A REGIONÁLIS KLIMATOLÓGIA FOGALMA, TUDOMÁNYRENDSZERTANI HELYE A FÖLD ÉGHAJLATI KÉPE A regionális klimatológia fogalma, tárgya, helye a tudományok rendszerében. A meteorológia résztudománya a klimatológia, melyen belül sajátos területként különül el a regionális klimatológia. Első művelője: Hérodotosz. Klimatológia a légkör fizikai állapotjelzőinek egy adott földrajzi térben hosszabb időszak alatt egymással és a többi környezeti elemmel kölcsönhatásban változó rendszerét vizsgálja. A regionális klimatológiában a vizsgált földrajzi tér (klímazóna, kontinens, régió) szerepe kiemelkedő. A vizsgált terület méretét természetföldrajzi alapon jelöli ki (a Great Plains, a Párizsi-medence stb. éghajlata) Több évtizedes adatsorok elemzése alapján leírja a vizsgált terület klímájának jellegzetességeit (az átlagok mellett az adott területre jellemző szélsőségeket is figyelembe veszi). Vizsgálja, hogy az éghajlatot kialakító tényezők melyike hogyan hat a terület klímájára. Módszereit tekintve kezdetben (a 20. század elejéig) a tisztán leíró jelleg dominált (pl.: Herodotosz, Ibn Ruszta, Ghardizi). Később egyre inkább elterjedtek a különböző klímaindexek, amelyek a egyes éghajlati elemek (napsugárzás, hőmérséklet, csapadék) törzsértékeinek eltérései alapján jellemezték az egyes területek éghajlatát. Általában figyelembe veszik az éghajlat által közvetlenül meghatározott egyéb környezeti elemek (növényzet, talaj) jellemzőit is (W. Köppen, Dokucsajev). Próbálkozások történtek genetikus alapú felosztások készítésére is (Pl.: Flohn, Aliszov) Ezek az egyes területek légcirkulációban elfoglalt helyzetéből adódó uralkodó légtömegpípusok segítségével jellemzik a vizsgált területek éghajlatát. Az éghajlatot kialakító tényezők hatása a klímarégiók kialakulására
Az éghajlatot alakító tényezők közül elsődleges a Nap rövidhullámú sugárzása, amely az éghajlati rendszer energia forrása. Ennek mennyiségét elsődlegesen a földrajzi szélesség (szoláris éghajlati övek) határozza meg → az éghajlat övezetes elrendeződése: éghajlati övezetek. A sugárzási energia hasznosulását a sugárzást felfogó felszín fizikai tulajdonságai, főképp anyaga (pl.: szf./tenger) hat. meg. A zonális elrendeződéshez képest jelentős eltérések ún. éghajlati azonalitások alakulnak ki. Az azonalitások legerősebben a hőmérséklet területi elrendeződésében mutatkoznak meg. Elsődleges fontosságú éghajlatmódositó tényező még a tszfm. És a domborzati forma, melyek a hőháztartás és a csapadék befolyásolása révén hatnak. Másodlagos éghajlatmódosító tényezőként hat a légcirkuláció és a tengeráramlások rendje. A fenti tényezők különböző mértékű, erős, vagy gyenge megnyílvánulása és kombinálódása hozza létre az éghajlat alaptípusait.
Ezek a típusok a következők:
A napsugarak hajlásszögéhez igazodó szoláris forró, mérsékeltövi és sarkvidéki éghajlatok Az egyes területek tengerhez viszonyított távolságának és a tenger/szárazföld eltérő hőgazdálkodásának függvényeként létrejövő óceáni (maritim) és szárazföldi (kontinentális) éghajlatok. A tengerszint feletti magasság változásának hatása az alföldi és hegyvidéki éghajlattípusok kialakulásában jut kifejezésre. A nedvességellátottság eltérései hozzák létre a száraz (arid) és nedves (humid) éghjlattípusokat. A hőmérséklet és csapadék minimumok és maximumok alapján évszakok nélküli (1 évszakú), 2- 3- és 4 évszakú éghajlatok jelölhetők ki. Az elkülönítés a szoláris éghajlati övezeteknél a nap cirkumpolaritása és zenitállása alapján; a hegyvidéki típusnál a tengerszint feletti magasság szerint, míg az évszakos klímatípusoknál az évszakok száma szerint történik. Az óceáni/szárazföldi és a nedves/száraz éghajlattípusok elkülönítésére számszerű formulák állnak rendelkezésre. Az óceánok és szárazföldek jelentősen eltérő hőgazdálkodása jelentősen eltérő hőmérséklet mentet idéz elő. A napi és éves felmelegedés mértéke az óceánokon jóval csekélyebb, kicsi a hőingás, míg a szárazföldekre az erősebb felmelegedés és lehűlés miatt szélsőségesebb hőingás jellemző. Az ingás mértéke mellett annak időbeli lefutása is eltér: a szárazföldön az alacsony és magas napállás után viszonylag gyorsan, kb. 1 hónapon belül beáll a hőmérséklet minimuma, ill. maximuma. A hőmérséklet évi közepes ingása (∆T) a szárazföldön (Turgaj, Kazahsztán) és a tenger felszín (Atlanti-óceán) felett
A tengeren ezzel szemben a felmelegedés kb. 2, a lehűlés kb. 3 hónappal követi a legmagasabb és a legalacsonyabb napállást, a felmelegedés tehát valamelyest gyorsabb, mint a lehűlés a szárazföldhöz képes, de mindkét esetben késik, a tenger kb. 2x fajhőjéből adódó lassabb felmelegedése és lehűlése miatt. A lassabb felmelegedés és lehűlés miatt az óceáni éghajlatot hűvös tavasz és enyhe/meleg ősz jellemzi. A kontinentalitás mértékének meghatározására Gorczyski dolgozott ki empírikus formulát.
