Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek Anda, Angéla Kocsis, Tímea Kovács, Alfréd Tőkei, László Varga, Zoltán
Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek Anda, Angéla Kocsis, Tímea Kovács, Alfréd Tőkei, László Varga, Zoltán Publication date 2010 Szerzői jog © 2010 Anda Angéla - Kocsis Tímea
Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Tartalom Előszó .............................................................................................................................................. xvi 1. Meteorológiai alapismeretek .......................................................................................................... 1 1. A légkör (atmoszféra), mint élettelen környezeti elem ......................................................... 4 1.1. A légkör fontosabb fizikai tulajdonságai .................................................................. 5 1.2. A levegő fizikai állapotjelzői .................................................................................... 9 2. A légköri folyamatok méretei, elnevezések ........................................................................ 13 3. A légkör fő összetevőinek néhány agrometeorológiai vonatkozású szerepe ....................... 14 3.1. A nitrogén jelentősége ............................................................................................ 14 3.2. Oxigénformák a légkörben ..................................................................................... 15 4. Transzportfolyamatok a talaj-növény-légkör rendszerben .................................................. 17 5. Irodalom .............................................................................................................................. 20 2. A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei .................... 22 1. Az üvegházhatás és okai ..................................................................................................... 22 2. Az üvegházhatású gázok koncentrációjának változása ....................................................... 26 2.1. A légköri CO2-koncentráció változása .................................................................... 26 2.2. A metán és a dinitrogén-oxid koncentrációváltozása ............................................. 30 2.3. Az üvegházhatású gázok korlátozására irányuló nemzetközi egyezmény: a Kiotó Protokoll ........................................................................................................................ 32 2.4. Az európai üvegházgáz mérőrendszer .................................................................... 32 3. A globális klímaváltozás várható következményei ............................................................. 35 3.1. Milyen hatásokkal járhat a klíma módosulása az egyes kontinenseken? ................ 44 3.2. ENSZ Éghajlatváltozási Keretegyezmény .............................................................. 45 4. A globális éghajlatváltozás várható hatásai Magyarországon ............................................. 46 5. A VAHAVA projekt és a Nemzeti Éghajlatváltozási Stratégia .......................................... 50 6. Irodalom .............................................................................................................................. 50 3. A napsugárzás és szerepe .............................................................................................................. 54 1. A napsugárzás néhány fontosabb tulajdonsága ................................................................... 55 1.1. A sugárzás útja a légkör tetejéig ............................................................................. 58 1.2. A légköri sugárzásgyengítés ................................................................................... 60 2. A felszín sugárzási tulajdonságai, a sugárzási mérlegek ..................................................... 61 2.1. A sugárzási mérlegek .............................................................................................. 64 3. A növények fontosabb sugárzási jellemzői ......................................................................... 65 3.1. Egyedi levél sugárzási sajátosságai ........................................................................ 66 3.2. A növényállomány sugárzási jellemzői .................................................................. 68 4. Az állomány energiafelhasználása és a mikroklíma ............................................................ 70 5. Irodalom .............................................................................................................................. 73 4. Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei .............................. 74 1. A talaj energiaforgalma, a talajhőmérséklet ........................................................................ 76 2. A talajközeli levegő felmelegítése ...................................................................................... 80 3. A léghőmérséklet és a növények ......................................................................................... 83 4. A növényhőmérséklet .......................................................................................................... 88 4.1. A felszínhőmérséklet gyakorlati alkalmazásai ........................................................ 93 5. Irodalom .............................................................................................................................. 99 5. A víz a környezetben .................................................................................................................. 101 1. A felszín vízforgalma ........................................................................................................ 101 2. A vízháztartási mérleg bevételi tagja a csapadék .............................................................. 104 2.1. A csapadékosság leírására szolgáló mutatók ........................................................ 108 3. A vízháztartási mérleg kiadási tagja a párolgás ................................................................ 109 3.1. A párolgás meghatározási lehetőségei .................................................................. 115 4. A növények vízforgalma ................................................................................................... 119 4.1. A víz felvétele, szállítása ...................................................................................... 120 4.2. A víz leadása, a transzspiráció .............................................................................. 122 5. A hő és vízháztartás összekapcsolása: az ariditási index .................................................. 130 6. Irodalom ............................................................................................................................ 130 6. Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) ............................................................. 132 1. Az éghajlat fogalma .......................................................................................................... 132
iii Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek 2. Az éghajlatot kialakító tényezők ....................................................................................... 3. Az éghajlati elemek övezetessége ..................................................................................... 4. Éghajlat-osztályozási rendszerek ...................................................................................... 5. A Föld éghajlata Trewartha szerint ................................................................................... 6. Magyarország éghajlata [Anda és Dunkel (2000) nyomán] .............................................. 7. Irodalom ............................................................................................................................ 7. Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai ............................................... 1. A tájépítészeti meteorológia alapjai .................................................................................. 1.1. Városklíma ........................................................................................................... 1.2. Vízparti klíma ....................................................................................................... 1.3. A tájklimatológiai vizsgálatok célja, módszerei ................................................... 2. Kertészeti kultúrák állományklímája ................................................................................. 2.1. Sugárzás ................................................................................................................ 2.2. Hőmérséklet .......................................................................................................... 2.3. A szél a növényállományban ................................................................................ 2.4. A levegő nedvességtartalma és a párolgás ............................................................ 8. Zoometeorológia ......................................................................................................................... 1. A meteorológiai elemek hatásai ........................................................................................ 1.1. Mikroklímaigények az állattartásban .................................................................... 2. Állatbetegségek, állati kártevők és a meteorológiai viszonyok ......................................... 3. Az állattenyésztésből származó légszennyező anyagok ismertetése ................................. 4. Irodalom ............................................................................................................................ 9. Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai ....................................................... 1. A meteorológiai információk mezőgazdasági hasznosításának alapjai ............................. 2. Az agrometeorológiai információk hasznosításának gyakorlati vonatkozásai .................. 3. Irodalom ............................................................................................................................ 10. A meteorológia néhány speciális feladata ................................................................................. 1. Modellezés ........................................................................................................................ 1.1. Az agrometeorológiai modellek ............................................................................ 2. Időjárási kártételek és a védekezési lehetőségek ............................................................... 2.1. A hideg okozta időjárási károk ............................................................................. 2.2. A magas léghőmérséklet hatása ............................................................................ 2.3. Vízhiány és víztöbblet .......................................................................................... 2.4. Jégeső-elhárítás ..................................................................................................... 3. Irodalom ............................................................................................................................ 11. A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása .............................................................. 1. A levegőszennyezés néhány kiemelt hatása a növényekre ................................................ 2. Egy regionális környezeti kártétel: a savas ülepedés ........................................................ 3. Irodalom ............................................................................................................................ A. Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán .............................. 1. Irodalom ............................................................................................................................
iv Created by XMLmind XSL-FO Converter.
133 143 145 148 158 169 171 171 172 180 182 191 192 198 203 206 218 219 229 233 235 237 240 242 245 257 258 258 265 269 269 279 281 285 289 292 298 299 303 304 319
Az ábrák listája 1.1. A növény és közvetlen környezete http://learn.norwest.nsw.edu.au/DLOMath_Science/los/L3080/images/12b1.jpg .............................. 4 1.1. A növény és közvetlen környezete http://learn.norwest.nsw.edu.au/DLOMath_Science/los/L3080/images/12b1.jpg .............................. 4 1.2. A légkör hőmérsékleti rétegződése www.meteor.geo.klte.hu ...................................................... 8 1.3. Nyomásképződmények a légkörben a légmozgás irányával az északi féltekén. L az alacsony nyomást (ciklon), H a magas nyomást (anticiklon) jelöli ................................................................................ 10 -. - ..................................................................................................................................................... 10 1.4. A meteorológiai jelenségek időléptéke Oke (1987) szerint ....................................................... 13 1.5. A légkör függőleges szerkezete Oke (1987) alapján ................................................................. 14 1.6. A légkör függőleges szerkezete Oke (1987) alapján ................................................................. 17 1.7. Anyag- és energiaáramlás az ökoszisztémákban Buday-Sántha (2006) alapján ........................ 19 2.1. A légkör áteresztő képessége a hullámhossz függvényében (Rakonczai 2003) ........................ 22 2.2. A Föld napsugárzást felfogó felszíne (Hartmann 1994) ............................................................ 23 2.3. Az üvegházhatás (UNEP, Grid Arendal 1996) .......................................................................... 25 2.4. A hőmérséklet és a CO2-szintváltozás az utóbbi 160 ezer évben www.nyf.hu/others/html/kornyezettud/global/010.htm .................................................................... 27 2.5. A harmadik IPCC kiadvány Szintézis jelentésében szereplő CO2-koncentráció növekedési szcenáriókwww.ipcc.ch .................................................................................................................... 28 2.6. A reprezentatív SRES forgatókönyvcsaládok (IPCC 2001) ...................................................... 28 2.7. 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 2.8. Az üvegházhatású gázok (CO2, CH4, N2O) 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« .................................................................................................... 30 2.9. Az IPCC-TAR (2001) Szintézis jelentésében szereplő metán és dinitrogénoxid koncentrációnövekedési szcenáriók www.ipcc.ch ............................................................................ 31 2.10. A CarboEurope-IP rendszer légköri mérőállomásai www.carboeurope.org ............................ 33 2.11. A CarboEurope-IP rendszer ökoszisztéma mérőállomásai www.carboeurope.org .................. 33 2.12. Az ICOS hálózat tervezése során számba vehető létező mérőhelyek. Ezekből választanák ki a nemzeti hozzájárulástól is függően a 30-30 ICOS alapállomást http://icosinfrastructure.ipsl.jussieu.fr/index.php?p=hom ................................................................................ 34 2.13. A sugárzási kényszer összetevői (IPCC 2007) Globálisan átlagolt sugárzásikényszer- (RF values Wm–2) becslések és bizonytalansági tartományok 2005-ben az antropogén eredetű szén-dioxidra (CO2), metánra (CH4), dinitrogén-oxidra (N2O) 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 2.14. A Föld felszíni hőmérsékletének változása az 1000–2100-as évek között (IPCC 2001) ......... 36 2.15. Globális felszíni átlaghőmérséklet emelkedéseltérő forgatókönyvek alapján (NÉS 2007, IPCC 2007, Éghajlatváltozás 2007) ..................................................................................................................... 37 2.16. 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 2020–2029 (középső oszlop) és 2090–2099 (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 2.17. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek egyezik meg a változás előjelében, míg a pontozott területeken a modellek több mint 90%-a azonos előjellel változik (Éghajlatváltozás 2007). ....................................................................................... 40 2.18. Az északi jégsapka méretének csökkenése 1979 és 2003 között http://homepage.mac.com/ourearthmusic/.Public/Arctic_IceLoss1979-2003.jpg ............................ 41 2.19. Az óceáni szállítószalag (UNEP-GEO4 2007) (Piros nyíl-melegebb víz, kék nyíl-hidegebb víz, rózsaszín nyíl-Golf-áramlat) ............................................................................................................. 41 3.1. A Nap részei http://www.mindentudas.hu/szego/index.html ..................................................... 54 3.2. A napkitörésekkor jelentkező változások .................................................................................. 55 3.3. Planck törvényének alkalmazása ............................................................................................... 57 3.4. A Nap és a Föld helyzete (Übelacker 1992) .............................................................................. 58 3.5. A Föld Nap körüli keringésének paraméterei ............................................................................ 59 3.6. A Nap spektruma a légkör felső részén és a talajfelszínen http://www.tankonyvtar.hu/site/upload/2008/09/kepek_0071.jpg .................................................... 60 3.7. A napmagasság hatása a felszín energiabevételének nagyságára .............................................. 62 3.8. Az albedó napmagasság függése – napi változása – egy idealizált derült napon júliusban, kukoricaállományban ........................................................................................................................ 63 3.9. A nettó sugárzási mérleg tagjainak napi változásai. Magyarázat lásd a szövegben ................... 65 3.10. Három eltérő fejlődési állapotban lévő falevél reflexiója http://upload.wikimedia.org/wikipedia/hu/3/38/Falevel-spektrum.gif ............................................ 66 3.11. Egyedi levél fényabszorpciója ................................................................................................. 67 3.12. Az egyedi levél sugárzási jellemzői hullámhossz tartományonként (Monteith 1965) ............. 68 3.13. Az állomány sugárzáselnyelésének sematikus ábrázolása a zöldfelülettől (LAI) függően ...... 69 3.14. Az állományklíma elemeinek – szél: u; léghőmérséklet: T; vízgőznyomás: e és CO2-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. ........................................................ 71 4.1. A hőháztartási mérleg komponenseinek napi változása El Mirage sivatagában (Kalifornia) egy derült júniusi napon Vehrencamp (1953) nyomán. A QΔs-sel az energia tározását jelöltük. A többi jelölés egyezik a szövegben feltüntetettekkel ............................................................................................................ 74 4.2. A hőháztartási mérleg komponenseinek tó felett mért napi változásai 1957 szeptemberének egy derült mintanapján Japánban, Holland (1971) nyomán .............................................................................. 75 4.3. A felszíni talajrétegek hőmérséklet alakulása egy mélységivel kiegészítve (50 cm) Keszthelyen, egy nyári, derült mintanapon ................................................................................................................... 78 4.4. Néhány mélységi réteg talajhőmérsékletének 1997. évi változékonysága Keszthely adatai alapján 78 4.5. Néhány növényfaj talajhőmérsékleti optimumgörbéi Metherell et al. (1993) nyomán .............. 79 4.6. Az áramlási cella sematikus rajza .............................................................................................. 80 4.7. A léghőmérséklet napi menete teljesen derült időben Keszthelyen. A június végi nap napi középhőmérséklete 21,9 °C volt ....................................................................................................... 81 4.8. A léghőmérséklet éven belüli változékonysága Keszthelyen 1871–2000 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 4.9. A hőmérsékleti optimumgörbe két változata, a fiziológiai és az (ökológiai) optimumgörbék sematikus ábrázolása ......................................................................................................................................... 83 4.10. A léghőmérséklet optimumgörbéi három eltérő melegigényű növényfajnál ........................... 84 4.11. A kukorica levélhőmérsékletének függőleges – levélemeletenkénti – eloszlása átlagos nedvességtartalomnál, zavartalan besugárzású júliusi napon, délben Keszthelyen. Az 1-es szint a talajhoz legközelebbi szintet jelenti ............................................................................................................... 91 4.12. A bab levelén mért növényfelszín hőmérsékleti változékonysága ........................................... 92 4.13. A vízstressz-index grafikus közelítése Idso et al. (1981) alapján ............................................ 93 4.14. Az őszi búza hőmérsékleti differencia-termés kapcsolata. A betűk eltérő vízellátottságot jelenítenek meg a jó vízellátottságtól (F) az aszályos helyzetig (O). .................................................................. 94 4.15. 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 4.16. A vízstressz-index alakulása humid évjáratban evapotranszspirométerben (ET) és a kontroll parcellán (P) ...................................................................................................................................... 96 vi Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek 4.17. Növényhőmérséklet-vizsgálatok három eltérő fajtájú cukorrépa-állományban (1992) ........... 97 4.18. A három vizsgált cukorrépafajta sztóma-ellenállásának alakulása 1992 dél körüli óráiban .... 99 5.1. A hidrológiai ciklus vázlatos rajza ........................................................................................... 101 5.2. Két különböző hőmérsékletű légtömeg keveredése (Merza – Szinell, www.fsz.bme.hu/mtsz/szakmai/tvok11.htm ................................................................................... 104 5.3. Orografikus akadály mentén (kényszerpályán) történő levegőfeláramlás sémája ................... 105 5.4. A felhők osztályozása alakjuk szerint ...................................................................................... 106 5.5. A WMO által javasolt felhőkategorizálás ................................................................................ 106 5.6. A telítési gőznyomás és a léghőmérséklet közti kapcsolatot leíró grafikon két eltérő felszín, víz és jég felett ................................................................................................................................................ 110 5.7. A potenciális és az aktuális evapotranszspiráció napi értékei 2003-ban kukoricánál Keszthelyen. A PET a potenciális, az ET az aktuális evapotranszspiráció napi összegeit jelöli .............................. 112 5.8. A Thornthwaite-féle kompenzációs evapotranszspirométer sematikus képe ........................... 113 5.9. 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. http://www.iac.ethz.ch/en/ research/riet/instruments.html ..................... 113 5.10. A szántóföldre kihelyezett liziméter gyeppel ........................................................................ 114 5.11. A növénykonstans évi változása őszi búza, kukorica és cukorrépa állományban (Posza és Stollár 1983 alapján) .................................................................................................................................. 119 5.12. 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 5.13. A sztóma felépítése és a víz útjában fellépő diffúziós ellenállások (Magyarázat: lásd a szövegben) 122 5.14. Tranziens típusú porométer (Delta T AP 4 típusú). ............................................................... 124 5.15. A cukorrépa megvilágított levelén mért sztómaellenállás alakulása (Anda 1995) ................ 125 5.16. A sztómaellenállás vertikális profilja kukoricában (Anda et al. 1997) .................................. 126 5.17. Kukorica sztómaellenállásának %-os megoszlása a növénymagasság különböző levélszintjein (Anda et al. 1997) ...................................................................................................................................... 126 5.18. A sztómaellenállás (rs) és néhány környezeti tényező kapcsolatának vázlatos rajza. A T c a növényhőmérsékletet jelöli ............................................................................................................. 127 5.19. A sztómaellenállás napi változása kukorica két vízellátottsági szintjén Keszthelyen. Az óraértékeken feltüntetett függőleges vonal a szórást, a mérések változékonyságát jelzik (Anda 2001) .............. 127 5.20. 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 ............................................................................................................................. 129 5.21. A balatoni nád transzspirációjának napi összegei 2005 tenyészidőszakában (Anda és Boldizsár 2005) ......................................................................................................................................................... 129 6.1. A Föld pályaelemei: A: precesszió, B: excentricitás, C: a Föld forgástengelyének hajlásszöge http://higheredbcs.wiley.com/legacy/college/levin/0471697435/chap_tut/chaps/chapter15-06.html 134 6.2. A napsugárzás intenzitása a beesési szög függvényében (Péczely 1998) ................................ 135 6.3. A légkör hőháztartása (IPCC AR4 2007) ................................................................................ 136 6.4. A Hadley-cella, ha csak a bárikus gradiens erő működtetné a légáramlást http://apollo.lsc.vsc.edu/classes/met130/notes/chapter10/single_cell.html .................................... 137 6.5. A termikus egyenlítő júliusi és januári helyzete (Péczely 1998) ............................................. 138 6.6. A trópusok keleti szélrendszerének modellje (Péczely 1998) .................................................. 138 6.7. A nagy földi légkörzés rendje (Szegedi) .................................................................................. 139 6.8. A trópusi monszun modellje (Péczely 1998) ........................................................................... 140 6.9. Az óceáni szállítószalag (IPCC, www.ipcc.ch) ....................................................................... 142 6.10. Tengeri és parti szél (Péczely 1998) ...................................................................................... 143 6.11. A földfelszínen mért besugárzás átlagos évi összege (MJ·m–2) Budiko és Landsberg nyomán (Péczely 1998) ................................................................................................................................ 143 6.12. Köppen éghajlat-osztályozási rendszere http://www2.johnabbott.qc.ca/webpages/departments/geoscience/intro/Koppen/KoppenMap.htm 146 6.13. Trewartha éghajlat-osztályozási rendszere http://fp.arizona.edu/kkh/climate/images/Trewartha.map.lrge.fix.jpg ............................................ 147 6.14. A trópusi esőerdő éghajlat területei http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ............................................................................................... 149 6.15. A szavanna és a trópusi monszun klímaterületei http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ) ............................................................................................. 150
vii Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek 6.16. A szavanna és a trópusi monszun klímaterületei http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ) ............................................................................................. 151 6.17. Alacsony földrajzi szélességek sztyepp éghajlata http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ............................................................................................... 152 6.18. Közepes földrajzi szélességek sztyepp éghajlata http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ............................................................................................... 152 6.19. Mediterrán éghajlat http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf) .............................................................................................. 153 6.20. Nedves szubtrópusi éghajlat http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ............................................................................................... 154 6.21. Enyhe tengerparti éghajlat http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ............................................................................................... 154 6.22. Nedves kontinentális éghajlat hosszabb meleg évszakkal http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPTPDFs-09/7-Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ............................................................................. 155 6.23. Nedves kontinentális éghajlat rövidebb meleg évszakkal http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPTPDFs-09/7-Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ............................................................................. 156 6.24. Szubarktikus éghajlat http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ............................................................................................... 156 6.25. A tundra területei http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ............................................................................................... 157 6.26. Az állandó fagy területei http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf ............................................................................................... 157 6.27. A Magyarországra érkező légtömegek származási helyei (Varga-Haszonits et al. 2004) ..... 158 6.29. A napsütéses órák éves összege (1961–1990) (Magyarország éghajlati atlasza 2004) .......... 161 6.30. A globálsugárzás és a felhőborítottság átlagos havi értékei Magyarországon www.met.hu . 162 6.31. Az uralkodó szélirányok és évi átlagos szélsebességek [m/s ................................................. 163 6.32. Az évi középhőmérséklet eloszlása (1961–1990) (Magyarország éghajlati atlasza 2004) .... 163 6.33. A januári középhőmérsékletek területi eloszlása (1961–1990) (Magyarország éghajlati atlasza 2004) ......................................................................................................................................................... 164 6.34. Az éves csapadékösszeg (1961–1990) (Magyarország éghajlati atlasza 2004) ..................... 166 6.35. A relatív nedvesség az évszakok középső hónapjaiban (1961–1990) (Magyarország éghajlati atlasza 2004) ............................................................................................................................................... 166 6.36. Magyarország éghajlati körzetei http://www.geothink.hu/html/egyetem/matermfo/11.html 167 7.1. A városi hősziget vázlatos keresztmetszeti képe ..................................................................... 174 7.2. A város és a környezet léghőmérsékletének napi menete (a) és a hősziget intenzitása (ΔT v–k) (b), ideális időjárási helyzetben ............................................................................................................. 174 7.3. A városi hőmérsékleti többlet évi menete Budapest belvárosában .......................................... 175 7.4. Fásított és fátlan lakótelepek hőmérsékletének alakulása derült nyári napokon (általános modell: ΔT1 – fátlan; ΔT2 – fásított lakótelep) ....................................................................................................... 176 7.5. A városi (vv) és város környéki (vk) szélsebesség eltérésének változása a szélsebesség függvényében 177 7.6. A tengerparti szél áramlási képe .............................................................................................. 180 7.7. A hőmérséklet átlagos napi járása Siófokon, augusztusban a víz felett és a szárazföldön, a parttól 1 km távolságban ............................................................................................................................... 181 7.8. A páranyomás relatív értékének átlagos napi menete (víz felett és a parttól 1 km távolságban) augusztusban ................................................................................................................................... 181 7.9. Égbolttérkép a nappályákkal és órakörökkel ........................................................................... 184 7.10. 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 ..................... 185 7.11. A sugárzási veszteségek mértéke a növényállomány aljára vonatkoztatva, eltérő LAI esetén 193 7.12. 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) ...................................................... 196 7.13. 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.26 197 7.14. A hőmérsékleti többlet és hiány idő- és térbeli változása a nap folyamán, különböző szerkezetű növényállományokban .................................................................................................................... 198 viii Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek 7.15. A hőmérsékleti többlet alakulása középmagas, 300×100 cm-es tenyészterületű szőlőállományban, a sorközi 50 cm magasságban mérve ................................................................................................ 200 7.16. 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) .......................................................... 201 7.17. A hőmérséklet napi menete 10 cm magasságban és 5 cm mélységben 1 – szabad területen, 2 – a 40 × 40, 3 – a 25 × 25 cm tenyészterületű paprikaállományban, virágzás idején (a 4-es jelzés hőtöbbletet jelent) ......................................................................................................................................................... 202 7.18. A növényállomány hatása a talaj menti légtér aerodinamikai rétegződésére; h 0 = érdességi magasság; d = 0-pont-eltolódási szint; ha = aerodinamikai aktív réteg; H = állománymagasság ..................... 203 7.19. A léghőmérséklet napi menet 10 cm magasságban 1 – szabad területen, 2 – a 60×70,3 – 70×80 cm tenyészterületű paradicsomállományban szélcsendes és szeles napokon ....................................... 205 7.20. A páranyomás függőleges eloszlása a talaj menti légtérben hajnalban és kora délután ........ 207 7.21. A páranyomás napi menete különböző magasságokban ........................................................ 207 7.22. A sugárzási mérleg (R0) és a párolgásra fordított hőenergia napi menete száraz (a) és nedves (b) helyzetben ....................................................................................................................................... 209 7.23. A szőlőállomány sokéves 1 – átlagos potenciális, 2 – tényleges evapotranszspirációjának alakulása fenológiai szakaszonként, Tarcal-Szarvasszőlőben ........................................................................ 211 7.24. A légnedvesség menete almaültetvényben a nappali órákban (Szigetcsép) ........................... 212 7.25. Harmadik nyaras almafa (Jonathan, MIV-es alanyon), körte (Hardenpont, birs alanyon) és őszibarack (Champion, őszibarack alanyon) 1 m2 levélfelületére jutó napi vízfelhasználás a napi középhőmérséklet függvényében .................................................................................................... 212 7.26. Starkrimson-állomány vízfogyasztásának alakulása a levélfelületi index (LAI) és a hőmérséklet függvényében, augusztus folyamán ................................................................................................ 213 7.27. A tenyészterület borítottságának meghatározási módja sövény (a) és térbeli (b) koronaformájú almaültetvény esetén ....................................................................................................................... 214 7.28. A ’Rita’ cseresznyefák nedváramlásának (sap flow) napi menete két alanyon ..................... 215 7.29. A hőmérséklet napi menete 10 cm magasságban és 5 cm mélységben 1 – a szabad területen, 2 – a 40×40, 3 – a 25×25 cm tenyészterületű paprikaállományban, virágzás idején, feltüntetve a párolgási adatokat is (a 4-es jelzés hőtöbbletet jelent) ................................................................................... 216 8.1. A napsugárzás hatásai az állati szervezetre (Brody és Thompson, 1951) ................................ 221 8.2. Élettanilag közömbös (termoneutrális) hőmérsékleti zónák fiatal (újszülött) és felnőtt állatoknál (Rosenberg et al. 1983) ................................................................................................................... 222 8.3. A szélsőséges hőmérsékletek hatásai a tehenek takarmányfogyasztására és tejtermelésére, Gates (1980) ............................................................................................................................................. 225 8.4. A hőveszteség és a relatív páratartalom összefüggései (Blaxter et al., 1969). Alert: figyelmeztető, Danger: veszélyes, Emergency: súlyos ........................................................................................... 227 8.5. A sertések hőleadásának módozatai és alakulása (Johnson, 1976) .......................................... 231 9.1. Az agrometeorológiai információszolgáltató rendszer ............................................................ 243 9.2. A hőmérsékletileg meghatározott természetes periódusok Mosonmagyaróváron ................... 247 9.3. A száraz és nedves időszak meghatározása a fő vízháztartási tényezők segítségével ............. 249 9.4. A kukorica sugárzáshasznosulásának alakulása országos átlagban (1951–2000) .................... 251 9.5. Az országos kukorica termésátlagok alakulása az 1922–2005 közötti időszakban ................. 254 9.6. A nedvességi index és a trendarány közötti összefüggés Győr-Moson-Sopron megyében az 1951– 2000 közötti időszak adatai alapján ................................................................................................ 256 10.1. A klímamodellek fejlődése (IPCC 2007) ............................................................................... 259 10.2. A földfelszínt borító rácshálózat (Formayer 2005a) .............................................................. 260 10.3. 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) ........................................... 261 10.4. A HedCM3 és a HedGEM1 rácshálózatának felbontása (http://news.bbc.uk/1/hi/sci/tech/6320515.stm) .............................................................................. 261 10.5. A GCM-ek eredményeinek regionalizálása (Formayer 2005b) ............................................. 262 10.6. Az RCM beágyazása a GCM-be (Pal et al. 2005) ................................................................. 263 10.7. A téli csapadék (december, január és február, DJF) %-os változásának szimulációja a Mediterrán térségben 2071–2100-ra, az 1961–90-es évekhez hasonlítva az A2 SRES szcenarió szerint Gao et al. (2006) és Giorgi és Lionello (2008) alapján ................................................................................... 264 10.8. Az agrometeorológiai modellek tér- és időbeli osztályozása (Varga-Haszonits et al. 2004) . 268 10.9. A fagy által okozott jellegzetes kárkép szárban és virágban www.google.com/images ........ 275 10.10. Paraffingyertya alkalmazása szőlőültetvényben www.google.com/images ......................... 276 10.11. Az öntözéses fagyvédelem alkalmazása szőlőben www.google.com/images ..................... 277 ix Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek 10.12. A növény vízellátottságát befolyásoló főbb tényezők Varga-Haszonits et al. 2006 nyomán 283 10.13. A jégesőt hozó felhő nedvességtartalma radarfelvétel alapján ............................................ 285 10.14. A NEFELA által alkalmazott Vortex típusú talajgenerátor rajza http://www.nefela.hu/index.php?fid=3 ........................................................................................... 286 10.15. A NEFELA Egyesület talajgenerátor-hálózata http://www.nefela.hu/index.php?fid=3 ...... 287 10.16. Hálós jégeső-kárelhárítás www.google.com/images ........................................................... 288 11.1. A légszennyezés részfolyamatai. Az ülepedés tartalmazza a száraz és a nedves ülepedést egyaránt 293 11.2. 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. ........ 295 11.3. A ciklon függőleges keresztmetszete a frontokkal ................................................................ 296 11.4. A légköri pH alakulása a Föld különböző térségeiben, Mészáros (1997) nyomán ................ 299 11.5. A hazai SO2-kibocsátás ágazatonkénti változása 1980-tól KSH (2003) adatai alapján ......... 300 11.6. A légköri kénülepedés földrajzi eredete Magyarországon, Bozó (2005) alapján .................. 301 11.7. Az NOx alakulása ágazatonként hazánkban az elmúlt évtized során (KSH 2003) ................. 302 F.1. Az adatok eloszlását szemléltető hisztogramm ....................................................................... 308 F.2. Valószínűségi sűrűség és eloszlás függvények ........................................................................ 308 F.3. Binomiális eloszlás .................................................................................................................. 309 F.4. Torzult eloszlások .................................................................................................................... 314 F.5. Keverék eloszlások és „U”eloszlás .......................................................................................... 315 F.6. A pozitív, a negatív korreláció és a korrelálatlanság ábrázolása ............................................. 316 F.7. Hálós jégeső-kárelhárítás www.google.com/images ............................................................... 318 F.8. Tavaszi negyedév csapadékösszegei Keszthelyen 1871–2000 között ..................................... 319
x Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A táblázatok listája 1.1. A légkört alkotó gázok csoportosítása a tartózkodási idejük szerint ........................................... 6 1.2. A különböző hőmérsékleti skálák ................................................................................................ 9 1.3. A levegő állapotjelzőinek átlaga a talajfelszínen ....................................................................... 12 2.1. A legfontosabb üvegházgázok és néhány jellemzőjük (IPCC 2001) (1 ppm=10 –6, 1 ppb=10–9, 1 ppt=10–12) .......................................................................................................................................... 25 2.2. Különböző földrajzi helyekre prognosztizált termés változások a CO 2-szint megduplázódása esetén az IPCC (1996) közleménye alapján* ................................................................................................... 43 2.3. Néhány C3-as növény biomassza és termés változása a CO2-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 ....................... 44 2.4. A hőmérséklet és a csapadék hazánkban várható változása adott globális felmelegedés esetén Mika (2002) szerint .................................................................................................................................... 46 3.1. A természetes felszínek albedóinak hosszabb időszakra számított átlagai ................................ 63 4.1. A természetes anyagok néhány hőfizikai tulajdonsága .............................................................. 77 4.2. A nettó fotoszintézis léghőmérsékleti függésének szélső értékei az átlaggal az eltérő termőhelyek növényeinél. A CO2-koncentráció az átlagos légkörivel egyezett, a sugárzás intenzitás pedig a fénytelítődési ponton volt (Larcher 1980) ........................................................................................ 85 4.3. Néhány növényfaj kardinális léghőmérsékleti határértékei a csírázásra vonatkozóan .............. 86 4.4. Néhány anyag emissziós tényezőjének alakulása (25 °C-os léghőmérsékleten, hosszúhullámú sugárzásra vonatkozóan) ................................................................................................................... 89 4.5. A három cukorrépafajta produktivitási mutatói 1992-ben ......................................................... 98 5.1. A globális víztározók vízforgalmának tagjai (a benne foglalt vízmennyiségek 106 km3-ben kifejezve) 102 5.2. A növénykonstans alakulása Posza és Stollár (1983) által végzett megfigyelések szerint ...... 117 5.3. Az aerodinamikai ellenállás alakulása néhány felszín felett (Oke 1987 nyomán) ................... 121 5.4. A levél ellenállásainak nagyságrendje Jones (1983) nyomán. A gyakorlatban többször használjuk az ellenállás reciprokát, a vezetőképességet is .................................................................................... 123 5.5. A transzspiráció napi összegei és a sztómaellenállás napi átlagai 1987 tenyészidőszakának eltérő időpontjaiban Keszthelyen kukoricában ......................................................................................... 128 6.1. 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. ..................................................... 168 7.1. A városi és a természetes felszín energia-háztartásának eltérése (MJ/m2) ............................... 172 7.2. A relatív légnedvesség (A) százalékban, illetve a páranyomás (B) mbar-ban mért különbsége Pestszentlőrinc (XVIII. ker.) és a Kitaibel Pál utca (II. ker.) között ............................................... 179 7.3. A relatív légnedvesség értéke (%) néhány budapesti mérőhelyen ........................................... 179 7.4. A középhőmérsékleti gradiens értékei hegységeinkben (ºC/100 m) ........................................ 187 7.5. A csapadék évi összegének összefüggése a tengerszint feletti magassággal ........................... 188 7.6. A közvetlen sugárzási energia a 43. és a 49. fok szélességi körön telepített ültetvényekben (kWh/m 2) 196 7.7. Az ekvivalens hőmérséklet különböző talajok felett ............................................................... 210 7.8. A nedváramlás alakulása a vizsgált ’Rita’ cseresznyefákon 2008 májusában ......................... 216 8.1. Az egyes állatfajok termelési zónájának (szálláshelyeik) javasolt értékei (Kovács, 1990; Sleger és Neuberger, 2006) ............................................................................................................................ 224 8.2. A kérődzők alsó kritikus hőmérséklete különböző légsebességek esetén (Webster, 1981) ..... 229 8.3. A padozat hatása a borjak alsó kritikus hőmérsékletére (Barótfi és Rafai, 1985) .................... 230 10.1. Egyes időjárási jelenségek nagyságrendje és módosításuk lehetősége (Anda és Dunkel 2000) 269 10.2. A téli napok átlagos száma (1951–1990) Varga-Haszonits (1997) feldolgozása alapján ...... 270 10.3. A minimum hőmérsékletek havi átlagai (1951–1990) Varga Haszonits (1997) alapján ....... 271 10.4. Néhány hazai állomás hőmérsékleti abszolút minimum értékei az 1951–1990-es időszakban VargaHaszonits (1997) alapján ................................................................................................................ 272 10.5. A fagyos napok átlagos száma 1951–1990 között néhány városunkban Varga-Haszonits (1997) alapján ............................................................................................................................................. 273 10.6. Különböző növényfajok fagyérzékenység alapján történő kategorizálása ............................. 274
xi Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek 10.7. A hőségnapok (30 és 35 fok közötti maximum hőmérsékletű napok) átlagos száma 1951–90 között Varga-Haszonits (1997) feldolgozásában ....................................................................................... 279 10.8. A meleg éjszakák átlagos havi és évi száma (1951–1990) Varga-Haszonits (1997) szerint . 280 10.9. Az egynyári növények vegetációs ciklusa alatti csapadékösszegek és szélső értékeik mm-ben VargaHaszonits (1997) nyomán ............................................................................................................... 281 10.10. A tenyészidőszak-beli párolgások (aktuális és potenciális) átlagainak és szélső értékeinek megyénkénti alakulása Varga-Haszonits (1997) hosszú idősoros adatai alapján ........................... 284 11.1. A fajlagos kibocsátási tényezők Mészáros (1997) alapján .................................................... 294 F.1. Osztályközös gyakorisági sor táblázata ................................................................................... 307 F.2. A normál eloszlás értékei ........................................................................................................ 310 F.3. Keszthely januári középhőmérsékletei (°C) nagyság szerint rendezve ................................... 311
xii Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az egyenletek listája 1.1. 1.1 ................................................................................................................................................ 5 1.2. 1.2 ................................................................................................................................................ 7 1.3. 1.3 .............................................................................................................................................. 10 1.4. 1.4 .............................................................................................................................................. 11 1.5. 1.5 .............................................................................................................................................. 11 1.6. 1.6 .............................................................................................................................................. 12 1.7. 1.7 .............................................................................................................................................. 12 1.8. 1.8 .............................................................................................................................................. 12 1.9. 1.9 .............................................................................................................................................. 12 1.10. 1.10 .......................................................................................................................................... 15 1.11. 1.11 .......................................................................................................................................... 15 1.12. 1.12 .......................................................................................................................................... 16 1.13. 1.13 .......................................................................................................................................... 16 1.14. 1.14 .......................................................................................................................................... 16 1.15. 1.5 ............................................................................................................................................ 18 1.16. 1.6 ............................................................................................................................................ 18 1.17. 1.7 ............................................................................................................................................ 18 1.18. 1.8 ............................................................................................................................................ 19 1.19. 1.9 ............................................................................................................................................ 19 1.20. 1.20 .......................................................................................................................................... 20 2.1. 2.1 .............................................................................................................................................. 23 2.2. 2.2 .............................................................................................................................................. 23 2.3. 2.3 .............................................................................................................................................. 24 2.4. 2.4 .............................................................................................................................................. 24 3.1. 3.1 .............................................................................................................................................. 57 3.2. 3.2 .............................................................................................................................................. 57 3.3. 3.3 .............................................................................................................................................. 57 3.4. 3.4 .............................................................................................................................................. 58 3.5. 3.5 .............................................................................................................................................. 58 3.6. 3.6 .............................................................................................................................................. 62 3.7. 3.7 .............................................................................................................................................. 63 3.8. 3.8 .............................................................................................................................................. 64 3.9. 3.9 .............................................................................................................................................. 65 3.10. 3.10 .......................................................................................................................................... 65 3.11. 3.11 .......................................................................................................................................... 68 3.12. 3.12 .......................................................................................................................................... 68 3.13. 3.13 .......................................................................................................................................... 69 3.14. 3.14 .......................................................................................................................................... 70 3.15. 3.15 .......................................................................................................................................... 70 4.1. 4.1 .............................................................................................................................................. 74 4.2. 4.2 .............................................................................................................................................. 84 4.3. 4.3 .............................................................................................................................................. 84 4.4. 4.4 .............................................................................................................................................. 84 4.5. 4.5 .............................................................................................................................................. 87 4.6. 4.6 .............................................................................................................................................. 87 4.7. 4.7 .............................................................................................................................................. 87 4.8. 4.8 .............................................................................................................................................. 88 4.9. 4.9 .............................................................................................................................................. 93 4.10. 4.10 .......................................................................................................................................... 94 5.1. 5.1 ............................................................................................................................................ 101 5.2. 5.2 ............................................................................................................................................ 103 5.3. 5.3 ............................................................................................................................................ 109 5.4. 5.4 ............................................................................................................................................ 110 5.5. 5.5 ............................................................................................................................................ 111 5.6. 5.6 ............................................................................................................................................ 111 5.7. 5.7 ............................................................................................................................................ 111
xiii Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek 5.8. 5.8 ............................................................................................................................................ 5.9. 5.9 ............................................................................................................................................ 5.10. 5.10 ........................................................................................................................................ 5.11. 5.11 ........................................................................................................................................ 5.12. 5.12 ........................................................................................................................................ 5.13. 5.13 ........................................................................................................................................ 5.14. 5.12 ........................................................................................................................................ 5.15. 5.15 ........................................................................................................................................ 5.16. 5.16 ........................................................................................................................................ 5.17. 5.17 ........................................................................................................................................ 5.18. 5.18 ........................................................................................................................................ 5.19. 5.19 ........................................................................................................................................ 5.20. 5.20 ........................................................................................................................................ 5.21. 5.21 ........................................................................................................................................ 5.22. 5.22 ........................................................................................................................................ 5.23. 5.23 ........................................................................................................................................ 5.24. 5.24 ........................................................................................................................................ 6.1. 6.1 ............................................................................................................................................ 6.2. 6.2 ............................................................................................................................................ 6.3. 6.3 ............................................................................................................................................ 7.1. 7.1 ............................................................................................................................................ 7.2. 7.2 ............................................................................................................................................ 7.3. 7.3 ............................................................................................................................................ 7.4. 7.4 ............................................................................................................................................ 7.5. 7.5 ............................................................................................................................................ 7.6. 7.6 ............................................................................................................................................ 7.7. 7.7 ............................................................................................................................................ 7.8. 7.8 ............................................................................................................................................ 7.9. 7.9 ............................................................................................................................................ 7.10. 7.10 ........................................................................................................................................ 7.11. 7.11 ........................................................................................................................................ 7.12. 7.12 ........................................................................................................................................ 7.13. 7.13 ........................................................................................................................................ 8.1. 8.1 ............................................................................................................................................ 8.2. 8.2 ............................................................................................................................................ 9.1. 9.1 ............................................................................................................................................ 9.2. 9.2 ............................................................................................................................................ 9.3. 9.3 ............................................................................................................................................ 9.4. 9.4 ............................................................................................................................................ 9.5. 9.5 ............................................................................................................................................ 9.6. 9.6 ............................................................................................................................................ 9.7. 9.7 ............................................................................................................................................ 9.8. 9.8 ............................................................................................................................................ 9.9. 9.9 ............................................................................................................................................ 9.10. 9.10 ........................................................................................................................................ 9.11. 9.11 ........................................................................................................................................ 9.12. 9.12 ........................................................................................................................................ 9.13. 9.13 ........................................................................................................................................ 9.14. 9.14 ........................................................................................................................................ 9.15. 9.15 ........................................................................................................................................ 9.16. 9.16 ........................................................................................................................................ 9.17. 9.17 ........................................................................................................................................ 9.18. 9.18 ........................................................................................................................................ 9.19. 9.19 ........................................................................................................................................ 9.20. 9.20 ........................................................................................................................................ 9.21. 9.21 ........................................................................................................................................ 9.22. 9.22 ........................................................................................................................................ 10.1. 10.1 ........................................................................................................................................ 10.2. 10.2 ........................................................................................................................................ 11.1. 11.1 ........................................................................................................................................ xiv Created by XMLmind XSL-FO Converter.
115 115 115 115 115 116 116 116 117 117 117 119 122 122 122 123 130 135 137 137 172 175 186 186 192 193 193 194 195 204 204 208 210 224 225 246 246 247 247 248 249 249 249 250 250 251 251 251 252 252 253 253 253 253 254 256 256 278 279 295
Agrometeorológiai és klimatológiai alapismeretek 11.2. 11.2 ........................................................................................................................................ 11.3. 11.3 ........................................................................................................................................ 11.4. 11.4 ........................................................................................................................................ 11.5. 11.5 ........................................................................................................................................ A.1. F.1 ........................................................................................................................................... A.2. F.2 ........................................................................................................................................... A.3. F.3 ........................................................................................................................................... A.4. F.4 ........................................................................................................................................... A.5. F.5 ........................................................................................................................................... A.6. F.6 ........................................................................................................................................... A.7. F.7 ........................................................................................................................................... A.8. F.8 ........................................................................................................................................... A.9. - ............................................................................................................................................... A.10. F.9 ......................................................................................................................................... A.11. - ............................................................................................................................................. A.12. F.10 ....................................................................................................................................... A.13. - ............................................................................................................................................. A.14. F.11 ....................................................................................................................................... A.15. F.12 ....................................................................................................................................... A.16. - ............................................................................................................................................. A.17. F.13 ....................................................................................................................................... A.18. F.14 ....................................................................................................................................... A.19. F.15 .......................................................................................................................................
xv Created by XMLmind XSL-FO Converter.
296 296 299 299 305 305 306 306 306 307 308 309 310 314 314 315 315 316 316 317 318 318 318
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 2009. szeptember Anda Angéla szerkesztő
xvi Created by XMLmind XSL-FO Converter.
1. fejezet - Meteorológiai alapismeretek Az agrometeorológia helye, szerepe az agrárképzésben
Arisztotelész A meteorológia szó görög eredetű és Arisztotelésztől (i. e. 384–322), 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 km2-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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
1.1. ábra A növény és közvetlen környezete http://learn.norwest.nsw.edu.au/DLOMath_Science/los/L3080/images/12b1.jpg
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 CO2; 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.
1.1. ábra A növény és közvetlen környezete http://learn.norwest.nsw.edu.au/DLOMath_Science/los/L3080/images/12b1.jpg
4 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
1.1. 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 - 1.1
5 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
1.1. táblázat - A légkört alkotó gázok csoportosítása a tartózkodási idejük szerint Térfogat %
ppm
tartózkodási idő
Állandó gázok Nitrogén
78,084
106 év
Oxigén
20,946
5 · 103 év
Argon
0,934
–
Neon
18,18
–
Hélium
5,24
107 év
Kripton
1,14
–
Változó gázok Szén-dioxid
380
15 év
Metán
2,2
4 év
Hidrogén
0,5
6,5 év
0–0,05
2 év
Ózon
Erősen változó gázok Szén-monoxid
0,02
4 hónap
40–40 000
10 nap
Ammónia
0–0,02
7 nap
Kén-dioxid
0,02
4 nap
Vízgőz
0–4
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 150 00 k 0, Városok
35 000 ,
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 - 1.2
ahol: p: átlagos légnyomás a talaj felszínén (1 kg/cm2) F: a Föld felszíne (5,1·1014 m2) G: a gravitáció (nehézségi erő) Összehasonlításképpen a Föld tömege 6·1021 t, mely jóval meghaladja a légkör tömegét. A légkör függőleges tagozódása 7 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Meteorológiai alapismeretek
A légkör kémiai és fizikai sajátosságai a magassággal változnak. Az alsó, kb. 85–90 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 800–1000 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 85–90 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.
1.2. ábra - A légkör hőmérsékleti rétegződése www.meteor.geo.klte.hu
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 11–50 km között elhelyezkedő sztratoszféra. Mintegy 22 km magasságig a hőmérséklete csökken, majd 22–35 km magasságban a hőmérséklet állandó (ennek oka a magas ózonkoncentráció), s 35 km fölött a hőmérséklet növekszik. Az O3 legnagyobb koncentrációban 22–35 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 50–85 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Meteorológiai alapismeretek
A termoszféra kb. 85–1000 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 36 000 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.
1.2. 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.
1.2. táblázat - A különböző hőmérsékleti skálák
Beosztás
A jég olvadáspontjának hőmérséklete átlagos légköri nyomáson
A forrásban lévő víz feletti vízgőz hőmérséklete átlagos légköri nyomáson
Celsius
100
0 °C
100 °C
Kelvin
100
273,16 K
373,16 K
Fahrenheit
180
32 °F
212 °F
Reaumur
80
0 °R
80 °R
Hőmérsékleti skála
A talajközeli légtérben a száraz légtömeg függőleges mozgása során, ha mozgás közben környezetének nem ad le, és onnan nem vesz fel energiát1, 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):
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. 1
9 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Meteorológiai alapismeretek
1.3. egyenlet - 1.3
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/m2 = 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).
1.3. 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 - -
10 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 (z1 és z2 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.
1.4. egyenlet - 1.4
A légkör bármely pontjának nyomása (pz2) kiszámítható a barometrikus magassági formulával (légnyomásmagasság függvény), ha a p(z1)a tengerszinti referenciaérték.
1.5. egyenlet - 1.5
ahol R: egyetemes gázállandó T: hőmérséklet 11 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Meteorológiai alapismeretek
A légkör bármely pontjának nyomása tehát függ: • A referenciaszinten mért értéktől (Pz1), • A légréteg átlaghőmérsékletétől (T), • A légréteg vastagságától (z2–z1). 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 - 1.6
A talajközeli légtérben a levegő állapotjelzőinek átlagait a 1.3. táblázat foglalja össze.
1.3. táblázat - A levegő állapotjelzőinek átlaga a talajfelszínen Légnyomás a tengerszinten
Átlaghőmérséklet
A légkör átlagsűrűsége
1013 hPa
15 °C
1,225 kg/m3
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 - 1.7
A sűrűséggel (egységnyi tömegű gáz térfogatának reciproka) kifejezve:
1.8. egyenlet - 1.8
A korábban definiált a fajlagos térfogatot (V’) bevezetve:
1.9. egyenlet - 1.9
Az egyenlet Szuróczky és Tőkei (1997) szerint megmutatja, hogy a gáz nyomásából és fajlagos térfogatából alkotott szorzat változása arányos a hőmérséklettel. 12 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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:
Jelenség elnevezése
Méretek [m; km]
mikro-
10–2 m –100 m
lokális-
100 m – 50 km
mezo-
50 km – 200 km
makro jelenség
>200 km
A jellemző időléptékeket az 1.4. ábra, a függőleges rétegeket a 1.5. ábra tartalmazza.
1.4. ábra - A meteorológiai jelenségek időléptéke Oke (1987) szerint
13 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 N2-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 N2 átalakulhat a növény számára felvehető nitrogénné:
1.10. egyenlet - 1.10
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 NO3- 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.
3.2. 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 (O2) :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 O2-t. Az égési folyamatokban nélkülözhetetlen elem. 3. Ózon (O3): 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 1881ben 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 200–300 DU között várható, melynek mintegy 2–3 mm vastagságú ózonborítás felelne meg a föld felszínén. Az eddig mért legkisebb egység 90 DU (Antarktisz –NOAA- 1999. 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 O2-ből előálló naszcensz oxigén az egyik alapanyaga az ózonnak:
1.11. egyenlet - 1.11 15 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Meteorológiai alapismeretek
1.12. egyenlet - 1.12
ahol az M leggyakrabban a légkörben található nitrogén. Bomlásának két lehetősége:
1.13. egyenlet - 1.13
1.14. egyenlet - 1.14
Az ózon a légkörben normál körülmények között nagyobb mennyiségben a 10-50 km-es tartományban található, legnagyobb koncentrációval a sztratoszféra 22-25 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, 11–15 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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). 2005-ben 25 millió km2 volt a kiterjedése. A fenti „klasszikus” egyenletek (1.13 és 1.14) nem voltak elegendőek a 70–80-as években történt változások magyarázatához. A halogénezett szénhidrogének közreműködő szerepének megismerése adott lehetőséget az ozonoszféra változásainak megértéséhez.
1.6. 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 CO2-nak és a vízgőznek külön fejezetet szenteltünk. A CO2 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 (Qs) adott talajrétegben (z1 és z2 szintek között) Ts1 és Ts2 talajhőmérsékletnél:
1.15. egyenlet - 1.5
ahol λ: a talaj hővezető képessége (lásd később). Az egyenletben a negatív előjel a hőátadás irányára utal (a talaj felszínétől lefelé). A dTs/dz hányados a talajhőmérséklet gradiense2. A levegő energiatranszport-folyamatai közül a melegedéssel-hűléssel együtt járót szenzibilis hőnek (QH) nevezzük:
1.16. egyenlet - 1.6
ahol ρ: a levegő sűrűsége, Cp: levegő állandó nyomáson vett fajhője, dTq/dz: hőmérsékleti gradiens, kH: diffúziós együttható3. 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 (QLE):
1.17. egyenlet - 1.7
ahol
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. 2
18 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Meteorológiai alapismeretek
L: párolgáshoz szükséges energia, kw: vízgőz diffúziós együtthatója, de/dz: légnedvesség gradiense. A 1.17-es egyenletből a vízgőz tömegárama, a vízgőz fluxus, (QE) a párolgáshoz szükséges energia mennyiségével (L) történő leosztással kapható:
1.18. egyenlet - 1.8
A másik tömegáramot bemutató transzport egyenletünk (Qc) a fotoszintézis alapanyagának, a CO2-nak a mozgását írja le, ahol a CO2 koncentrációgradiense a dc/dz; s a diffúziós együttható pedig kc:
1.19. egyenlet - 1.9
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.
