházhatású gáz koncentrációját (ppm/ppb), a jobb oldali függőleges tengelyen a sugárzási kényszer mértékét (Wm 2 ), a vízszintes tengelyen az időt (év) ábrázoltuk« Az IPCC-TAR (2001) Szintézis jelentésében szereplő metán és dinitrogénoxid koncentrációnövekedési szcenáriók A CarboEurope-IP rendszer légköri mérőállomásai A CarboEurope-IP rendszer ökoszisztéma mérőállomásai Az ICOS hálózat tervezése során számba vehető létező mérőhelyek. Ezekből választanák ki a nemzeti hozzájárulástól is függően a ICOS alapállomást A sugárzási kényszer összetevői (IPCC 2007) Globálisan átlagolt sugárzásikényszer- (RF values Wm 2 ) becslések és bizonytalansági tartományok 2005-ben az antropogén eredetű szén-dioxidra (CO 2), metánra (CH 4), dinitrogén-oxidra (N 2O) és más fontos anyagokra és hatótényezőkre, valamint ezek tipikus földrajzi kiterjedése, térbeli léptéke (Spatial Scale) és a tudományos megértés szintje (LOSU). Az eredő antropogén (Total net antropogenic) sugárzási kényszer és annak bizonytalansága szintén bemutatásra került (Éghajlatváltozás 2007) A Föld felszíni hőmérsékletének változása az as évek között (IPCC 2001) Globális felszíni átlaghőmérséklet emelkedéseltérő forgatókönyvek alapján (NÉS 2007, IPCC 2007, Éghajlatváltozás 2007) A felszíni hőmérsékletek előrejelzése légkör óceán globális cirkulációs modellekben (IPCC 2007) A XXI. század egy-egy korai és késői időszakára előre jelzett változások a felszíni hőmérsékletben az 1980 és 1999 közötti időszakhoz viszonyítva. A középső és jobb oldali ábrahármas a légkör óceán globális cirkulációs modellekben átlagosan előre jelzett változásokat mutatja, mégpedig a B1 (felső), A1B (középső) és A2 (alsó) SRES forgatókönyvekre a (középső oszlop) és (jobb oldali oszlop) évtizedekre átlagolva. A bal oldali oszlop az ennek megfelelő bizonytalanságokat, mint a különböző AOGCM- és EMIC-tanulmányok által becsült globális átlagmelegedésre adott relatív valószínűségeket mutatja ugyanezekre az időszakokra (Éghajlatváltozás 2007) A csapadékváltozások előrevetített mintázata (IPCC 2007) A csapadék relatív változásai (százalék) 2090 és 2099 között, az 1990 és 1999 közötti időszakhoz viszonyítva. Az értékek az A1B jelű SRES forgatókönyvre alapozott összes modellfutás átlagai, decembertől februárig (Tél, a bal oldalon), valamint júniustól augusztusig (Nyár a jobb oldalon ). A fehér területeken a modellek kevesebb mint 66%-a v

6 Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek egyezik meg a változás előjelében, míg a pontozott területeken a modellek több mint 90%-a azonos előjellel változik (Éghajlatváltozás 2007) Az északi jégsapka méretének csökkenése 1979 és 2003 között Az óceáni szállítószalag (UNEP-GEO4 2007) (Piros nyíl-melegebb víz, kék nyíl-hidegebb víz, rózsaszín nyíl-golf-áramlat) A Nap részei A napkitörésekkor jelentkező változások Planck törvényének alkalmazása A Nap és a Föld helyzete (Übelacker 1992) A Föld Nap körüli keringésének paraméterei A Nap spektruma a légkör felső részén és a talajfelszínen A napmagasság hatása a felszín energiabevételének nagyságára Az albedó napmagasság függése napi változása egy idealizált derült napon júliusban, kukoricaállományban A nettó sugárzási mérleg tagjainak napi változásai. Magyarázat lásd a szövegben Három eltérő fejlődési állapotban lévő falevél reflexiója Egyedi levél fényabszorpciója Az egyedi levél sugárzási jellemzői hullámhossz tartományonként (Monteith 1965) Az állomány sugárzáselnyelésének sematikus ábrázolása a zöldfelülettől (LAI) függően Az állományklíma elemeinek szél: u; léghőmérséklet: T; vízgőznyomás: e és CO 2-koncentráció: c nappali és éjszakai eloszlása a növénymagasság (h) különböző szintjeiben Monteith és Unsworth (1990), illetve Jones (1983) anyaga alapján. A növénymagasság kifejezésében használt hányados z értéke az állományelemek eloszlásánaksűrűségének speciális mutatója. Számításának bemutatása jelen tankönyv kereteit meghaladja, a megjelölt forrásmunkában áttekinthető A hőháztartási mérleg komponenseinek napi változása El Mirage sivatagában (Kalifornia) egy derült júniusi napon Vehrencamp (1953) nyomán. A Q Δs-sel az energia tározását jelöltük. A többi jelölés egyezik a szövegben feltüntetettekkel A hőháztartási mérleg komponenseinek tó felett mért napi változásai 1957 szeptemberének egy derült mintanapján Japánban, Holland (1971) nyomán A felszíni talajrétegek hőmérséklet alakulása egy mélységivel kiegészítve (50 cm) Keszthelyen, egy nyári, derült mintanapon Néhány mélységi réteg talajhőmérsékletének évi változékonysága Keszthely adatai alapján Néhány növényfaj talajhőmérsékleti optimumgörbéi Metherell et al. (1993) nyomán Az áramlási cella sematikus rajza A léghőmérséklet napi menete teljesen derült időben Keszthelyen. A június végi nap napi középhőmérséklete 21,9 C volt A léghőmérséklet éven belüli változékonysága Keszthelyen között. A középső sötét színű téglalap alsó és felső vonala a 75, illetve 25%-os valószínűséggel várható értéket, a közepe az átlagot jeleníti meg. A sötét egységet átszelő vonal az addig mért maximum és minimum hőmérsékleteket reprezentálja A hőmérsékleti optimumgörbe két változata, a fiziológiai és az (ökológiai) optimumgörbék sematikus ábrázolása A léghőmérséklet optimumgörbéi három eltérő melegigényű növényfajnál A kukorica levélhőmérsékletének függőleges levélemeletenkénti eloszlása átlagos nedvességtartalomnál, zavartalan besugárzású júliusi napon, délben Keszthelyen. Az 1-es szint a talajhoz legközelebbi szintet jelenti A bab levelén mért növényfelszín hőmérsékleti változékonysága A vízstressz-index grafikus közelítése Idso et al. (1981) alapján Az őszi búza hőmérsékleti differencia-termés kapcsolata. A betűk eltérő vízellátottságot jelenítenek meg a jó vízellátottságtól (F) az aszályos helyzetig (O) A vízstressz-index alakulása 2002 nyarán kukoricában Keszthelyen. Az öntözés határértékét a CWSI=0,25 jelenti. A könnyebb áttekintés miatt ábráinkon a stresszindex= CWSI 10 görbével szerepel. A PC a kontroll parcellát, a PÖ az öntözöttet jelöli. A függőleges oszlopok a napi csapadékösszeget tartalmazzák A vízstressz-index alakulása humid évjáratban evapotranszspirométerben (ET) és a kontroll parcellán (P) vi

7 Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek Növényhőmérséklet-vizsgálatok három eltérő fajtájú cukorrépa-állományban (1992) A három vizsgált cukorrépafajta sztóma-ellenállásának alakulása 1992 dél körüli óráiban A hidrológiai ciklus vázlatos rajza Két különböző hőmérsékletű légtömeg keveredése (Merza Szinell, Orografikus akadály mentén (kényszerpályán) történő levegőfeláramlás sémája A felhők osztályozása alakjuk szerint A WMO által javasolt felhőkategorizálás A telítési gőznyomás és a léghőmérséklet közti kapcsolatot leíró grafikon két eltérő felszín, víz és jég felett A potenciális és az aktuális evapotranszspiráció napi értékei 2003-ban kukoricánál Keszthelyen. A PET a potenciális, az ET az aktuális evapotranszspiráció napi összegeit jelöli A Thornthwaite-féle kompenzációs evapotranszspirométer sematikus képe Egy Büelben (Svájc) üzemelő liziméter vázlatos rajza. Jelmagyarázat:1. Tartály; 2. Betonfalú edény; 3. Pince; 4. Talaj; 5. Szűrő; 6. Elektromos mérleg; 7. Vízelvezető; 8. Talajnedvesség-mérő; 9. Termoelemek; 10. Gyep. research/riet/instruments.html A szántóföldre kihelyezett liziméter gyeppel A növénykonstans évi változása őszi búza, kukorica és cukorrépa állományban (Posza és Stollár 1983 alapján) A növény vízháztartása a víz útja során fellépő ellenállásokkal. A csapadékok szó használatával a több fajta csapadék (eső, jégeső, harmat stb.) jelenlétére utalunk (Oke 1987) A sztóma felépítése és a víz útjában fellépő diffúziós ellenállások (Magyarázat: lásd a szövegben) Tranziens típusú porométer (Delta T AP 4 típusú) A cukorrépa megvilágított levelén mért sztómaellenállás alakulása (Anda 1995) A sztómaellenállás vertikális profilja kukoricában (Anda et al. 1997) Kukorica sztómaellenállásának %-os megoszlása a növénymagasság különböző levélszintjein (Anda et al. 1997) A sztómaellenállás (rs) és néhány környezeti tényező kapcsolatának vázlatos rajza. A T c a növényhőmérsékletet jelöli A sztómaellenállás napi változása kukorica két vízellátottsági szintjén Keszthelyen. Az óraértékeken feltüntetett függőleges vonal a szórást, a mérések változékonyságát jelzik (Anda 2001) A kukorica evapotranszspirációjának (ET), transzspirációjának (Tr) és sztóma vezetőképességének (Gs) ellenállás reciproka napi változásai a fejlődés kezdeti és a címerhányás stádiumában Yasutake et al. (2006) szerint A balatoni nád transzspirációjának napi összegei 2005 tenyészidőszakában (Anda és Boldizsár 2005) A Föld pályaelemei: A: precesszió, B: excentricitás, C: a Föld forgástengelyének hajlásszöge A napsugárzás intenzitása a beesési szög függvényében (Péczely 1998) A légkör hőháztartása (IPCC AR4 2007) A Hadley-cella, ha csak a bárikus gradiens erő működtetné a légáramlást A termikus egyenlítő júliusi és januári helyzete (Péczely 1998) A trópusok keleti szélrendszerének modellje (Péczely 1998) A nagy földi légkörzés rendje (Szegedi) A trópusi monszun modellje (Péczely 1998) Az óceáni szállítószalag (IPCC, Tengeri és parti szél (Péczely 1998) A földfelszínen mért besugárzás átlagos évi összege (MJ m 2) Budiko és Landsberg nyomán (Péczely 1998) Köppen éghajlat-osztályozási rendszere Trewartha éghajlat-osztályozási rendszere A trópusi esőerdő éghajlat területei Climate.Regions lecture.pdf A szavanna és a trópusi monszun klímaterületei Climate.Regions lecture.pdf ) vii

8 Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek A szavanna és a trópusi monszun klímaterületei Climate.Regions lecture.pdf ) Alacsony földrajzi szélességek sztyepp éghajlata Climate.Regions lecture.pdf Közepes földrajzi szélességek sztyepp éghajlata Climate.Regions lecture.pdf Mediterrán éghajlat Climate.Regions lecture.pdf) Nedves szubtrópusi éghajlat Climate.Regions lecture.pdf Enyhe tengerparti éghajlat Climate.Regions lecture.pdf Nedves kontinentális éghajlat hosszabb meleg évszakkal PDFs-09/7-Climate.Regions lecture.pdf Nedves kontinentális éghajlat rövidebb meleg évszakkal PDFs-09/7-Climate.Regions lecture.pdf Szubarktikus éghajlat Climate.Regions lecture.pdf A tundra területei Climate.Regions lecture.pdf Az állandó fagy területei Climate.Regions lecture.pdf A Magyarországra érkező légtömegek származási helyei (Varga-Haszonits et al. 2004) A napsütéses órák éves összege ( ) (Magyarország éghajlati atlasza 2004) A globálsugárzás és a felhőborítottság átlagos havi értékei Magyarországon Az uralkodó szélirányok és évi átlagos szélsebességek [m/s Az évi középhőmérséklet eloszlása ( ) (Magyarország éghajlati atlasza 2004) A januári középhőmérsékletek területi eloszlása ( ) (Magyarország éghajlati atlasza 2004) Az éves csapadékösszeg ( ) (Magyarország éghajlati atlasza 2004) A relatív nedvesség az évszakok középső hónapjaiban ( ) (Magyarország éghajlati atlasza 2004) Magyarország éghajlati körzetei A városi hősziget vázlatos keresztmetszeti képe A város és a környezet léghőmérsékletének napi menete (a) és a hősziget intenzitása (ΔT v k) (b), ideális időjárási helyzetben A városi hőmérsékleti többlet évi menete Budapest belvárosában Fásított és fátlan lakótelepek hőmérsékletének alakulása derült nyári napokon (általános modell: ΔT 1 fátlan; ΔT 2 fásított lakótelep) A városi (v v) és város környéki (v k) szélsebesség eltérésének változása a szélsebesség függvényében A tengerparti szél áramlási képe A hőmérséklet átlagos napi járása Siófokon, augusztusban a víz felett és a szárazföldön, a parttól 1 km távolságban A páranyomás relatív értékének átlagos napi menete (víz felett és a parttól 1 km távolságban) augusztusban Égbolttérkép a nappályákkal és órakörökkel Négy horizontkorlátozási eset a) 30º -os, NE irányba néző, álláspontunktól SW irányban elhelyezkedő lejtő horizontkorlátozó szerepe. B) Fás liget tisztásának közepén felvett horizontkorlátozás. A sűrű csíkozással jelzett égbolti rész egész éven át takart, a ritkább csíkozású csak a fák lombos állapota idején. C) Városi utcakereszteződés és tér közepén mutatkozó horizontkorlátozás. D) Egész évben zavartalan a napsütés, ahol szabad a horizont a napkelték és napnyugták szakaszán A sugárzási veszteségek mértéke a növényállomány aljára vonatkoztatva, eltérő LAI esetén A globálsugárzás (kumulált) kapcsolata a bogyók cukortartalmával a tőke déli és északi oldalán. (1. dió; 2. cseresznye; 3. kajszi; 4. téli körte; 5. őszibarack; 6. téli alma; 7. kései szilva; 8. nyári körte; 9. nyári alma; 10. korai szilva; 11. meggy; 12. ribiszke; 13. köszméte) A műanyag hálóval való árnyékolás hatása a gyümölcskötődésre (a), valamint a beérett almák tömegének összefüggése a fényátbocsátás %-os arányával (b). A fajta: Lane s Prince Albert/M A hőmérsékleti többlet és hiány idő- és térbeli változása a nap folyamán, különböző szerkezetű növényállományokban viii

9 Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek A hőmérsékleti többlet alakulása középmagas, cm-es tenyészterületű szőlőállományban, a sorközi 50 cm magasságban mérve A növényfelület- és a levegő-hőmérséklet különbségének menete három szintben az A és a B tábla egy-egy fájának két oldalán a nappali órákban (8 18 óráig) A hőmérséklet napi menete 10 cm magasságban és 5 cm mélységben 1 szabad területen, 2 a 40 40, 3 a cm tenyészterületű paprikaállományban, virágzás idején (a 4-es jelzés hőtöbbletet jelent) A növényállomány hatása a talaj menti légtér aerodinamikai rétegződésére; h 0 = érdességi magasság; d = 0-pont-eltolódási szint; h a = aerodinamikai aktív réteg; H = állománymagasság A léghőmérséklet napi menet 10 cm magasságban 1 szabad területen, 2 a 60 70, cm tenyészterületű paradicsomállományban szélcsendes és szeles napokon A páranyomás függőleges eloszlása a talaj menti légtérben hajnalban és kora délután A páranyomás napi menete különböző magasságokban A sugárzási mérleg (R0) és a párolgásra fordított hőenergia napi menete száraz (a) és nedves (b) helyzetben A szőlőállomány sokéves 1 átlagos potenciális, 2 tényleges evapotranszspirációjának alakulása fenológiai szakaszonként, Tarcal-Szarvasszőlőben A légnedvesség menete almaültetvényben a nappali órákban (Szigetcsép) Harmadik nyaras almafa (Jonathan, MIV-es alanyon), körte (Hardenpont, birs alanyon) és őszibarack (Champion, őszibarack alanyon) 1 m 2 levélfelületére jutó napi vízfelhasználás a napi középhőmérséklet függvényében Starkrimson-állomány vízfogyasztásának alakulása a levélfelületi index (LAI) és a hőmérséklet függvényében, augusztus folyamán A tenyészterület borítottságának meghatározási módja sövény (a) és térbeli (b) koronaformájú almaültetvény esetén A Rita cseresznyefák nedváramlásának (sap flow) napi menete két alanyon A hőmérséklet napi menete 10 cm magasságban és 5 cm mélységben 1 a szabad területen, 2 a 40 40, 3 a cm tenyészterületű paprikaállományban, virágzás idején, feltüntetve a párolgási adatokat is (a 4-es jelzés hőtöbbletet jelent) A napsugárzás hatásai az állati szervezetre (Brody és Thompson, 1951) Élettanilag közömbös (termoneutrális) hőmérsékleti zónák fiatal (újszülött) és felnőtt állatoknál (Rosenberg et al. 1983) A szélsőséges hőmérsékletek hatásai a tehenek takarmányfogyasztására és tejtermelésére, Gates (1980) A hőveszteség és a relatív páratartalom összefüggései (Blaxter et al., 1969). Alert: figyelmeztető, Danger: veszélyes, Emergency: súlyos A sertések hőleadásának módozatai és alakulása (Johnson, 1976) Az agrometeorológiai információszolgáltató rendszer A hőmérsékletileg meghatározott természetes periódusok Mosonmagyaróváron A száraz és nedves időszak meghatározása a fő vízháztartási tényezők segítségével A kukorica sugárzáshasznosulásának alakulása országos átlagban ( ) Az országos kukorica termésátlagok alakulása az közötti időszakban A nedvességi index és a trendarány közötti összefüggés Győr-Moson-Sopron megyében az közötti időszak adatai alapján A klímamodellek fejlődése (IPCC 2007) A földfelszínt borító rácshálózat (Formayer 2005a) Az egyes IPCC jelentésekben alkalmazott klímamodellek felbontásának javulása (IPCC 2007, FAR Első Helyzetértékelő Jelentés, SAR Második Helyzetértékelő Jelentés, TAR Harmadik Helyzetértékelő Jelentés, AR4 Negyedik Helyzetértékelő Jelentés) A HedCM3 és a HedGEM1 rácshálózatának felbontása ( A GCM-ek eredményeinek regionalizálása (Formayer 2005b) Az RCM beágyazása a GCM-be (Pal et al. 2005) A téli csapadék (december, január és február, DJF) %-os változásának szimulációja a Mediterrán térségben ra, az es évekhez hasonlítva az A2 SRES szcenarió szerint Gao et al. (2006) és Giorgi és Lionello (2008) alapján Az agrometeorológiai modellek tér- és időbeli osztályozása (Varga-Haszonits et al. 2004) A fagy által okozott jellegzetes kárkép szárban és virágban Paraffingyertya alkalmazása szőlőültetvényben Az öntözéses fagyvédelem alkalmazása szőlőben ix

10 Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek A növény vízellátottságát befolyásoló főbb tényezők Varga-Haszonits et al nyomán A jégesőt hozó felhő nedvességtartalma radarfelvétel alapján A NEFELA által alkalmazott Vortex típusú talajgenerátor rajza A NEFELA Egyesület talajgenerátor-hálózata Hálós jégeső-kárelhárítás A légszennyezés részfolyamatai. Az ülepedés tartalmazza a száraz és a nedves ülepedést egyaránt A légköri stabilitás, a hőmérsékleti rétegződés és a légszennyezés közti kapcsolat. Az ábra bal oldali részábráinak szaggatott vonala az átlagos, a folyamatos az aktuális hőmérsékleti gradienst jelöli. Az inverzió I. a diffúzió felfelé, az inverzió II. a lefelé irányuló keveredés gátlását szemlélteti A ciklon függőleges keresztmetszete a frontokkal A légköri ph alakulása a Föld különböző térségeiben, Mészáros (1997) nyomán A hazai SO 2-kibocsátás ágazatonkénti változása 1980-tól KSH (2003) adatai alapján A légköri kénülepedés földrajzi eredete Magyarországon, Bozó (2005) alapján Az NO x alakulása ágazatonként hazánkban az elmúlt évtized során (KSH 2003) F.1. Az adatok eloszlását szemléltető hisztogramm F.2. Valószínűségi sűrűség és eloszlás függvények F.3. Binomiális eloszlás F.4. Torzult eloszlások F.5. Keverék eloszlások és U eloszlás F.6. A pozitív, a negatív korreláció és a korrelálatlanság ábrázolása F.7. Hálós jégeső-kárelhárítás F.8. Tavaszi negyedév csapadékösszegei Keszthelyen között x

11 A táblázatok listája 1.1. A légkört alkotó gázok csoportosítása a tartózkodási idejük szerint A különböző hőmérsékleti skálák A levegő állapotjelzőinek átlaga a talajfelszínen A legfontosabb üvegházgázok és néhány jellemzőjük (IPCC 2001) (1 ppm=10 6, 1 ppb=10 9, 1 ppt=10 12 ) Különböző földrajzi helyekre prognosztizált termés változások a CO 2-szint megduplázódása esetén az IPCC (1996) közleménye alapján* Néhány C 3-as növény biomassza és termés változása a CO 2-szint megduplázódásánál Warrick et al. (1986) és néhány hazai publikáció nyomán. A hazai szerzőket*-gal [*Bussay 1995, Tuba (1995), Kovács és Dunkel (1998), Kröel-Dulay et al. (1998), Nováky et al. (1996) anyagai alapján A hőmérséklet és a csapadék hazánkban várható változása adott globális felmelegedés esetén Mika (2002) szerint A természetes felszínek albedóinak hosszabb időszakra számított átlagai A természetes anyagok néhány hőfizikai tulajdonsága A nettó fotoszintézis léghőmérsékleti függésének szélső értékei az átlaggal az eltérő termőhelyek növényeinél. A CO 2-koncentráció az átlagos légkörivel egyezett, a sugárzás intenzitás pedig a fénytelítődési ponton volt (Larcher 1980) Néhány növényfaj kardinális léghőmérsékleti határértékei a csírázásra vonatkozóan Néhány anyag emissziós tényezőjének alakulása (25 C-os léghőmérsékleten, hosszúhullámú sugárzásra vonatkozóan) A három cukorrépafajta produktivitási mutatói 1992-ben A globális víztározók vízforgalmának tagjai (a benne foglalt vízmennyiségek 106 km 3 -ben kifejezve) A növénykonstans alakulása Posza és Stollár (1983) által végzett megfigyelések szerint Az aerodinamikai ellenállás alakulása néhány felszín felett (Oke 1987 nyomán) A levél ellenállásainak nagyságrendje Jones (1983) nyomán. A gyakorlatban többször használjuk az ellenállás reciprokát, a vezetőképességet is A transzspiráció napi összegei és a sztómaellenállás napi átlagai 1987 tenyészidőszakának eltérő időpontjaiban Keszthelyen kukoricában Magyarország éghajlati körzetei és a hozzájuk tartozó jellemző klimatológiai adatok I. Alföld: Ia ÉK-i szektor (zord tél), Ib középső szektor (száraz), Ic DK-i szektor (forró nyár); II. Kisalföld; III. Dunántúli-dombság: IIIa DNy-i határsáv (csapadékos), IIIb Balatontól D-re (enyhébb, bő csapadék), IIIc Balatontól É-ra (hűvös nyár); IV. Északi-középhegység A városi és a természetes felszín energia-háztartásának eltérése (MJ/m 2 ) A relatív légnedvesség (A) százalékban, illetve a páranyomás (B) mbar-ban mért különbsége Pestszentlőrinc (XVIII. ker.) és a Kitaibel Pál utca (II. ker.) között A relatív légnedvesség értéke (%) néhány budapesti mérőhelyen A középhőmérsékleti gradiens értékei hegységeinkben (ºC/100 m) A csapadék évi összegének összefüggése a tengerszint feletti magassággal A közvetlen sugárzási energia a 43. és a 49. fok szélességi körön telepített ültetvényekben (kwh/m 2 ) Az ekvivalens hőmérséklet különböző talajok felett A nedváramlás alakulása a vizsgált Rita cseresznyefákon 2008 májusában Az egyes állatfajok termelési zónájának (szálláshelyeik) javasolt értékei (Kovács, 1990; Sleger és Neuberger, 2006) A kérődzők alsó kritikus hőmérséklete különböző légsebességek esetén (Webster, 1981) A padozat hatása a borjak alsó kritikus hőmérsékletére (Barótfi és Rafai, 1985) Egyes időjárási jelenségek nagyságrendje és módosításuk lehetősége (Anda és Dunkel 2000) A téli napok átlagos száma ( ) Varga-Haszonits (1997) feldolgozása alapján A minimum hőmérsékletek havi átlagai ( ) Varga Haszonits (1997) alapján Néhány hazai állomás hőmérsékleti abszolút minimum értékei az es időszakban Varga- Haszonits (1997) alapján A fagyos napok átlagos száma között néhány városunkban Varga-Haszonits (1997) alapján Különböző növényfajok fagyérzékenység alapján történő kategorizálása xi

12 Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek A hőségnapok (30 és 35 fok közötti maximum hőmérsékletű napok) átlagos száma között Varga-Haszonits (1997) feldolgozásában A meleg éjszakák átlagos havi és évi száma ( ) Varga-Haszonits (1997) szerint Az egynyári növények vegetációs ciklusa alatti csapadékösszegek és szélső értékeik mm-ben Varga- Haszonits (1997) nyomán A tenyészidőszak-beli párolgások (aktuális és potenciális) átlagainak és szélső értékeinek megyénkénti alakulása Varga-Haszonits (1997) hosszú idősoros adatai alapján A fajlagos kibocsátási tényezők Mészáros (1997) alapján F.1. Osztályközös gyakorisági sor táblázata F.2. A normál eloszlás értékei F.3. Keszthely januári középhőmérsékletei ( C) nagyság szerint rendezve xii

13 Az egyenletek listája xiii

14 Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek xiv

15 Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek A.1. F A.2. F A.3. F A.4. F A.5. F A.6. F A.7. F A.8. F A A.10. F A A.12. F A A.14. F A.15. F A A.17. F A.18. F A.19. F xv

16 Előszó Az ember életére az időjárás akár közvetlenül vagy közvetve mindig hatással volt, van és lesz is. Legközvetlenebbül a közérzetét, komfortklímáját determinálja, közvetve több nemzetgazdasági ágazatra hat, s ezzel életünk minőségét befolyásolja. A környezet, s benne a levegőkörnyezet tulajdonságainak, folyamatainak jobb megismerésével az időjárás által okozott kártételek arányát a közelmúltban némiképp mérsékeltük, s bár a kártétel nagyságrendje annál magasabb, minél fejlettebb technikát alkalmazunk, azokat teljesen kiküszöbölni nem tudtuk, s a közeljövőben sem fogjuk tudni. Az élőlények életének erős külső környezeti befolyásoltsága a mezőgazdasági termesztés szinte valamennyi területén, valamint a természetvédelemben különösen erőteljes. Tankönyvünkben némi betekintést adunk szinte minden mezőgazdasági ágazat és az időjárás közötti kapcsolatba. A hangsúlyt a korábbi agrometeorológiai vonatkozásoknak megfelelően a növényekre fektettük, természetesen a kertészetet is beleértve, de emellett egy fejezetnyi terjedelemben helyet kapott az állattenyésztés-időjárás kapcsolat is. Az agrárterületről kikerülő hallgatók nagy része Magyarországon végzi munkáját, ezért különösen fontosnak tartottuk az éghajlattan alapismereteinek bemutatását, s benne hazánk éghajlatának felvázolását. Az éghajlattani alapismeretekhez szorosan kapcsolódik azok közvetlen gyakorlati alkalmazása a tájépítészetben és a kertészeti növények mikroklímájának bemutatásában. A globális környezeti problémák napjaink tudományos és ismeretterjesztő irodalmában egyaránt nagy teret kapnak, mely nem véletlenszerű. A globális klímaváltozást és annak hazai vonatkozásait, az ózonpajzs vékonyodását a szokásosnál részletesebben tárgyaljuk, mely során megpróbáljuk összegezni az újabb kutatási eredményeket is. A regionális szennyezést a savas esők példájával szemléltetjük, mely fejezetben helyet szorítottunk néhány lokális levegőszennyezési vonatkozásnak is. A káros időjárási jelenségek, az ellenük lehetséges védekezési módszerek megismerése alapvető fontosságú, ezért külön fejezetet szenteltünk neki, hasonlóan az agrometeorológiai információk kezeléséhez, az azokban rejlő lehetőségek felhasználásához. A könyv terjedelmének korlátozott volta nem tette lehetővé egy-egy anyagrész teljes körű, monográfia-szerű ismertetését. Fő törekvésünk az alapszakos hallgatók ismeretanyagának bemutatása volt, de helyenként túlléptük azt, s a könyvet haszonnal forgathatják a mesterszakos hallgatók is. Nem titkolt célunk az ismeret átadás mellett az érdeklődés felkeltése volt, melyet követően az érintett hallgatók szaktanáraik bevonásával tovább mélyíthetik, kiegészíthetik ismereteiket. A főképpen a szabad ég alatt tevékenykedő mezőgazdászok négy ellenségével tavasz, nyár, ősz és tél való harcba szállást kívántuk a jelen tankönyv új ismereteinek bemutatásával megkönnyíteni. Az eredményes harc megvívásához kívánnak jó munkát a könyv szerkesztői és szerzői! Keszthely szeptember Anda Angéla szerkesztő xvi

17 1. fejezet - Meteorológiai alapismeretek Az agrometeorológia helye, szerepe az agrárképzésben Arisztotelész A meteorológia szó görög eredetű és Arisztotelésztől (i. e ), a nagy görög filozófustól származik. Eredeti jelentése Arisztotelész értelmezésében: az ég és Föld között lejátszódó jelenségekkel foglalkozó tudomány. Az ókori felfogás szerint ebbe a körbe tartoztak bizonyos csillagászati észlelések is, például a meteoritok és üstökösök vizsgálatai. Napjainkban a meteorológia tudománya alapvetően a földi légkör fizikai folyamataival foglalkozik, ám az űrkutatás fejlődésével vizsgálati köre fokozatosan kibővül a Naprendszer más bolygóinak (Vénusz, Mars, Jupiter) légkörére irányuló kutatásokkal is. A meteorológia helyes magyar nyelvű, bár a közhasználatban kellően meg nem gyökerezett elnevezése légkörtan. Légkörünk bármely pontján meghatározott fizikai tulajdonságokkal (pl. hőmérséklet, vízgőznyomás, átlátszóság stb.) rendelkezik, s ezek a tulajdonságok szünet nélkül változnak. Miután légkörünkben izolált terek alig vannak a levegővel kitöltött barlangok, s a mesterséges zárt terek sincsenek tökéletesen elszigetelve a környező szabad légtértől, a légkör fizikai tulajdonságai a környezettel és egymással is állandó kölcsönhatásban állnak (pl. a felhőzet csökkenti a felszínre jutó napsugárzás mennyiségét, az esőcseppek párolgása hűti a levegőt stb.). A légkör jellemzése annak komplexitása miatt egyetlen fizikai tulajdonsággal nem lehetséges. A légkör számos számszerűsíthető és nem mérhető (délibáb, szivárvány) fizikai, kémiai tulajdonsággal rendelkezik, melyek együttesen alkalmasak egy-egy földrajzi terület időjárásának jellemzésére. A légkör mérhető tulajdonságait meteorológiai vagy éghajlati elemeknek nevezzük. Két csoportjuk ismeretes: Folytonos meteorológiai elemek: a légkör bármely pontjában jelenlévő, állandóan mérhető fizikai, kémiai tulajdonságok, pl.: légnyomás, hőmérséklet, sűrűség. Nem folytonos meteorológiai elemek: az ebbe a csoportba tartozó tulajdonságok átmenetileg hiányozhatnak a légkör néhány pontjáról, pl.: légnedvesség, csapadék, sugárzás. 1

18 Meteorológiai alapismeretek A meteorológia tagozásához három fogalom megismerése szükséges: az időé, az időjárásé és az éghajlaté. Találó, a hétköznapi emberhez közeli megfogalmazást olvashatunk Lorenztől (1982), mely szerint az éghajlat az, amire számítunk, az időjárás pedig az, ami bekövetkezik. Allen et al. (2003) szerint az éghajlat az, amire az ember befolyást gyakorol, az időjárás az, amelyen keresztül elszenvedi ennek következményeit. Mika (2005) megfogalmazása nagyon szemléletes, amelyben az éghajlatot az óceánhoz hasonlítva az időjárást a tenger hullámainak tekinti. A hullám-óceán analógiapár érzékeltetni tudja azt a viszonyulást is, amelyben az időjárás részméretben sokkal közelebb áll az éghajlathoz, mint egészhez. Az idő a légkör fizikai tulajdonságainak és folyamatainak egy adott helyen, adott időpillanatban a környezettel és egymással is kölcsönhatásban álló rendszere. Arra a kérdésre, hogy milyen az idő válaszolhatjuk, pl. hogy szeles, napos stb., de csak az adott időpillanatra érvényes a megállapítás. Az időjárás a légkör fizikai tulajdonságainak és folyamatainak egy adott földrajzi helyen néhány óra, nap vagy év során a környezettel és egymással is kölcsönhatásban álló rendszere. Az éghajlat is a légkör fizikai tulajdonságainak és folyamatainak rendszere, csupán egy adott térségben hosszabb időszak (legalább három évtized) során vizsgáljuk a környezet és az elemek kölcsönhatásainak összességét. A három definícióban azonos a légkörre, annak tulajdonságaira vonatkozó megállapítás. A különbség csak a vonatkoztatási idő, amely a végtelen kicsiny időtartamtól, néhány másodperctől több évtizedig terjed. Az is azonos, hogy a meghatározásokban mindig adott helyre (a légkör egy körülhatárolható, földrajzilag elhelyezhető véges eleme) vonatkoztatjuk megállapításunkat. Az adott földrajzi hely légköre tágabb környezetével is szünet nélküli kölcsönhatásban áll. A környezet egyaránt lehet az adott hely közelebbi és távolabbi környezete, illetve mindkettő. A legdöntőbb kétségkívül a földfelszín a rajta lévő biomasszával (elsősorban növénytakaróval), ahol a légkör fizikai állapotát legnagyobb mértékben befolyásoló energiaátalakulások lezajlanak. Egy-egy terület éghajlatának tanulmányozásához a múltban hosszabb időn át folytatott megfigyelések elemzése szolgál. A különböző éghajlati karakterisztikák megállapításakor hallgatólagosan feltételezzük, hogy azok a jövőben is hasonlóan alakulnak majd, vagyis az időjárások változásának keretét megszabó rendszer és a hozzá rendelhető egyensúlyi állapot azonos marad, miután csak így lehetséges, hogy a múltból szerzett tapasztalatainkat jövőbeli tevékenységeinknél felhasználhassuk. Ez a feltételezés tetszőlegesen hosszú időtartamra nyilván nem tartható fenn, hisz bizonyítékaink vannak arra, hogy a geológiai korok során Földünk éghajlatában, sőt a légkör anyagi összetételében is jelentős változások zajlottak le s nem kizárt, hogy ilyenek a távoli jövőben is bekövetkeznek. Az éghajlatnak csupán viszonylagos állandóságáról beszélhetünk, amely jelen ismereteink szerint néhány évezred határain belül áll fenn (Péczely 1979). Az idő-, időjárás és az éghajlat fogalmának ismerete lehetővé teszi a meteorológia egyfajta tagozásának bevezetését. Az idő és az időjárás jelenségeivel az általános meteorológia, az éghajlat vonatkozásaival a klimatológia vagy éghajlattan foglalkozik. A kettő részterület egészen más közelítési módokat tételez fel. Egy harmadik, erősen gyakorlatorientált szakterület a meteorológiai ismeretek nemzetgazdasági áganként való hasznosítására született alkalmazott meteorológia elnevezéssel. Tábora népes (hidrometeorológia, aerológia, biometeorológia, zoometeorológia stb.), ennek a csoportnak egyik tagja a jelen tanulmány tárgyának első fele, az agrometeorológia is. Az agrometeorológia főképpen a mezőgazdaság időjárásra érzékeny folyamataival, azok időjárás vonatkozásaival foglalkozik. Az ökonómia kivételével szinte minden mezőgazdasági tevékenység érzékeny az időjárásra. A meteorológiának a mezőgazdaság területére vonatkozó kompetenciáját Varga-Haszonits et al. (2004) összegezte, mely gondolatokat megismételve igazoljuk az agrometeorológia oktatásának létjogosultságát az agrárképzések területén. Az időjárás természeti adottság, jelenleg még nekünk kell hozzá alkalmazkodnunk. Meghatározza a termelés lehetőségét (mit, mikor, hol termeljünk?). Az időjárás hatótényező, a termés alakulását, nagyságát döntően befolyásolja. Szélsőségei miatt kockázati tényező is (pl. jégverés), akár egyetlen időjárási esemény is nullára csökkentheti a termesztés eredményességét. Részletesen a hazai vonatkozások hangsúlyozásával a három kategória az alábbi: 1. Az éghajlat, mint természeti adottság: Hazánk egyik legfontosabb természeti erőforrása az éghajlat. Az éghajlat szerepe a mezőgazdasági termelésben azért különösen jelentős, mert a növénytermesztés a szabad ég alatt folyik, vagyis mindig meghatározott környezeti, köztük meteorológiai viszonyok között végezhető. Ezekhez a viszonyokhoz, területi sajátosságaikhoz a mezőgazdasági termelésnek alkalmazkodni kell. Így az éghajlat a szabad ég alatt folyó növénytermesztésnek feltételrendszere, amely megszabja, hogy egy adott helyen milyen növények termeszthetők, s azt is, hogy az év melyik időszakában. Mivel a növények 2

19 Meteorológiai alapismeretek termesztése a szabadban történik, azt mondhatjuk, hogy egy adott termőhely éghajlata a növénytermesztés elsődleges feltételrendszerét képezi. Az éghajlat az egyik legkevésbé befolyásolható környezeti rendszer, elsődleges feladatunk alkalmazkodni hozzá. Ehhez pedig mindenekelőtt meg kell ismernünk, hogy az adott termőhelyen milyen éghajlati viszonyok uralkodnak. Meg kell ismernünk azt a hatásmechanizmust, amelyen keresztül az éghajlat a növények életét befolyásolni képes. 2. Az éghajlat, mint hatótényező-rendszer: A terméshez energia és nyersanyag szükséges. A növénytermelés az energiát és a nyersanyagot is a környezetétől kapja. A szerves anyag termeléséhez szükséges energiát a napsugárzás biztosítja, a szerves anyagok képzéséhez szükséges szervetlen anyagok: a szén-dioxid és a víz, a légkörből kerülnek a növényekhez, de a légzéshez nélkülözhetetlen oxigén is, s csekély mértékben a növények tápanyagellátása szempontjából fontos nitrogén is. Emiatt a légkört a növénytermesztés erőforrásának tekintjük. A légkör egy olyan közeg, amely állandó változásban van. Ugyanazok a hatótényezői évente más-más intenzitással és/vagy tartammal jelennek meg. Ezek a légkörben lejátszódó változások azután befolyással vannak a növényekben lejátszódó folyamatokra. Hol gyorsítják, hol lassítják a növények életét meghatározó biokémiai folyamatokat. Ennek megfelelően alakul a növények növekedése és fejlődése, s végső soron a produktivitásuk. Ez okozza az évről-évre történő termésingadozásokat. 3. Az éghajlat, mint kockázati tényező: A mezőgazdasági termelés sajátossága, hogy a megfelelő időben, kellően előkészített magágyba vetett és gondosan nevelt növények sem biztos, hogy termést hoznak vagy esetleg hoznak termést, de csak lecsökkentett mennyiségben. Egyes légköri tényezők ugyanis meghatározott intenzitási szintet elérve (fagy, szárazság, vihar stb.) a termést jelentős mértékben károsíthatják, vagy teljesen el is pusztíthatják. Ezért bizonyos légköri jelenségek a mezőgazdasági termelés káros tényezői közé sorolhatók, amelyek egyúttal a termelés kockázati tényezőit is jelentik. A WMO (Világ Meteorológiai Szolgálat) 1974-es kiadványa szerint az agrometeorológia szokásos időjáráshatás elemzésen túl kiterjedhet a mesterséges környezetmódosításra, pl. öntözés, fagyvédelem, talajművelés, az ember által alakított belső terek sajátos meteorológiai elemzésére, pl. istállók, üvegházak, gazdasági épületek, valamint a terményszállítás meteorológiai feltételeinek meghatározására is. Az agrometeorológia vizsgálatai rendkívül széleskörűek lehetnek. Cél lehet, pl. egyetlen levél fotoszintézis intenzitásának sugárzásfüggése vagy akár egy tájegység-országrész hőmérsékletének adott növényfaj termeszthetőségére vonatkozó megfigyelései. Ennek megfelelően az elemzéseket több szinten végezhetjük, melyet megfelelő elnevezéssel láthatunk el (Varga-Haszonits 1977): 1. Mezőgazdasági mikrometeorológia esetleg mikroklimatológia: a növényállományon belül lejátszódó kölcsönhatásokat vizsgálja. A növény időjárásfüggés elemzése a gyökércsúcstól a hajtáscsúcsig, illetve a felette elhelyezkedő határrétegben speciális műszerekkel valósítható meg. Az életfolyamatok egészen részletes tanulmányozása is ide tartozik, pl. egyetlen levélszegmensre vonatkozó életfolyamat-detektálás. Napjainkban ehhez már megszületett a megfelelő technikai színvonalat biztosító műszerezettség. Mikroklíma alatt értjük a kis térségek különleges, a nagyobb térségekre érvényes klímától lényegesen eltérő viszonyait. A mikroklíma legfontosabb jellemzője, hogy a meteorológiai elemek függőleges változékonysága (gradiensek) a mikroklímában vagy annak határán nagyságrendekkel nagyobbak, mint az azt magában foglaló makroklímában. A meteorológiai elemek mozaikszerű elrendeződését eredményezi. 2. Az agroklimatológia által érintett terület nagysága felülmúlja az előbbi területét, s további két alkategóriát alkot. Mezoklimatológia: mely tábla szintű vizsgálatokat jelent. Pl.: fagyzugos területek feltárása, térképezése. Mezoklímáról beszélünk, ha egy földrajzi értelemben jól körülhatárolható területnek a makroklímától eltérő, sajátos éghajlata van, s hosszú idősorokkal jellemezhető. Makroklimatológia: táblaszintet meghaladó, legnagyobb térbeli léptékű vizsgálatokat takarja. Pl.: Magyarország termesztési körzetei. Nagy térségekre, akár több száz km 2 -re is érvényes, hosszú ideig fennálló, a talajfelszín felett 2 m magasságban mért meteorológiai adatokból képzett éghajlatot szokás makroklímának nevezni. A jelen tankönyvben az agrometeorológia alapismereteinek elsajátításához szeretnénk hozzájárulni, melyet a meteorológiai alapfogalmak bemutatásával szükséges indítani. Tekintettel az agrárképzés területén meghonosodott és a képzési követelményekbe is beépült éghajlattani vonatkozású ismeretekre, nem 3

20 Meteorológiai alapismeretek nélkülözhetjük a Föld éghajlatának és Magyarország éghajlatának bemutatását sem. A könyv terjedelme teljes körű ismeretanyag átadást nem tesz lehetővé, de a további elmélyülés megalapozására feltétlenül alkalmas. Az agrárszakterület alapszakos hallgatói számára elsajátítható stílusban írtuk a tankönyvet, de néhány fejezetében az MSc szinten lévő hallgatók is eredménnyel forgathatják azt. 1. A légkör (atmoszféra), mint élettelen környezeti elem A növény, mint minden élő szervezet elválaszthatatlanul kötődik környezetéhez (1.1. ábra) ábra - A növény és közvetlen környezete Az energia forrása a napsugárzás, mely a légkörön áthaladva, annak tulajdonságai által befolyásolva éri el a közvetlen felhasználót, a növényeket. Egész földi életünk alapja a Nap sugárzási energiájának biokémiai energiává alakítása a fotoszintézisben, mely energia a magasabb rendű élőlények táplálkozásának alapját adja. A fotoszintézishez energia mellett a további két alapanyag is a légkörből érkezik; az egyik közvetlenül, s ez a CO 2; a másik legtöbbször a talaj, mint tározó közbeékelésével, de végül is a légkörből csapadékként indulva jut el a növényekhez, s ez a víz (1.1. ábra). A víz nem önmagában, hanem a tápanyagok hordozójaként van jelen a rendszerben ábra - A növény és közvetlen környezete 4

21 Meteorológiai alapismeretek A levegő-környezet hatása a növényekre azért különösen jelentős, mert a növények helyhez kötött életmódot folytatnak, s a számukra kedvezőtlen feltételek elől elmenekülni nem tudnak. A növényeknek törzsfejlődés során alkalmazkodniuk kellett környezetükhöz. Nekünk az a feladatunk, hogy meghatározzuk azokat a határértékeket, melyek a növény életét még kedvezőtlenül nem befolyásolják. Ezen körülmények ismeretében a növény környezetét lehetőségeink szerint megpróbálhatjuk úgy módosítani, hogy az számára a lehető legkedvezőbb legyen, pl. tápanyagellátás, öntözés, termőhelyválasztás stb. A kérdéskör a gazdálkodás eredményességét meghatározó döntések meghozatalához nyújt némi támpontot. A légkör a Földet körülölelő különböző gázokból álló gázburok, melyben van szilárd és cseppfolyós halmazállapotú egyéb anyag is. Szerepe a korábban felsoroltakon túlnyúlik, pl. sugárzási energiát szűri-átereszti, sajátos összetétele melegíti a felszínt stb A légkör fontosabb fizikai tulajdonságai A légkör összetétele Gázkomponensek A légkör összetétele a földtörténeti korokban nem volt mindig állandó, s valószínűleg ez a változékonyság a jövőben is megmarad. A légkör anyagainak a legegyszerűbb, a környezetvédelemben kiterjedten használt csoportosítási módja az alkotók mennyisége alapján történik, mely szerint fő összetevő a mintegy 78 tf%-ot kitevő nitrogén és a közel 21 tf%-nyi oxigén. A többi gáz alkotja a rendkívül népes légköri nyomgázokat. Ha a nyomgázok mellé vesszük a csekély mennyiségben jelen lévő szilárd és cseppfolyós halmazállapotú anyagokat is, akkor légköri nyomanyagokról beszélünk. A meteorológiában a légköri gázokat azok forrásától a nyelőig történő eljutás idejével, az ún. tartózkodási idővel jellemezhetjük (τ). (A forrás intenzitása (F) megmutatja, hogy egységnyi idő alatt mekkora tömegű gázt bocsát ki a forrás. A nyelő intenzitása (Ny) megadja, hogy egységnyi idő alatt mekkora tömegű gázt fogad be a nyelő.) A földtörténetben rövidebb időt, néhány száz évet figyelembe véve a forrás intenzitása egyenlő a nyelő intenzitásával, ezen intervallumban adott légköri gáz mennyisége (M) állandó, akkor: 1.1. egyenlet

22 Meteorológiai alapismeretek A gázokat a légköri tartózkodási idejük alapján három kategóriába sorolhatjuk: A legtovább a fő összetevők maradnak a légkörben, melyek tartózkodási ideje 1000 években mérhető. Ezeket a gázokat állandó gázoknak is szokták nevezni, mely állandóság relatív, mivel a földtörténeti korokban mennyiségük jelentősen változott, kivéve néhány nemesgázt. A változó és az erősen változó gázok tartózkodási ideje ennél nagyságrendekkel rövidebb. Az erősen változó összetevőknél akár napokra is csökkenhet (1.1. táblázat) táblázat - A légkört alkotó gázok csoportosítása a tartózkodási idejük szerint Térfogat % ppm tartózkodási idő Állandó gázok Nitrogén 78, év Oxigén 20, év Argon 0,934 Neon 18,18 Hélium 5, év Kripton 1,14 Változó gázok Szén-dioxid év Metán 2,2 4 év Hidrogén 0,5 6,5 év Ózon 0 0,05 2 év Erősen változó gázok Szén-monoxid 0,02 4 hónap Vízgőz nap Ammónia 0 0,02 7 nap Kén-dioxid 0,02 4 nap A légköri aeroszolok A légkör összetételében a gázok dominálnak, de mindig található benne szilárd és folyékony halmazállapotú alkotóelem is. Ezeket a nem gáz komponenseket nevezzük együttesen légköri aeroszoloknak. Méretük meglehetősen változékony: tized μm és néhányszor tíz μm-os nagyságrendűek, melyből adódik, hogy 99%-uk szabad szemmel nem látható. Összetételüket tekintve a leggyakoribb aeroszolok: 6

23 Meteorológiai alapismeretek Sókristályok, Kvarckristályok, Savak, gőzök oldatai, Biológiai eredetű pollenek, mikroszervezetek, A felszínt alkotó szinte valamennyi vegyület (Fe, Mg, Mn stb.). A levegőből szárazan és a csapadékkal együtt is kihullhatnak. A víz tartózkodási idejéből adódik, hogy maximálisan 9 10 napig maradhatnak csak a légkörben. Az aeroszolok légköri koncentrációja (cm 3 ) területenként változatosan alakulhat: Nagyvároso k , Városok , Vidék 7 000, Tengerpart 9 800, Szigetek 9 000, Óceánok felett 900. Az aeroszolok jelenléte mennyiségétől és minőségétől függően tekinthető hasznosnak és károsnak egyaránt. A Föld csapadékviszonyainak kialakításában fontos szerepük van, mivel az aeroszolokra csapódik ki a légkörben lévő vízgőz. Káros akkor lehet, ha koncentrációja meghalad egy bizonyos határértéket, illetve egyéb veszélyes anyagok adszorbeálódnak (nehézfémek, radioaktív anyagok) felületén. A savas esők előfordulásának valószínűsége megnőhet azokon a területeken, ahol sok az aeroszol. A ködképződés gyakoriságát is megnöveli. A légkör alakja A légkör alakja nem követi pontosan a Föld közelítőleg gömb alakját, hanem a napsütés hatására elnyújtott alakot vesz fel. A napsütötte oldal belapul, a másik oldal csóvaszerűen megnyúlik. A légkör tömege A légkör tömegének (m) kiszámítása az átlagos légnyomás ismeretében az alábbi egyszerű egyenlettel történik: 1.2. egyenlet ahol: p: átlagos légnyomás a talaj felszínén (1 kg/cm 2 ) F: a Föld felszíne (5, m 2 ) G: a gravitáció (nehézségi erő) Összehasonlításképpen a Föld tömege t, mely jóval meghaladja a légkör tömegét. A légkör függőleges tagozódása 7

24 Meteorológiai alapismeretek A légkör kémiai és fizikai sajátosságai a magassággal változnak. Az alsó, kb km-es vastagságú rétegben a levegő kémiai összetétele és átlagos molekulatömege állandó. Ezt a réteget ezért homoszférának nevezzük. Tovább távolodva a Föld felszínétől, az arány fokozatosan eltolódik a kisebb sűrűségű összetevők javára, a levegő molekulatömege ezért a magasság növekedésével erősen csökken. Így km-es magasságban az atomos oxigén, 1500 km táján már a hélium adja a levegő többségét, majd 1500 km fölött a hidrogén válik uralkodóvá. A légkörnek ezt a km fölötti részét, ahol az összetétel a magasság függvénye, heteroszférának nevezzük. Termikus tulajdonságai alapján a légkört 5 rétegre osztjuk (1.2. ábra). A legalsó földközeli réteg a troposzféra, mely átlagos magassága 11 km. A légkör tömegének 80%-át ez a réteg tartalmazza. A magasság növekedésével csökken a levegő hőmérséklete a függőleges hőmérsékleti gradiensnek megfelelően 0,65 C-kal 100 m-ként. A korábban megismertetett légköri összetétel jellemzi. A legfontosabb időjárási jelenségeink színtere, ezért a továbbiakban majdnem kizárólagosan az itt lejátszódó jelenségekkel foglalkozunk (kivéve az ózoncsökkenés problémáját). A troposzféra hőmérséklete és kiterjedése a földrajzi szélesség függvénye, ezért a troposzféra a sarkoknál alacsonyabb (5 7 km), mint az Egyenlítőnél (15 18 km). A réteget mint minden további réteget egy pauza (egy vékonyabb átmeneti réteg), a tropopauza zárja, melynek hőmérséklete 56,5 C ábra - A légkör hőmérsékleti rétegződése Planetáris határrétegnek nevezzük a troposzféra alsó 1 1,5 km vastag részét. A troposzféra talajfelszínnel érintkező 1 1,5 m-es rétegében a talaj tulajdonságai érvényesülnek, ezért ez a talajmenti légréteg. A meteorológiai állomásokat a talaj befolyásoló hatásától mentesítve a felszíntől 1,80 2,20 m magasra helyezik, hogy a légkör tulajdonságait nagyobb térségre kiterjeszthetően jellemezhessük. A második réteg a km között elhelyezkedő sztratoszféra. Mintegy 22 km magasságig a hőmérséklete csökken, majd km magasságban a hőmérséklet állandó (ennek oka a magas ózonkoncentráció), s 35 km fölött a hőmérséklet növekszik. Az O 3 legnagyobb koncentrációban km magasságban található /ozonoszféra/, s szerepe az élet szárazföldi térhódítása szempontjából kimagasló, mivel kiszűri a 290 nm-nél rövidebb hullámhosszúságú sugarakat. A sztratoszféra felső határa a sztratopauza. A mezoszféra km között helyezkedik el. A légkör hőmérséklete csökken a magasság növekedésével, s tetején a mezopauzában -93 C, mely a légkör leghidegebb része. A mezoszféra sok tekintetben hasonlít a tropopauza tulajdonságaira, vannak vertikális mozgások és felhőképződés. A meteorok ide jutnak le, ahol elégnek. 8