Eredeti formája: K=1,7×A/sinφ -20,4 [%] ahol K a kontinentalitási index %-ban kifejezve, A a hőmérséklet évi közepes ingása, a földrajzi szélesség. Mivel sinφ az Egyenlítőn =0, a képletet átdolgozták, hogy az egyenlítői területekre is használható legyen: K=1,7×A/sin(φ+10) - 14 [%]
A formulát úgy állították fel, hogy a legkontinentálisabbnak tekintett Verhojanszkra ad 100%ot, az Atlati-óceán partvidékére 0-10%-ot hoz. Magyarországon Szombathely 30%, Nyíregyháza 38%-os értéket mutat. Az éghajlat ariditása, vagy humiditása azt fejezi ki, hogy az adott területen több, vagy kevesebb csapadék hullik, mint amennyi az ottani éghajlati feltételek mellett el tud párologni (potenciális evapotranspiráció=PET); azaz csapadék többlet, vagy hiány jellemző a területre. Ezt úgy határozhatjuk meg, hogy az évi átlagos csapadékmennyiségből (Cs) kivonjuk a PET Értékét. Ez az ún. klimatikus vízmérleg. Ha Cs
PET → humid (nedves) égh. Ha Cs≈PET → az arid és humid közötti átmeneti égh. Az ariditás mértékének meghatározására különféle ún. ariditási indexek is rendelkezésre állnak. Ezek a csapadék és vagy közvetlenül a párolgás, vagy közvetve valamilyen azt meghatározó éghajlati paraméter (pl.: hőmérséklet, sugárzási energia, stb.) hányadosai. A Péczely által alkalmazott H ariditási index az éves csapadékmennyiséget (Cs) a sugárzási egyenleget (Es) és a párolgásra fordított ún. látens hőmennyiséget (L) veszi figyelembe: H=Es/L×Cs
Ha H>1, akkor: CsPET → humid (nedves) égh. Ha H≈1, akkor: Cs≈PET → az arid és humid közötti átmeneti égh.
Az ariditási index területi képe a Földön
Az ariditás mértéke meghatározza, hogy az adott területen milyen növénytársulások alakulhatnak ki: H értéke Növényzet
<1/3
tundra
1/3-1
erdő
1-2
Füves puszta (sztyepp,préri)
2-3
félsivatag
>3
sivatag
A H=1 ariditási index az előbbiekből következően eltérő hőmérsékleti és sugárzás viszonyok mellett is kialakulhat. A táblázatból látható, hogy arid éghajlat a kevés besugárzásban részesülő sarkkörön túli területeken is létrejöhet. Magyarország a H=1 határ közelében van (Es=1760 Mjm-2, Cs=700mm) a Dunántúlon és hgeinkben H≈0,8-0,9; az Alföldön H ≈1,3-1,5.