1.7. ábra - Anyag- és energiaáramlás az ökoszisztémákban Buday-Sántha (2006) alapján
19 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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:
1.20. egyenlet - 1.20
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. 2003. Model Error in Weather and Climate Forecasting. Proceedings of the 2002 ECMWF Predictability Seminar, European Centre for Medium Range Weather Forecasting, Reading, UK. 275-294. Anda, A. 2005. 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, 2005. október 19-21. p: 25-36. Buday-Sántha, A. 2006. Környezetgazdálkodás. Dialóg Campus Kiadó, Budapest-Pécs, p: 245. Huzsvai, L., Rajkai, K. és Szász, G. 2005. Az agroökológia modellezéstechnikája. Debreceni Egyetem Agrártudományi Centrum, Copyright © 2004 Debreceni Egyetem Agrártudományi Centrum Lorenz, Ed N. 1982. Atmospheric Predictability Experiments with a Large Numerical Model. Tellus. 34, 505513. Mika, J. 2005. Időjárás - éghajlat – biztonság. Globális klímaváltozás, hazai sajátosságok címmel 2005. április 18-án tartott előadás anyaga http://gaja.atw.hu/
20 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Meteorológiai alapismeretek
Nagy, Z. és Tóth, Z. 2000. Napsugárzás, ózon és UV-B mérések az Országos Meteorológiai Szolgálatnál. OMSZ Módszertani és Minőségbiztosítási Osztály, Budapest. p: 22. Oke, T. R.1987. Boundary Layer Climates. London. Methuen and CO LTD A Halsted Press Book John Wiley and Sons. New York. p: 435. Péczely, Gy. 1998. Éghajlattan. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest Péczely, Gy. 1979. Éghajlattan, Nemzeti Tankönyvkiadó Rt., Szeged Szuróczky, Z. és Tőkei, L. 1997. Meteorológiai alapismeretek. Kertészeti és Élelmiszeripari Egyetem, Budapest p: 289 Varga-Haszonits Z. 1977. Agrometeorológia. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest p: 214. Varga-Haszonits, Z., Varga, Z. és Lantos, Zs. 2004. Az éghajlati változékonyság és az extrém jelenségek agroklimatológiai elemzése. NyME Mezőgazdaság – és Élelmiszertudományi Kar Matematika - Fizika Tanszék, Mosonmagyaróvár WMO 1974. Guide for Agricultural Meteorology. Geneve, Italy. http://learn.norwest.nsw.edu.au/DLOMath_Science/los/L3080/images/12b1.jpg http://www.meteor.geo.klte http://ozonewatch.gsfc.nasa.gov
21 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
2.1. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 - 2.1
A napsugárzásból elnyelt energia kiszámítható a napállandó értéke (S0) 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 (r2π) (Hartmann 1994) (2.2. ábra). Így a napsugárzásból elnyelt energia:
2.2. egyenlet - 2.2
2.2. ábra - A Föld napsugárzást felfogó felszíne (Hartmann 1994)
23 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei
A test által egységnyi felületen (1 m2) kisugárzott energiamennyisége = σT4. A kisugárzás a Föld teljes felületén történik (4r2π), mert a felmelegített felszín a megvilágított és a sötét területeken egyaránt sugároz, így a kisugárzott energia egyenlő 4r2π ∙ σT4. Ha a két energiamennyiséget egymással egyenlővé tesszük, s az egyenlet mindkét oldalát r 2π-vel egyszerűsítjük, akkor a következőt kapjuk:
2.3. egyenlet - 2.3
ahol S0 a napállandó (1370 Wm–2) α a planetáris albedó (0,3) σ a Stefan-Boltzman állandó (5,67·10–8 Wm–2K–4). A hőmérsékletet kifejezve az alábbi eredményre jutunk:
2.4. egyenlet - 2.4
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 200–250 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).
2.1. táblázat - A legfontosabb üvegházgázok és néhány jellemzőjük (IPCC 2001) (1 ppm=10–6, 1 ppb=10–9, 1 ppt=10–12) CO2
CH4
N2O
CFC-11
HCFC-22
Kezdeti koncentráció (1750ben)
278 ppm
700 ppb
275 ppb
Nulla!
Nulla!
Koncentráció 1998-ban
365 ppm
1745 ppb
314 ppb
268 ppt
132 ppt
1,46 W/m2
0,48 W/m2
0,15 W/m2
0,07 W/m2
0,03 W/m2
Eddigi elsődleges sugárzási hatás
25 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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)
50–200
8–12
120
45
12
1
23
296
4600
1700
Globális Melegítő Potenciál (100 év)
Az üvegházhatás fokozódásáért fő bűnösként a CO2 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 CO2 a melegítő hatás 22%-áért (Koppány 2002) felel „csak”. A CO2 túlnyomó részt (~97%) a fosszilis tüzelőanyagok elégetéséből származik (Pálvölgyi 2000). A táblázatban látható üvegházgázok melegítő hatása többszöröse a CO2-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 N2O 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 CO2-koncentráció 379 ppm volt, a CH4-koncentrációja a légkörben 1774 ppb-re nőtt, a dinitrogén-oxid koncentrációja pedig 319 ppb-re emelkedett. Az éves fosszilis CO2-kibocsátás az 1990-es években átlagosan 6,4 GtC volt, ez a 2000–2005-ös időszakra 7,2 GtC mennyiségre nőtt évente. Az üvegházhatás ellenében is hatnak bizonyos tényezők a légkörben. Vannak „antagonista üvegházgázok” is, mint pl. a SO2, 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 CO2-koncentráció változása A légkörben fellelhető CO2 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei antarktiszi és grönlandi jégből vett minták alapján történt (Mészáros 1999). A mintából kiderült, hogy a CO2koncentráció 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).
2.4. ábra - A hőmérséklet és a CO2-szintváltozás az utóbbi 160 ezer évben www.nyf.hu/others/html/kornyezettud/global/010.htm
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
2.5. ábra - A harmadik IPCC kiadvány Szintézis jelentésében szereplő CO2koncentráció 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).
2.6. ábra - A reprezentatív SRES forgatókönyvcsaládok (IPCC 2001)
28 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei
Magyarországon az Országos Meteorológiai Szolgálat 1981-ben létrehozott egy légköri CO2 háttérszennyezettséget mérő állomást K-pusztán (46°58’N, 19°33’E), majd a felszín és a légkör közötti CO 2-áram meghatározásához 1994-ben Hegyhátsálon (46°57’N, 16°39’E, 248 m) a tv-adótornyot szerelte fel megfelelő műszerekkel (2.7. ábra). A K-pusztai mérőállomás 1999-ben megszűnt (Haszpra és Barcza 2005).
2.7. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
2.2. 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 650 000 év természetes tartományát (320–790 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).
2.8. ábra - Az üvegházhatású gázok (CO2, CH4, N2O) változásai jégszelvényés modern adatok alapján (IPCC 2007, Éghajlatváltozás 2007) »bal oldali függőleges tengelyen az
30 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
2.9. ábra - Az IPCC-TAR (2001) Szintézis jelentésében szereplő metán és dinitrogénoxid koncentrációnövekedési szcenáriók www.ipcc.ch
31 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 2008-2012 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 1985–1987 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 CO2, CH4, N2O, HFC, PFC és SF6 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 2007. 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.
2.4. Az európai üvegházgáz mérőrendszer Az európai mérőhálózat kialakítása az 1990-es évek végén indult meg. 2000 és 2004 között megtörtént a már meglévő európai mérőállomások összefogása (CarboEurope/AEROCARB). A CarboEurope/CHIOTTO 32 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei program (2003–2007) kiépítette a magas mérőtornyok hálózatát, és megindította ezeken a nem-CO2 üvegházhatású gázok mérését is. A CarboEurope Integrált Projekt (CarboEurope-IP – 2005–2008) 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 2.10. ábra szemlélteti a rendszer légköri méréseket folytató állomásait, a 2.11. ábra pedig az ökológiai rendszerekre vonatkozó méréseket folytató állomásokat mutatja be.
2.10. ábra - A CarboEurope-IP rendszer légköri mérőállomásai www.carboeurope.org
2.11. ábra - A www.carboeurope.org
rendszer
CarboEurope-IP
ökoszisztéma
33 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
mérőállomásai
A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei
Az üvegházhatású gázok mérését a 2008–2011 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:http://icos-infrastructure.ipsl.jussieu.fr/index.php?p=hom]. 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.
2.12. ábra - Az ICOS hálózat tervezése során számba vehető létező mérőhelyek. Ezekből választanák ki a nemzeti hozzájárulástól is függően a 30-30 ICOS alapállomást http://icos-infrastructure.ipsl.jussieu.fr/index.php?p=hom
34 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 2.13. ábra mutatja be.
2.13. 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 (CO2), metánra (CH4), dinitrogén-oxidra (N2O) 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
2.14. ábra - A Föld felszíni hőmérsékletének változása az 1000–2100-as évek között (IPCC 2001)
36 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 CO2 és a többi üvegházhatású gáz koncentrációja milyen mértékben fog nőni. Ezeket a prognózisokat éghajlati forgatókönyveknek nevezzük. 2001-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 CO2-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 2000. 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).
2.15. ábra - Globális felszíni átlaghőmérséklet emelkedéseltérő forgatókönyvek alapján (NÉS 2007, IPCC 2007, Éghajlatváltozás 2007)
37 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 1880. és 1940. között melegedési periódus volt, amelyet egy hűlési periódus követett. Ez utóbbi időszak időtartamát illetően eltérőek az eredmények. A hűlési periódus vége 1960. és 1970. 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).
2.16. 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 2020–2029 (középső oszlop) és 2090–2099 (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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 10–90 cm-rel nőhet az óceánok, tengerek vízszintje (Mika 2002). A 2007-ben megjelent eredmények kedvezőbben, ezek alapján 18–59 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 200–300 km-rel északabbra, és 100–150 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).
2.17. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
2.18. ábra - Az északi jégsapka méretének csökkenése 1979 és 2003 között http://homepage.mac.com/ourearthmusic/.Public/Arctic_IceLoss1979-2003.jpg
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.
2.19. ábra - Az óceáni szállítószalag (UNEP-GEO4 2007) (Piros nyíl-melegebb víz, kék nyíl-hidegebb víz, rózsaszín nyíl-Golf-áramlat)
41 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 evapotranszspirációt1 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 CO2-koncentráció determinálja. A magasabb CO2 növeli a fotoszintézis, s ezzel a produkció nagyságát. A növények válasza a megkétszerezett CO2-koncentrációra élettanilag eltérő viselkedésük alapján történő besorolásuktól függően más és más. A C3 kategóriára meghatározott produkciónövekedés (a legtöbb A potenciális evapotranspiráció a levegő párologtató képességének maximuma. Kizárólag légköri tulajdonságok határozzák meg értékét. Lásd. később a vízháztartás vizsgálatoknál! 1
42 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei termesztett növényünk itt található) széles határok közt (–10–+80%) változhat. A C4-es kategória hazánkban jóval kevésbé népes (de pl. a kukorica ide tartozik) és kevésbé hatékony (~10–15%) szén-dioxid felhasználású. A C3-as és a C4-es fajok CO2-koncentráció változására adott eltérő fotoszintézis-válasza alapján az elterjedésük módosulhat, mégpedig a felmelegedés a C3-as növények térhódításának kedvezne. Eddigi megfigyelések a feltételezést nem támasztják alá. A növényben mind a vízgőz, mind a CO2 ugyanazon az útvonalon, a sztómákon át mozog, ezért a megnövekedett külső CO2-koncentráció nemcsak a fotoszintézist, hanem a transzspirációt is befolyásolja. A külső CO2-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 CO2-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.
2.2. táblázat - Különböző földrajzi helyekre prognosztizált termés változások a CO2szint megduplázódása esetén az IPCC (1996) közleménye alapján* Térség DélAmerika
Kukorica
Búza
Szója
> –61
–50 – –5
–10 – +40
Szibéria Európa
Egyéb gabona
–19 – +41 > –30
?
ÉszakAmerika
–55 – +62
–100 –+234
Afrika
–65 – +6
Dél-Ázsia
–65 – –10
Legelő
–14 – +13 >0
–19 – –63
csökken
–61 – +67
–22 – +28
Kína Csendesóceáni térség
Rizs
–78 – +28
–41 – +65
–1 – +35
–45 – +30
* 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 CO2 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: C3-as növényekre 10-50%, C4es növényekre 0-10%. A táblázat adatait néhány hazai vonatkozású eredménnyel egészítettük ki.
43 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei
2.3. táblázat - Néhány C3-as növény biomassza és termés változása a CO2-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)
5
104
Zöldségfélék
Uborka, paprika, paradicsom
15
21
Búza, árpa, rizs
6
36
Búza
6,7
25,0
Árpa
15
8,2
Gabonafélék Hazai eredmény*
Takarmány-
Kukorica
–30
növények*
Kukorica
–5
Gyepnövények*
Festuca sp., Stipa sp.
Leveles növények Hüvelyesek
Gumós növények*
–8 és –10
–
Káposzta, fehérhere, saláta, csenkesz, articsóka
5
19
Bab, borsó, szója
18
17
Cukorrépa, retek
– 10
Burgonya
4–10
Gyomok
Maszlag, Crotalaria spectabilis, disznóparéj, ambrózia, fenyércirok stb.
10
–
Cserje
Gyapotcserje (Gossypium deltoides)
14
–
Évi 0,1%-os CO2-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:http://unfccc.int/resource/ccsite/senegal/Fact,2001], amit maguk a szerzők is kétségekkel fogadtak. Korábban ennél nagyobb változás lehetőséggel is találkozhattunk az irodalomban, pl. a C 3-as növények fotoszintézis intenzitásának 30–100%-os növekedését prognosztizálta az IPCC 1990-es kiadványa. Hazai vizsgálatok összegzése alapján a globális felmelegedés hatására a C3-as növényfajok produkciója – fajtól függően! – meglehetősen széles határok között –10–25%-kal, a C4-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.
3.1. Milyen hatásokkal járhat a klíma módosulása az egyes kontinenseken? 44 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 75–250 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.
3.2. 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 1992. 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 1994. március 21-én lépett hatályba. 45 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 1990. 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 1995. 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).
2.4. táblázat - A hőmérséklet és a csapadék hazánkban várható változása adott globális felmelegedés esetén Mika (2002) szerint Globális Helyi változás
+0,5 °C
+1 °C
+2 °C
+4°C
Hőmérséklet (°C) Nyár / nyári félév
+1,0 °C
+1,3 °C
+2 °C
+4 °C
46 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Hőmérséklet (°C) Tél / téli félév
+0,8 °C
+1,7 °C
+3 °C
+6 °C
Csapadék Évi összeg
–40 mm
–66 mm
bizonytalan
+40–400 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 CO2-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 CO2 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 1901–1984-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 1901–1990-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 1901–2004 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 1901. és 1950. között 6 alkalommal, 1951. és 2000. között 10 alkalommal fordult elő (Jolánkai et al. 2004).
47 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 2011–2040-es időszakban Észak-Szerbiában, Dél-Romániában és ÉszakBulgáriában találhatók, ez 100-300 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 2071–2100. közötti időszakra várható évszakos változásokat, bizonyos szélsőséges időjárási helyzetek gyakoriságának várható változását (a referencia időszak 1961–1990. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 2021–2050 közötti időszakra vonatkozóan. Eredményeiket a 2.5. táblázat mutatja be (Szépszó és Horányi 2008). 2.5. táblázat. Az éves átlaghőmérséklet (2 méter) és a csapadékösszeg éves és évszakos változása és szórása Magyarországra vonatkozóan a 2021–2050 közötti időszakra a REMO5.0 és az ECHAM/MPI-OM modellek szerint az 1961–1990 közötti időszakhoz képest. A táblázat utolsó része a két modell célperiódusra vonatkozó eredményei közötti különbséget mutatja (Szépszó és Horányi 2008).
Célperiódus: 2021-2050, referenciaperiódus: 1961–1990 REMO
ECHAM
Éves
MA M
JJA SzON DJF Éves
MA M
JJA SzON
DJF
Hőmérséklet 1,35 (°C)
1,08
1,35
1,33
1,91
2,07
1,51
– 0,32 15,30
5,32
Változás
1,58
Csapadék (%) –0,91 –7,10 –4,83 2,98
1,34 1,73
7,24 –3,61 –6,17
Éves
MA M
JJA SzON DJF Éves
MA M
JJA SzON
DJF
Hőmérséklet 1,01 (°C)
1,20
1,33
1,23
1,59
1,70
Szórás
1,54
1,60 1,08
1,67
Csapadék (%) 17,33 21,10 28,96 32,81 28,22 20,23 30,48 40,71 39,57 32,97 REMOECHAM
Éves
MA M
JJA SzON DJF
Hőmérséklet 0,54 (°C)
0,58
0,60
Csapadék (mm/hó)
9,63
0,64
0,37
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 20–25 év időtartamra, valamint egy felső szintű döntésre alkalmas javaslat összeállítása voltak. A program eredményeként 2008. február 13-án a kormány elfogadta a 2008–2025 időszakra szóló Nemzeti Éghajlatváltozási Stratégiát, amit 2008. márciusában az Országgyűlés ellenszavazat és tartózkodás nélkül elfogadott. A stratégiát a 2007. évi LX. törvény ratifikálta. Letölthető a http://klima.kvvm.hu/index.php című honlapról.
6. Irodalom Anda, A. 2004. A globális felmelegedés és a mezőgazdaság. Természet Világa 135. évf. 2004. II. Különszám p: 65-70. Antal, E. és Szesztay, K. 1992. A várható klímaváltozás és a környezet kölcsönhatásai. In.: Alkalmazkodó mezőgazdaság (ed. Csete L.-Láng I.) AGRO-21 Füzetek Antal, E. 2001. A növényi vízellátottság hazai kérdőjelei a jövő évtizedekben a globális éghajlatváltozás tükrében. In: Berényi Dénes Jubileumi Ünnepsége Előadásai, Debrecen: 119-143. Arzel, O., Fichefet, T. and Goosse, H. 2006. Sea ice evolution over the 20th and 21st centuries as simulated by current AOGCMs. Ocean Modelling 12.: 401-415. Bartholy, J., Mika J., Pongrácz, R. és Schlanger, V. 2005. A globális felmelegedés éghajlati sajátosságai a Kárpát-medencében. In: Éghajlatváltozás a világban és Magyarországon /Takács-Sánta A. (szerk.)/: 129-131. Bartholy, J. és Mika, J. 1998. Éghajlatelőrejelzés, bizonyosságok, kételyek In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ’97, OMSZ, Budapest: 19-32. Bartholy J., Pongrácz R., Gelybó Gy. 2007. Regional cliamte change expected in Hungary for 2071-2100. Applied Ecology and Environmental Research 5./1.: 1-17. Bartholy, J. és Pongrácz R. 2005. Néhány extrém éghajlati paraméter globális és Kárpát-medencére számított tendenciája a XX. században. AGRO-21 Füzetek 40.: 70-93. Bartholy, J. és Schlanger, V. 2004. Az éghajlat regionális modellezése. Természet Világa 135./2. különszám: 40-44. Bíró, D. 2003. A globális klímaváltozás politikatörténete. Napvilág Kiadó, Budapest Broecker, W. 1997. Will Our Ride into the Greenhouse Future be a Smoth One? GSA Today Vol. 7. No. 5. Bussay, A. 1995. 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. 1995. A large Northern Hemisphere terrestrial CO2 sink indicated by the 13C/12C ratio of atmospheric CO 2. Science 269: 1098-1102. 50 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Core, J. 2002. Global Warming Puts the Freeze on Seed Yield. News and Events. http://www.ars.usda.gov Czelnai, R. 1998. Kellemetlen meglepetések az üvegházban In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ’97, Budapest Éghajlatváltozás 2007. Az éghajlatváltozási kormányközi testület (IPCC) negyedik értékelő jelentése. A munkacsoportok döntéshozói összefoglalói.Országos Meteorológiai Szolgálat, Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium, Budapest Harnos, Zs. 1998. 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: 55-66. Hartmann, D. L. 1994. Global Physical Climatology. Academic Press, New York. Haszpra, L. és Barcza, Z. 2005. Légköri szén-dioxid-mérések Magyarországon. Magyar Tudomány 2005. 1: 104-112. Haszpra, L. 1998. A szén-dioxid koncentráció alakulása a légkörben In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ’97, Budapest: 213-217. Haszpra, L. 2004. Üvegházhatás, üvegházgázok. Természet Világa 135./2. különszám: 21-24. Haszpra, L. 2007. A légköri szén-dioxid mérések negyed százada Magyarországon (1981-2006). Légkör 52. 1:4-7. Horváth, L. 2007. Földrajzi analógia meghatározásának néhány módszere és alkalmazási lehetősége. Klíma-21 Füzetek 50: 54-61. IPCC (1990): First Assessment Report, Houghton, J. T.; Jenkins, G. J. , Ephraums, J. J. (Eds.) Cambrige University Press, UK, [LN:www.ipcc.ch ] 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:www.ipcc.ch] IPCC 2000. 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, www.ipcc.ch IPCC 2001. Third Assessment Report-Climate Change 2001. (Houghton J.T., et al., eds.), Cambridge Univ. Press, Cambridge, UK & New York, www.ipcc.ch IPCC 2007. 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, www.ipcc.ch 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. 1998. Szárazföldi felszíni hőmérsékleti trendek In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ’97, OMSZ, Budapest: 79-87. Jolánkai, M., Láng, I. és Csete, L. 2004. Hatások és alkalmazkodás. Természet Világa 135./2. különszám: 16-18.
51 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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. 1989. A three-dimensional model of atmospheric CO2 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.:165-236. Keeling, C. D., Whorf ,T. P., Wahlen M. and van der Plicht, J. 1995. Interannual extremes in te rate of rise of atmospheric carbon dioxide since 1980. Nature 375: 666-670. Kertész, Á., Lóczy, D., Mika, J., Papp, S., Huszár, T. és Sántha, A. 1999.Studies on the impact of global climate change on some environmental factors in Hungary. Időjárás 103. 1: 37-65. Kertész, Á. és Mika, J. 1999. Aridification - Climate Change in South-Eastern Europe. Physics and Chemistry of the Earth 24./10: 913-920. Klímapolitika 2006. Klímaváltozási forgatókönyvek a Nemzeti Éghajlatváltozási Stratégiához. Országos Meteorológiai Szolgálat, ELTE Meteorológiai Tanszék, Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium, Budapest: 11-41. Koflanovits-Adámy E. and Szentimrey T. 1986. The variations of the precipitation amounts in the Carpathian Basin during the present century. Időjárás 90: 206-216. Koppány, Gy. 2002.XXI. századi félelmek drámai éghajlatváltozásoktól. Természet Világa 133./9. http://www.kfki.hu/chemonet/TermVil/tv2002/tv0209/tartalom.html Kordos, L. 2007. Globális klímaváltozás és az élővilág. Klíma-21 Füzetek 49.: 38-44. 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, 181-194. 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, 275-284. Lambert, G., Monfray, P., Ardouin, B., Bonsang, G., Goudry, A., Kazan, V. and Polian, G. 1995.Year-to-year changes in atmospheric CO2. Tellus 47 B: 53-55. Major, Gy. 2004. 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: 197205. Mearns, L.O., Rosenzweig, C., R. Goldberg 1997. Mean and variance change in climate scenarios: methods, agricultural applications and measures of uncertainty. Climatic Change. 35: 367-396. Mészáros, E. 1998. Éghajlat és emberi tevékenység: a jövő nagy kihívása In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ’97, Budapest: 11-14. Mészáros, E. 1999. Éghajlatváltozás és Földünk jövője. Természet Búvár 2: 10-12. Mika, J. 2002. A globális klímaváltozásról. Fizikai Szemle 9: 258-268. Mimikou, M. A. 2004. Impacts of climate change on European hydrological regimes and water resources. The Eggs Articles. http://www.the.eggs.org NÉS, Nemzeti Éghajlatváltozási Stratégia 2007. Munkaváltozat véleményezésre. Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium, Budapest Nováky, B., Bussay, A. és Domonkos, P. 1996. Éghajlati változások hatása az öntözővíz igényre. Éghajlati és Agrometeorológiai Tanulmányok, Budapest, p: 108. Pálvölgyi, T. 2000. Az új évezred környezeti kihívása: az éghajlatváltozás, Környezet és társadalom, XXI. századi forgatókönyvek, L’Harmattan Kiadó, Budapest: 35-45. 52 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A légköri nyomgázok hatása: az üvegházhatás és fokozódásának következményei Pálvölgyi, T. 2004. A globális éghajlatváltozás kilátásai. Természet Világa 135. 2. különszám: 13-15. Rakonczai, L. 2003. Globális környezeti problémák. Lazi Könyvkiadó, Szeged: 75. Schirok-Kriston, I.1994. Temporal variation of the daily extreme high precipitation in Hungary. Időjárás 98: 195-203. Szabó, F., Anda, A., Iványi, K. és Kovács, A. 2003. A felmelegedés várható következményei a legeltetésre alapozott szarvasmarhatartásban. AGRO-21 Füzetek 31: 29-55 Szalai, S., Konkolyné, Bihari, Z., Lakatos, M. és Szentimrey T. 2005. Magyarország éghajlatának néhány jellemzője 1901-től napjainkig. Országos Meteorológiai Szolgálat www.met.hu, Budapest: 4-9. Szalai, S. és Szentimrey, T. 2001. Melegedett-e Magyarország éghajlata a XX. században? In: Dr. sen. Berényi Dénes születésének centenáris jubileumi tudományos ülése (szerk.: Szász Gábor) DE-MTA-OMSZ, Debrecen: 203-214. Szalai, S. 2004. Igazolják-e a felmelegedést a megfigyelt adatok? Természet Világa 135. 2. különszám: 48-50. Szász, G. 1994. Magyarország éghajlata és annak változékonysága. Éghajlat, időjárás, aszály I. (szerk.: Cselőtei L., Harnos Zs.), MTA Aszály Bizottság, Budapest Szépszó, G. and Horányi, A. 2008. Transient simulation of the REMO regional climate model and its evaluation over Hungary. Időjárás 112: 203-232. Tans, P. P., Fung I. Y. and Takahashi, T. 1990. Observational constraints on the global atmospheric CO2 budget. Science 247: 1431-1438. Takács-Sánta, A. (szerk.) 2005. Az Éghajlat-változási Kormányközi Testület jelentése In: Éghajlatváltozás a világban és Magyarországon, Budapest: 15-29. Tar, K. 1998. A magyarországi szélmező statisztikai jellemzői a globális felmelegedéssel összefüggésben. In: Az éghajlatváltozás következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ‚97. (szerk. Dunkel Z.) Országos Meteorológiai Szolgálat, Budapest: 249-258. Tuba, Z. 1995: Növényökofiziológiai válaszok jelenlegi és emelt CO2 szinten. MTA Doktori értekezés. UNEP 2007. Global Environmental Outlook. GEO4. Summary for decision makers. New York, USA: 12. www.unep.org UNEP Grid Arendal 1996. Vital Climate Graphics, Introduction to climate change, Fig. 3. The greenhouse effect www.grida.no/climate/vital/03.htm Warrick, R.A., Gifford, R. and Parry, M.L. 1986. CO 2, climatic change and agriculture. In: The Greenhouse Effect, Climatic Change and Ecosystems, John Wiley Publ., Chichester, UK. http://homepage.mac.com/ourearthmusic/.Public/Arctic_IceLoss1979-2003.jpg http://icos-infrastructure.ipsl.jussieu.fr/index.php?p=hom http://klima.kvvm.hu/index.php Fact,2001 www.carboeurope.org IPCC Első Helyzetértékelő Jelentése 1990., IPCC Második Helyzetértékelő Jelentése 1996 A légköri szén-dioxid mérleg becslése www.nyf.hu/others/html/kornyezettud/global/010.htm
53 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
3.1. ábra - A Nap részei http://www.mindentudas.hu/szego/index.html
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. 1000 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. 10 000 km, hőmérséklete kb. 20 000 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, 11–22 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A napsugárzás és szerepe
tömegben napkitörések (flerek). A flerek megzavarják a Föld mágneses terét, látványos sarki fény1 jelenik meg. Alacsonyra lehúzódik az ionoszféra, s hatására a közeli rádióadót nehezen, vagy zavarosan tudjuk csak fogni.