25 Meteorológiai alapismeretek A termoszféra kb km között található. Benne a hőmérséklet növekszik, 1000 C-ot is meghaladja. A termoszférára (amelyre már nem jellemző az alsó rétegek keverési aránya), a levegőmolekulák, elsősorban a molekuláris oxigén disszociációja illetve ionizációja jellemző. Ezt a részt ionoszférának nevezzük, ahol az ionizált részecskék sávokba rendeződnek. Az ionizáció miatt ez a réteg vezeti az elektromosságot, s ezért a rádióhullámok zömét visszaveri. Ebben a rétegben figyelhető meg a sarki fény jelensége. A légkört kívülről lezáró exoszféra 1000 km fölött van. Benne tovább melegszik a légkör. A légkör kiterjedése A légkör anyagai fokozatosan mennek át a légüres tér anyagaiba, nincs ismert, konkrét számmal meghatározható határvonala. Elméleti határa ott lenne, ahol a nehézségi erő és a centrifugális erő egyensúlyt tart egymással. Ez a magasság, a számítások szerint mintegy km, a Föld sugarának kb. hatszorosa. A műholdak mérései azonban azt mutatják, hogy ebben a magasságban még olyan réteg található, amelyet feltétlenül az űrtől eltérőnek, a Föld légköréhez tartozónak kellene tekinteni. Ez a magasság mégis választóvonalnak tekinthető, mivel a felette elhelyezkedő rétegek már nem forognak együtt a Földdel A levegő fizikai állapotjelzői A gázokat a termodinamikában három állapotjelzővel tudjuk jellemezni: a hőmérséklettel, nyomással és a sűrűséggel (térfogattal). 1. A hőmérséklet önmagában nem energiamennyiség, de a belső energiával arányos intenzív állapotjelző. Az abszolút hőmérsékleti skála 0 pontja az elméleti minimum, mely megfelel 273,16 C-nak, s egysége a Kelvin [K]. Hazánkban a Celsius skála terjedt el [ C], melyben a víz fagyáspontja normál légköri nyomáson 0 C, s a forrásban lévő víz feletti vízgőz hőmérséklete normál légköri nyomáson 100 C. A két skála közötti átváltás T [K]= 273,16 + t [ C]. A hőmérsékleti skálákat a 1.2. táblázat tartalmazza táblázat - A különböző hőmérsékleti skálák Hőmérsékleti skála Beosztás A jég olvadáspontjának hőmérséklete átlagos légköri nyomáson A forrásban lévő víz feletti vízgőz hőmérséklete átlagos légköri nyomáson Celsius C 100 C Kelvin ,16 K 373,16 K Fahrenheit F 212 F Reaumur 80 0 R 80 R A talajközeli légtérben a száraz légtömeg függőleges mozgása során, ha mozgás közben környezetének nem ad le, és onnan nem vesz fel energiát 1, 100 méterenként 1 C-kal csökken a hőmérséklete. Lefelé haladva a légkör ugyanennyivel melegszik. Ez a mutató a légkör száraz adiabatikus hőmérsékleti gradiense. Ha a telítettséghez közeli állapotú levegő emelkedése során eléri a telítettséget, megindul benne a nedvesség kicsapódása, s a párolgási, illetve fagyási hő felszabadul, mely a gradiens értékét felére csökkenti ( 0,5 C/100 m). Ez a mutató a nedves adiabatikus hőmérsékleti gradiens. A légnedvesség-tartalommal súlyozott egész Földre vonatkozó átlagérték a függőleges hőmérsékleti gradiens: 0,65 C 100 méterenként. Mindhárom érték a talajközeli légrétegre igaz. 2. Az adott felületre merőlegesen ható erő (F) és a felület (A) hányadosa a nyomás(p): 1 Adiabatikus folyamat. A légköri gázok mozgásakor sokszor úgy zajlanak le a folyamatok, hogy a környezettel nem jön létre energiacsere. Az ilyen folyamatokat hőcserementes vagy adiabatikus folyamatoknak nevezzük. 9

26 Meteorológiai alapismeretek 1.3. egyenlet A légnyomás az egységnyi talajfelületre nehezedő levegőoszlop súlya. Az 1 Pa nagyon kicsi nyomást jelent, ezért a meteorológiai gyakorlatban ennek származtatott mennyiségét, a hpa-t (hektopascal) alkalmazzuk. 1 hpa = 100 N/m 2 = 1 mb. Az egyenlő nyomású helyeket összekötő görbéket izobarnak nevezzük. Kellően nagy területet áttekintve az izobarok koncentrikus köröket alkothatnak, mely nevezetes nyomásképződményeket jelöl ki. A középpontjában alacsony nyomásképződmény a ciklon, s ahol a legnagyobb nyomást a középpontban találjuk, anticiklon a neve (1.3. ábra) ábra - Nyomásképződmények a légkörben a légmozgás irányával az északi féltekén. L az alacsony nyomást (ciklon), H a magas nyomást (anticiklon) jelöli A ciklon sajátos időjárást hozó légköri képződmény. Felléptekor felhős, csapadékos idő várható a felfelé irányuló domináns légáramlás miatt. Hazánkban az ősz csapadékos időjárása a Mediterrán térségből érkező, átvonuló ciklonoknak köszönhető. Az anticiklon lefelé irányuló, szárító légmozgása következtében derült, napsütéses idő alakul ki. A téli időszak nagy lehűlései is ennek a légköri képződménynek köszönhetőek, nemcsak a nyáron fellépő stabil, száraz és felhőmentes idő. Lásd még éghajlattani alapokat is! A légnyomás függőleges változása: a légköri sztatika alapegyenlete -. ábra

27 Meteorológiai alapismeretek A légnyomással kapcsolatban fontos kérdés, hogy értéke a nyugalomban lévő tiszta és száraz légköri levegőben miként változik a magassággal. Nyilvánvaló ugyanis, hogy légkörünkben emelkedve mind kisebb légnyomást fogunk tapasztalni, mivel egyre kisebb lesz a fölöttünk elhelyezkedő levegőréteg vastagsága és így a súlya is. A levegő sűrűség szerinti rétegződése a nehézségi erőtér hatására jön létre. A légnyomás magasság szerinti változásának törvényét tanulmányozva képzeljünk el egy egységnyi keresztmetszetű (dx dy = 1) légoszlopot. A légoszlopban (z 1 és z 2 rétegben) egy végtelenül kicsiny dz magasságú darabot. Az ebben foglalt levegő súlyával fog csökkeni a légnyomás, ha dz magassággal emelkedünk. Nyilvánvaló, hogy a dz magasságnövekedéshez tartozó dp nyomáscsökkenés értéke egyenlő lesz a dz térfogategységben foglalt levegő tömegének a gravitációval (g) való szorzatával egyenlet A légkör bármely pontjának nyomása (p z2) kiszámítható a barometrikus magassági formulával (légnyomásmagasság függvény), ha a p (z1)a tengerszinti referenciaérték egyenlet ahol R: egyetemes gázállandó T: hőmérséklet 11

28 Meteorológiai alapismeretek A légkör bármely pontjának nyomása tehát függ: A referenciaszinten mért értéktől (P z1), A légréteg átlaghőmérsékletétől (T), A légréteg vastagságától (z 2 z 1). Az egyenlet alapján megállapítható, hogy a légnyomás exponenciálisan csökken a felszín feletti magasság növekedésével. 3. A sűrűség (ρ) az egységnyi térfogatban (V) foglalt tömeg (m), mely helyett annak reciproka, a fajlagos térfogat terjedt el a meteorológia gyakorlatában: 1.6. egyenlet A talajközeli légtérben a levegő állapotjelzőinek átlagait a 1.3. táblázat foglalja össze táblázat - A levegő állapotjelzőinek átlaga a talajfelszínen Légnyomás a tengerszinten Átlaghőmérséklet A légkör átlagsűrűsége 1013 hpa 15 C 1,225 kg/m 3 Exponenciálisan csökken a magasság növekedésével Függőleges hőmérsékleti gradiens (0,65 C/100 m) A magasság növekedésével csökken A három állapotjelző közti kapcsolatot a gáztörvények fejezik ki. A gáztörvények ideális gázokra érvényesek. A levegő tulajdonságai közelítik az ideális gázokét (hőmérséklete messze esik a cseppfolyóssá alakulásához szükséges kritikus hőmérséklettől, a 141 C-tól, mivel légköri minimuma kb. 90 C körül van). Mivel a légkörben lejátszódó változások mindhárom állapotjelzőt együttesen érintik, az egyesített gáztörvény alkalmas a légkörben lejátszódó történések megjelenítésére. (A többi törvény bemutatásától eltekintünk.) Általános alakja: 1.7. egyenlet A sűrűséggel (egységnyi tömegű gáz térfogatának reciproka) kifejezve: 1.8. egyenlet A korábban definiált a fajlagos térfogatot (V ) bevezetve: 1.9. egyenlet Az egyenlet Szuróczky és Tőkei (1997) szerint megmutatja, hogy a gáz nyomásából és fajlagos térfogatából alkotott szorzat változása arányos a hőmérséklettel. 12

29 Meteorológiai alapismeretek 2. A légköri folyamatok méretei, elnevezések A légkör jelenségeinek tér- és időbeli változékonysága rendkívüli. A térbeli leírást a méreteikkel, az időbelit a jelenség tartamával adhatjuk meg. A kettő gyakran csak együtt értelmezhető. A térbeli elkülönítés lehet horizontálisan és vertikálisan, s azért nem könnyű, mert ugyanannak a kontinuumnak (légkör), gyakran összetételét tekintve azonos eleméről van szó. Az egyes elemek nem függetlenek egymástól, gyakran egymásba is alakulnak. A horizontális skála legalján a szemmel csak ritkán látható mikroörvények vannak, cm-es nagysággal. A legnagyobb a yet-stream (futóáramlás), mely akár többször 10 ezer km-es hosszúságot is elérhet. Közöttük még további két kategóriát különböztetünk meg: mikro- Jelenség elnevezése lokális- mezo- makro jelenség Méretek [m; km] 10 2 m 100 m 100 m 50 km 50 km 200 km >200 km A jellemző időléptékeket az 1.4. ábra, a függőleges rétegeket a 1.5. ábra tartalmazza ábra - A meteorológiai jelenségek időléptéke Oke (1987) szerint 13

30 Meteorológiai alapismeretek 1.5. ábra - A légkör függőleges szerkezete Oke (1987) alapján A légkör keletkezése Péczely (1998) nyomán A Föld anyagát adó ősbolygó (protoplanéta) kezdetben háromfázisú diszperz rendszer volt, melyben a nagyobb sűrűségű és nagyságú aeroszol részecskék középen helyezkedtek el mintegy 4,6 milliárd évvel ezelőtt. Az aeroszol az ősbolygó középpontjától távolodva fokozatosan ritkult, majd tisztán gáz halmazállapotú anyagba ment át. Az így kialakult légkör az elsődleges vagy őslégkör, mely főképpen hidrogénből, héliumból, metánból, ammóniából, vízgőzből és kén-hidrogénből állhatott. Az ősgázokat a bolygó megtartani nem tudta, s elillantak az őslégkörből. Ezt követte a másodlagos légkör kialakulása. A Föld másodlagos légköre a vulkáni működésből keletkező gázokból és vízgőzből állt (szén-dioxid, vízgőz, kén, nitrogén és hidrogén). A gázréteg sajátos összetételének köszönhetően elnyelte a Föld által kibocsátott hosszúhullámú sugárzást, mellyel a hőmérséklet megemelkedett. A földfelszín hőmérséklete 3,5 milliárd évvel ezelőtt kb. 0 C lehetett. Megindult a víz körforgása, kialakultak az ősóceánok. A Napból érkező veszélyes rövidhullámú sugárzás akadálytalanul juthatott a felszínre, mivel a védőpajzsként szolgáló ozonoszférához szükséges oxigénmennyiség még nem volt jelen. Az élet csak a mélyebb óceáni rétegekben alakulhatott ki, ahová a káros sugárzás nem, csak az életfolyamatok számára hasznosítható rész volt képes lejutni. A megindult fotoszintézis lassan emelte a légköri oxigénszintet, amely végül lehetővé tette a szárazföldi élet térhódítását. 3. A légkör fő összetevőinek néhány agrometeorológiai vonatkozású szerepe 3.1. A nitrogén jelentősége A nitrogén a szilárd földkéreg kialakulása óta a légkör fő komponense, a növények számára az egyik legfontosabb tápanyag (makrotápelem). A nitrogén Föld-légkör rendszerbeli megoszlásában a légkör dominanciája feltűnő: a légkörben van a 99,4%-a a hidroszférában van az összes nitrogén 0,5%-a a litoszférában van a 0,05%-a 14

31 Meteorológiai alapismeretek a bioszférában 0,005%-a található. A növények két módon juthatnak nitrogénhez. Az egyik meglehetősen ritka lehetőség a pillangósvirágú növények gyökerén a növénnyel szimbiózisban élő Rhizobium sp. közvetlen légkörből történő nitrogénmegkötése. A légkör N 2-jét a pillangós gazdanövény gyökerén élő baktériumok megkötik, nitrogént szolgáltatnak a gazdanövénynek, mely cserébe szénhidrátot juttat a baktériumnak. Az összes többi növény csak a talajon keresztül képes felvenni a nitrogént, de már átalakult, s nem molekuláris nitrogén formájában. A természetben létezik egy lehetőség, amikor a légköri N 2 átalakulhat a növény számára felvehető nitrogénné: egyenlet A változás feltétele a villámlás, mely rendkívül bizonytalanná teszi azt. Az átalakult immár nitrátion a csapadékkal kimosódik a légkörből, a talajba jut, ahonnét a növények számára közvetlenül felvehetővé válik. Magyarországon ennek az átalakulásnak a mértéke csekély, talán ezért ismerik olyan kevesen, sok év átlagában mindössze 5 10 kg N hatóanyag /ha/év várható, mely tekintettel a növények N-igényére elhanyagolható, ezért a tápanyag utánpótlásnál a termesztők nem is szokták figyelembe venni. Nem feltétlenül a légköri eredetű N-ből származóan, de a NO 3- bizonyos esetekben akár káros is lehet az emberre, ha a többi tápelemtől eltérően talajban mozgó elemként a vízzáró rétegig is eljut. A ivóvizet a rétegvizekből nyerjük, nitráttartalmának növekedése egészségügyi problémával járhat. Az egészségügyi határérték 25 mg/liter ivóvízben és 100 mg/kg a talajban. Az érzékeny területeken a felhasználható N műtrágya hatóanyag mennyisége korlátozott (170 kg/ha). A nitrátos víz emberi szervezetbe jutásakor a vér hemoglobinja oxigén helyett nitrátot szállít a felhasználó sejtekhez. A nitrát forralással nem bomlik el, sőt töményebb lesz a vízben, még nagyobb problémát okozva. A feltételek a mélyebb rétegekbe való lehatoláshoz tavasszal (5 C feletti talajhőmérséklet, magas talajnedvesség) kedvezőbbek Oxigénformák a légkörben Az oxigén a légkör állandó gáza, melynek három változata fordul elő az atmoszférában: 1. Naszcens oxigén (O ): Az ózon bomlása során keletkezik, kémiai folyamatokat katalizál, nagyon reakcióképes anyag, ezért megjelenése várhatóan káros hatású. 2. Kétatomos oxigén molekula (O 2) :Létfontosságú szerepe van a magasabb rendű élőlények légzésében, az élő szervezetekben végbemenő oxidációs folyamatokban. A szárazföldön a Föld tüdejének az esőerdőket tartjuk, de emellett az óceánok is termelnek jelentős mennyiségű O 2-t. Az égési folyamatokban nélkülözhetetlen elem. 3. Ózon (O 3): A levegő összetétele 1780 óta ismeretes, Lavoisier nevéhez kötődően. Ehhez képest az ózon felfedezése mindössze 150 évvel ezelőtt volt, amikor Schönbein elektromos kisüléseknél jellegzetes szagú gáz felszabadulását írta le 1840-ben. A légköri ózon jelentősége még később került napvilágra, Hartley ben tett említést róla. Az ózon relatív alacsony légköri mennyisége miatt kifejezésére a Dobson egységet (Dobson Unit; DU) vezették be, mely azon ózonréteg vastagságát fejezi ki, mely a Föld adott pontja feletti összes ózon felszínre történő lehozatalával jelentkezne akkor, ha az ózon hőmérséklete és nyomása az egész légoszlopban a felszíni értéket venné fel. Ez általában DU között várható, melynek mintegy 2 3 mm vastagságú ózonborítás felelne meg a föld felszínén. Az eddig mért legkisebb egység 90 DU (Antarktisz NOAA szept. 29.) volt. A földfelszíntől a sztratoszféra mintegy 50 km-es magasságban elhelyezkedő külső határáig mindenütt jelen lévő háromatomos oxigén változat képződése és bomlása körfolyamattal írható le. A magaslégköri ózon keletkezéséhez szükséges energiát a kétatomos oxigén molekula rövid hullámhosszúságú (0,18 0,21 μm-es) tartománybeli sugárzás elnyelése biztosítja. Az energia hatására széteső O 2-ből előálló naszcensz oxigén az egyik alapanyaga az ózonnak: egyenlet

32 Meteorológiai alapismeretek egyenlet ahol az M leggyakrabban a légkörben található nitrogén. Bomlásának két lehetősége: egyenlet egyenlet Az ózon a légkörben normál körülmények között nagyobb mennyiségben a km-es tartományban található, legnagyobb koncentrációval a sztratoszféra km-es magasságában, melyet ezért ozonoszférának hívunk. Az ózon földrajzi eloszlása némi magyarázatot igényel, bár az egyenletek szerint egyértelmű, hogy mennyiségét a sugárzás determinálja. Ahol magas a besugárzás, ott a sugárzás által katalizált ózonkeletkezés is magas (Egyenlítő). Mivel az említett térségben nemcsak a keletkezés, hanem a bomlás is a legintenzívebb, nem meglepő, hogy a legnagyobb koncentrációban nem az Egyenlítőnél, hanem a sarkok közelében található. A másik ok a Föld sajátos áramlási rendszerében rejlik. A fentiek alapján nem tekinthető véletlennek, hogy az ózoncsökkenés folyamatához legjobban az 1985-ben közismertté vált antarktiszi ózonlyuk jelensége kapcsolható. Nagyságrendben ezt követi az Arktisz, majd a közepes földrajzi szélesség térségeinek legcsekélyebb ózontartalom változása. A három területet nemcsak az ózonkoncentráció mennyiségbeli eltérései különítik el egymástól, hanem a csökkenés jelentkezésének ideje is. Szemben a mérsékelt öv egész évére kiterjedő változásával, a sarkokon észlelt ózonkoncentráció csökkenés általában egy-egy évszakra korlátozódik. Az időbeli alakulásban mindkét féltekén a tavaszi maximum és az őszi minimum a jellemző. Az ózon a magasabb légrétegben felmelegedést okoz (klímaalakító hatás!), valamint jelentős szűrőszerepet is kölcsönöz a légkörnek. Ennek a védőernyőnek köszönhetjük az élet számára káros 290 nm-nél rövidebb hullámhosszúságú sugárzás kiszűrését, mely a szárazföldi élet térhódításának alapfeltétele volt. Ha a sztratoszférában lévő ózonkoncentráció 1%-kal csökken, a földre lejutó rövidhullámú sugárzás mennyisége napmagasságtól függően kb. 1,2%-kal emelkedik (Anda 2005). A fokozott sugárzás legnagyobb veszélye a DNS-károsítás, mely átörökíthető. Emellett növeli a bőrrák kockázatát, gyengíti az immunrendszert, növeli a szemen a hályog megjelenésének kockázatát. A megnövekedett sugárzás miatti veszélyre 1995-től az UV-B index hívja fel a figyelmet, melyet az Országos Meteorológiai Szolgálat a Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium jogelődjének támogatásával májustól szeptemberig naponta tesz közzé a médiákban. A rövidhullámú UV sugárzás erősségének kifejezésére az először Kanadában bevezetett fizikai intenzitásból közvetlenül számítható mutatót alkalmazzuk, mely 0 10 között egy számmal adja meg a másnapra várható UV sugárzás erősségét (Nagy és Tóth 2000). Minél közelebb vagyunk a 10-hez, annál nagyobb a várható veszély mértéke. A napsugárzáson belüli UV-arányt csillagászati (napmagasság) és időjárási tényezők együttesen határozzák meg. A napmagasság hatását a magas napállásnál, óra között nem javasolt napon való tartózkodással fejezhetjük ki a legegyszerűbben. Ismeretes, hogy a felszínre lejutó sugárzás, s ezen belül az UV sugárzás erősen függ a beérkező globálsugárzástól, mely egyben a sztratoszféra hőmérsékletét is alakítja. Az előrejelzés első lépcsőjében numerikus előrejelző modellekkel a sztratoszféra másnapra várható hőmérsékletét kell prognosztizálni, mely szoros kapcsolatban van a jelenlévő ózontartalommal is. Felhőtlen időben ezt a csillagászati tényezők még módosíthatják, melyet a második lépcsőben vesznek figyelembe. Ha felhőzet is várható, úgy még pluszként egy sugárzás-átviteli modellt alkalmaznak a prognózist készítő meteorológusok. Mi az ózonlyuk? Az ózonlyuknak nevezett jelenségnél a magaslégköri ózonkoncentráció lecsökken, védő szerepét a továbbiakban nem tudja kifogástalanul ellátni. Legelőször a jelenséget az Antarktisz felett észlelték, ahol 16

33 Meteorológiai alapismeretek jelenleg már Európa méretű a károsított terület nagysága. A hírek sajnálatosan egyre későbbre teszik a legnagyobb koncentrációcsökkenés időpontját, az érintett terület nagyságát (1.6. ábra) ben 25 millió km 2 volt a kiterjedése. A fenti klasszikus egyenletek (1.13 és 1.14) nem voltak elegendőek a as években történt változások magyarázatához. A halogénezett szénhidrogének közreműködő szerepének megismerése adott lehetőséget az ozonoszféra változásainak megértéséhez ábra - A légkör függőleges szerkezete Oke (1987) alapján Az ózon bomlását okozhatják az ipari tevékenység (oldószerek, habképzők felhasználása) melléktermékei, bizonyos freon és halon alkalmazás (dezodorok, klímaberendezések, hűtőgépek), sterilizálás, sugárhajtású repülők stb. Magyarország fölött az összegzett változás még 10% alatti. A légkör további alkotóiból, a fontosabb nyomgázokból a meteorológiai és agrometeorológiai vizsgálatokban kiemelkedő fontosságú CO 2-nak és a vízgőznek külön fejezetet szenteltünk. A CO 2 mellett más üvegházi gázok bemutatására is sort kerítünk. 4. Transzportfolyamatok a talaj-növény-légkör rendszerben A természetben lejátszódó folyamatok, köztük a növények életfolyamatai is egymással és a környezetükkel szoros kölcsönhatásban zajlanak, mely nem könnyíti meg azok vizsgálatát. A növény-környezet kapcsolat számos egyszerűsítő feltétel bevezetésével válik áttekinthetővé, mely során a valósághoz közeli eredményt a kapcsolat összetettsége és sokrétűsége miatt komplex közelítéssel érhetünk el. Gyakran megfeledkezünk a fenti kapcsolat kölcsönhatás voltáról, s csak a környezet elemeinek növényekre gyakorolt hatását elemezzük, pedig a növényállományok környezet alakító hatása sem elhanyagolható, pl. esőerdőirtás globális felmelegedés fokozódás. Számos esetben a kölcsönhatásból eredő pozitív mellékhatásokat úgy használjuk fel, hogy nem is vagyunk teljesen tisztában annak hatásmechanizmusával. Erre jó példa az öntözés, melynél a víz utánpótlása mellett a mikroklímában kifejtett kedvező tulajdonságok légnedvesség-tartalom növelése, talaj- és növényhőmérséklet csökkentése sok felhasználó előtt, bár alkalmazza azokat, de mégis rejtve maradnak. Ezek a változások a növény mikroklímájának alakításával közvetett módon csökkentik a vízhiányban szenvedő növény transzspirációjának intenzitását, s ezzel vízszükségletét. 17

34 Meteorológiai alapismeretek A növény és környezete közti kapcsolatot különböző transzportfolyamatokkal írhatjuk le. Az anyag és energia átadás intenzitásának leírására szolgáló mutató a fluxus, mely a szállító közeg egységnyi felületén áthaladó anyag- vagy energiaáramot (sűrűséget) jelent. Fluxus = adott tulajdonság vezetőképessége vizsgált elem gradiense A növényeknél anyagátvitellel a víz, illetve az ásványi anyagok szállításakor, a CO 2 légköri transzportjánál vagy a tápanyagok és a szennyező anyagok átadásánál találkozhatunk. A másik nagy kategóriát az energia transzportja, a hőátadás jelenti. A hőátadás formája a vizsgált közegtől függően változhat, pl. hővezetés talajban, jégben; diffúzió a levegőben, folyadékokban. A molekuláris diffúziót az elemi részecskék Brown-féle, vagy hőmozgása eredményezi. Az olyan áramló közegekben, mint a levegő, a rendezetlen örvények formájában megvalósuló tulajdonságátvitel, elkeveredés a turbulens diffúzió, mely jóval hatékonyabb, mint a molekuláris diffúzió. A levegőben az elkeveredés legfőképpen turbulens jellegű, melynek létrehozásában az áramlási sebesség fokozódása játszik szerepet. A transzportfolyamatok közül a talaj hőfluxus (Q s) adott talajrétegben (z 1 és z 2 szintek között) T s1 és T s2 talajhőmérsékletnél: egyenlet ahol λ: a talaj hővezető képessége (lásd később). Az egyenletben a negatív előjel a hőátadás irányára utal (a talaj felszínétől lefelé). A dt s/dz hányados a talajhőmérséklet gradiense 2. A levegő energiatranszport-folyamatai közül a melegedéssel-hűléssel együtt járót szenzibilis hőnek (Q H) nevezzük: egyenlet ahol ρ: a levegő sűrűsége, C p: levegő állandó nyomáson vett fajhője, dt q/dz: hőmérsékleti gradiens, k H: diffúziós együttható 3. Az energiaáramlás iránya szélcsendben a gradiens előjelétől függ, mégpedig az alacsonyabb hőmérséklet felé történik az energia átadása. Az anyag- és energiatranszport-folyamatok elválaszthatatlanságára példát a vízgőzáram jelent. A vízgőz úgy is felfogható, mintha az megfeleltethető lenne az elpárologtatásához szükséges energiával, mely melegedést nem okoz, ezért az elnevezése latens hő (Q LE): egyenlet ahol 2 A gradiens a folytonos meteorológiai elem a légkör két pontjában mért értékének különbsége osztva a pontok közti távolsággal. A tér mindhárom irányában megadható, melyből a z jelű a függőleges gradienst jelöli. Nemcsak a hőmérsékletnél, hanem minden folytonos meteorológiai elemnél felírható. 3 A különböző közegek tulajdonságátvitelét megadó turbulens diffúziós együtthatók értékei bár egymástól eltérőek, ennek ellenére az alsóbb légrétegekben mégis azonosnak vesszük. 18

35 Meteorológiai alapismeretek L: párolgáshoz szükséges energia, k w: vízgőz diffúziós együtthatója, de/dz: légnedvesség gradiense. A 1.17-es egyenletből a vízgőz tömegárama, a vízgőz fluxus, (Q E) a párolgáshoz szükséges energia mennyiségével (L) történő leosztással kapható: egyenlet A másik tömegáramot bemutató transzport egyenletünk (Q c) a fotoszintézis alapanyagának, a CO 2-nak a mozgását írja le, ahol a CO 2 koncentrációgradiense a dc/dz; s a diffúziós együttható pedig k c: egyenlet Tömegáramot írunk fel a tápelemek transzportjainál (S, N, C stb.), illetve az összes szennyező anyag növénybe jutásának követésénél egyaránt. Az ökoszisztémák gazdagsága a növények tevékenységétől, az általuk előállított primer produkció nagyságától függ, mivel a többi élőlény ezt a terméket használja fel az életfolyamatainak fenntartásához. Az anyagkörforgalmat és a vele nem egyező egyirányú energiaforgalmat Buday-Sántha (2006) alapján (1.7. ábra) szemléltetjük ábra - Anyag- és energiaáramlás az ökoszisztémákban Buday-Sántha (2006) alapján 19

36 Meteorológiai alapismeretek Az energiamegmaradás törvénye szerint a Föld-légkör rendszerben lejátszódó folyamatok során a Napból jövő energia bevétele (B) és kiadása (K) hosszú távon egyensúlyban van, csupán az egyes energiafajták átalakulása és azok tározása (ΔE) az, amely természeti jelenségeinket alakítja: egyenlet A négy energiafajta a sugárzási-, hő-, mozgási- és potenciális energia az, amelyek a Föld-légkör rendszerben folyamatosan egymásba alakulnak vagy átmenetileg tározódnak. A rendszerben lejátszódó történések az energiafajták megoszlásának, a különböző energiaformák egymásba alakulásának, valamint az egyes energiaformák transzportfolyamatainak megismerésétől, számszerű leírásától függ. Az egyes energiaformák sorsa, az áramok változása nem véletlenszerű, alakulását a rendszer fizikai tulajdonságai határozzák meg. Közelítésünk annál pontosabb, minél jobban ismerjük a rendszer fizikai tulajdonságait. Ezzel a közelítéssel a korábbi statikus szemlélet, amely főleg arra szorítkozott, hogy az egyes meteorológiai elemek tér- és időbeli eloszlását tárja fel, s ehhez megfelelő magyarázatot fűzzön, lassanként átadta a helyét egy újabbnak. Megteremtődtek a modern szemléletű fizikai klimatológia alapjai, amelyben a folyamatok lefolyásának követésén túl azok fizikai magyarázata is hozzátartozik. Ennek megvalósulásához a szemléletváltozáson kívül szükség volt a növényállományokban, illetve egy-egy kisebb egységében, pl. levélen belül lejátszódó változások korábbinál részletesebb ismeretére. A növény közvetlen környezetét két jelentősen eltérő fizikai tulajdonságokkal rendelkező közeg, a talaj és a levegő jelentik. A talaj-növény-légkör hármas tagozódású rendszer elemeinek jelentős tulajdonságeltérései miatt a bennük lejátszódó folyamatok sem azonosak. Tudjuk, hogy a transzportfolyamatok mozgatói a tulajdonsággradiensek, de az anyagmegmaradás törvénye értelmében egyidejűleg van jelen a tulajdonság különbségek kiegyenlítődésének igénye is. Az egyes alrendszerek időbeli válaszai jelentősen eltérnek egymástól. A három egységből a talaj a leglassúbb egység, tehetetlensége a legnagyobb, így a viszonylag magas gradiensek is csak lassú transzportot tesznek lehetővé (Huzsvai et al. 2005). Ennek az is a következménye, hogy a talajt ért hatások hosszú távon érvényesülnek, pl. talajművelés, tápanyagellátás stb. A talaj függőleges irányú változásaihoz képest a légkörben a horizontális áramlások dominálnak, s a tulajdonságátvitel sokkal gyorsabb. A növény a két közeg között helyezkedik el, mintegy közbeékelődő egységként. Erre példa a növény vízforgalma. A talaj és a levegő közötti állandó vízpotenciál különbség (gradiens) szállítja a vizet a gyökértől a párologtató felületig úgy, hogy az a növénytől külön energiabefektetést nem igényel. A növény törzsfejlődése során hozzászokott a gradiensek jelenlétéhez, így akkor keletkezik probléma, ha a gradiens eltűnik, a tulajdonságok kiegyenlítődnek. Ez a növény számára az extrém időjárási helyzet kialakulása, melyben a transzportfolyamatok átmenetileg vagy teljesen leállnak, pl. vízbőség vagy vízhiány; szélsőséges hőmérsékletek stb. Huzsvai et al. (2005) szerint az egyensúly-nélküliség biztosítja és tartja fent a növényekben a szerves anyag felépítéséhez kapcsolódó anyagtranszport-folyamatokat. 5. Irodalom Allen, M., Kettleborough, J., Stainforth, D Model Error in Weather and Climate Forecasting. Proceedings of the 2002 ECMWF Predictability Seminar, European Centre for Medium Range Weather Forecasting, Reading, UK Anda, A Ózon a légkörben: sok, vagy kevés? Proc. On: A környezeti ártalmak és a légzőrendszer. (szerk. Szabó, T., Bártfai, I. és Somlai, J.) XV. Országos Tüdőgyógyász Konferencia, Hévíz, október p: Buday-Sántha, A Környezetgazdálkodás. Dialóg Campus Kiadó, Budapest-Pécs, p: 245. Huzsvai, L., Rajkai, K. és Szász, G Az agroökológia modellezéstechnikája. Debreceni Egyetem Agrártudományi Centrum, Copyright 2004 Debreceni Egyetem Agrártudományi Centrum Lorenz, Ed N Atmospheric Predictability Experiments with a Large Numerical Model. Tellus. 34, Mika, J Időjárás - éghajlat biztonság. Globális klímaváltozás, hazai sajátosságok címmel április 18-án tartott előadás anyaga 20

37 Meteorológiai alapismeretek Nagy, Z. és Tóth, Z Napsugárzás, ózon és UV-B mérések az Országos Meteorológiai Szolgálatnál. OMSZ Módszertani és Minőségbiztosítási Osztály, Budapest. p: 22. Oke, T. R Boundary Layer Climates. London. Methuen and CO LTD A Halsted Press Book John Wiley and Sons. New York. p: 435. Péczely, Gy Éghajlattan. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest Péczely, Gy Éghajlattan, Nemzeti Tankönyvkiadó Rt., Szeged Szuróczky, Z. és Tőkei, L Meteorológiai alapismeretek. Kertészeti és Élelmiszeripari Egyetem, Budapest p: 289 Varga-Haszonits Z Agrometeorológia. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest p: 214. Varga-Haszonits, Z., Varga, Z. és Lantos, Zs Az éghajlati változékonyság és az extrém jelenségek agroklimatológiai elemzése. NyME Mezőgazdaság és Élelmiszertudományi Kar Matematika - Fizika Tanszék, Mosonmagyaróvár WMO Guide for Agricultural Meteorology. Geneve, Italy

38 2. fejezet - A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei A légkör két fő alkotójának, a nitrogénnek és az oxigénnek a legfontosabb (agro)meteorológiai vonatkozású szerepével az előző fejezetben foglalkoztunk. Fontosságukra való tekintettel a nyomgázok közül külön fejezetet szentelünk az üvegházi gázoknak, s a későbbiekben külön ismertetjük a víz(gőz) sajátosságait is. 1. Az üvegházhatás és okai A Föld légköre egyfajta energiacsapdaként működik, ahhoz hasonlóan, amint az üvegházak is. Az üvegházhatás a légkör hővisszatartó képessége, melynek segítségével bolygónk az élővilág számára komfortos élőhellyé válik. Ennek fizikai okait a Napból bolygónkra érkező sugárzás légköri útjának folyamatai, valamint a Föld kisugárzása és a légköri összetétel jelentik. A légkört alkotó gázok tulajdonságuknak megfelelően nem minden sugárzást engednek át: hullámhosszuktól függően egyeseket visszavernek (reflexió), van, amit elnyelnek (abszorpció), s vannak olyanok, amelyeket továbbengednek. Az igen rövid hullámhosszú elektromágneses sugárzást vagy az UV-sugárzás nagyobb részét a légkör nem, vagy csak korlátozottan engedi tovább, míg a Nap sugárzásának jelentős részét kitevő fényt szinte akadálytalanul keresztülbocsátja (2.1. ábra). A felszínre érkező sugárzás azonban az ott lévő anyagokkal kölcsönhatásba kerülve hosszú hullámú hősugárzássá alakul, amit már csak kevéssé enged át a légkör. Az így keletkező hőtöbblet az, ami az élet számára kedvező feltételeket teremt bolygónkon. Tehát az üvegházhatás a földi élet szempontjából létfontosságú természetes folyamat (Pálvölgyi 2004) ábra - A légkör áteresztő képessége a hullámhossz függvényében (Rakonczai 2003) Az üvegházhatás és a felszíni középhőmérséklet A felszínre érkező napsugárzás szolgáltatja gyakorlatilag az összes energiát, amely a bioszférában lejátszódó folyamatokat mozgásban tartja. Majdnem a teljes napsugárzás a 0,3 és a 4 μm közötti hullámhosszon érkezik le. Több, mint 90%-a pedig a látható fény tartományában a 0,3 és 0,7 μm között. A légkörön áthaladó sugárzás intenzitása csökken a vízgőz és más gázok által okozott visszaverődés, szóródás és elnyelés következtében. Befolyásolják még ezt a levegőben lebegő aeroszolok is. Átlagosan a légkör a napsugárzás 30%-át visszaveri a bolygóközi térbe, többet ott, ahol felhőzet van, kevesebbet, ahol derült az ég. Ehhez járul még, hogy a légkör alsó rétege, a troposzféra a beérkező sugárzás mintegy 20%-át elnyeli (attól függően, hogy mennyi aeroszolt és port tartalmaz). Ennek az elnyelt sugárzásnak egy részét a légkör infravörös sugárzás formájában kisugározza a földfelszín felé. A napsugárzásnak az a része, amelyet sem vissza nem vert, sem el nem nyelt a légkör, eléri a földfelszínt, s ott vagy visszaverődik vagy elnyelődik. 22

39 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Az elnyelt napsugárzás következtében a földfelszín felmelegszik, s saját sugárzást bocsát ki, amely 4 és 50 μm közötti hullámhosszúságú infravörös vagy hősugárzás. Mivel a két spektrum között csak egészen csekély átfedés van a beérkező napsugárzást általában rövidhullámú sugárzásnak, míg a földfelszín kisugárzását hosszúhullámú sugárzásnak nevezzük. A földfelszínről történő kisugárzás egy részét a levegő elnyeli és visszasugározza a földfelszínre, a visszamaradó rész a bolygóközi térbe távozik. A földfelszínre érkező és a földfelszínről távozó energiaáramok a nap folyamán és az év folyamán változnak. Hosszabb időszakot figyelembe véve azonban a felszín által elnyelt napsugárzás mennyisége és a földfelszín által kisugárzott hősugárzás mennyisége egyensúlyban van egymással, ezért a földfelszín középhőmérséklete többé-kevésbé állandónak tekinthető. Ha a légkör a földfelszín által kisugárzott hosszúhullámú sugárzás számára átbocsátó lenne, vagyis nem tudná egy részét visszatartani, akkor a földfelszín átlagos egyensúlyi hőmérséklete meglehetősen hideg lenne, mégpedig 18 C. A földfelszín olyan hőmérsékletig melegszik fel, amelyen éppen annyi hőt sugároz ki, mint amennyi beérkezett. Ezt a hőmérsékletet nevezzük egyensúlyi hőmérsékletnek. A valóságban azonban a kifelé menő sugárzás egy részét a légkörben lévő vízgőz, a felhőkben lévő vízcseppek és egyes nyomanyagok elnyelik, s ezáltal a földfelszín középhőmérsékletét +15 C-ra elemik, s ezzel a földi élet számára kedvező környezetet teremtenek. A hosszúhullámú sugárzást elnyelő gázok: a vízgőz, a szén-dioxid, az ózon, a metán és a dinitrogén-oxid a légkörben természetes módon fordulnak elő. A Föld egyensúlyi hőmérséklete és az üvegházhatás által kialakított felszínhőmérséklet A Föld egyensúlyi hőmérséklete jelenleg 15 C. Ha a Föld légköre csak nitrogénből és oxigénből állna, akkor a felszíni hőmérséklet 18 C lenne. Ezt a következőképpen határozhatjuk meg (Hartmann 1994). Egy testnek a kisugárzási hőmérséklete az a fekete test hőmérséklet, amelyen a testnek a hőt ki kell sugározni ahhoz, hogy energiaegyensúly alakuljon ki. E mellett a hőmérséklet mellett a test az általa elnyelt energiának megfelelő mennyiségű energiát sugároz ki, vagyis 2.1. egyenlet A napsugárzásból elnyelt energia kiszámítható a napállandó értéke (S 0) és a planetáris albedó (α) segítségével. A bolygóra érkező energiamennyiség egyenlő a napállandónak és a bolygónak a napsugárzás útjába eső felületének, az árnyékfelületnek a szorzatával. Az árnyékfelület a Föld átmérőjének megfelelő nagyságú kör területe (r 2 π) (Hartmann 1994) (2.2. ábra). Így a napsugárzásból elnyelt energia: 2.2. egyenlet ábra - A Föld napsugárzást felfogó felszíne (Hartmann 1994) 23

40 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei A test által egységnyi felületen (1 m 2 ) kisugárzott energiamennyisége = σt 4. A kisugárzás a Föld teljes felületén történik (4r 2 π), mert a felmelegített felszín a megvilágított és a sötét területeken egyaránt sugároz, így a kisugárzott energia egyenlő 4r 2 π σt 4. Ha a két energiamennyiséget egymással egyenlővé tesszük, s az egyenlet mindkét oldalát r 2 π-vel egyszerűsítjük, akkor a következőt kapjuk: 2.3. egyenlet ahol S 0 a napállandó (1370 Wm 2 ) α a planetáris albedó (0,3) σ a Stefan-Boltzman állandó (5, Wm 2 K 4 ). A hőmérsékletet kifejezve az alábbi eredményre jutunk: 2.4. egyenlet Amennyiben a Föld légkörét csak nitrogén és oxigén alkotná, amely nem képes visszatartani a Föld felszínéről történő infravörös kisugárzást, akkor változatlan albedót feltételezve a Föld felszínhőmérséklete 18 C lenne. A légkör azonban alapgázokon kívül tartalmaz vízgőzt, szén-dioxidot és más üvegházhatású gázokat. Ezeken a napsugárzás csaknem akadálytalanul áthalad, azonban az infravörös tartományban már jelentősen elnyelnek, különösen a 10 μm körüli tartományban, ahol a Föld a legtöbb hőt sugározza. Az üvegházhatású gázok a hőt minden irányban kisugározzák, részben felfelé, részben oldalirányban, részben lefelé. Így az energia egy része visszatér a talajra és az alsó légkörbe és ez kiegészítő felmelegítést jelent. Emiatt a földfelszín középhőmérséklete +15 C, ami azt jelenti, hogy a Föld középhőmérséklete 33 C-kal melegebb, mintha a légkör csak tisztán nitrogénből és oxigénből állna. Az üvegházhatás nélkül valószínűleg nem létezhetne a jelenlegi formában élet a Földön, vagyis a légköri üvegházhatású gázok hővisszatartó képessége bizonyos mértékig kedvező. Az üvegházhatás akkor válik kedvezőtlenné, mikor az üvegházi gázok légköri koncentrációja fokozódik, amely felboríthatja a Föld-légkör rendszerben uralkodó törékeny egyensúlyt. A légkörben lévő üvegházhatású gázok mennyiségének bármilyen irányú változása módosítja a Föld-légkör rendszer energiamérlegét, és így elvben törvényszerűen éghajlatváltozáshoz vezet (Haszpra 2004). Az üvegházhatás mechanizmusát a 2.3. ábra szemlélteti. 24

41 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei 2.3. ábra - Az üvegházhatás (UNEP, Grid Arendal 1996) 1. A napsugárzás áthalad a tiszta atmoszférán (a beeső napsugárzás 343 Wm -2 ), 2. A nettó bejövő napsugárzás (240 Wm -2 ), 3. A napsugárzás egy része visszaverődik az atmoszférából és a földfelszínről (a visszavert sugárzás 103 Wm -2 ), 4. A napsugárzást elnyeli a földfelszín és felmelegíti azt (168 Wm -2 ), és átalakul hővé, amit hosszúhullámú sugárzás formájában (infravörös) a felszín visszasugároz az atmoszférába, 5. Az infravörös sugárzás egy részét elnyelik az üvegházhatású gázok és visszasugározzák. Ennek direkt hatása a földfelszín és a troposzféra felmelegítése. A felszín további felmelegedése ismét infravörös sugárzás kibocsátásához vezet, 6. Az infravörös sugárzás egy része áthalad az atmoszférán és távozik a világűr felé (a nettó infravörös sugárzási kibocsátás 240 W m -2 ). Az üvegházhatást kiváltó gázok mennyisége a légkörben az utóbbi évben jelentősen megváltozott, és olyan gázok is megjelentek, melyek addig nem voltak jelen a légkörben. Ezen változások nagy valószínűséggel az intenzív emberi ipari tevékenységhez köthetők, ugyanis az ipari forradalom óta az üvegházhatású gázok koncentrációja megnőtt a légkörben (2.1. táblázat) táblázat - A legfontosabb üvegházgázok és néhány jellemzőjük (IPCC 2001) (1 ppm=10 6, 1 ppb=10 9, 1 ppt=10 12 ) CO 2 CH 4 N 2O CFC-11 HCFC-22 Kezdeti koncentráció (1750- ben) 278 ppm 700 ppb 275 ppb Nulla! Nulla! Koncentráció 1998-ban 365 ppm 1745 ppb 314 ppb 268 ppt 132 ppt Eddigi elsődleges sugárzási hatás 1,46 W/m 2 0,48 W/m 2 0,15 W/m 2 0,07 W/m 2 0,03 W/m 2 25

42 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Koncentráció 1,5 ppm/év 7 ppb/év 0,8 ppb/év 1,4 ppt/év 5 ppt/év Növekedés 0,4 %/év 0,4 %/év 0,03 %/év 0,5 %/év 4 %/év Légköri élettartam (év) Globális Melegítő Potenciál (100 év) Az üvegházhatás fokozódásáért fő bűnösként a CO 2 vonult be a köztudatba. Pedig az üvegházhatás 62%-áért a vízgőz a felelős (Koppány 2002). Hatását egyedül nem lenne képes kifejteni, csak a többi üvegházhatású gázzal együtt van melegítő hatása. A CO 2 a melegítő hatás 22%-áért (Koppány 2002) felel csak. A CO 2 túlnyomó részt (~97%) a fosszilis tüzelőanyagok elégetéséből származik (Pálvölgyi 2000). A táblázatban látható üvegházgázok melegítő hatása többszöröse a CO 2-énak, ezeket mégis ritkábban emlegetik az üvegházhatás kapcsán. Az intenzív mezőgazdasági termelés hozzájárul az üvegházgázok közül a CH 4 koncentrációjának növekedéséhez (kérődző haszonállatok emésztőrendszeri fermentációja, rizstermesztés, szerves anyagok anareob bomlása). A N 2O egyik fő forrása a műtrágyagyártás és -használat, legfontosabb természetes forrása pedig a denitrifikáció (Haszpra 2004). A halogénezett szénhidrogének az ipari forradalom óta jelentek meg a légkörben. Hírhedt képviselőik a Föld ózonpajzsát romboló freonok és halonok (Haszpra 2004). Természetesen a felsoroltakon kívül még számos olyan gáz létezik, amelynek szerepe van az üvegházhatás kialakításában, illetve annak fokozásában. Itt csak a legfontosabbakat soroltuk fel. Az IPCC (Éghajlatváltozási Kormányközi Testület, alapítva 1988-ban az ENSZ Környezetei programja és a Meteorológiai Világszervezet által) 2007-ben jelentette meg Negyedik Helyzetértékelő Jelentését, amelyben a kutatók megállapították, hogy 2005-ben a globális CO 2-koncentráció 379 ppm volt, a CH 4-koncentrációja a légkörben 1774 ppb-re nőtt, a dinitrogén-oxid koncentrációja pedig 319 ppb-re emelkedett. Az éves fosszilis CO 2-kibocsátás az 1990-es években átlagosan 6,4 GtC volt, ez a ös időszakra 7,2 GtC mennyiségre nőtt évente. Az üvegházhatás ellenében is hatnak bizonyos tényezők a légkörben. Vannak antagonista üvegházgázok is, mint pl. a SO 2, ami például vulkánkitörések során kerülhet a légtérbe. A vulkánkitörések több antagonista üvegházi gázt és aeroszolokat juttatnak a légkörbe. Egy erupció több évre is befolyásolhatja, hűtheti a légkört, bár hatásai túlnyomórészt inkább lokálisan érzékelhetők. Az üvegházhatású gázok okozta felmelegedést az emberi tevékenység miatt a levegőbe kerülő légköri aeroszol részecskék is befolyásolják. Az aeroszol közvetlen hatása a napsugárzás gyengítéséből következik. Tekintve, hogy a fényt szóró anyagok mennyisége (pl. ammónium-szulfát, szerves anyagok) az optikailag aktív nagyságtartományban jóval meghaladja a fényt elnyelő anyagok (pl. elemi szén) koncentrációját, a közvetlen hatás elsősorban a fény szórását jelenti (Mészáros 1998). A felhők képződésének fizikai folyamata a kondenzáció, amely során a telített levegőből a vízgőz kiválik, lecsapódik. Az aeroszolok ezt a folyamatot segítik, mint kondenzációs magvak. Minél több kondenzációs magon csapódik ki azonos mennyiségű vízgőz, annál több, illetve kisebb nagyságú felhőcsepp keletkezik. A kis cseppekből álló felhőknek viszont jelentősebb az albedója, mint a kevesebb, nagyobb cseppekből álló felhőké. Ráadásul a kisebb cseppekből álló felhők nehezebben adnak csapadékot, mint a nagyobb cseppeket tartalmazó felhők, azaz a kondenzációs magvak számának növekedése a felhők élettartamának emelkedésével jár. Ez a közvetett hatás igen lényeges, hiszen az emberi tevékenység jelentősen hozzájárul a légköri aeroszol részecskék, következésképpen a kondenzációs magvak mennyiségéhez (Mészáros 1998). Tehát az aeroszolok is az üvegházhatás fokozódása ellen hatnak. 2. Az üvegházhatású gázok koncentrációjának változása 2.1. A légköri CO 2 -koncentráció változása A légkörben fellelhető CO 2 mennyisége a földtörténet során nagymértékben változott, nem volt állandó. A mai korszerű vizsgálati módszerekkel az utóbbi 160 ezer év alatt jellemző CO 2-koncentrációk meghatározása az 26

43 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei antarktiszi és grönlandi jégből vett minták alapján történt (Mészáros 1999). A mintából kiderült, hogy a CO 2- koncentráció kapcsolatba hozható a hőmérséklet alakulásával, amelyet szintén a jégbe zárt légbuborékok alapján számszerűsítettek (2.4. ábra). Ez az eljárás az oxigén 18-as és 16-os izotópjainak arány-meghatározásán alapul (Major 2004) ábra - A hőmérséklet és a CO2-szintváltozás az utóbbi 160 ezer évben Az utóbbi 20 ezer év során az emberi letelepedéshez, a növénytermesztés és állattenyésztés számára kedvezővé vált az éghajlat, és ez az állapot stabilizálódott (Mészáros 1999). Ez példa nélküli volt az addigi éghajlattörténetben (Major 2004). A letelepedéssel, mezőgazdasági tevékenységgel megkezdődött az ember természetalakító tevékenysége, mely az ipari forradalom idején kezdett kiteljesedni. A szén-dioxid a vízgőz után a második legfontosabb üvegházhatású gáz a légkörben. Koncentrációját az emberiség közvetlenül befolyásolhatja, ezzel éghajlatváltozást idézhet elő. A fosszilis tüzelőanyagok elégetése és az erdőirtások révén nagyobb mennyiségű szén-dioxid kerül a levegőbe, mint amennyit ugyanezen idő alatt a bioszféra és az óceánok képesek felvenni. Ennek következtében a légkör szén-dioxid-tartalma folyamatosan nő (Haszpra 1998). A szén-dioxid-koncentráció növekedésének üteme lényegesen nagyobb évenkénti ingadozást mutat, mint amit az emberi tevékenység számlájára lehetne írni (Keeling et al. 1989, 1995). A számítógépes modellek arra utalnak, hogy az északi félgömb mérsékelt éghajlati övének kontinentális bioszférája a korábban feltételezettnél lényegesen nagyobb szerepet tölt be a légkör szén-dioxid-koncentrációjának alakításában (Tans et al. 1990). A közelmúltban e területeken megkezdett mérések alátámasztani látszanak a modellek eredményeit (Ciais et al. 1995). A Pinatubo vulkán kitörését követő átmeneti globális lehűlés a lényegében változatlan emberi kibocsátás ellenére is megtorpantotta rövid időre a légköri szén-dioxid-koncentráció növekedését. Ennek oka a mérsékelt égövi kontinentális területek ökológiai rendszereinek átmenetileg lecsökkent kibocsátása volt (Lambert et al. 1995). A kezdeti eredmények alapján úgy tűnik, e zóna bioszférája átlagos viszonyok között is több szén-dioxidot vesz fel, mint amennyit kibocsát (Ciais et al. 1995, Haszpra 1998). 27

44 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Az IPCC Harmadik Helyzetértékelő Jelentése (2001) a légköri szén-dioxid koncentrációt 2100-ra 540 és 970 ppm közé becsüli a hat reprezentatív SRES kibocsátási forgatókönyv alapján (2.5. ábra) (Takács-Sánta 2005) ábra - A harmadik IPCC kiadvány Szintézis jelentésében szereplő CO2- koncentráció növekedési szcenáriókwww.ipcc.ch A különböző társadalmi-gazdasági feltételezésekre épülő SRES-forgatókönyvek eltérő üvegházgáz- és aeroszolkibocsátásokat eredményeznek. Az IPCC Harmadik (2001) és Negyedik (2007) Helyzetértékelő Jelentése a Kibocsátási Forgatókönyvek Speciális Jelentésén [SRES - IPCC Special Report on Emmision Scenarios (2000)] alapuló üvegházhatású gázok kibocsátási forgatókönyveit alkalmazza az előrejelzések elkészítéséhez, mely kibocsátási forgatókönyvek az alábbiak: A1F1: Gyors növekedés a fejlődő világ gyorsuló felzárkózásával egy technológiában elmaradó, fosszilis tüzelőanyag-világban. A1T: Gyors növekedés a fejlődő világ gyorsuló felzárkózásával, de a tisztább (kevésbé karbonintenzív) technológiák előretörnek. A1B: Gyors növekedés a fejlődő világ gyorsuló felzárkózásával kiegyensúlyozott technológiai fejlődés mellett. A2: Heterogén világ. Lassú és differenciált gazdasági növekedés, de nagy népességnövekedés. B1: Konvergens, méltányos és fenntartható világ. Globális technológiai megoldások előretörése. B2: Változatos és fenntartható világ. A hangsúly a helyi technológiai megoldásokra helyeződik. (Ezek a forgatókönyvek az ún. kettős aeroszolhatást is figyelembe veszik.) IS92a: az IPCC Második Helyzetértékelő Jelentésében szereplő forgatókönyvcsalád egyik tagja (Takács-Sánta 2005). A forgatókönyvek a különböző társadalmi-gazdasági fejlődési pályákat szemléltetik (2.6. ábra) ábra - A reprezentatív SRES forgatókönyvcsaládok (IPCC 2001) 28