A H=1-hez tartozó különböző csapadék sugárzási egyenleg értékek:
Es (Mjm-2)
Cs (mm)
500
200
1000
400
1500
600
2000
800
2500
1000
3000
1200
3500
1400
Mivel a párolgás mértéke a hőmérséklettől függ közvetlenül, ezért W. Köppen, Szeljanyinov, De Martonne és Thornthwaite is e két könnyen mérhető meteorológiai elem segítségével igyekezett meghatározni az ariditás mértékét. Köppen szerint egy terület arid, ha Cs<2×(t+14) ezen belül sivatagi, ha Cs
De Martonne és Thornthwaite rendszerében a következő ariditási és humiditási kategóriákat különítette el: De Martonne Thornthwaite A= Cs/(t+10) A=
5-10 arid
A= 1,65×[Cs/(t+12,2) ]10/9 A=
<16 arid (sivatagi)
10-20 szemiarid
17-32 szemiarid (füves puszta)
20-30 szubhumid
33-63 szubhumid (szavanna)
30-60 humid
64-127 humid (erdő)
>60 hiperhumid
>128 szuperhumid (esőerdő)
A SUGÁRZÁSI ÉS HŐMÉRSÉKLETI ÖVEZETESSÉG FÖLDI RENDJE
A csillagászatilag lehetséges sugárzás évi mennyisége a pólusoktól az egyenlítő felé növekszik ( a növekedés a +- 40-60°közt a legerősebb. Az Egyenlítőn a csillagászatilag lehetséges besugárzás mennyisége 2,5-szerese a pólusokon jellemzőnek. A Csillagászatilag lehetséges energia bevétel havi mennyisége az Egyenlítőn a legegyenletesebb, a sarkok felé nő az ingása. Ez alapvető hatással van a hőmérsékletjárásra is. A felszínen mérhető sugárzás mennyiségét a felhőzet jelentősen módosítja egyes övezetekben. A legtöbb besugárzásban az év nagy részében derült térítöi területek részesülnek, ennél kevesebb a besugárzás a nagyobbrészt felhős egyenlítői területeken. A besugárzás mennyisége a térítők felől az pólusok felé jelentős mértékben csökken. A monszunterületeken nyáron ugyancsak jelentősen csökken a besugárzás mértéke.
A földfelszínen mért besugárzás évi átlagos összege
A pólusoktól az egyenlítő felé a tényleges besugárzás mennyiségével párhuzamosan a hőmérséklet is emelkedik, időbeli változékonysága (a hőm. évi közepes ingása) csökken. Az évi közepes ingás a sarkvidéki területeken eléri a 30°C-ot, az Egyenlítő környékén ezzel szemben alig 2-3°C a leghidegebb és legmelegebb hónap középhőmérsékletének különbsége. Ahol az ingás<15°C → Egyenletes hőm. járású (izoterm) terület (egyenlítői ter). Azonos szélességi kör mentén a tenger felettihez képest és a kontinensek belsejében 2-3× évi közepes ingás mérhető a szf. és tenger jelentősen eltérő hőgazdálkodása miatt. Az óceáni és kontinentális éghajlati területek közt a határt a hőmérséklet 15°C-nál nagyobb évi közepes ingása alapján húzhatjuk meg. Ahol, az ingás<30°C → szélsőségesen kontinentális ter. (szf. belseje, K-Szibéria:60°C), és a sarkvidékeken.
Földünkön az évi középhőmérséklet +27°C (térítői területek, Szahara India) és -10°C (Kanadaiszigetvilág, Grönland, É-Szibéria, Antarktisz) közt mozog.
A legmelegebb (Július/Január) hónap középhőmérséklete 30-40°C (Pampák, Kalahári, ÉNy Ausztrália, Szahara, Közép- és Belső-Ázsia) és 10°C -(É-i félteke sarkvidéki területe), 0°C (Antarktisz) közt mozog.
A leghidegebb hónap (január/július) középhőmérséklete -20 -30°C (Antarktisz) és -30 -50°C (É-i félteke sarkvidéki területe, absz. min.: Verhojanszki katlan) és +20- +25°C (térítők) között mozog.
Az évi középhőm. A legmelegebb és a leghidegebb hónap középhőmérsék-lete alapján jelölhetők ki Földünk termikus klímaövei.
A HIGRIKUS ÖVEZETESSÉG (A LÉGNEDVESSÉG, FELHŐZET, CSAPADÉK ÖVEZETESSÉGE) Páranyomás/abszolút nedvességtartam: 9 Földünk légköre 98%-ban vízgőz alakjában 14×10 t vizet tartalmaz. Ennek 99%-a a troposzférában fordul elő. Mivel a levegő párabefogadó képessége a hőmérséklettel együtt nő, a légnedvesség, felhőzet és csapadék is részben a hőmérséklethez igazodó övezetes elrendeződésű. A légkör vízkészletének 53 %-a a +-20° közt, a trópusi területek légterében van. A +-70°-tól a pólusok felé eső területekre már csak 1%-a jut a légkör teljes vízkészletének. A légköri vízmennyiség általánosságban tehát az Egyenlítő felől a pólusok felé csökken. Az általános képtől azonban jelentős eltérések is kialakulnak a trópusi, sivatagi, szf.-i és a meleg, vagy hideg tengeráramlásoktól befolyásolt éghajlatú területeken. A magasabb hőmérséklet okozta erősebb párolgás miatt a trópusi övezetben a szf. felett egész évben magasabb a légnedvesség mint az azonos szélességen fekvő tenger felett. Különösen igaz ez a K-i partok mentén futó meleg tengeráramlások esetében, míg a nyugati partok mentén elhelyezkedő hideg áramlatok a partokon a légnedvesség csökkenését idézik elő. A szárazföldek belső területein télen, az erős lehűlés miatt a vízkészlet a talajban tárolódik, a légnedvesség kicsi. Nyáron, ezeken a területeken a magas hőmérséklet okozta erős párolgás, a
nyári esőzések és a növényzet által megnövelt párologtató felület jelentősen növeli a légkör víztartamát, ezért télen alacsonyabb, nyáron magasabb páratartam jellemzi őket, mint az azonos szélességen fekvő tengerfelszín feletti légkört. A trópusi szubtrópusi sivatagokban az uralkodó leszálló légmozgások, a magas hőmérséklet és a talaj kicsiny vízkészletének hatására a nedvesség teljes egésze elpárolog, de ez is csak kis légnedvességet alakíthat ki.