3.2. 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/m2 energia termelődik, melynek mértékét mi sem fejezi ki jobban, minthogy ¼ km2 -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–2s–1-ban. Ha energiaösszegben adjuk meg a sugárzást, akkor MJm–2idő–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 (10–9–109 μm): 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. 1
55 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A napsugárzás és szerepe
Kozmikus sugárzás
10–9–10–7 μm
γ-sugárzás
10–7–10–5 μm
Röntgensugárzás
10–5–10–1 μm
UV sugárzás
10–1–4·10–1 μm
Fény
4·10–1–8·10–1 μm
Infravörös sugárzás
8·10–1–3,5·102 μm
Elektromos rövidhullámok 3,5·102–106 μm Rádióhullámok
106–109 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 (400–700 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 (380–720, illetve 400–700 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A napsugárzás és szerepe
A kisugárzott energia (Eλ) függ a sugárzás hullámhosszától (λ) és a sugárzó test hőmérsékletétől (T):
3.1. egyenlet - 3.1
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>E2>E3, s minél magasabb a sugárzó test hőmérséklete, a legnagyobb energiahozamú hullámhossza annál rövidebb, λ 1<λ2<λ3 (lásd. a 3.3. ábrán).
3.3. 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 - 3.2
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 - 3.3
57 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A napsugárzás és szerepe
ahol ε: emissziós tényező2 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 - 3.4
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 - 3.5
ahol I0 a felszínre érkező sugárzás mennyisége, l a sugárzás által megtett út hossza, Ina sugárzó test felszíne által kisugárzott sugárzásmennyiség.
1.1. A sugárzás útja a légkör tetejéig A Nap által termelt 63 MW/m2-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/m2. 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.
3.4. ábra - A Nap és a Föld helyzete (Übelacker 1992)
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 2
58 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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. 100 000 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. 40 000 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 22 000 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).
3.5. ábra - A Föld Nap körüli keringésének paraméterei
59 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 (CO2) okozzák. Az elnyelésért felelős komponensek a teljesség igénye nélkül: a víz és módosulatai (vízgőz, jég), CO2, O3, por, korom, aeroszolok stb.
3.6. ábra - A Nap spektruma a légkör felső részén és a talajfelszínen http://www.tankonyvtar.hu/site/upload/2008/09/kepek_0071.jpg
60 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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/λ4). 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 0°.
3.7. 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 - 3.6
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A napsugárzás és szerepe
3.7. egyenlet - 3.7
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).
3.1. 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
0,05–0,45 (nedvességtartalomtól függ →szín!)
Szántóföldi növények
~0,2
Lombos erdő
0,15–0,2
Tűlevelű erdő
0,1–0,15
3.8. ábra - Az albedó napmagasság függése – napi változása – egy idealizált derült napon júliusban, kukoricaállományban
63 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A napsugárzás és szerepe
2.1. A sugárzási mérlegek Rövidhullámú sugárzási egyenleg (Qr) 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 - 3.8
ahol G: globálsugárzás α: albedó αG: a globálsugárzás visszaverődött része. Hosszúhullámú sugárzási mérleg (Qh) A Föld kisugárzását számszerűsíti, energiaveszteséget ír le:
64 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A napsugárzás és szerepe
3.9. egyenlet - 3.9
ahol E: a felszín által kisugárzott energia, melyet a Stefan-Boltzmann-törvénnyel számíthatunk V: a légköri visszasugárzás. Teljes vagy nettó sugárzási mérleg (Rn) A nettó energiamérleg a felszín felhasználható energia nyereségét fejezi ki a két előbbi mérleg különbségeként. Az összes földi energiaigényes folyamat energia forrása.
3.10. egyenlet - 3.10
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).
3.9. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 CO2 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 CO2 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 CO2-tartalmának emelkedése megnöveli a koncentrációkülönbséget, s azonos sztóma nyitottság esetén a jelenleginél fokozottabb CO2-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. C3-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 C4-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 O2 és a vízgőz.
3.1. 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).
3.10. ábra - Három eltérő fejlődési állapotban lévő falevél http://upload.wikimedia.org/wikipedia/hu/3/38/Falevel-spektrum.gif
66 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
reflexiója
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 3.11. 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.
3.11. ábra - Egyedi levél fényabszorpciója
67 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A napsugárzás és szerepe
A három sugárzási tag összegére bármely időpillanatban igaz:
3.11. egyenlet - 3.11
Grafikusan kifejezve a levél sugárzási mutatóinak együttes változását a 3.12. ábra tartalmazza. Az ábrán jól követhető a fénynél jelentősen nagyobb sugárzási tartományt felölelő egyedi levél sugárzásabszorpciója.
3.12. 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 (Gc) a Beer-törvény alkalmazásával Monsi és Saeki (1953) írta le először, ahol a különböző rétegekben (z) mért sugárzásgyengülés függ az állomány tetejére érkező sugárzásintenzitásától (Go), az adott rétegig meghatározott levélfelület nagyságától (LAI)3, valamint a levelek elhelyezkedését számszerűsítő extinkciós koefficienstől (k):
3.12. egyenlet - 3.12
A k tényezőt döntően a levelek szárral bezárt szöge determinálja. Értéke 0
Az egységnyi talajfelületre jutó zöld levelek területét m2-ben a levélfelület-index adja meg. Az angol rövidítésből a LAI kifejezés a magyar szakirodalomban is meghonosodott. 3
68 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A napsugárzás és szerepe
3.13. 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.
3.13. egyenlet - 3.13
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 (BudaySántha 2006):
Növények által megkötött energia
Növényevő állatok
Ragadozók
Dögevők
Lebontó szervezetek
100
10–20
0,5–1
0,1–0,2 →
0,01–0,02
Veszteség
80–90
9,5–1,9
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 (QH) kicserélődésének mértéke:
3.14. egyenlet - 3.14
ahol ρ: a levegő sűrűsége [kgm–3], Cp: állandó nyomáson vett fajhő [J kg–1K–1], (Tc – Ta): növény és léghőmérsékleti differencia [K], ra: a határréteg ellenállás [sm–1]. Az energiaáramlás iránya szélcsendben a (Tc – Ta) 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 (rbw). Az energiamozgás a folyékony víz gőzzé alakulásakor realizálódik. Az állomány párolgási energiája (QLE):
3.15. egyenlet - 3.15
ahol q*(Tc)–q: az adott levélhőmérséklethez vízgőzkoncentrációjának különbsége [hPa],
tartozó
telítési
vízgőzkoncentráció
és
a levegő
tényleges
rs: 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 (Rn) 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).
3.14. ábra - Az állományklíma elemeinek – szél: u; léghőmérséklet: T; vízgőznyomás: e és CO2-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 (Rn) és a CO2 felhasználása (c) a nappali időszakban az ábrán jól nyomon követhető. Az éjszakai órákban a talaj, mint CO2-forrás működik. Az állomány feletti logaritmikus skálát követő szélsebesség alakulást a növények sajátosan módosítják (u).
71 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A napsugárzás és szerepe
A sugárzási környezet hatása a növények csoportjaira A napsütéses órák száma, amikor az energiahozam a 150–200 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: 20–22 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 12–16 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 35–40°-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 2koncentrációja, mely kevés sugárzásnál is lehetővé teszi a megfelelő asszimilációt (Bacsó 1973). 72 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A napsugárzás és szerepe
5. Irodalom Bacsó, N. 1973. Bevezetés az agrometeorológiába. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest, p: 330. Buday-Sántha, A. 2006. 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. 323. Monsi, M. and Saeki, T. 1953: Über den Lichtfaktor in den Pflanzengesellschaften und seine Bedeutung für die Stoffproduktion. Jap. J. Bot. 14: 22-52. Monteith,J.L. 1965. Radiation and crops. Exp. Agric. Rev. 1: 241-251. Monteith, J.L. and Unsworth, M.H. 1990. Principles of environmental physics, 2nd ed. Edward Arnold, London, United Kingdom. Oke, T. R.1978. 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. 1997. Meteorológiai alapismeretek. Kertészeti és Élelmiszeripari Egyetem, Budapest p: 289 Übelacker E. 1992. A Nap. Tessloff és Babilon Kft., Budapest Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs., Enzsölné G.E. 2006. Az éghajlati változékonyság és az agroökoszisztémák. Nyugat-Magyarországi Egyetem, Mosonmagyaróvár, p: 410. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs. 2004. Az éghajlati változékonyság és az extrém jelenségek agroklimatológiai elemzése, Nyugat-Magyarországi Egyetem Mezőgazdaság – és Élelmiszerzudományi Kar, Mosonmagyaróvár http://upload.wikimedia.org/wikipedia/hu/3/38/Falevel-spektrum.gif http://www.mindentudas.hu/szego/index.html http://www.tankonyvtar.hu/site/upload/2008/09/kepek_0071.jpg
73 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
4. fejezet - Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Az energiaháztartás alapegyenlete (Rn), a hőháztartási mérleg – a nettó sugárzási egyenleg – energiafelhasználását számszerűsíti. A legnagyobb arányú fogyasztó a párolgási energia (QLE), mely ismertetésének külön fejezetet szentelünk. A talaj (QG) – és a levegő (QH) hőforgalma –, az egész Földre vonatkozó átlagban – kb. azonos nagyságrendű (mintegy 10–15% fejenként). A fotoszintézisben megkötött energia (QF) a teljes mérleg csupán 1–2%-a, ezért hacsak nem ez képezi a vizsgálat célját, gyakran elhanyagoljuk. Az egyenlet ezek alapján:
4.1. egyenlet - 4.1
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).
4.1. ábra - A hőháztartási mérleg komponenseinek napi változása El Mirage sivatagában (Kalifornia) egy derült júniusi napon Vehrencamp (1953) nyomán. A QΔssel az energia tározását jelöltük. A többi jelölés egyezik a szövegben feltüntetettekkel
74 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei
A sivatagot tartalmazó ábrán a víz szűkösségére utaló, a párolgási energiát reprezentáló QLE 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 QH 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
4.1. táblázat - A természetes anyagok néhány hőfizikai tulajdonsága ρ Anyag
Megjegyzések
sűrűség
Cp fajhő
k C hőkapacitás (J·m–3·K–1·103)
hővezető képesség
(kg·m–3·103)
(J·kg–1·K– 1 ·103)
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
10 °C, nyugodt
0,0012
1,01
0,0012
0,025
turbulens
0,0012
1,01
0,0012
~125
(W·m–1·K–1)
Homoktalaj
Agyagtalaj
Tőzeg
Hó
Levegő
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 cm2-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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
4.3. 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).
4.4. ábra - Néhány mélységi réteg talajhőmérsékletének 1997. évi változékonysága Keszthely adatai alapján
78 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
4.5. ábra - Néhány növényfaj talajhőmérsékleti optimumgörbéi Metherell et al. (1993) nyomán
79 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 sugárzása1 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.
4.6. ábra - Az áramlási cella sematikus rajza
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). 1
80 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 14–15 óra között mérhetjük (4.7. ábra).
4.7. ábra - A léghőmérséklet napi menete teljesen derült időben Keszthelyen. A június végi nap napi középhőmérséklete 21,9 °C volt
81 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
4.8. ábra - A léghőmérséklet éven belüli változékonysága Keszthelyen 1871–2000 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
4.9. 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: • tumin: ultraminimum hőmérséklet • to: bázishőmérséklet (biológiai nullapont; minimum hőmérséklet) • topt: optimum hőmérséklet 83 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei • tmax: maximum hőmérséklet • tumax: ultramaximum hőmérséklet A növények két küszöbhőmérséklete a két halálpont, mely között a növényi élet lehetséges (ultraminimum hőmérséklet, tumin és az ultramaximum hőmérséklet, tumax). 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 k1 és k2 állapot között két megadott energiaszinten, hőmérsékleten (T1 és T2) az alábbi:
4.2. egyenlet - 4.2
ahol a konstans. Az egyenletet átalakítva (logaritmizálva, rendezve) a következő ismertebb formátumot kapjuk:
4.3. egyenlet - 4.3
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 - 4.4
Amennyiben a Q10 = 2, akkor az életfolyamat intenzitása megkétszereződik. A topt-tól a tmax-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.
4.10. ábra - A léghőmérséklet optimumgörbéi három eltérő melegigényű növényfajnál
84 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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, 15–18 °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 25–31°C, a forró égövről származóaké pedig 31–37 °C (Mavi és Tupper 2004). A maximum hőmérsékletek általában 31–37 °C és 44–50°C közöttiek a magasabb, illetve az alacsonyabb földrajzi szélesség növényeinél. A mérsékelt égöv növényeinek tmax 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 CO2-koncentrációnál és fénytelítési pontnál növény kategóriánként Larcher (1980) foglalta össze (4.2. táblázat). Megjegyezzük, hogy a meghatározás idején a légköri CO2-koncentráció alig haladta meg a 300 ppm-et, mely napjainkban már 380 ppm feletti.
4.2. táblázat - A nettó fotoszintézis léghőmérsékleti függésének szélső értékei az átlaggal az eltérő termőhelyek növényeinél. A CO2-koncentráció az átlagos légkörivel egyezett, a sugárzás intenzitás pedig a fénytelítődési ponton volt (Larcher 1980) Szén-dioxid-megkötés hőmérsékleti határai (°C) Növénycsoport C4-es forró élőhelyű C3 gabonafélék Alpesi növények Örökzöld trópusi fák Mérsékelt zóna lombhullató fái
Alsó határ
Optimum
Felső határ
–5-7
35-45
50-60
–2-0 felett
20-30
40-50
–7 - –2
10-20
30-40
0-5
25-30
45-50
–3 - –1
15-25
40-45
85 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Örökzöld tűlevelűek Tundra cserjéi Hideg területek zuzmói
–5 - –3
10-25
35-42
–8
15-25
40-45
–25 - –10
5-15
20-30
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 20–30 °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
3–4,5
25
30–32
Árpa
3–4,5
20
38–40
Kukorica
8–10
32–35
40–44
Rizs
10–12
30–32
36–38
Dohány
13–14
28
35
Cukorrépa
4–5
25
28–30
Borsó
1–2
30
35
Zab
3–4
25
30
Cirok
8–10
32–35
40
Lencse
4–5
30
36
Sárgarépa
4–5
8
25
Sütőtök
12
32–34
40
Éghajlati sajátosságainkat ismerve a hőmérsékletigény fokozatos figyelmet tavasszal, a vetés időpontjának meghatározásakor igényel. Néhány termesztett növényünk bázishőmérséklete az alábbiak szerint alakul:
86 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Gabonafélé k
1–2 °C
Mák
2–3 °C
Sárgarépa
3–4 °C
Kukorica
8–10 °C
Rizs
12–14 °C
Dinnye
15–17 °C
Borsó
1–2 °C
Hagyma
2–4 °C
Burgonya
7–8 °C
Szója
10–12 °C
Uborka
13–15 °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- (tmax) és a miniumhőmérséklet (tmin) közepe adja a napi középhőmérsékletet ():
4.5. egyenlet - 4.5
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 - 4.6
A kizárólag pozitív napi középhőmérsékletű napok átlaghőmérsékleteinek (0<) összege adott időtartamra pl. n napra adja az aktív hőmérsékleti összeget (Σta):
4.7. egyenlet - 4.7
87 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 (Σteff), 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 - 4.8
Határozzuk meg a kukorica aktív és effektív hőmérsékleti összegeit, ha a napi középhőmérsékletek rendre t 1=10 °C, t2=13 °C, t3=15 °C, t4=5 °C, t5=–1 °C. Legyen a kukorica bázishőmérséklete (t b) 9 °C! Az aktív hőmérséklet összeg: Σta = t1+t2+t3+t4 = 43 °C Az effektív hőmérséklet összeg: Σteff = (t1–tb) + (t2–tb) + (t3–tb) = 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
4.4. táblázat - Néhány anyag emissziós tényezőjének léghőmérsékleten, hosszúhullámú sugárzásra vonatkozóan) Emissziós tényező (ε)
89 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
alakulása
(25
°C-os
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 1978. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
4.11. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei magában foglaló néhányszor 100 m2-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.
4.12. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei
4.9. egyenlet - 4.9
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.
4.1. 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).
4.13. ábra - A vízstressz-index grafikus közelítése Idso et al. (1981) alapján
93 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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:
4.10. egyenlet - 4.10
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).
4.14. ábra - Az őszi búza hőmérsékleti differencia-termés kapcsolata. A betűk eltérő vízellátottságot jelenítenek meg a jó vízellátottságtól (F) az aszályos helyzetig (O).
94 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
4.15. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 4.16. 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.
4.16. ábra - A vízstressz-index alakulása humid évjáratban evapotranszspirométerben (ET) és a kontroll parcellán (P)
96 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
4.17. ábra - Növényhőmérséklet-vizsgálatok három eltérő fajtájú cukorrépaállományban (1992)
97 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 135–225 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).
4.5. táblázat - A három cukorrépafajta produktivitási mutatói 1992-ben Fajta neve
Gyökér (kg/m2) Cukortartalom
Cukortermés (kg/m2)
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
4.18. 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. 1991. A csapadékmező átrendeződése Magyarországon a XX. sz. folyamán. Éghajlatingadozások Magyarországon. Előadás elhangzott MTESZ/MMT Ankét, Budapest, 1991. V. 23.
In:
Anda, A. 1987. A kukorica néhány sugárzás-, hő- és vízháztartási komponensének alakulása a N-ellátottság függvényében. Növénytermelés. Tom. 36. No. 3:161-170. Anda, A. 1993. Potential Use of the Scheduler Plants Stress Monitor in Soybean. CATENA Soil Technology. Vol. 6, p. 137-144. Blad, B. L., Gardner, B. R., Steinmetz, S. and Rosenberg, N. J. 1982. Plant and air temperature patterns in alfalfa, corn, grass, sorghum and soybean as measured with thermocouples and infrared thermometers. Agronomy J. 74: 10-13.
99 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az energiaháztartás alapegyenletének (hőháztartási egyenleg) komponensei Bonhomme, R. 2000. Beware of comparing RUE values calculated Par vs. solar radiation or absorbed vs intercepted radiation. Field Crops Res. 68: 247-252. Clum, H. H. 1926. The effect of transpiration and environmental factors on leaf temperature. I. Transpiration. Am. J. Bot. 13:194-230. Curtis, O. F. 1938. Wallace and Clum, „Leaf Temperature” A critical analysis with additional data. Am. J. Bot. 25:761-771. Ehleringer, J. R. 1985. 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. 162-80. Hayasaka, M. and Imura, E. 1996. 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: 72-78. Holland, J. Z. 1971. Interim report on results from the BOMEX core experiment. BOMEX Bull. No. 10, NOAA, US Dept. Commerce, 31-43. Idso, S. B., Jackson, R. D., Pinter, Jr .P. J., Reginato, R. J. and Hatfield, J. L. 1981. Normalizing the stressdegree-day parameter for environmental variability. Agric. Met. 24:45-55. Idso, S. B., Jackson, R. F., Ehler, W. L. and Mitchell, S. T. 1969. A method for determination of infrared emittance of leaves. Ecology 50, 899-902. Larcher, W. 1980. Physiological Plant Ecology. Springer Verlag, Berlin Mavi, H. S. and Tupper, G. J. 2004. Agrometeorology. Principles and applications of climate studies in agriculture. Haworth Press, New York-London-Oxford, p: 364. McMaster, G. S. and Wilhelm, W. W. 1977. Growing-degree-days: One equation, two interpretations. Agric. Forest Meteorol. 87: 291-300. Metherell, A. K., Harding, L. A., Cole, C. V. and Parton W. J. 1993. 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. 1923. Some observations on the temperature of leaves of corn plants. J. Agric. Res. 26:15-43. Monteith, J. L. 1973. 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. 1990. Heat units to predict tomato harvest in southest USA. Agric. Forest Meteorol. 84: 249-254. Stoll, A. M., and Hardy, J. D. 1952. A method for measuring radiant temperature of the environment. J. Appl. Physiol. 5: 117-124. Oke, T. R. 1978. Boundary Layer Climates. London. Methuen and CO LTD A Halsted Press Book John Wiley and Sons New York. pp. 370. Porter, J. and Gavin, M. 2000. Temperature and the growth and development of wheat: A review. Eur. J. Agronomy 10:23-36. Urbán, L. 1993. Alkalmazott meteorológia. Egyetemi jegyzet, Gödöllői Agrártudományi Egyetem, Gödöllő Vehrencamp, J. 1953. Experimental investigation of heat transfer a tan air-earth interface. Trans. Amer. Geoph. Union, 34: 22-30. Waggoner, P. E. and Shaw, R. H. 1952. Temperature of potato and tomato leaves. Plant Physiol. 27:710-724.
100 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 - 5.1
ahol QLE: az energia-áram sűrűség [Wm–2], L: párolgási latens hő [Jkg–1], E: a párolgás intenzitása [kgm–2s–1] A latens hő (L) az egységnyi tömegű víz gőzzé történő átalakításához szükséges energia, amelynek értéke hőmérsékletfüggő: 20 °C-on 2,48×106 J kg–1, 30 °C-on pedig 2,43×106 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.
5.1. ábra - A hidrológiai ciklus vázlatos rajza
101 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
5.1. táblázat - A globális víztározók vízforgalmának tagjai (a benne foglalt vízmennyiségek 106 km3-ben kifejezve) Bevétel Világóceán
Kiadás
Csapadék
416 Párolgás
Lefolyás a kontinensekről Lefolyás a jégtakaróból Szárazföldek
Csapadék
sarki
36
454 Σ 454
2 Σ 454 108 Párolgás
72
Σ 108 Lefolyás
36 Σ 108
Sarki
hó-
és Csapadék
2 Párolgás
0,1
102 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A víz a környezetben
jégtakaró
Σ 2 Lefolyás
1,9 Σ2
Légkör
Párolgás
526 Csapadék Σ 526
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 12 006 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 (Lfa) 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 – Ef – és alatti – Efa – 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 - 5.2
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
5.2. ábra - Két különböző hőmérsékletű légtömeg keveredése (Merza – Szinell, www.fsz.bme.hu/mtsz/szakmai/tvok11.htm
104 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
5.5. ábra - A WMO által javasolt felhőkategorizálás
106 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
2.1. A csapadékosság leírására szolgáló mutatók A leggyakrabban használt csapadékossági jellemző a csapadék mennyisége, melyet milliméterben adunk meg. 1 m2 területen az 1 mm csapadék térfogata 1 dm3, 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 40–50 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 - 5.3
109 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 (es), szintén nyomás mértékegységben kifejezve. Megmutatja, hogy adott hőmérsékleten mennyi a maximálisan befogadható vízgőz mennyisége. A léghőmérséklet (t) és nedvességbefogadó képesség közti kapcsolatot (es) a Magnus-Tettens egyenlet adja meg:
5.4. egyenlet - 5.4
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.
5.6. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A víz a környezetben
5.5. egyenlet - 5.5
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 - 5.6
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 - 5.7
ahol PET potenciális evapotranszspiráció [mm/nap], s telítési gőznyomás függvény meredeksége, Rn sugárzási mérleg, γ a pszichrometrikus konstans [0,67hPa/K], f(u) a szél egyenlet Penman szerint, es 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 (ETakt). 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 (ETopt) 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 m2, 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
5.8. 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.
5.9. 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. http://www.iac.ethz.ch/en/ research/riet/instruments.html
113 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A víz a környezetben
Ugyanez a liziméter beüzemelve az 5.10. ábrán látható.