45 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Magyarországon az Országos Meteorológiai Szolgálat 1981-ben létrehozott egy légköri CO 2 háttérszennyezettséget mérő állomást K-pusztán (46 58 N, E), majd a felszín és a légkör közötti CO 2-áram meghatározásához 1994-ben Hegyhátsálon (46 57 N, E, 248 m) a tv-adótornyot szerelte fel megfelelő műszerekkel (2.7. ábra). A K-pusztai mérőállomás 1999-ben megszűnt (Haszpra és Barcza 2005) ábra - A hegyhátsáli mérőállomás sematikus rajza (wdir szélirány; ws szélsebesség; T hőmérséklet; rh relatív nedvesség; PAR fotoszintetikusan aktív sugárzás; glob.rad. globálsugárzás; rad. balance sugárzás-egyenleg) Országos Meteorológiai Szolgálat 29

46 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei A mérések kezdetétől (1981) 1998-ig a levegő szén-dioxid-koncentrációja K-pusztán közel 375 ppm-re emelkedett. A koncentráció növekedési üteme azonban sem itt, sem az antropogén és természetes forrásoktól távoli globális háttér-levegőszennyezettség mérő állomásokon nem egyenletes. A növekedési ütemben tapasztalható ingadozás nagyobb, mint ami az antropogén kibocsátás ingadozásával magyarázható lenne. A növekedési ütem ingadozása K-pusztán és a távoli globális állomásokon igen hasonló, de K-pusztán az ingadozás mértéke nagyobb és fázisában kissé megelőzi a másik két állomáson (Mauna Loa, Hawaii és Point Barrow, Alaszka) észlelteket (Haszpra 1998). Ez a tapasztalat alátámasztja a 80-as évek végén, 90-es évek elején végzett modellszámítások eredményeit, melyek szerint az északi félgömb mérsékelt övi kontinentális ökológiai rendszerei meghatározó módon befolyásolják a globális szén-körforgalmat, a légkör szén-dioxidkoncentrációját (Tans et al. 1990). Feltételezve a K-pusztai és a hegyhátsáli mérési sorok egymáshoz illeszthetőségét, Haszpra és Barcza (2005) megállapította, hogy 1981 közepétől 2004 elejéig a légkör széndioxid-koncentrációja 343 ppm-ről 383 ppm-re emelkedett. A szeszélyes ingadozások mellett kialakult 1,77 ppm/év növekedési ütem összhangban van a világ más részein ugyanebben az időszakban észlelt értékekkel. Haszpra (2007) publikációja szerint 2006 júniusáig a CO 2-koncentráció 389 ppm-re nőtt a hazai mérések alapján A metán és a dinitrogén-oxid koncentrációváltozása A metán globális légköri koncentrációja az iparosodás előtti kb. 715 ppb értékről az 1990-es évek elejére 1732 ppb-re nőtt, és 2005-ben az értéke 1774 ppb volt. A metán légköri koncentrációja 2005-ben messze meghaladta az utolsó év természetes tartományát ( ppb), ahogy az a jégszelvényekből meghatározható. A növekedési ütem az 1990-es évek elejétől csökkent. Ez megfelel az összes kibocsátás (antropogén és természetes források összege) alakulásának, ami ebben az időszakban csaknem konstans volt. Nagyon valószínű, hogy a metánkoncentráció megfigyelt növekedése antropogén tevékenységeknek, elsősorban a mezőgazdaságnak és fosszilis üzemanyagok felhasználásának tudható be. A különböző források hozzájárulásának arányát azonban még nem lehet elég pontosan meghatározni (IPCC 2007). A dinitrogén-oxid globális légköri koncentrációja az iparosodás előtti 270 ppb értékről 2005-re 319 ppb-re nőtt. A növekedési ütem 1980-tól nagyjából állandó. A dinitrogén-oxid-kibocsátás több mint egyharmada antropogén eredetű, amelynek forrása elsősorban a mezőgazdaság (2.8. ábra) ábra - Az üvegházhatású gázok (CO 2, CH 4, N 2 O) változásai jégszelvényés modern adatok alapján (IPCC 2007, Éghajlatváltozás 2007)»bal oldali függőleges tengelyen az 30

47 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei adott üvegházhatású gáz koncentrációját (ppm/ppb), a jobb oldali függőleges tengelyen a sugárzási kényszer mértékét (Wm 2 ), a vízszintes tengelyen az időt (év) ábrázoltuk«a metán és a dinitrogén-oxid koncentrációnövekedését előrejelző SRES-forgatókönyveket a 2.9. ábra szemlélteti ábra - Az IPCC-TAR (2001) Szintézis jelentésében szereplő metán és dinitrogénoxid koncentrációnövekedési szcenáriók 31

48 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei 2.3. Az üvegházhatású gázok korlátozására irányuló nemzetközi egyezmény: a Kiotó Protokoll A Kiotói Jegyzőkönyvet 1997-ben írta alá számos iparosodott és átalakuló gazdaságú állam vezetője Japánban, Kiotóban. A jegyzőkönyv szerint ezek az országok vállalták, hogy a közötti első elszámolási időszakban átlagosan 5,2%-os üvegházhatású-gáz kibocsátás-csökkentést fognak elérni szén-dioxid egyenértékben kifejezve az 1990-es kibocsátásukhoz képest. A jegyzőkönyv egyes esetekben kedvezményeket nyújtott, és nem minden állam vállalása volt egyforma. Az Európai Unió esetében engedélyezte a buborék mechanizmust, ami azt jelentette, hogy az EU államai együttesen 8%-os csökkentést vállaltak közösségi szinten. Az Unión belül az egyes államok vállalásai eltérőek voltak (pl. Németország 24%-os csökkentést vállalt). Három ország esetében (Ausztrália, Izland, Norvégia) a kibocsátások kismértékben növekedhetnek, további három ország (Oroszország, Új-Zéland, Ukrajna) a kibocsátások befagyasztását vállalta, míg a többi ország 5 8%-os csökkentés mellett kötelezte el magát. Magyarország 6%-os kibocsátáscsökkentést vállalt, de a volt keleteurópai blokk átalakuló gazdaságú államai számára is nyújtott némi kedvezményt a jegyzőkönyv, ugyanis ezen államok esetében a bázisév nem 1990, hanem az közötti időszak átlagkibocsátása lett a bázis. A Kiotói Jegyzőkönyv nem pusztán a szén-dioxid-kibocsátás csökkentésére állapít meg kötelezettséget, hanem hat üvegházhatású gáz együttes nettó kibocsátására, az úgynevezett nettó üvegház-gáz potenciálra vonatkozik. Üvegház-gáz potenciál alatt a jegyzőkönyv a CO 2, CH 4, N 2O, HFC, PFC és SF 6 vegyületek szén-dioxid egyenértékben nemzetközileg egységesített módszertan alapján számított összemissziója és az erdő szénmegkötésének különbségét érti (Bíró 2003). A Jegyzőkönyv elismeri, hogy a kibocsátás-csökkentés költségeinek minimalizálása érdekében az országok közös és összehangolt intézkedéseket tehetnek. Amennyiben egy ország országhatárain kívül alacsonyabb költséggel képes ugyanolyan mértékű kibocsátás-csökkentést elérni, mint saját nemzetgazdaságában, úgy meghatározott feltételek teljesülése esetén e megtakarításokat saját magának számolhatja el. A Jegyzőkönyv három különböző, úgynevezett kiotói mechanizmust határoz meg, melyek keretében az üvegházhatású gázok forgalmazható kibocsátási jogát valorizálható természeti kincsnek, azaz áruba bocsátható közjószágnak tekinti. További kötelezettséget jelent a csatlakozó országok számára, hogy a végrehajtás előmozdítására programot kell kidogozni. A jegyzőkönyv csak 2005-ben lépett hatályba az orosz ratifikálás révén, hiszen a hatálybalépés feltétele az volt, hogy legalább annyi iparosodott állam ratifikálja, amelyek együttes CO 2-kibocsátása 1990-ben legalább az összes iparosodott és átalakuló gazdaságú állam kibocsátásának 55%-át adta. Az Amerikai Egyesült Államokon kívül minden csökkentésre kötelezett nagy szennyező törvénybe iktatta az egyezményt. Magyarországon a évi IV. törvény keretében ratifikálták. A Kiotói Jegyzőkönyv döntéshozó testülete a MOP, ami az ENSZ Éghajlatváltozási Keretegyezményének döntéshozó testületével (COP) egyidejűleg szokott ülésezni. Kiotói Rugalmassági Mechanizmusok Együttes Végrehajtás (JI): egy konkrét emisszió-csökkentési beruházás nyomán előállt és auditált kibocsátáscsökkentést a beruházó (általában fejlett ország) és a kedvezményezett (általában átalakuló gazdaságú ország) valamilyen kialkudott arányban megosztja. Ily módon a kezdeményezett ország a beruházásért az elért környezeti haszon egy részével fizet. Tiszta fejlesztési mechanizmus (CDM): amennyiben egy fejlett ország konkrét emisszió-csökkentő beruházást hajt végre egy fejlődő országban, úgy a kedvezményezett országban elért kibocsátás-csökkentést teljes egészében magának írhatja jóvá. Ily módon a kedvezményezett ország a beruházásért a teljes elért környezeti haszonnal fizet. Szennyezési jogok nemzetközi kereskedelme: a kibocsátás-csökkentési kötelezettségét túlteljesítő ország a túlteljesítés mértékéig a fel nem használt jogait átadhatja egy másik országnak, amelyik a kibocsátási kötelezettségét e nélkül nem képes teljesíteni, ezért cserébe pénzt kap a kvótáját eladó fél Az európai üvegházgáz mérőrendszer Az európai mérőhálózat kialakítása az 1990-es évek végén indult meg és 2004 között megtörtént a már meglévő európai mérőállomások összefogása (CarboEurope/AEROCARB). A CarboEurope/CHIOTTO 32

49 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei program ( ) kiépítette a magas mérőtornyok hálózatát, és megindította ezeken a nem-co 2 üvegházhatású gázok mérését is. A CarboEurope Integrált Projekt (CarboEurope-IP ) már intenzív repülőgépes mérési programot is tartalmazott, összefogta a légkörre és az ökológiai rendszerekre vonatkozó üvegházgáz méréseket, valamint a köztük lévő visszacsatolások és kölcsönhatások kutatását. A ábra szemlélteti a rendszer légköri méréseket folytató állomásait, a ábra pedig az ökológiai rendszerekre vonatkozó méréseket folytató állomásokat mutatja be ábra - A CarboEurope-IP rendszer légköri mérőállomásai ábra - A CarboEurope-IP rendszer ökoszisztéma mérőállomásai 33

50 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Az üvegházhatású gázok mérését a között előkészítő fázisban lévő, az Európai Unió 7. Kutatásfejlesztési Keretprogramja keretében támogatott ICOS (Integrated Carbon Observation System) folytatná. Az ICOS egy integrált szénmegfigyelési rendszer, de nemcsak a szén-dioxid és a metán méréséről van szó, hanem az összes üvegházhatású gázról, köztük például a dinitrogén-oxidról és a kénhexa-fluoridról is, ami nem tartalmaz szenet [LN: Az ICOS célja olyan integrált, nagypontosságú, kutatási szintű infrastruktúra létrehozása, amely elősegíti az üvegházhatású gázok biogeokémiai körforgalmának pontosabb megértését; az üvegházgáz forgalomban bekövetkező bármilyen váratlan változás azonnali észlelését; az üvegházhatású gázok felszín-légkör fluxusának nagyfelbontású meghatározását és folyamatokhoz kapcsolását légköri mérések alapján; regionális üvegházgázmérlegek meghatározását a környezetpolitikai döntések támogatásához és a mérési adatokhoz való széleskörű hozzáférést. Az ICOS kb. 30, hosszú távon fenntartott, professzionális szinten működtetett, egységesített műszerparkú és mérési programú légköri alapállomásból álló hálózatot akar kialakítani (2.12. ábra), amihez más állomások is társulhatnak, de már csak közvetetten (Haszpra, kézirat). Az ökológiai állomások rendszere a légkörihez hasonlóan ugyancsak kb. 30, hosszú távon fenntartott, professzionális, standardizált alapállomásból állna ábra - Az ICOS hálózat tervezése során számba vehető létező mérőhelyek. Ezekből választanák ki a nemzeti hozzájárulástól is függően a ICOS alapállomást 34

51 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei 3. A globális klímaváltozás várható következményei Bolygónk éghajlatát több földi és földön kívüli (csillagászati) tényező szabályozza. Ennek köszönhetően az éghajlat bonyolult, nem lineáris rendszert alkot, amelynek alakításában a visszacsatolási mechanizmusok fontos szerepet játszanak. A Föld története során bolygónk éghajlata számos kisebb-nagyobb változáson ment keresztül. Ezek a változások azonban nem veszélyeztették a bioszféra létét. Az utolsó glaciális befejeződése óta az éghajlat meglehetősen állandó, ami kedvez az emberi társadalmak és a civilizáció fejlődésének. Az utolsó évszázadokban, lényegében az ipari forradalom óta ez a fejlődés olyan méreteket öltött, hogy az emberi tevékenység a környezet szabályozásának egyik nem elhanyagolható tényezőjévé vált (Mészáros 1998). Az üvegházhatású gázok és aeroszolok légköri mennyiségének, a napsugárzásnak és a földfelszín tulajdonságainak változásai megváltoztatják az éghajlati rendszer energia-egyensúlyát. Ez utóbbi változásokat ún. sugárzási kényszer formájában fejezzük ki, ami lehetővé teszi annak összehasonlítását, hogy a különféle emberi, illetve természetes tényezők milyen mértékű melegítő- vagy hűtőhatást gyakorolnak a globális éghajlatra (IPCC 2007). A sugárzási kényszer összetevőit az alábbi ábra mutatja be ábra - A sugárzási kényszer összetevői (IPCC 2007) Globálisan átlagolt sugárzásikényszer- (RF values Wm 2 ) becslések és bizonytalansági tartományok 2005-ben az antropogén eredetű szén-dioxidra (CO 2 ), metánra (CH 4 ), dinitrogén-oxidra (N 2 O) és más fontos anyagokra és hatótényezőkre, valamint ezek tipikus földrajzi kiterjedése, térbeli léptéke (Spatial Scale) és a tudományos megértés szintje (LOSU). Az eredő antropogén (Total net antropogenic) sugárzási kényszer és annak bizonytalansága szintén bemutatásra került (Éghajlatváltozás 2007). 35

52 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei A globális hőmérséklet emelkedése A légkör üvegház-hatásának antropogén tevékenység okozta erősödése miatt a jövő században a Föld hőmérséklete magasabbra emelkedhet, mint a történelem során valaha (Bartholy és Mika 1998) (2.14. ábra) ábra - A Föld felszíni hőmérsékletének változása az as évek között (IPCC 2001) 36

53 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei A nemzetközi összefogással létrehozott IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change) több prognózist is készített annak megfelelően, hogy a CO 2 és a többi üvegházhatású gáz koncentrációja milyen mértékben fog nőni. Ezeket a prognózisokat éghajlati forgatókönyveknek nevezzük ben 11 ilyen forgatókönyvet készített ez a testület. A legkedvezőbbtől a legerősebb antropogén hatásokig e forgatókönyvek szerint igen széles sávban változnának a várható következmények, pl. a CO 2-koncentráció előrebecsült értéktartománya 540 és 970 ppm közé esik. E tényezők és forgatókönyvek 2100-ra 4 és 9 Wm 2 közötti elsődleges sugárzási kényszerrel számolnak. Ez a legkedvezőbb esetben csak 1,4 C-os, legrosszabb esetben 5,8 C-os hőmérséklet-emelkedést okoz (Mika 2002). Az IPCC 2007-es dokumentuma szerint a felmelegedés 1,1 6,4 C-os tartományban várható a XXI. század végére. A legalacsonyabb kibocsátás forgatókönyvére (B1) a legjobb becslés 1,8 C (valószínű tartomány: 1,1 2,9 C), míg a legmagasabb kibocsátás forgatókönyvére (A1F1) a legjobb becslés 4 C (valószínű tartomány: 2,4 6,4 C) globális hőmérséklet-emelkedés 2100-ra (2.15. ábra). A következő két évtizedre a SRES emissziós forgatókönyvek tartománya szerint kb. 0,2 C évtizedenkénti melegedés várható. Ha az összes üvegházhatású gáz és az aeroszol koncentrációja a évi szinten állandó marad, akkor is 0,1 C körüli évtizedenkénti melegedés várható. Az üvegházhatású gázkibocsátás folytatása a jelenlegi mértékben vagy afölött további melegedést okozna, és számos változást indukálna az éghajlati rendszerben a XXI. század folyamán, amely nagy valószínűséggel nagyobb lenne, mint a XX. században megfigyelt változások (IPCC 2007) ábra - Globális felszíni átlaghőmérséklet emelkedéseltérő forgatókönyvek alapján (NÉS 2007, IPCC 2007, Éghajlatváltozás 2007) 37

54 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei A globális felmelegedés azonban nem egyformán érinti a Föld különböző területeit. Az északi félteke nagyobb mértékben melegszik (Iványi 1998). A globális klímaváltozás már érzékelhetőnek tűnik a mérési adatok alapján, de azt is láthatóvá teszik ezek az adatok, hogy az eddigi feltételezett felmelegedés nem fokozatosan következett be. A globális átlagolt hőmérsékleti sorokra azt találták, hogy és között melegedési periódus volt, amelyet egy hűlési periódus követett. Ez utóbbi időszak időtartamát illetően eltérőek az eredmények. A hűlési periódus vége és között változik. Ezek a megállapítások a globális hőmérsékletre vonatkoznak, a hemiszférikus átlagok is, de a regionális skálára vonatkozóak még inkább eltérő képet mutatnak (Iványi 1998). A XXI. századra előrevetített felmelegedés a forgatókönyvektől független földrajzi eloszlásokat mutat, amelyek hasonlítanak az utóbbi néhány évtizedben megfigyelt mintázatokhoz (IPCC 2007). A felmelegedés várhatóan a szárazföldek felett és a legmagasabb északi szélességeken lesz a legerősebb, a déli óceáni területeken és az északi atlanti-óceáni területek egyes részei felett a leggyengébb (2.16. ábra) ábra - A felszíni hőmérsékletek előrejelzése légkör óceán globális cirkulációs modellekben (IPCC 2007) A XXI. század egy-egy korai és késői időszakára előre jelzett változások a felszíni hőmérsékletben az 1980 és 1999 közötti időszakhoz viszonyítva. A középső és jobb oldali ábrahármas a légkör óceán globális cirkulációs modellekben átlagosan előre jelzett változásokat mutatja, mégpedig a B1 (felső), A1B (középső) és A2 (alsó) SRES forgatókönyvekre a (középső oszlop) és (jobb oldali oszlop) évtizedekre átlagolva. A bal oldali oszlop az ennek megfelelő bizonytalanságokat, mint a különböző AOGCM- és EMIC-tanulmányok által becsült globális átlagmelegedésre adott relatív valószínűségeket mutatja ugyanezekre az időszakokra (Éghajlatváltozás 2007). 38

55 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei A tengerek vízszintjének emelkedése Az óceánok, tengerek vízszintjének emelkedése több okra vezethető vissza. Az egyik az emelkedő hőmérséklet miatti víz hőtágulása, a másik a krioszféra olvadása. A világtengerek szintjének emelkedése 40 éve még csak évi 1 2 mm volt, ez 10 éve már évi 4 6 mm-re nőtt. Az IPCC előrejelzései (2001) szerint 2100-ra cm-rel nőhet az óceánok, tengerek vízszintje (Mika 2002). A 2007-ben megjelent eredmények kedvezőbben, ezek alapján cm között várható a világtenger szintjének növekedése. Ez a becslés már óvatosabb, mint az IPCC Harmadik Helyzetértékelő Jelentésében (TAR) (2001) megjelent adat. A tengerek vízszintemelkedése több káros következménnyel is járhat. Ezek közül csak egy az alacsonyan fekvő, partmenti területek víz alá kerülése. Emellett a sós víz veszélyezteti a ma élő ökoszisztémákat, az édesvízkészleteket, a mezőgazdasági területeket is. A növekvő légköri szén-dioxid-koncentráció az óceánok savasságának növekedéséhez vezetnek. A SRES forgatókönyveken alapuló előrejelzések az átlagos globális óceán felszíni ph-értékére 0,14 0,35 egységnyi csökkenést adnak a XXI. század folyamán, ami hozzáadódik az iparosodás előtti időszak óta eddig bekövetkezett 0,1 egységnyi csökkenéshez (IPCC 2007). A növényföldrajzi övezetek esetleges módosulása, a tenyészidőszak hosszának változása, a természetes ökoszisztémák módosulása A növényföldrajzi övezetek várhatóan eltolódnak a felmelegedés következtében. A módosuló éghajlati feltételek miatt bizonyos fajok eltűnhetnek, más, ellenállóbb fajok elszaporodhatnak, módosulhatnak a jelenlegi ökoszisztémák. A klímaváltozás következtében a korábbiakhoz képest átrendeződő évszakok közvetlenül befolyásolják az élőlények élettevékenységét, ami fokozza az élővilág átalakulásának lehetőségét. Ez megnyilvánulhat az élőlény morfológiájában, méretében, élettani folyamataiban, szaporodásában, elterjedésében, és nem utolsósorban alkalmazkodási képességében (Kordos 2007). A klímaváltozás hatására eddig ismeretlen kártevők, majd annak betegségei is felszaporodhatnak. Gondot ez abban a tekintetben okoz, hogy nem ismerjük a megfelelő védekezési módot ellenük, ezért kártételük nagy lehet (pl. kukoricabogár megjelenése hazánkban). A felmelegedés hatásaként megváltozhat a tenyészidőszak, vagyis a szabadföldi növénytermesztés időszakának hossza, módosulhatnak a termelés időjárási feltételei is. Ez alapján a felmelegedésnek várhatóan lesznek 39

56 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei nyertesei és vesztesei. A nyertesek az 50 szélességi fok felett elhelyezkedő területek lehetnek, itt várhatóan a hőmérséklet emelkedéséhez csapadékmennyiség növekedés társul majd. A mérsékelt égöv (30 50 szélességi fok közötti területek) lesz a felmelegedés vesztese, mert itt a hőmérséklet emelkedése csapadékcsökkenéssel párosulhat. A trópusi területeken a hőmérséklet emelkedése mellett igen mérséklet csapadéknövekedés várható, de ez a mezőgazdasági termelést nem fogja számosan befolyásolni. Durva becslés alapján 1 C-os globális felmelegedésnél a fajok termeszthetőségének határvonala Szász (1994) szerint km-rel északabbra, és m-rel magasabbra kerül a tengerszint feletti magasság alapján. Szélsőséges időjárási események várható alakulása A szélsőségek, rekordok száma megszaporodhat a klímaváltozás következményeként, annak ellenére, hogy az átlag akár változatlan maradhat. Gyakoribbakká válhatnak a szélsőséges időjárási jelenségek, pl. viharos erejű szél, jégeső. Igen valószínű, hogy a szárazföldi területeken nő a forró napok és csökken a fagyos napok száma, továbbá a napi hőmérsékleti ingás is mérséklődhet (Pálvölgyi 2004). A meteorológiai elemek átlagai mellett többen foglalkoztak a szélsőséges időjárási jelenségek globális klímaváltozásnál bekövetkező gyakoribb megjelenésével, bár van, aki szerint ezek előrejelzése jelenleg kellő megbízhatósággal még nem valósítható meg (Mearns et al. 1997). Az IPCC (2007) kutatói szerint igen valószínű, hogy a forró extrémitások, a hőhullámok és a nagy csapadékok száma meg fog növekedni. A csapadékjárás és a globális vízkörzés változása Az üvegházhatású gázok kibocsátási forgatókönyveinek tanúsága szerint a XXI. században a légköri páratartalom növekedésére számíthatunk. Valószínű, hogy a XXI. század második felére a mérsékelt és magas szélességeken, valamint az Antarktisz térségében a téli csapadékhozamok növekednek majd (IPCC 2001). A magas szélességi övekben a csapadékösszeg növekedése nagyon valószínű, míg ennek csökkenése valószínű a legtöbb szubtrópusi szárazföldi régióban (az A1B forgatókönyv szerint 2100-ban nem kevesebb, mint 20%- kal), ily módon folytatva a jelenlegi trendekben megfigyelt mintázatokat (IPCC 2007) (2.17. ábra) ábra - A csapadékváltozások előrevetített mintázata (IPCC 2007) A csapadék relatív változásai (százalék) 2090 és 2099 között, az 1990 és 1999 közötti időszakhoz viszonyítva. Az értékek az A1B jelű SRES forgatókönyvre alapozott összes modellfutás átlagai, decembertől februárig (Tél, a bal oldalon), valamint júniustól augusztusig (Nyár a jobb oldalon ). A fehér területeken a modellek kevesebb mint 66%-a egyezik meg a változás előjelében, míg a pontozott területeken a modellek több mint 90%-a azonos előjellel változik (Éghajlatváltozás 2007). Az északi félgömbön a hótakaró és a tengeri jég kiterjedése minden bizonnyal továbbra is csökkenni fog (2.18. ábra), a gleccserek visszahúzódása is folytatódik. Arzel et al. (2006) modelleredményei szerint a XXI. század 40

57 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei végére a nyári időszakban az Északi-sark térsége jégmentes lesz. Ugyanakkor elképzelhető, hogy az Antarktisz jégmezői utánpótlást kapnak, ugyanis itt várhatóan számottevően nőhet a csapadék mennyisége ábra - Az északi jégsapka méretének csökkenése 1979 és 2003 között A legtöbb modell a szél, a vízhőmérséklet és a sókoncentráció által működtetett globális óceáni vízkörzés gyengülését vetíti előre, aminek következményeként az északi félgömbön a délről északra tartó hőáramlás mérséklődik. A jelenlegi szimulációk nem támasztják alá az óceáni vízkörzés teljes leállását, legalábbis 2100-ig. A Negyedik Helyzetértékelő Jelentés szerint az Atlanti óceán meridionális körforgása lelassul a XXI. században. A modellek által adott átlagos csökkenés 2100-ra 25% volt (IPCC 2007). Az óceáni szállítószalaggal (2.19. ábra) összefüggő éghajlati ugrás is elképzelhető Broecker (1997) paleoklíma-vizsgálatokon alapuló elmélete szerint ábra - Az óceáni szállítószalag (UNEP-GEO4 2007) (Piros nyíl-melegebb víz, kék nyíl-hidegebb víz, rózsaszín nyíl-golf-áramlat) 41

58 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Az elmélet azt körvonalazza, hogy az emelkedő hőmérséklet miatt a poláris jégsapkák megolvadnak, aminek következtében nagyobb mennyiségű édesvíz kerül az óceánokba. Ez megváltoztatja az óceánok sókoncentrációját a poláris területek környékén. Mivel az óceáni szállítószalag működését a sókoncentráció szabályozza, a koncentráció csökkenése egy adott határértéket elérve leállíthatja a szállítószalag működését. Ha ez bekövetkezik, akkor az északi félteke melegellátása megszűnik, hőmérséklete lecsökken, eljegesedik. Ezután az édesvíz hozzáadás csökken, a szállítószalag újra indul, a hőmérséklet újra emelkedik (Czelnai 1998, Broecker 1997). Néhány további közvetlen mezőgazdasági vonatkozás Anda (2004) és Szabó et al. (2003) nyomán Magyarországon a csapadék csökkenése csak mérsékelt globális felmelegedésnél konkretizált. De vajon mi lesz fokozottabb globális felmelegedésnél? Ha elfogadható a múltbeli események alapján történő jövőbeli becslés, akkor akár az elmúlt évtized szárazodási tendenciája útmutató is lehetne az elkövetkező évtized(ek)re. Nálunk a magasabb hőmérséklet a potenciális evapotranszspirációt 1 valószínűleg növeli, nem úgy, mint néhány nyugateurópai országban, ahol a megnövekedett hőmérséklet miatti nagyobb párolgás annyira megemeli a levegő nedvességtartalmát, hogy az a további nedvességfelvételt korlátozza (Mimikou 2004). Valószínűleg a bevételi oldalról az alacsonyabb csapadék miatt a talajnedvesség különösen a tavaszi nyitó készlet tovább csökken (többek szerint ez a módosulás már napjainkban is 6 8% körüli). A kiadási oldal, a csökkent rendelkezésre álló készletből még több víz elpárolgását tenné szükségessé. Az eredmény a korábbiaknál fokozottabb öntözési igényben ölt testet. Több hazai és mérsékelt övi határon túli vizsgálat egybehangzó véleménye szerint a csapadék 10%-os mérséklődése az öntözővízigényt növényfajtól és környezeti tényezőktől is függően legalább 7 8%-kal emeli. Egy adott térségben akkor fejlődik kedvezően a növény, ha a hőmérséklet az ún. optimum tartományban van. Ennek értéke fajonként, fajtánként, fejlődési fázisonként stb. folyamatosan változik, s meghatározza a biokémiai folyamatok intenzitását, majd végül a várható termést. Core (2002) szerint minden 2 fokos hőmérséklet növekedés a növény optimuma felett 10%-os termékenyülés romlással jár. A virágzás-termékenyülés táján tapasztalt fokozott hőmérséklet-érzékenység analóg a növények kritikus vízigényének megjelenésével. Elegendő sugárzás és víz jelenlétében az erősen hőmérséklet függő fotoszintézis intenzitását az alapanyagként felhasznált légköri CO 2-koncentráció determinálja. A magasabb CO 2 növeli a fotoszintézis, s ezzel a produkció nagyságát. A növények válasza a megkétszerezett CO 2-koncentrációra élettanilag eltérő viselkedésük alapján történő besorolásuktól függően más és más. A C 3 kategóriára meghatározott produkciónövekedés (a legtöbb 1 A potenciális evapotranspiráció a levegő párologtató képességének maximuma. Kizárólag légköri tulajdonságok határozzák meg értékét. Lásd. később a vízháztartás vizsgálatoknál! 42

59 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei termesztett növényünk itt található) széles határok közt ( %) változhat. A C 4-es kategória hazánkban jóval kevésbé népes (de pl. a kukorica ide tartozik) és kevésbé hatékony (~10 15%) szén-dioxid felhasználású. A C 3-as és a C 4-es fajok CO 2-koncentráció változására adott eltérő fotoszintézis-válasza alapján az elterjedésük módosulhat, mégpedig a felmelegedés a C 3-as növények térhódításának kedvezne. Eddigi megfigyelések a feltételezést nem támasztják alá. A növényben mind a vízgőz, mind a CO 2 ugyanazon az útvonalon, a sztómákon át mozog, ezért a megnövekedett külső CO 2-koncentráció nemcsak a fotoszintézist, hanem a transzspirációt is befolyásolja. A külső CO 2-szint emelkedésekor a sztómák nyitottsági foka növényfajonként eltérő mértékben csökken, valószínűleg a sztóma alatti üreg és a külső szén-dioxid koncentráció közti differencia változása miatt. Ezzel a növény vízleadása alacsonyabb, vízfelhasználásának hatékonysága pedig akár magasabb is lehet. Az éghajlatváltozás a terméshozamokat, a produktivitást térségenként eltérő módon változtathatja meg, melynek eredményeképpen egyes területeken produktivitás növekedéssel, másutt csökkenéssel találkozhatunk. Az IPCC (1996) forgatókönyve szerint a CO 2-szint megduplázódásának termésbeni következményei erőteljesen földrajzi helyfüggők (2.2. táblázat). Az anyag összeállítója felhívta a figyelmet a nagy bizonytalanságra, mely abból adódik, hogy az egyes termésváltozások eltérő számítási eljárás eredményei, ezért közlésük csak jelzés értékű, komolyabb következtetés levonására nem alkalmas. A táblázatban meglepő, hogy az Európára vonatkozó sor meglehetősen foghíjas annak ellenére, hogy a témában számos publikáció látott napvilágot táblázat - Különböző földrajzi helyekre prognosztizált termés változások a CO 2 - szint megduplázódása esetén az IPCC (1996) közleménye alapján* Térség Kukorica Búza Szója Egyéb gabona Legelő Rizs Dél- Amerika > Szibéria Európa > 30? > 0 Észak- Amerika Afrika csökken Dél-Ázsia Kína Csendesóceáni térség * az értékek %-ban értendők A termés csökkenése az erősen környezetfüggő és elszigetelt művelési móddal rendelkező területeken válhat katasztrofálissá, melyek helyileg a száraz, félszáraz, trópusi és szubtrópusi térségekben találhatók (Szaharától délre fekvő államok, K- és DK-Ázsia, Latin Amerika trópusi térségei, csendes óceáni szigetvilág stb.). Lakótérségünkhöz közelebb Warrick et al. (1986) a biomassza és a termés CO 2 gáz megduplázódásával bekövetkező változásait néhány fontosabb gazdasági növényre összegezte több szerző munkája alapján (2.3. táblázat). Az általa megadott termés és biomassza növekedés átlagos változásai: C 3-as növényekre 10-50%, C 4- es növényekre 0-10%. A táblázat adatait néhány hazai vonatkozású eredménnyel egészítettük ki. 43

60 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei 2.3. táblázat - Néhány C 3 -as növény biomassza és termés változása a CO 2 -szint megduplázódásánál Warrick et al. (1986) és néhány hazai publikáció nyomán. A hazai szerzőket*-gal [*Bussay 1995, Tuba (1995), Kovács és Dunkel (1998), Kröel-Dulay et al. (1998), Nováky et al. (1996) anyagai alapján Növénycsoport Néhány reprezentáns faj Biomasszaváltozás % Termésváltozás % Rostnövények Gyapot (Gossypium hirsutum) Zöldségfélék Uborka, paprika, paradicsom Gabonafélék Hazai eredmény* Búza, árpa, rizs Búza Árpa 6 6, ,0 8,2 Takarmány- Kukorica 30 növények* Kukorica 5 Gyepnövények* Festuca sp., Stipa sp. 8 és 10 Leveles növények Káposzta, fehérhere, saláta, csenkesz, articsóka 5 19 Hüvelyesek Bab, borsó, szója Gumós növények* Cukorrépa, retek Burgonya Gyomok Maszlag, Crotalaria spectabilis, disznóparéj, ambrózia, fenyércirok stb. 10 Cserje Gyapotcserje (Gossypium deltoides) 14 Évi 0,1%-os CO 2-gáz-kibocsátás növekedés állandósulása és az ezzel kapcsolt felmelegedés folytatódása esetében Európában 2080-ra a számítások szerint mintegy 20 30%-os produkció növekedésnek kellene jelentkeznie [LN: amit maguk a szerzők is kétségekkel fogadtak. Korábban ennél nagyobb változás lehetőséggel is találkozhattunk az irodalomban, pl. a C 3-as növények fotoszintézis intenzitásának %-os növekedését prognosztizálta az IPCC 1990-es kiadványa. Hazai vizsgálatok összegzése alapján a globális felmelegedés hatására a C 3-as növényfajok produkciója fajtól függően! meglehetősen széles határok között 10 25%-kal, a C 4-ké mérsékeltebben, mintegy +10% alatti értékben módosulhat. Az eredmények értékelésénél nem szabad megfeledkeznünk arról, hogy azokat legtöbbször maximum két hatótényező (hőmérséklet, csapadék és CO 2 duplázódásból) figyelembevételével határozták meg. Megnyugtatásul szolgálhat, hogy a növények az evolúciójuk során már bizonyították a megváltozott körülményekhez való alkalmazkodási képességüket, azonban a rendelkezésére álló idő hosszúságáról nem szabad megfeledkeznünk Milyen hatásokkal járhat a klíma módosulása az egyes kontinenseken? 44

61 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Az IPCC Negyedik Helyzetértékelő Jelentése (2007) a 3 munkacsoport jelentéseiből áll. A 2. munkacsoport által összeállított jelentés sorra veszi a klímaváltozás hatásait földrészenként, és a Hatások, sérülékenység, alkalmazkodás címet viseli. AFRIKA Várhatóan 2020-ig millió főt érinthet a vízstressz. A mezőgazdasági termelést és az élelmiszer-ellátást komolyan veszélyezteti az éghajlatváltozás. A természetes csapadékellátottságú területeken akár 50%-kal kevesebb lehet a termés 2020-ig. Az éghajlatváltozás következményeihez való alkalmazkodás költsége a GDP 5 10%-át teheti ki. ÁZSIA A Himalájában a gleccserek olvadása áradásokhoz vezethet, ezzel párhuzamosan az ivóvízkészletek csökkenése várható. A sűrűn lakott parti területek nagyobb veszélynek lesznek kitéve az áradások miatt. A mezőgazdasági termelés kb. 20%-os növekedése várható Kelet-, Délkelet-Ázsiában, míg Közép- és Dél-Ázsiában kb. 30%-os csökkenés várható a XXI. század közepére. AUSZTRÁLIA ÉS ÚJ-ZÉLAND Vízproblémák várhatók e területeken. A biodiverzitás csökkenése várható több gazdaságilag jelentős területen (pl. Nagy-korallzátony). Az aszályok száma és ezzel párhuzamosan az erdőtüzek száma is valószínűleg növekedni fog. EURÓPA Dél-Európában a csökkenő ivóvízkészletek, hőhullámok, tüzek, egészségügyi kockázatok okoznak majd problémát. Közép-, Kelet-Európában a nyári csapadékok csökkenése, növekvő vízstressz, az aszályok, hőhullámok gyakoriságának növekedése valószínűsíthető. Észak-Európában kezdetben (!) pozitív hatások várhatók. DÉL-AMERIKA A trópusi esőerdők helyét fokozatosan szavanna veszi majd át, amivel együtt jár a biodiverzitás csökkenése is. A mezőgazdasági területek elsivatagosodása várható. Az alacsonyan fekvő területeken megnő az áradások veszélye, és ezt a területet sem kerülik el az ivóvízproblémák. ÉSZAK-AMERIKA Nagyobb téli áradások, kisebb nyári vízhozamok várhatók a folyókon. Az erdőtüzek gyakorisága várhatóan nőni fog. A mezőgazdasági termelés 5 20%-os csökkenése várható. SARKI TERÜLETEK A jég vastagságának és kiterjedésének csökkenése várható. Az ökoszisztémák módosulása valószínű, és az invazív fajok előtt lecsökken a klimatikus határ. Pozitív hatás lehet ezeken a területeken a hajózhatóság és a fűtési költségek csökkenése. KIS SZIGETEK Különösen sérülékenyek a tengerszint-emelkedés és az extremitások számának növekedése miatt. A hőmérséklet-emelkedés nem őshonos fajok térhódítását teheti lehetővé. Jellemzővé válhat a vízkészletek szűkössége ENSZ Éghajlatváltozási Keretegyezmény Az 1980-as évek elejére a klímaváltozás kérdéskörével foglalkozó szakemberek, politikusok számára világossá vált: az éghajlatváltozás kockázatának elhárítása túlnő az egyes országok határain. E felismerés vezetett el az évi Rio de Janeiro-i ENSZ Környezet és Fejlődés Konferencia keretében az Éghajlatváltozási Keretegyezmény (UNFCCC, United Nations Framework Convention on Climate Change) aláírásra való megnyitásához. Az egyezmény elfogadása 1992-ben New Yorkban történt, és március 21-én lépett hatályba. 45

62 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Az Egyezmény lényege az üvegházhatású gázok civilizációs eredetű kibocsátásának korlátozása olyan szinten, amely megóvja a környezetet és a társadalmakat az éghajlatváltozás káros következményeitől. Az Egyezmény nem kötelező jelleggel írta elő a csatlakozó fejlett és átalakuló gazdaságú országok (az ún. Annex I. részesek) számára, hogy 2000-re az üvegházhatású gázkibocsátásuk nem haladhatja meg az évi szintet. Az egyezmény konkrét célkitűzéseket fogalmazott meg: Az üvegházhatású gázok légköri koncentrációinak stabilizálása olyan szinten, amely megakadályozná az éghajlati rendszerre gyakorolt veszélyes antropogén hatást olyan időhatáron belül, ami lehetővé teszi az ökológiai rendszerek alkalmazkodását az éghajlatváltozáshoz. Környezettudatos nevelés. Tájékoztatás támogatása. Technológiai transzfer megvalósítása. Éghajlatváltozási nemzeti programok kidolgozása. Kibocsátási leltár elkészítése. Ez a nemzetközi jogi dokumentum a fejlődő országok számára nem rögzít kibocsátás korlátozási kötelezettséget és nem él a szankcionálás lehetőségével. Ugyanakkor a fejlett és átalakuló gazdaságú országok számára részletesen szabályozott jelentéstételi kötelezettséget állapít meg (Nemzeti Beszámolók), melyek egyaránt kiterjednek az üvegházhatású gázok kibocsátásának felmérésére (nemzeti emissziókataszterek), a kibocsátások jövőképeire és a nemzeti klímavédelmi intézkedések számbavételére. Az együttműködés az elővigyázatosság elvére épül, vagyis nem szabad megvárnunk a tudományos bizonyosságot, hiszen lehet, hogy addigra már elkésünk a cselekvéssel. A tudományos bizonytalanságok ellenére be kell vezetni a klímaváltozás következményeit megelőző, illetve csökkentő intézkedéseket (Bíró 2003). A Keretegyezmény döntéshozó testülete a COP, vagyis a Részes Felek Konferenciája, melyet évente rendeznek meg. Magyarországon az évi LXXXII. törvényben ratifikálták hazánk csatlakozását a Keretegyezményhez. 4. A globális éghajlatváltozás várható hatásai Magyarországon Hazánkban a klímaváltozás kockázatainak megítélésekor lényeges, hogy a Kárpát-medence a nedves óceáni, a száraz kontinentális és a nyáron száraz, télen nedves, mediterrán éghajlati régiók határán helyezkedik el. E határzónában az éghajlati övek kisebb eltolódása is oda vezethet, hogy országunk átcsúszhat a három hatás valamelyikének uralma alá (Mika 2002). A Kárpát-medencét érő hatások prognosztizálása megfelelő időbeli és térbeli bontású regionális éghajlati forgatókönyveket, vagyis a globális alternatívák megbízható helyi konkretizálását igényli. A modellszámítások alapján a hőmérséklet és a csapadék várható hazai változásait a globális változások 0,5 4 C-ig terjedő tartományában a 2.4. táblázat tartalmazza. A forgatókönyvek fő állítása, hogy az üvegházhatás erősödésével a hazai éghajlat szárazabbá és napfényben gazdagabbá válása várható, legalábbis a melegedés kezdeti, néhány évtizedes tartományában (Mika 2002) táblázat - A hőmérséklet és a csapadék hazánkban várható változása adott globális felmelegedés esetén Mika (2002) szerint Globális Helyi változás Hőmérséklet ( C) Nyár / nyári félév +0,5 C +1 C +2 C +4 C +1,0 C +1,3 C +2 C +4 C 46

63 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Hőmérséklet ( C) Tél / téli félév Csapadék Évi összeg +0,8 C +1,7 C +3 C +6 C 40 mm 66 mm bizonytalan mm A nyári/nyári félévi hőmérséklet a kezdeti, 2-szeres relatív érzékenységről fokozatosan 1-szeresig csökken, míg a téli félévben nagyjából 1,5-szeres szinten marad. Az évi csapadékösszeg nemlineárisan követi a melegedést: a kezdeti, legalább 1 C melegedésig súlyosbodó szárazodási tendencia később megfordul, s a csapadékváltozás 4 C globális melegedésnél már biztosan pozitív lesz (Mika 2002). Harnos (1998) az OAGCM modell (kapcsolt óceán-atmoszféra általános cirkulációs modell) hazai alkalmazásakor a jelenlegi CO 2-szint megduplázódásával indukált 0,7 C felmelegedésnél a nyári félév csapadékcsökkenését 14%-ra becsülte. A szerző felhívta a figyelmet, hogy ha a globális felmelegedés eléri az 1,8 C-t, akkor a csapadékváltozás előjele megfordul, s 8%-kal emelkedni fog annak mennyisége. Bartholy és Schlanger 2004-ben publikált modelleredményei (MAGICC/SCENGEN programcsomaggal, 16 GCM és 4 IPCC CO 2 kibocsátási forgatókönyv alapján kidolgozott regionális forgatókönyvek) alapján 2050-re (+0,8) (+2,8) C-os, 2100-ra (+1,3) (+5,2) C-os hőmérsékletváltozás várható hazánkban. A csapadék változása 13 modell szerint 2050-re ( 1) (+7)%, 2100-ra ( 3) (+14)% között alakulhat. A modellszámítások szerint a tél és a tavasz a mainál nedvesebbnek, míg a nyár és az ősz szárazabbnak ígérkezik. Bartholy et al. (2005) modelleredményei szerint (0,5 4 C globális melegedés tartományában) éves szinten a felhőzet néhány százalékos csökkenése valószínűsíthető, a hazai évi középhőmérséklet emelkedése a földi és félgömbi átlaggal azonos mértékű lesz. Az évi csapadékösszeg csökkenése 1 1,5 C-os kezdeti melegedés esetén hozzávetőleg 10%-ra prognosztizálható. A melegedés erőteljesebb, másfél fokot meghaladó szakaszán kisebb-nagyobb csapadéknövekedés valószínű. A 3 C-os globális melegedés hatását becslő számítás meglehetősen bizonytalan csapadéknövekedést mutat. Tehát négy módszertan és kilencféle becslés alapján valószínűsíthető, hogy Magyarországon meg fognak változni a sokévi átlagok. Éghajlatunk összességében melegszik és szárazabbá válik. A telek a mainál melegebbek lesznek, és valamivel csapadékosabbnak ígérkeznek, ezért növekszik az árvízveszély. Nyáron is melegedéssel kell számolnunk, ugyanakkor a csapadék csökken, ami növeli az aszály kockázatát. A szerzők szerint a nyári időszakban a növekvő napfénytartam és az emelkedő hőmérséklet valószínűvé teszi a talaj nedvességtartalmának jelentős csökkenését. A félgömbi átlaghőmérséklet 0,5 C-os emelkedésével az aszályos hónapok gyakorisága 60%-kal nő. A XX. század utolsó harmadában megfigyelhető volt a csapadék napi intenzitásindexének erősödése. Ha ez a tendencia folytatódik, az igen kedvezőtlen mind a növények vízhasznosítására, mind a talajerózió, mind az árvízvédelem szempontjából (Bartholy et al. 2005). A klímaváltozás jelei már eddig is tapasztalhatók voltak hazánkban. Koflanovits-Adámy és Szentimrey (1986) az es időszakban lineáris csapadékcsökkenést a tavaszi-őszi periódusban tapasztalt, melyből különösen a tavaszi vízbevétel elmaradás érintheti kellemetlenül a növényeket és a termesztőket. Szász (1994) 110 évre kiterjedő standardizált csapadékátlagok elemzése alapján az egész országra kiterjedő csapadékcsökkenést állapított meg. Schirok-Kriston (1994) a 30 mm-t meghaladó csapadékkal rendelkező napok számának alakulásában Magyarországon szignifikáns eltérést az es periódusban nem talált. Az ország 10 főállomásának hosszú idősoros, 100 évre kiterjedő elemzése alapján nagy a valószínűsége annak, hogy hazánk egyes térségein a globális felmelegedés mértéke nem lesz azonos. Erre következtethetünk az eddig mért változásokból is. Szalai és Szentimrey (2001) az ország nyugati felén a hőmérséklet becsült trendjét 0,72 0,85 C/100 év közöttinek, a keleti országrészben ennél mindenütt alacsonyabbnak, mindössze 0,49 0,60 C/100 év közöttinek találta. A két szélsőséges mérőhely Mosonmagyaróvár és Nyíregyháza volt. Szalai et al. (2005) számításai szerint között az ország területén jellemző melegedés 0,76 C-nak adódott. A tavasz melegedése ugyanezen időszak alatt 0,77 C, a nyáré 1 C, az őszé 0,4 0,5 C, a télé 0,38 C volt. Az éves csapadékösszegek csökkenését 11 %-ra becsüli a vizsgálat, a legnagyobb csapadékcsökkenés az évszakok közül tavasszal jelentkezett, 25%. Tény, hogy a mezőgazdaság szempontjából kritikus 500 mm-es szint alatti csapadék előfordulása gyakoribbá vált: ez és között 6 alkalommal, és között 10 alkalommal fordult elő (Jolánkai et al. 2004). 47

64 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Kertész et al. (1999) a globális felmelegedés eredményeképpen Közép-Európa DK-i tájainak fokozatos szárazodásával számolt, s megállapította, hogy ezideig a természetes vegetációban és a földhasználatban ennek következménye még nem látszik. Itt szükséges megjegyezni, hogy a megállapítás a szántóföldekre nem vonatkozik, mivel ott földhasználat-váltás, mégpedig az ültetvények, különösen a gyümölcsösök mérsékelt térhódítása elképzelhető (Kertész és Mika 1999). Kismértékű felmelegedésnél (0,5 C), mintegy 10 15%-os csapadékcsökkenésnél a termőhelyek térbeli elmozdulása várható a jobb nedvességellátású termőtájak irányába (Antal és Szesztay 1992). Szalai (2004) szerint tény, hogy az aszályhajlam Európán belül a mediterrán térségben növekszik, és hazánk éghajlata ebből a szempontból a déli szomszédainkéval mutat hasonlóságot. Horváth (2007) szerint Debrecenre vonatkoztatva az analóg területek a es időszakban Észak-Szerbiában, Dél-Romániában és Észak- Bulgáriában találhatók, ez km-es eltolódást jelent. A cirkuláció anticiklonosabbá válik (Tar 1998), s ezzel együtt a nyári napfénytartam 10%-kal emelkedik (Antal 2001). Nem teszi könnyebbé a globális felmelegedés gazdasági növényekre gyakorolt hatásának vizsgálatát a prognózisokban több helyen megmutatkozó, főképpen a csapadék mennyiségére és eloszlására vonatkozó bizonytalanság. A téli félévi csapadékváltozás előjele a félgömbi hőmérséklet kezdeti változása során több prognózisban sem egyértelmű. Akár a hőmérséklet alakulásában is adódhatnak eltérések aszerint, hogy melyik tájegységre vonatkoztatjuk azokat (Szabó et al. 2003). Az eddig megjelent hazai publikációk döntő többsége a globális felmelegedést Magyarország térségére várhatóan az átlaghőmérséklet emelkedésével és csökkenő, valamint változó eloszlású csapadékmennyiségekkel jellemzi. A konkrét értékekre vonatkozóan a vélemények megoszlanak (Szabó et al. 2003). A Kárpát-medencére vonatkozó trendelemzések alapján a XX. század második felében a hőmérsékletben egyértelműen megjelenik a melegedő tendencia, s a csapadékextrémumok gyakorisága és mértéke szintén egyértelmű növekvő tendenciát mutat, ezzel szemben a teljes lehullott csapadék mennyisége csökkent (Bartholy és Pongrácz 2005). A 2006-ban napvilágot látott Klímapolitika című kiadvány a PRUDENCE nemzetközi projekt előrejelzéseit taglalja Magyarország tekintetében, két megvilágításban is. Az egyik esetben azt vizsgálták a kutatók, hogy 1 C-os globális átlaghőmérséklet-emelkedés mellett hazánk hőmérsékleti viszonyai hogyan alakulnának. Ennek eredménye szerint: Magyarországon a globális átlagnál nagyobb mértékű melegedés várható. Ennek a mértéke erősen változó, de legerősebb a nyár folyamán, és leggyengébb tavasszal. Az éves 1,4 C-os hőmérséklet-emelkedésnél nagyobb mértékű változásra számíthatunk nyáron és ősszel (1,7, illetve 1,5 C), míg télen és tavasszal valamivel kisebb mértékűre (1,3, illetve 1,1 C). A hőmérséklet-értékek szórása viszonylag kicsi, habár vannak olyan modellek, amelyek az átlagos (1 fokos) globális emelkedésnél kisebb értékeket szimulálnak. Az 1 fokos globális felmelegedést kísérő magyarországi csapadékmennyiség éves összege gyakorlatilag változatlan (ugyanolyan valószínűséggel lehet némi növekmény, illetve csökkenés), ugyanakkor a csapadék mennyiségének időbeli eloszlása nagy különbségeket mutat. Nyáron érdemi csökkenés, míg télen hasonló mértékű növekedés figyelhető meg. Az átmeneti évszakokban a különböző modellek által adott becslések nem ennyire egyértelműek némelyeknél csökkenést, másoknál növekedést kapunk Magyarország térségére. Gyakorlatilag az összes modellfuttatás megerősíti a csapadék éves menetében várható változást, azonban annak mértékében már jelentős különbségek mutatkoznak. A másik megközelítés szerint az A2 és B2 forgatókönyvek felhasználásával szimulálták a közötti időszakra várható évszakos változásokat, bizonyos szélsőséges időjárási helyzetek gyakoriságának várható változását (a referencia időszak volt). A vizsgálatok eredménye a következőképpen foglalható össze: A Kárpát-medence térségére az évi átlagnál nagyobb mértékű hőmérséklet-emelkedés várható a nyár [4,5 5,1 C az A2, és 3,7 4,2 C a B2 szcenárió szerint (Bartholy et al. 2007)] és az ősz folyamán. A változás mértékében a bizonytalanság mértéke viszonylag magas. A csapadék éven belüli eloszlásában érdemi változás várható a Kárpát-medencében: téli csapadékmennyiség növekedés [23 37% az A2, és 20 27% a B2 szcenárió szerint (Bartholy et al. 2007)], illetve nyári csapadék 48