Relatív nedvességtartam: Mivel a levegő párabefogadó képessége a hőmérséklettel párhuzamosan nő, a relatív nedvességtartam ezzel ellentétesen változik az év folyamán. A légkör általános cirkulációja is befolyásolja: felszálló légmozgású területeken (ITCZ, mérs. övi ciklonok fronrendszerei) magas, leszálló légmozgású területeken (térítők, kontinensek belsejében télen kialak. termikus anticiklonok) alacsony. Az Egyenlítő környékén (felszálló légmozgás, erős párolgás) 85% körüli max. A térítők környékén (leszálló légmozgás, magas hőm.) ~50% min. É/D-i mérsékelt övezetben (alacsonyabb hőm., nagy páranyomás, viszonylag sok csapadék) 85%-körüli max. Sarkvidékeken (kis páranyomás, de alacsony hőm.) közepes (75-80 %) értékek. Kontinensek belsejében télen az anticiklonokban kialak. leszálló légmozgás, nyáron az igen kis páranyomás miatt viszonylag alacsony (<75%).
Felhőzet: Kialakításában a légcirkuláció, a monszun szélrendszerek, a hőmérséklet, páranyomás és relativ nedvességtartam meghatározó→ övezetes elrendeződés. Egyenlítő: ↑ légmozgások, magas hőm.+ nagy légnedv. →maximum. Térítők: magas hőm. de alacsony légnedv.+ ↓ légmozg. →minimum. Mérsékelt öv: magas légnedv.+ mérs. övi ciklonok frontjai mentén ↑ légmozgások →maximum. DE: kontinensek belső medence területein alacsony légnedv. + ↓ légmozg. →minimum. Sarkvidéki területek: télen anticikolonokban ↓ légmozg. + alacsony légnedv. →minimum; nyáron, magasabb légnedv. + a peremeken a behatoló mérs. övi ciklonok frontjai mentén ↑ légmozgások →maximum. Óceánok felett mindig nagyobb a felhőzöttség, mint a szomszédos szárazföldek felett.
Csapadék: A csapadék övezetes elrendeződésének kialakításában a légcirkoláció, monszun, a domborzat légnedvesség és felhőzet együttes hatása érvényesül. Egyenlítői területek (+-10°): nagy légnedv. +felhőzet, ↑ légmozgások az ITCZ miatt→ max. csap. Térítők vidéke: Legkevésbé felhős területek a ↓ légmozgások miatt→ min. csap. Mérsékelt övezet: nagy légnedv. + felhőzet, ↑ légmozgások a mérs. övi ciklonok frontjai mentén → max. csap.
DE: kontinensek belső medence területein alacsony légnedv. + ↓ légmozg. →minimum. Sarkvidéki területek: kis légnedv. a termikus anticiklonokban ↓ légmozgások miatt→ min. csap. Földünk legszárazabb területei!
Földünkön az össz. csapadék ~48%-a a Trópusi övezetben hullik. A mérsékelt övezetre szintén ~ 48%-a jut. A sarkkörön túli területekre így alig 4%- marad. Földi átlagban 1005mm csapadék hullik évente. A 250mm/év-nél kisebb csapadékú trópusi sivatagi, szélsőségesen kontinentális éghajlatú belső medence és sarkvidéki területek foglalják el bolygónk 19%-át. Ugyanakkor, 1000mm-nél nagyobb a csapadék éves mennyisége az egyenlítői, monszun és óceáni éghajlatú területeken, amelyek Földünk 44%-át foglalják el. A passzát és a mérsékelt övi Nyugati szelek zónájában az uralkodó szelekre merőleges hg.-ek (Nyugati Ghátok (Ind.), Parti- hg(É-Am.), Skandináv-hg. Andok) jelentős pozitív anomáliábnan részesülnek.