5.10. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 - 5.8
A következő lépésben a talaj energiaforgalmát (QG) az egyenlet mindkét oldalából kivonjuk, s elosztjuk az egyenlet mindkét oldalát a párolgási energiával (QLE):
5.9. egyenlet - 5.9
A QH/QLE 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:
5.10. egyenlet - 5.10
ahol KH és KW: a hőre és vízre vonatkozó kicserélődési együtthatók, a feltételezés szerint azonos nagyságúak, ezért az egyenletben egyszerűsíthetünk velük. A ta 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 – cp 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:
5.11. egyenlet - 5.11
S végül a párolgás intenzitást (E) kifejezve:
5.12. egyenlet - 5.12
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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:
5.13. egyenlet - 5.13
ahol u: szélsebesség. A vízfelszínek párolgásszámításánál az adott vízfelszín-hőmérséklethez tartozó telítési gőznyomás az es, 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:
5.14. egyenlet - 5.12
ahol es: 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 (w1) és végső időpontjaiban (w2) rendelkezünk talajnedvesség-adatokkal:
5.15. egyenlet - 5.15
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 (ETakt) számítására alkalmas módszert mutatunk be Antal (1968) eljárását követve. 116 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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:
5.16. egyenlet - 5.16
ahol a telítési hiány (es–e) és a léghőmérséklet (ta) 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:
5.17. egyenlet - 5.17
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 EToptértéke, 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:
5.18. egyenlet - 5.18
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).
5.2. táblázat - A növénykonstans alakulása Posza és Stollár (1983) által végzett megfigyelések szerint Hónap
Deká Őszi d búza
Őszi árpa
Kuko Cukor Burgo Zöldb Zöldb Parad Ubor rica répa nya orsó ab icsom ka
117 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A víz a környezetben
Március
Április
Május
Június
Július
Augusztu s
Szeptemb er
Október
1.
–
–
–
–
–
0,38
–
–
–
2.
–
–
–
–
–
0,40
–
–
–
3.
–
–
–
–
–
0,42
–
–
–
1.
0,63
0,71
–
0,54
0,55
0,46
–
–
–
2.
0,77
0,73
0,47
0,54
0,55
0,51
–
–
–
3.
0,92
0,77
0,49
0,56
0,57
0,59
–
–
–
1.
1,00
0,24
0,52
0,58
0,60
0,70
0,48
–
0,44
2.
1,00
0,91
0,56
0,62
0,68
0,87
0,49
0,47
0,46
3.
1,00
0,99
0,62
0,70
0,83
1,00
0,52
0,53
0,51
1.
0,99
1,00
0,71
0,82
0,98
0,94
0,58
0,60
0,57
2.
0,88
1,00
0,80
0,94
1,02
0,69
0,67
3.
0,74
1,00
0,89
1,00
1,00
0,60
0,79
0,82
0,72
1.
0,59
0,93
0,94
0,98
0,95
–
0,91
0,95
0,82
2.
0,49
0,76
0,97
0,94
0,86
–
0,91
1,00
0,96
3.
–
–
0,95
0,86
0,75
–
0,79
1,00
1,00
1.
–
–
0,91
0,79
0,67
–
0,66
1,00
1,00
2.
–
–
0,84
0,75
0,64
–
0,59
0,86
0,89
3.
–
–
0,76
0,73
0,62
–
–
0,73
0,73
1.
–
–
0,65
0,71
0,60
–
–
0,60
0,61
2.
–
–
0,65
0,71
0,60
–
–
0,60
0,61
3.
–
–
0,53
0,70
–
–
–
0,51
–
1.
–
–
–
0,68
–
–
–
–
–
2.
–
–
–
0,68
–
–
–
–
–
3.
–
–
–
–
–
–
–
–
–
0,70
Szintén a növénykonstans évi dinamikáját tartalmazza három fontos növényfajra vonatkozóan az 5.11. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A víz a környezetben
5.11. 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:
5.19. egyenlet - 5.19
A szabad vízfelszín párolgásának mérése A meteorológiai állomásokon általában több (0,3 m2-től akár 20 m2-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 CO2 mellett alapanyag (proton). • A biokémiai folyamatokban reakcióközeg.
119 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 (CO2, SO2, 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.
4.1. 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 rsoil és rroot-tal jelöltünk a bemutató ábránkon (5.12. ábra). A talaj mindenkori nedvességtartalmától és típusától függ a talajellenállás (rsoil) értéke, a gyökér kiterjedése és fejlettsége szabja meg a gyökérellenállást (rroot), amely a növény vízfelvételét határolja be. Az rxylém a víz (oldat) száron belüli mozgását szabályozza, rleaf-fel a levél teljes diffúziós ellenállás rendszerét jelöltük. Az rb és ra 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.
5.12. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
5.3. táblázat - Az aerodinamikai ellenállás alakulása néhány felszín felett (Oke 1987 nyomán) Felszín
Ellenállás (s/m)*
Vízfelület
200
Legelő
70
Szántóföldi növények
20–50
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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:
5.20. egyenlet - 5.20
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; υm: matrix potenciál) vagy oldat megjelenését vonja maga után (tápanyag-víz együttes felvétele, υo: 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: υp). A három részpotenciál algebrai eredője a talaj-növény-légkör rendszer teljes vízpotenciálja (υ):
5.21. egyenlet - 5.21
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. 30 000 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:
5.22. egyenlet - 5.22
4.2. 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 CO2-felvétel mellett minimalizálják a felesleges vízveszteséget. A növény teljes anyagforgalma (CO2-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 CO2-ot csak nehezen engedi áthatolni. A víz mozgásával szemben fellépő ellenállás a kutikuláris ellenállás (rc). 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 (rs).
5.13. ábra - A sztóma felépítése és a víz útjában fellépő diffúziós ellenállások (Magyarázat: lásd a szövegben) 122 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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, (ri) – és a levélen kívüli levegő alacsonyabb vízgőz-koncentrációja közt szinte állandóan meglévő különbség jelenti. A 3-as egységnél fellépő ellenállás az rm. 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:
5.23. egyenlet - 5.23
ahol clevél: adott levélhőmérséklethez tartozó telítési vízgőz-koncentráció, clevegő: 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).
5.4. táblázat - A levél ellenállásainak nagyságrendje Jones (1983) nyomán. A gyakorlatban többször használjuk az ellenállás reciprokát, a vezetőképességet is
123 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A víz a környezetben
Ellenállás: r (s cm– Vezetőképesség: g (mm s– 1 1 ) ) Intercelluláris járatok és mezofill sejtek együttesen (ri + rm) Kutikuláris ellenállás (rc)
<40
>25
2000–10 000<
0,1–0,5
Minimális értékű sztómaellenállás (rs) Xerofitonoknál
200–1000
1–5
Mezofitonoknál
80–250
4–13
Maximális sztómaellenállás (zárt rések)
5000<
<0,2
Határréteg ellenállás (rb)
10–100
10–100
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 (rs) 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).
5.14. ábra - Tranziens típusú porométer (Delta T AP 4 típusú).
124 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
5.15. ábra - A cukorrépa megvilágított levelén mért sztómaellenállás alakulása (Anda 1995)
125 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
5.16. 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).
5.17. ábra - Kukorica sztómaellenállásának %-os megoszlása a növénymagasság különböző levélszintjein (Anda et al. 1997)
126 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 CO2-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.
5.18. ábra - A sztómaellenállás (rs) és néhány környezeti tényező kapcsolatának vázlatos rajza. A Tc 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.
5.19. ábra - A sztómaellenállás napi változása kukorica két vízellátottsági szintjén Keszthelyen. Az óraértékeken feltüntetett függőleges vonal a szórást, a mérések változékonyságát jelzik (Anda 2001)
127 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 150–200 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.
5.5. táblázat - A transzspiráció napi összegei és a sztómaellenállás napi átlagai 1987 tenyészidőszakának eltérő időpontjaiban Keszthelyen kukoricában Napi párolgás mm/m2
rs 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±0,98
3-4
Június 30.
3,46±0,22
4,9±0,66
0
Július 20.
4,58±0,96
8,8±1,02
3-4
Augusztus 1.
4,17±0,8
9,1±0,71
1-4
Idő
128 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
5.20. 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.
5.21. ábra - A balatoni nád transzspirációjának napi összegei 2005 tenyészidőszakában (Anda és Boldizsár 2005)
129 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 (Rn) összekapcsolva a Budiko-féle ariditási indexhez (A) jutunk:
5.24. egyenlet - 5.24
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A víz a környezetben
Anda, A. 2001. Az állományklímát befolyásoló néhány eljárás mikrometeorológiai elemzése. Akadémiai Doktori Értekezés. Anda, A. 1995. A cukorrépa sztóma ellenállásának mérése és alakulása három egymást követő évben. Cukorrépa 2: 9-12. Anda, A. 1989. A sztóma ellenállás kapcsolata néhány környezeti tényezővel és alkalmazása a transzspiráció számítására.Növénytermelés 4: 289-297. Anda, A. and A. Boldizsár 2005. Transpiration and plant surface temperatures of reedbeds with different watering levels. G. for Agric. 8. 1: 39-52. Anda, A. és Burucs, Z. 1997. 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. 1997. Measurement of mean stomatal resistance in maize. Időjárás Vol. 101 No.4 p: 275-288. Antal, E. 1968. Az öntözés előrejelzése meteorológiai adatok alapján. Kandidátusi értekezés. Budapest Jones, H.G. 1983: Plants and microclimate. Cambridge University Press. P. 323. Cambridge London-New YorkNew Rochelle-Melbourne-Sydney. Larcher, W. 1980. Physiological Plant Ecology. Springer Verlag, Berlin Oke, T. R.1987. Boundary Layer Climates. Routledge Taylor and Francis Group, London and New York. P: 435. Second Edition. Posza, I. és Stollár, A. 1983 A tényleges párolgás számításához használt növénykonstansok értékei több évi mérés alapján. Időjárás 87:170-177. Yasutake, D., Kitano, M., Kobayashi, T., Hidaka, K. Wajima, T. and He, W. 2006. Evaluation of canopy transpiration by applying a plant hormone abscisic acid. Biologia, Bratislava 61. (Supplement) 19: 315-319. http://www.iac.ethz.ch/en/research/riet/instruments.html www.fsz.bme.hu/mtsz/szakmai/tvok11.htm Merza – Szinell
131 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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. 3–1. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) normálértékek kiszámítására standard időtartamnak a 30 éves időszakot veszi alapul. Először az 1931–60-as, majd az 1951–80 időszak adataiból számított éghajlati normálértékek (törzsértékek, klímanormálok) alapján kellett jellemezni az éghajlatot. Az 1991-es évtől pedig az 1961–90-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 (λEmax=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 3,8×1026W. A légkör külső határán, a napsugarakra merőleges 1 m2-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) 147,1×106 km, naptávolban (afélium) 152,1 ×10 6 km, közepes naptávolság esetén pedig 149,5 ×106 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) I0 : l2 (Newton-törvénye). Mivel az Imax : Imin = 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 92 000 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 23,5°. 41 000 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 26 000 éves periodicitással, s ezt nevezzük precessziónak. A negyedik tényező a perihélium pontnak a tavaszponthoz viszonyított eltolódása. 110 000 év alatt a perihélium pont körbe jár az égi egyenlítőn, vagyis változik a napközel és a naptávol bekövetkezésének időpontja.
6.1. ábra - A Föld pályaelemei: A: precesszió, B: excentricitás, C: a Föld forgástengelyének hajlásszöge http://higheredbcs.wiley.com/legacy/college/levin/0471697435/chap_tut/chaps/chapter15 -06.html
• 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
6.2. 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 Iv < I sugárzásmennyiség kerül, ahol Iv=I× sin m. Közepes Föld-Nap távolság esetén a légkör külső határán merőleges sugárbeesés mellett egységnyi felületre időegység alatt érkezik a napállandó, amit I0-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 = I0 : l2). E két egyenletet egyesítve kiszámíthatjuk adott beesési szög mellett mekkora sugárzásmennyiség érkezik a vízszintes felszínre.
6.1. egyenlet - 6.1
• 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 : If = q = 0,93, ahol q az ideálisan tiszta, száraz levegő komplex átbocsátási tényezője. A sugárzásgyengítés mértékét a Bougner-Lambert törvény adja meg: If = I · qz, ahol z a relatív úthossz: z = 1 : sin m. Az ideálisan tiszta száraz légkör 135 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 (Ifv): Ifv = IqAz, 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 50–60°. 2. 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; Sk) és szórt sugárzás (diffúz vagy égbolt sugárzás; Ssz) formájában éri el a felszínt. A közvetlen és szórt sugárzás összege a globálsugárzás (G): G = Sk + Ssz. 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 (Qr), ha a besugárzásból (G) kivonjuk a felszín által visszavert sugárzás mennyiséget: Qr = G – aG.Qra felszín rövidhullámú sugárzási egyenlege. A felszín az elnyelt Qr 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 (Qh). Az effektív kisugárzás lényegében a felszín hosszúhullámú sugárzási egyenlege: Qh = E – V. A kettő különbsége adja meg a nettó sugárzási egyenleget (Rn).
6.3. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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.
6.2. egyenlet - 6.2
6.3. egyenlet - 6.3
ΔP: a két pont közötti nyomáskülönbség, P1: az egyik pontban mért nyomás (kisebb), P2: 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.
6.4. ábra - A Hadley-cella, ha csak a bárikus gradiens erő működtetné a légáramlást http://apollo.lsc.vsc.edu/classes/met130/notes/chapter10/single_cell.html
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
6.5. ábra - A termikus egyenlítő júliusi és januári helyzete (Péczely 1998)
6.6. ábra - A trópusok keleti szélrendszerének modellje (Péczely 1998)
138 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 50–60° 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 200–300 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.
6.7. ábra - A nagy földi légkörzés rendje (Szegedi)
139 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 1000–3000 mm körüli, de India ÉK-i részén, a Kasi-hegységben (Cherrapunji) 10 000 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.
6.8. ábra - A trópusi monszun modellje (Péczely 1998)
140 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 12–13 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
6.9. ábra - Az óceáni szállítószalag (IPCC, www.ipcc.ch)
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 1000–2000 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
6.10. 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.
6.11. ábra - A földfelszínen mért besugárzás átlagos évi összege (MJ·m–2) Budiko és Landsberg nyomán (Péczely 1998)
143 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 20°–40° szélességek között található a szubtrópusi csapadékszegény övezet, amely egybeesik a szubtrópusi anticiklon övével. A mérsékelt övben a 40°–60° 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 50°–70° 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 20°–30° szélesség között Földünk csapadékszegény sivatagi területeinek jelentős részét találjuk az afrikai kontinensen. Ugyanakkor HátsóIndiában 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 11–13 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. 1879. 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. 1884. Vojejkov: a hidrológiai jelenségeket tette az osztályozás alapjává, a folyók által szállított vízmennyiségek éghajlati vonatkozásaira mutatott rá. III. 1910. Penck: a később rendelkezésre álló bővebb hidrológiai adatok alapján Vojejkov rendszerét fejlesztette tovább. IV. 1918. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán)
6.12. ábra Köppen éghajlat-osztályozási rendszere http://www2.johnabbott.qc.ca/webpages/departments/geoscience/intro/Koppen/Koppen 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
Száraz éghajlat
Af
Állandóan csapadékos esőerdő
Aw
Időnként száraz szavanna
Bs
Sztyepp klíma rövid csapadékos időszakkal
146 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán)
Meleg-mérsékelt éghajlat
Boreális éghajlat
Poláris és magashegységi éghajlat
Bw
Sivatagi éghajlat
Cw
Meleg-mérsékelt, téli szárazsággal, nyári csapadékkal
Cs
Meleg-mérsékelt, nyári szárazsággal, téli csapadékkal (mediterrán)
Cf
Meleg-mérsékelt, egyenletes évi csapadékeloszlással
Df
Hideg telű, egyenletes évi csapadékeloszlással, télen is csapadékos
Dw
Hideg telű, nyári bő csapadék, téli szárazság
Et
Tundra éghajlat, rövid nyári vegetációs időszakkal
Ef
Állandó fagy éghajlata
Eh
Magashegységi éghajlat
VI. 1937. 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.
6.13. ábra Trewartha éghajlat-osztályozási http://fp.arizona.edu/kkh/climate/images/Trewartha.map.lrge.fix.jpg
rendszere
VII. 1931. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) VIII. 1969. 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. 1963. 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. 1930. Hettner: a Föld szélövein alapuló osztályozást alakított ki, figyelembe veszi a kontinentalitás mértékét, a tengertől vett távolságot, a hegyvonulatok irányát. II. 1950. 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. 1950. 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 500–1000 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 25–28 °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 20–25 °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 2000–3000 mm közötti, de akár 4000 mm feletti is lehet. Az éven belüli eloszlás egyenletes, évi 230–240 csapadékos nap jellemző. A csapadék intenzitása átlagosan 30–50 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).
6.14. ábra - A trópusi esőerdő éghajlat területei http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPTPDFs-09/7-Climate.Regions.531.09.lecture.pdf
149 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 25–27 °C közötti, az évi hőmérsékletingás 6–8 °C. Az éves csapadékösszeg 1000–1500 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 200–300 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).
6.15. ábra A szavanna és a trópusi monszun klímaterületei http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7-Climate.Regions.531.09.lecture.pdf )
150 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán)
6.16. ábra A szavanna és a trópusi monszun klímaterületei http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7-Climate.Regions.531.09.lecture.pdf )
B. Száraz éghajlatok B. 1. Alacsony földrajzi szélességek sivatagi éghajlata A Föld legszárazabb területei tartoznak ebbe a klímatípusba. Az évi középhőmérséklet 23–27 °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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) B. 2. Alacsony földrajzi szélességek sztyepp éghajlata A trópusi sivatagokat veszik körül ezek a területek, átmenetet képeznek a nedves klímaterületek felé. Az évi középhőmérséklet 20–27 °C. Az évi csapadékösszeg 300–500 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).
6.17. ábra Alacsony földrajzi szélességek sztyepp éghajlata http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7-Climate.Regions.531.09.lecture.pdf
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 10–15 °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 200–500 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).
6.18. ábra Közepes földrajzi szélességek sztyepp éghajlata http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7-Climate.Regions.531.09.lecture.pdf
152 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán)
C. Meleg mérsékelt éghajlatok C. 1. Mediterrán éghajlat (száraz nyarú szubtrópusi) Az évi középhőmérséklet 16–18 °C közötti. Az éves csapadékösszeg 300–600 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).
6.19. ábra - Mediterrán éghajlat http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf)
C. 2. Nedves szubtrópusi éghajlat
153 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) Az évi középhőmérséklet 15–20 °C, az éves csapadékmennyiség 750–1500 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).
6.20. ábra - Nedves szubtrópusi éghajlat http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs09/7-Climate.Regions.531.09.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 12–17 °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.
6.21. ábra - Enyhe tengerparti éghajlat http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs09/7-Climate.Regions.531.09.lecture.pdf
154 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 500–800 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, ÉszakKorea területén található (6.22. ábra). A természetes növénytakaró a lombos erdő.
6.22. ábra - Nedves kontinentális éghajlat hosszabb meleg évszakkal http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7-Climate.Regions.531.09.lecture.pdf
155 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 500–600 mm. Az esőzések nyárra koncentrálódnak. A relatív légnedvesség 70%. Előfordulása: Európa: Oroszország európai területei; Ázsia: Nyugat-Szibéria, Amúr melléke; ÉszakAmerika: Kanada keleti fele (6.23. ábra). Jellemző természetes növénytakarója az örökzöld tűlevelű erdő.
6.23. ábra - Nedves kontinentális éghajlat rövidebb meleg évszakkal http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7-Climate.Regions.531.09.lecture.pdf
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 200–500 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; ÉszakAmerika: Alaszka, Kanada középső része (6.24. ábra). A természetes növényzet a fű törpe cserjével.
6.24. ábra - Szubarktikus éghajlat http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf
156 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
6.25. ábra - A tundra területei http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf
6.26. ábra - Az állandó fagy területei http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7Climate.Regions.531.09.lecture.pdf
157 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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, 6.27. ábra)
6.27. ábra - A Magyarországra érkező légtömegek származási helyei (Varga-Haszonits et al. 2004)
158 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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 150–400 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 4200–4600 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 200–250 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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán)
A globálsugárzás átlagos évi területi eloszlásának ábrázolása az 1997–98 két év átlagos viszonyai alapján 13 automata meteorológiai állomás mérései szerint (Magyarország éghajlati atlasza 2004) A napfénytartam átlagos évi összege 1700–2200 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).
6.29. ábra - A napsütéses órák éves összege (1961–1990) (Magyarország éghajlati atlasza 2004)
161 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
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).
6.30. ábra - A globálsugárzás és a felhőborítottság átlagos havi értékei Magyarországon www.met.hu
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 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) Szélviszonyaink fő meghatározója az általános cirkuláció nyugatias jellege. Ez azonban nem általános irány, hiszen a ciklonok saját forgása miatt a szél kelet felől is fújhat. Az domborzati hatás ezt tovább bonyolítja. Adott időjárási helyzetben az egész országban egységes szélirány figyelhető meg, de az átlagos szélirány az egyes helyeken már elsősorban a domborzat függvénye. Az ország nyugati felében az északnyugati, északi szélirány a jellemző. Ez azzal függ össze, hogy a nyugati alapáramlás legzavartalanabbul a Duna völgyében, a dévényi szélkapun jut be hazánk területére. A beáramló levegő a Dunántúl területén szétterül. Az egyes helyeken uralkodó szélirányokat nagymértékben befolyásolják a hegységek, a Bakony, a Vértes és a Pilis közti árkok iránya vagy a Zalai-dombvidék völgyei. A másik szélkaput a Kárpátok egy alacsonyabb szakasza, az Északkeleti-Kárpátok adja. Az efölött és a hágóin beáramló levegő északkeleti irányból árasztja el a Tiszántúlt. Az ebből az irányból érkező levegő is igyekszik szétterülni a síkságon, de ebben részben az Északiközéphegység akadályozza, s így megtartja északkeleti jellegét az egész Tiszántúlon (Anda és Dunkel 2000) (6.31. ábra).
6.31. ábra - Az uralkodó szélirányok és évi átlagos szélsebességek [m/s
Magyarországon www.met.hu] A szélsebesség évi átlagértéke hazánkban 2,5–3,5 ms–1. Ez az érték európai viszonylatban alacsony, ami országunk szélvédettségét mutatja. A szélerősség évi menetben nem mutat nagy változékonyságot, bár tavasszal megélénkül a légáramlás, a kora ősz pedig inkább szélcsendes. Napi menetét a hajnali minimum és a koradélutáni maximum jellemzi. Viharos napról beszélünk, ha a legerősebb széllökés meghaladja a 15 ms–1-ot. Évente átlagosan 60–70 ilyen nappal kell számolnunk. A viharos napok egyharmadán, évente 20–25 napon számolhatunk 20 ms–1-nál nagyobb széllökéssel (Anda és Dunkel 2000). A léghőmérséklet térbeli és időbeli eloszlása Az évi középhőmérséklet – a legmagasabb hegyvidékek kivételével – 8 és 11 °C között változik hazánk területén. Az ország legmagasabb pontján, a Kékestetőn az évi középhőmérséklet 5,7 °C. A hőmérséklet területi eloszlása (6.32. ábra) a síkvidékeken bizonyos zonalitást mutat, délről észak felé haladva csökken a hőmérséklet, a magasabb szélességek alacsonyabb sugárzási bevételének megfelelően, de az igazi különbségeket a tengerszint feletti magasság alakítja ki.
6.32. ábra - Az évi középhőmérséklet eloszlása (1961–1990) (Magyarország éghajlati atlasza 2004)
163 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán)
A leghidegebb hónapunk a január, középhőmérséklete az ország területén –4 °C és 0 °C között változik (6.33. ábra). A leghidegebb területeink az északi hegyvidéken találhatók, míg a Dunántúl mediterrán és óceáni hatásnak kitett területei enyhébbek. A havi átlagban mutatkozó eltérés egyes időjárási helyzetekben az ország nyugati és keleti fele közt a 20 °C-ot is meghaladhatja, ha a nyugati végeken mediterrán eredetű meleg, míg a keleti részeken kelet-európai hideg légtömeg helyezkedik el felettünk. Az óceáni hatás az ország nyugati felében alacsonyabb hőmérséklethez vezet, míg a keleti, főleg alföldi részeken szélsőségesen nagy felmelegedést okoz. Sokévi átlagok szerint a hőmérséklet évi minimuma –15 °C és –20 °C között mozog. Enyhébb teleinken a hőmérséklet csak néhány esetben süllyed –10 °C-ig, míg zordabb teleken előfordul –20 °C, sőt –30 °C foknál alacsonyabb hőmérséklet is. Ezek már kritikus értékek lehetnek az őszi búza, a szőlő és egyes gyümölcsfák szempontjából. Az említett értékek a 2 méter magasan lévő angol hőmérőházban mért adatok, ám talaj közelében a hőmérséklet 4–5 °C-kal is alacsonyabb lehet a felszín kisugárzása miatt. A legerősebb lehűlések az Alföld középső részén, valamint az Északi-középhegység északi részén alakulnak ki (Anda és Dunkel 2000).