65 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei csökkenés [24 33% az A2, és 10 20% a B2 szcenárió szerint (Bartholy et al. 2007)]. Amíg az egyes évszakokra vonatkozó változások iránya viszonylag egyértelmű, addig azok mértéke rendkívül bizonytalan. Várható, hogy a csapadék intenzitása átlagosan növekedni fog: a legtöbb modell azt szimulálja, hogy a nagycsapadékos jelenségek száma várhatóan növekszik, míg a kis csapadékkal járó jelenségek csökkenő tendenciát mutatnak. A hőmérsékleti szélsőségek tekintetében a fagyos napok számának érdemi csökkenése, míg a nyári, hőség- és forró napok számának érdemi növekedése várható. Az A2 és B2 forgatókönyvek esetén bekövetkező éghajlatváltozási szimulációk összehasonlítása alapján az mondható el, hogy az éghajlat változásának iránya nem, de annak mértéke kis mértékben változik, ha az optimistább B2 kibocsátási forgatókönyvet tekintjük. A CECILIA Projekt keretében újabb eredmények láttak napvilágot hazánk közeljövőben várható éghajlatával kapcsolatban. Szépszó és Horányi (2008) az A1B üvegházgáz-kibocsátási szcenárió alapján készített előrejelzéseket 2 modell (REMO5.0, ECHAM5/MPI-OM) segítségével közötti időszakra vonatkozóan. Eredményeiket a 2.5. táblázat mutatja be (Szépszó és Horányi 2008) táblázat. Az éves átlaghőmérséklet (2 méter) és a csapadékösszeg éves és évszakos változása és szórása Magyarországra vonatkozóan a közötti időszakra a REMO5.0 és az ECHAM/MPI-OM modellek szerint az közötti időszakhoz képest. A táblázat utolsó része a két modell célperiódusra vonatkozó eredményei közötti különbséget mutatja (Szépszó és Horányi 2008). Célperiódus: , referenciaperiódus: REMO ECHAM Változás Éves MA M JJA SzON DJF Éves MA M JJA SzON DJF Hőmérséklet ( C) 1,35 1,08 1,35 1,58 1,34 1,73 1,33 1,91 2,07 1,51 Csapadék (%) 0,91 7,10 4,83 2,98 7,24 3,61 6,17 15,30 0,32 5,32 Szórás Éves MA M JJA SzON DJF Éves MA M JJA SzON DJF Hőmérséklet ( C) 1,01 1,20 1,33 1,54 1,60 1,08 1,23 1,59 1,67 1,70 Csapadék (%) 17,33 21,10 28,96 32,81 28,22 20,23 30,48 40,71 39,57 32,97 REMO- ECHAM Éves MA M JJA SzON DJF Hőmérséklet ( C) Csapadék (mm/hó) 0,54 0,58 0,60 0,64 0,37 9,63 5,51 24,76 8,81 0,81 Összefoglalóan a szerzők megállapítják, hogy eredményeik jó összhangban vannak a PRUDENCE Projekt korábbi eredményeivel, miszerint hazánkban nagyobb lesz a felmelegedés mértéke, mint a globális átlag, és Közép-Kelet-Európa a modellezés szempontjából igen bizonytalan területnek nevezhető. 49

66 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei 5. A VAHAVA projekt és a Nemzeti Éghajlatváltozási Stratégia A Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium és a Magyar Tudományos Akadémia megállapodást kötöttek 2003 júniusában 3 kutatási program indítására: Környezetállapot értékelés. Fenntartható vízgazdálkodás. A globális klímaváltozás hazai hatásai és az arra adandó válaszok. A harmadik program neve VAHAVA projektként vált ismertté. A projekt időtartama 3 év volt. Céljai a nemzetközi és hazai előzmények áttekintése, a hazai időjárási jelenségek, eddigi tapasztalatok értékelése, hatásterületek, válaszmegoldások, eszközök feltárása, a klímapolitika hazai meghonosítása, a Nemzeti Éghajlatváltozási Stratégia koncepciója alapjainak kidolgozása év időtartamra, valamint egy felső szintű döntésre alkalmas javaslat összeállítása voltak. A program eredményeként február 13-án a kormány elfogadta a időszakra szóló Nemzeti Éghajlatváltozási Stratégiát, amit márciusában az Országgyűlés ellenszavazat és tartózkodás nélkül elfogadott. A stratégiát a évi LX. törvény ratifikálta. Letölthető a című honlapról. 6. Irodalom Anda, A A globális felmelegedés és a mezőgazdaság. Természet Világa 135. évf II. Különszám p: Antal, E. és Szesztay, K A várható klímaváltozás és a környezet kölcsönhatásai. In.: Alkalmazkodó mezőgazdaság (ed. Csete L.-Láng I.) AGRO-21 Füzetek Antal, E A növényi vízellátottság hazai kérdőjelei a jövő évtizedekben a globális éghajlatváltozás tükrében. In: Berényi Dénes Jubileumi Ünnepsége Előadásai, Debrecen: Arzel, O., Fichefet, T. and Goosse, H Sea ice evolution over the 20th and 21st centuries as simulated by current AOGCMs. Ocean Modelling 12.: Bartholy, J., Mika J., Pongrácz, R. és Schlanger, V A globális felmelegedés éghajlati sajátosságai a Kárpát-medencében. In: Éghajlatváltozás a világban és Magyarországon /Takács-Sánta A. (szerk.)/: Bartholy, J. és Mika, J Éghajlatelőrejelzés, bizonyosságok, kételyek In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok 97, OMSZ, Budapest: Bartholy J., Pongrácz R., Gelybó Gy Regional cliamte change expected in Hungary for Applied Ecology and Environmental Research 5./1.: Bartholy, J. és Pongrácz R Néhány extrém éghajlati paraméter globális és Kárpát-medencére számított tendenciája a XX. században. AGRO-21 Füzetek 40.: Bartholy, J. és Schlanger, V Az éghajlat regionális modellezése. Természet Világa 135./2. különszám: Bíró, D A globális klímaváltozás politikatörténete. Napvilág Kiadó, Budapest Broecker, W Will Our Ride into the Greenhouse Future be a Smoth One? GSA Today Vol. 7. No. 5. Bussay, A A burgonyatermesztés szimulálása növény-időjárás modellek segítségével. Éghajlati és Agrometeorológiai Tanulmányok 4., p:59. Ciais, P., Tans, P. P., Troiler, M., Whitw, J. W. C. and Francey, R. J A large Northern Hemisphere terrestrial CO 2 sink indicated by the 13C/12C ratio of atmospheric CO 2. Science 269:

67 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Core, J Global Warming Puts the Freeze on Seed Yield. News and Events. Czelnai, R Kellemetlen meglepetések az üvegházban In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok 97, Budapest Éghajlatváltozás Az éghajlatváltozási kormányközi testület (IPCC) negyedik értékelő jelentése. A munkacsoportok döntéshozói összefoglalói.országos Meteorológiai Szolgálat, Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium, Budapest Harnos, Zs A klímaváltozás várható alakulása és hatása néhány gazdasági növény termeszthetőségére In: Az éghajlatváltozás és következményei. Meteorológiai Tudományos Napok 97, (szerk. Dunkel Z.) Orsz. Meteorológiai Szolgálat, Budapest: Hartmann, D. L Global Physical Climatology. Academic Press, New York. Haszpra, L. és Barcza, Z Légköri szén-dioxid-mérések Magyarországon. Magyar Tudomány : Haszpra, L A szén-dioxid koncentráció alakulása a légkörben In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok 97, Budapest: Haszpra, L Üvegházhatás, üvegházgázok. Természet Világa 135./2. különszám: Haszpra, L A légköri szén-dioxid mérések negyed százada Magyarországon ( ). Légkör 52. 1:4-7. Horváth, L Földrajzi analógia meghatározásának néhány módszere és alkalmazási lehetősége. Klíma-21 Füzetek 50: IPCC (1990): First Assessment Report, Houghton, J. T.; Jenkins, G. J., Ephraums, J. J. (Eds.) Cambrige University Press, UK, [LN: ] IPCC (1996): Secont Assessment Report, Bert; John T. Houghton; Gylvan Meira Filho; Robert T. Watson; Marufu C. Zinyowera; James Bruce; Hoesung Lee; Bruce Callander; Richard Moss; Erik Haites; Roberto Acosta Moreno; Tariq Banuri; Zhou Dadi; Bronson Gardner; José Goldemberg; Jean-Charles Hourcade; Michael Jefferson; Jerry Melillo; Irving Mintzer; Richard Odingo; Martin Parry; Martha Perdomo; Cornelia Quennet-Thielen; Pier Vellinga; Narasimhan Sundararaman: IPCC Second Assessment Climate Change 1995 A REPORT OF THE INTERGOVERNMENTAL PANEL ON CLIMATE CHANGE, [LN: IPCC Special Report on Emission Scenarios. [Nakicenovic, N. J., Davidson, O., Davis G., Grübler, A., Kram, T., Lebre La Rovere, E., Metz, B., Morita, T., Pepper, W., Pitcher, H., Sankovski, A., Shukla, P., Swart, P., Watson, R. and Dadi, Z.]. Cambridge University Press, Cambridge, UK and New York, NY, USA, IPCC Third Assessment Report-Climate Change (Houghton J.T., et al., eds.), Cambridge Univ. Press, Cambridge, UK & New York, IPCC Summary for Poicymakers. In: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, IPCC 2007.Summary for Policymakers. In: Climate Change 2007: Impacts, Adaptation and Vulnerability. Contribution of Working Group II to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, M.L. Parry, O.F. Canziani, J.P. Palutikof, P.J. van der Linden and C.E. Hanson, Eds., Cambridge University Press, Cambridge, UK, 7-22 Iványi, Zs Szárazföldi felszíni hőmérsékleti trendek In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok 97, OMSZ, Budapest: Jolánkai, M., Láng, I. és Csete, L Hatások és alkalmazkodás. Természet Világa 135./2. különszám:

68 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Keeling, C. D., Bacastow, R. B., Carter, A. F., Pipir, S. C., Whorf, T. P., Heimann M., Mook, W. G. and Roeloffzen, H A three-dimensional model of atmospheric CO 2 transport based on observed winds: 1. Analysis of observational data In: Aspects of climate variability in the Pacific and the Western Americas (Peterson D. H. eds.), Geophysical Monograph 55.: Keeling, C. D., Whorf,T. P., Wahlen M. and van der Plicht, J Interannual extremes in te rate of rise of atmospheric carbon dioxide since Nature 375: Kertész, Á., Lóczy, D., Mika, J., Papp, S., Huszár, T. és Sántha, A Studies on the impact of global climate change on some environmental factors in Hungary. Időjárás : Kertész, Á. és Mika, J Aridification - Climate Change in South-Eastern Europe. Physics and Chemistry of the Earth 24./10: Klímapolitika Klímaváltozási forgatókönyvek a Nemzeti Éghajlatváltozási Stratégiához. Országos Meteorológiai Szolgálat, ELTE Meteorológiai Tanszék, Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium, Budapest: Koflanovits-Adámy E. and Szentimrey T The variations of the precipitation amounts in the Carpathian Basin during the present century. Időjárás 90: Koppány, Gy XXI. századi félelmek drámai éghajlatváltozásoktól. Természet Világa 133./9. Kordos, L Globális klímaváltozás és az élővilág. Klíma-21 Füzetek 49.: Kovács, G. J. és Dunkel, Z. 1998: A klímaváltozás várható következményei Magyarország szántóföldjein a következő félszázadban. In: Az éghajlatváltozás és következményei. (szerk.dunkel Z.) Met. Tud. Napok 97, Kröel-Dulay, G., Bartha, S., Wantuchné Dobi, I., Kovács-Láng, E. és D.P. Coffin. 1998: Egy mechanisztikus szimulációs modell alkalmazása száraz homoki gyepek klímaváltozással kapcsolatos dinamikájának predikciójára. In: Az éghajlatváltozás és következményei. (szerk. Dunkel Z.) Met. Tud. Napok, Lambert, G., Monfray, P., Ardouin, B., Bonsang, G., Goudry, A., Kazan, V. and Polian, G Year-to-year changes in atmospheric CO 2. Tellus 47 B: Major, Gy A klímaváltozásról, Az éghajlatról szóló politikai vita szakmai alapjai: mit tudunk és mit nem tudunk a földfelszíni hőmérséklet változásairól In: Környezetügy 2004, Tanulmányok Láng István tiszteletére, szerk: Bulla M. - Kerekes S., Országos Környezetvédelmi Tanács és Friedrich Ebert Alapítvány, Budapest: Mearns, L.O., Rosenzweig, C., R. Goldberg Mean and variance change in climate scenarios: methods, agricultural applications and measures of uncertainty. Climatic Change. 35: Mészáros, E Éghajlat és emberi tevékenység: a jövő nagy kihívása In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok 97, Budapest: Mészáros, E Éghajlatváltozás és Földünk jövője. Természet Búvár 2: Mika, J A globális klímaváltozásról. Fizikai Szemle 9: Mimikou, M. A Impacts of climate change on European hydrological regimes and water resources. The Eggs Articles. NÉS, Nemzeti Éghajlatváltozási Stratégia Munkaváltozat véleményezésre. Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium, Budapest Nováky, B., Bussay, A. és Domonkos, P Éghajlati változások hatása az öntözővíz igényre. Éghajlati és Agrometeorológiai Tanulmányok, Budapest, p: 108. Pálvölgyi, T Az új évezred környezeti kihívása: az éghajlatváltozás, Környezet és társadalom, XXI. századi forgatókönyvek, L Harmattan Kiadó, Budapest:

69 A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Pálvölgyi, T A globális éghajlatváltozás kilátásai. Természet Világa különszám: Rakonczai, L Globális környezeti problémák. Lazi Könyvkiadó, Szeged: 75. Schirok-Kriston, I Temporal variation of the daily extreme high precipitation in Hungary. Időjárás 98: Szabó, F., Anda, A., Iványi, K. és Kovács, A A felmelegedés várható következményei a legeltetésre alapozott szarvasmarhatartásban. AGRO-21 Füzetek 31: Szalai, S., Konkolyné, Bihari, Z., Lakatos, M. és Szentimrey T Magyarország éghajlatának néhány jellemzője 1901-től napjainkig. Országos Meteorológiai Szolgálat Budapest: 4-9. Szalai, S. és Szentimrey, T Melegedett-e Magyarország éghajlata a XX. században? In: Dr. sen. Berényi Dénes születésének centenáris jubileumi tudományos ülése (szerk.: Szász Gábor) DE-MTA-OMSZ, Debrecen: Szalai, S Igazolják-e a felmelegedést a megfigyelt adatok? Természet Világa különszám: Szász, G Magyarország éghajlata és annak változékonysága. Éghajlat, időjárás, aszály I. (szerk.: Cselőtei L., Harnos Zs.), MTA Aszály Bizottság, Budapest Szépszó, G. and Horányi, A Transient simulation of the REMO regional climate model and its evaluation over Hungary. Időjárás 112: Tans, P. P., Fung I. Y. and Takahashi, T Observational constraints on the global atmospheric CO 2 budget. Science 247: Takács-Sánta, A. (szerk.) Az Éghajlat-változási Kormányközi Testület jelentése In: Éghajlatváltozás a világban és Magyarországon, Budapest: Tar, K A magyarországi szélmező statisztikai jellemzői a globális felmelegedéssel összefüggésben. In: Az éghajlatváltozás következményei, Meteorológiai Tudományos Napok 97. (szerk. Dunkel Z.) Országos Meteorológiai Szolgálat, Budapest: Tuba, Z. 1995: Növényökofiziológiai válaszok jelenlegi és emelt CO 2 szinten. MTA Doktori értekezés. UNEP Global Environmental Outlook. GEO4. Summary for decision makers. New York, USA: UNEP Grid Arendal Vital Climate Graphics, Introduction to climate change, Fig. 3. The greenhouse effect Warrick, R.A., Gifford, R. and Parry, M.L CO 2, climatic change and agriculture. In: The Greenhouse Effect, Climatic Change and Ecosystems, John Wiley Publ., Chichester, UK Fact, IPCC Első Helyzetértékelő Jelentése 1990., IPCC Második Helyzetértékelő Jelentése 1996 A légköri szén-dioxid mérleg becslése 53

70 3. fejezet - A napsugárzás és szerepe A Föld szinte kizárólagos energiaforrása a Nap sugárzó energiája, mely legfőképpen elektromágneses hullámként érkezik, s nélküle nem létezne élet bolygónkon. A sugárzás energiája csak évi átlagban állandó, mert a Föld a Nap körül elliptikus pályán kering, s nem állandó távolsággal. A légkör fölötti műszerekkel végzett mérések négy-öt évtizedes eredményei szerint a Nap sugárzásának ingadozása a sugarakra merőleges felületegységen ezrelékben mérhető, tehát csekély. A földi élet alapja a Nap sugárzó energiájának biokémiai energiává alakítása a fotoszintézis révén. Emellett a jóval tekintélyesebb energiamennyiséget igénylő légkör mozgásait is a napsugárzás működteti, s végeredményül kellemes, komfortos klíma keletkezik bolygónkon. A Nap energiája nélkül a légkör talaj közeli hőmérséklete 270 C lenne. Azért nem 273 C (vagyis abszolút 0 fok), mert a 3 K-nyi kozmikus sugárzás is érkezik a Földre a világűrből. A Nap középpontjában a hőmérséklet becslések szerint kb. 20 millió K, a nyomás pedig 200 milliárdszorosa a földi légnyomásnak (3.1. ábra). A magban játszódik le a magfúzió, mely során hidrogénből hélium keletkezik. A Nap centrális magjában keletkező atomenergia sugárzás formájában hagyja el a magot, majd konvekció, azaz a forró anyag hatalmas áramlásai révén jut el a Nap felszínéig. Kb. 10 millió évre van szükség ahhoz, hogy egy energiacsomag belülről eljusson a Nap felszínére ábra - A Nap részei A Nap felszínhőmérsékletét a sugárzási törvényekkel számíthatjuk, értéke közelítőleg 6000 K. A Napot körülölelő, szabad szemmel látható fényes napfelületet fotoszférának nevezzük. A fotoszféra az energia kisugárzásának helye, a szerkezete szemcsés, magassága kb km. A fotoszféra fölött húzódó következő, az előzőnél kisebb sűrűségű réteg neve kromoszféra, avagy a szín szférája. Ez a réteg narancsos-vöröses színben ragyog. Magassága kb km, hőmérséklete kb K. Nagyon ritka, ezért csak kevés fényt tud kibocsátani magából. Fölötte húzódik a rendkívül forró és roppant kicsiny sűrűségű korona. Hőmérséklete kb. 1 millió K, alakja a naptevékenységtől függően változhat. A nála jóval sűrűbb fotoszféra átvilágít rajta, így szabad szemmel nem látható. A Napra jellemző egyenletes sugárzási teljesítményhez az ún. fokozott naptevékenység idején járulékos sugárzások adódhatnak. Annak ellenére, hogy a földtörténeti múltban nem volt mindig állandó a Nap sugárzási teljesítménye, rövidebb léptékben mégis állandónak tekinthető. A ciklikusan, évenként jelentkező élénk naptevékenység idején főképpen a korpuszkuláris sugárzás (a Nap anyagából kiszakadó elemi részecskék), s néhány más sugárzási tartomány erősödik (3.2. ábra). Az intenzív napszakasz során tapasztalhatók nagyobb 54

71 A napsugárzás és szerepe tömegben napkitörések (flerek). A flerek megzavarják a Föld mágneses terét, látványos sarki fény 1 jelenik meg. Alacsonyra lehúzódik az ionoszféra, s hatására a közeli rádióadót nehezen, vagy zavarosan tudjuk csak fogni ábra - A napkitörésekkor jelentkező változások A napkitöréseket követő földmágneses vihar az emberek egy részét, főképpen a szívbetegeket megviseli. A szívkórházak ezért egyre inkább figyelembe veszik a napfizikusok jelzéseit, hiszen a kitörések elektromágneses sugárzása órákkal hamarabb ideér, mint a mágneses vihart kiváltó részecskefelhő. A Nap felületén 63 MW/m 2 energia termelődik, melynek mértékét mi sem fejezi ki jobban, minthogy ¼ km 2 -es napfelület energiatermelése megegyezik az emberiség által előállított éves összes energiatermeléssel (Szuróczky és Tőkei 1997). A kibocsátott energia roppant nagy, ezért annak gyengülnie kell, mire eléri élőhelyünket, a földfelszínt. Ez a gyengülés a bolygóközi téren át, illetve a napenergia légköri útja során be is következik. 1. A napsugárzás néhány fontosabb tulajdonsága A sugárzás az energia egyik megjelenési formája, ahol az energiát fotonok részecske- és hullámtermészettel egyaránt rendelkező egységek szállítják. A sugárzó energiát különböző egységekben lehet megadni. A leggyakrabban a sugárzásintenzitást alkalmazzuk, mely az egységnyi felületen áthaladó energiaáramot jelöli Wm 2 -ben, vagy Jm 2 s 1 -ban. Ha energiaösszegben adjuk meg a sugárzást, akkor MJm 2 idő 1 lesz a mértékegysége. Korábban kiterjedten alkalmazták a kalóriát, melyet az SI-ben nem használunk (1 cal = 4,19 J; 1J = 1 Ws). Az elektromágneses hullámzás jellemzésére a hullámhossz, a terjedési sebesség, a sugárzás intenzitása és a sugárzás spektruma, vagyis eltérő hullámhosszúságú (és energiájú) tartományainak felsorolása használható. Az első három fizikai alapmennyiség, s az ezekből származtatottak is, pl. frekvencia korábbi tanulmányokból ismeretesek. A spektrum a hullámhossz (energia) szerint elrendezett sugárzási részegységek sorozata. A Nap sugárzása széles spektrumot ölel fel ( μm): 1 Sarki fény. A Napból érkező elektromosan töltött részecskék a Föld mágneses terének hatására eltérülnek, de egyes részecskék lejutnak a felszínhez közelebbi légrétegekbe, ahol hatásukra a felső atmoszférában a levegő anyagai világítani kezdenek. 55

72 A napsugárzás és szerepe Kozmikus sugárzás γ-sugárzás Röntgensugárzás UV sugárzás Fény Infravörös sugárzás μm μm μm μm μm , μm Elektromos rövidhullámok 3, μm Rádióhullámok μm Az egyes sugárzási tartományokat az eltérő fizikai, kémiai tulajdonságaik, s eltérő biológiai hatásaik alapján lehet szétválasztani. A legrövidebb hullámhosszú, legnagyobb energiájú részt nevezzük γ-sugárzásnak. Az ultraibolya (UV) sugárzás jelentős élettani hatású, s három al-kategóriára osztható (UV-A, UV-B és UV-C), melyből az UV-B a magasabb rendű élőlényeknél élettanilag a legjelentősebb, ugyanis ez felelős a D-vitaminszintézisért, a megfelelő csontfejlődésért. Embernél hiányában alakul ki az angolkór, melynek elnevezése egyáltalán nem véletlen. Angliában a sok csapadék miatt meglehetősen szűkös a napsütés mennyisége. Az UV sugárzás aránya a teljes sugárzásból csekély, mindössze 5 7% körüli. Az UV-B sávban a növények elnyelése nem elhanyagolható, bár az elnyelt sugárzást 97%-ban az epidermiszsejtjei szűrőként felfogják, s ezzel védőpajzsként a mélyebb szöveti rétegekbe való bejutást megakadályozzák. Az erős UV-B sugárzás hatása a növényeknél formatív jellegű, vagyis hatására rövid-szártagúság alakul ki, zömökebb növények fejlődnek, vastag, bőrszerű levelekkel. Alacsony napállásnál a sztómák nyitódásáért is az UV sugarak a felelősek. A napsugárzás emberi szem számára érzékelhető részét nevezzük fénynek ( nm). Ehhez a tartományhoz értékben közeli a növények számára külön jelentőséggel bíró sugárzás- szegmens, mely megkötés után a fotoszintézisben ténylegesen hasznosul. Ez a tartomány az ún. fotoszintetikusan aktív sugárzási tartomány, magyar nyelvű rövidítése FAR ( , illetve nm). A FAR hasznosulás nagymértékű fény, illetve szinonimájaként használható FAR elnyeléssel jár. A két maximumhelyű fényelnyelés görbéje a főmaximum helyén a ráeső FAR akár 80 90%-át is elnyelheti. A felvevők a színtestek (klorofillok, karotinoidok és xantofill). A fény tartományában a legnagyobb visszaveréssel a zöld színben találkozunk, ezért látjuk zöldnek a növényeket. A FAR speciális sugárzásmérővel, kvantumszenzorokkal mérhető, vagy számítható. Legegyszerűbb közelítésben az összes sugárzás (globálsugárzás) fele. A direkt és diffúz sugárzás ismeretében is számítható; a direkt sugárzás 60%-a, plusz a diffúz sugárzás 40%-a adja meg értékét. A teljes spektrumból harmadikként az infravörös sugárzást (IR) emeljük ki, mely különösen a távérzékelésben vált jelentőssé. A növények életében az IR tartományba eső elnyelés meghatározza a növények hőmérséklet alakulását, s ezen keresztül a vízháztartását is. Az IR sugárzás a felszínre jutó sugárzás 30 50%-át adhatja. Sugárzási törvények A fekete test vagy abszolút fekete test egy a valóságban nem létező kategória, amelynél az adott testet tökéletes sugárzási tulajdonságokkal ruházzuk fel. Ez azt jelenti, hogy a test adott hőmérsékleten, λ hullámhossz tartományban a ráeső sugárzást teljesen elnyeli (emissziója=1), és adott hőmérsékleten a lehetséges maximális intenzitással sugároz. Ezzel szemben a valóságos sugárzók a szürke testek (minden test, amelynek hőmérséklete magasabb az abszolút 0 foknál). E szerint minden test, melynek hőmérséklete meghaladja az abszolút 0 fokot, spontán sugároz, melyet spontán emissziónak nevezünk. A sugárzási törvényeket első alakban az abszolút fekete testre írjuk fel, majd formáljuk, úgy, hogy a szürke testekre is alkalmazhatóak legyenek. Planck törvénye 56

73 A napsugárzás és szerepe A kisugárzott energia (E λ) függ a sugárzás hullámhosszától (λ) és a sugárzó test hőmérsékletétől (T): 3.1. egyenlet E törvény hullámhosszúsági tartományonként határozza meg a kisugárzott energia mennyiségét. Nem tudja egy lépésben megadni a teljes kisugárzott energiamennyiséget, csak tartományonként összegezve jutunk el a teljes emisszióhoz. A különböző sugárzási tartományokban kisugárzott energiamennyiséget egymás után meghatározva függvény formájában is ábrázolható a kisugárzás emisszió spektruma (3.3. ábra). Minél magasabb a sugárzó test hőmérséklete, annál nagyobb az általa kibocsátott energia (görbe alatti terület), E 1>E 2>E 3, s minél magasabb a sugárzó test hőmérséklete, a legnagyobb energiahozamú hullámhossza annál rövidebb, λ 1<λ 2<λ 3 (lásd. a 3.3. ábrán) ábra - Planck törvényének alkalmazása Kirchoff-törvény A sugárzás elnyelés (abszorpció) és a sugárzás kibocsátás (emisszió) mennyisége közötti összefüggést fejezi ki a törvény. Ha valamely test T hőmérsékleten λ hullámhosszon e(λ,t) mennyiségű energiát bocsát ki magából és ugyanilyen feltételek mellett a(λ,t)mennyiségű energiát nyel el: 3.2. egyenlet vagyis a kibocsátott és az elnyelt energia hányadosa nem függ a test anyagi minőségétől, csak a test hőmérsékletétől és a sugárzás hullámhosszától. Stefan-Boltzmann-törvény A törvény a távérzékelés alapegyenlete, s kimondja, hogy bármely sugárzó test által kibocsátott energia (E) a test hőmérsékletének (T) negyedik hatványával arányos. A kisugárzott energia mennyisége: 3.3. egyenlet

74 A napsugárzás és szerepe ahol ε: emissziós tényező 2 σ: Stefan-Boltzmann állandó. Wien törvénye A sugárzás eltolódás törvénye. A test által kisugárzott maximális energiahozamú hullámhossz és a test hőmérsékletének szorzata állandó: 3.4. egyenlet A törvény, illetve a kisugárzó test hőmérsékletének ismeretében a maximális energiahozamú hullámhossz számítható, mely a Napnál 0,48 μm, a Földnél pedig jó közelítéssel 10μm, lásd. még később rövid- és hosszúhullámú sugárzást. Newton-törvény A sugárzás gyengülése a sugárzás által megtett út négyzetével arányos, 3.5. egyenlet ahol I 0 a felszínre érkező sugárzás mennyisége, l a sugárzás által megtett út hossza, I na sugárzó test felszíne által kisugárzott sugárzásmennyiség A sugárzás útja a légkör tetejéig A Nap által termelt 63 MW/m 2 -nyi energia a világűrben minden irányban egyenletesen szóródik szét, így Földünkre e teljesítménynek már csak töredéke jut. A napállandó (solar constant) definíciószerűen a Nap-Föld egymáshoz viszonyított átlagos távolsága esetén a légkörön kívül a sugárzásra merőleges felületegységen időegység alatt átáramló sugárzási energiaáram, melyet a Newton-törvény alkalmazásával nyerünk. A közepes Föld-Nap távolság mintegy 150 millió km. A számítások szerint a napállandó értéke: 1370 W/m 2. A földpálya ellipszis alakja miatt (3.4. ábra) a Föld-Nap távolság egy éven belül változik, s emiatt a légkör külső határára érkező sugárzás is kevéssel különböző az esztendő más-más napjain. Napközelben ~3%-kal több, naptávolban kb. ennyivel kevesebb sugárzás jut a Földre ábra - A Nap és a Föld helyzete (Übelacker 1992) 2 amely kifejezi, hogy az adott szürke test sugárzási tulajdonságai hogyan viszonyulnak a fekete testéhez. ε fekete test=1, ε szürke test<1, ε növények=0,96-0,98 58

75 A napsugárzás és szerepe A Föld keringési paramétereinek változásai befolyással vannak az éghajlatra. A három meghatározó tényezőt az alábbiakban vezetjük be. Az excentricitás A Föld ellipszis pályán kering a Nap körül, ezért távolságuk is változik. A beérkező napsugárzás mennyisége fordítva arányos a kibocsátási helytől vett távolság négyzetével, így a Föld napközelben nagyobb mennyiségű sugárzást kap, mint naptávolban. A pálya alakja folyamatosan változik az elliptikusabb formától a kört jobban közelítő formáig. Ha a Nap távolodik az ellipszis középpontjától, akkor az excentricitás növekszik, ha közeledik az ellipszis középpontjához, akkor az excentricitás csökken. Az excentricitás a középponttól való eltérés mértéke. Az excentricitás nem állandó, hanem a bolygók mozgásának zavaró hatására ingadozik, tehát a többi bolygó vonzóerejének a következménye. Ennek a változásnak kb éves periodicitása van. Emiatt a köralakhoz közeli formánál egyenletesebb az év folyamán a Földre érkező sugárzás mennyisége, mint az elliptikusabb formánál, ahol a Naptól való távolság erősebben változik. Az ekliptika ferdesége A Föld Nap körüli keringésének síkja nem esik egybe az Egyenlítő síkjával. A két sík egymással bezárt szögét nevezzük az ekliptika ferdeségének. Ez a szög egyúttal a Föld forgástengelyének dőlésszöge is. A Naprendszer bolygói nem a földpálya síkjában mozognak, a vonzásuk miatt az ekliptika ferdesége kb éves periodicitással 22,1 és 24,5 fok között változik. Az ekliptika ferdeségének ez a változása befolyással van a földfelszínre érkező napsugárzás földrajzi szélességek szerinti eloszlására. A precesszió A Föld északi pólusa nem mindig ugyanabba az irányba mutat. A pólus lassan vándorol egy kúpfelület mentén az ekliptika pólusának az iránya körül, hozzávetőleg éves periodicitással, s ezt nevezzük precessziónak. Hatására a tavaszi és őszi nap-éj egyenlőség, illetve a téli és nyári napforduló helyzete a Föld elliptikus keringési pályája körül eltolódik (Varga-Haszonits et al. 2004) (3.5. ábra) ábra - A Föld Nap körüli keringésének paraméterei 59

76 A napsugárzás és szerepe 1.2. A légköri sugárzásgyengítés A szoláris konstans energiájának egy része visszaverődik a légkör külső burkáról (planetáris albedó, a bejövő teljes sugárzásnak mintegy 30%-a), majd áthaladva a légkörön több mint a felére csökken. A légköri sugárzásgyengítés folyamata a légköri extinkció, melynek elemei a következők: 1. Szelektív abszorpció: a légkör sugárzás elnyelése A légkör sugárzás elnyelése és áteresztése sugárzási tartományonként eltérő (3.6. ábra). Légköri ablaknak nevezzük azt a hullámhossztartományt, ahol a sugárzást vagy teljesen, vagy nagyrészt átengedi a légkör. Ezzel szemben az elnyelési sávban a légkör részben vagy teljesen elnyeli a bejövő sugárzást. A felszínre érkező sugárzás spektrumában a rövid hullámhosszon az oxigén és nitrogén, a felsőbb légrétegekben pedig az ózon nyel el. Ez utóbbi megakadályozza a 0,3 µm-nál rövidebb hullámhosszú sugárzás földfelszínre jutását. Az infravörös tartományban az abszorpciót a légkörben lévő többatomos molekulák, a víz (H 2O) és szén-dioxid (CO 2) okozzák. Az elnyelésért felelős komponensek a teljesség igénye nélkül: a víz és módosulatai (vízgőz, jég), CO 2, O 3, por, korom, aeroszolok stb ábra - A Nap spektruma a légkör felső részén és a talajfelszínen 60

77 A napsugárzás és szerepe 2. Szóródás A légkör anyagain megváltozhat a beeső sugárzás égtájiránya, szóródás jön létre. Az így kialakult sugárzás a diffúz sugárzás. Az eredeti égtájirányt megtartó sugárzást nevezzük direkt sugárzásnak. A szóródást befolyásoló tényezők az alábbiak: A sugárzás hullámhossza (λ), A szóró molekula átmérője (d), A sugárzás által megtett légköri út (a sugárzás beesési szöge befolyásolja a sugárzás légköri úthosszát), A molekulák egymás közötti átlagos távolsága (a levegő sűrűsége). A szóródás egyik fajtája, a Rayleigh-szórás apró szóró molekulákon valósul meg. A szóró molekula átmérője kisebb, mint a ráeső sugárzás hullámhossza (d<λ). Ekkor a szórásintenzitás a hullámhossz negyedik hatványával fordítottan arányos (szóródás intenzitás ~ 1/λ 4 ). A Rayleigh-szórás következménye, hogy az emberi szem által érzékelt fény tartományából a kék szín intenzívebben szóródik, s ezért látjuk kéknek az ég színét. Napkelte és napnyugta idején, amikor a sugarak légköri úthossza megemelkedik, a kék tartomány elfogy, s a hosszabb hullámhosszúságú vörös marad, mely szemünkben a lenyugvó Nap fényét vörösre festi. Mie-szórásnál a szóró molekula átmérője nagyobb, mint a ráeső sugárzás hullámhossza (d>λ). A szóródás intenzitása itt is a hullámhosszal fordítottan arányos (szóródás intenzitása ~1/λ 1 3 ), de a kitevőben minden esetben 4-nél kisebb érték szerepel. A felhők fehér színét ez a szóródás eredményezi. 2. A felszín sugárzási tulajdonságai, a sugárzási mérlegek Az anyag- és energiatranszport folyamatok a Föld felszínén játszódnak le, itt történik minden átalakulás, melyekben a felszín nemcsak elszenvedi a változásokat, hanem azok aktív alakítója is egyben, ezért a felszínt bizonyos kiterjedéssel rendelkező felületnek kezeljük, s aktív felszínnek nevezzük. Ez nem minden esetben azonosítható egy geometriai felülettel, annál az aktív felszín több. Aktív felszínen azt a harmadik dimenzióval is rendelkező felületet értjük, ahol az anyag- és energiacsere folyamatai lezajlanak. A harmadik dimenzión értjük 61

78 A napsugárzás és szerepe pl. a növényállomány felülete alatt, a különböző folyamatokban szerepet játszó növények együttese által létrehozott állomány rétegvastagságát. Ez az elnevezés bár nem pontosan takarja a valóságot, mégis így terjedt el a meteorológia gyakorlatában. A vízszintes felületre érkező energia mennyisége a napmagasság szinuszával arányos, mely nem a beérkező energiamennyiség változását, hanem annak területi érintettségét, eloszlásának módosulását jelenti (3.7. ábra). A napmagasság a megfigyelőt a Nappal összekötő egyenesnek és a vízszintes síknak bezárt szöge, mely 0 90 között változhat. A 90 -ot csak az Egyenlítő körül, vagy esetleg hegyoldalban érheti el a napmagasság a mérsékelt övben. Magyarországon helytől függően valamivel 60 feletti a maximális beesési szög értéke. Reggel és napnyugta idején ábra - A napmagasság hatása a felszín energiabevételének nagyságára A szóródás jelensége nem érinti a Napból érkező teljes sugárzást. Van a sugárzásnak egy olyan tartománya, melyben a sugárnyaláb az eredeti égtájirányát megtartva, más anyaggal nem érintkezve éri el a földfelszínt. Ez a sugárzástípus a direkt vagy közvetlen sugárzás. A direkt és a diffúz sugárzás összege a globálsugárzás vagy teljes sugárzás. Mértékegysége értelmezésének megfelelően: Wm 2. A két sugárzástípus aránya napmagasságtól is függő. Magas napállásnál és tiszta, felhőmentes időben a diffúz sugárzás csak ötöde a globálsugárzásnak. Borult időben ez az érték 100%-ra emelkedik. A globálsugárzás értékét mérjük, vagy számíthatjuk. Gyakori az Angström formula alkalmazása, mely a napfénytartam értékeiből (tényleges napfénytartam: s; csillagászatilag lehetséges napfénytartam: (S) határozza meg a globálsugárzást (G): 3.6. egyenlet ahol a és b empirikus konstansok (a=0,23; b=0,48) Az (aktív) felszín a ráeső sugárzás egy részét elnyeli, illetve fizikai tulajdonságaitól függő mértékben átereszti és visszaveri azt. Az elnyelésre példát a korábban bemutatott növények fényelnyelési görbéje szolgáltat, bár ott csak egyetlen sugárzási sávot, a FAR vagy fényelnyelést mutattuk be. A sugárzás áteresztést szintén növényállományokra vonatkoztatva a későbbiekben részletezzük. Hullámhosszúságtól független, akár speciális szóródásnak is tekinthető a visszaverődés, mely eredménye a reflektált sugárzás. A reflexió a felszín sugárzás veszteségeként távozik a világűr felé. A visszaverődés mérőszámát, a rövid hullámhosszúságú tartományra vonatkozó átlagos reflexiót a globálsugárzás arányában fejezzük ki, s az így nyert egyik leggyakrabban alkalmazott sugárzási mutató az albedó: 62

79 A napsugárzás és szerepe 3.7. egyenlet Az albedó alakulását a Nap magassága (beesési szög, melynek maximuma délben, minimuma napkelte és napnyugta környékén van), s a felszín anyagi tulajdonságai (színe domináns, érdessége) együttesen határozzák meg (3.1. táblázat). Rövidebb időtávon belül napi változás felírásánál a napmagasság hatása felülmúlhatja a felszín tulajdonságainak hatását (3.8. ábra) táblázat - A természetes felszínek albedóinak hosszabb időszakra számított átlagai Friss hó 0,8 0,95 (a napsugárzás 80-95%-át veri vissza) Tenger 0,08 0,1 Balaton 0,08 0,12 Tarló 0,15 0,18 Talajok Szántóföldi növények 0,05 0,45 (nedvességtartalomtól függ szín!) ~0,2 Lombos erdő 0,15 0,2 Tűlevelű erdő 0,1 0, ábra - Az albedó napmagasság függése napi változása egy idealizált derült napon júliusban, kukoricaállományban 63

80 A napsugárzás és szerepe 2.1. A sugárzási mérlegek Rövidhullámú sugárzási egyenleg (Q r) A meteorológiai gyakorlatban a sugárzást gyakran csupán két tartományra bontjuk. Rövidhullámú sugárzásnak tekintjük azt a sugárzást, ahol a spektrum döntő hányada 3 μm alatt van, pl. a Nap sugárzása. Hosszúhullámú sugárzás az, amelynél a spektrum döntően 3 μm feletti tartományban található, pl. a Föld kisugárzása. A rövidhullámú sugárzási mérleg a Napra vonatkozik, s azt az energiamennyiséget fejezi ki, amely a visszaverődés után a talajfelszínt gazdagítja: 3.8. egyenlet ahol G: globálsugárzás α: albedó αg: a globálsugárzás visszaverődött része. Hosszúhullámú sugárzási mérleg (Q h) A Föld kisugárzását számszerűsíti, energiaveszteséget ír le: 64

81 A napsugárzás és szerepe 3.9. egyenlet ahol E: a felszín által kisugárzott energia, melyet a Stefan-Boltzmann-törvénnyel számíthatunk V: a légköri visszasugárzás. Teljes vagy nettó sugárzási mérleg (R n) A nettó energiamérleg a felszín felhasználható energia nyereségét fejezi ki a két előbbi mérleg különbségeként. Az összes földi energiaigényes folyamat energia forrása egyenlet Az egyenlet tagjait ábrázolva (3.9. ábra) a bevételi tagok a globálsugárzás (G) és a légkör visszasugárzása a V, mely az üvegházhatás következtében csapdába fogott, a felszín közelében tartott energiát számszerűsíti. A kiadási tagok a Föld kisugárzása (E) és a visszaverődés, az albedó definíciójából fakadóan a globálsugárzás albedószorosa (αg) ábra - A nettó sugárzási mérleg tagjainak napi változásai. Magyarázat lásd a szövegben A veszteségek számbavétele után a szoláris konstans 43%-a az az energiamennyiség, ami a felszín közelében az energiaigényes folyamatokra fordítódhat. A nettó egyenleg tagjainak napi változását napkeltétől napnyugtáig besugárzási többlet, éjszaka kisugárzási túlsúly jellemzi. A tagok ismeretében a léghőmérséklet napi alakulása, a nappali melegedés és az éjszakai lehűlés is jól magyarázható. Ábránkon egy zavartalan besugárzású nyári napon, 50 É-i szélességen lévő rövidre nyírt gyep nettó egyenleg tagjainak alakulását mutatjuk be Oke (1978) nyomán. A felhőzet jelenléte a görbék lefutását jelentősen módosítja. 3. A növények fontosabb sugárzási jellemzői 65

82 A napsugárzás és szerepe A fotoszintézisben a magasabb rendű zöld növények vízből, légköri CO 2-ból a nap sugárzó energiájának felhasználásával szerves anyagot, szénhidrátot állítanak elő, mely folyamat intenzitása számos környezeti tényező, köztük időjárási változó szabályozása alatt áll. Már a meghatározásból, az alapanyagok egyszerű felsorolásakor könnyen belátható, hogy miért olyan érzékenyek a növények az időjárás, a klíma bárminemű módosulására. A CO 2 növénybe jutása és a vízgőz levegőbe történő kidiffundálódása a növény levelein és szárain lévő sztómákon keresztül valósul meg. A sztómák nyílásainak részleges vagy teljes záródása, mely vízhiány esetén a túlzott vízgőz kiáramlástól véd, egyben gátolja a CO 2 bejutását, mely viszont a fotoszintézis alapanyaga. A sztómák optimális nyitottsági foka a záloga a két gáz közötti megfelelő, élettani folyamatok és produkció előállítás számára kedvező arány kialakulásának. A gáz diffúziójának intenzitását a külső légkör és a levél belsejében lévő gázkoncentráció különbsége szabályozza. Minél nagyobb az eltérés a két koncentráció között, annál intenzívebb a gázcsere. A levegő CO 2-tartalmának emelkedése megnöveli a koncentrációkülönbséget, s azonos sztóma nyitottság esetén a jelenleginél fokozottabb CO 2-behatolást eredményezhet. A folyamat nemcsak a fotoszintézis intenzitását, hanem a növények vízfelhasználásának hatékonyságát is javítja, különösen a C 3-as növényfajoknál. A globális felmelegedés egyik okozója éppen az alapanyagként szereplő üvegházi gáz, a CO 2, melynek növekedése a fotoszintézis intenzitására határozottan serkentően hat. Önmagában a hőmérséklet változása, hasonlóan a sugárzás növekedéséhez bár csak bizonyos határok között emeli a fotoszintézis hatékonyságát. A másik fotoszintézis alapanyag, a folyamathoz felhasznált víz mennyisége döntően a lehullott csapadékból származik, melynek alakulása megint csak nem független a felmelegedés által befolyásolt időjárástól. A fotoszintézis folyamatában két fontosabb, a gazdasági növények körében elterjedt utat különböztethetünk meg. Az első kategóriába az ún. C 3-as növények hazánkban rendkívül kiterjedt létszámú fajai tartoznak, melyek fotoszintézisének végterméke egy három szénatomot tartalmazó molekula (cukor). Ide tartoznak pl. a gabonafélék többsége, a burgonya, a zöldségnövények, a gyümölcsök stb. A sokkal kevesebb növényfajt tartalmazó C 4-es növények csoportjánál (kukorica, cirok, köles és több gyomnövény) a végtermék molekula négy szén atommal rendelkezik. Éjszaka a növények energiát szabadítanak fel a korábban fotoszintézisben megkötöttből, mely folyamat a respiráció, vagy légzés. A fotoszintézis teljes produktuma a bruttó fotoszintézis, amelyből levonva a légzésben felhasznált energiát, a nettó fotoszintézist kapjuk, mely a növény növekedésére fordítható energiát tartalmazza. A fotoszintézis mellékterméke a magasabb rendű élőlények, így pl. az ember által is felhasznált O 2 és a vízgőz Egyedi levél sugárzási sajátosságai A sugárzás útját követve a levél a felszínére érkező energia egy részét azonnal visszaveri, s ha ezt a részt a globálsugárzás %-ában fejezzük ki, a már ismert sugárzási jellemzőhöz, az albedóhoz (α) jutunk. A sugárzás visszaverése a felszíni tulajdonságoktól színtől erősen függő értékét falevelek példájával szemléltetjük (3.10. ábra) ábra - Három eltérő fejlődési állapotban lévő falevél reflexiója 66

83 A napsugárzás és szerepe Azt a korábbiakból tudjuk, hogy az energiaveszteség bár növényfajtól függő, állományra vonatkozóan átlagosan a beeső sugárzás mintegy 20 23%-a. Egyedi levélnél ez jóval magasabb, mintegy 30% körüli érték. A levél a sugárzás további részét átereszti(τ), s a harmadikat megköti (a = abszorpció). A levél a napsugárzásra félig áteresztőként viselkedik. Valamennyi sugárzási jellemző alakulása függ a sugárzás hullámhosszától. Az egyedi levél fénymegkötését a ábra tartalmazza. A fényelnyelés a két maximum helyen (kék és narancs tartományban) elérheti akár a 80 85%-ot is, sőt Varga-Haszonits et al. (2006) szerint xeromorf és szukkulens növényeknél még ennél is magasabb értékű lehet. Ez a FAR megkötés nem jelenti azt, hogy minden megkötött energia a szárazanyag-tartalmat gazdagítaná ábra - Egyedi levél fényabszorpciója 67

84 A napsugárzás és szerepe A három sugárzási tag összegére bármely időpillanatban igaz: egyenlet Grafikusan kifejezve a levél sugárzási mutatóinak együttes változását a ábra tartalmazza. Az ábrán jól követhető a fénynél jelentősen nagyobb sugárzási tartományt felölelő egyedi levél sugárzásabszorpciója ábra - Az egyedi levél sugárzási jellemzői hullámhossz tartományonként (Monteith 1965) 3.2. A növényállomány sugárzási jellemzői A napközben érkező rövidhullámú sugárzásból nyert energia egy részét a növények visszasugározva elvesztik vagy továbbítják a talajfelszín felé. A növényállomány sugárzás áteresztő képességét (G c) a Beer-törvény alkalmazásával Monsi és Saeki (1953) írta le először, ahol a különböző rétegekben (z) mért sugárzásgyengülés függ az állomány tetejére érkező sugárzásintenzitásától (G o), az adott rétegig meghatározott levélfelület nagyságától (LAI) 3, valamint a levelek elhelyezkedését számszerűsítő extinkciós koefficienstől (k): egyenlet A k tényezőt döntően a levelek szárral bezárt szöge determinálja. Értéke 0<k<1 közötti. Minél inkább közelíti a levelek szárral bezárt szöge a hegyesszöget, a k értéke annál kisebb, de mindenképpen 0,5 alatti. Ha a levél szárral bezárt szöge derékszög, a k tényező 1-hez közeli. A legtöbb növényállománynál a magasságtól függően változik a levelek állása, ezért a sugárzásbehatolás számításánál homogén rétegekre bontása szükséges, mely tekintve az állományok sokszínűségét, nem jelent könnyen megoldható feladatot. A növényállományok sugárzáselnyelése az optikai sajátosságok mellett függ a zöldfelületük nagyságától is, melyet a levélfelület-indexszel (LAI) számszerűsíthetünk. A növények zöldfelület növelése csak LAI = 3 4 alatt eredményezi a megemelkedett sugárzáselnyelést (3.13. ábra), a folyamat telítődési görbével ábrázolható. A 4 feletti indexnél a levelek önárnyékolása miatt a sugárzás felvétele nem nő tovább. A sugárzáselnyelés fenti alakulása miatt nem növelhetjük egy bizonyos határérték fölé a tőszámot. A túlzottan sűrű állománynál az alsó levélszintek nem jutnak elegendő sugárzáshoz, s emiatt sajátos fényhiányos állapotuk a szöveti felépítést károsan befolyásolja, mely utat nyithat a növény betegségeinek, pl. gabona szármegdőlése. 3 Az egységnyi talajfelületre jutó zöld levelek területét m 2 -ben a levélfelület-index adja meg. Az angol rövidítésből a LAI kifejezés a magyar szakirodalomban is meghonosodott. 68

85 A napsugárzás és szerepe ábra - Az állomány sugárzáselnyelésének sematikus ábrázolása a zöldfelülettől (LAI) függően Az energetikai vizsgálatok többsége a sugárzás csak azon hányadával foglalkozik, amely az állományokban megkötődik, ugyanis ez tekinthető annak a tiszta nyereségnek, amelyért kultúrnövényeinket termesztjük. 1 g növényi szárazanyag előállításához bár növényfajtól, fajtától, fejlődési fázistól, s különösen a beltartalomtól függően ettől eltérő értékek is előfordulhatnak általában 13,5 19 kj energia megkötése szükséges. A legtöbb irodalomban átlagként a 16,18 kj/g-os értéket találjuk egyenlet Ennek ismeretében, valamint a növények szárazanyag produkcióját alapul véve a fotoszintézis során megkötött energiahányad kiszámítása meglepő eredményre vezet: a teljes sugárzásra vonatkozó sugárzáshasznosulás átlagosan mindössze 1 2%! Ennél azonban a sugárzásmegkötés magasabb, csak a megkötött energia jelentős része nem közvetlenül a produkcióban jelenik meg. Nem szabad megfeledkeznünk arról sem, hogy a növények számára kedvező életfeltételt jelentő mikroklíma kialakítása is energiabefektetéssel, sugárzás felhasználással jár. Kevésbé ismeretes a levelek 2,5 μm-től kezdődő szinte teljes sugárzás abszorpciója, amely következtében ez a sugárzási tartomány a növényállományok mélyebb rétegeibe el sem juthat. Ebben a tartományban a növény majdnem fekete testnek tekinthető [emisszió, ε: 0,94 0,98], s az itt kibocsátott sugárzás mérése kiválóan alkalmas különböző növényi tulajdonságok, pl. növényfelszín hőmérséklet becslésére (távérzékelés!). A sugárzás elnyeléséért a 2,5 μm-nél magasabb hullámhosszúságú tartományban a levél víztartalma a felelős, amely spektrumszegmensben a sugárzás energiatartalma magas. A hosszabb hullámhossz tartományban mért többinél magasabb emisszió segíti hozzá a levelet a helyhez kötöttségből adódó, elkerülhetetlenül felvenni kényszerült energia elveszítéséhez. A sugárzási energia korábban bemutatott kategóriánkénti megoszlása állomány struktúrától függően térben és időben erősen változó. 69

86 A napsugárzás és szerepe A növényállományok által megkötött energia (primer produkció) felhasználása során a transzformáció hatásfoka a növényt elfogyasztó (szekunder produkció) és a lebontó szervezeteknél az alábbiak szerint alakul (Buday- Sántha 2006): Növények által megkötött energia Növényevő állatok Ragadozók Dögevők Lebontó szervezetek ,5 1 0,1 0,2 0,01 0,02 Veszteség ,5 1,9 0,4 0,8 0,09 0,18 4. Az állomány energiafelhasználása és a mikroklíma Az állomány felületéről történő energiavisszaverés és áteresztés után az energia további folyamatok forrásául szolgál. A környező levegő és a növények közötti hőmérséklet változással együtt járó érzékelhető hő (Q H) kicserélődésének mértéke: egyenlet ahol ρ: a levegő sűrűsége [kgm 3 ], C p: állandó nyomáson vett fajhő [J kg 1 K 1 ], (T c T a): növény és léghőmérsékleti differencia [K], r a: a határréteg ellenállás [sm 1 ]. Az energiaáramlás iránya szélcsendben a (T c T a) hányados előjelétől függ, mégpedig az alacsonyabb hőmérséklet felé történik az energia átadása. A szél jelenléte a kapcsolatot döntően befolyásolja, hatását a határréteg ellenállással számszerűsítjük. A legnagyobb energiafelhasználó a párolgás, tömegmozgással kombinált energiacsere, amely során a levél szöveteiből diffúzióval kerül a vízpára a levelet körülölelő légtérbe. A vízgőz mozgását gátoló tényezőket együttesen egy ellenálláshoz hasonlítható fizikai mutatóval, a határréteg ellenállással számszerűsíthetjük (r bw). Az energiamozgás a folyékony víz gőzzé alakulásakor realizálódik. Az állomány párolgási energiája (Q LE): egyenlet ahol q*(t c) q: az adott levélhőmérséklethez tartozó telítési vízgőzkoncentráció és a levegő tényleges vízgőzkoncentrációjának különbsége [hpa], r s: a növények sztóma ellenállása [s m 1 ], γ: pszichrometrikus állandó hpa K 1 -ben. A növények jelenléte miatt kialakuló, a környező nagyobb légtér tulajdonságaitól eltérő sajátos mikrokörnyezetet állományklímának nevezzük. Az állományklíma elemzései alapján könnyen belátható, hogy a meteorológiai elemek eltéréseiért egyértelműen a növények felépítése (az állomány architektúrája) és az 70