6.33. ábra - A januári középhőmérsékletek (Magyarország éghajlati atlasza 2004)
területi
164 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
eloszlása
(1961–1990)
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán)
A mezőgazdasági termelés szempontjából a fagymentes időszak hossza érdemel figyelmet. Az utolsó tavaszi talaj menti fagy május 10. körül jelentkezik. Szélsőséges időjárási helyzetben egyes helyeken május végén, sőt június elején is nulla fok alá süllyedhet a hőmérséklet. Az első őszi fagyok októberben jelentkeznek, de szélsőséges esetben, talaj közelében akár szeptember elején is előfordulhat nulla fok alatti hőmérséklet. A fagymentes időszakon kívül a növények élettevékenysége bizonyos talaj- és léghőmérsékletek átlépésétől függ. A felmelegedés tavasszal korábban indul meg az ország déli, délkeleti részén, mint a nyugati országrészeken. A 10 fokos napi középhőmérséklet az ország délkeleti sarkában két héttel előbb köszönt be átlagosan, mint Sopron környékén. Hasonló a helyzet ősszel is, csak fordítva. Nyugaton hamarabb vált hűvösre az idő, mint a délkeleti országrészben (Anda és Dunkel 2000). Csapadékviszonyok Éghajlatunk kritikus eleme a csapadék, mivel általában kevés és bizonytalan. Az alföldi területeken nagyon gyakran kell aszállyal számolnunk. Olyan évek is előfordulnak, amikor a tenyészidőszak egyik felében csapadék többlet után alakul ki aszályos időszak. Az Alföld középső részén sokévi átlagban a csapadék évi összege kevesebb, mint 500 mm, míg a nyugati, délnyugati határvidéken meghaladja a 800 mm-t (6.34. ábra). A szeszélyes csapadékellátottságot mutatja, hogy mértek 1510 mm-es évi összeget (Kőszeg 1937) csapadékos évben, míg száraz évben csak 203 mm-t (Szeged 2003). A száraz alföldi területeken is előfordulhat 800 mm-t meghaladó évi összeg. A csapadék területi eloszlását két tényező, a tengertől való távolság és a domborzat határozza meg. A nagyobb csapadék az óceánhoz közelebb eső nyugati területeken, valamint a magasabb helyeken fordul elő. Az éven belül a nyári félév a csapadékosabb, a csapadék nagyobb hányada a május-június időszakban hullik. Évi menetét a nyár eleji főmaximum és egy január-februári főminimum jellemzi. A másodmaximum október-novemberben jelentkezik, míg szeptemberben egy másodminimum mutatkozik (indán nyár). A csapadékos napok száma 120–160 nap évente, ami azt jelenti, hogy átlagosan minden harmadik nap számíthatunk csapadékra. Ez azonban nem teljesül, mert a csapadék elég szeszélyes eloszlást mutat. Szeszélyes időbeli eloszlását mutatja az is, hogy éghajlatunkon nem ritka az olyan hónap, amikor egyáltalán nem esik csapadék. Bár a tenyészidőszakban (április 1-től szeptember 30-ig) több csapadék hullik, mint a téli félévben, ez nem elegendő a növények számára, különösen, ha tél végén az induló talajvízkészlet nem éri el a szántóföldi vízkapacitást. Bár a csapadék az egyik legszeszélyesebb meteorológiai elem, a nap bármely órájában felléphet, ennek ellenére elég szabályos napi menete van, különösen a nyári időszakban. A délutáni órákban van a csapadékhullás maximuma, ekkor közel ötször annyi hullik, mint a kora délelőtti órákban. A jégeső nagyobb záporesők kísérője. Mivel keletkezési feltételei főleg a nyári félévben vannak meg, ezért komolyabb, károsító
165 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) mértékben a nyári félévben jelentkezik. A leggyakrabban május, június és július hónapban fordul elő. Évenként 70–140 napon fordul elő valahol az ország területén jégeső. Egy-egy helyen évente átlag 1–3 alkalommal kell jégesővel számolni. A jégeső okozta kár az ország kis területére korlátozódik (5–6%), és 100% -os kár is csak kis területen jelentkezik, mivel a jégeső haladási irányában nem mindenütt hullik egyenletesen, hanem kialakul egy jégverte pászta, amely néhány kilométer széles és 10–50 kilométer hosszú. A jégverte pásztákon belül sem mindenhol 100%-os a kár (Anda és Dunkel 2000).
6.34. ábra - Az éves csapadékösszeg (1961–1990) (Magyarország éghajlati atlasza 2004)
Havazás és hótakaró Magyarország területe hóban szegény. A hótakaró térbeli és időbeli eloszlása is szeszélyes. Havas teleinken 80– 100 napig megszakítás nélkül fedi hótakaró a talajt, de előfordul olyan tél is, amikor nincs összefüggő hó. A hó alakjában lehulló csapadék évente 50–100 mm, a hegyes területeken viszont meghaladja a 150 mm-t. Alacsonyabb területeinken átlagosan 15–30 napon át havazik, a magasabban fekvő területeken 50–60 napon számíthatunk havazásra. Az első havazás november közepén, míg az utolsó március vége felé szokott előfordulni. A megmaradó hó átlagos első napja a nyugati és északi vidékeken december első felére, míg az ország többi részén december második felére esik. Az utolsó hótakaró átlagos határideje február vége. Legrövidebb ideig az Alföld középső és déli részén marad meg a hó, 30–35 napig. A Mátra és a Bükk magasabb helyein 100 napig is fennmaradhat a hótakaró (Anda és Dunkel 2000). Vízgőz parciális nyomása (gőznyomás), relatív nedvesség A gőznyomás értéke a hőmérséklet évi menetének megfelelő változást mutat. A maximum az egész országban júliusban, a minimum januárban van. A levegő páratartalma nyáron közel háromszor nagyobb, mint télen. A relatív nedvesség járása ellentétes a gőznyomás és a hőmérséklet menetével. A telítettséghez közeli értékek télen, míg a minimumok nyáron jelentkeznek (6.35. ábra).
6.35. ábra - A relatív nedvesség az évszakok középső hónapjaiban (1961–1990) (Magyarország éghajlati atlasza 2004)
166 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán)
A növénytermelés szempontjából a rövid ideig fennálló légnedvességi viszonyok a jelentősek, azokat ilyen léptékű klímafeldolgozással nem lehet megfogni. A legalacsonyabb relatív nedvességértékek 15–25% között mozognak. Ezek az értékek nyáron a kora délutáni órákban fordulnak elő. Kivételes esetben olyan rendkívül száraz légtömegek érkezhetnek a Kárpát-medencébe, hogy a levegő nedvességtartalma akár 10–15%-ig is lecsökkenhet. Ez a növények vízháztartása szempontjából már kritikus helyzet, a légköri aszály, szerencsére ritkán fordul elő éghajlati viszonyaink között. Gyakoribb a másik véglet, amikor hosszan áll fenn magas relatív nedvesség, ami kedvez a különböző növényi betegségeknek és kártevőknek. A több órán át tartó 80% relatív nedvességet meghaladó páratartalom általában a zárt, vagy közel zárt növényállományban marad fenn. A standard meteorológiai mérések adatsorában csak kevésbé mutatható ki. Amennyiben a növényzetre vonatkozó információra van szükségünk, a relatív nedvesség érzékelőt a növényállományon belül megfelelően kell elhelyeznünk (Anda és Dunkel 2000). Párolgás Az éghajlati elemek közül a legnehezebben meghatározható mennyiség. Közvetlen mérése csak nehezen, s bonyolult felszereléssel lehetséges. Az elpárolgó víz mennyisége a légköri viszonyokon kívül, amelyeket a potenciális evapotranszspirációval (PET) jellemezhetünk, s amelynek abszolút felső korlátját a teljes sugárzásegyenleg jelenti (feltételezve, hogy az maradéktalanul párolgásra fordítódik), függ a felszín tulajdonságaitól (domborzat, növényi borítottság) és a párolgó felszín nedvességtartalmától. Területre jellemző érték. Meghatározásakor a meteorológiai elemek mellett a felszín borítottságát is ismernünk kell. A pontszerűen kiszámított ET értékek Magyarországra vonatkozó átlaga kereken 500 mm, ami azt jelenti, hogy a ténylegesen elpárolgó átlagos vízmennyiséget a lehulló csapadék az évek egy részében nem tudja pótolni (Anda és Dunkel 2000). Magyarország éghajlati körzetei Az éghajlati elemek változásainak és az egyes tájegységek határainak figyelembevételével Magyarországon négy fő éghajlati körzetet különíthetünk el, amelyek további alkörzetekre oszthatók (Bacsó 1973) (6.36. ábra, 6.1. táblázat).
6.36. ábra Magyarország http://www.geothink.hu/html/egyetem/matermfo/11.html
167 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
éghajlati
körzetei
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán)
6.1. táblázat - 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. Körzet és alkörzet
Közepes hőingás [°C
Fagyos Évi csapadék időszak [nap] [mm]
Évi napsütés Uralkodó szél [óra]
Ia
23,0–24,0
170–200
550–700
1900–2000
ÉK–É
Ib
23,0–24,5
160–180
500–550
2000–2200
ÉNy–ÉK
Ic
23,0–24,0
150–170
500–600
1950–2050
ÉNy–ÉK
II
21,5–22,5
170–190
550–650
1850–2000
ÉNy
IIIa
20,0–21,5
170–190
700–900
1750–1900
É
IIIb
21,0–22,0
150–160
600–800
1850–2050
É
IIIc
21,0–22,0
170–190
600–800
1900–2000
ÉNy
IV
20,0–22,5
180–220
550–700
1800–1950
–
Az Alföld és a Kisalföld Az Alföldet és a dunántúli Mezőföldet magábafoglaló éghajlati körzetünk a legnagyobb (I). Három alkörzetre oszthatjuk: az északkeleti, legzordabb telű (Ia), a középső, legszárazabb (Ib) és a délkeleti, legmelegebb nyarú vidékekre (Ic). Az Alföld déli részén az évi középhőmérséklet meghaladja a 11 °C-ot, északkeleten valamivel 10 °C alatt marad. Itt a legmelegebb a nyár (a júliusi középhőmérséklet 21°C körüli) és a leghidegebb a tél. A napsütéses órák évi összege az Alföld nagy részén 2000 óra feletti. A kevesebb felhőzet, a kisebb relatív nedvesség és a szűkös, változékony csapadék kedvez a nyári aszály kialakulásának. A tél hóban szegény. Az 168 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) uralkodó szélirány a Nyírségben északi, északkeleti. Itt aránylag erős a szél. Az Alföld közepén mérsékelt, északnyugati irányú, míg a déli határ mentén gyakran délies szél fúj. A Kisalföld (II) éghajlata kiegyensúlyozottabb, mint az Alföldé. Évi középhőmérséklete 10 °C, a januári középhőmérséklet –1 °C, a júliusi, amely a legmelegebb hónap, 19,5–20,5 °C. A hőmérséklet ingadozása az országos átlagnak megfelelő. Erős az óceáni hatás. Sok a felhő, nagy a relatív nedvesség. Az Alföldhöz képest több a csapadék, vastagabb a hótakaró, viszont kevesebb a napsütéses órák száma. A kiegyenlítettebb éghajlat következménye a kevesebb késő tavaszi és kora őszi fagy. Az aszályhajlam is kisebb, mint az Alföldön. Ez az ország legszelesebb vidéke; az uralkodó szélirány az északnyugati. A domb- és hegyvidék A Dunántúl dombos, hegyes területeinek (III) éghajlata a legkiegyenlítettebb. Kevésbé zord a tél, s kevésbé meleg a nyár, mint az Alföldön vagy a Kisalföldön. Az óceáni hatás miatt itt több a felhőzet, s különösen az Alpokalján kevés a napsütés. A kedvező csapadékellátottság miatt ritka az aszály. Télen itt hullik a legtöbb hó. A Bakonyban gyakoriak a hófúvások. • A nyugati és délnyugati határszél (IIIa) a leginkább óceáni jellegű, alpi befolyású terület. Ennek köszönheti magas felhőzetét és a 800 mm feletti évi csapadékát. • A Dél-Dunántúlon, különösen a Mecsek és a Villányi-hegység déli lejtőin már mediterrán jellemzők is megfigyelhetők (IIIb): enyhe a tél, meleg, de nem túl forró a nyár, s bőséges, de nem túl sok a csapadék. • A fenti két régió közötti átmenet a Dunántúli-középhegység (IIIc), közepesen csapadékos, hűvösebb nyarú éghajlatával. Sajátos a Balaton mikroklímája. A mindössze 3 m átlagos mélységű tó elnyeli a ráeső sugárzás majd 90%-át. Nyáron, a nappali órákban a tó hidegebb, mint környezete, ez a felhőzet csökkenésében is megnyilvánul. Ennek köszönhető, hogy nyáron a Balaton térsége csak kevéssel marad el az ország napfényben leggazdagabb tájaitól. A tó nagy hőtároló képessége miatt kiegyenlítettebb a hőmérséklet évi és napi járása. A tavi cirkuláció és a Bakonyból lezúduló főnszerű vázsonyi szél fontos alakítója a helyi áramlási képnek. A tó azonban csak a parti néhány kilométeres sáv éghajlatára van hatással. Negyedik éghajlati körzetünk az Északi-középhegység (IV). A tagolt felszín változatos mikroklímát hozott létre. Ide tartozik a bő csapadékú, hűvös nyarú Bükk-fennsík, a szárazabb és melegebb Nógrádi-medence, továbbá az Alföld és a magas hegyek közötti gyors átmenetet képviselő Mátraalja és Bükkalja. A hőmérsékleti ingadozás a magassággal csökken. A napfénytartam alacsony, nagy a felhőzet és a páratartalom. A csapadék mennyisége közepes. A terület szélklímája változatos. Az Északi-Kárpátok árnyékoló hatása miatt a szél gyenge. Az uralkodó szélirányok a völgyek futását követik [LN:http://www.sulinet.hu/eletestudomany/archiv/1997/9716/diak/foci/foci.html].
7. Irodalom Anda A. – Dunkel Z. 2000: Agrometeorológia, egyetemi jegyzet, VE-GMK, Keszthely Bacsó N. 1973: Bevezetés az agrometeorológiába, Mezőgazdasági Kiadó, Budapest: 182-185. Bozó L. – Mészáros E. – Molnár Á. 2006: Levegőkörnyezet. Akadémiai Kiadó, Budapest Broecker W. 1997: Will Our Ride into the Greenhouse Future be a Smoth One? GSA Today Vol. 7. No. 5. Bussay A. 1994: Néhány gondolat az éghajlat fogalmáról és oktatásáról Légkör 39. különszám: 25-32. Götz G. 1994: Gondolatok az éghajlat fogalmáról. Légkör 39. különszám: 5-18. Mika J. 1994: Az éghajlat új meghatározása. Légkör 39. különszám: 19-24. Országos Meteorológiai Szolgálat .2004: Magyarország éghajlati atlasza Péczely Gy. 1979: Éghajlattan, Nemzeti Tankönyvkiadó Rt., Szeged Péczely Gy. 1998: Éghajlattan. Nemzeti Tankönyvkiadó Rt., Budapest 169 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Éghajlattani alapok (Péczely 1998 és Szegedi nyomán) Szegedi Sándor által készített elektronikus tananyag Varga-Haszonits Z. 1977: Agrometeorológia. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest: 14. p. Varga-Haszonits Z. – Varga Z. – Lantos Zs. 2004: Az éghajlati változékonyság és az extrém jelenségek agroklimatológiai elemzése, Nyugat – Magyarországi Egyetem Mezőgazdaság – és Élelmiszerzudományi Kar Matematika – Fizika Tanszék, Mosonmagyaróvár http://apollo.lsc.vsc.edu/classes/met130/notes/chapter10/single_cell.html http://fp.arizona.edu/kkh/climate/images/Trewartha.map.lrge.fix.jpg http://fp.arizona.edu/kkh/climate/PPT-PDFs-09/7-Climate.Regions.531.09.lecture.pdf http://higheredbcs.wiley.com/legacy/college/levin/0471697435/chap_tut/chaps/chapter15-06.html http://www.geothink.hu/html/egyetem/matermfo/11.html http://www.sulinet.hu/eletestudomany/archiv/1997/9716/diak/foci/foci.html http://www2.johnabbott.qc.ca/webpages/departments/geoscience/intro/Koppen/KoppenMap.htm www.ipcc.ch www.met.hu
170 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
7. fejezet - Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai 1. A tájépítészeti meteorológia alapjai A tájépítészet a szakterület mai felfogása szerint magába foglalja a nagytájak funkcionális használatát, a táji értékeket, ezek változásait és védelmét, de éppúgy foglalkozik a nagytájba illeszkedő kisebb táji egységek (a domborzatból adódó különleges térformák, vízparti területek, települések) tulajdonságaival, problémáival. Sőt a településépítészet a térbeli kiterjedés skáláján mikroléptékűnek számító feladatokat is szép számmal felvállal (zöldfelületek kialakítása és fenntartása, történeti parkok, kertek rekonstrukciója, kerttervezés stb.). Mindez azt jelenti, hogy a tájépítészet és a meteorológia között a teljes klímaskálán, a makroklímától a mikroklímáig, találhatók érintkezési pontok. Ebben a fejezetben a városklímával, a vízparti klímával, valamint a tájklimatológiai vizsgálatok elveivel és módszereivel foglalkozunk röviden (Szász-Tőkei, 1997). A mezoklíma fogalma, típusai A mezoklíma a makro- és mikroklíma között átmenetet képez. A klíma fogalmának értelmezése önmagában is bonyolult feladat. A mezoklíma pontos definiálása – éppen köztes jellege miatt – talán még ennél is nehezebb. Fő jellemzője, hogy bizonyos tulajdonságaiban egységes, más elemek vonatkozásában azonban olykor rendkívül változatos képet mutat. Mikroklímákban általában rendkívül gazdag, amit létrehozhat a térszínforma, a növényzet és a talaj heterogenitása. Lehet antropogén eredetű (városklíma), de kialakulását sok esetben a domborzati viszonyokra vezethetjük vissza, ekkor terepklímáról beszélünk (Justyák et al. 2003). Ugyanígy térben és időben a mikroklímáktól elkülöníthető a nagyobb vízfelületek (tavak, folyók) felett, illetve parti sávjukban kialakuló klíma. Ezt a sajátos klímatípust szintén a mezoklímák közé soroljuk. Egy több ezer négyzetkilométeres területen belül elhelyezkedő város vagy vízfelület fölött a különböző éghajlati elemek értékeiben a környezethez képest – térben és időben ugyan változó módon, de jól követhető szabályszerűséggel – állandóan kimutathatók bizonyos eltérések. A klímakategóriák különválasztása számszerűsíthető a meteorológiai elemek gradienseinek alkalmazásával, nagyságrendjeik összevetésével. Ha megvizsgáljuk Magyarország hőmérsékleti adatait, láthatjuk, hogy pl. az évi középhőmérséklet 8–11 ºC között változik az országban. A legnagyobb értékek a délkeleti, a legkisebbek az északkeleti országrészre jellemzők. A két terület közötti körülbelül 250 km távolságot figyelembe véve, a meteorológiában szokásosan 100 m-re vetített horizontális hőmérsékleti gradiens ezred ºC nagyságrendű (0,001 ºC/100 m). Ezzel szemben Budapest városklímájában a hőmérséklet évi középértékének területi eloszlását vizsgálva a Belvárosban és a közigazgatási határon – ami már jó közelítéssel a külterületek éghajlati viszonyait reprezentálja – megfigyelt értékek közötti különbség 1,5–2,0 ºC, amiből a távolságokat figyelembe véve 0,01– 0,03 ºC/100 m gradiens adódik. Ez pedig egy nagyságrenddel nagyobb, mint ami a makroklímában a magyarországi viszonyok között kimutatható. Városban végzett mérések alapján a zöldfelületek mikroklíma-módosító hatását jól tükrözi, hogy egy ligetes, fás parkban és tőle kb. 15 m távolságban egy parkoló aszfaltja felett 1,5 m magasságban mért hőmérsékletek közötti különbség elérte a 2–4 ºC-ot. Ez alapján a gradiens értéke 13–25 ºC/100 m. A makro- és mezoklímában ekkora különbségek elképzelhetetlenek. Hasonlóan kimutatható a gradiensek eltérése a különböző léptékű klímatípusok között függőleges irányban. A troposzférára, mint tudjuk, átlagosan 0,65 ºC/100 m hőmérséklet-csökkenés jellemző, ezzel szemben a talajhoz közeli tér besugárzási típusú mikroklímájában ezres nagyságrendű gradiens is adódhat az alsó 1–1,5 m-es
171 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai rétegben. A mezoklímában ez esetben is inkább a makroklímához közelebb álló, de ettől jól elkülöníthető értékek jellemzők.
1.1. Városklíma A XX. századot méltán nevezik a városiasodás (urbanizáció) virágkorának. Napjainkban a Föld lakóinak már közel 65%-a városban él. Magyarországon ez az arány meghaladja a 65%-ot. A kertépítő tevékenységét az esetek túlnyomó többségében sűrűn lakott településeken belül vagy azok közvetlen közelében fejti ki. Alapvető feladata, hogy munkája során az adott légtér mezo-, illetve mikroklímájának kedvező vonásait felismerve, azokat maximálisan kiaknázza, a kedvezőtlen, esetleg káros következményeket tompítsa vagy megszüntesse. A városok mezoklímájának kialakításában sajátos szerkezete játssza a főszerepet: az épületek, útburkolatok jelenléte, a nagy járműforgalom és az ezzel együtt járó jelentős légszennyezés (Justyák-Tar, 1994). A városi éghajlat legfontosabb tulajdonságai, amelyek a makroklímától megkülönböztetik, elsősorban a sugárzási viszonyok módosulásában, másodsorban a levegő fokozott szennyezettségében, harmadsorban légáramlatainak különleges voltában jelentkeznek. A város energiamérlege A városklíma – és általában minden különleges, helyi klíma – kialakulásában központi helyet foglal el a megváltozott energiaforgalom (Probáld, 1974). A városi felszín energiaforgalmában sajátos városi energiaforrások (ipari, közlekedési és fűtési üzemanyagfelhasználás, biológiai hő) is részt vesznek (F), így városi viszonyokra a felszín hőháztartási alapegyenlete a turbulens hőcserére (Q’k) rendezve, a hóolvadásra fordított, valamint a felszíni kondenzációból származó hőt elhanyagolva, a következőképpen írható fel:
7.1. egyenlet - 7.1
ahol Q’k = a turbulens hőcsere során a levegőnek átadott hő, E’s= a sugárzási energiaforgalom, Q’p= a párolgási hő, Q’v= a talajrétegek felé történő hőleadás és a talajból származó hő különbsége, F = az emberi tevékenységgel összefüggő hőkibocsátás. A sűrűn beépített városmag és a külterületek energiamérlegének különbségét kifejező egyenlet egyes tagjainak értékét havi bontásban Budapestre vonatkoztatva a 7.1. táblázatban foglaltuk össze.
7.1. táblázat - A városi és a természetes felszín energia-háztartásának eltérése (MJ/m2) Energia10. háztartás 1. hó 2. hó 3. hó 4. hó 5. hó 6. hó 7. hó 8. hó 9. hó hó tényezői
11. hó
12. hó
év
E’s – Es
– – – – – +8,4 –8,4 –8,4 16,7 29,3 67,0 41,9 33,5
F
154, 142, 129, 100, 134, 150, 1327, 96,3 83,7 83,7 83,7 83,7 83,7 9 4 4 5 0 7 1
0,0
– – – – 37,7 46,1 25,1 305,7
172 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
Qp – Q’p 12,6 20,9 67,0 83,7
Q’k – Qk
113, 129, 171, 134, 92,1 54,4 29,3 12,6 921,1 0 8 7 0
150, 134, 129, 138, 163, 221, 247, 209, 175, 117, 117, 138, 1942, 8 0 8 1 2 9 0 3 8 2 2 2 5
Magyarázat: Es= sugárzási energiaforgalom, F = mesterséges eredetű energia, Qp= párolgási hő, Qk= a turbulens hőcsere során a levegőnek átadott hő: vesszővel a városi felszínre vonatkozó értéket jelöltük. A város egész évben kevesebb sugárzást kap, mint természetes környezete: 20% feletti a sugárzáshiány novembertől februárig, amikor a fűtési idény és az időjárási feltételek leginkább kedveznek a légszennyező anyagok felhalmozódásának. Összességében a városi felszín évi sugárzási mérlege a természetes felszínekéhez képest kisebb energianyereséget mutat. A város fölötti légtér energiabevételének nagyságrendileg is tetemes részét képezi az a többlethő, amely nyáron az elpárolgásra fordított energia csekélyebb voltával függ össze, télen pedig a mesterséges energiafelszabadító folyamatokból származik. Az utóbbi a nagyvárosok sűrűn beépített területein egyes hónapokban felülmúlja a sugárzási egyenleg értékét. A városi mezo- és mikroklímák kialakulásának a besugárzási típusú – jelentősebb advekcióktól mentes – időjárási helyzetek kedveznek. Ennek megfelelően a helyi klíma szempontjából az időjárási helyzeteket a mikroklíma kialakulására kedvező, közömbös és kedvezőtlen kategóriákba szokás sorolni. A kedvezők közé az anticikloncentrum-helyzetek valamint a gyenge légáramlással járó anticiklonperem-helyzetek tartoznak. Kedvezőtlen, úgymond mikroklíma-romboló hatásúak az erős légmozgással, borús, csapadékos időjárással együtt járó, zömmel ciklonális időjárási helyzetek. Mikroklímák kialakulására kedvező időjárási helyzetek gyakorisága ősz elején és derekán maximális (55–57%), a minimum (37–40%) tavasz közepén és nyár elején figyelhető meg. A téli félévben a sugárzásklíma kifejezetten kedvezőtlen a nagyvárosok centrális területein, nyáron azonban gyakorlatilag elhanyagolható a különbség a város és környezete között. A napsütéses órák számának alakulásában hasonló tendencia érvényesül: míg nyáron jellegzetes eltérés nem mutatható ki, addig télen 2–6%os a hiány. A városi burkolatok és egyéb felszínalkotó anyagok közül a legerősebben a száraz homok és az aszfalt hevül fel. Ezek hőmérséklete szélsőséges esetben meghaladhatja az 50 ºC-ot is, így fölöttük a sugárzás és a léghőmérséklet szempontjából egyaránt nagyon kedvezőtlen mikroklímák alakulnak ki. Kedvező a viselkedésük a világos színű terméskő felületeknek és a pázsitnak. A gyep felszínének hőmérsékletét az öntözés jelentős mértékben – 8–10 ºC-kal – és tartósan csökkenti. A fák árnyékának is fontos mikroklimatikus hatása van. Derült időben a napsütötte felület 10–13 ºC-kal melegebb lehet az árnyékoltnál. Városok közepes hőmérséklet-eloszlásának vizsgálatakor arra az eredményre jutottak, hogy a sugárzásban gazdag nyári napokon a városi felszín hőmérséklete akkor emelkedik számottevően a zöldfelületek hőmérséklete fölé, ha a beépítés aránya meghaladja a 70–75%-ot. A hőmérséklet alakulása a városklímában A városi és a természetes felszín energia-háztartásának eltérései miatt a városokban általában 0,5–2,0 ºC-kal magasabb a hőmérséklet. Ezt a jelenséget hőszigeteffektusnak nevezzük. A hősziget erősségét, napi és évi menetét a többletenergia-transzport időbeli változása és az időjárási helyzet együttesen szabja meg. Az évi menetben nagy különbségek mutatkoznak a földrajzi helyzettől függően. A hőmérséklet napi menetében a legnagyobb eltérés az éjszakai, a legkisebb a délelőtti órákban figyelhető meg. Sőt reggel és délelőtt a város hidegebb is lehet, mint környezete.