87 A napsugárzás és szerepe állományon belül lejátszódó anyag- és energiacsere-folyamatok a felelősek. Az elsődleges architektúra alakító tényezők a zöldfelület nagysága, illetve a levelek szárral bezárt hajlásszöge. A növény fejlődése folyamán kezdetben kicsi levélfelülettel rendelkezik, ami alig árnyékolja be a talajfelszínt. A tenyészidőszak későbbi szakaszaiban a zöldfelület növekedésével a talajtakarás egyre intenzívebbé válik, ezáltal pl. a talajhőmérséklet a tavaszi időszakban a fiatal növények alatt sokkal közelebb esik a csupasz talaj hőmérsékletéhez, mint a későbbiek során. Az árnyékoló zöldfelület emelkedésével a talajhőmérsékleti eltérés a csupasz és a növénnyel fedett talajfelszín között egyre inkább emelkedik, amely aztán befolyásolja az állomány légterének hőmérséklet és egyéb tulajdonság alakulását. Ezek ismeretében belátható, hogy ha létezik olyan beavatkozás, amely a növények felépítését módosítja, akkor az egyben a növény körüli közvetlen környezetet, az állományklímát is megváltoztatja. Amennyiben sikerül a levélterület nagyságát mesterségesen megváltoztatni, akkor azzal egyben a mikroklímát is módosíthatjuk. A növényfajok és -fajták állományklímái legalább olyan mértékben térnek el egymástól, ahogy a levélfelületük, illetve leveleik szárral bezárt hajlásszöge változik. Ismerve a növényfajok és fajták egyedi megjelenésének eredendő változékonyságát könnyen belátható, hogy a valóságban nincs két teljesen azonosnak tekinthető állományklíma. A nettó energiamérleg (R n) állományon belüli függőleges eloszlása alapvető fontosságú, mert ez a megoszlás határozza meg az energia forrásainak és nyelőinek pontos helyzetét, amely aztán a mikroklíma elemeinek alakulását determinálja (3.14. ábra) ábra - Az állományklíma elemeinek szél: u; léghőmérséklet: T; vízgőznyomás: e és CO 2 -koncentráció: c nappali és éjszakai eloszlása a növénymagasság (h) különböző szintjeiben Monteith és Unsworth (1990), illetve Jones (1983) anyaga alapján. A növénymagasság kifejezésében használt hányados z értéke az állományelemek eloszlásánaksűrűségének speciális mutatója. Számításának bemutatása jelen tankönyv kereteit meghaladja, a megjelölt forrásmunkában áttekinthető. A növények jelenléte által befolyásolt meteorológiai elemek érték alakulása meghatározott trendet követ. Az ábrán bemutatott meteorológiai elem profilok alapján a makroklímánál (az állományt körülvevő, nagyobb térség időjárás alakulása) a nappali órákban melegebb, éjszaka hűvösebb az állományon belüli léghőmérséklet. A légnedvesség (e) nappal megnövekedett értéke a transzpirációs vízvesztés következménye. A sugárzás (R n) és a CO 2 felhasználása (c) a nappali időszakban az ábrán jól nyomon követhető. Az éjszakai órákban a talaj, mint CO 2-forrás működik. Az állomány feletti logaritmikus skálát követő szélsebesség alakulást a növények sajátosan módosítják (u). 71

88 A napsugárzás és szerepe A sugárzási környezet hatása a növények csoportjaira A napsütéses órák száma, amikor az energiahozam a Wm 2 -et meghaladja, sajátos mutatót, a meteorológiai gyakorlatban használt napfénytartamot adja. A nappalok hossza döntő energia bevételt meghatározó paraméter, alakulása a földrajzi szélesség mellett a sugárzást csökkentő tényezőktől (pl. felhőzet, levegő-szennyezés, domborzatalakulás) függ. Magasabb földrajzi szélességen egyre inkább évszakfüggően változékony az értéke: Trópusokon: 12 óra, Mérsékelt övben, a mi szélességünkön: télen 8 óra, nyáron 15 óra, Sarkkörök táján: óra nyáron, télen 2 4 óra, Sarokpontokon: 24 óra nyáron (fehér éjszakák), 0 óra télen. A napsütéses időszakon azonban nem az általunk megszokott fényviszonyokat kell érteni, főképpen a magas földrajzi szélességen a Nap horizonthoz viszonyított helyzete az, mely alapján nappalról vagy éjszakáról beszélünk. A növény származási helye nemcsak a sugárzásfajták, hanem a megvilágítás időtartamának hosszúsága iránti igényt is alapvetően determinálja. A növény hormonális változással jelzi a napsütés időtartamának eltéréseit (fitokróm), mely a generatív ciklusba történő átmenetet szabályozza. A jelenség a fotoperiodizmus. Az Egyenlítő környékén őshonos növényfajok a rövidebb megvilágításhoz alkalmazkodtak, ezért ezeket a fajokat rövidnappalos növényeknek nevezzük. Zavartalan fejlődésükhöz, főképpen virágzásukhoz és a megtermékenyüléshez 8 12 óra megvilágítást igényelnek, pl. kukorica, szója, rizs, káposzta, dinnye, krizantém. A hosszúnappalos növények származási helye a mérsékelt égöv, pl. gabonafélék, burgonya, cukorrépa, spenót, retek, borsó, sárgarépa, petrezselyem, mák, vöröshagyma, írisz, saláta. Népesebb kategóriát jelent a hosszúnappalos növényeké, mint a rövidnappalosoké. A számukra kedvező megvilágítási idő óra. Léteznek a nappal hosszúságára közömbös növények is, melyek fejlődése független a megvilágítás időtartamától (paradicsom, alma, uborka, petúnia, spenót). A nappalhossz változására a legnagyobb zavart a mérsékelt övi növények mutatják. A legérzékenyebb területnek a os földrajzi szélesség látszik. A növények fejlődésük zavarával reagálnak a számukra nem megfelelő nappalhosszúságra vagy morfológiai változást mutatnak, pl. felnyurgulnak. A különböző növényfajok alkalmazkodtak kialakulási helyük sugárzásának erősségéhez is. Ez alapján 3 csoportba sorolhatjuk a növényeket: 1. Fénykedvelők (heliofiták): Magas sugárzásintenzitásnál alakultak ki. A direkt sugárzást kimondottan kedvelik, s hozzá anatómiailag is alkalmazkodtak. Leveleik általában vastagabbak, sejtjeik apróbbak, s több gázcserenyílásuk van egységnyi levélfelületen, mint az árnyékkedvelő társaiknak. Ilyen növény a dinnye, a paprika, a burgonya, a paradicsom, az őszi búza, a napraforgó, a rizs, a pipacs, a búzavirág. Ezek a növények a fénykompenzációs pontot sokkal magasabb sugárzás intenzitásnál érik el, vagyis a sugárzás erősségének növekedése a fotoszintézis intenzitását emeli. A természetes ökoszisztémákból ide sorolhatók a sivatag, s a déli lejtők növényei. 2. Árnyékkedvelők (szkiofiták): A diffúz sugárzást kedvelik. Leveleik vékonyabbak, de nagyobb felületet képeznek, sajátos laza szöveti felépítéssel. Nagyobb sejtjeik vannak, kevés sztóma nyílással. Erős napsütésben ezek a növények elpusztulnak. Erdő aljnövényzete, moha, páfrányok, északi lejtők növényei tartoznak ebbe a csoportba. Termesztett növényeink közül nem tartozik bele egy sem ebbe a kategóriába. A fénkompenzációs pontot a direkt sugárzás 20%-ánál elérik, s a magasabb sugárzás intenzitás klorofill destrukciót okoz náluk. 3. A fenti két kategória közötti átmenetet az árnyéktűrő növények jelentik (helio-szkiofiták). Ezek a fajok egyes életfolyamatukban a direkt sugárzást igénylik, de jól tűrik a diffúz sugárzás dominanciáját, az árnyékolást is. Számos gyom, a sárgarépa, zeller és a spenót tartozik ebbe a kategóriába. Érdekes összefüggést találtak az ebbe a kategóriába tartozó természetes ökoszisztémák növényeinél a környezet CO 2-koncentrációjával. Megállapítást nyert, hogy a helio-szkiofita növények ott érzik jól magukat, ahol magas a környezetük CO 2- koncentrációja, mely kevés sugárzásnál is lehetővé teszi a megfelelő asszimilációt (Bacsó 1973). 72

89 A napsugárzás és szerepe 5. Irodalom Bacsó, N Bevezetés az agrometeorológiába. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest, p: 330. Buday-Sántha, A Környezetgazdálkodás. Dialóg Campus Kiadó, Budapest-Pécs, p: 245. Jones, H. G. 1983: Plants and microclimate. Cambridge University Press, Cambridge London-New York-New Rochelle-Melbourne-Sydney, p Monsi, M. and Saeki, T. 1953: Über den Lichtfaktor in den Pflanzengesellschaften und seine Bedeutung für die Stoffproduktion. Jap. J. Bot. 14: Monteith,J.L Radiation and crops. Exp. Agric. Rev. 1: Monteith, J.L. and Unsworth, M.H Principles of environmental physics, 2nd ed. Edward Arnold, London, United Kingdom. Oke, T. R Boundary Layer Climates. London. Methuen and CO LTD A Halsted Press Book John Wiley and Sons. New York. p: 435. Szuróczky, Z. és Tőkei, L Meteorológiai alapismeretek. Kertészeti és Élelmiszeripari Egyetem, Budapest p: 289 Übelacker E A Nap. Tessloff és Babilon Kft., Budapest Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs., Enzsölné G.E Az éghajlati változékonyság és az agroökoszisztémák. Nyugat-Magyarországi Egyetem, Mosonmagyaróvár, p: 410. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs Az éghajlati változékonyság és az extrém jelenségek agroklimatológiai elemzése, Nyugat-Magyarországi Egyetem Mezőgazdaság és Élelmiszerzudományi Kar, Mosonmagyaróvár

90 4. fejezet - Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Az energiaháztartás alapegyenlete (R n), a hőháztartási mérleg a nettó sugárzási egyenleg energiafelhasználását számszerűsíti. A legnagyobb arányú fogyasztó a párolgási energia (Q LE), mely ismertetésének külön fejezetet szentelünk. A talaj (Q G) és a levegő (Q H) hőforgalma, az egész Földre vonatkozó átlagban kb. azonos nagyságrendű (mintegy 10 15% fejenként). A fotoszintézisben megkötött energia (Q F) a teljes mérleg csupán 1 2%-a, ezért hacsak nem ez képezi a vizsgálat célját, gyakran elhanyagoljuk. Az egyenlet ezek alapján: 4.1. egyenlet Az egyenleg tagjai az elemzett térség földrajzi és egyéb feltételeitől függően az átlagtól lényegesen eltérhetnek. Erre példaként két eltérő felszín, egy kaliforniai sivatagi terület és egy japán tó felett mért egyenlegkomponensek napi változása szolgál (4.1. és 4.2. ábrák) ábra - A hőháztartási mérleg komponenseinek napi változása El Mirage sivatagában (Kalifornia) egy derült júniusi napon Vehrencamp (1953) nyomán. A Q Δs - sel az energia tározását jelöltük. A többi jelölés egyezik a szövegben feltüntetettekkel 74

91 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei 4.2. ábra - A hőháztartási mérleg komponenseinek tó felett mért napi változásai 1957 szeptemberének egy derült mintanapján Japánban, Holland (1971) nyomán 75

92 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei A sivatagot tartalmazó ábrán a víz szűkösségére utaló, a párolgási energiát reprezentáló Q LE tag teljes hiánya látható. A csekély növényzet miatt a fotoszintézisben megkötött energiát sem tüntették fel a szerzők. Erre a területre a nappali nagyon magas lég- és talajhőmérsékletek, éjszaka pedig a hűvösség a jellemző. Itt mérhetők a legnagyobb napi ingásértékek a Földön (40 50 C). A légnedvesség a víz hiánya miatt igen alacsony. Az erőteljes felmelegedés a dél körüli órákban jelentős szelet gerjeszt, mely éjjelre mérséklődik. Az ábrákból nyilvánvaló, hogy a vízellátás szerepe a mérlegtagok alakításában elsőrendű fontossággal bír, mivel a víz elsődleges energiaszállító közeg. A tó energia tárolásának nagysága külön említést érdemel. A párolgási energia felhasználásban a maximum megjelenése nemcsak a legnagyobb besugárzás idejéhez, hanem a Q H maximum időpontjához képest is tovább késik. Párhuzamosság figyelhető meg a párolgás és a tározott energia görbéinek futása között. A víz a rövidhullámú sugárzás bizonyos tartományait átereszti, s ez a tengerek-óceánok esetében kb. a 10 m-es rétegvastagság elérését jelenti. Tiszta trópusi vizekben ennek a többszöröséig is lehatolhat a sugárzás. Ez az élet kialakulása szempontjából bírt különös fontossággal. A vízben lefelé haladva a sugárzás gyengülése exponenciális. A víz igen alacsony albedója miatt a rövidhullámú kisugárzása a legkisebb a természetes felszínek közül. Kicsi hőmérsékleti ingások jellemzik, nappal nyelő, éjszaka energiaforrás. 1. A talaj energiaforgalma, a talajhőmérséklet A talaj a növények életében többféle szerepet tölt be. A talaj elsődleges tápanyagforrás, belőle történik a tápanyagok és a víz felvétele. A talajhőmérséklet az, amely befolyásolja a gyökér életfolyamatainak intenzitását, a víz- és tápanyagfelvétel sebességét. A talaj egyben a nem folytonos meteorológiai elemnek, az életfolyamatoknál viszont folyamatos jelenlétet feltételező csapadékvíznek a tározója is. A növények rögzítésében is alapvető fontosságú a talaj. Létezik ugyan talaj nélküli növénynevelés, de abban a mértékben, amekkorában növényi termékekre szükségünk van, a talaj jelenléte még sokáig mással ki nem váltható közeget jelent. A fenti közvetlen hatásokon túl a talaj élőhelye számos mikroorganizmusnak, melyek tevékenysége a tápanyag feltáródásában fontos. A magasabb rendű élőlények, kártevők számára is élőhely, mely nem biztos, hogy mindig pozitív hatású, pl. gondoljunk csak a talajban áttelelő kártevőkre. Az áttelelő kártevők mennyisége egyértelműen a téli talajhőmérséklet, a talajfagy által meghatározott. Az áttelelő növénykultúráknál számos kártétel van szoros kapcsolatban a talaj fagyott állapotával, hőmérsékletével, hótakaróval való borítottságával. A sugárzás először a talajt melegíti fel. A felmelegedés mértékét külső és belső tényezők szabályozzák. A külső tényezők közül a napsugárzás intenzitása elsődleges fontosságú. Minden tényező, mely gyengíti a besugárzást, a talaj felmelegedését is mérsékli, pl. felhőzet, köd, párásság egyéb légköri sugárzást gyengítő (árnyékoló) tényezők. Külső meghatározó még a rövidebb időtartam talajfelszín hőmérsékletet módosító faktora a csapadék, 76

93 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei mely különösen nyári melegben lehullva átmenetileg jelentősen lehűtheti a felszínt. Az ok a párolgás jelentős hőelvonásában keresendő. A belső meghatározók a talaj hőfizikai tulajdonságai (4.1. táblázat), melynek következtében ugyanakkora energia jelenléténél a talajt alkotó közegektől függően lényegesen eltérő talajhőmérséklet alakulhat ki. A talaj háromfázisú diszperz rendszer, melyben van szilárd vázalkotó, állandóan jelenlévő! valamint több-kevesebb víz és levegő. Ez utóbbi kettő komponens rövidebb ideig hiányozhat is a rendszerből. A talajhőmérséklet alakulását a három alkotóelem aránya, azok lényegesen eltérő hőfizikai tulajdonságai determinálják táblázat - A természetes anyagok néhány hőfizikai tulajdonsága Anyag Megjegyzések ρ sűrűség (kg m 3 103) C p fajhő (J kg 1 K 1 103) C hőkapacitás (J m 3 K ) k hővezető képesség (W m 1 K 1 ) Homoktalaj Agyagtalaj Tőzeg Hó száraz 1,60 0,80 1,28 0,30 telített 2,00 1,48 2,96 2,20 száraz 1,60 0,89 1,42 0,25 telített 2,00 1,55 3,10 1,58 száraz 0,30 1,92 0,58 0,06 telített 1,10 3,65 4,02 0,50 frissen hullott 0,10 2,09 0,21 0,08 öreg 0,48 2,09 0,84 0,42 Jég 0 C, tiszta 0,92 2,10 1,93 2,24 Víz 4 C, nyugodt 1,00 4,18 4,18 0,57 Levegő 10 C, nyugodt 0,0012 1,01 0,0012 0,025 turbulens 0,0012 1,01 0,0012 ~125 A legnagyobb levegőtartalmú fizikai talajféleség a homoktalaj, mely ennek következtében hőszigetelő tulajdonságait tekintve jelentősen eltér a többi talajféleségtől. A sok levegő napközben megakadályozza az energia mélyebb rétegekbe történő lejutását, éjszaka pedig felgyorsítja annak leadását, ezért az ingás mértéke (legmagasabb és legalacsonyabb hőmérsékleti érték különbsége) itt lesz az összes talajtípus közül a legnagyobb. A homoktalaj mélyebb rétegei mindig hidegek, az itt élő növények gyökerei folyamatosan hűvösebb közegben élnek, amely aztán meghatározza a termeszthető növények körét is. A hőmérséklet talajon belüli alakulása két fontos fizikai paramétertől függ, a hővezető képességtől (az a melegmennyiség, amely 1 perc alatt 1 cm 2 -en áthalad, ha rá merőlegesen 1 cm távolságra 1 C hőmérséklet különbség van) és a hőkapacitástól (fajhő sűrűség = hőkapacitás, vagyis a térfogategység 1 C-kal való fölmelegedéséhez szükséges hőmennyiség). Ezek irányítják a hőmérséklet menetét, de maguk is megváltoznak aszerint, hogy a talaj éppen átnedvesedőben, vagy pedig kiszáradó félben van. Minthogy a levegő rossz hővezető, de átlátszó a sugárzás számára, ezzel szemben a talajok jobb hővezetők, 77

94 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei viszont átlátszatlanok a sugárzás számára, az várható, hogy a talajhőmérsékletek a léghőmérsékletétől eltérő menetet mutatnak (Urbán 1993). A talajhőmérsékleteket két kategóriába szokás sorolni. A felszíni talajhőmérséklet a 2, 5, 10 és 20 cm-es réteg értékeit, a mélységi pedig az ez alatti rétegek talajhőmérsékleteit tartalmazza. Az infrahőmérők elterjedésével lehetőség van egy korábbiaktól eltérő, a felszínhez közelebbi valóságos hőmérséklet detektálására, mely csökkenti a tradicionális pontszerű mintavétel miatti, a talaj összetételének változékonyságából, mozaikosságából fakadó igen jelentős mintavételi hiba nagyságát. Az így meghatározott érték a tényleges talajfelszín integrált hőmérsékletét tartalmazza a letapogatott területre vonatkozóan. Ez a mérési eljárás még kevésbé terjedt el. A talajhőmérséklet napi változása szinuszos görbével közelíthető (4.3. ábra). A talajhőmérséklet a felszíntől lefelé haladva fokozatosan csökkenő. Az energiatovábbítás meglehetősen lassú folyamat, ezért a felszíni rétegekben a legmagasabb érték időbeni megjelenése közelít a besugárzás maximumához, de ahhoz képest késik ábra - A felszíni talajrétegek hőmérséklet alakulása egy mélységivel kiegészítve (50 cm) Keszthelyen, egy nyári, derült mintanapon Minél mélyebbre megyünk a felszíni rétegekben, a késedelem annál nagyobb, mértéke néhány órában adható meg. Az ingás a felszíni rétegektől lefelé haladva fokozatosan csökken. (Ábránkon az 50 cm-es mélységi rétegben már nem is volt.) A vetési időpont meghatározásához az 5 cm-es réteg talajhőmérsékleteit alkalmazzuk. Az aktuális érték a növények bázishőmérsékletéhez igazodik, lásd később. A rosszul megválasztott vetési időpont jobb esetben csak produkciót csökkentő, rosszabban akár pusztulást előidéző hatással rendelkezik. Érdekességként említjük, hogy a cukorrépánál a növekvő talajhőmérséklet és a termés mennyisége pozitív, míg a cukortartalom negatív korrelációt mutatott (Hayasaka és Imura 1996). A pincék, vermek, földbe ásott építmények hőmérséklet-járása a mélységi talajhőmérséklet változásait követi, a szinuszos jelleg megtartásával (4.4. ábra) ábra - Néhány mélységi réteg talajhőmérsékletének évi változékonysága Keszthely adatai alapján 78

95 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei A felszíni rétegnél megállapított lefelé csökkenő hőmérsékleti változékonyság (ingás) a mélységi szintekben is megmarad, hasonlóan a szélsőértékek beállási idejében fellépő késedelemmel, amelyet itt nem órákban, hanem hónapokban mérünk. 5 m alatt az eltérés évszakos előjelváltással jár; nyáron a leghűvösebb, s télen a legmelegebb a talajhőmérséklet. A napsugárzás hatása csak a felső 20 m-es talajrétegben mutatható ki, aminek következtében az ingás mértéke ebben a mélységben meg is szűnik, s az így kialakuló állandó talajhőmérsékletű réteget izotermikus talajrétegnek nevezzük. Az itt mért hőmérséklet megegyezik a terület feletti levegő sokéves átlaghőmérsékletével. Az ebből a mélységből származó kutak vize hazánkban 10 fok közeli hőmérsékletű. Az izotermikus réteg alatt a talajhőmérséklet fokozatosan emelkedik a Föld középpontja felé haladva, 33 m-ként 1 C-kal. Ez az érték a geotermikus gradiens. A növények talajhőmérséklet iránti igényét, annak növekedésre gyakorolt hatását a talajhőmérsékleti optimumgörbék szemléltetik (4.5. ábra). Példánkban többek között a melegigényes kukoricát és a hidegtűrő őszi búzát is bemutatjuk (Metherell et al. 1993) ábra - Néhány növényfaj talajhőmérsékleti optimumgörbéi Metherell et al. (1993) nyomán 79

96 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Porter és Gavin (2000) szerint 20 C-os talajhőmérsékletnél a legtöbb növényfaj egyedeinek gyökerei elpusztulnak. 2. A talajközeli levegő felmelegítése A Nap sugárzása 1 először a földfelszínt melegíti fel, majd az energiát továbbítja, részben a mélyebb talajrétegek felé, illetve a felette elhelyezkedő levegőnek. A talajban az energia továbbítása hővezetéssel történik. Az energia átadása a felszínnel érintkező néhány mm-es légrétegben szintén molekuláról molekulára történő hővezetéssel, lamináris áramlással zajlik. Ezután a felmelegedett levegő a felhajtóerő hatására felszáll, áramlása turbulenssé válik, jóval hatékonyabb tulajdonságátvitellel rendelkezve, mint az a lamináris áramlás esetében tapasztalható. Az egyenetlenül felmelegedő felszín miatt egyes helyeken melegebb lesz a levegő, mint másutt. A melegebb levegő kitágul, környezeténél könnyebb lesz, s ez a felmelegedett levegő a magasba emelkedik, átadva a helyét a hidegebbnek. A keveredés a troposzférában szüntelenül zajlik, ami a magasabban elhelyezkedő rétegeket melegíti, s közben a levegőben lévő vízgőzt és vizet is szállítja. A függőlegesen felfelé irányuló energiaszállítást konvekciónak nevezzük. Akadályok nélküli, a felmelegedés által vezérelt változata a szabad konvekció. Másik módja az akadályok (természetes környezetből fakadóan hegyek, falak, épület stb.) mentén felemelkedni kényszerülő légmozgás miatti kényszer konvekció. A levegőre mozgása során a felhajtóerőn kívül további erők hatnak, így a súrlódási erő és a Föld forgásából fakadó erő, melyek a mozgás irányát módosítják. A zárt körfolyamatot, mely a levegő felmelegedését és annak mozgását leírja, áramlási cellának nevezzük (4.6. ábra). Az áramlási cella vízszintes irányú légmozgás összetevője az advekció. Ha az áramlási vonalak egymással párhuzamosak lamináris, ha örvények jelenlétéhez kötött, akkor turbulens az áramlás ábra - Az áramlási cella sematikus rajza 1 Az energia terjedésének módjai a közeget nem igénylő sugárzás, a szilárd halmazállapotú anyagokra jellemző hővezetés, a gázokra és a folyadékokra jellemző áramlás. A meteorológiai gyakorlatban megkülönböztetünk egy negyedik közvetítési módot, a víz halmazállapot-változásaihoz kötött energiamódosulást, a latens hő kategóriáját (olvadás-fagyáshő; párolgás-kondenzációs hő). 80

97 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei A troposzféra hőmérsékletére a talajfelszíntől felfelé haladva a hűlés a jellemző ( 0,65 C/100 m). Az átlagos függőleges hőmérsékleti gradiens az egész Földre meghatározott átlagérték, mely horizontálisan és vertikálisan is jelentősen változhat. Lényegesen eltérő a gradiens értéke a felszínhez közeli légrétegben. Mivel a levegő felmelegítésekor az energia a talajból adódik át a vele érintkező levegőnek, nem meglepő, ha a forrás közelében a léghőmérséklet akár 5 6 C-kal is magasabb lehet, mint a standard mérési szintnek megfelelő 2 m-es magasságban mért érték. Ha ezt átszámítjuk gradienssé, a földi átlagnál több nagyságrenddel magasabb értékhez jutunk. Az ismertetett folyamat csupasz talajnál nappal, a felmelegedés során következik be. Éjszaka a felszín a kisugárzás helyszíne, amikor a hőszállítás folyamata ellenkező irányban játszódik le, s a gradiens előjele is irányt vált. A troposzférában felfelé haladva találhatunk olyan légréteget, amelyben felfelé haladva átmenetileg egy-egy melegebb légréteg ékelődik. A jelenség neve inverzió. A növények jelenléte a gradiens nagyságát jelentősen módosítja, lásd még az állományklímánál ismertetetteket. A léghőmérséklet időbeni meghatározottsága A léghőmérséklet napi változása A léghőmérséklet és a besugárzás egymástól nem függetlenek, alakulásuk mégsem teljesen párhuzamos. Egyértelmű, hogy a levegő talajon keresztüli felmelegítése időbeni késést okoz a léghőmérsékletben, ezért a legnagyobb besugárzás és a maximális léghőmérséklet nem esik egybe. Az energiaátadáshoz mintegy 2 3 óra szükséges, így amíg a besugárzás maximuma délben van, a legmelegebbet óra között mérhetjük (4.7. ábra) ábra - A léghőmérséklet napi menete teljesen derült időben Keszthelyen. A június végi nap napi középhőmérséklete 21,9 C volt 81

98 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei A napi léghőmérséklet alakulása szinuszos görbét követ, mely csak teljesen derült napon jelentkezik tisztán. A felhőzet hatására a hőmérséklet csökken, s a görbe alakja a mindenkori besugárzás és az azt zavaró felhőzet mennyiségének függvénye. Az értékek ilyen napokon kiegyenlítettebbek, napi változásuk lecsökken. A léghőmérséklet évi változása A léghőmérséklet évi változásában is megmarad a szinuszos jelleg (4.8. ábra). A legmelegebb és leghidegebb hónapok megjelenése erősen helytől függő. Példánk Keszthelyre vonatkozik, ahol a legmagasabb hőmérsékletet sok év átlagában júliusban, a leghidegebbet pedig januárban mérjük. Az évi középérték példánkon 10,4 C, egy kissé meghaladja az egész országra meghatározott átlagértéket. Az éven belüli változékonyság a téli hónapokban a magasabb, nyáron kiegyenlítettebb léghőmérsékletek várhatók ábra - A léghőmérséklet éven belüli változékonysága Keszthelyen között. A középső sötét színű téglalap alsó és felső vonala a 75, illetve 25%-os valószínűséggel várható értéket, a közepe az átlagot jeleníti meg. A sötét egységet átszelő vonal az addig mért maximum és minimum hőmérsékleteket reprezentálja 82

99 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei 3. A léghőmérséklet és a növények A léghőmérséklet a vízzel és a tápanyagokkal együtt a növény általános életfeltétele. A léghőmérséklet növényre gyakorolt hatásának vizsgálata többek között azért is rendkívüli fontosságú, mert ez a meteorológiai elem a növény fejlődési ütemének, a biológiai órájának meghatározója. A növény-hőellátottság kapcsolatnak mind a mai napig legelterjedtebb módja a léghőmérséklet valamely származtatott mennyisége alapján történő közelítés, melynek egyik oka az elem könnyű hozzáférhetősége, a másik az általa nyert tapasztalatok sokasága. A hőmérséklet növényi hatáselemzésekor két elkülönített vonatkoztatási időt szükséges figyelembe venni. A két közelítés módszertanilag is eltérő kezelést igényel, ezért külön történik a tárgyalásuk is. Az első a pillanatnyi léghőmérséklet hatása a növényi életfolyamatokra, a második a hosszabb időszak hőmérséklet hatásának elemzése. A pillanatnyi léghőmérséklet hatását az ún. optimumgörbe tartalmazza. A növények abiotikus tényezőkkel pl. hőmérséklettel szemben támasztott igényét az optimumgörbével jellemezhetjük. Mesterséges körülmények között meghatározott környezeti elem-növényéletfolyamat kapcsolatot a fiziológiai optimumgörbe adja meg, mely a fajok genetikailag kódolt biológiai adottságaiból fakad. A tényleges görbealakulás ettől egy kissé eltérő, mely figyelembe veszi a természetes élőhelyen szereplő egyéb befolyásoló tényezőket, pl. a faj egyedeinek egymással történő versengését, az előfordulás körülményeit. Az így felrajzolt léghőmérséklet növényi életfolyamat kapcsolat az ökológiai optimumgörbét eredményezi, melyből az ökológiai jelzőt gyakran el is hagyják, s optimumgörbén gyakorlatilag ez utóbbi változat értendő (4.9. ábra) ábra - A hőmérsékleti optimumgörbe két változata, a fiziológiai és az (ökológiai) optimumgörbék sematikus ábrázolása Az optimumgörbe kardinális pontjait, nevezetes hőmérsékleti értékeit és az általuk kijelölt szakaszok tartalmát az alábbiakban foglaljuk össze: t umin: ultraminimum hőmérséklet t o: bázishőmérséklet (biológiai nullapont; minimum hőmérséklet) t opt: optimum hőmérséklet 83

100 t max: maximum hőmérséklet Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei t umax: ultramaximum hőmérséklet A növények két küszöbhőmérséklete a két halálpont, mely között a növényi élet lehetséges (ultraminimum hőmérséklet, t umin és az ultramaximum hőmérséklet, t umax). A latens élet szakasza, melyben a növény még él, csupán életfolyamatait szünetelteti, a két halálpont és a bázishőmérséklet, illetve a maximumhőmérsékletek között található. A latens életből a növények kedvező feltételek közé kerülve képesek életfolyamataikat helyreállítani. Közismert a léghőmérséklet biokémiai folyamatokra gyakorolt meghatározó befolyása, melyet a Van t Hoff törvény számszerűsít. A biokémiai reakció változása k 1 és k 2 állapot között két megadott energiaszinten, hőmérsékleten (T 1 és T 2) az alábbi: 4.2. egyenlet ahol a konstans. Az egyenletet átalakítva (logaritmizálva, rendezve) a következő ismertebb formátumot kapjuk: 4.3. egyenlet A levezetés teljes bemutatása nélkül a végeredmény megadja, hogy a bázishőmérséklet és az optimumhőmérséklet között minden 10 C-os léghőmérséklet-emelkedés az adott életfolyamat intenzitását megduplázza vagy megháromszorozza (Q): 4.4. egyenlet Amennyiben a Q 10 = 2, akkor az életfolyamat intenzitása megkétszereződik. A t opt-tól a t max-ig tartó szakasz erőteljesen csökkenő életfolyamat-intenzitást mutat, a görbe leszálló ágának meredeksége messze meghaladja a felszálló ágét. Az optimumgörbe alakja minden életfolyamatra, növényfajra (4.10. ábra) és fejlődési ciklusra univerzális, csupán a konkrét léghőmérsékleti értékek változnak ábra - A léghőmérséklet optimumgörbéi három eltérő melegigényű növényfajnál 84

101 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Általában a mérsékelt égövi eredetű növények bázishőmérséklete 0 5 C közötti, a trópusi eredetűeké több mint 10 fokkal magasabb, C. Az optimum hőmérséklet hasonlóan a többi kardinális ponthoz ritkán írható le egyetlen számadattal, sokkal inkább egy-egy hőmérsékleti intervallummal jellemezhető. A mérsékelt égövi eredetű növények optimumhőmérsékleti tartománya C, a forró égövről származóaké pedig C (Mavi és Tupper 2004). A maximum hőmérsékletek általában C és C közöttiek a magasabb, illetve az alacsonyabb földrajzi szélesség növényeinél. A mérsékelt égöv növényeinek t max értéke a fehérjék koagulációjával kapcsolatos. A forró égövi növényeknél extra túlélési stratégia szükségeltetik a megadott rendkívüli forróság túléléséhez, mely növényfajonként eltérő. A fotoszintézis hőmérsékleti függését normál légköri CO 2-koncentrációnál és fénytelítési pontnál növény kategóriánként Larcher (1980) foglalta össze (4.2. táblázat). Megjegyezzük, hogy a meghatározás idején a légköri CO 2-koncentráció alig haladta meg a 300 ppm-et, mely napjainkban már 380 ppm feletti táblázat - A nettó fotoszintézis léghőmérsékleti függésének szélső értékei az átlaggal az eltérő termőhelyek növényeinél. A CO 2 -koncentráció az átlagos légkörivel egyezett, a sugárzás intenzitás pedig a fénytelítődési ponton volt (Larcher 1980) Szén-dioxid-megkötés hőmérsékleti határai ( C) Növénycsoport Alsó határ Optimum Felső határ C 4-es forró élőhelyű C 3 gabonafélék 2-0 felett Alpesi növények Örökzöld trópusi fák Mérsékelt zóna lombhullató fái

102 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Örökzöld tűlevelűek Tundra cserjéi Hideg területek zuzmói A légzés hőmérsékleti függésének görbe meredeksége meghaladja a fotoszintézisét, melynek következtében egységnyi hőmérséklet-emelkedés a légzés nagyobb mértékű növekedését okozza. Mivel a légzés célja a fotoszintézisben előállított anyagok lebontása során történő energiához jutás, ezért ha túlzott mértékű a légzésintenzitás, a lebontó folyamatok túlsúlya következhet be. Azt a pontot, ahol a légzés és a fotoszintézis optimumgörbéi metszik egymást, hőmérsékleti kompenzációs pontnak nevezzük. Ezen a ponton a megtermelt és a lebontott szerves anyag mennyisége megegyezik, szárazanyag-növekedés nem következik be. Többen próbálták egyszerűsíteni az életfolyamat intenzitás-léghőmérséklet hatás közelítését, mely szerint a maximális termés kialakulásának fő feltétele a léghőmérséklet C közötti alakulása (zavartalan vízellátásnál). Ez a kapcsolat azonban jóval bonyolultabb, melyre példát néhány növény segítségével mutatunk be. A 4.3. táblázat a csírázás léghőmérséklet-igényéről, a maximum, minimum és az optimum hőmérsékleti tartományainak alakulását tartalmazza. Felhívjuk a figyelmet, hogy a bemutatott táblázat csupán egy fenológiai fázisra, a csírázásra vonatkozó hőmérsékleti igényt tekinti át! 4.3. táblázat - Néhány növényfaj kardinális léghőmérsékleti határértékei a csírázásra vonatkozóan Fő hőmérsékleti intervallumok ( C) Növény Növény Optimum Maximum Búza 3 4, Árpa 3 4, Kukorica Rizs Dohány Cukorrépa Borsó Zab Cirok Lencse Sárgarépa Sütőtök Éghajlati sajátosságainkat ismerve a hőmérsékletigény fokozatos figyelmet tavasszal, a vetés időpontjának meghatározásakor igényel. Néhány termesztett növényünk bázishőmérséklete az alábbiak szerint alakul: 86

103 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Gabonafélé k 1 2 C Mák 2 3 C Sárgarépa 3 4 C Kukorica 8 10 C Rizs C Dinnye C Borsó 1 2 C Hagyma 2 4 C Burgonya 7 8 C Szója C Uborka C A hosszabb időszak léghőmérséklet hatását leggyakrabban a hőmérséklet- összegekkel (heat unit) számszerűsítjük. A kiindulási alap a napi középhőmérséklet, mely az automata meteorológiai állomások terjedésével bárki számára könnyen elérhető. A korábbi időszakokban, különösen a speciális célú állomásoknál, mint pl. az agrometeorológiai állomások, nem állt rendelkezésre folyamatos léghőmérsékleti regisztrátum, ezért ezen esetekben a napi középhőmérsékletet először meg kell határozni. A napi egyszeri észlelésre korlátozott megfigyeléseknél a maximum- (t max) és a miniumhőmérséklet (t min) közepe adja a napi középhőmérsékletet (): 4.5. egyenlet A leggyakrabban használt biológiai időt meghatározó mutató a foknap, mely a degree-day (DD) magyar fordításának felel meg. Az érték előállítása alatt minden küszöbérték nélkül figyelembe vett napi középhőmérsékletek összegzését értjük: 4.6. egyenlet A kizárólag pozitív napi középhőmérsékletű napok átlaghőmérsékleteinek (0<) összege adott időtartamra pl. n napra adja az aktív hőmérsékleti összeget (Σt a): 4.7. egyenlet

104 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei A küszöbhőmérséklet, mely feletti értékeket összegezzük, lehet a fent választottól, a 0-tól eltérő is. Minden esetben a vizsgálat célja határozza meg annak konkrét értékalakulását. Biológiai tartalmát tekintve többet mond az effektív hőmérsékleti összeg (Σt eff), mert abban az összegzés csak a bázishőmérséklet (to) feletti léghőmérsékletekre vonatkozik. Az angol nyelvű irodalomban GDD rövidítésként growing-degree-day találhatjuk meg: 4.8. egyenlet Határozzuk meg a kukorica aktív és effektív hőmérsékleti összegeit, ha a napi középhőmérsékletek rendre t 1=10 C, t 2=13 C, t 3=15 C, t 4=5 C, t 5= 1 C. Legyen a kukorica bázishőmérséklete (t b) 9 C! Az aktív hőmérséklet összeg: Σt a = t 1+t 2+t 3+t 4 = 43 C Az effektív hőmérséklet összeg: Σt eff = (t 1 t b) + (t 2 t b) + (t 3 t b) = 11 C Az összeg meghatározásakor azokon a napokon, ahol a napi középhőmérséklet nem éri el a 0 C-ot, illetve a bázishőmérsékletet, nem vesszük figyelembe, mintha az a nap meg sem történt volna, s nem okozott volna semmi élettani változást a növény növekedésében, fejlődésében. Ez az elhanyagolás egyben rávilágít a módszerben rejlő korlátokra is. A GDD közelítés hibáit mindenki ismeri, mely ellenére a növények fejlődés intenzitásának meghatározására sokkal jobb mutató mind a mai napig még nem született. Egyszerűsége segítette térhódítását, melyet a termésmennyiség, minőség, betakarítási időpont stb. meghatározására kiterjedten alkalmaznak. Nem kevesen kritizálják, miszerint a hőfok-napnak semmiféle elméleti megalapozottsága nincs. McMaster és Wilhelm (1977) szerint csak azokat a fiziológiai és matematikai alapokat felejtjük el a hőfok-nap alkalmazásakor, melyek az adott növény-környezet kapcsolatot meghatározzák. Népes azoknak a tábora, akik szerint a hőmérsékletösszeg nem több mint a tenyészidőszak hosszának becslése (Perry et al. 1990; Bonhomme 2000). További néhány kifogást is bemutatunk, melyeket az ellenzők hangoztatnak, bár jobbat nem tudtak a GDD helyett ajánlani: Az évszakos eltérések hatásának megjelenítésére nincs lehetőség, pl. ugyanaz a léghőmérséklet tavasszal túl meleg, nyáron viszont hűvös lehet. A hőmérséklet ingását a képlet nem tudja figyelembe venni, pedig egyesek szerint a fejlődést jobban meghatározhatja, mint maga a napi középhőmérséklet. Elfelejtettük, hogy nem konstans a bázishőmérséklet, azt eredetileg a kelés időszakára határozták meg. Utána kiterjesztettük minden fenofázisra, mely így biztosan nem igaz. A napi középhőmérsékletet nem a növény közelében lévő légtérben, hanem a meteorológiai állomás 2 m-es szintjében mérjük. Az eltérés a növény közelében nagyon valószínű. 4. A növényhőmérséklet A fenti alfejezetcím csak az újabb keletű agrometeorológia tankönyvekben, jegyzetekben található. Az ok nem az elem fontosságának a felismeréshiánya, hiszen a növényhőmérséklet szerepével régóta tisztában vagyunk, hanem a meghatározásának mindennapi agrometeorológiai gyakorlatba történő bevonulása. Az elmúlt évtizedekben regisztrált globális klímamódosulás valószínűleg nem marad hatástalan a növények életére sem. A legtöbb növényi hatásvizsgálattal foglalkozó tanulmány azonban csak a csapadék mennyiségének csökkenése miatt fellépő aszályos évek számának növekedéséről számol be. Ritkább a felmelegedésnek a növényhőmérséklet alakításában, s azon keresztül az életfolyamataiban játszott szerepének elemzése. Reális képet a jövő várható módosulásairól csak akkor kaphatunk, ha a csökkenő csapadékmennyiséghez a globális felmelegedés következtében fellépő lég- és növényhőmérséklet emelkedés hatását együttesen vesszük figyelembe. Még ha a csapadék mennyisége változatlan is lenne, önmagában a léghőmérséklet korábbihoz képesti növekedése is emeli a növények vízigényét, s a szárazsági hajlamot felerősíti. Az elmúlt évek időjárásváltozásának növényi hatását akkor ítéljük meg helyesen, ha a térségünket érintő csapadék mennyiségi csökkenéséhez hozzávesszük az átlagos léghőmérséklet és növényhőmérséklet-emelkedés befolyásolását is, s a 88

105 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei kettőt együtt vesszük figyelembe a növény életfolyamatainak változáselemzéseinél. A hőmérséklet emelkedése hazánkban 10 évenként 0,5 C, amelyhez a jelenlegi szint 10%-os csapadékcsökkenése társul (Ambrózy 1991). Ez a változás biztosan nem hagyta változatlanul a növényhőmérsékleteket sem. A növény nem függetleníthető a környezet valamennyi elemétől, így vizsgálata csak komplex közelítéssel képzelhető el. A napsugárzás nemcsak a fotoszintézis számára jelent kizárólagos energiaforrást, hanem a növények helyhez kötött volta miatt esetenként energiafelvételi kényszerrel jár együtt. A felvett többlet energiától való megszabadulás legintenzívebb módja a víz rendkívül magas fajhője miatti párologtatással történő hővesztés-hűtés. (Minden gramm víz elpárologtatása 2462 Joule energiaelvonással jár 15 C-os növényhőmérsékletnél.) Víz hiányában a többletenergia a növény hőmérsékletének emelkedését okozza, amely egy ponton túl akár a növény hőhalálához is vezethet. Ez a felismerés, valamint a növényhőmérséklet mérésének technikailag pontos kivitelezése egy új közelítési mód bevezetését tette lehetővé a környezet-növény kapcsolat vizsgálatainál. A direkt módon történő növényhőmérséklet mérésére, amely számolásánál egyszerűbbnek tűnik, az 1970-es évektől kezdve áll rendelkezésre a célnak minden tekintetben megfelelő speciális hőmérő, az infrahőmérő. A legtöbb hordozható infrahőmérő mérési pontossága ±0,5 C, amely állományról gyűjtött hőmérséklet esetében ismerve a hőmérséklet levélen belüli változékonyságát, elfogadható. Az első próbálkozás a növényhőmérséklet számszerűsítésére Ramoux nevéhez fűződik, aki 1843-ban a higanyos hőmérő gömbjét leszakított levelekkel burkolta, s a leolvasott értéket tekintette növényhőmérsékletnek. Az így leolvasott hőmérséklet számos hibával terhelt, amelyek kiküszöbölésére már a századforduló kutatói is próbát tettek, de csak részleges sikerrel. Ilyen volt Miller és Saunders (1923) speciális hőmérő tokja, amelybe behelyezték a higanyos hőmérőt, s az élő növény levelének fonákjára rögzítették azt. A mért eredmények kritikája a kortárs kutatók között is rendkívül kemény volt (Clum 1926, Curtis 1938), s az is egyértelművé vált, hogy növényhőmérséklet meghatározására a léghőmérsékletnél mindennapi gyakorlatban alkalmazott folyadékos és bimetallos hőmérők nem alkalmasak. Több próbálkozás történt az ellenálláshőmérők és a termisztor bevetésére is. Ezeknél kiküszöbölhetetlen hibát jelent, hogy az érzékelőt bele kell szúrni a levél mezofillumába, mely azt megsértve a szövetnedv szabaddá válásához, a növényről történő párolgáshoz-hűtéshez vezet. Felismerve a hibalehetőséget, az így mért növényhőmérsékletet elnevezték belső szöveti hőmérsékletnek, s bár az elnevezés meghonosodott, az alkalmazását mégsem kísérte sok siker. A hőmérséklet növényen belüli eloszlásának ismeretében vált egyértelművé, hogy termisztorral egy teljes növény vagy állomány hőmérsékletének meghatározása lehetetlen. Pontszerű mérésekre, maximum egy-egy levél átlagának (belső szöveti hőmérsékletre!) meghatározására azonban a termisztor alkalmazható. A növényi megfigyeléseknél többször lehet szükség a környező levegő- és a növény hőmérsékleti differenciájának mérésére (öntözővízigény meghatározása). Erre viszont kiválóan alkalmasak a termoelektromos hőmérők úgy, hogy a referenciapont a mindenkori léghőmérséklet, a másik érintkezési pont a tényleges növény- és léghőmérsékleti differenciát fogja mutatni. A műszer pillanatnyi értékek előállítására kevésbé, inkább levélhőmérsékleti átlagok meghatározására javasolható. A pontszerű mintavételezés hibája azonban még itt is megmarad. A növényhőmérséklet mérését az a felismerés forradalmasította, hogy minden abszolút nulla foknál magasabb hőmérsékletű objektum sugárzást bocsát ki, melynek mennyisége szoros kapcsolatban van a test hőmérsékletével. Ha megmérjük az emittált sugárzás mennyiségét, a Stefan-Boltzmann törvény alapján a felszínhőmérséklet, akár az állományé is számítható. Az első sikeres alkalmazó Stoll és Hardy volt 1952-ben. A korábbi sugárzási fejezetben ismertetett egyenletmegoldáshoz kellett a növény emissziós tényezőjének ismerete (jele: ε), amely az állományok sugárzási tulajdonságait a fekete testéhez hasonlítva fejezi ki. Az emissziós tényező becslése nem volt könnyű feladat, pontos ismerete alapvetően meghatározta a hőmérsékletmérés pontosságát is. Értéke szerves anyagoknál csekély mértékben változik (4.4. táblázat), ezért a korábbi szakirodalomban a növények különböző fajainál egynek tekintették. Ez a valóságos értéktől eltérő emisszió a fellépő maximális hibát akár 2 6 C-ra is emelhette, ezen javítani kellett táblázat - Néhány anyag emissziós tényezőjének alakulása (25 C-os léghőmérsékleten, hosszúhullámú sugárzásra vonatkozóan) Emissziós tényező (ε) 89

106 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Nem szerves anyagok Víz 0,92 0,97 Ezüst 0,02 Vas 0,44 Vas (oxidált) 0,80 Üveg 0,94 Talajok (homok-vályog) 0,90 0,98 Hó (szennyezettségtől függően) 0,40 0,99 Jég 0,92 0,97 Szerves anyagok Állatok 0,94 0,97 Szántóföldi növények 0,90 0,99 leggyakrabban 0,96 0,98 Kaktusz 0,98 Erdő 0,97 0,99 Gyep 0,90 0,95 Források: Idso et al. 1969, Monteith 1973, Oke Az infrahőmérő alkalmazása egy legtöbbször talajról végrehajtott távérzékelési eljárás, amelynek legnagyobb előnye az érintkezés nélküli, tetszőleges távolságból történő adatgyűjtés. A korábbi, növényeknél használt hőmérők alkalmazásakor elkerülhetetlen érintkezés során fellépő hő- és vízforgalmi módosulás ebben az esetben teljesen kiküszöbölődik. A hadiipar találmánya, az infrahőmérő az 1970-es években vált mindenki számára hozzáférhetővé, s előnyeinek köszönhetően a 80-as évek elejére már kizárólagosan növénytermesztési alkalmazási lehetőségei is körvonalazódtak. Minden eddigi módszernél csak a növény érintésével, annak fizikai tulajdonságaiba történő durva beavatkozással, valamint pontszerűen lehetett csak hőmérsékletmintát gyűjteni. Ez az első eljárás, amely kontakt módon a teljes állományok átlaghőmérsékletének meghatározására is alkalmas. Ez a hőmérséklet viszont igényli a felszíni jelző használatát, mely az információtartalomra is utal. A felszíni növényhőmérséklet változékonysága, mintavételi gyakoriság A speciális eljárással meghatározott növényi felszínhőmérséklet alkalmazása előtt célszerű áttekintetni az infrahőmérővel mért növényhőmérsékleti átlag tartalmát. Az így kapott hőmérséklet integrált érték, mely jelentős vertikális és horizontális változékonysággal rendelkezik. Ahhoz, hogy a mért adatokból levont következtetéseink reálisak lehessenek, meg kell ismernünk az átlagokat összetevő adatok változékonyságát, szórását. A felszínhőmérséklet függőleges változékonysága 90

107 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei A léghőmérséklet állományon belüli függőleges változása a felmelegedés és a konvekció megismerése után közismert és jól körülhatárolható. Minél sűrűbb az állomány, az állományon belüli léghőmérséklet függőleges változása annál kisebb. Ehleringer (1985) talajközelben 1 méteres magasságváltozásnál 15 C-os léghőmérsékleti eltérést regisztrált nyílt, erősen száraz, vízhiányos állományban, amely valószínűleg már a szélső értéket reprezentálja. Bár a növényhőmérséklet követi a léghőmérséklet alakulását, ugyanez a feltérképezés nem ennyire egyszerű az élő növény hőmérsékletének feltárásakor. A növényhőmérséklet változékonysága, mivel az életfolyamatok módosító hatása sem hagyható figyelmen kívül, a léghőmérsékletét is meghaladja. A megfigyelések köre szinte végtelen, ugyanis valószínűleg annyiféle vertikális profilt írhatunk le, amennyi fajú, fajtájú, korú, egészségi állapotú állomány létezik. Zavartalan besugárzásnál a burgonyabokor alsó, talajközeli részének levélhőmérséklete 0,54 0,8 C-kal, a felső része pedig 3,0 3,8 C-kal tért el az egész bokor átlagától Waggoner és Shaw (1952). A különböző levélemeletek egy lehetséges hőmérséklet eloszlását a kukorica példáján szemléltetjük (4.11. ábra) ábra - A kukorica levélhőmérsékletének függőleges levélemeletenkénti eloszlása átlagos nedvességtartalomnál, zavartalan besugárzású júliusi napon, délben Keszthelyen. Az 1-es szint a talajhoz legközelebbi szintet jelenti A növényi felszínhőmérsékletet levélszintenként az infrahőmérővel történő pásztázással nyertük, a levél színének bevonásával. A teljes levélfelszín letapogatása után a hőmérő mikroprocesszora által átlagolt értéket tekintettük az adott levélszint hőmérsékletének. 10 növényen ismételtünk, majd ezek együttesével nyertük a közölt átlagos vertikális profilt. A megfigyelés magas napállásnál volt azért, hogy a mérési pontosságot a sugárzásintenzitás gyors változása ne befolyásolja. A levélen belüli hőmérsékleti változékonyságot minden levélnél feljegyeztük, s meglepően magas, megvilágítottságtól függően 2 6 C-os differenciát regisztráltunk. Ez az érték azért meglepő, mert meghaladja a levelek szintenkénti elhelyezkedéséből adódó differenciát. Horizontális eloszlás és a szükséges mintaszám becslése A léghőmérséklet horizontális változékonyságát a felszín heterogenitása okozza. Makro léptékben erre közismert példa a domboldalak expozíciós hatás miatt kialakuló eltérő hőmérséklet alakulása. Kisebb térségekben a fenti tény ismeretének különösen nagy jelentősége van, főleg ha minél közelebb kerülünk a talajfelszínhez (mikroklíma). A növényállomány hőmérsékletének mérése a mikroklíma-vizsgálatok tárgykörébe tartozik, s ezért a léghőmérséklet változékonyságát is először ebben a léptékben érdemes áttekintenünk. Nyugodt légköri viszonyoknál mintegy 1 3 C-os horizontális léghőmérsékleti differencia van egy erdősávot is 91

108 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei magában foglaló néhányszor 100 m 2 -es területen. Ennek oka a felszínek eltérő felmelegedése, a szenzibilis hő felsőbb régiókba történő átadásváltozása. A léghőmérséklet az energia egyenlegben, s ezáltal növényhőmérséklet alakításában közismerten elsődleges fontosságú. A növény hőmérsékletét nem korlátozott vízellátásnál igyekszik a léghőmérséklet közelében, lehetőleg alatta tartani. Ebből következik, hogy szemben pl. az ember testhőmérsékletével, a növényhőmérséklet változó. Fontos megjegyezni, hogy a növényállományok hőmérsékleti változékonyságának a léghőmérséklet nem az egyedüli létrehozója. A levél energiamérlege pillanatról pillanatra változik, s vele együtt a növény- (és a lég)hőmérséklet is. Bab levelének horizontális hőmérséklet eltéréseit Clark és Wigley in Oke (1978) térképezte fel (4.12. ábra), egy 0,7 m/s átlag szélsebességgel bíró napon ábra - A bab levelén mért növényfelszín hőmérsékleti változékonysága Saját megfigyeléseink szerint öntözetlen kukorica levelének hőmérsékleti változékonysága szélcsendes napon elérte a 6 8 C-ot is (Anda 1993). Ugyanez cukorrépánál 2 3 C-kal mérsékeltebb volt. A növényhőmérséklet horizontális változékonysága többek között a mindenkori vízellátottság szabályozása alatt áll. Ennek a felfedezésnek köszönhető többek között egy öntözési időpontot előrejelző módszer. Megfigyelések szerint a vízzel jól ellátott növényállományok horizontális hőmérsékleti változékonysága (az állományra vonatkozó felszínhőmérséklet mérések ismétléséből adódó eredmény) csekély, általában néhány tized fok (Blad et al. 1982). Ugyanez száraz körülmények között 2 m-es sugarú körben kukoricánál esetenként elérte a 6 C-ot is. Zabnál és borsónál az érték valamivel alacsonyabb, 2,5 4 C volt. Ha a növény felszínhőmérséklete valóban hordoz vízellátottságra vonatkozó információt, a pontos öntözési időpont meghatározásához elengedhetetlen a mért értékek megbízhatóságának ismerete. Adott léghőmérsékletnél az energiamérleg alapján ez számítható. A mért hőmérsékletek döntő többsége gyakorlatilag 8 szórásnyi távolságra helyezkedik el, ezért a szükséges mintaszám becsülhető (n) egy általunk előre megadott megbízhatósági értékközbe (c) kerülés esetén: 92