173 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai A városi hősziget legjellemzőbb, általános vonásait mutatja be a 7.1. ábra. Az ábra jól érzékelteti, hogy mennyire találó a „hősziget” elnevezés. A külterületek felől a centrum felé haladva a külváros peremvidékén erőteljes hőmérséklet-emelkedés tapasztalható, itt a horizontális hőmérsékleti gradiens a 0,4 ºC/100 m értéket is meghaladhatja. Ezt követően lassú, de viszonylag egyenletes hőmérséklet-emelkedés figyelhető meg, amelyet csak a közbeékelődő parkok, tavak, kereskedelmi és ipari létesítmények eltérő energiagazdálkodása módosít némileg. A város centrumában, a legsűrűbben beépített területen mérhető a legmagasabb hőmérséklet. A városmag és a külterületek szabad felszíne felett mért hőmérsékletek különbségével definiálhatjuk a városi hősziget intenzitását (ΔTv–k).
7.1. ábra - A városi hősziget vázlatos keresztmetszeti képe
A hőmérséklet napi menetének legfőbb jellemzője, hogy a késő délutáni és az esti mérsékeltebb lehűlés következtében a hajnali minimum-hőmérséklet sem olyan alacsony a városokban, mint a külső területeken (7.2. ábra). Ugyanakkor napfelkelte után a város légtere lassabban melegszik fel. A hősziget intenzitása napnyugta után gyors ütemben erősödik, és kb. 3–6 órával később éri el maximumát.
7.2. ábra - A város és a környezet léghőmérsékletének napi menete (a) és a hősziget intenzitása (ΔTv–k) (b), ideális időjárási helyzetben
174 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
A hősziget intenzitása természetesen a település méretével is szoros kapcsolatban áll. A város méretének egyik lehetséges – bár nem a legszerencsésebb – jellemzője a lakosok száma (P). A ΔTv–ka P logaritmusával arányos. A város méretének jellemzése a lélekszámmal sok esetben nem kielégítő a fizikai jelenségek magyarázatára. Gondoljunk csak arra, hogy mennyire különböznek a világ egyes területein a várostervezés, városépítés elvei, hagyományai. A hősziget intenzitása szempontjából nem elhanyagolható, hogy a szellősen elhelyezett, alacsony épületek vagy a tömör, magas beépítés dominál az adott településen. Ez előrevetíti, hogy a beépítettséget kifejező valamely jellemszám és a hősziget intenzitása között szoros összefüggés áll fenn (Oke, 1987). Vezessük be a városmag geometriai szerkezetének jellemzésére a H/A arányt, ahol a H az épületek átlagos magassága, az A pedig az utcák átlagos szélessége. A hősziget intenzitásának maximumára nézve a bevezetett arányszám felhasználásával az alábbi összefüggés áll fenn:
7.2. egyenlet - 7.2
A hősziget alakulásának évi menetét Budapest példáján mutatjuk be. A Belváros (V. kerület, Madách tér) és a már külterületnek minősíthető Pestszentlőrinc (XVIII. kerület) évi középhőmérsékletének eltérése 1,2 ºC. A hőmérsékleti többlet januárban a legnagyobb (1,5 ºC). Júliusban egy másodmaximum is megfigyelhető, 1,3 ºCos értékkel. A hőmérsékleti többlet március és június között a legkisebb (1,0 ºC), de megfigyelhető egy másodminimum október tájékán (1,1 ºC). Az évi menet szabálytalan kettős hullámot mutat (7.3. ábra).
7.3. ábra - A városi hőmérsékleti többlet évi menete Budapest belvárosában
175 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
Az általános érvényű megállapításokkal egybehangzóan a belvárosi és a külterületi állomás hőmérsékleti különbsége nyáron az éjszakai órákban a legnagyobb, átlagosan 2,0 ºC, és a különbség csúcsértéke itt a kora hajnali órákban figyelhető meg. Napkelte után a hőmérséklet-különbség gyorsan csökken, és 9–10 óra körül a városperemi állomás néhány tized fokkal melegebb is lehet. A téli hónapokban a város egész nap melegebb a környezeténél, a hőmérséklet-különbség napi menete jóval kiegyenlítettebb, mint nyáron. A különbség éjszaka, 1,6–1,8 ºC, déltájban pedig csupán 0,5–1,0 ºC. A hőszigetjelenség a légtér komfortértékét is jelentősen befolyásolja. Nyáron a város hőmérsékletjárása bioklimatológiai szempontból rendkívül kedvezőtlen, télen viszont előnyös. Budapest központjában a nyári napok (a léghőmérséklet maximuma ≥ 25 ºC) száma 22%-kal, a hőségnapok (a léghőmérséklet maximuma ≥ 30 ºC) száma 32%-kal haladja meg a város környékére jellemző értékeket. Budapesten a beépítettség 10%-os növekedésének kb. 0,25 ºC hőmérséklet-emelkedés felel meg. Ezért fontos a párologtatás szempontjából az aktív zöldfelületek részarányának növelése a várostervezésben. Önálló, nagyobb zöldterületekre, ligetes parkokra is szükség van a nagyvárosokban. Ezek hőmérséklet-csökkentő hatása a felület növekedtével eleinte gyorsan, 100 ha felett lassan, 600 ha-nál nagyobb terület esetében már alig változik. A nagyobb zöldterületek hőmérséklet-csökkentő hatása általában néhány száz méter távolságig érezhető. A 7.4. ábrán az empirikus mérésekből levezetett, általánosított (ugyanakkor szélsőségesnek tekinthető) modellen mutatjuk be, hogyan alakul a kb. 40%-os beépítettségű fátlan és fásított lakótelep hőmérsékletének napi menete a város környéki, fátlan térszínhez képest. A vonalkázott terület a fásítás hatása. ΔT1 a fátlan, ΔT2 a fásított lakótelep hőmérséklettöbbletét jelenti.
7.4. ábra - Fásított és fátlan lakótelepek hőmérsékletének alakulása derült nyári napokon (általános modell: ΔT1 – fátlan; ΔT2 – fásított lakótelep)
176 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
Gyepfelületek öntözésekor a léghőmérséklet általában 0,5–1,0 ºC-kal csökken. Ennek oka az öntözővíz közvetlen hűtő hatása és a nagyobb mérvű párologtatás. A hőmérséklet-különbség azonban az öntözést követő 3–4 órán belül teljesen megszűnik. A felszínhőmérsékletet tekintve a hatás tartósan, gyakorlatilag az egész napra kiterjed, ami a hőérzet szempontjából nagyon lényeges. Az öntözés időpontja is figyelemre méltó különbséget eredményez a felszínhőmérséklet alakulásában. A reggeli órákban öntözött felület kb. 2 ºC-kal jobban felmelegszik, mint az, amelyiket kora délelőtt öntöztek. Burkolt felületen (aszfalt, kő) az öntözés hatása még a felszínhőmérsékletben is maximum 1–2 óráig mutatható ki. A város szélviszonyai A szélsebesség a városokban általában jelentősen csökken. Ennek oka a felszín tagoltságával összefüggő nagyobb felszínközeli súrlódás. Számszerűen a szélsebesség évi átlagos értéke a felszín közelében 20–30%-kal, a heves széllökések sebessége pedig 15–20%-kal kisebb, mint külterületeken (7.5. ábra). Ugyanakkor a szélcsendes esetek száma 5–20%-kal nő.
7.5. ábra - A városi (vv) és város környéki (vk) szélsebesség eltérésének változása a szélsebesség függvényében
177 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
A szél mérséklődése azonban általában nem kedvező a városok klímája szempontjából, sőt, mivel romlanak a talajszint közelében a levegőbe jutó szennyezőanyagok felhígulásának feltételei, kifejezetten kedvezőtlen hatású. A nagyvárosok sajátos hőgazdálkodásának tulajdonítható a városi cirkulációs rendszer kialakulása. E jelenség Budapesten is kimutatható. Elsősorban anticiklonális időjárási helyzetekben és főleg a keleti, délkeleti peremterületek felől az esti-éjszakai órákban, amikor a hősziget intenzitása erősebb, a talajközeli légáramlások a városközpont felé irányulnak. A magasban (kb. 200 m fölött) kifejlődő ellentétes áramlási ág révén zárt cirkulációs cella alakul ki. A városi szélrendszer jelentős szerepet játszhat a belső területek szennyezett levegőjének felfrissítésében. A városi cirkuláció évszakosan a nyári és őszi hónapokban, napszakosan 20–22 óra között a leggyakoribb. A városok belső terének szélviszonyait vizsgálva azonban rögtön kiderül, hogy az általánosan megfogalmazott törvényszerűségek a várost, mint egységes egészet értelmezve érvényesek. Egy magasabb házakkal szegélyezett, teljesen beépített szűk utcában a szélirány-gyakoriság az utca azimutja által meghatározott két főirány majdnem kizárólagos uralmát mutatja. Mérésekkel kimutatták, hogy a városi utcák járdáin 10–50%-kal kisebb az átlagos szélsebesség, mint az úttest közepén. Fasorral szegélyezett utcákon a tenyészidőszakban a légmozgás 20–30%-kal mérséklődik. Modellkísérletekkel megállapították, hogy a környezetből kiemelkedő toronyházak fokozzák a függőleges átkeveredést. Megfelelő elrendezés esetén az utcák talajhoz közeli szintjében a szélsebesség 2–8-szorosára növekszik, s ennek eredményeként az átszellőzési viszonyok is ugrásszerűen javulnak. A városi növényzet és a zöldfelületek hatása a belső légtér áramlási viszonyai szempontjából is jelentős. Az átszellőzés biztosítása érdekében előnyös a laza állományú, nagy, nyílt, füves területeket is magukba foglaló zöldfelületek kialakítása. A nagyobb facsoportokat kúpos lombkoronát fejlesztő fajokból, 0,7–0,8-es koronazáródással célszerű kialakítani. A légnedvesség módosulása és a város csapadékkeltő hatása A városok légterében a relatív nedvesség általában alacsonyabb, mint a külterületeken, az abszolút légnedvességben és a páranyomásban azonban nincs éles különbség. A légnedvességben mutatkozó eltérések 178 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai évi és napi járását a hősziget erősségének változásai szabják meg. Budapesten a légnedvesség mérőszámaiban mutatkozó városi hatásról, a nedvességi mutatók évi menetéről a 7.2. táblázat tájékoztat.
7.2. táblázat - A relatív légnedvesség (A) százalékban, illetve a páranyomás (B) mbarban mért különbsége Pestszentlőrinc (XVIII. ker.) és a Kitaibel Pál utca (II. ker.) között Megnevezé s
I.
II.
III.
IV.
V.
VI.
VII. VIII.
IX.
X.
XI.
XII.
év
A
4,7
4,4
6,3
4,7
3,5
3,2
2,4
2,7
2,5
2,8
4,7
5,4
3,9
B
0,0
0,0
0,3
0,4
0,4
0,4
0,4
0,4
0,3
0,3
0,1
0,1
0,3
Megfigyelhető, hogy a páranyomásban jelentéktelen, mindössze 0,3–0,4 mbar a különbség az egyes hónapokban. A relatív páratartalom évi átlagban közel 4% többletet mutat a külterületen a város központjához képest. A legnagyobb különbségek novembertől áprilisig figyelhetők meg. Ez a tény összhangban van a városi hőmérsékleti többlet évi menetével, bár az ott megnyilvánuló kettős hullámot a légnedvességi adatok nem követik, elmarad a júliusi másodmaximum. A napi menetet vizsgálva megállapítható, hogy a sűrűn beépített városrészek fölött az éjszakai órákban 8–10%kal kisebb a relatív nedvesség, mint a külterületeken, nappal viszont általában csekély eltérés mutatkozik. Budapesten végzett mérések szerint a Belváros összefüggő magas házsorokkal beépített, szűk utcáihoz képest a tereken, széles utakon 2–3%-kal, kisebb zöldterületeken 3–5%-kal, nagyobb parkokban 5–10%-kal, a Budaihegységben és a Margit-szigeten 8–16%-kal nagyobb a relatív páratartalom. Ezt mutatja be a 7.3. táblázat, amely öt, egymást követő júliusi napon mért adatok átlagértékeit tartalmazza.
7.3. táblázat - A relatív légnedvesség értéke (%) néhány budapesti mérőhelyen Mérőhely
11–15 óra
19–23 óra
Középérték
Madách tér
46,2
58,4
52,3
Vármegye utca
44,2
55,6
49,9
Erzsébet tér
47,2
61,8
54,5
Vérmező
50,2
65,8
58,0
Gellérthegy
52,6
65,6
59,1
Szépvölgyi út
50,4
73,6
62,0
Margitsziget
51,6
72,0
61,8
Kertépítészeti szempontból érdekes, hogy a parkok nyílt és árnyas, valamint az épületek közti tér árnyékolt és napsütötte területei felett is kimutatható a relatív nedvesség 1–3%-os eltérése. A kisebb relatív nedvesség ellenére a városokban általában nagyobb a köd gyakorisága. Ebben a kondenzációs magvak jóval nagyobb száma játssza a fő szerepet. Budapesten kb. 20%-kal nagyobb a köd gyakorisága, mint a külterületeken, és ez a többlet elsősorban a téli hónapokra koncentrálódik. A városok csapadékkeltő hatása elvileg három tényezőre: a hőszigetjelenség labilitását erősítő, a városi szélrendszer feláramlást előidéző voltára és a levegőben lévő nagyszámú kondenzációs mag tényére vezethető vissza. Könnyen belátható, hogy mivel a hősziget intenzitása éppúgy az esti, éjszakai órákban tetőzik, mint a
179 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai városi cirkuláció erőssége, így a labilitás és következésképp a feláramlás feltételei még olyankor is fennállnak, amikor a távolabbi környezetben a stabil légrétegződés már helyreállt. A városok csapadéknövelő hatására vonatkozó irodalmak meglehetősen ellentmondásos eredményekről tanúskodnak. Volt olyan célzott kísérlet, amikor sűrűn telepített csapadékmérő hálózattal sem sikerült a városi hatást kimutatni. Ezzel szemben pl. az Amerikai Egyesült Államok négy nagyvárosában végzett vizsgálatok az évi csapadékösszeg 5–10%-os, a zivataros napok számának pedig 13–21%-os növekedését mutatták ki. Sőt arra is van példa, hogy a csapadék mennyiségében, hétvégi minimummal, heti ritmust állapítottak meg (Párizs). A város csapadékkeltő hatásának értékelésekor nem szabad figyelmen kívül hagyni a jellemző alapáramlás, az uralkodó szélirány jelentőségét. Például a Moszkva és környéke csapadékeloszlásával foglalkozó elemzések szerint az orosz főváros központjától kelet felé húzódó sáv kapja a legtöbb csapadékot, a téli félévben kb. 50%kal, nyáron 15%-kal többet, mint a várostól nyugatra fekvő területek. Napjainkban a városklíma kutatásában is egyre nagyobb szerephez jutnak a különböző távérzékelési eljárások. Ezek segítségével rövid idő alatt nagyon sok információ begyűjthető, s kiváltható a rendkívül költséges mérőhálózat-kiépítés vagy a drága és sok bizonytalanságot magában rejtő expedíciós mérések megszervezése és kivitelezése. A finomfelbontású műholdképek igen alkalmasak pl. a városok hősziget hatásának elemzésére (Bartholy et al., 2005). A hiperspektrális távérzékelési módszerekkel egy város kisebb területegységének állapota is vizsgálható: e módszer alkalmas pl. városi zöldfelületek viszonyainak elemzésére, a beépített és növényzettel borított területek kölcsönhatásának feltárására (Jung et al., 2003).
1.2. Vízparti klíma A tenger és a nagyobb belföldi tavak módosító hatása a parti sávra az éghajlati elemek közül legjellemzőbben a légáramlásban nyilvánul meg. Közismert, hogy a víz és a szárazföld eltérő hőgazdálkodása miatt a tenger, a nagyobb tavak és a partvidékek között szabályos napi változás jön létre a szél irányában és sebességében, amely erősebb advektív légmozgásoktól mentes időszakokban válik uralkodóvá. Nappal a szárazföld, ha a besugárzás elég erős, jobban felmelegszik, mint a víz. Ennélfogva felszálló légáramlás alakul ki, amelynek során az eltávozó levegő pótlására a hűvösebb tenger-, illetve tófelszín felől légáramlás indul meg a talajközeli rétegben. A tenger-, illetve tóparti szélnek ezt a nappali áramlását, amely a vízről a szárazföldre halad, tengeri, illetve tavi szélnek nevezzük. Éjszaka a helyzet fordított, mert a vízfelszín a melegebb, a szárazföld a hűvösebb. Emiatt a légáramlás iránya is megváltozik, és a szél a part felől fúj a tenger, illetve a tó felé. Ezt nevezzük szárazföldi szélnek (7.6. ábra). Kicsiny távolságon belül az eltérítő erő nem módosítja lényegesen az áramlást (Justyák, 1997a).
7.6. ábra - A tengerparti szél áramlási képe
A jelenség okaiból következik, hogy a tengerparti szél elsősorban az alacsony földrajzi szélességeken fejlődik ki, mivel ott a szárazföldön a hőmérséklet napi ingása számottevő. Hasonló okok miatt a magasabb földrajzi szélességeken csak nyáron lép fel. A hazai vizsgálatok igazolták, hogy a mintegy 600 km2-es Balaton-partvidéken is kimutatható a helyi cirkuláció. A Balaton partvidékén a nyári évszakban átlagosan 22% a gyakorisága annak, hogy a helyi cirkuláció nappali ága kifejlődik, és 15%-os gyakorisággal jelenik meg a helyi szélrendszer mindkét (nappali és éjjeli) ága. A Balaton által létrehozott helyi szélrendszer nappali ága az esetek 60%-ában a parttól legfeljebb 5 km távolságig hatol, de csak az esetek 12%-ában fejlődik ki úgy, hogy 10 km-t meghaladó távolságban is észlelhető legyen. A 180 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai parti sávban a tavi szél – zavartalan kifejlődése esetén – átlagosan 7–8 óra között indul meg és 17–20 óra között a legnagyobb. A legkisebb a hajnali és esti átváltáskor. A Balaton partvidékén a szárazföldi szél esti és hajnali megélénkülése is kimutatható. A szélrendszer nappali víz felőli ága kb. 300 m-es talajközeli rétegre terjed ki, az ellenkező irányú légáramlás pedig 2000 m magasságig mutatható ki. Nagyobb víztömeg jelenlétének hatása elsősorban abban nyilvánul meg, hogy megfelelő évszakban és időjárási helyzetekben a tenger, illetve tó vizének – a parti sávban – időjárási szélsőséget mérséklő hatása van. A vízpartok mentén a napi és évi hőmérséklet ingása kiegyenlítettebb, kisebb, mint a távolabbi belső területeké. Hazánkban a Balaton hőmérséklet-módosító hatása a tó sekély mélysége és felületéhez képest viszonylag kis vízmennyisége miatt nem lehet jelentős és tartós, inkább csak a közvetlen környezetre terjed ki (7.7. ábra).
7.7. ábra - A hőmérséklet átlagos napi járása Siófokon, augusztusban a víz felett és a szárazföldön, a parttól 1 km távolságban
A víz közelsége főként éjszaka okoz nagyobb hőmérséklet-különbségeket, 18–19 órától reggel 8 óráig a parton van melegebb, míg nappal ugyanitt hűvösebb. A Balaton jelenléte évi átlagban 0,3 ºC-os hőmérséklettöbbletet idéz elő környezetében. Nyár végén és ősszel azonban a tó jelenléte átlagosan 0,5–0,7 ºC-kal emeli a parti állomások hőmérsékletét. Tavasszal a hatás csekély, mert a hő nagyobbik része a jégtakaró elolvasztására, illetve a hideg víz felmelegítésére fordítódik. A partok légnedvessége mindig nagyobb, mint a tenger-, illetve tóparttól távolabbi szárazföldi területeké. A vízparton (a víz fölött) a páranyomás napi menete együtt halad a hőmérsékletével, noha maximális értékét késve, 18 órakor éri el. A legnagyobb a páranyomás különbsége a part és a szárazföld között a kora délutáni órákban, amikor a vízparton 20%-kal nagyobb a levegő páratartalma [∆(v–sz)%]. A legkisebb különbség hajnalban alakul ki, amikor a parton csak 5%-kal nagyobb a páranyomás értéke (7.8. ábra).
7.8. ábra - A páranyomás relatív értékének átlagos napi menete (víz felett és a parttól 1 km távolságban) augusztusban
181 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
A relatív nedvesség a nyári félévben a parti állomásokon átlagosan csak 1–4%-kal nagyobb a távolabb fekvő területekhez képest, míg télen a különbség csekély.