109 4.9. egyenlet Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei ahol t a Student-próba t értéke (első közelítésben 1,96), s a szórás. Az egyenlet megoldásából következik, hogy ha a növényhőmérsékletet 0,5 C-os pontossággal kívánjuk meghatározni, akkor magas napállásnál 4 6 mintát kell vennünk. Ha a pontosságot +0,1 C-ra növeljük, a mintavételt is emelni szükséges 6 10 mérésre. Alacsony napállásnál a szükséges mintaszám alacsonyabb, az átlaghőmérséklet meghatározásához elegendő 3 ismétlés A felszínhőmérséklet gyakorlati alkalmazásai Öntözési időpont meghatározás A könnyű, hordozható sorozatmérésre alkalmas infrahőmérő elterjedése annak köszönhető, hogy az általa mért hőmérsékletadatok több célra is hasznosíthatók. Már az energia egyenleg tárgyalása is előre vetítette a növényés a léghőmérséklet kapcsolatának rendkívüli szorosságát, szinte szétválaszthatatlanságát. Ez akkor válik igazán érthetővé, ha az ember lázállapota és a növény hőmérséklet-emelkedése közti differenciát vizsgáljuk. Az ember 37 fok feletti testhőmérséklete hőemelkedést jelez, függetlenül attól, hogy milyen környezeti feltételek közt mértük azt. A növény hőmérséklete önmagában kevesebb információtartalmú, mivel pl. 25 C-os felszínhőmérséklet jelentése egészen más eltérő környezeti léghőmérsékleteknél. A növény elegendő víz jelenlétében addig hűti magát, amíg hőmérséklete az őt körülölelő légkör hőmérsékletéhez közelít, legtöbbször az alá süllyed. Tehát 25 C-os növényhőmérséklet kedvező élettani feltételeket jelenthet 26 C-os léghőmérsékletnél, s ugyanakkor súlyos depressziót pl. 20 C-nál. Már a kezdeti vizsgálatoknál egyértelművé vált, hogy a növényhőmérsékleti adatok korrekt értelmezése csak léghőmérséklettel együtt lehetséges. A későbbiekben még az idézett hőmérsékleti differencia is kevésnek bizonyult, ugyanis a hőmérsékleti különbség tartalmát a többi környezeti tényező is befolyásolja (légnedvesség, sugárzás, szél stb.), ezért azok figyelmen kívül hagyása csak a pontosság rovására történhet. A kizárólagosan növény- és léghőmérsékleti differenciát akkumuláltan tartalmazó stressz-fok-nap (SDD) továbbfejlesztését a levegő telítési hiányának hőmérsékleti differenciával együttes számbavétele jelentette, amelyből később egyetlen lépéssel meghatározható a legegyszerűbb növényi vízállapot jellemző, a vízstressz-index (CWSI). Az alsó határoló vonal az optimális vízellátottságú, a felső pedig a holtvíztartalomnál mért növény- és léghőmérsékleti differencia légnedvességtől is függő értékét tartalmazza (4.13. ábra) ábra - A vízstressz-index grafikus közelítése Idso et al. (1981) alapján 93

110 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei A B a tényleges vízellátottságnál mért hőmérsékleti különbség, az A és C pedig az alsó és felső alapvonaltól vett távolság, amely szerint a CWSI: egyenlet A szám konkrét jelentése növényfajtól, fejlődési stádiumtól stb. függ. Általában minél közelebb van az 1-hez, annál nagyobb a vízhiány. Az empirikus, illetve grafikusnak nevezett közelítés mellett azonban megszületett egy ennél pontosabb, de jóval adatigényesebb elméleti levezetés is, amely bemutatásától jelen tankönyvben eltekintünk. Az eljárás részleteiben Anda (1993) publikációjában olvasható. A megfigyelések kezdetén a kutatások a növényhőmérséklet és a termés között kerestek kapcsolatot, amely ismeretében a szárazanyag-produkció és a termés becsülhető. Ez a koncepció a korábbi léghőmérsékleti összegnövényfejlődés közti kapcsolatot fejleszti tovább, s a növény- és léghőmérsékleti differencia (stressz-fok-nap vagy SDD) tenyészidőszakban akkumulált értékeit és a termést kapcsolja össze (4.14. ábra) ábra - Az őszi búza hőmérsékleti differencia-termés kapcsolata. A betűk eltérő vízellátottságot jelenítenek meg a jó vízellátottságtól (F) az aszályos helyzetig (O). 94

111 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Egyszerűen belátható, hogy a hőmérsékleti differencia akkor növekszik, ha a növény transzspirációja valamely okból zavart szenved. Ez az ok lehet vízhiány, betegség, táplálékhiány stb. előidézte vízforgalmi zavar. A leggyakoribb ok azonban a talaj hozzáférhető nedvességkészletének csökkenése, ami miatt az összeget nemcsak termés-előrejelzésre, hanem vízhiány kimutatására, öntözési időpont prognosztizálására is fel lehet használni. Rendkívüli előnyét kétségkívül az adja, hogy a növény vízellátottsági zavarát a szemmel látható tünetek megjelenése előtt jelzi, amely víztakarékos, olcsó öntözési eljárást tesz lehetővé. A víztakarékosság azt jelenti, hogy többszöri, kis adagú vízellátásra javasolható, pl. csepegtetőöntöző-rendszer érzékelőjeként, megelőzve az esetlegesen csapadékossá váló időjárás és öntözés egymás közeli időbeli követéséből adódó vízutánpótlási átfedést. Hazánk szeszélyes csapadékviszonyait ismerve ez az előny egyáltalán nem lebecsülendő. A számos környezeti tényező együttes hatását integráló vízstressz-index (léghőmérséklet, sugárzás intenzitás, légnedvesség, szélsebesség stb.) öntözési időpont meghatározására történő hazai alkalmazhatóságát 2002-re szemléltetjük (4.15. ábra) kukoricánál ábra - A vízstressz-index alakulása 2002 nyarán kukoricában Keszthelyen. Az öntözés határértékét a CWSI=0,25 jelenti. A könnyebb áttekintés miatt ábráinkon a stresszindex= CWSI 10 görbével szerepel. A PC a kontroll parcellát, a PÖ az öntözöttet jelöli. A függőleges oszlopok a napi csapadékösszeget tartalmazzák 95

112 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Az ábra két eltérő vízellátású állományt tartalmaz. Az egyik a kontroll, amely csak a természetes csapadékellátásban részesült növényeket foglalja magában. A második vízkezelésnél akkor öntöztünk, ha a növények növényhőmérsékletéből számolt vízstressz-index (CWSI) értéke meghaladott egy korábban vizsgálatunk helyszínére meghatározott határértéket. Minél szárazabb az év, a stresszindex s vele együtt a várható termésveszteség annál nagyobb. Csapadékos években a különböző vízellátottságú kezelések indexalakulása alig tér el egymástól. A csapadék hiányos, aszályos 2002-ben az eltérő vízellátottságú állományok vízstressz-indexei szétváltak, s a nagyobb értékeket az öntözetlen (kontroll) kezelésnél mértük. A ábra egy humid jellegű évjárat adatait tartalmazza, amikor a vízstressz-index értéke folyamatosan a kritikus, öntözést jelző határérték alatt maradt, így egyáltalán nem igényeltek a növények kiegészítő vízellátást. Ebben az évben a parcella mellett az evapotranszspirométerben nevelt kukorica (ET) eredményeit mutatjuk be a nem öntözött parcella (P) egyedei mellett. Az augusztus végi indexemelkedés nem a vízhiány következménye, hanem a beérett kukorica elszáradásából fakad. Az ábra azt is bemutatja, hogy humid években az evapotranszspirométerben a vízstressz-index megemelkedik. Ez a növekedés nem a vízhiány miatti, hanem a nedves évjárat sajátossága közé tartozik. A talajlevegő viszonylag sekély tenyészedényből való kiszorításának lehet a következménye ábra - A vízstressz-index alakulása humid évjáratban evapotranszspirométerben (ET) és a kontroll parcellán (P) 96

113 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei A vízstressz-index alapján öntözési időpontot tervezhetünk, s alakulásából előzetes termésbecslést is végezhetünk. Megfigyeléseink szerint hazai viszonyoknál általában a vízstressz-index 10 érték 1-gyel történő csökkentése a termésmennyiséget kb. 10%-al emeli. Összehasonlító vizsgálatok A növényhőmérséklet könnyen és gyorsan mérhető elem, amely ismételhetősége alapján lehetővé teszi sorozatmérések elvégzését, s nemcsak növényi vízállapot becslésre, hanem összehasonlító vizsgálatokra is jól alkalmazható (4.17. ábra) ábra - Növényhőmérséklet-vizsgálatok három eltérő fajtájú cukorrépaállományban (1992) 97

114 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Három cukorrépafajta, a Kawemaya, az Éva, a Gála felszínhőmérséklet adatait mértük magas napállásnál, 3 5 ismétlésben úgy, hogy egy-egy mintavételt 3 perces időintervallumban állítottunk elő. Mivel a műszer 4 másodpercnként vesz 1 1 felszínhőmérsékleti mintát, ezért a fenti ismétlésből adódó egyetlen átlag felszínhőmérsékleti mintát tartalmaz. A három fajta felszínhőmérséklete önmagában nem sok információt tartalmaz. Egymással összehasonlítva annyit azonban sejtet, hogy azonos vízellátottságnál a Kawemaya növényhőmérséklete több fokkal elmaradt a másik két fajtáétól, vagyis ugyanazt a talajnedvesség tartalmat hatékonyabban használta. A hőmérsékleti adatok információtartalmát a produkciós mutatókkal együtt értékelve jelentősen kibővíthetjük (4.5. táblázat) táblázat - A három cukorrépafajta produktivitási mutatói 1992-ben Fajta neve Gyökér (kg/m 2 ) Cukortartalom Cukortermés (kg/m 2 ) Kawemaya 54,48 17,14 8,515 Gála 59,48 15,47 8,031 Éva 41,04 15,65 5,661 SZD 5% 5,85 0,57 0,599 A cukorrépa-termesztés célkitűzése a minél nagyobb mennyiségű cukor előállítása egységnyi területen. A három fajta esetében ez a Kawemayánál volt a legmagasabb, amely egyben a legalacsonyabb felszín-hőmérsékletű állományt jelentette 1992 tenyészidőszakának dél körüli óráiban. A mérsékelt égövi származású cukorrépa számára kedvező feltételt az alacsonyabb növényhőmérséklet jelenthette az 1992-es év átlagnál jelentősen melegebb és csapadékszegény időjárásánál. A növény vízgazdálkodása a másik két fajtánál jobb lehetett, mert a mérsékeltebb növényfelszín-hőmérsékletet ugyanolyan talajnedvesség-ellátottságnál volt képes produkálni. A növényhőmérséklet által sugallt feltételezést, a Kawemaya fajta gazdaságosabb vízforgalmát sztómaellenállás-méréssel sikerült megerősítenünk, ugyanis a három fajta közül a legalacsonyabb értékeket 98

115 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei ebben az állományban mértük. A sztómaellenállás megfigyelésére a növényhőmérséklettel egy időben került sor. Az Éva fajta termése volt a legkisebb, ugyanakkor a legmelegebb felszínhőmérséklettel és legnagyobb sztómaellenállással rendelkezett (4.18. ábra) ábra - A három vizsgált cukorrépafajta sztóma-ellenállásának alakulása 1992 dél körüli óráiban A fenti példa csak egy lehetséges alkalmazás az elképzelhetők közül. A fajta-összehasonlításon túl eredményesen tudtuk felhasználni, pl. eltérő nitrogén-ellátottságú növényállományok hőmérsékletében fellépő különbségek regisztrálására, s általa vízforgalmi differencia magyarázatának pontosítására is (Anda 1987). Az infrahőmérő gyorsasága az ökológiai műszerek körében egyedülálló, s a benne rejlő előny még messze nincs kihasználva. Működési körének kiszélesítése az elkövetkező évek kutatási feladata. 5. Irodalom Ambrózy, P A csapadékmező átrendeződése Magyarországon a XX. sz. folyamán. In: Éghajlatingadozások Magyarországon. Előadás elhangzott MTESZ/MMT Ankét, Budapest, V. 23. Anda, A A kukorica néhány sugárzás-, hő- és vízháztartási komponensének alakulása a N-ellátottság függvényében. Növénytermelés. Tom. 36. No. 3: Anda, A Potential Use of the Scheduler Plants Stress Monitor in Soybean. CATENA Soil Technology. Vol. 6, p Blad, B. L., Gardner, B. R., Steinmetz, S. and Rosenberg, N. J Plant and air temperature patterns in alfalfa, corn, grass, sorghum and soybean as measured with thermocouples and infrared thermometers. Agronomy J. 74:

116 Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Bonhomme, R Beware of comparing RUE values calculated Par vs. solar radiation or absorbed vs intercepted radiation. Field Crops Res. 68: Clum, H. H The effect of transpiration and environmental factors on leaf temperature. I. Transpiration. Am. J. Bot. 13: Curtis, O. F Wallace and Clum, Leaf Temperature A critical analysis with additional data. Am. J. Bot. 25: Ehleringer, J. R Annuals and perennials of warm deserts. In Physiological Ecology of North American Plant Communities (eds. B. F. Chabot and H.A. Mooney), Chapman and Hall, New York, pp Hayasaka, M. and Imura, E Relationship of climatic factors with root yield and quality of sugar beets grown in gravel culture. Proc. of Jap. Soc. of Sugar Beet Technologists 38: Holland, J. Z Interim report on results from the BOMEX core experiment. BOMEX Bull. No. 10, NOAA, US Dept. Commerce, Idso, S. B., Jackson, R. D., Pinter, Jr.P. J., Reginato, R. J. and Hatfield, J. L Normalizing the stressdegree-day parameter for environmental variability. Agric. Met. 24: Idso, S. B., Jackson, R. F., Ehler, W. L. and Mitchell, S. T A method for determination of infrared emittance of leaves. Ecology 50, Larcher, W Physiological Plant Ecology. Springer Verlag, Berlin Mavi, H. S. and Tupper, G. J Agrometeorology. Principles and applications of climate studies in agriculture. Haworth Press, New York-London-Oxford, p: 364. McMaster, G. S. and Wilhelm, W. W Growing-degree-days: One equation, two interpretations. Agric. Forest Meteorol. 87: Metherell, A. K., Harding, L. A., Cole, C. V. and Parton W. J CENTURY: Soil Organic Matter Model Environment. Agroecosystem Version 4.0. Technical Documentation. Great Plains System Research Unit Technical Report No. 4. USDA-ARS, Fort Collins, Colorado. p: 360. Miller, E. C, and Saunders, A. R Some observations on the temperature of leaves of corn plants. J. Agric. Res. 26: Monteith, J. L Principles of environmental Physics. Edward Arnold Publ., London. Perry, K.B., Wu, Y., Sanders, D. C., Garrett, J. T., Decoteau, D. R. Nagatta, R. T., Dufault, R. J., Batal, K. D. Granberry, D. M. and McLaurin, W. J Heat units to predict tomato harvest in southest USA. Agric. Forest Meteorol. 84: Stoll, A. M., and Hardy, J. D A method for measuring radiant temperature of the environment. J. Appl. Physiol. 5: Oke, T. R Boundary Layer Climates. London. Methuen and CO LTD A Halsted Press Book John Wiley and Sons New York. pp Porter, J. and Gavin, M Temperature and the growth and development of wheat: A review. Eur. J. Agronomy 10: Urbán, L Alkalmazott meteorológia. Egyetemi jegyzet, Gödöllői Agrártudományi Egyetem, Gödöllő Vehrencamp, J Experimental investigation of heat transfer a tan air-earth interface. Trans. Amer. Geoph. Union, 34: Waggoner, P. E. and Shaw, R. H Temperature of potato and tomato leaves. Plant Physiol. 27:

117 5. fejezet - A víz a környezetben Az anyagáramok közül agrometeorológiai szempontból az egyik legtöbbet vizsgált elem a víz, mely mindig összekapcsolódik az energiaárammal. Ezt igazolja, hogy a párolgás mind az energia-, mind a vízmérlegben tagként szerepel. A kettő közti közvetlen kapcsolat felírható: 5.1. egyenlet ahol Q LE: az energia-áram sűrűség [Wm 2 ], L: párolgási latens hő [Jkg 1 ], E: a párolgás intenzitása [kgm 2 s 1 ] A latens hő (L) az egységnyi tömegű víz gőzzé történő átalakításához szükséges energia, amelynek értéke hőmérsékletfüggő: 20 C-on 2, J kg 1, 30 C-on pedig 2, J kg 1. Az energetikai viszonyokat szemléltetheti az összehasonlítás, miszerint 1 kg víz elpárologtatásához szükséges energia 6 kg víz 0 C-ról 100 C-ra történő melegítéséhez szükséges energiabefektetéssel egyezik. Az (5.1)-es egyenlet a párolgásra fordított energiamennyiséget, esetünkben minden növénnyel kapcsolatba kerülő víz elpárologtatásához szükséges energiát együttesen tartalmazza: harmat, intercepciós csapadékmennyiség, a kutikuláról és a sztómákon keresztül elpárologtatott víz energiaelvonásait együttesen. Ezek közül a sztómákon keresztül megvalósuló transzspirációs vízvesztés energiaigénye és növényélettani jelentősége a legnagyobb, ezért a későbbiekben ezt elemezzük részleteiben. 1. A felszín vízforgalma A víz globális (kör)forgalma A víz számos szokatlan tulajdonsággal bír, ami kitüntetett szerepet biztosít számára a légkörben előforduló többi anyaggal szemben. A sajátságok zöme a molekula dipólus jellegére és emiatt a molekulák közötti H-kötésekre vezethető vissza. Az egyik fontos tulajdonsága magas fajhője és hőkapacitása, mely azt eredményezi, hogy sokkal több energia kell hőmérséklete emeléséhez, de ugyanakkor tovább is képes tárolni azt. Ha a közeg által felvett energia fázisátalakulásra (olvadás, párolgás) fordítódik, ez a bevétel nem jelentkezik hőmérsékletváltozásban. A víz az egyetlen anyag, amely a Föld-légkör rendszerben normál hőmérséklet- és nyomásértékek között mindhárom fázisban (halmazállapotban) előfordul. Az óceán-szárazföld-légkör rendszerben végbemenő vízmozgásokat a hidrológiai ciklus (5.1. ábra) mutatja be, mely nem más, mint a globális víztározók közötti vízforgalom, a víz körforgása: párolgás felhőképződés csapadékképződés, kihullás beszivárgás a talajba, elfolyás, lefolyás párolgás ábra - A hidrológiai ciklus vázlatos rajza 101

118 A víz a környezetben A teljes vízkészlet a hidroszféra (100%) négy globális víztározóból áll az alábbi vízkészlet-megoszlásban: Világóceán 96,56 % Szárazföldi vízkészletek 1,7 % Krioszféra 1,73 % Légkör 0,0009 % A víztározók egymással kapcsolatban állnak, vízforgalmat bonyolítanak (5.1. táblázat) táblázat - A globális víztározók vízforgalmának tagjai (a benne foglalt vízmennyiségek 106 km 3 -ben kifejezve) Bevétel Kiadás Világóceán Csapadék 416 Párolgás 454 Lefolyás a kontinensekről Lefolyás a sarki jégtakaróból 36 2 Σ 454 Σ 454 Szárazföldek Csapadék 108 Párolgás Σ 108 Lefolyás Σ 108 Sarki hó- és Csapadék 2 Párolgás 0,1 102

119 A víz a környezetben jégtakaró Σ 2 Lefolyás 1,9 Légkör Párolgás 526 Csapadék 526 Σ 2 Σ 526 Σ 526 A vízforgalom gyorsaságát a kicserélődési idővel lehet számszerűen meghatározni. A kicserélődési idő a vízkészlet és a vízforgalom hányadosa (idő: év; nap), mely megmutatja, hogy egy átlagos vízmolekula mennyi időt tölt az adott víztározóban. Az 5.1. táblázat adatai alapján a globális tározók vízkicserélődési ideje az alábbiak szerint alakul: Világóceánok 3052 év Szárazföldi vízkészletek 218 év Krioszféra év Légkör 9 nap Lokális megközelítés: a vízháztartási mérleg A növénnyel borított vagy a csupasz talaj vízmérlegében a különböző hulló és nem hulló csapadékfajták (Cs) képezik a legfontosabb bevételi tagot, amely vagy fennmarad a növények felületén (intercepció), vagy direkt úton érheti el a talajfelszínt. Az intercepció egy tározó belépését jelenti a rendszerbe, amelyből a víz újraosztódik: egy része visszapárologhat a levegőbe, a másik lefolyik, illetve lecsepeg a levélről, vagy a szárról folyik le a talajra. Az intercepció nagysága függ a lehullott csapadék és az állomány tulajdonságaitól, s ennek megfelelően értéke széles határok között (a csapadék 5 30%-a) változhat. Általánosságban megállapítható, hogy nagysága a csapadékhullás kezdetén és csendes esőben, valamint nagy zöldfelületű állományban, pl. erdőnél magasabb. Jelentős még akkor is, ha csupán a csapadék néhány %-át teszi ki, s bár a vizsgálatok többségénél elhanyagoljuk, mégsem hagyható figyelmen kívül, mivel frissítő közegként fontos szerepet játszik a növények életében. A talajra közvetlenül lehullott és a növényről lecsepegett csapadékvíz pocsolyát képezhet, vagy beszivároghat a talaj mélyebb rétegeibe. Ezt a beszivárgott vizet megőrzi a talaj, amely az első vízzáró rétegig hatol, s innét kapilláris vízemeléssel később ismét elérheti a növény gyökereit (kapilláris vízemelés, k), vagy a talaj párolgási vízigényét elégíti ki. Ha a vízzáró réteg nem túl mélyen van, a vízutánpótlás esetenként jelentős mértéket érhet el. Speciális esetekben, különösen lejtős területeken, mind a felszínen (Lf), mind a felszín alatt (L fa) érkezhet lefolyás a vizsgált területre. A gyökér vízfelvétele a talajból indítja a mérleg egyik legjelentősebb vízkiadási tagját, a párolgást (P). További veszteségek az oldalirányú vízmozgások (felszín feletti E f és alatti E fa elfolyások), s a víz mélyebb talajrétegbe hatolása a gravitációs víz (G), mely az első vízzáró rétegig hatol. A mérleg állományra vonatkozó kiadási tagjainak számbavételekor a talaj párolgását (evaporáció) akár pocsolyából, akár a mélyebb rétegből származó felszín közelébe került vízből ered, figyelembe kell venni. A növényállományok legjelentősebb kiadási tagja a transzspiráció. A vízmérleg kisebb jelentőségű veszteségtagjai lehetnek még az állományban esetenként észlelhető kondenzáció és guttáció, amelyek jelentősége arányuk alapján meg sem közelíti a többi bevételi tagét, ezért ezeket még a részletes vízháztartási mérleg felírásánál is elhanyagoljuk. A vízháztartási mérleg teljes formája az adott talajszelvény nedvességtartalmának változását (Δw) adja meg: 5.2. egyenlet A fenti egyenletet a mindennapi alkalmazáshoz gyakran egyszerűsítik. Hosszabb időszakra vonatkozóan, s megfelelő talajminta-szelvény választásánál nagyobb, jó vízáteresztéssel rendelkező sík terület csak a két legfontosabb tagot, a bevételi csapadékot és a kiadási párolgást vesszük figyelembe. 103

120 A víz a környezetben 2. A vízháztartási mérleg bevételi tagja a csapadék A légkör a globális víztározók leggyorsabban cserélődő eleme, 9 10 naponként megújul. Ha figyelembe vesszük a légkör teljes vízgőztartalmát, azt 9 nappal elosztva megkapjuk a Föld napi átlagos csapadékbevételét, mely kb. 2,5 mm. Ez évi összegben átlagosan a Földön 912 mm csapadékbevételt jelent. A csapadék területi és időbeli megoszlása rendkívül széles határértékek között változik, melyet az éghajlattani ismeretek keretében ismertetünk. A víz három halmazállapotban lehet jelen a légkörben. Légnemű halmazállapotú a vízgőz, folyadék állapotban az esőcsepp, szilárd halmazállapotban a jégszem vagy a nagyon magas felhők jégtűi. A különböző halmazállapotok között halmazállapot-változások zajlanak. A szilárd és a folyadék állapot között megy végbe az olvadás és a fagyás, a folyadék és légnemű állapot között a párolgás és lecsapódás, a szilárd és a légnemű között a szublimáció és a depozíció. Ezen átalakulások egy része energiát termel, míg más részéhez energiabefektetés kell. (Energia kell a párolgáshoz, olvadáshoz, szublimációhoz, viszont energia szabadul fel a fagyáskor, a lecsapódáskor, illetve a depozíció során.) Felhőképződés Hazánkban a csapadék jelentős része felhőkből hullik. A felhő a különböző halmazállapotú (szilárd, folyékony és légnemű) vízrészecskék polidiszperz rendszere a levegőben, amely a fény útjában szemmel látható akadályt képez. A felhőkeletkezés szükséges, de nem mindig elégséges feltétele a csapadék képződésének. A felhőelemek és a csapadékelemek anyagi minősége megegyezik, csupán méretük az, ami alapján megkülönböztethetjük azokat. A határérték, mely alatt felhőelemről, felette pedig csapadékelemről beszélhetünk, a 100 μm. Az ennél nagyobb részecskék esélye a legnagyobb a felszín csapadékként történő eléréséhez. Egy adott levegőtérfogat a hőmérsékletétől függően különböző mennyiségű vízgőzt képes csak magába foglalni. Akkor mondjuk egy levegőtérfogatra, hogy telített, ha az adott hőmérsékleten már több vízgőzt nem képes kicsapódás nélkül befogadni. Minél melegebb a levegő, annál nagyobb a vízgőz befogadó képessége. Ha egy telítetlen levegőtérfogatot elkezdünk lehűteni, egy idő után elérjük a harmatpontot, azt a hőmérsékletet, amelyre lehűtve a levegő telítetté válik, s további hűtéskor a légnedvesség egy része folyékony víz formájában kicsapódik. Amennyiben a harmatpont 0 fok alatti, hatszög alakú kristályos csapadékforma, hó keletkezik. A folyamat a térfogaton belüli kondenzáció. A köd is azonos módon keletkezik, csak a köd a talaj közelében, a felhőképződésnél pedig a magasban hűl le a levegő. A kicsapódáshoz szükséges telítettség elérése többféleképpen történhet. A leggyakoribb a hőmérséklet süllyedésével bekövetkező kondenzáció, mely a továbbiakban bekövetkezhet: Két különböző hőmérsékletű és nedvességtartalmú levegő keveredésével (5.2. ábra) sűrűségkülönbség miatt létrejövő termikus feláramlással, valamint a levegő kényszerpályán történő feláramlásával (5.3. ábra). Ritkábban bepárolgással is elérhető a kicsapódás megindulása, főképpen a levegőnél melegebb vizek közelében figyelhető meg a jelenség. Ősszel a Balatonnál gyakori a fenti módon bekövetkező felhő- és főképpen ködképződés. Az adott térfogatú levegő összenyomása szintén vezethet felhőképződéshez ábra - Két különböző hőmérsékletű légtömeg keveredése (Merza Szinell, 104

121 A víz a környezetben 5.3. ábra - Orografikus akadály mentén (kényszerpályán) történő levegőfeláramlás sémája Megfigyelések szerint a felhő képződéséhez elengedhetetlenül szükség van kondenzációs magvakra, melyeken a vízgőz kicsapódása történik. A kondenzációs magvak apró szilárd vagy folyadékrészecskék (légköri aeroszolok). Méretük alapján három kategóriába sorolhatók: Aitken magvak 0,001 0,1 μm Nagy magvak 0,1 1 μm Óriás magvak 1 10 μm A legtöbb az Aitken magvakból van (70 80%). A nagy magvak aránya 20% alatti, s a legkevesebb, 1% alatti a csapadék képződésében legnagyobb hatású, óriás magvakból található a légkörben. Anyagukat tekintve a 105

122 A víz a környezetben legtöbb sókristályokból (tengerek-óceánok felett) és ammónium-szulfátból (szárazföldek felett) áll, de a földkérget alkotó elemek és vegyületek is szerepelhetnek kondenzációs magokként. A felhők csoportosítása összetételük, a felhőalap magassága és az alakjuk alapján lehetséges. A beltartalom szerint vannak víz és vegyes halmazállapotú (víz és jég) felhők. A felhőalap, mely nem más, mint a kondenzáció szintje, magassága szerint lehetnek: 1. Alacsony szintű felhők (2 km alatt) 2. Közepes szintű felhők (2 6 km) 3. Magas szintű felhők (6 km fölött) A felhőket a következőképpen osztályozhatjuk alakjuk és felépítésük alapján (5.4. ábra): 5.4. ábra - A felhők osztályozása alakjuk szerint Rétegfelhő (STRATUS). Hosszúsága többszöröse a felhő magasságának. Lassú feláramlással keletkezik, nagy területet beborító felhőzet. Belőle várható csapadék gyakran csendes eső. Gomolyfelhő (CUMULUS). Magassága jóval meghaladja a vízszintes kiterjedését. Intenzív feláramlással keletkezik. Benne nagy cseppek találhatók, csapadéka várhatóan zápor (nyár!). Jégtűfelhő (CIRRUS). Csak magas szinten található, fonalas szerkezetű felhő. Tiszta jégtűkből állnak, az eget lepelszerűen borítja, s csak megszűri a napsugárzást. Nem takarja el teljesen a Napot. Csapadékhozama csekély, csapadéka: hegyes jégtűk. Függőleges felépítésű felhő. Idetartozik pl. akár a tropopauzáig is felnyúló, nagy, függőleges kiterjedésű zivatarfelhő (Cumulonimbus), melyből igen intenzív zápor, felhőszakadás vagy jégeső keletkezhet. A WMO (Meteorológiai Világszervezet) az alábbi kategorizálást javasolja a felhők alak és elhelyezkedési szintjének ismeretében (5.5. ábra) ábra - A WMO által javasolt felhőkategorizálás 106

123 A víz a környezetben A keletkezett felhő a csapadékképződés előszobájának tekinthető, bár nem biztos, hogy a felhő minden eleme csapadékként el is éri a felszínt. Csapadékképződés A felhő- és csapadékképződés első lépése, a kondenzáció alapjában nem tér el egymástól. A felhőelem apró mérete miatt lebeg, s nem képes kihullni a levegőből, hanem további növekedésre van szüksége. Csapadék 107

124 A víz a környezetben akkor keletkezik, ha a felhőelem mérete akkorára nő, hogy az legyőzi a levegő közegellenállását és a feláramlást, s a gravitáció képes a cseppeket a talajfelszínre juttatni úgy, hogy azok közben ne párologjanak el. A növekedés bekövetkezhet további kondenzációval, a kisebb cseppek nagyobbakra történő átpárolgásával, a cseppek ütközés során történő összeolvadásával. A felhőkben a cseppfolyós víz és a jég együtt van jelen, s 7 fokig a víz túlhűlt állapotban dominál a felhőben. 8 és 20 C között a két halmazállapotú vízrészecskék együtt vannak jelen. A Wegener-Bergeron mechanizmus szerint a víz és a jég feletti eltérő telítési gőznyomás következtében jég felett alacsonyabb a vízcseppek átpárolognak a jégre, jelentősen növelve ezzel a jégszemek méretét. A növekedés az esési sebesség emelkedését okozza, mely előbb-utóbb kijuttatja a főképpen szilárd halmazállapotú csapadék elemeket tartalmazó csapadékrészecskéket a felhőből. Ez természetesen közel sem biztos, hogy szilárd csapadékot eredményez a földfelszínen A csapadékosság leírására szolgáló mutatók A leggyakrabban használt csapadékossági jellemző a csapadék mennyisége, melyet milliméterben adunk meg. 1 m 2 területen az 1 mm csapadék térfogata 1 dm 3, vagyis 1 kg vagy 1 liter. Szilárd halmazállapotú csapadéknál felolvasztással kapható meg a hó vízegyenértéke. Csapadékmennyiség alatt az egységnyi talajfelszínen halmozódó vízoszlop magasságát értjük mm-ben, mely akkor keletkezne, ha a csapadék nem szivárogna be a talajba, nem folyna le a talajról, s nem párologna el onnét. A csapadék mennyiségét hagyományos eljárásban naponta egyszer mérik, reggel 7 órakor, mely érték az előző nap csapadékát jeleníti meg. A csapadék mennyiségét tized mm pontossággal olvassuk le a csapadékmérő hengerről. Az automata meteorológiai állomásoknál a csapadék regisztrációja időben folyamatos. A mezőgazdaságban a vízhasznosulás szempontjából nem közömbös a csapadékhullás időtartama, a csapadék intenzitása. Teljesen mást jelent, ha pl. 5 mm csapadék 10 perc alatt, vagy 24 óra alatt hullik. A csendes, áztató eső csapadékhasznosulása a legmagasabb, melyet az egyéb feltételek, mint pl. a talaj típusa, borítottsága, domborzat stb. is befolyásol. A csapadék mennyisége mellett az esemény időtartamát is figyelembe veszi a csapadékintenzitás. Három kategóriában lehet a mutatót meghatározni: perc-, óra- és napintenzitást különböztethetünk meg. Az óraintenzitás lehetőséget biztosít a csapadékfajták elkülönítésére is. Csendes esőn 1 2 mm/óra, záporon 3 mm/óra felett, s felhőszakadáson mm/óra csapadékintenzitást értünk. A csapadékfajták A csapadékok két nagy csoportját a keletkezésük alapján különíthetjük el. A felhőképződésnél említett lehetőséget, a térfogaton belüli kondenzáció folyamatát az előzőekben ismertettük. Hazánkban ez a vezető lehetőség a csapadék képződésekor, mivel az összes csapadék 95%-a így keletkezik. A másik kategória a levegő nedvességtartalmának halmazállapottól függetlenül a tereptárgyakon történő közvetlen kiválása, a felületi kondenzációval létrejövő csapadék. A csapadékok további bontása halmazállapotuk és keletkezésük ismeretében lehetséges. A két nagy kategórián belül a felületi és térfogati kondenzációval keletkező csapadékoknál az alábbi finomítási lehetőség áll rendelkezésünkre. A felületi kondenzáció hozza létre a nem hulló, a térfogati a hulló csapadékokat. 1. Nem hulló csapadékok A levegő vízfölöslege a tereptárgyakra közvetlenül csapódik ki. Vízhozama kevés, de nem ritka csapadékfajta. a. Folyékony halmazállapotú nem hulló csapadék Harmat a talaj közelében a levegő a harmatpont alá hűl, a benne lévő vízgőz cseppfolyós csapadékként kiválik a különböző tereptárgyakon. Mezőgazdasági jelentősége főképpen egy-egy szárazabb periódusban magas, akár a növények túlélését is eredményezheti a csekély mennyiségű, de élettani hatását tekintve nem jelentéktelen vízforrás. Nehezen számszerűsíthető, ezért gyakran negligálják. b. Szilárd halmazállapotú, nem hulló csapadékok Dér a levegő harmatpont alá hűlése fagypont alatti hőmérsékletű tereptárgyakon megy végbe, s jégkristályok kiválásával jár. Déren általában a talajközeli tárgyakon kivált, szilárd halmazállapotú csapadékot értjük. Zúzmara áramló ködcseppek kiválása fagypont alatti hőmérsékletű tereptárgyakon. Általában a talajszinttől magasabbra elhelyezkedő távvezetékek, fák szilárd halmazállapotú bevonata. Fiatal 108

125 A víz a környezetben gyümölcsfáknál az általa okozott terhelés az ágak letörését okozhatja. Megjelenése adott területeken visszatérő (zúzmarajárta területek). 3. Hulló csapadékok A levegőn áthaladva érik el a talajfelszínt. a. Folyékony halmazállapotú, nem hulló csapadékok Szitálás a legapróbb méretű hulló csapadékfajta, a cseppátmérő d<0,5 mm. Kis csapadékhozamú. Ha ködből hullik, akkor ködszitálás a neve. Az ónos szitálásnál a folyékony halmazállapotú csapadék 0 C alatti hőmérsékletű tereptárgyakra ráfagy. Eső vagy csendes eső a szitálásnál nagyobb cseppekből álló csapadék, ahol a részecskék mérete d~1 mm. Mérsékelt intenzitással, időben tartósan hulló csapadék. Vízhozama közepes. Zápor nagyméretű cseppekből álló d~1,5 3 mm intenzív, rövid ideig tartó csapadékhullás, nagy csapadékhozammal. Ha légköri elektromos jelenséggel párosul (villámlás), akkor zivatarnak hívjuk. Ónos eső cseppfolyós halmazállapotban induló csapadék, amely a 0 C alatti hőmérsékletű talaj tereptárgyain megfagy. b. Szilárd halmazállapotú hulló csapadékok Hó hatszög alakú kristályos szerkezetű, szilárd halmazállapotú csapadék, mely hullhat csendes vagy záporszerű havazásként. 1 cm frissen hullott hó vízhozama kb. 1 mm. Dara tél elején előforduló, igen apró méretű jégszemcsékből álló csapadékfajta. jégdara: áttetsző szemcsékből áll, hódara: fehér (hópehely) maggal rendelkező jégszemcsék alkotják. Jégeső általában nyáron, a növények tenyészidőszakában esik, szélsőséges méretű jégszemcséket tartalmazhat a pár mm-es mérettől akár a teniszlabda vagy még termetesebb méretig. A csapadék eloszlása Kétféle csapadékeloszlásról beszélhetünk. Az időbeli változás egy adott földrajzi térségben az év csapadékosabb és szárazabb időszakait jelöli ki. A területi eloszlás a földrajzi helyek közti csapadék-bevételbeli differenciát számszerűsíti. A két eloszlás részleteire az éghajlattan részfejezeteiben térünk ki. 3. A vízháztartási mérleg kiadási tagja a párolgás A szabad vízfelszínnél, vagy a vizet tartalmazó anyagoknál a Nap sugárzó energiája segítségével a vízmolekulákat összetartó kohéziós erő felszakítható, s a víz kiléphet a vizet tartalmazó felület feletti légtérbe. Egyes vízrészecskék kilépése, s az energiát veszett molekulák visszahullása folyamatosan történik. Abban az esetben, ha a kilépő molekulák száma meghaladja a visszahulló molekulák számát, párolgásról beszélünk. Ezzel ellentétes folyamat a kondenzáció. Telítettnek tekintendő a légkör, ha a belépő és a kilépő vízmolekulák száma megegyezik. A párolgást, mint fizikai folyamatot a rendelkezésre álló nedvességtartalom és az energia (napsugárzás) döntően meghatározza. A párolgás intenzitása a párolgó felszín feletti légtér tulajdonságai által meghatározott, melynek kifejezésére a légnedvesség mutatói szolgálnak. A tankönyvünkben csak a legfontosabb légnedvességjellemzőket ismertetjük. Abszolút légnedvesség (a) alatt a levegőben lévő víz sűrűségét értjük halmazállapottól függetlenül: 5.3. egyenlet

126 A víz a környezetben A légkörben lévő vízgőz parciális nyomása a vízgőznyomás (e), mbar, illetve hpa mértékegységben kifejezve. Adott hőmérsékleten a levegő maximális nedvességbefogadó képessége a telítési gőznyomás (e s), szintén nyomás mértékegységben kifejezve. Megmutatja, hogy adott hőmérsékleten mennyi a maximálisan befogadható vízgőz mennyisége. A léghőmérséklet (t) és nedvességbefogadó képesség közti kapcsolatot (e s) a Magnus-Tettens egyenlet adja meg: 5.4. egyenlet ahol a és b empirikus konstansok. A léghőmérséklet és a levegő nedvességbefogadó képessége közti kapcsolatot a 5.6. ábra adja meg. Az eltérés a víz illetve a jégfelszín felett az ábrából jól követhető. Ez a jelenség a csapadékképződés folyamatában cseppek növekedése kap szerepet ábra - A telítési gőznyomás és a léghőmérséklet közti kapcsolatot leíró grafikon két eltérő felszín, víz és jég felett Telítési hiány (d) a telítési és a vízgőznyomás különbsége: 110

127 A víz a környezetben 5.5. egyenlet mely azt mutatja meg, hogy adott állapotában a levegő még mennyi vízgőzt lenne képes befogadni a telítettség eléréséig. A növények párologtatásánál az adott felszínhőmérséklethez tartozó telítési érték és a levegő nedvességtartalma közötti különbséget a transzspiráció mozgató erejének tekintjük ( driving force ). Relatív légnedvességtartalom (n) %-osan megadja, hogy adott pillanatban mekkora a levegő tényleges nedvességtartalma a telítettséghez képest: 5.6. egyenlet Az egyik leggyakrabban használt légnedvességi mutató. Harmatpont az a hőmérséklet, amire az adott légnedvesség tartalmú levegőt lehűtve a benne lévő nedvességtartalom kicsapódása megindul. Mértékegysége ennek megfelelően [ C]. A párolgásfajták Az élettelen felületek, tárgyak kizárólag fizikai törvények által szabályozott vízvesztése az evaporáció. Agrometeorológiai vonatkozásban a talaj és a szabad vízfelületek párolgása tekinthető evaporációnak. A növény vízvesztésében a fizika törvényei mellett a biológiai meghatározottság is jelentős, ezért ezt a párolgásfajtát transzspirációnak nevezzük. A magyar nyelvben is van megfelelő szó a folyamatra, ez pedig a párologtatás. Növényállományok esetében a talaj és a rajta lévő növények együttesen adják a vízvesztést, az evapotranszspirációt. A két párolgásfajta szétválasztása nem könnyű feladat. Feltételezések szerint záródott állományban, ahol a levelek csaknem teljesen eltakarják a talajt, az evapotranszspirációt nagyrészt a transzspiráció teszi ki. Három változatát szokás elkülöníteni: Potenciális evapotranszspirációnak (PET) nevezzük a rövidre nyírt, nem korlátozott vízutánpótlású gyepfelszín vízvesztését, melyet kizárólag a levegő fizikai tulajdonságai határoznak meg. Ez a mutató egyben megadja a légkör nedvességbefogadó képességének a maximumát is. Leggyakrabban a Penman formulát használjuk kiszámítására: 5.7. egyenlet ahol PET potenciális evapotranszspiráció [mm/nap], s telítési gőznyomás függvény meredeksége, R n sugárzási mérleg, γ a pszichrometrikus konstans [0,67hPa/K], f (u) a szél egyenlet Penman szerint, e s telítési gőznyomás [hpa], e gőznyomás napi átlaga (2 m-en) [hpa]. A mi éghajlatunk alatt termesztett növényállományaink párolgása csak ritkán és rövid ideig lehet potenciális párolgás (5.7. ábra). Példánkban a PET meghatározására Antal (1968) formuláját alkalmaztuk, lásd. később. 111

128 A víz a környezetben 5.7. ábra - A potenciális és az aktuális evapotranszspiráció napi értékei 2003-ban kukoricánál Keszthelyen. A PET a potenciális, az ET az aktuális evapotranszspiráció napi összegeit jelöli A természetben adott időszakban ténylegesen mért vízvesztés az aktuális evapotranszspiráció (ET akt). Az 5.7. ábrán a 2003-as év példája alapján napi párolgásösszegekkel szemléltetjük a tényleges és a potenciális párolgás együttes alakulását. A 2003-as évjárat az átlagnál 0,4 C-kal melegebb és jelentősen szárazabb tulajdonságaival tűnt ki a megfigyelés helyszínén, Keszthelyen. A településen a sokéves átlagos csapadékösszeg 674 mm, 2003-ban viszont csak 516,3 mm hullott. Ez a csapadékellátás a növények aktuális evapotranszspirációjának évi összegét a potenciálisnak valamivel több, mint a felére, 57,6%-ára csökkentette. A tenyészidőszakban a tényleges párologtatás követésével a hónapok időjárása is jól nyomon követhető. A kora tavasz, majd utána a június nagyon meleg és száraz volt. Július hűvösebb-csapadékosabb időjárása a párolgást (mindkettőt!) jelentősen mérsékelte. Augusztusban a rendkívüli meleg csapadékhiánnyal együtt köszöntött be, mely a kukorica kényszerérését okozta, s ez az oka, hogy a PET értékek igen magasra szöktek, ugyanakkor az aktuális párolgás a növények kényszerérés miatti elszáradása következtében jelentősen visszaesett. A vizsgált évben mért legmagasabb napi aktuális evapotranszspiráció 6 mm volt (július 29.), a potenciális párolgás maximuma 8,3 mm-nek adódott. Az érték Keszthely esetében meglehetősen magasnak tekinthető. Folyamatos vízellátásnál ( Ad libitum ), a növény vízigényéhez igazodó feltételeket teremtve, mesterséges körülmények között mérhetünk egy speciális párolgást, melyet optimális evapotranszspirációnak (ET opt) neveztek el (5.8. ábra). Az ábrán a Thornthwaite-féle evapotranszspirometer vázlatos bemutatása szerepel, mely az optimális evapotranszspiráció mérésének egyik lehetőségét jelenti. A talajt tartalmazó, három oldalról zárt edényt (1), aminek a felszíne általában több m 2, teljesen a talajba süllyesztik. A növények által felvett és elpárologtatott vizet alulról egy csövön keresztül juttatjuk be a szántóföldön elhelyezett tenyészedénybe. A talaj alatt kavicsréteg van, ami az edény alján elhelyezkedő vízcsövet veszi körül. A vízcsövek egy, a tenyészedénytől általában távolabb lévő mérő-pincében elhelyezett kiegyenlítő tartállyal (2) teremtenek kapcsolatot. A tenyészedényben a közlekedő edények törvénye szerint állandó magasságban tartjuk a vizet (3, 5). A víz kapilláris vízemeléssel jut el az előre beszabályozott talajszelvény-magasságig, a legnagyobb gyökértömeget tartalmazó talajrétegig. A víz utánpótlása a közlekedőedények elve alapján valósul meg. Az elpárologtatott vizet a növény vagy a talaj a kiegyenlítő tartályból (3) pótolja, vagy 112

129 A víz a környezetben csapadékhullás esetén a víz lejuthat a gyökérzónába. Ha a természetes csapadék teljesen leszivárog a tenyészedény fenekéig, akkor a felesleges víz visszafolyik, előbb a kiegyenlítő tartályba (3), ami ezt felfogja. Ha a beállított vízszintet meghaladná az így növekvő vízszint, akkor egy túlfolyón keresztül az alacsonyabban elhelyezett visszafolyás mérő edénybe (4) kerül. Az evapotranszspiráció értéke a vízfogyasztásból (2), a lehullott csapadék és a visszafolyt víz mennyiségéből (4), vagyis a vízháztartási mérleg tagjainak nyomon követésével számítható ábra - A Thornthwaite-féle kompenzációs evapotranszspirométer sematikus képe A második lehetőséget az optimális evapotranszspiráció mérésére a tömegmérés elvén működő liziméterek adják (5.9. ábra). A liziméterek esetében a talajszelvénnyel töltött különböző méretben előállítható tenyészedényt egy mérlegre helyezik, mely rendkívül pontos tömegváltozás mérést tesz lehetővé. Korábban létezett olyan liziméter is, ahol minden egyes mérésnél az egész tenyészedényt földestől-növényestől kiemelték, s úgy mérték le a súlyát. Az elpárologtatott víz tömegét határozzuk meg az eljárás során a vízháztartási mérleg többi komponensével egy időben, s azt fejezzük ki a vízháztartási mérlegből maradék tagként ábra - Egy Büelben (Svájc) üzemelő liziméter vázlatos rajza. Jelmagyarázat:1. Tartály; 2. Betonfalú edény; 3. Pince; 4. Talaj; 5. Szűrő; 6. Elektromos mérleg; 7. Vízelvezető; 8. Talajnedvesség-mérő; 9. Termoelemek; 10. Gyep. research/riet/instruments.html 113

130 A víz a környezetben Ugyanez a liziméter beüzemelve az ábrán látható ábra - A szántóföldre kihelyezett liziméter gyeppel Mindkét eljárásnak liziméternek és evapotranszspirométernek megvannak az előnyei és a hátrányai. Az előny az, hogy pontosabb eljárás az állomány evapotranszspiráció szabadföldi közelítésére mind a mai napig nem született. A hátrány az edénybe zárt növény sajátos megváltozott élőhelyi körülményeiben keresendő. Bár igaz, hogy mind az evapotranszspirométerek, mind a liziméterek környezetét is a bennük elhelyezett növénnyel vetjük-ültetjük be, megteremtve ezzel a valóságos állományokhoz közeli mikroklímát, de a viszonylag kicsi tenyészedény falai miatti elszigeteltség, a gyökérnövekedés korlátai, a sajátos hőmérsékletalakulás befolyásoló hatását kiszűrni nem tudjuk. A valóságból kiszakított rendszerben elhelyezett növények sokkal érzékenyebbek a környezetben bekövetkező apróbb változásokra is. A pontosságot a tenyészedény méretének (mélységének) növelésével próbáljuk javítani, de ez egy határon túl nem lehetséges. Az optimális evapotranszspirációnak jelentősége az aktuális evapotranszspiráció meghatározásában van, lásd később. 114

131 A víz a környezetben 3.1. A párolgás meghatározási lehetőségei Számítási eljárások A hőháztartási módszer A kiindulási alapot a hőháztartás alapegyenlete szolgáltatja, melyből a fotoszintézisben megkötött energiát csekély volta miatt elhanyagoljuk: 5.8. egyenlet A következő lépésben a talaj energiaforgalmát (Q G) az egyenlet mindkét oldalából kivonjuk, s elosztjuk az egyenlet mindkét oldalát a párolgási energiával (Q LE): 5.9. egyenlet A Q H/Q LE hányados nevezetes, Bowen-arány (β) néven ismert fontos klimatológiai mutató. Értéke a terület vízellátásáról tájékoztat. Minél közelebb van a 0-hoz, annál jobb vízellátású területről van szó. Trópusi óceánoknál 0,1; esőerdőnél 0,1 0,3; mérsékeltövi erdő és gyep esetében 0,4 0,8; sivatagoknál 10 feletti lehet. A mutató elterjedtségét könnyen mérhető meteorológiai elemekre való visszavezetésével magyarázhatjuk. A Bowen arány tartalma az alábbi: egyenlet ahol K H és K W: a hőre és vízre vonatkozó kicserélődési együtthatók, a feltételezés szerint azonos nagyságúak, ezért az egyenletben egyszerűsíthetünk velük. A t a a léghőmérséklet függőleges változását, az e pedig bármely légnedvesség jellemző vertikális változását tartalmazza. A két meteorológiai elem hányadosa előtti tag (a levegő állandó nyomáson vett fajhője c p osztva a latens hővel L), mely adott légállapotban konstansnak tekinthető (γ), táblázatból kikereshető, ezért az arány meghatározásához csak a léghőmérséklet és a légnedvesség függőleges változásának ismerete szükséges. Visszatérve eredeti párolgás meghatározási eljárásunkhoz (5.9-es egyenlet), a párolgási energia felírható a párolgásintenzitás (E) és a párolgási latens hő (L) szorzataként, melyet behelyettesítünk egyenletünkbe a felírt Bowen aránnyal együtt: egyenlet S végül a párolgás intenzitást (E) kifejezve: egyenlet Az egyenlet szerint a párolgáshoz maximálisan rendelkezésre álló energia a nettó sugárzási egyenleg és a talaj energiaforgalmának különbsége. Az intenzitást a légkör tulajdonságai szabják meg (lásd. Bowen-arány tartalmát). 115

132 A víz a környezetben Aerodinamikai módszer Nagyobb tavak, vízfelszínek párolgásának meghatározására szolgál az aerodinamikai eljárás, melynek általános egyenlete szerint a párolgás a vizet szállító légmozgástól és a levegő nedvességbefogadó képességét megadó telítési hiánytól függ. Általános alakja: egyenlet ahol u: szélsebesség. A vízfelszínek párolgásszámításánál az adott vízfelszín-hőmérséklethez tartozó telítési gőznyomás az e s, s a gőznyomást, az e-t és a szélsebességet a parton lévő meteorológiai állomás adatai szolgáltatják. Példaképpen a Balaton párolgásának meghatározására szolgáló Balaton formulát mutatjuk be, mely alapján napjainkban is történik a tó párolgásmeghatározása. A kidolgozók az Országos Meteorológiai Szolgálat Központi Meteorológiai Intézetének és a Közép-Dunántúli Vízügyi Igazgatóságnak a szakemberei voltak: egyenlet ahol e s: a napi középhőmérséklethez tartozó telítési páranyomás, e: a napi átlagos páranyomás ( mbar ), u: szélsebesség napi átlaga ( m/s ), a: konstans, melynek értékei: december, január, február, március hónapokban 1, áprilisban 0,4, májusban 0,8, június, július, augusztus, szeptember hónapokban 1, októberben 1,3, novemberben 1,4. Vízháztartási eljárás Az egyszerűsített vízháztartási mérlegből a párolgást maradék tagként kifejezhetjük, ha a vizsgált időszak kezdeti (w 1) és végső időpontjaiban (w 2) rendelkezünk talajnedvesség-adatokkal: egyenlet Csak hosszabb időszak párolgás-meghatározására alkalmazható az eljárás. A becslés hibáját a talajnedvességtartalom mérésének pontatlanságai jelentősen növelhetik. Empirikus eljárások a párolgás számításában Az empirikus eljárások rendkívül gyakoriak a különböző típusú felszínek párolgás meghatározásában, akár a növényállományokra, akár a vízfelszínekre gondolunk. Ezeket a közelítéseket csak a kifejlesztés helyén szabad adaptálás nélkül alkalmazni. Példánkban egy hazai kidolgozású, növényállomány aktuális párolgásának (ET akt) számítására alkalmas módszert mutatunk be Antal (1968) eljárását követve. 116

133 A víz a környezetben A növények aktuális evapotranszspirációja három meglehetősen komplex tényező csoporttól függ: időjárás hatásától (PET), a talaj nedvességszolgáltató képességétől (w) és a a növény biológiai tulajdonságaitól (k). Az időjárás hatását a potenciális evapotranszspirációval (PET) vette figyelembe a szerző, mely egyben megadja a növényállomány párologtatásának maximumát is: egyenlet ahol a telítési hiány (e s e) és a léghőmérséklet (t a) napi közepeit vesszük figyelembe a meghatározásnál. Az α konstans, értéke 1/273. A második kategóriát, a talaj nedvességszolgáltató képességét a relatív talajnedvesség adja. A növények nem képesek a talaj teljes nedvességtartalmát felvenni, létezik számukra egy rendkívül erősen kötődő, felvehetetlen vízkészlet, melyet holtvíz-tartalomnak nevezünk (HV). Ha a talaj pórusai vízzel teljesen telítettek, a gravitáció ellenében vízmennyiséget képes a talaj visszatartani. Az itt mért talajnedvességet vízkapacitásnak (VK) hívjuk. A növények számára rendelkezésre álló maximálisan felvehető vízmennyiség a diszponibilis víz (DV), a fenti két érték különbsége. Legyen a ténylegesen rendelkezésre álló vízmennyiség egy adott időpillanatban TV (tényleges víztartalom), mely kisebb, mint a VK, s akkor a relatív talajnedvesség, w: egyenlet A különböző növényfajok fejlődési ciklusa, vízigénye eltérő, s nemcsak a környezeti feltételek által megszabott. Ezeket a biológiai tulajdonságokból adódó eltéréseket a biológiai növénykonstans (növényfaktor) adja meg, melynek jelölése k. A meghatározásához szükséges az optimális evapotranszspiráció ET optértéke, mely a korábban bemutatott speciális körülmények között, nem korlátozott vízellátásnál fellépő vízfogyasztást tartalmaz. Ezt az értéket mentesítve az adott évjárat csapadékon kívüli időjárás hatásától (elosztva az azt számszerűsítő PET-tel), megkapjuk a most már tisztán a növény vízigényére jellemző, biológiai tulajdonságok összességét tartalmazó növénykonstansot: egyenlet A k értéket csak arra az időszakra lehet konstansnak tekinteni, amelyre számítottuk (pentád, dekád). A tenyészidőszak folyamán azonban változik az értéke (lásd 5.2. táblázat). Inkább nevezhető növényi jellemzőértéknek, ami a levélfelület ami itt egyúttal párologtató felület is tenyészidőszak alatti változását mutatja. A növénykonstans a növények vízigényének dinamikáját tartalmazza az egész fejlődési ciklusukra vonatkozóan. Értéke 0 és 1 között változik, s minél közelebb van az 1-hez, annál magasabb a növény vízigénye. A legmagasabb értékek általában a virágzás-terméskötés idejére esnek, melyet csúcs vízigény jellemez. Néhány növényfaj növénykonstans értékének évi változását dekádonkénti bontásban mutatjuk be (5.2. táblázat) táblázat - A növénykonstans alakulása Posza és Stollár (1983) által végzett megfigyelések szerint Hónap Deká d Őszi búza Őszi árpa Kuko rica Cukor répa Burgo nya Zöldb orsó Zöldb ab Parad icsom Ubor ka 117

134 A víz a környezetben 1. 0,38 Március 2. 0, , ,63 0,71 0,54 0,55 0,46 Április 2. 0,77 0,73 0,47 0,54 0,55 0, ,92 0,77 0,49 0,56 0,57 0, ,00 0,24 0,52 0,58 0,60 0,70 0,48 0,44 Május 2. 1,00 0,91 0,56 0,62 0,68 0,87 0,49 0,47 0, ,00 0,99 0,62 0,70 0,83 1,00 0,52 0,53 0, ,99 1,00 0,71 0,82 0,98 0,94 0,58 0,60 0,57 Június 2. 0,88 1,00 0,80 0,94 1,02 0,69 0,67 0, ,74 1,00 0,89 1,00 1,00 0,60 0,79 0,82 0, ,59 0,93 0,94 0,98 0,95 0,91 0,95 0,82 Július 2. 0,49 0,76 0,97 0,94 0,86 0,91 1,00 0, ,95 0,86 0,75 0,79 1,00 1, ,91 0,79 0,67 0,66 1,00 1,00 Augusztu s 2. 0,84 0,75 0,64 0,59 0,86 0, ,76 0,73 0,62 0,73 0, ,65 0,71 0,60 0,60 0,61 Szeptemb er 2. 0,65 0,71 0,60 0,60 0, ,53 0,70 0, ,68 Október 2. 0,68 3. Szintén a növénykonstans évi dinamikáját tartalmazza három fontos növényfajra vonatkozóan az ábra. A konstans értéke a fejlődés kezdeti szakaszában alacsonyabb, mely a kisebb párologtató felület és az alacsonyabb sugárzás intenzitásnak tudható be. Később, ahogy növekednek a zöldfelületek, s a nyár folyamán a besugárzás is, a k értékei is emelkednek. Nyár végén, ősz elején a leszáradásból fakadó csökkent levélfelület és a csökkenő sugárzás bevétel mérsékli a növény vízigényét, s a növénykonstans értékei is visszaesnek. 118

135 A víz a környezetben ábra - A növénykonstans évi változása őszi búza, kukorica és cukorrépa állományban (Posza és Stollár 1983 alapján) Végül összegezve a tényleges párolgást meghatározó három tényező együttest, a tényleges párolgást kapjuk eredményül: egyenlet A szabad vízfelszín párolgásának mérése A meteorológiai állomásokon általában több (0,3 m 2 -től akár 20 m 2 -es felületig), eltérő elhelyezésű, kör keresztmetszetű, vizet tartalmazó edényt, párolgásmérő kádat találhatunk. Ezek a kádak a párolgás mérésére szolgálnak. Az elv az elpárolgott vízoszlop magasságának tized mm-es pontosságú meghatározásán alapul, mely értéket két, egymást követő napon határozunk meg, s különbségük pontosan az elpárolgott víz mennyiségét adja. Az eltérően kihelyezett kádak (talajba süllyesztettek, rácson álló) párolgás értékei nem azonosak, más-más információtartalommal rendelkeznek. A kádak párolgásértékeit főképpen a tavak vízháztartási tulajdonságainak becsléséhez (számításához) alkalmazzuk. Mindig annak a kádnak az adatait használjuk, mely a kitűzött cél eléréséhez legalkalmasabbnak látszik. 4. A növények vízforgalma A víz a növények általános életfeltétele, melynek következtében az elemtől nemcsak a növények, hanem egyetlen élőlény sem tud hosszabb ideig teljes mértékben elszakadni. A különböző növényi szervek víztartalma rendkívül változékony. A legszárazabb növényi részek a magvak (13 15%-os víztartalommal), s a legnedvesebb néhány termés, pl. a görögdinnyéé, mely 98% vizet tartalmaz. A víz szerepe a növények életében rendkívül sokrétű. A teljesség igénye nélkül néhány fontosabb szerepet felsorolásképpen adunk meg: Sejtalkotó: a protoplazma 80 85%-a víz. Tápanyagok felvételénél oldószer és szállítóanyag. A növények hőszabályozásában magas fajhője miatt alapvető hőmérséklet-szabályozó közeg. A fotoszintézisben a CO 2 mellett alapanyag (proton). A biokémiai folyamatokban reakcióközeg. 119

136 A víz a környezetben A turgornyomás fenntartója, a növények szilárdításában vesz részt. A víz anyagforgalmának vizsgálatakor nem hagyható figyelmen kívül, hogy szemben a többi anyaggal (CO 2, SO 2, N, szilárd részecskék stb.) három halmazállapotban fordulhat elő, s transzportfolyamatai is többféle úton realizálódhatnak: konvekcióval, csapadékon keresztül, talajba történő beszivárgással és elfolyással. A tározásbeli változást a különböző közegek levegő, talaj, jégtakaró víztartalmának módosulása alapján szokás jellemezni. A víz természetbeni rendszeréből a növény-víz alrendszer kiemelése a vizsgálat körét némiképp leszűkíti, de nem biztos, hogy le is egyszerűsíti azt. A növény, mint élő szervezet vízforgalma egészen más közelítést igényel, s más jellegű problémákat vet fel, mint az élettelen felszínek vízmozgással kapcsolatos vizsgálatai A víz felvétele, szállítása A hidrológiai ciklus által leírt Föld-légkör rendszerben lejátszódó vízkörforgalom részfolyamatait az energetikai oldallal együtt már bemutattuk. Ez a közelítés azonban meglehetősen nagyléptékű, a leírás eredendő célkitűzésének megfelelően nem tartalmazhatja a növényállományokon belüli vízmozgást, a víznek az állomány belsejében történő újraosztódását. Ezt a részterületet a talajszelvény vízháztartási mérlege öleli fel. Az utolsó láncszemben, a víz útját az állományon belül követve, az eddigiekben nem tárgyalt momentumok megjelenésével számolhatunk. A továbbiakban a víz állományon belüli mozgásának elemzésénél a horizontális irányú vízmozgásoktól és az öntözéstől eltekintünk. A növény a vizet a talajból oldat formájában veszi fel, melyet a környezeti tényezők és biológiai tulajdonságok együttesen határoznak meg. A víz felvétele csak elegendő talajnedvesség jelenlétében történhet, mely folyamat intenzitását a talajhőmérséklet determinálja. Minél magasabb a talajhőmérséklet, annál intenzívebb a vízmolekulák mozgása, s a sejthártya permeabilitása, s ezzel a víz felvétele. A talajfelszín alatt, a gyökereknél fellép egy-egy a vízmozgást korlátozó ellenállás jellegű mennyiség, melyet r soil és r root-tal jelöltünk a bemutató ábránkon (5.12. ábra). A talaj mindenkori nedvességtartalmától és típusától függ a talajellenállás (r soil) értéke, a gyökér kiterjedése és fejlettsége szabja meg a gyökérellenállást (r root), amely a növény vízfelvételét határolja be. Az r xylém a víz (oldat) száron belüli mozgását szabályozza, r leaf-fel a levél teljes diffúziós ellenállás rendszerét jelöltük. Az r b és r a a levelet körülvevő vékony levegőréteg, a lamináris határréteg és az a feletti szabad légkör ellenállásait reprezentálja (Anda 2001). A levelet közvetlenül körülvevő pár mm vastagságú levegőréteg az ún. (lamináris) határréteg, ellenállása a levél méretétől, a növény- és léghőmérsékleti differenciától és a szélsebességtől függ ábra - A növény vízháztartása a víz útja során fellépő ellenállásokkal. A csapadékok szó használatával a több fajta csapadék (eső, jégeső, harmat stb.) jelenlétére utalunk (Oke 1987) 120

137 A víz a környezetben Az aerodinamikai ellenállás az az ellenállás, amelyet a vízgőznek a lamináris határréteget elhagyva, a turbulens légkörbe jutva kell legyőznie. Addig, amíg a növény biológiai sajátosságai a sztóma ellenálláshoz kapcsolhatók, az aerodinamikai ellenállás a szélsebességhez, valamint a légkör stabilitási viszonyaihoz köthető. Értékeit néhány természetes felszínre az 5.3. táblázat tartalmazza. Általában nagysága meghaladja a 20 s/m-t táblázat - Az aerodinamikai ellenállás alakulása néhány felszín felett (Oke 1987 nyomán) Felszín Ellenállás (s/m)* Vízfelület 200 Legelő 70 Szántóföldi növények Erdő 5 10 * Számolt értékek 3 m/s átlagos szélsebességnél, a felszíntől 2 m-es magasságra lettek meghatározva. Vízszállítás alatt a gyökértől a párologtató felületig történő víztovábbítást értjük, mely meglepően nem igényel többletenergia-befektetést a növények részéről (élettani elnevezése: passzív vízszállítás). Ez a jelenség így magyarázatra szorul, melynek megértéséhez egy új fogalom bevezetésére van szükség, s ez a vízpotenciál. Számos mutató szolgálhat a talajnedvesség, a légnedvesség vagy akár a növény víztartalmának kifejezésére. Ezek a mutatók azonban kizárólag a felsorolt közegek egyikének víztartalom meghatározására alkalmasak, s az eltérő fizikai közegek együttes kezelésére pedig végképp nem. Ezt a hiányosságot oldotta fel a vízpotenciál fogalmának bevezetése, mely minden vizet tartalmazó anyag energetikai közelítésű összehasonlítására 121

138 A víz a környezetben megfelelő mesterséges kategória. A vízpotenciál azzal az egységnyi térfogatú anyagra fordított munkával egyezik, melyet ahhoz kell befektetni, hogy a benne foglalt vizet szabaddá tegyük. Mértékegysége ennek megfelelően: egyenlet A 0 vízpotenciál megegyezés szerint a teljesen tiszta, 20 C-os víz munkája normál légköri nyomáson. Ekkor a folyadék (tiszta víz) feletti légtér vízgőznyomása megegyezik a telítettségi értékkel. Minden, ami megköti a vizet (talaj kapillárisai; υ m: matrix potenciál) vagy oldat megjelenését vonja maga után (tápanyag-víz együttes felvétele, υ o: ozmotikus potenciál) csökkenti a víz munkavégző képességét, vagyis negatív érték megjelenését hozza magával. A sejten belül fellép egy harmadik komponens, mely az előző kettővel ellenkező előjelű, s a sejten belüli nyomásviszonyokat tartalmazza (nyomáspotenciál: υ p). A három részpotenciál algebrai eredője a talaj-növény-légkör rendszer teljes vízpotenciálja (υ): egyenlet Ez az egyenlet már univerzális, vele a növény környezetének minden tagja együtt kezelhető. Eredeti gondolatmenetünkben a növényen belüli vízmozgás tárgyalásához hívtuk segítségül a vízpotenciált, mint új fogalmat. A talaj-növény-légkör rendszer elemeinek vízpotenciál alakulását áttekintve a talaj és a légkör között állandó differenciát találhatunk. Nem szélsőséges nedvességtartalomnál a légkör vízpotenciálja kb kpa. A talaj felszíne közelében átlagos esetben ez az érték mintegy 100 kpa. Nem tud olyan szélsőséges helyzet kialakulni, ahol a két közeg vízpotenciálja egyenlő lenne, közöttük a különbség állandó, mégpedig a talaj vízpotenciálja mindig meghaladja a levegőét. Ez azt jelenti, hogy a vízpotenciál-különbség a légkör felé jelöli ki a víz útját, ahol a növény közbeékelt egyedként elszenvedi a két közeg által determinált folyamatirányt. Ez azonban csak a párologtató felületig történő eljutásig igaz. A fentiek ismeretében a növényen belüli vízmozgás sebességét (ω) a levél és a talaj vízpotenciál differenciája (Δυ), valamint a víz útjában fellépő ellenállások (Σr) határozzák meg: egyenlet A víz leadása, a transzspiráció A víz leadására szolgáló szervek a sztómák. A növényi sztómák legfontosabb funkciója a két ellentétes érdekeltségű folyamat egyensúlyban tartása: a maximalizált CO 2-felvétel mellett minimalizálják a felesleges vízveszteséget. A növény teljes anyagforgalma (CO 2-é is!) ezeken a nyílásokon zajlik, amely eredetileg az epidermisz sejtjeinek egyenlőtlen osztódásával létrejövő, egymással érintkező zárósejtek közötti középlemez hasadásával keletkező rés (5.13. ábra). Elméletileg mindenhol lehet, ahol epidermisz borítja a növényfelszínt, a legtöbb azonban a levelek két felszínén található, fajonként eltérő sűrűségben. A levél légkörrel érintkező részeit kutikula (1) fedi, amely mind a vizet, mind a CO 2-ot csak nehezen engedi áthatolni. A víz mozgásával szemben fellépő ellenállás a kutikuláris ellenállás (r c). A sztóma nyílását (5) a két oldalról közrefogó zárósejtek (4) hozzák létre, amely a sztóma mögötti üregből (7) kijáratot képez a légkör felé. A zárósejteket alakban, méretben és felépítésben egyaránt eltérő kísérősejtek (6) veszik körül, melyek az új kutatások szerint a sztómák mozgásának szabályozásában jelentős funkciót töltenek be. A növények hőszabályozása nagyon egyszerűen a sztómarések nyitottságának változtatásával történik azáltal, hogy minél nagyobb a rés, annál több vízpára tudja elhagyni a növény szöveteit, a párolgási hőveszteségnek megfelelő mértékben alakítva azok hőmérsékletét. Ennek számszerű meghatározására szolgál a sztómaellenállás (r s) ábra - A sztóma felépítése és a víz útjában fellépő diffúziós ellenállások (Magyarázat: lásd a szövegben) 122

139 A víz a környezetben A sztómákon keresztül bonyolódó párologtatás diffúzió, amely nem más, mint a vízrészecskék rendszertelen, spontán mozgása, ha az energiatartalomban különbség van a rendszer két pontja között. Az energiaeltérést a levél mezofillumának (3) folyamatosan magas telítési vízgőz-koncentrációja mely kapcsolatban van a sejtközötti járatokkal (8), valamint a sztóma mögötti üreggel, (r i) és a levélen kívüli levegő alacsonyabb vízgőz-koncentrációja közt szinte állandóan meglévő különbség jelenti. A 3-as egységnél fellépő ellenállás az r m. A transzspiráció-intenzitás (E) meghatározását a diffúziós ellenállás(ok) ismeretében a ma már klasszikusnak számító Brown és Escomb 1900-ban megjelent elektromos-ellenállás analógiájára felírt egyenlete alapján végezhetjük. Eszerint első közelítésben a párolgás a levél és az azt körülölelő levegő vízgőzkoncentráció különbsége és a víz útjában fellépő összes ellenállás (r) hányadosa adja: egyenlet ahol c levél: adott levélhőmérséklethez tartozó telítési vízgőz-koncentráció, c levegő: a levegő tényleges vízgőz-koncentrációja. A vízgőz-koncentráció értékeinek meghatározásához szakkönyvek állnak rendelkezésünkre. A levél belsejében minden szervezeti egységénél fellép egy ellenállás, amelyet a vízgőznek le kell győznie a szabad légtérbe vezető útján. A vízgőz a levél intercelluláris üregeit körülölelő mezofill sejtek faláról diffundálódik az intercelluláris járatokon át a sztómák nyílásához, ahonnét a levelet körülvevő határrétegen keresztül a szabad légtérbe távozik. Az egyes levélellenállásokat Jones (1983) alapján adjuk meg (5.4. táblázat) táblázat - A levél ellenállásainak nagyságrendje Jones (1983) nyomán. A gyakorlatban többször használjuk az ellenállás reciprokát, a vezetőképességet is 123

140 A víz a környezetben Ellenállás: r (s cm 1 ) Vezetőképesség: g (mm s 1 ) Intercelluláris járatok és mezofill sejtek együttesen (r i + r m) <40 >25 Kutikuláris ellenállás (r c) < 0,1 0,5 Minimális értékű sztómaellenállás (r s) Xerofitonoknál Mezofitonoknál Maximális sztómaellenállás (zárt rések) 5000< <0,2 Határréteg ellenállás (r b) A levél teljes ellenállásának meghatározásánál esetenként a részellenállások párhuzamos kötését (levél két oldalán lévő ellenállások és kutikuláris ellenállás összegzése), máskor soros kötését (sztómaellenállás, határréteg ellenállás) kell követnünk. A gyakorlatban legtöbbször az ellenállások száma leszűkül azok körére, amelyek mérése viszonylag egyszerűen elvégezhető. Ezek közül a sztómaellenállás (r s) az, amely a többi ellenálláshoz képest legkönnyebben mérhető, s akár önmagában is alkalmas a párolgás intenzitására ható környezeti tényezők ismeretében a transzspiráció számszerű jellemzésére. A kutikuláris ellenállás több nagyságrenddel meghaladja a többi ellenállást, gyakorlatilag nyitott sztómáknál végtelen. Az elhanyagolását az erősíti, hogy valójában nincs olyan eljárás, amely a kutikuláris és a sztómaellenállás mérését elkülönítve lehetővé tenné. A teljesen zárt sztómák esetén mért értéket szokás tekinteni kutikuláris ellenállásnak, viszont arra nincs bizonyíték, hogy mely feltételeknél záródottak teljesen a sztómanyílások (Anda 2001). A fény hiánya kimutathatóan nem elegendő feltétel. Az elhanyagolások után végül két ellenállás, a sztómaellenállás és a határréteg-ellenállás marad, amelyek ismeretében a transzspiráció már akár egyetlen egyenlettel is meghatározható (Anda 1989). A sztómaellenállást porométerrel mérhetjük. Jelenleg három alapelven működő műszercsalád van forgalomban. A legolcsóbb, s talán ezért a leggyakoribb az ún. tranzitidő mérésén alapuló porométerek csoportja (Anda és Burucs 1997). A műszer a növényre csíptetett, zárható kamra jellegű érzékelőjében elhelyezett erősen higroszkópos anyag segítségével méri azt az időt, amely alatt az érzékelő előre meghatározott két nedvességérték között benedvesedik. Minél gyorsabban megtörténik a vízzel való telítődés, annál nyitottabbak a sztómák, vagyis a sztómaellenállás értéke annál alacsonyabb, s a transzspiráció intenzitása annál magasabb. A tizedmásodperc pontossággal mért tranzit idő azonban még nem sztómaellenállás. Ahhoz, hogy ebből ellenállás értéket kaphassunk, át kell számolni a mért tranzit időt a műszerhez tartozó előre meghatározott értékű ellenállásokat tartalmazó kalibrációs lappal konkrét ellenállás értékké (5.14. ábra) ábra - Tranziens típusú porométer (Delta T AP 4 típusú). 124

141 A víz a környezetben Az egyensúlyi porométereknél változó mennyiségű száraz levegőt áramoltatunk a zárt érzékelőbe, amelyet a párologtatás tart előre meghatározott, állandó nedvességszinten. Mivel a bemenő levegő gyakorlatilag száraz (0% vagy ahhoz nagyon közeli légnedvesség-tartalmú), ezáltal a transzspiráció intenzitása, illetve a sztómaellenállás a bevezetett, változó mennyiségű száraz levegőáram mérésére vezethető vissza. A harmadik porométer kategóriánál a bevezetett levegő mennyisége állandó, s nedvességtartalmának emelkedéséből határozható meg a vízvesztés mértéke. Mindkét utóbbi porométer típus alkalmas a párologtatás közvetlen mérésére is, csak rendkívül drágák, s emellett szabadföldi körülmények között nehezen kezelhetők, ezért alkalmazásukkal ritkábban találkozhatunk. A méréstechnikát tekintetbe véve sztómaellenállásnak tekintjük azt az ellenállást, amelyet a vízgőznek le kell győznie ahhoz, hogy a levél szöveteiből a környező levegőbe jusson. Nagysága a sztómák nyitottságától függően 0 és között változhat, ahol a teljesen nyitott légrés ellenállása 0, a bezárté végtelen. Növényfajonként igen széles körben változhat. Larcher (1980) szerint gabonaféléknél 0,7 4,5, fűféléknél 0,7 5,0, napfénykedvelő szántóföldi növényeknél 0,8 3,3, árnyéktűrőknél 3 8, gyümölcsfáknál 1,6 3 s/cm a sztómaellenállás minimuma. Adott növényfaj minimális ellenállását olyan morfológiai tulajdonságok, mint a sztómák mérete, szerkezete és elrendeződése szabja meg, de ezen kívül a fejlődési stádium, egészségi állapot, fajta stb. is módosíthat a mért értéken, nem beszélve a környezeti feltételek alapvető befolyásolásáról. A sztómaellenállás azonban nemcsak fajonként, hanem növényegyedenként, illetve egyedi levélen belül is széles körben változhat (5.15. ábra) ábra - A cukorrépa megvilágított levelén mért sztómaellenállás alakulása (Anda 1995) 125

142 A víz a környezetben Az egy növényen belüli változékonyságot a kukorica példáján szemléltetjük (5.16. ábra). A talajhoz közeli idősebb levelek árnyékban is vannak, ezért nem meglepő a magas sztómaellenállás-érték megjelenése. A csőhöz közeli, a legintenzívebb életfolyamatok helyszínén alacsonyabb értékeket mérünk, majd a legfelső harmadban egy kissé megemelkedik az ellenállás. Az ábrán az adatok változékonyságát is feltüntettük, melyet a szórásértékek (SD) számszerűen fejeznek ki ábra - A sztómaellenállás vertikális profilja kukoricában (Anda et al. 1997) A három szórás a kukorica magassága szerinti változékonyságot tartalmazza (alsó, középső és a magasság felső harmadában). Nem meglepő, hogy a kutatások döntő többségében a sztómaellenállás mérési helyszínéül a felső, jól megvilágított leveleket választják, mert itt a legkisebb a szórás, s a mérések ismétlése itt eredményezi a legjobban reprodukálható ellenállásokat. Ezek az ellenállások azonban nem jelentik egyben az átlagos ellenállás értékeket is (5.17. ábra) ábra - Kukorica sztómaellenállásának %-os megoszlása a növénymagasság különböző levélszintjein (Anda et al. 1997) 126

143 A víz a környezetben A biológiai meghatározottság mellett a vízellátás és a fényviszonyok hatása döntő a sztómaellenállás nagyságának alakulására (5.18. ábra). Felhívjuk a figyelmet, hogy a növekvő CO 2-koncentráció is emeli a sztómaellenállást, mely csökkenő pórus nyitottságot jelent, kisebb párologtatással. A globális felmelegedés egyik kiváltójának, a megemelkedett CO 2-koncentrációnak ezt a hatását a vízhiányos területeken pozitívként értékeljük. Hazánk területén a növény vízháztartásában egyértelműen kedvező a sztómanyitottság mérséklődése, mellyel a vízhiány negatív hatása némiképp kiegyenlítődhet ábra - A sztómaellenállás (rs) és néhány környezeti tényező kapcsolatának vázlatos rajza. A T c a növényhőmérsékletet jelöli Végül a sztómaellenállás napi változásán követhetjük a külső tényezők komplex hatását (5.19. ábra). A kontrollkezelés csak a természetes csapadékot kapta, a liziméterben lévő növénynél annyi vizet használt a kukorica, amennyit akart. A kettő görbe közt eltérés van, mégpedig a liziméter növényei nyitottabb sztómákkal alacsonyabb ellenállásúak, s magasabb transzspirációt mutató kezelések voltak ábra - A sztómaellenállás napi változása kukorica két vízellátottsági szintjén Keszthelyen. Az óraértékeken feltüntetett függőleges vonal a szórást, a mérések változékonyságát jelzik (Anda 2001) 127

144 A víz a környezetben A növény vízforgalmának harmadik szakasza a transzspiráció. A folyamat során a víz magas fajhője következtében a növény hőmérséklete csökken. A növényhőmérséklet beállítására a biokémiai folyamatok feltételeinek biztosítása miatt van szükség. A napi párolgásösszeg, a besugárzás (felhőzet) és a sztómaellenállás változásai nem függetlenek egymástól, melyet a tenyészidőszak eltérő szakaszaiban kukoricán, Keszthelyen végzett mérések alapján szemléltetnek az 5.5. táblázat sorai. A transzspiráció az egyik legerősebben a környezeti tényezők befolyása alatt álló növényi életfolyamat. A sztómák nyitódását, s ezzel a vízleadás elindítását a megfelelő vízellátottság mellett a sugárzás generálja. Létezik egy küszöb érték, mely elérése a feltétele a párologtatás megkezdésének, s ez a Wm 2. A tenyészidőszak során, különösen nyáron ez már a kora reggeli órákban bekövetkezik. A sugárzás mennyiségére a felhőborítottságból is következtethetünk (5.5. táblázat). Minél derültebb az idő, annál magasabb az energiafelvételi kényszer, s a hűtéshez szükséges vízfelhasználás is annál nagyobb táblázat - A transzspiráció napi összegei és a sztómaellenállás napi átlagai 1987 tenyészidőszakának eltérő időpontjaiban Keszthelyen kukoricában Idő Napi párolgás mm/m2 r s napi átlag sec/cm Felhő Okta Június 14. 0,54±0,03* 9,4±0,16 0 Június 17. 0,22±0,01 12,6±1,39 8 Június 22. 0,86±0,09 5,3±0, Június 30. 3,46±0,22 4,9±0,66 0 Július 20. 4,58±0,96 8,8±1, Augusztus 1. 4,17±0,8 9,1±0,

145 A víz a környezetben Szeptember 17. 3,76±0,26 11,1±0,83 0 * Óránkénti mérésekből számolt napi átlag ± szórás A transzspiráció délelőtt a napmagasság emelkedésével fokozódik ha nincs vízhiány, s dél körül éri el a maximumot, majd a sugárzás mérséklődésével az elpárologtatott víz mennyisége is csökken (5.20. ábra). A legtöbb hazánkban termesztett szántóföldi növény transzspirációja zavartalan besugárzásnál egy csúcsú görbével követhető nyomon. A felhőzet jelenléte ezt azonban felülírhatja, lásd az ábra második tagját. Mocsári növényeknél zavartalan besugárzásnál sem ritka a két maximumhelyű napi párolgásgörbe, pl. nád ábra - A kukorica evapotranszspirációjának (ET), transzspirációjának (Tr) és sztóma vezetőképességének (Gs) ellenállás reciproka napi változásai a fejlődés kezdeti és a címerhányás stádiumában Yasutake et al. (2006) szerint A léghőmérséklet és a növényhőmérséklet nem független a napsugárzástól, emelkedésük fokozottabb növényhűtési igényt jelent. A hőmérséklet-transzspiráció kapcsolatot leíró görbe alakja a sugárzáséhoz hasonló. A párolgás mozgató ereje a légkör nedvességbefogadó képessége. Minél magasabb a talaj és levegő közti vízpotenciál-különbség, a levegő páraéhsége annál nagyobb, s ezzel a növény általi vízszállítás is intenzívebb. A szél elszállítja a növény közvetlen közeléből azt a párában dús légréteget, mely a vízpotenciál alakulása alapján mérsékelhetné a növény további párologtatását. Ez a kapcsolat azonban csak mintegy 3 4 m/s-ig érvényesül (állomány felett mérve), ez fölötti értékeknél a szél növényt hűtő hatása veszi át a víz hűtő szerepét (konvektív hűtés). A fenti kapcsolatok csak zavartalan vízellátásnál igazak. Amint vízhiány lép fel a növénynél, a transzspiráció azonnal mérséklődik, vagy esetleg meg is szűnik. A párolgás évi változásában tavasszal és ősszel alacsonyabb, nyáron magasabb napi párolgásokat mérhetünk. Adott növényfaj meghatározott fejlődési fázisában a konkrét vízvesztés az időjárás függvénye. Ahol a vízellátás nem korlátozott, ott a sugárzás szerepe elsődleges. Példánk a balatoni nádra vonatkozik, melynél a növények vízellátása nem volt korlátozott, így vízhiány nem gátolhatta a növény transzspirációját (5.21. ábra). A kiugró napi értékek egy-egy kánikulai nap megjelenésével hozhatók kapcsolatba ábra - A balatoni nád transzspirációjának napi összegei 2005 tenyészidőszakában (Anda és Boldizsár 2005) 129

146 A víz a környezetben 5. A hő és vízháztartás összekapcsolása: az ariditási index Az elpárologtatott csapadékot (Cs) az adott területen a párolgáshoz rendelkezésre álló energiával (R n) összekapcsolva a Budiko-féle ariditási indexhez (A) jutunk: egyenlet ahol L: párolgási latens hő. Ha az index értéke meghaladja az 1-et (A>1), az azt jelenti, hogy a területen a párolgásra rendelkezésre álló energia több, mint amennyit a lehullott csapadék elpárologtatásához fel lehetne használni. Ezek a száraz vagy arid területek. Azokat a térségeket, ahol A<1, humid vagy nedves területnek nevezzük, ahol az energia kevesebb, mint amennyi a lehulló csapadék légkörbe történő visszajuttatásához szükséges lenne. Az ariditási index alakulása szoros kapcsolatban van a természetes növényföldrajzi övezetekkel: A<1/3 tundra, 1/3 1 erdő, 1 2 füves puszta, 2 3 félsivatag, A>3 sivatag. Magyarországon, kb. a Duna Tisza köze közepén húzódik a A=1-es határvonal. A nyugati országrész inkább humidabb jellegű (A=0,8 0,9), itt lombos erdő a természetes növénytakaró. A keleti országrész aridnak tekinthető (A=1,2 1,3), itt füves puszta a természetes növénytakaró. 6. Irodalom 130

147 A víz a környezetben Anda, A Az állományklímát befolyásoló néhány eljárás mikrometeorológiai elemzése. Akadémiai Doktori Értekezés. Anda, A A cukorrépa sztóma ellenállásának mérése és alakulása három egymást követő évben. Cukorrépa 2: Anda, A A sztóma ellenállás kapcsolata néhány környezeti tényezővel és alkalmazása a transzspiráció számítására.növénytermelés 4: Anda, A. and A. Boldizsár Transpiration and plant surface temperatures of reedbeds with different watering levels. G. for Agric. 8. 1: Anda, A. és Burucs, Z A növény és víz kapcsolata a talaj-növény-légkör rendszerben. MKM támogatásával megjelent szakkönyv. PATE GMK Nyomdája Keszthely. P: 141. Anda, A., Páll, J. and Lőke, Zs Measurement of mean stomatal resistance in maize. Időjárás Vol. 101 No.4 p: Antal, E Az öntözés előrejelzése meteorológiai adatok alapján. Kandidátusi értekezés. Budapest Jones, H.G. 1983: Plants and microclimate. Cambridge University Press. P Cambridge London-New York- New Rochelle-Melbourne-Sydney. Larcher, W Physiological Plant Ecology. Springer Verlag, Berlin Oke, T. R Boundary Layer Climates. Routledge Taylor and Francis Group, London and New York. P: 435. Second Edition. Posza, I. és Stollár, A A tényleges párolgás számításához használt növénykonstansok értékei több évi mérés alapján. Időjárás 87: Yasutake, D., Kitano, M., Kobayashi, T., Hidaka, K. Wajima, T. and He, W Evaluation of canopy transpiration by applying a plant hormone abscisic acid. Biologia, Bratislava 61. (Supplement) 19: Merza Szinell 131

148 6. fejezet - Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) Az éghajlatkutatás kezdetei Az éghajlatra vonatkozó első megfigyeléseket az ókori kelet folyamvölgyi kultúráinak (Egyiptom, Mezopotámia, India, Kína) korában végezték a Kr. e évezred idején. Ezek a megfigyelések a mezőgazdasági termelés szempontjából bírtak döntő jelentőséggel (folyók áradásai, monszun). A Kr. e. 5. században Hérodotosz a görögök által ismert területek történeti, földrajzi és éghajlati leírását adta. Hippokratész az éghajlatnak és a meteorológiai jelenségeknek az emberi egészségre gyakorolt hatását vizsgálta. A klíma a görög klinein (=hajlani) szóból ered, Arisztotelész használta először a Kr. e. 4. században. Felismerte, hogy az éghajlati jelenségek energiaforrása a Nap, tehát a napsugarak hajlásszöge alapvető jelentőségű az éghajlati különbségek kialakulásában. A klimatológia kapcsolata a meteorológiával A meteorológia az atmoszféra fizikai jelenségeinek elemzésével, tér- és időbeli lefolyásuk vizsgálatával, okainak feltárásával, előrejelzésével, valamint a földrajzi környezettel és a bioszférával fennálló kapcsolataik vizsgálatával foglalkozó tudomány. Az éghajlattan (klimatológia) a meteorológia résztudománya, sajátos vizsgálati módszere és célkitűzése. A vonatkoztatási idő az alapvető különbség: az idő a pillanatnyi, az időjárás rövidebb időszakra (néhány óra-néhány nap), az éghajlat hosszú időszakra (évtizedek) vonatkozik. A klimatológia vizsgálatának tárgya a légkör alsó, a felszínnel anyag- és energiatranszport kapcsolatban álló tartománya (planetáris határréteg), és módszereivel az évtizedes idősorok statisztikai elemzése alapján jellemzi az adott terület éghajlatát, és előre jelzi a várható változásokat. A vizsgált időszakra vonatkozóan egyensúlyi állapotot tételez fel, statikus képet fest, de feltételezi a hosszabb időtávon bekövetkező változásokat (klímaváltozás, klímaingadozás). Azt is vizsgálja, hogy az adott földrajzi helyen milyen szélsőségek közt változhatnak a légkör fizikai állapotjelzői. Figyelembe veszi az éghajlat tér- és időbeli kapcsolatait a többi környezeti elemmel (rendszer szemléletű). Az éghajlattan szoros kapcsolatban van a földtudományokkal. A földtudományok feladata a földrajzi burok jelenségeinek magyarázata, értelmezése. Ezek a jelenségek közvetve kapcsolatban vannak az éghajlattal. A földrajzi övezetesség kialakulása döntően az éghajlat övezetes elrendeződésének a következménye, egyes geológiai-geomorfológiai folyamatok (aprózódás, mállás, száraz, nedves és jég okozta felszínfejlődési folyamatok), a növényzet és a talaj övezetes rendje ehhez igazodik (Szegedi). Varga-Haszonits (1977) és Péczely (1979) szerint az éghajlat a légkör fizikai tulajdonságainak és folyamatainak egy adott földrajzi helyen hosszabb időszak (rendszerint néhány évtized) alatt egymással és a környezettel kapcsolatban álló rendszere. 1. Az éghajlat fogalma Az éghajlati rendszer állapota minden időpontban végtelen sok számmal (mért és megfigyelt adattal, ezek közül a légkörre vonatkozók a meteorológiai vagy éghajlati elemek) jellemezhető. Az éghajlati rendszer egy rövid időn (néhány napon) belüli állapota az időjárás. Megfigyeléseink minden esetben az időjárásra vonatkoznak, s mindig csak véges hosszúságú megfigyeléssel rendelkezünk, így az éghajlati rendszer leírására csak bizonyos mintánk van. A rendelkezésre álló megfigyelési sorozat egy részét vagy a teljes sorozatot statisztikai mintának tekinthetjük. Ennek ismeretében (feltételezve, hogy az statisztikai kiértékelés megtörtént) jellemezhetjük az éghajlatot. Éghajlat alatt olyan statisztikai sokaságot értünk, amely az éghajlati rendszer véges időszak alatt felvett állapotait leírja. A definíció értelmében az éghajlat a megfigyelt meteorológiai elemekből kiszámítható statisztikai jellemzők összessége. Éghajlatváltozásról is ennek alapján akkor beszélhetünk, ha az éghajlati rendszer alkotóelemeiben karakterisztikus változás áll be, ami magával vonja a statisztikai sokaság elemeinek lényeges megváltozását. Amennyiben a statisztikai sokaságban kisebb eltérés mutatkozik, éghajlat-ingadozásról beszélünk. A statisztikai sokaság értékelésénél alapvető a mintavételi idő hossza. A választandó időnek elegendően hosszúnak kell lenni ahhoz, hogy a becslés statisztikailag kielégítő legyen, de ugyanakkor elegendően rövidnek is kell lenni, hogy ne átlagoljon ki egyirányú változásokat vagy nem természetes periodicitásokat. A számítások szerint az éghajlat definíciójában szereplő optimális mintavételi időnek egy 5 évtől mintegy 50 évig terjedő időszak felel meg. Az ötéves időszak a legtöbb meteorológiai elemre nem ad elegendő, statisztikailag értékelhető megfigyelést. Emiatt a Meteorológiai Világszervezet (WMO) az éghajlati 132

149 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) normálértékek kiszámítására standard időtartamnak a 30 éves időszakot veszi alapul. Először az as, majd az időszak adataiból számított éghajlati normálértékek (törzsértékek, klímanormálok) alapján kellett jellemezni az éghajlatot. Az 1991-es évtől pedig az es időszakra készített minta az éghajlati norma. Ha a meteorológiai megfigyelések oldaláról nézzük a kérdést, ennek határt szab az, hogy mióta folynak egyáltalán meteorológiai megfigyelések. A Mannheimi Meteorológiai Társaság (Societas Palatina Meteorologica) 1780-ban szervezett egy európai állomáshálózatot, amelynek legkeletibb tagja Buda volt. A budapesti megfigyelés, több-kevesebb megszakítással azóta is folyik, ami azt jelenti, hogy eltekintve a homogenitási és pótlási problémáktól, több mint 200 éves sorunk van. Bár azt hihetnénk, hogy az éghajlat fogalma már hosszú évtizedek óta változatlan és jól definiált, valójában ez nem így van. Még a közelmúltban is heves, és azóta is lezáratlan tudományos viták folytak az éghajlat fogalmáról. Götz (1994) szerint az éghajlat (klíma) a légkörnek az adott térrészre jellemző szokásos viselkedése. Szerinte ez elvont fogalom, alkalmasan megválasztott, elegendően hosszú időszak légköri állapotainak mért, rekonstruált vagy numerikusan szimulált halmazaként jelenik meg. Jellemzésére statisztikai paramétereket alkalmazunk. Mika (1994) szerint az éghajlat együttesen a Föld valamennyi pontján, valamely időpontban potenciálisan lehetséges sebességek, továbbá mechanikai, termikus és anyagi kölcsönhatások intenzív (nyomás, hőmérséklet, kémiai potenciál) és extenzív (térfogat, entrópia, koncentrációk) állapotjelzőinek valószínűségi eloszlása az éghajlati rendszer (légkör, óceán, szárazföld, krioszféra, bioszféra) azon tartományaiban, ahol a Nap látszólagos napi vagy évi járásával összefüggő ingadozás tapasztalható. Bussay (1994) szerint az éghajlat a légkör valamely térrészében meghatározott időszak alatt a múltban lezajlott, illetve a jövőben várható időjárásainak rendje. Az éghajlat több tényező kölcsönhatásának eredményeként alakul ki egy adott földrajzi helyen. E tényezők feltárása, a köztük levő kapcsolatok tisztázása a klimatológia egyik fontos területe. A döntő éghajlatmeghatározó tényezők a hőellátottság és a vízellátottság, valamint ezeket befolyásolják a felszín alaki és anyagi tulajdonságai. A hőellátottság nem más, mint az a hőenergia-mennyiség, ami egy adott térségben egy adott időtartam során rendelkezésre áll. Alapvető jelentőségű a Nap rövidhullámú elektromágneses sugárzása (λ Emax=0,48 μm), amely a kapcsolt óceán-légkör rendszer fő energiaforrása. Emellett elhanyagolható hőenergiabevételt jelent (extraszoláris források): a kozmikus sugárzás, a Föld belső izzó állapotú tömegéből érkező energia, a vulkánkitörések, a radioaktív bomlás során keletkező hő, a biológiai hő és az emberi tevékenység (kis területekre koncentráltan már jelentős hőmennyiség). Az éghajlatot döntően meghatározzák a hőenergiát szállító lég- és tengeráramlatok (Golf-áramlat, napsugárzásból származó hőenergia). A hőellátottság függ attól, hogy egy adott térség a napsugárzásból közvetlenül vagy közvetve mekkora energiamennyiséget kap, abból mennyit használ fel és mennyit ad át a környezetének. A légkör, a sugárzást felfogó víz-, illetve szárazföldi felszínek fizikai paraméterei, folyamatai az energia hasznosulását határozzák meg. Ezek szerepet játszanak az éghajlatiföldrajzi övezetesség kialakulásában. A vízellátottság a hőellátottsággal a víz fázisátalakulásait kísérő energetikai folyamatok révén szoros kölcsönhatásban van. A hő- és vízellátottság alakulása függ attól, hogy milyen sajátosságú a felszín, ahol az elektromágneses sugárzási energia hőenergiává történő átalakulása zajlik, illetve ahol a légköri csapadékok befogadása megtörténik (Péczely 1998). 2. Az éghajlatot kialakító tényezők Egy adott terület éghajlatának kialakításában számos tényező vesz részt. Vegyük sorra az éghajlat alakító tényezőket. 1. A földfelszínt elérő napsugárzás mennyiségét meghatározó tényezők: Kozmikus (extraterresztikus) tényezők: A Nap sugárzási teljesítménye: az éghajlati rendszer energia forrása a Napban lejátszódó termonukleáris reakció. A Nap sugárzási teljesítménye 3, W. A légkör külső határán, a napsugarakra merőleges 1 m 2 -es felületre érkező energia (közepes Föld-Nap távolság esetén) 1370 W (napállandó). A Nap-Föld kölcsönös helyzete: A Föld ellipszis alakú pályán kering a Nap körül, amelynek egyik gyújtópontjában van a Nap. Ennek következtében a Nap-Föld távolság a keringés során folyamatosan változik. Napközelben (perihélium) 147, km, naptávolban (afélium) 152, km, közepes naptávolság esetén pedig 149, km a távolság a két égitest közt. Ez a Földet érő energia mennyiségében is változást okoz (a napállandó értéke a közepes naptávolságra vonatkozik). A napállandó pillanatnyi értéke (I) a Nap-Föld távolság (l) négyzetével fordítottan arányos: I = 133

150 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) I 0 : l 2 (Newton-törvénye). Mivel az I max : I min = 1,06931, ez a tényező ~7%-os eltérést okoz a sugárzás erősség abszolút értékében. A Föld pályaelemeinek módosulásai: A földpálya geometriai paramétereinek változása gyakorol hatást a felszínre jutó sugárzásmennyiségre (6.1. ábra). Ezek: a pálya megnyúltsága (excentricitás), a Föld tengelyferdesége (ekliptika ferdesége), a precesszió és a perihélium pont eltolódása. Az excentricitás az ellipszis alakú földpálya kis és nagytengelyének arányát jelenti, azt mutatja, mennyire tér el az alak a körtől. Ez az érték jelenleg 0,017, vagyis a pálya alakja körhöz közeli. 0,005 és 0,060 közötti értékeket vehet fel. A változás periódusa év. Ha a Nap távolodik az ellipszis középpontjától, akkor az excentricitás növekszik, ha közeledik az ellipszis középpontjához, akkor az excentricitás csökken. A nyúltabb pálya egyenlőtlenebbé teszi a napsugárzás mennyiségének éven belüli eloszlását és hosszabb távon ±10%-os eltéréseket idéz elő a légkör energia bevételében. A Föld tengelyferdesége a bolygó tengelyének a keringés síkjára állított merőlegessel bezárt szögét jelenti. Jelenleg ez a szög 23, éves periódussal 21,8 és 24,4 közötti értéket vehet fel. Minél nagyobb a tengely ferdesége, annál nagyobb az évszakos differencia a besugárzás mennyiségében. Ha a ferdeség nulla lenne, csak a pálya megnyúltsága szabná meg a besugárzás évszakos menetét. Ez a tényező nem az éves sugárzási bevételt határozza meg, hanem annak évszakok közötti megoszlására hat. A precesszió azt takarja, hogy a Föld északi pólusa nem mindig ugyanabba az irányba mutat. A pólus lassan vándorol egy kúpfelület mentén az ekliptika pólusának az iránya körül, hozzávetőleg éves periodicitással, s ezt nevezzük precessziónak. A negyedik tényező a perihélium pontnak a tavaszponthoz viszonyított eltolódása év alatt a perihélium pont körbe jár az égi egyenlítőn, vagyis változik a napközel és a naptávol bekövetkezésének időpontja ábra - A Föld pályaelemei: A: precesszió, B: excentricitás, C: a Föld forgástengelyének hajlásszöge Földrajzi szélesség (beesési szög, a nappalok hossza): A napsugarak beesési szöge, a nappalok hossza és a napsugárzásnak a légkörön át megtett útja során bekövetkező sugárzás gyengítésének együttes hatása (a felhőzet figyelmen kívül hagyásával), vagyis közvetve a napsugarak beesési szöge határozza meg a Föld szoláris klímaövezeteit. A besugárzás szögének csökkenésével (magasabb szélességeken) egyre csökken az egységnyi vízszintes felületre jutó sugárzási energia (6.2. ábra). A nappalok hossza (a besugárzás időtartama) az Egyenlítőtől a sarkok felé változik, mivel a Föld forgási tengelye nem merőleges a keringés síkjára. 134

151 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) A légkör nélküli Föld adott felületelemére adott időtartam alatt érkező energia mennyiségét a következőképpen számíthatjuk ki. Mindenekelőtt azt az energiamennyiséget kell meghatároznunk, ami m napmagasság, azaz beesési szög mellett a vízszintes síkra jut ábra - A napsugárzás intenzitása a beesési szög függvényében (Péczely 1998) Az az energiamennyiség, ami a sugárnyalábra merőleges A felületre esik, m napmagasság esetén egy A > A felületen oszlik meg, ahol A = A : sin m. Ebből következik, hogy ha az A sík egységnyi felületére I sugárzásmennyiség jutott, az A vízszintes sík egységnyi felületére I v < I sugárzásmennyiség kerül, ahol I v=i sin m. Közepes Föld-Nap távolság esetén a légkör külső határán merőleges sugárbeesés mellett egységnyi felületre időegység alatt érkezik a napállandó, amit I 0-val jelölünk. A sugárzás által a légkör külső határáig megtett út hossza l, és Newton törvénye szerint a sugárzás intenzitása gyengül a sugárzás által megtett út hosszának négyzetével fordítottan arányosan (I = I 0 : l 2 ). E két egyenletet egyesítve kiszámíthatjuk adott beesési szög mellett mekkora sugárzásmennyiség érkezik a vízszintes felszínre egyenlet A légkör sugárzásátbocsátó képessége (a levegő szennyezettsége, páratartalom, borultság): A felszínt elérő sugárzás mennyiségét meghatározza a napsugarak által a légkörön át megtett út hossza, mivel a levegőrészecskék szórják, visszaverik a sugárzás egy részét, a nagyobb úthossz nagyobb sugárzásgyengítést jelent. Merőleges beesés esetén az ideálisan tiszta, száraz levegő sugárzásgyengítése a látható fényre vonatkozóan: I : I f = q = 0,93, ahol q az ideálisan tiszta, száraz levegő komplex átbocsátási tényezője. A sugárzásgyengítés mértékét a Bougner-Lambert törvény adja meg: I f = I q z, ahol z a relatív úthossz: z = 1 : sin m. Az ideálisan tiszta száraz légkör 135

152 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) sugárzásgyengítése a póluson 24%, míg az egyenlítőn 11%. Ha a levegő vízgőzt és szennyező anyagokat (aeroszol) is tartalmaz, ezek további sugárzásgyengítést okoznak, így a felszínen ténylegesen mérhető sugárzás intenzitása (I fv): I fv = Iq Az, ahol az A > 1 szám a homályossági tényező, ami megmutatja, hogy hány ideálisan tiszta, száraz légkört kellene egymásra helyezni, hogy a valóságosnak megfelelő sugárzásgyengítés előálljon. A Közép-Európa feletti légtömegek esetében az A értéke 1,8 4 között mozog. Felhőzet szerepe kiemelkedő a sugárzásgyengítésben: a cumulonimbus 70 90%-ban, a stratus 59 84%-ban, míg a cirrostratus típusú felhők 44 50%-ban verik vissza a rövidhullámú sugárzást. Így a különböző földrajzi szélességeken igen eltérő a felszínt elérő sugárzás intenzitása. A légkör sugárzásgyengítése legkisebb a térítők közelében (30 40%), legnagyobb a gyengítés a mérsékelt övi ciklonok keletkezési helyeinél (60 70%) Kamcsatka, Alaszka, Izland, egyenlítői övezet, déli félteke A földfelszín-légkör anyag- és energiatranszport folyamatokat befolyásoló tényezők: A felszín anyaga és borítottsága határozza meg azt, hogy a beérkező sugárzási energia mekkora hányada nyelődik el, illetve verődik vissza (albedó). Ez a felszín energia mérlegét határozza meg. A Napból származó rövidhullámú elektromágneses sugárzás a légkörben közvetlen (direkt; S k) és szórt sugárzás (diffúz vagy égbolt sugárzás; S sz) formájában éri el a felszínt. A közvetlen és szórt sugárzás összege a globálsugárzás (G): G = S k + S sz. A globálsugárzás egy részét a felszín visszaveri anyagától, színétől, vízzel és növényzettel való borítottságától függő mértékben. A beérkező és a visszavert rövidhullámú sugárzás hányadosa (tizedes törtben vagy %-ban kifejezve) az albedó. Az albedó (a vagy α) 0 és 1 közti értéket vehet fel, a = 0 maradéktalan elnyelést, a = 1 teljes visszaverést jelent. A globálsugárzásból úgy kaphatjuk meg a felszínen maradó energia mennyiséget (Q r), ha a besugárzásból (G) kivonjuk a felszín által visszavert sugárzás mennyiséget: Q r = G ag.q ra felszín rövidhullámú sugárzási egyenlege. A felszín az elnyelt Q r energia mennyiségtől felmelegszik és, mivel abszolút fekete testként viselkedik sugározni kezd. Legintenzívebben a ~10μm körüli távoli infravörös tartományban. A felszín hosszúhullámú kisugárzásának (E) egy részét elnyelik és visszasugározzák (V) a légkör üvegházhatású gázai (6.3. ábra). A kisugárzott energia egy része távozik a világűr irányába. Ez a sugárzási veszteség az ún. effektív kisugárzás (Q h). Az effektív kisugárzás lényegében a felszín hosszúhullámú sugárzási egyenlege: Q h = E V. A kettő különbsége adja meg a nettó sugárzási egyenleget (R n) ábra - A légkör hőháztartása (IPCC AR4 2007) 1. Anyag- és energiaáthelyeződési folyamatok az óceán-légkör rendszerben: A nagy földi légkörzés: A besugárzás egyenlőtlen földfelszíni megoszlása miatt az Egyenlítő és sarkvidéki területek között jelentős a hőmérsékleti és légnyomáskülönbség. A felszín közelében a sarkok felett 136

153 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) termikus eredetű magas, az Egyenlítő vidékén termikus eredetű, alacsony nyomású övezet alakul ki (a felső troposzférában fordított a nyomáseloszlás, mivel a meleg légoszlopban kisebb a nyomáscsökkenés a magassággal). A köztük ható bárikus gradiens erő a nyomáskülönbség hatására hozza mozgásba a légtömegeket egyenlet egyenlet ΔP: a két pont közötti nyomáskülönbség, P 1: az egyik pontban mért nyomás (kisebb), P 2: a másik pontban mért nyomás (nagyobb), F: bárikus grádiens erő, ΔZ: a két pont közötti távolság. Ha a Föld nem forogna a tengelye körül, egy légkörzési cella (az ún. Hadley-cella) jönne létre (6.4. ábra), amiben a levegő mozgásának irányát a nyomási gradiens erő határozná meg ábra - A Hadley-cella, ha csak a bárikus gradiens erő működtetné a légáramlást a Coriolis erő hatására ÉK A forgó Földön hat a Coriolis-erő (eltérítő erő, mely a légáramlatok kiindulási pontjából szemlélve az északi féltekén jobb kéz felé, a déli féltekén bal kéz felé téríti el a légáramlatokat) és a felszín közelében a 137

154 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) súrlódási erő (a felszíni érdesség hatására a légáramlás lelassul, S = k v, ahol S a súrlódási erő, v a vebesség és k a súrlódási felszín érdessége). Ezek hatására egy három cellás modell alakul ki. Eltérítő (Coriolis) erő: A nyomáskülönbségek által előidézett mozgás következtében a levegő a magasabb nyomású helyről az alacsonyabb nyomású hely felé áramlik. Eközben azonban a Föld saját tengelye körüli forgása miatt eltérítő hatást fejt ki. A Föld felszínén, egy adott hely felett elhelyezkedő levegő együtt forog (nyugatról kelet felé) a Földdel és felveszi az adott hely forgási sebességét. Az északi féltekén délről észak felé áramló levegő kiindulási helyének nagyobb kerületi sebességével forog nyugatról kelet felé, miközben saját sebességével mozog észak felé. Észak felé haladva egyre kisebb kerületi sebességű helyek fölé kerül, s mivel gyorsabban mozog náluk, egyre keletebbre kerül, azaz eredeti délről észak felé történő haladási irányától a kiindulási hely felől nézve jobbra elhajlik. Ha viszont északról dél felé áramlik a levegő, akkor a kisebb kerületi sebességű helyek felől halad a nagyobb kerületi sebességű helyek felé. Dél felé haladva ezért egyre lassabban mozog az alacsonyabb szélességek kerületi sebességéhez képest, vagyis lassabban forog kelet felé, tehát az alatta forgó helyekhez képest visszamarad. Így a kiinduló hely felől nézve megint jobbra tér el. Azt az erőt, ami a mozgó levegőt az eredeti irányától eltéríti, eltérítő- vagy Coriolis-erőnek nevezzük. Az Egyenlítőn nincsen eltérítés. A földrajzi szélességgel az eltérítő erő is növekszik. Az eltérítő erő hatására az északi féltekén a déli szél fokozatosan nyugati széllé, a déli féltekén pedig keleti széllé válik (Varga-Haszonits et al. 2004). A trópusokon a termikus egyenlítő mindenkori helye (6.5. ábra) felett az erős felmelegedés intenzív feláramlást indít el. Vízszintes légmozgás alig figyelhető meg. Ez az ún. Doldrum. Innen a levegő a troposzféra felső részében a térítők irányába mozog DNy-i és ÉNy-i irányú szélként. A térítőkön túl, az É-i és D-i szélesség 30 -ánál leszálló légmozgású, dinamikus okokból kialakuló magasnyomású övezet jön létre. A felszín közelében a levegő egy része visszaáramlik a termikus egyenlítőhöz (Inter Tropical Convergence Zone, ITCZ, trópusi konvergencia zóna), a Coriolis erő hatására ÉK-i és DK-i irányt véve fel. Ez a passzát szél (6.6. ábra) ábra - A termikus egyenlítő júliusi és januári helyzete (Péczely 1998) 6.6. ábra - A trópusok keleti szélrendszerének modellje (Péczely 1998) 138

155 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) A sarkvidéken a felszín feletti 1 2 km-es rétegben termikus okokból anticiklon alakul ki. A bárikus gradiens erő É-i, illetve D-i légmozgást indít el, amiből a Coriolis-erő hatására jönnek létre az ÉK-i és DK-i sarki szelek. A mérsékelt öv átmenetet képez a trópusok és a sarkvidék légkörzési rendszere közt. Itt valósul meg a meridionális hőcsere, ami az övezet időjárását meglehetősen instabillá teszi. A 30 -nál (szubtrópusi magas légnyomás) leszálló levegő egy része nem tér vissza a termikus egyenlítőhöz, hanem behatol a mérsékelt övbe. A légmozgás iránya a Coriolis-erő hatására DNy-i, illetve ÉNy-i lesz. Ezek a mérséklet övi nyugatias szelek. Ahol ezek az enyhe légtömegek találkoznak a pólus felől érkező hideg sarkvidéki légtömegekkel, ott egy változó helyzetű, de állandóan fennálló, ún. Stacionárius Éghajlati Front jön létre (polárfront) (6.7. ábra). A frontfelület mentén a melegebb mérsékelt övi levegő felemelkedik és egy része a magasban visszatér a 30 térségébe, ahol visszatér a felszínre. Így záródik a mérsékelt övezet légkörzési cellája, az ún. Ferrel-cella. A mérsékelt öv enyhe levegőjének egy része behatol a sarkvidéki területek fölé Ny-ias szélként. A pólus felett lehűlve leereszkedik és a felszínen a sarkkör felé indul, ezzel zárja a sarkvidéki légkörzési cellát. A sarkvidéki és mérsékelt övi légtömegeket elválasztó arktikus stacionárius éghajlati front azért is fontos mivel ennek lefűződő kanyarulataiból (Rossby-hullámok Bozó et al. 2006) jönnek létre a mérsékelt övi ciklonok, amelyek fontos elemei a trópusok és a sarkvidék közötti hőcserének. A nagy földi légkörzés felszín közeli szelei (keleties sarki szelek és a passzát) a légkör alsó 1 2 km-ében meghatározóak. E fölött az egész troposzférában nyugati szelek uralkodnak. A 30 szélesség mentén, a trópusi és mérsékelt övi légtömegek határán található szubtrópusi stacionárius éghajlati front és az szélesség mentén, a mérsékelt övi légtömegeket elválasztó arktikus stacionárius éghajlati frontok választják el bolygónk nagy szélrendszereit. Ezeket a front felületeket nevezik planetáris szélválasztóknak. A planetáris szélválasztók mentén a tropopauza alatt helyezkednek el a futóáramlások (jet stream), amelyek néhányszáz km-es sávban km/órás sebességgel Ny-K-i irányban futják körbe a Földet. A sztratoszféra alsó részében szintén Ny-i szelek uralkodnak. A sztratoszféra felső részében és a mezoszférában (20 km felett, 80 km-ig) nyáron K-i, télen Ny-i szelek fújnak, sebességük a 80 m/sot is eléri. A termoszférában 100 km-ig Ny-i, felette nyáron Ny-i, télen K-i a szél ábra - A nagy földi légkörzés rendje (Szegedi) 139

156 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) Monszun szélrendszerek és tengeráramlások: a. A trópusi monszun: Az évszakos irányváltást mutató szeleket, ha az eltérő szélirányok között legalább 120 fokos különbség van, monszunnak nevezzük. A trópusi monszun kialakulását a termikus egyenlítő helyzetváltoztatása okozza: a passzát szelek a termikus egyenlítőhöz (ITCZ) tartanak. Mivel a termikus egyenlítő nem esik egybe a földrajzi egyenlítővel, az É-i félteke nyarán a D-i félteke passzát szele átlép a földrajzi egyenlítőn. Ekkor a Coriolis-erő eredeti irányához képest kb. 90 -ban téríti el a DK-i passzátot, kialakul a DNy-i trópusi monszun szél. Az É-i félteke telén a helyzet fordított: a D-i féltekére húzódó termikus egyenlítőt követve az ÉK-i passzát lép át a földrajzi egyenlítőn és ÉNy-i monszunszélként halad tovább. A termikus egyenlítő mindenkori helye és a földrajzi egyenlítő közötti sáv az ún. trópusi nyugatiszél-zóna (6.8. ábra). Abban a sávban, ahol az ITCZ mozog a nyári félévben az egyenlítői nyugati szelek, a téli félévben a passzát szél uralkodik. Féléves váltású, télen száraz, nyáron csapadékos időjárás alakul ki. A hőmérséklet maximuma magas napállás idején, tavasz végén, a monszun kezdete előtt van. Három évszak alakul ki: meleg, csapadékos nyár; meleg, száraz tél; forró, száraz tavasz. A Föld legcsapadékosabb területei tartoznak ide: a csapadék mennyisége mm körüli, de India ÉK-i részén, a Kasi-hegységben (Cherrapunji) mm-t meghaladó éves csapadékmennyiség jellemző. A csapadék éven belüli megoszlása egyenlőtlen, szinte a teljes mennyiség nyáron hullik. Előfordulási területei: Hindusztáni-félsziget, Hátsó-India, Indonézia, Fülöp-szigetek, É-Ausztrália, K-Afrika, D-Arábia, D-Amerika ÉNy-i pereme, Ny-Afrika ábra - A trópusi monszun modellje (Péczely 1998) 140

157 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) b. A trópuson kívüli monszun: A trópuson kívüli monszunok előidézője a kontinensek és óceánok eltérő fölmelegedése, valamint az ezzel együtt járó nyomáskülönbségek kialakulása. A termikus egyenlítő elmozdulása csak másodlagos jelentőségű. Télen a szárazföldek jobban lehűlnek, mint az óceánok, ezért a kontinensek belsejében anticiklonok alakulnak ki. Ezek az anticiklonok télen a felszín közelében a szárazföld felől a tengerek felé tartó áramlást eredményezhetnek. Ez száraz téli időjárást okoz (a Japán-szigetív kivételével). Nyáron a légnyomás eloszlása ellentétes, a jobban fölmelegedő kontinensek belsejében alacsony nyomású területek (termikus depressziók) alakulnak ki, ami a felszín közelében az óceánokról a kontinensek belseje felé irányuló légáramlást okoz. A tenger felől a szárazföldre érkező páradús légtömegekből a kontinenseken jelentős csapadék hullik. A trópuson kívüli monszun éghajlatok jellemzője a négy évszak, a meleg, csapadékos (>1000 mm) nyár, a hideg, száraz tél. A trópuson kívüli monszunnál nem alakul ki teljes légkörzési cella, mivel a felszíni áramlás magaslégköri visszatérő ága teljesen hiányzik. Előfordulási területei a kontinensek keleti oldalán találhatók: Kelet-Ázsia (Kamcsatkától Dél-Kínáig), Észak-Amerikában Kuba, Florida, a Mexikói-öböl partvidéke, Dél-Amerikában a La Plata partvidéke, Dél-Afrika keleti partvidéke, a Drakensberg, Kelet-Ausztrália (Nagy-Vízválasztó-hegység). c. A tengeráramlások: A tengeráramlások kialakulásának magyarázatára W. S. Broecker (1997), amerikai geokémikus egy egészen újszerű elméletet dolgozott ki. Szerinte létezik az óceánokban egy olyan globális áramkör, amelyik összekapcsolja a nagy óceáni medencék tengeráramlatainak felszíni és mélyvízi ágait. Ezeket a feltevéseit, radioaktív nyomjelzős technikát is felhasználva sikerült bizonyítania. Az áramkört Broecker-conveyor -nak nevezték el. A Broecker-conveyor működése a következő: az Atlanti-óceán északi medencéjében az észak felé áramló felszíni víz (Golf-áramlat) Izland közelébe érve még fokos, a kanadai és grönlandi hideg légáramlatok hatására azonban 2 3 fokra lehűl, és az útközben elszenvedett párolgás következtében a sótartalma is szokatlanul magas. Ez a lehűlés oly mértékben megnöveli ennek a sós felszíni víznek a sűrűségét, hogy az óceán északi csücskébe érve már nehezebb, mint az ottani mély víz, tehát lesüllyed és a mélyben elkezd délfelé áramlani. A továbbiakban az áramlat nagyobb része Afrika megkerülésével jut el a Déli-óceán cirkumpoláris áramához, majd a távol-keleti trópusi övbe, ahol felszínre tör, és bonyolult utakon Afrikát ismét megkerülve jut vissza az Atlanti-óceán északi részébe. Éghajlat-módosító hatásai: a felszíni áramlások a 40 -ig a kontinensek keleti partját fűtik, a nyugatit hűtik. A 40 -tól a pólusok felé a nyugati partokat fűtik, a keletieket hűtik. A legnagyobb pozitív anomáliát az Észak-atlanti áramlás okozza Ny-Európában (+6 8 C, hazánkban: +1,5 C). A legnagyobb negatív anomáliát a Humboldt-áramlás hozza létre Peru, Chile partjainál ( 6 7 C). Az Észak-atlanti óceán vizében a sótartalom csökkenése gyengítheti, vagy leállíthatja a Broecker-conveyor (6.9. ábra) működését, ami az áramlások rendszerének időleges leállását, az általuk okozott ± éghajlati anomáliák szünetelését is előidézheti, ami az érintett területeken jelentős éghajlatromlást okozhat. Ilyen esetekre az utolsó glaciális 141

158 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) folyamán is volt példa. A rendszer ismereteink szerint hosszabb-rövidebb idő után újraindul. Sajátos jelensége e rendszernek a mélységi hidegvíz-feltörés. A passzát övezetben, a kontinensek Ny-i partja mentén a szél elhajtja a felszíni vizet a partoktól. A távozó felszíni meleg víz helyére a mélyből áramlanak hideg víztömegek. A tenger és a partvidék felszíne felett hideg légpárna jön létre. A stabil légrétegzettség (fajsúly szerint alul hideg, felette meleg levegő) megakadályozza a csapadék kialakulását. Hideg, ködös sivatagok alakulnak ki (Atacama-, Namíb- sivatag, a Kaliforniai-félsziget) (Szegedi) ábra - Az óceáni szállítószalag (IPCC, 1. Földrajzi, domborzati tényezők: A tengerszint feletti magasság hatása az éghajlatra: Az éghajlati elemek változásai a tengerszint feletti magassággal: Napsugárzás: A globálsugárzás a kisebb légköri gyengítés miatt nő (+12 15%/1000 m). Az UV sugárzás szintén erősebb, nyáron +15%, télen +20%/1000 m. A direkt sugárzás aránya is nő. A kisugárzás, különösen a domború felszíneken a gyengébb üvegházhatás miatt még erősebb, a sugárzási egyenleg csökken. Figyelembe kell venni a domborzat árnyékoló hatását is. Hőmérséklet: A magassággal átlag 0,5 0,7 C csökkenés (télen az inverziós helyzetek miatt 0,4 C, nyáron 0,6 C) jellemző. Légnedvesség: A páranyomás 1700 m-ként megfeleződik. A relatív nedvességtartalom a hőmérséklet csökkenése miatt méterig növekszik, majd a minimális páranyomás miatt szintén csökken. Csapadék: Az orografikus csapadékképződés (kényszerfeláramlás) miatt a hegyvidékek átlagosan csapadékosabbak a síkságoknál. Magyarországon átlagosan 35 mm/100 m a csapadéktöbblet, de nagy az eltérés a széliránnyal szemközti (luv) és azzal ellentétes oldal (lee) közt (pl.: a Börzsönyben ~200 mm). Légnyomás: A felszínre nehezedő légoszlop magasságának csökkenésével a légnyomás is csökken. Az átlagos csökkenés 12 hpa/100m. 142

159 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) Szél: A szél sebessége a magassággal növekszik. Magyarországon 200 m magasan 2 4 m/s; 500 m-en 6 7 m/s; a Kékesen 8 m/s az átlagos szélsebesség. A hegységek lee oldalán ugyanakkor a szélárnyékhatás figyelhető meg. A domborzati formák éghajlatmódosító hatása: A lejtős felszíneken sajátos szélrendszer, az ún. hegyvölgyi szél jön létre. Nappal a lejtő erősebben felmelegedő felső szakaszán alacsony a légnyomás, ezért feláramlás alakul ki, ami a völgyből felfelé irányuló légmozgást hoz létre (völgyi szél). Éjjel a lejtő felső, domború részén az erős kisugárzás miatt erősebben hűl a levegő. A hideg levegő a lejtő mentén a völgy felé kezd lefolyni (hegyi szél). A völgytalpon hideg légtó alakulhat ki ilyenkor. A felszín anyagi tulajdonságai: A szubsztrátum fizikai tulajdonságai közül igen fontos a rövidhullámú sugárzással szembeni visszaverő képesség, az albedó. A különböző felszínek felett kialakuló hőmérséklet szempontjából igen fontos a szubsztrátum talajának fajhője. A fajhő különbségei azonos hőenergia-bevétel esetén is különböző mértékű felmelegedést idéznek elő. A szárazföld felszínét alkotó kőzetek, és a víz mutatja egymással szemben a legeltérőbb fajhőt. A fajhő és az anyag sűrűsége ismeretében kiszámítható, hogy egy adott energiabevétel, illetve energiakiadás mennyivel változtatja meg a térfogategységnyi anyag hőmérsékletét. Ezt nevezzük hőkapacitásnak. A vízre jellemző, hogy hőkapacitása kétszerese a különböző talajok hőkapacitásának. Ezért a víz lassabban melegszik fel, de lassabban is hűl le, mint a szárazföld. A szárazföldek és a tengerek különböző hőháztartása folytán létrejövő jelentős hőmérsékleti különbségek sajátos légáramlási rendszert alakítanak ki (6.10. ábra) ábra - Tengeri és parti szél (Péczely 1998) 3. Az éghajlati elemek övezetessége A Föld tengelyének a keringési síkkal bezárt szöge a napsugárzás mennyiségének övezetes eloszlását szabja meg (szoláris éghajlati övek). A légkör jelenléte és a földfelszín anyagának inhomogenitásai jelentősen módosítják a szoláris éghajlati zónák szabályos elhelyezkedését, de nem mossák el ezt az övezetességet. Ez minden éghajlati elem esetében zonalitást okoz. Az övezetes elrendeződés legtisztábban a besugárzástól (6.11. ábra) leginkább függő hőmérsékletben rajzolódik ki. A téli középhőmérsékletekre jellemző, hogy párhuzamos izotermák alakulnak ki a homogén felszínek felett, törések tapasztalhatók az eltérő tulajdonságú felszínek találkozásánál, és azonos földrajzi szélesség esetén a szárazföld hőmérséklete hidegebb. A nyári középhőmérsékletek esetében szintén elmondható, hogy párhuzamos izotermák alakulnak ki a homogén felszínek felett, törések tapasztalhatók az eltérő tulajdonságú felszínek találkozásánál, és azonos földrajzi szélesség esetén a szárazföld hőmérséklete melegebb. A hőmérséklet évi ingása a szárazföldek felett nagyobb, mint az óceánok felett ábra - A földfelszínen mért besugárzás átlagos évi összege (MJ m 2) Budiko és Landsberg nyomán (Péczely 1998) 143

160 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) A levegő nedvességi viszonyai tekintetében a trópusokon nagy a nedvesség (kb. 85% évi átlag), a szubtrópusi övezetben a relatív nedvesség minimuma található. A mérsékelt övi nyugati szél-zóna poláris peremén a vízgőztartalom ismét közelebb áll a telítettséghez. A relatív nedvesség értékeit egybevetve a gőznyomással és a hőmérséklettel, a magas relatív nedvesség két jellegzetes övezetét határolhatjuk el: trópusi meleg, fülledt, nedves és szubpoláris hűvös, nyirkos övezetet. Az általános cirkuláció rendszerében az Egyenlítő mentén alacsony nyomás (termikus képződmény), a szubtrópusi szélességeken magas nyomás (dinamikus eredetű), a szubpoláris területeken alacsony nyomás (dinamikus eredetű), a poláris területeken magas nyomás (termikus képződmény) alakul ki. A légnyomás eloszlása azt mutatja, hogy az alacsony és a magas nyomású övezetek a tengerek és a szárazulatok változása miatt darabokra szakadnak, cellás elrendeződést öltenek. A cellás elrendeződés főként a szubpoláris alacsony nyomású és a szubtrópusi magas nyomású övezetben figyelhető meg. A szubpoláris szélességeken az északi féltekén Izland térségében és az Aleut-szigetek (Alaszka) környékén alakul ki 2 alacsony nyomású centrum az eurázsiai és az észak-amerikai kontinensek közbeékelődése miatt. Télen a kontinensek belsejében a lehűlt nagyobb sűrűségű levegő nagynyomású képződményt, téli, termikus anticiklont hoz létre. A déli félgömbön a szubpoláris alacsony nyomású öv nagyjából folyamatos marad, kevésbé szakadozik darabokra, mint az északi féltekén, mert ezen a területen szinte megszakítás nélkül óceánok fölött halad át. Az északi félteke szubtrópusi szélességein 2 magas nyomású hatásközpont alakul ki, az azóri anticiklon az atlanti térségben és a hawaii anticiklon a Csendes-óceán fölött. A déli féltekén a szubtrópusi magas nyomású övből 3 hatásközpont képződik a szárazulatok és óceánok elrendeződése miatt: az Atlanti-óceánon a szentilonai, az Indiai-óceánon a mauritiusi és a Csendes-óceánon a dél-csendes-óceáni néven ismert hatásközpontok. A legtöbb csapadék a trópusi területeken hull az é. sz. 10 és d. sz. 10 között. Ettől északra és délre szélességek között található a szubtrópusi csapadékszegény övezet, amely egybeesik a szubtrópusi anticiklon övével. A mérsékelt övben a szélességek között a csapadékmennyiség határozott növekedése tapasztalható, aminek oka ebben az övezetben gyakori ciklonképződés és időjárási frontok sűrű fellépése. A poláris területeken a hideg levegő kis vízgőztartalma, és a túlsúlyban levő leszálló légmozgások miatt ismét csapadékszegénységet tapasztalunk. A Földre hulló összes csapadékvíznek 48,3%-a az é. sz. 20 és d. sz. 20 között hullik le. Azonalitások Elsősorban a hőmérséklet és a csapadék földgömbi eloszlásában rajzolódnak ki azonalitások. Ezek 4 fő tényező hatására jönnek létre: Szárazföldek és tengerek különböző hőgazdálkodása, ezek földövenkénti egyenlőtlen eloszlása, 144

161 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) Tengeráramlások, Légáramlatok, Domborzati tényezők. A hőmérséklet azonalitásai legnagyobbak a szárazföldekkel és óceánokkal jobban tarkított északi félgömbön télen az szélesség között. Általában a hőmérséklet azonalitásai legerősebbek a téli félgömbön és azokon a szélességeken, ahol sem a szárazföldek, sem az óceánok nincsenek abszolút túlsúlyban. A csapadékmennyiség azonalitásai még élesebbek, mint a hőmérsékleté. Az északi félgömbön a szélesség között Földünk csapadékszegény sivatagi területeinek jelentős részét találjuk az afrikai kontinensen. Ugyanakkor Hátsó- Indiában és DK-Ázsiában e szélességek között fordulnak elő a Föld legcsapadékosabb területei is. 4. Éghajlat-osztályozási rendszerek A szoláris, légkörfizikai és földrajzi tényezők egymásrahatásaként Földünk felszínén az éghajlatok sokféleségét, változatos eloszlását tapasztaljuk. A tipizálás hasznos útbaigazítást nyújt a Föld klímájáról. Minden éghajlati felosztás a valóságnak többé-kevésbé leegyszerűsített sematizált megközelítése (döntő faktorok kiemelése, térbeli elhatárolása). Az első éghajlat-osztályozás szoláris alapon készült (szoláris éghajlati övek). Szoláris klímaövek A trópusi öv A két Térítő közé eső területen a Nap évente kétszer delel a zeniten. Az övezetre a órás rövid nappal jellemző. Az állandó magas napállás miatt nagy a sugárzási bevétel, s így a hőmérséklet is magas. A mi fogalmaink szerint ebben az övben állandóan nyár van, nincsenek hőmérsékleti évszakok, csak csapadékos és száraz időszakok. A mérsékelt öv A Térítőktől a Sarkkörökig terjedő területet nevezzük mérsékelt övnek. A mérsékelt övben sohasem delel zeniten a Nap. Ebben az övben határozott évszakos hőmérséklet változás van. A két legnagyobb szélsőség télen (minimális besugárzás) és nyáron (maximális besugárzás) figyelhető meg. A két fő évszakot két átmeneti évszak, a tavasz és az ősz köti össze. A mérsékelt övben a nyári félévben hosszú nappalok (12 16 óra), míg a téli félévben rövid nappalok (8 12 óra) uralkodnak. A sarkvidék A sarkkörökön túli területeken a pólusokig haladva egyre több olyan napja van az évnek, amikor nem nyugszik le, illetve nem kel fel a Nap. A sarkvidéken világos és sötét évszakok váltják egymást. A besugárzás a világos évszakban is kicsi, nem elegendő a terület felmelegítésére, a mi fogalmaink szerint ott egész évben hideg van. Meteorológiai adatgyűjtés lehetővé tette a leíró jellegű éghajlat-osztályozás kialakulását. A leíró éghajlatosztályozások jellemzője, hogy az éghajlati elemek statisztikai jellemző számértékeit, a szoláris, légkörfizikai és földrajzi tényezők hatásának végeredményét tekintik, s azok egyenkénti vagy kombinált eloszlásának hasonlósági osztályait képezve különítik el az egyes éghajlatokat. I Supan: a trópusi és a meleg égövet a 20 C évi középhőmérséklet izotermájával, a mérséklet és a poláris övet a maximális havi középhőmérséklet 10 C értékű izotermájával választotta el egymástól. II Vojejkov: a hidrológiai jelenségeket tette az osztályozás alapjává, a folyók által szállított vízmennyiségek éghajlati vonatkozásaira mutatott rá. III Penck: a később rendelkezésre álló bővebb hidrológiai adatok alapján Vojejkov rendszerét fejlesztette tovább. IV Köppen: a hőmérséklet és a csapadék havi és évi átlagértékeiből, éven belüli szokásos eloszlásából indult ki. 5 éghajlati főövet különített el, ezeket tovább osztotta 11 alapvető éghajlati típusra (6.12. ábra). Felosztásának előnye, hogy az éghajlati típusokat számszerűen rögzített kritériumok alapján alkotta meg, s a figyelembe vett éghajlati tényezők kapcsolatba hozhatók a hő- és vízháztartás alakulásával. 145

162 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) ábra - Köppen éghajlat-osztályozási rendszere Map.htm A Köppen-féle éghajlat-osztályozási rendszer fő övei (hőmérséklet alapján): A. Trópusi öv, amelyben a leghidegebb hónap középhőmérséklete is meghaladja a 18 C-ot. B. Száraz öv, amelyek határát nem a hőmérséklet, hanem az elegendő csapadék hiánya jelöli ki. Mindkét féltekén előfordul. C. Meleg mérsékelt öv, melyben a leghidegebb hónap középhőmérséklete 18 C és 3 C között van, rendszeres hótakaró nem keletkezik. Mindkét féltekén előfordul. D. Szélsőségesen nagy évközi hőmérsékleti ingással jellemzett öv, a leghidegebb hónap középhőmérséklete 3 C alatt, a legmelegebbé 10 C fölött van (déli féltekén hiányzik). E. Mindkét féltekén a hideg poláris terület, amelyben a legmelegebb hónap középhőmérséklete 0 C és 10 C között van, a terület egy részén a legmelegebb hónap középhőmérséklete a 0 C-ot sem éri el, állandó fagy jellemzi. A Köppen-féle éghajlat-osztályozási rendszer klímatípusai (csapadék alapján): Trópusi éghajlat Af Állandóan csapadékos esőerdő Aw Időnként száraz szavanna Száraz éghajlat Bs Sztyepp klíma rövid csapadékos időszakkal 146

163 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) Meleg-mérsékelt éghajlat Bw Cw Cs Cf Sivatagi éghajlat Meleg-mérsékelt, téli szárazsággal, nyári csapadékkal Meleg-mérsékelt, nyári szárazsággal, téli csapadékkal (mediterrán) Meleg-mérsékelt, egyenletes évi csapadékeloszlással Boreális éghajlat Df Hideg telű, egyenletes évi csapadékeloszlással, télen is csapadékos Poláris és magashegységi éghajlat Dw Et Ef Eh Hideg telű, nyári bő csapadék, téli szárazság Tundra éghajlat, rövid nyári vegetációs időszakkal Állandó fagy éghajlata Magashegységi éghajlat VI Trewartha: éghajlat-osztályozási rendszere kevésbé kötődik számértékekhez, mint Köppen rendszere, jobban tekintetbe veszi a növényföldrajzi adottságokat (6.13. ábra). Köppen rendszerénél rugalmasabb, természetszerűbb, de nagyon hasonló hozzá. A rendszer alapelemi a markánsan elkülönülő fő éghajlati övek. Ezt az éghajlat-osztályozási rendszert részletesen ismertetjük a Föld éghajlatáról szóló fejezetben ábra - Trewartha éghajlat-osztályozási rendszere VII Thornthwaite: a hő- és vízellátottságot komplex módon jellemző indexeket alkalmazott. 5 nedvességi tartományt (a havi csapadékösszeg és a havi párolgás összeg hányadosa alapján: A = szuperhumid, B = humid, C = szubhumid, D = szemiarid, E = arid), 6 hőmérsékleti tartományt (a havi középhőmérséklet és a havi párolgásösszeg hányadosa alapján: A = trópusi, B = mezotermális, C = mikrotermális, D = tajga, E = tundra, F = állandó fagy) különített el. A nedvességi és hőmérsékleti osztályok lehetséges kombinációit képezve azokból 18 valóságban realizálódó éghajlattípus vezethető le. 147

164 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) VIII Budiko: Thornthwaite gondolatmenetét fejlesztette tovább, a sugárzásegyenlegből számítható potenciális párolgás és az évi csapadékmennyiség hányadosából képzett ariditási index és a hőellátottságot kifejező sugárzási egyenleg alapján osztályozott. Lásd. az 5. fejezet végén. IX Troll: a növényföldrajzi sajátosságokat jobban figyelembe veszi. 5 fő éghajlati zónát, ezen belül 37 éghajlattípust különít el. A genetikus jellegű éghajlat-osztályozások az adott éghajlati viszonyokat létrehozó okok vizsgálatát állítják előtérbe, és azokból vezetik le az éghajlatok minőségi eltéréseit. Elsősorban az általános légkörzésből indulnak ki, és annak sajátosságai alapján állítják fel a klímaöveket. I Hettner: a Föld szélövein alapuló osztályozást alakított ki, figyelembe veszi a kontinentalitás mértékét, a tengertől vett távolságot, a hegyvonulatok irányát. II Flohn: lényegében Hettner felosztásának továbbfejlesztése az általános cirkulációra vonatkozó újabb ismeretek alapján. 7 klímaövet különít el: Egyenlítői nyugatiszél-zóna az ITCZ által bejárt területeken, A trópusi peremvidékek övezete nyári csapadékkal és téli passzáttal, Szubtrópusi száraz passzátzóna, Szubtrópusi téli csapadékok övezete, Trópuson kívüli nyugatiszél-zóna, Szubpoláris zóna, Poláris keletiszél-zóna. III Aliszov: 4 fő övezetet különít el az alapvető légtömegek keletkezési helye szerint (egyenlítői, trópusi, poláris, arktikus). A köztük lévő határvonalak évközi eltolódása miatt kialakulnak olyan közbenső területek, amelyeken belül az év során különböző uralkodó légtömegek jelennek meg (összesen 7 övezet). A praktikus célú éghajlat-osztályozások egy-egy körülhatárolt konkrét kérdésre adnak választ, pl. egészségügyi, mezőgazdasági szempontoknak megfelelően (Péczely 1998). 5. A Föld éghajlata Trewartha szerint A. Trópusi nedves éghajlatok (A hőmérséklet sohasem süllyed 0 C alá, a leghidegebb hónap középhőmérséklete magasabb 18 C-nál. Egyenletes az évi hőmérsékletingás. Az átlagos évi csapadékösszeg nagyobb, mint 1000 mm, a leggyakoribb csapadékforma a zápor.) A.1. Trópusi esőerdő éghajlat A.2. Szavanna éghajlat B. Száraz éghajlatok (Az évi csapadékösszeg általában kevesebb 500 mm-nél.) B. 1. Alacsony földrajzi szélesség sivatagi éghajlata B. 2. Alacsony földrajzi szélesség sztyepp éghajlata B. 3. Közepes földrajzi szélesség sivatagi éghajlata B. 4. Közepes földrajzi szélesség sztyepp éghajlata C. Meleg mérsékelt éghajlatok (Kifejezett az évi hőmérsékletingás, a leghidegebb hónap középhőmérséklete 0 C feletti. Közepes földrajzi szélességeken található területekre jellemző. Az éghajlati elemek nagy változékonysága jellemzi.) C. 1. Mediterrán éghajlat (száraz nyarú szubtrópusi) 148

165 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) C. 2. Nedves szubtrópusi éghajlat C. 3. Enyhe tengerparti éghajlat D. Hűvös mérsékelt vagy kontinentális éghajlatok (Hideg tél, meleg nyár és nagy évi hőmérsékletingás jellemző. A déli féltekén nem található meg ez az éghajlattípus. Az éves csapadékösszeg mm közötti.) D. 1. Nedves kontinentális éghajlat hosszabb meleg évszakkal D. 2. Nedves kontinentális éghajlat rövidebb meleg évszakkal D. 3. Szubarktikus éghajlat E. Sarkvidéki éghajlatok (Hiányzik a meleg évszak. A legalacsonyabb évi és nyári középhőmérsékletek jellemzik. A sugárzás nagy részét a hó, illetve jég visszaveri. A talaj 1/2 1 m alatt mindig fagyott. Az évi átlagos csapadékösszeg 250 mm alatti.) E.1 Tundra éghajlat E.2 Állandó jégtakaró öve F. Magashegységi éghajlatok (Nem alkot összefüggő egységet.) A. Trópusi nedves éghajlatok A. 1. Trópusi esőerdő éghajlat Az évi középhőmérséklet C közötti, az éven belüli hőmérsékletingás alacsony, mindössze 2 3 C. Egyenletes a hőmérséklet évi menete. A napi hőmérsékletingás 8 12 C, szabályos napi járás jellemzi. Ritka a 35 C feletti hőmérséklet, éjjel a C alatti hőmérsékletek előfordulása nem jellemző. A relatív nedvességtartalom 90% feletti, egész éven át magas. A magas hőmérséklet és a magas vízgőztartalom miatt egész éven át nyomasztóan fülledt a levegő. Az évi csapadékmennyiség mm közötti, de akár 4000 mm feletti is lehet. Az éven belüli eloszlás egyenletes, évi csapadékos nap jellemző. A csapadék intenzitása átlagosan mm/1 2 óra, záporok formájában érkezik. Jellemző növénytakaró az esőerdő. Afrikában a Guinea-i partvidéken, a Kongó-medencében, Kamerun területén, Dél-Amerikában az Amazonas medencéjében, Guayanaban, Ázsiában Malájföldön, Indonéziában, Fülöp-szigeteken és Új-Guineaban jellemző ez az éghajlattípus (6.14. ábra) ábra - A trópusi esőerdő éghajlat területei PDFs-09/7-Climate.Regions lecture.pdf 149

166 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) A. 2. Szavanna éghajlat A trópusi esőerdő öv északi és déli peremén helyezkednek el a szavanna éghajlat területei. Az évi középhőmérséklet C közötti, az évi hőmérsékletingás 6 8 C. Az éves csapadékösszeg mm között alakul, a nyár csapadékos, a tél csapadékmentes. A relatív páratartalom 55 70% (közepesen nedves). A legmelegebb hónap megelőzi a legmagasabb napállást. Három jellegzetes évszak különíthető el: hűvösebb száraz évszak, forró száraz évszak, forró nedves-fülledt évszak (a csapadék 80%-a ebben az évszakban hullik). Az esős évszakban nem ritka a napi mm eső sem. Az esős évszak hossza az egyenlítőtől távolodva csökken. Jellemző növényzete a füves puszta facsoportokkal. Előfordulása Afrika: Mali, Niger, Csád, Szudán, Uganda, Kenya, Tanzánia; Dél-Amerika: Venezuela, Brazília, Bolívia; Közép-Amerika: Kuba; Ázsia: Elő-India, Thaiföld, Burma; Észak-Ausztrália (6.15. ábra). Ebbe a klímatípusba tartozik a trópusi monszun klíma is (6.16. ábra) ábra - A szavanna és a trópusi monszun klímaterületei ) 150

167 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) ábra - A szavanna és a trópusi monszun klímaterületei ) B. Száraz éghajlatok B. 1. Alacsony földrajzi szélességek sivatagi éghajlata A Föld legszárazabb területei tartoznak ebbe a klímatípusba. Az évi középhőmérséklet C közötti, de igen magas (50 C) napi hőmérséklet is lehetséges. Az évi csapadékmennyiség 150 mm alatti, szeszélyes eloszlás jellemzi (leghosszabb csapadékmentes időszak: 19 év, Szudán, legkisebb évi csapadékösszeg: 0,5 mm Arica, Chile). Minden csapadékot szállító légköri képződmény hatásköréből kiesnek ezek a területek. A relatív légnedvesség kb. 30%. A jellemző növénytakaró szukkulens növényekből áll. Előfordulása: térítők környékén, Afrika: Szahara; Dél-Amerika: Yuma, Mojave, Gila, Peru, Észak-Chile partvidéke; Ausztrália: Nagy-Viktóriasivatag, Nagy-Homoksivatag; Ázsia: Arab-félsziget, Irán, Tharr-sivatag. 151

168 B. 2. Alacsony földrajzi szélességek sztyepp éghajlata Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) A trópusi sivatagokat veszik körül ezek a területek, átmenetet képeznek a nedves klímaterületek felé. Az évi középhőmérséklet C. Az évi csapadékösszeg mm, a relatív légnedvesség kb. 30%-os. Rövid (1 3 hónap) esős évszak jellemző. A csapadék éven belüli eloszlása szeszélyes. A csapadékmaximum a területek Egyenlítő felé eső oldalán nyáron, a pólusok felőli oldalán télen jelentkezik. A sivataggal határos területeken a nyár meleg, a tél hűvös, az egyenlítői oldalon kevésbé meleg nyár jellemző. A természetes növénytakaró a füves puszta, a sztyepp. Előfordulása: Afrika: Angola, Délnyugat-Afrika, Szahara északi és déli szegélye; Dél-Amerika: Mexikó, Brazília, Észak-Argentína; Ausztrália: a belső sivatagos terület körül; Ázsia: Pakisztán, Nyugat-Irak, Dél-Irán (6.17. ábra) ábra - Alacsony földrajzi szélességek sztyepp éghajlata B. 3. Közepes földrajzi szélesség sivatagi éghajlata A közepes földrajzi szélesség sivatagi éghajlatába tartozó területeket nem érik el a csapadékot hozó légáramlatok. Az évi középhőmérséklet C között van. A hőmérséklet alakulása szélsőséges, jelentős az évi ingás és a napi ingás is. Az éves csapadékösszeg 300 mm alatti. A területek északi oldalán a tavasz-nyár, a déli oldalán a tél a csapadékos időszak. A relatív légnedvesség 30 60% közötti. Ezek a területek Ázsiában belső Mongólia, Turkesztán, Belső-Irán és Észak-Amerikában Sierra Nevada területén találhatók. B. 4. Közepes földrajzi szélesség sztyepp éghajlata Ezek a területek a mérsékelt övi sivatagokat szegélyezik. Az évi középhőmérséklet 5 10 C, nagy az évi hőmérsékletingás. Az éves átlagos csapadékmennyiség mm, a csapadék jelentős része nyáron hullik. A relatív légnedvesség 60% körüli. Ez az éghajlattípus a kontinensek belsejében alakul ki. Előfordulása: Ázsia: Dél-Szibéria Mandzsúria, Kína, Afganisztán, Észak-Amerika: préri (közép-nyugati államok); Dél-Amerika: Patagónia, Paraná völgye (6.18. ábra) ábra - Közepes földrajzi szélességek sztyepp éghajlata 152

169 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) C. Meleg mérsékelt éghajlatok C. 1. Mediterrán éghajlat (száraz nyarú szubtrópusi) Az évi középhőmérséklet C közötti. Az éves csapadékösszeg mm. A relatív légnedvesség 60%. Meleg nyár (felhőtlen, napsütésben gazdag) és enyhe tél (csapadékos) jellemzi. Rendszerint a kontinensek nyugati oldalán alakul ki. Előfordulása: Európa: Földközi-tenger medencéje; Afrika: Fokföld; Észak-Amerika: Kalifornia; Ausztrália: déli területek. Jellemző növényzete az örökzöld lombos erdő (6.19. ábra) ábra - Mediterrán éghajlat Climate.Regions lecture.pdf) C. 2. Nedves szubtrópusi éghajlat 153

170 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) Az évi középhőmérséklet C, az éves csapadékmennyiség mm közötti. A csapadék egyenletes eloszlást mutat az év során, nyári csapadékkoncentrálódás jellemző. A relatív légnedvesség 75 80%. A tél mérsékleten enyhe, a nyár meleg és fülledt. A jellemző természetes növénytakaró a lombos erdő. Rendszerint a kontinensek keleti oldalán alakul ki. Előfordulása: Amerika: USA dél-keleti államai; Ázsia: Japán, Kína (délkeleti és középső területek); Afrika: Indiai óceán partvidéke; Ausztrália: keleti partvidék (6.20. ábra) ábra - Nedves szubtrópusi éghajlat 09/7-Climate.Regions lecture.pdf C. 3. Enyhe tengerparti éghajlat Feltűnően egyenletes a hőmérséklet évi járása, a tél enyhe, a nyár hűvös. Az évi középhőmérséklet 10 C. A legmelegebb hónap középhőmérséklete C közötti, a leghidegebb hónapé 3 10 C közötti. Jellemzője a szűkös napfényellátottság. Az éves csapadékmennyiség 1000 mm feletti, a relatív légnedvesség 80% feletti. Bő csapadék jellemzi, melynek éven belüli eloszlása egyenletes. Őszi-téli csapadékmaximum és tavasz végi-nyár eleji csapadékminimum figyelhető meg. Érdekessége ennek az éghajlattípusnak a téli zivatar. Nyugat-Európa parti sávjában jellemző (Golf-áramlat hatása), valamint Észak-Amerikában az USA Csendes-óceáni partvidékén és Dél-Amerikában Chile déli részén, Ausztráliában Tasmánia és Új-Zéland területén (6.21. ábra). A természetes növénytakaró a lombos erdő ábra - Enyhe tengerparti éghajlat 09/7-Climate.Regions lecture.pdf 154

171 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) D. Hűvös mérsékelt kontinentális éghajlatok D. 1. Nedves kontinentális éghajlat hosszabb meleg évszakkal A hűvös éghajlatok délebben fekvő területei tartoznak ebbe a klímatípusba. Az évi középhőmérséklet 10 C körüli. Jellemzője, hogy legalább 3 olyan hónapja van az évnek (nyár), mikor a havi középhőmérséklet meghaladja a 18 C-ot, nem ritka a 35 C-os napi hőmérséklet sem. Télen a 0 C alatti középhőmérsékletű hónapok száma nem haladja meg a 3-at. Az éves csapadékmennyiség mm közötti, a relatív légnedvesség 70%. A csapadék éven belüli eloszlására jellemző a nyári csapadékmaximum. Előfordulása Európában a Kárpát-medence, a Pó-síkság területén, Oroszország európai területein és Románia, Bulgária területén. Észak-Amerikában az USA keleti és középső államai területén, Ázsiában Északkelet-Kína, Észak- Korea területén található (6.22. ábra). A természetes növénytakaró a lombos erdő ábra - Nedves kontinentális éghajlat hosszabb meleg évszakkal 155

172 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) D. 2. Nedves kontinentális éghajlat rövidebb meleg évszakkal A főöv magasabb szélességein található. Zord tél és rövid nyár jellemzi. Az évi középhőmérséklet 1 5 C közötti. Legalább 1 olyan hónapja van az évnek, mikor a havi középhőmérséklet meghaladja a 18 C-ot, télen a 0 C alatti középhőmérsékletű hónapok száma 4 5. A leghidegebb hónap középhőmérséklete 10 C alá süllyed. Az évi csapadékmennyiség mm. Az esőzések nyárra koncentrálódnak. A relatív légnedvesség 70%. Előfordulása: Európa: Oroszország európai területei; Ázsia: Nyugat-Szibéria, Amúr melléke; Észak- Amerika: Kanada keleti fele (6.23. ábra). Jellemző természetes növénytakarója az örökzöld tűlevelű erdő ábra - Nedves kontinentális éghajlat rövidebb meleg évszakkal D. 3. Szubarktikus éghajlat A legszélsőségesebb kontinetális éghajlattípus. Itt a legnagyobb az évi hőmérsékleti ingás. Az évi középhőmérséklet ( 1) 1 C közötti. Hosszú, hideg tél és rövid, meleg nyár jellemzi. Az évi csapadékösszeg mm, nyári maximummal. A relatív légnedvesség 80%-os. A déli féltekén ez az éghajlattípus nem található meg. Előfordulása: Európa: Észak-Oroszország, Szibéria, Skandináv államok északi részein; Észak- Amerika: Alaszka, Kanada középső része (6.24. ábra). A természetes növényzet a fű törpe cserjével ábra - Szubarktikus éghajlat Climate.Regions lecture.pdf 156

173 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) E. Sarkvidéki éghajlat Az évi középhőmérséklet ( 10) ( 49) C között alakul, az éves csapadékmennyiség 200 mm alatti. A relatív légnedvesség 90%. 2 fő típusát különböztetjük meg, a tundrát és az állandó fagy területét. A tundrára jellemző, hogy a talaj 1 m-es mélység alatt már álladóan fagyott. Jellemző növényzete a zuzmó és a moha. Alaszka, Grönland és Kanada terültén található meg (6.25. ábra). Az állandó fagy területén a talaj már nem enged fel, mindig fagyott állapotban van. Az Antarktiszon és Grönland északi területein figyelhető meg (6.26. ábra) ábra - A tundra területei Climate.Regions lecture.pdf ábra - Az állandó fagy területei Climate.Regions lecture.pdf 157

174 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) F. Magashegységi éghajlat A hegységekben a növényzet tengerszint feletti magasság szerinti övezetessége figyelhető meg. A hőmérséklet csökkenése miatt több, egymás fölött fekvő éghajlati zóna alakul ki. Az állandó hóhatár magassága a földrajzi szélesség függvényében változik. Két altípust különíthetünk el: a trópusi magashegységi éghajlatot, itt a magasság növekedésével nem csökken a hőmérséklet napi ingása, hanem nő; és a közepes szélességek magashegységi éghajlatát, ahol a hőmérséklet napi ingása a magasság növekedésével csökken. 6. Magyarország éghajlata [Anda és Dunkel (2000) nyomán] A légtömeg fogalma A nagy kiterjedésű, fizikai jellemzőiket tekintve közel egynemű légtesteket légtömegeknek nevezzük. (Ha nyugalmi vagy csekély mozgással járó állapot fizikai-földrajzi szempontból egynemű terület felett következik be és legalább 4 5 napig eltart, a levegő felveszi a környezetére jellemző fizikai állapotot.) A légtömeg fizikai tulajdonságait a felszín alakítja ki. A felszín hőháztartása szabja meg ugyanis a földrajzi helynek és az évszaknak megfelelő egyensúlyi hőmérsékletet, amelyet a légtömeg felvesz. A hőmérséklettől és a felszín tulajdonságaitól függ a légtömeg vízgőztartalma, a felszín sajátosságai határozzák meg a levegőbe jutó szennyező anyagok (por, mállás- és égéstermékek) mennyiségét. A vízgőztartalom és a szennyezettség együttesen alakítják ki a légtömeg átlátszóságát. A légtömegek osztályozása (Közép-Európa felett, ábra) ábra - A Magyarországra érkező légtömegek származási helyei (Varga-Haszonits et al. 2004) 158

175 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) 1. Sarkvidéki légtömeg (A): Minden évszakban hideg, egyensúlyi helyzete ingatag, ezért benne erős a gomolyfelhő-képződés, a feltételek záporok és zivatarok kialakulására igen alkalmasak. Szennyezettsége és vízgőztartalma csekély. Származási helye az Északi-Jeges-tenger medencéje. 2. Mérséklet övi tengeri légtömeg (mp): Vízgőztartalma nagy, szennyezettsége kicsi. Nyáron Közép-Európa egyensúlyi hőmérsékletéhez viszonyítva hideg légtömegnek számít, így ebben az évszakban egyensúlyi állapota ingatag. Télen viszont, miután hosszabb utat tesz meg a tenger felett, hőmérséklete a lehűlt kontinenshez képest magasabb, ilyenkor tehát meleg légtömeg, megjelenése enyhülést okoz. Származási helye az Atlanti-óceán közepes és magasabb földrajzi szélességű övezete. 3. Mérsékelt övi szárazföldi légtömeg (cp): Vízgőztartalma kicsi, szennyezettsége nagy. Nyáron a meleg, télen a hideg légtömegekhez tartozik. Származási helye a volt Szovjetunió európai területének közepes földrajzi szélességű övezete vagy Szibéria nyugati része. Télen ez a légtömeg általában még hidegebb, mint a sarkvidéki levegő. 4. Szubtrópusi légtömeg (T): Származási helye szerint 2 alfajtája van: a tengeri eredetű szubtrópusi légtömegek (mt) az Atlanti-óceán szubtrópusi övezetéből, és a szárazföldi eredetű szubtrópusi légtömegek (ct) pedig Afrika északi részéből és Arábiából kerülnek Közép-Európa fölé. Vízgőztartalmuk bőséges, még a szárazföldi eredetűeké is, mert jóllehet ezek kialakulása sivatagos területek felett történik, a Földközitengeren áthaladva érik el Közép-Európa térségét. 5. Egyenlítői légtömeg (EM): Közép-Európa fölött csak a magasabb légterekben fordul elő, ott is csak ritkán, a nyári időszakban. A talajközeli rétegben soha nem található meg. A légtömeg Afrika vagy az Atlanti-óceán trópusi övezetéből származik, igen meleg, vízgőztartalma nagy (Péczely 1998). Hazánk a 45 és 49 északi szélesség között terül el, ami félúton van az Északi-sark és az Egyenlítő között. A szoláris éghajlat-osztályozási rendszer szerint a mérsékelt övbe tartozik. Az ország északi és déli része között 159

176 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) alig 3 a földrajzi szélesség különbség, ami azt jelenti, hogy jelentős besugárzási különbséggel hazánk területén nem kell számolni. A Föld éghajlati felosztásánál megadott kategóriák közül a nedves kontinentális éghajlat hosszabb meleg évszakkal kategóriába tartozik. Éghajlatunk alatt a négy évszak jól elkülönül, jellemző a nyári magas és a téli alacsony hőmérséklet. A csapadék közel egyenletesen oszlik el egy éven belül, bár a nyári félévben több csapadék hullik. Nincs száraz évszak, de egyes években előfordulnak hosszabb csapadékmentes időszakok. Éghajlatunk aszályra hajlamos. Az általános cirkulációban hazánk a mérsékelt öv nyugati szél zónájába esik, így időjárásának elsődleges meghatározója az óceán felől a kontinens belseje felé mozgó légtömegek. A nagy nyomási centrumok közül az izlandi minimum viselkedése a meghatározó. Az óceán hatása különösen nyár elején érvényesül, amikor a még hideg tenger felől betörő légtömegek sok nedvességet hoznak magukkal. Ez a több napig tartó június eleji esőzés jellegzetes, de nem minden évben jelentkező eleme éghajlatunknak. Bizonyos helyzetekben az azori maximum nyomul fel a kontinensre, s elzárja az óceáni légtömegek útját. Nyáron ez tartós meleget, derült időt, de ugyanakkor csapadékhiányt okoz. Télen az azori maximum összefolyhat a szibériai maximummal. Ha ekkor még hó is van a talajon, 30 C alá is csökkenhet a hőmérséklet. A tengerszint feletti magasságnak Magyarországon nincs túl nagy jelentősége, mivel hazánk területének majd 2/3 része 150 méter alatti síkság. A méter tengerszint feletti magasságú terület teszi ki az ország 30%- át, s mindössze 2,5% emelkedik 400 méter fölé. Magyarország területén nagy éghajlati különbségek nincsenek, a síkságon szinte egyöntetű, a dombvidékeken már változatosabb klímával számolhatunk. Éghajlatunkra döntő hatással van a Kárpátok hegyvonulata, amely viszonylagos szélvédettséget és bőséges napsütést biztosít, de ugyanakkor a csapadékot hozó légtömegek egy részét is távoltartja, ami miatt az ország nagy részén száraz a klíma. Humid jelleggel csak a Nyugat-, Délnyugat-Dunántúlon számolhatunk (Anda és Dunkel 2000). Összefoglalva elmondható, hogy hazánk területe a kelet-európai szárazföldi (kontinentális), a nyugat-európai óceáni és a földközi-tengeri mediterrán éghajlat által keltett (kölcsön)hatások színtere, amelyet a medence-jelleg is befolyásol. Sugárzás, napfénytartam, felhőzet A besugárzás évi összege (6.28. ÁBRA) az ország területének legnagyobb részén MJm 2. A legtöbb energia az Alföld középső részére érkezik, a legkevesebb a nyugati határszélre és az északi hegyvidékre. Az ország mintegy 3 -os észak-déli kiterjedése csak MJm 2 eltérést okoz a sugárzás bevételben, a további különbségek a felhőzet eloszlásának hatására alakulnak ki. A legtöbb besugárzás júliusban van, bár ebben a hónapban rövidebbek a nappalok, azonban kevesebb a felhőzet, mint a legmagasabb napállás idején (júniusban). A besugárzás minimuma decemberben tapasztalható, ami megegyezik a legalacsonyabb napállással, de ezt még fokozza a felhőzet maximuma is. 160

177 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) A globálsugárzás átlagos évi területi eloszlásának ábrázolása az két év átlagos viszonyai alapján 13 automata meteorológiai állomás mérései szerint (Magyarország éghajlati atlasza 2004) A napfénytartam átlagos évi összege óra között változik hazánk területén (6.29. ÁBRA). A globálsugárzás és a napfénytartam szoros kapcsolatban vannak egymással, így a napsütéses órák számának területi eloszlása szinte teljesen azonos képet mutat, mint a globálsugárzás. A mért napfénytartam-értékeket összehasonlítva a csillagászatilag Budapesten lehetséges 4450 órával, látható, hogy a relatív napfénytartam nem éri el ugyan az 50%-ot, de még mindig több, mint a velünk egy szélességen lévő nyugat-európai területeké (Anda és Dunkel 2000) ábra - A napsütéses órák éves összege ( ) (Magyarország éghajlati atlasza 2004) 161

178 Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) A felhőzet napon belüli változása télen és nyáron eltérő. Nyáron általában derült az ég reggel, délelőtt és este, napnyugta után. A déli és a koradélutáni órák a helyi felhőképződés miatt a legborultabbak. Télen az éjszaka és a reggel, főleg a ködképződés miatt borult, míg a dél körüli órák inkább derültek. A maximális felhőzet december hónapban (70 90%), míg a minimális augusztus hónapban (40 50%) tapasztalható (6.30. ábra) ábra - A globálsugárzás és a felhőborítottság átlagos havi értékei Magyarországon A légnyomás A légnyomás napi járása kettős maximumú görbével jellemezhető. A főmaximum délelőtt 10 óra körül jelentkezik, a másodmaximum pedig éjfél előtt. A főminimum délután 5 órakor, a másodminimum pedig hajnali 4 órakor mutatkozik. A napi ingás 1 hpa nagyságú. Az évi menetben is kettős hullám rajzolódik ki. A maximális légnyomás januárban tapasztalható, és egy másodmaximum mutatkozik szeptemberben. Májusban észlelhető a főminimum, míg a másodminimum novemberben jelentkezik. Az évi ingás mértéke 6 hpa. Ezt a nyomásváltozást az időjárás-változásokkal járó légnyomásváltozások többszörösen felülmúlják. Sokévi átlagban az Alföld középső területén minimum mutatkozik, de az átlagos területi különbség nem éri el az 1 hpa-t. Szélviszonyok 162