1.3. A tájklimatológiai vizsgálatok célja, módszerei A táj fogalmának használata elsősorban a földrajz tudományához kapcsolódik, bár ezen belül sem egységes a felfogás. A meteorológia szempontjából az a megfogalmazás tűnik a legpraktikusabbnak, amely szerint a földrajzi burkot alkotó zónákon belül a burok alkotóelemeinek jellegzetes különbségei az egyes tájakban jutnak kifejezésre. Tehát e definícióban benne foglaltatik az a nagyon fontos momentum, hogy a tájat a zóna jellegét módosító tényezők egész sora indukálja. E tényezők gyakorlatilag lefedik az éghajlat-kialakító tényezők teljes rendszerét. A táj fogalma a földrajzban általában természeti tájat jelent. Ha az emberi tevékenységgel összefüggő területről, tájról beszélünk, akkor kiegészítésként a „táj” szóhoz hozzákapcsoljuk a gazdasági, ipari, mezőgazdasági stb. jelzőt. A táj lehet őstáj, azaz érintetlen táj, ahol az ökológiai egyensúly az ökoszisztémát alkotó elemek között már hosszú ideje természetes állapotában fennáll. A társadalmi tevékenységgel többé-kevésbé már átformált tájat kultúrtájnak nevezzük. A táj fogalmának imént körvonalazott definíciója jelzi, hogy tájklimatológiai vizsgálat a tájértékeléshez szervesen kapcsolódó, rendszerint mezo- vagy mikroléptékű éghajlatelemzést jelent. Célját tekintve lehet az általános természeti értékeket feltáró, átfogó munka része, a termelési, termesztési értékeket, illetve potenciált vizsgáló elemzés egyik részanyaga, és nem utolsósorban a táj- és települési környezettervezés humán vonatkozású környezetvédelmi kihatásainak vizsgálatát megalapozó speciális meteorológiai analízis. A táj klimatológiai értékelésekor a legfőbb probléma általában az, hogy nincs az adott helyszínen folyamatosan működtetett, hosszú adatsorral rendelkező meteorológiai állomás. Így a legközelebbi megfigyelőhelyek adatbázisának adaptálására (interpretáció vagy extrapoláció) kényszerülünk. Hasznos, az értékelést nagymértékben segítő információk gyűjthetők be a helyszíni szemle alkalmával. Néhány esetben helyszíni műszeres mérésre is szükség lehet, vagy szezonálisan, vagy expedíciós jelleggel. A legtöbb esetben ezen módszerek mindegyikével élnünk kell. Megjegyezzük, hogy az alapos mikrometeorológiai, mikroklimatológiai ismertek nagy segítséget jelentenek a tájklimatológiai értékelések elkészítésében. A munkát szükségszerű általános éghajlati tájékozódással kezdeni. Számtalan nyilvánosságra hozott, könnyen hozzáférhető forrás áll rendelkezésre az előzetes áttekintésre, amelyek alapján a módszer, az egymást követő munkafázisok jól tervezhetők. Ugyanakkor lehetőségünk van arra is, hogy az adott feladat szempontjából kritikusnak tekinthető problémát, kérdéseket, még a helyszíni szemle előtt megfogalmazzuk. Az Országos Meteorológiai Szolgálat különböző hivatalos kiadványai és a felhasználható egyéb források a következőképpen csoportosíthatók: 1. Eredeti észlelési anyagok, pl. Időjárási napijelentésben, Időjárási havijelentésben, évkönyvekben stb. 182 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai 2. Éghajlati jellemszámok (összegek, átlagok, szélső és gyakorisági értékek stb.). Ezek többnyire könyvekben, beszámolókötetekben, szakcikkekben találhatók meg. 3. Az éghajlati elemek területi eloszlásáról tájékoztató térképes anyagok (Klímaatlasz, Magyarország Nemzeti Atlasza stb.). A felsorolt források felhasználásával képet alkothatunk a vizsgált körzet mikroklímájáról. Egy állomás megfigyelési adatainak érvényességi körzete ott végződik, ahol az egyes helyszíni észlelések eltérése az állomás adataitól már nagyobb, mint amekkora hibával a megfigyelések folynak. A meteorológiai állomások adatainak felhasználása azon a feltevésen alapul tehát, hogy a kérdéses hely beletartozik-e valamely szomszédságában lévő megfigyelőhely érvényességi körzetébe. Két állomás között az adatok érvényessége azonban a távolságokkal arányosan is felfogható, az átmenetet tehát folytonosnak vesszük. A feladat többnyire úgy vetődik fel, hogy a vizsgált hely 2–3 állomás közöttes területére esik. Az eljárás ilyen esetekben abból áll, hogy a kérdéses éghajlati adatokat a távolságokkal arányosan súlyozva vesszük számításba. A helyi mezo- és mikroklímák megismerésének második fázisa – a makroklíma adatszerű áttekintése után – a helyszíni szemle, amelynek lényege, hogy a vizsgált terület sajátosságaiból adódó klímamódosító tényezőket feltárjuk, és megbecsüljük várható hatásukat. A helyszíni szemle alkalmával elsősorban tehát nem az éghajlati elemeket vizsgáljuk, hanem az azokat módosító, a helyi klíma jellegét meghatározó tényezőket tekintjük át. A helyszíni szemlét mindenkor a kitűzött célnak rendeljük alá, ami általában azt jelenti, hogy egyik-másik éghajlati elemnek vagy elemek bizonyos csoportjának értékelésére kitüntetett figyelmet fordítunk. Ehhez azonban szükségünk van a sugárzási viszonyok, a tengerszint feletti magasság, a domborzat, a felszín anyagának és borítottságának, valamint a távolabbi környezet sajátosságainak számszerű felvételezésére, értékelésére. Egymáshoz közeli helyek sugárzási viszonyaiban, a lehetséges és a tényleges napsütés időtartamában makroklimatikusan nem, de mikroklimatikusan igen nagy különbség lehet. Ezért rendkívül fontos, hogy megállapítsuk a kérdéses hely tényleges napsütését, a horizontkorlátozottság mértékét. Különösen fontos lehet ez a lejtők, völgyek, beépített városi területek esetében. A sugárzási viszonyok értékelésére számos módszer létezik. Ezek közül a gyakorlatban legáltalánosabban használt, sztereografikus-perspektivikus leképezéssel nyert égbolttérkép alkalmazásának lehetőségeit ismertetjük. A napsugár irányát a Nap mindenkori égbolti helyzete szabja meg: magassági szöge és égtáji iránya (= azimutszöge) mint égbolti koordináták. Ha a Nap látszólagos járásának, az ún. nappályáknak a koordinátáit egész évről ismerjük, ezek segítségével tetszőleges időpontra és időszakra kiszámíthatjuk az adott hely lehetséges és tényleges napsütését, megállapítható a sugárzási ellátottság, az árnyékok hossza és iránya stb. Az azimutszög (= oldalszög) az égbolt adott pontjának égtáji iránya, az a szög, amelyet a kiválasztott pont és az álláspontunk között húzható egyenes vízszintes vetülete az északi iránnyal bezár. Az északi kezdőiránytól kiindulva keleten át 360º-ig számoljuk (N=0º, E=90º, W=270º). A magassági szög az a szög, amelyet álláspontunkról az égbolt valamely pontjára, illetőleg a Napra vagy valamely tárgyra irányuló egyenes a vízszintes síkkal (a horizont síkjával) alkot. A horizont síkjától (0º) számoljuk a zenitpontig (90º). A horizont feletti azonos magasságú pontok az égbolton alkotják a magassági köröket. Grafikus ábrázolási módszerünk nem egyéb, mint az égbolt levetítése egy síkra, és erre a földrajzi helyzetünk szerinti nappályák és az időadatokat feltüntető ún. óra-körök rászerkesztése. (A szerkesztés menetét lásd. pl. Szász-Tőkei, 1997). A kész térképünkről (7.9. ábra) leolvasható a Nap tartózkodási helye az égbolton az év bármely napjának bármely órájában, a napkelte, napnyugta időpontjai, a napsugár magassági szöge, égtáji iránya, a delelési napmagasságok. A korlátozott horizont ábrázolására is kiválóan alkalmas az égbolttérkép. Eljárásunk ebben az esetben először abból áll, hogy teodolit segítségével bemérjük az eszményi horizont fölé emelkedő terepalakulatok (hegyek, fák, épületek stb.) kontúrjának pontjait, hogy milyen irányban (azimutszög) és milyen magasságban (magassági szög) találhatók. Ezeket a terepen jegyzőkönyvezzük. A pontokat összekötve adódik a valódi horizont, egyben álláspontunk környezetének jellemző panoramatikus képe. 183 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
7.9. ábra - Égbolttérkép a nappályákkal és órakörökkel
A valódi horizont kontúrvonala az ábrán napkeltekor és napnyugtakor, továbbá árnyékvetés kezdetén és végén metszi a nappályákat. A napsütés, azaz a közvetlen sugárzás elmaradását ebből dátum szerint, akár óra- és percpontossággal is meg lehet határozni álláspontunkra. Korlátozott horizont esetében álláspontunkon a Nap ugyanis valóban csak akkor kel és nyugszik, amikor a valódi horizont fölé emelkedik, illetve az alá süllyed. Az égbolttérkép segítségével a korlátozott horizont esetében fellépő szórt sugárzási veszteséget számszerűen is megbecsülhetjük. Horizontkorlátozás miatt ugyanis a szórt sugárzási bevétel adott helyen a lehetségeshez képest olyan mértékben csökken, amilyen arányban a horizont síkja fölé emelkedő tárgyak az égbolt teljes képét mint sugárzó felületet takarják. Az égbolt takartságának mértékét a valódi horizont átlagos magassága (m) adja. Ha tehát az eszményi, szabad horizont esetében a teljes égbolt (2r2π) felületéről a diffúz sugárzás D0, akkor – mint ez a vetítési eljárás trigonometriai összefüggéseiből levezethető – a korlátozott horizont setében D0 sin m értékkel kevesebb lesz. Korlátozott horizont esetében tehát a tényleges szórt sugárzás értéke: D0 (1–sin m). Városrendezési, tájrendezési szempontból a kérdéses terület domborzati (szintvonalas) térképe és a valódi horizontról készített ábrák együtt kiváló lehetőséget nyújtanak számos, a helyi éghajlatra vonatkozó becslésre (helyi felmelegedés, lehűlés, páraviszonyok, szél, napsütés, besugárzás), kvantitatív megállapításokra is. A valódi horizontról kapott képek egyúttal áttekintést adnak a környezet panoramatikus értékéről is, amely kertépítészeti, tájrendezési szempontból nem elhanyagolható.
184 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai A 7.10. ábrán bemutatunk néhány horizontkorlátozási esetet a változatosság szemléltetésére.
7.10. ábra - 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 különböző mértékben korlátozott horizontú helyek (pl. mikroklímák) valóságos napsütésének éghajlati értelmű havi, félévi, évi átlagos értékeit is égbolttérkép segítségével állapítjuk meg. Eljárásunk egyetlen választott nap esetében: Az égbolttérképre rávisszük a valóságos horizont kontúrvonalát. Interpolációval berajzoljuk a kérdéses dátumon érvényes nappályát. Az órakörök segítségével tizedóra pontossággal megállapítjuk a nappálya szabadon maradt, terepalakulatokkal le nem takart szakaszát. Így megkapjuk, hogy mennyi óra az adott helyen a lehetséges napsütés teljesen derült időben.
185 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai Éghajlati adattári anyagból kikeressük a kérdéses vidékre jellemző átlagos borultság mértékszámát, és azzal redukáljuk az előbbi értéket. Így a végső eredmény az adott hely tényleges napsütésének átlagos értéke lesz. A napsütéses órák havi összegét hasonló módon állapítjuk meg, de a szükségtelen napi részletezés elkerülése végett azzal az egyszerűsítéssel, hogy az eljárást a kérdéses hónap középnapjára (a hó 15. napja) alkalmazzuk, és a kapott eredményt szorozzuk a hónap napjainak számával. A besugárzás kalkulációja ennél jóval bonyolultabb, mert a globálsugárzás mindkét komponensének (főleg a direkt sugárzás) intenzitása erős napszakos változást mutat, ezért a szabad nappályaszakaszok egy-egy órás intervallumához nagyon eltérő besugárzási óraértékek tartoznak. Az adott helyre érvényes (pl. átlagos) globálsugárzási értékeket tehát előbb arányosan fel kell bontani közvetlen és szórt összetevőire, mert velük a számítás is eltérő, majd a részeredményeket összegezzük. A direkt sugárzás óraértékeit csak a napsütéses (korlátozásmentes) órákra alkalmazzuk, a diffúz égboltsugárzás óraértékeit pedig végig az egész nappali időszakra, természetesen a már tárgyalt, átlagos horizontmagasság alapján számított redukcióval származtatjuk. A mikroklímák kialakulásában és fennmaradásában a fő szerep a sugárzásé (besugárzás, visszaverődés, hosszúhullámú kisugárzás, visszasugárzás). Ezek közül is a besugárzás, mint külső energiaszállító, s azon belül pedig nagy energiahozama miatt a közvetlen sugárzás a leghatékonyabb. A tengerszint feletti magasság figyelembevétele a hegy- és dombvidékeken különösen fontos. Az éghajlati elemek mindegyike lényegesen változik a magassággal. A függőleges tagoltság szerinti éghajlati különbségek sokszorosan meghaladják a horizontális irányban ugyanakkora távolságra eső különbségeket. Ezért még a néhány 100 m-es magasságkülönbségnek is nagy jelentősége van. A légnyomás csökkenése a magassággal olyan szabályos jelenség, hogy az ún. barometrikus magassági formula segítségével tetszőleges magasságra pontosan kiszámítható, csak a légoszlop közepes hőmérsékletét kell ismernünk. A nyomás csökkenése z2–z1=∆z magasságkülönbségre:
7.3. egyenlet - 7.3
ahol p2: a légnyomás z2 m magasságban, p1: az alacsonyabban fekvő helyen, Tm: a z1 és z2magasságokban mért hőmérsékletek számtani középértéke. A légnyomás csökkenése a legalsó 1 km-es levegőrétegben közelítőleg 8 m-ként 1 mbar, vagyis kb. 12 mbar/100 m, 5–10 ºC léghőmérséklet mellett. A levegő vízgőztartalma a magasság függvényében exponenciálisan csökken. A talaj mentén (tengerszinten) mért vízgőztartalom (páranyomás) értéke a légkörben felfelé haladva nagyjából 1700 m-enként ismételten a felére csökken. A vízgőz mennyiségét kifejező gőznyomás magassággal összefüggő változását átlagos állapotra a Süring-formula adja meg:
7.4. egyenlet - 7.4
ahol e0 és ez = a gőznyomás a tengerszinten, illetve z km magasságban. Ha a z = 0 szint gőznyomását 100%-nak tekintjük, akkor a tengerszinttől felfelé a következő értékeket kapjuk:
186 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
z (km):
0
1
2
3
4
6
8
10
e (%):
100
66,8
42,7
26,9
15,5
5,0
1,4
0,3
Ebből kitűnik, hogy a légkör vízgőztartalmának döntő többsége a troposzféra alsó rétegeiben helyezkedik el, a magasabb légrétegeknek és vele a magas hegységek levegőjének csekély az abszolút páratartalma. A relatív légnedvesség szabálytalanabbul változik a magassággal: a csökkenő hőmérséklet miatt a levegő vízgőztartamának magassággal történő exponenciális csökkenése ellenére, néhány száz méter magasságig általában növekszik. A hegyvidékek ezért kissé párásabbak, ködösebbek, mint a síkságok. A megfigyelések szerint kb. 4–500 m-ig érvényes a növekvő tendencia, aztán felfelé haladva az egész évre érvényes módon csökkenés tapasztalható. A besugárzás a magassággal növekszik, mivel a magassággal csökken a levegő sűrűsége, szennyeződés- és vízgőztartama, ezért kisebbek az extinkciós veszteségek. A besugárzás napi összege 1000 m magasságban kb. 12–20%-kal, 2000 m-en 25–30%-kal, 3000 m-en pedig 30–40%-kal több, mint 200 m magasságban. A nagyobb különbség télen lép fel. A globálsugárzás komponenseinek aránya is eltolódik a közvetlen sugárzás javára. Érdemes megemlíteni, hogy az ultraibolya sugárzás felfelé haladva 100 m-enként nyáron kb. 15%-kal, télen pedig mintegy 20%-kal növekszik. A tisztább, vízgőzben szegényebb és vékonyabb légréteg természetesen kisebb akadályt jelent a kisugárzással szemben is, ezért az effektív kisugárzás a magassággal szintén növekszik. A fokozott kisugárzással a fokozott besugárzás mégsem tud egyensúlyt tartani, mivel a kisugárzás egész napon át tart, a besugárzási energiabevétel viszont csak a nappali órákra korlátozódik. A végeredmény az lesz, hogy a sugárzási egyenleg a magasság növekedésével csökken, s így kevesebb energia áll rendelkezésre a levegő melegítésére, következésképp a levegő hőmérséklete a magasság függvényében egyre alacsonyabb. A szélsebesség növekedése a magassággal általában az egész troposzférára jellemző. A felszíni súrlódásból eredő fékeződés hatása legerősebben az alsó néhány méteres légrétegben mutatkozik, de jelentékeny még 1–2 km-es magasságban is. Míg Magyarországon a szélsebesség évi átlaga a talaj közelében a legtöbb helyen 2–4 m/s közé esik, 500 m-en 6–7 m/s és 1000 m-en 8 m/s körül van, addig a felső troposzférában Közép-Európa felett évi középértékben is eléri a viharos fokozatot (17–18 m/s). A hőmérséklet függőleges menti csökkenésének átlagos értéke a troposzférában 0,65 ºC/100 m, télen ennél kisebb, nyáron nagyobb. Gyakorlati szempontból is hasznos információkat szolgáltat e vonatkozásban a 7.4. táblázat, amely a középhegységeinkben megfigyelt gradiensek évi menetét mutatja be.
7.4. táblázat - A középhőmérsékleti gradiens értékei hegységeinkben (ºC/100 m) I.
II.
III.
IV.
V.
VI.
VII. VIII. IX.
X.
XI.
XII.
év
Mátra
0,3
0,4
0,6
0,7
0,7
0,8
0,7
0,7
0,6
0,5
0,5
0,5
0,58
Bükk
0,1
0,3
0,5
0,6
0,7
0,7
0,7
0,6
0,6
0,5
0,4
0,2
0,50
Pilis
0,4
0,5
0,6
0,7
0,7
0,7
0,7
0,6
0,6
0,5
0,5
0,5
0,58
Budaihg.
0,4
0,5
0,5
0,5
0,6
0,7
0,7
0,6
0,6
0,4
0,3
0,3
0,50
Mecsek
0,5
0,5
0,5
0,6
0,7
0,7
0,7
0,6
0,6
0,6
0,5
0,5
0,58
Átlagérté 0,3 k
0,4
0,5
0,6
0,7
0,7
0,7
0,6
0,6
0,5
0,4
0,4
0,53
187 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai A hőmérsékleti gradiens januárban a legkisebb, májustól júliusig a legnagyobb. Nyáron magaslataink viszonylag hidegebbek a síksághoz képest, mint télen. Hegyvidékeinken a nyári hőség erősebben mérséklődik, mint amilyen mértékben a téli hideg fokozódik. Ez a humánkomfort vonatkozásában jelentős meteorológiai körülmény. A csapadék a hegyvidékeken általában több mint a síkságokon, mert a hegyvonulatok az áramló levegőt felemelkedésre kényszerítik, ami a levegő adiabatikus lehűléséhez, felhő- és csapadékképződéshez vezet. A domborzat hatása annyira jelentős, hogy az egyes földrajzi tájak csapadéka általánosságban a tengerszint feletti magasságuk szerint rendeződik. Természetesen a csapadék területi eloszlásában a földrajzi helyzet és ezen keresztül a cirkulációs folyamatok érvényesülése jelentős szerepet játszik, a tengerszint feletti magasság hatása a területi térképen tagadhatatlanul felismerhető. A 7.5. táblázat adatai e kettős hatást tükrözik éghajlati főkörzeteinkre vonatkozóan.
7.5. táblázat - A csapadék évi összegének összefüggése a tengerszint feletti magassággal Magasság (m)
100
150
200
300
400
Nagyalföld
545
560
–
–
–
Kisalföld
580
620
–
–
–
Dunántúl
650
670
690
700
720
Északi hegyvidék
545
575
590
650
700
Országos átlag
560
600
650
680
710
A csapadékmennyiség növekedése a magas hegységekben csak korlátozott magasságig mutatató ki. A legtöbb csapadék zónája mindig a kondenzációs szint felett található. A kondenzációs szint magassága függ a levegő hőmérsékletétől és a páratartalmától, ezért nyáron magasabban, télen alacsonyabban helyezkedik el a legcsapadékosabb hegyi zóna. A domborzat erősen módosítja a klímaviszonyokat. Attól függően, hogy fennsíkról, hegycsúcsról, lejtőről vagy völgyről van szó, eltérő irányban és mértékben változnak a klímaelemek. Ezek a változások a legtöbbször közvetlen összefüggésben vannak a sugárzásháztartás komponenseinek megváltozásával. A felszín anyaga elsősorban a sugárzás- és a hőháztartásban betöltött szerepe miatt figyelmet érdemlő tényező. A felszín borítottsága, növényzete is számottevően módosíthatja a klímát. A növényzet faji összetételét, tömegét, magasságát, zártságát egyaránt célszerű figyelembe venni a klíma értékelésekor. Mint ahogy ismerünk talajjelző növényeket, hasonlóképpen mikroklímát jelző növények is vannak. Egyes növényi asszociációk előfordulása az ismeretlen mikroklímájú területen igen jó támpontot jelenthet. Ennek részleteivel a növényföldrajz foglalkozik. A távolabbi környezet a nagyobb hegyek, vízfelületek, szennyező források révén játszhat szerepet a helyi klíma alakításában. A helyi klíma feltárása érdekében esetenként műszeres mérésekre is szükség lehet. Ennek alapvető célja a makro- és mikroklíma között fennálló, egyidejűleg mutatkozó eltérések számszerű megállapítása. A műszeres mérés, a nyert adatok feldolgozása, az eredményeknek a makroklíma jellemzőivel való egybevetése, a különbségek tér- és időbeli alakulásában mutatkozó törvényszerűségek megfogalmazása e munka egyes szakaszait képezik. Az éghajlati információk begyűjtése, rendszerezése és analizálása után következhet a mikro- vagy mezoklíma céljaink szerinti alkalmasságának megállapítása, más szóval a kérdéses térség éghajlati szempontú bonitálása. A klímaértékelés természetesen csak komplex lehet, minthogy az éghajlat maga is ilyen természetű. Gyakorlatilag minden helyi klímának vannak céljaink szempontjából kedvezőtlen vonásai. Egy délies lejtő pl. a besugárzás, a hőmérséklet vonatkozásában megfelelőnek minősülhet, ugyanakkor a lejtőn fellépő nagy csapadékvíz-elfolyás,
188 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai a fokozott elpárolgás miatt vízháztartási problémák állhatnak elő. Ezek a körülmények az adott terület hasznosíthatóságát nagymértékben behatárolják. Az ilyen lejtőn pl. eredményesen termeszthető a szőlő, a melegigényes gyümölcsfajok egész sora, természetesen az egyéb adottságokat is figyelembe véve (lejtésszög, talaj, tengerszint feletti magasság) ezek a területek alkalmasak lehetnek korai szabadföldi zöldségtermesztésre is. Mindenesetre a vázolt egyszerű esetből kiindulva is világosan kirajzolódik: a helyi klímák értéke nem abszolutizálható. Az egyes klimatikus vonások bizonyos szempontból kedvezőnek, más oldalról kedvezőtlennek minősülnek. A tájértékelés módszerei tehát csak addig tekinthetők általános érvényűnek, amíg a klimatológiai információk adott helyre érvényes együtteséhez eljutunk. Ettől a ponttól kezdve mind a szemléletben, mind a módszerben jelentős eltérések lehetnek. A szemlélet és az alkalmazott módszer azonban egymással minden esetben szorosan összefügg. A szemléletben megnyilvánuló különbséget a területhasznosítás iránya szabja meg. Más szempontok érvényesülnek ipari létesítmények helyszínének kiválasztásakor és mások jóléti, üdülési, lakóterületi funkcióra szánt körzetek kijelölésekor. Az előző esetben a döntő szempont nyilvánvaló módon nem az, hogy maga a kiválasztott terület legyen kedvező éghajlati adottságú, hanem a klimatikus feltételek éppen olyan irányba hassanak, hogy a várható kedvezőtlen környezeti károkat tompítsák (lakóterületek, értékes mezőgazdasági területek, természeti értékek védelme). E vonatkozásban a legfontosabb kérdés az áramlási viszonyok alapos feltárása, és a tapasztalatok következetes érvényesítése a tervezésben. Az ember közvetlen életterének kiválasztásakor már természetes módon előtérbe kerül az adott hely klímájának komfortértéke. A komfortérték minősítésére többféle módszert dolgoztak ki. Magyarországon a legelterjedtebben alkalmazott az additív (összegző) felfogást tükröző rendszer, amelyet Bacsó állított fel. Ebben az egyes klímaelemeket 0–5-ig terjedő skálán pontozta, majd a pontszámokat összesítette. A rendszer részletes ismertetésére itt nincs módunk, de megjegyezzük, hogy a humánmeteorológiai bonitálásnak ez a módja, éppen a számítási eljárásból adódóan, a finom különbségek kifejezésére kevésbé alkalmas. Egyes elempárok ellentétes viselkedése az egyik, illetve a másik helyen kompenzálja egymást, így a módszer inkább térségi, tájegységi szinten használható eredményesen. Ugyancsak más szintet, más szemléleti megközelítést jelent, amikor a helyi klíma módosításának, megváltoztatásának lehetősége kerül szóba. A célunk ez esetben az, hogy a helyi klíma kedvezőtlen vonásait a táj- és kertépítészet eszközeivel megszüntessük vagy legalább minimalizáljuk (klímamelioráció). Így szükség lehet pl. szélvédelemre, a fagyzugok megszüntetésére, a szél- és vízerózió elleni védelemre, a vízháztartás javítására, a sugárzási viszonyok módosítására (árnyékolással vagy éppen ellenkezőleg, az árnyékhatás megszüntetésével) és nem ritkán terepplasztikára. Ezeknél a beavatkozásoknál azonban számítanunk kell arra, hogy egy-egy tényező módosítása sok más körülmény megváltozásával járhat együtt, így nem kerülhető el, hogy az egyes tervváltozatok várható klimatikus következményeit következetesen végiggondoljuk. Különösen fontos ez lakott területek beépítési tervmódozatainak elbírálásakor. A továbbiakban néhány példával illusztráljuk a tágabb értelemben vett tájklimatológiai elemzés hasznosításának lehetőségét. Mindhárom példa egy-egy konkrét rendezési tervfeladat megoldásához kapcsolódó helyi, illetve tájklimatológiai elemzés legfontosabb következtetéseinek rövid összefoglalása, mellőzve a meteorológiai alapinformációk elemenkénti részletezését. Elsőként egy valóban mikrotérségnek minősíthető terület, a Budapest II. kerület, Széna tér – Retek utca – Fény utca – és a volt Ganz Ansaldo által határolt félkaréjos beöblösödés klimatikus viszonyait tekintjük át. A beöblösödés tengelyvonala északnyugat-délkelet irányú. A terület legfőbb kivezető „csatornái” a tengelyvonalban húzódó utak: a Lövőház utca, a Kis Rókus utca, illetve a Keleti Károly utca. Az egykori gyártelep kialakítása, a lakóépülettömbök elhelyezkedése gyakorlatilag kizárja, de legalábbis jelentősen mérsékli a levegő más irányokban való kicserélődését. Fontos tény, hogy a Duna felől a Várhegy északi vonulata zárja el a szabad utat a folyó felé, tehát csak a Moszkva tér és a Margit híd felé van szabad kiszellőzési lehetőség. Köztudomású, hogy ez a körzet a főváros egyik legszennyezettebb területe, következésképpen a vizsgálatok is elsősorban annak kiderítésére irányultak, hogy a térség levegőállapotát hogyan befolyásolják a meteorológiai adottságok. Az egykori gyártelep északnyugati határától egészen a Margit körútig a szintkülönbség mindössze néhány méter, így ha a makrolégtérben szélcsend uralkodik – aminek igen nagy, 20% a gyakorisága – a lejtős
189 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai terepviszonyokból adódó helyi szelek csak kismértékben képesek a közlekedés, valamint a háztartások által szennyezett levegőt eltávolítani a térségből. Ez különösen inverziós időjárási helyzetben kedvezőtlen, márpedig télen – amikor a szennyezés is fokozottabb – kétszer annyi az ilyen esetek száma, mint nyáron. A helyszín észak-északnyugat felőli relatív zártsága miatt a gyenge és közepes intenzitású szelek légtisztító hatása is csak mérsékelten érvényesülhet. Mérési adatok szerint a szélsebesség a kritikus talajhoz közeli térben akár a felére redukálódhat a makrotérben mért értékhez képest. Ez amiatt figyelemre méltó, mert az északnyugati szelek gyakorisága messze a legnagyobb (26%). Erős szelek esetén jó a terület átszellőzése, ilyenkor azonban a csatornahatás miatt az utcák tengelyvonalában, valamint az átjárókban felerősödő légáramlás okoz kedvezőtlen komfortérzetet. Az előzőnél nagyobb léptékű és összetettebb feladat egy nagyobb város, történetesen Győr és környékének éghajlati jellemzése. Szerencsés, ha az adott településen működik hosszú megfigyelési sorral rendelkező meteorológiai állomás. Győr városa ezek közé tartozik, így az általános éghajlati jellemzéshez megfelelő hosszúságú és részletességű adatbázis áll rendelkezésre. Bár többnyire minden lényegesebb meteorológiai elem értékelésére kitértünk, a hangsúly minden esetben a tervezési feladat szempontjából legkritikusabb elemre helyeződött. Ez Győr vonatkozásában a légáramlási viszonyok tüzetes elemzését jelenti, mivel a város távlati fejlesztési koncepciójának kidolgozása keretében a környezetvédelmet megalapozó vizsgálatok különösen fontos részét képezték a munkának. Az egész országot tekintve megállapítható, hogy ezen a vidéken a legnagyobb a szél átlagos sebessége, így a régió éghajlatának alakításában a légmozgások rendszere meghatározó tényező. A klímaelemek statisztikai értékelése után a kapott eredményekre alapozva következhet a város és közvetlen környezetének éghajlati elemzése. Itt két fontos kérdés vetődik fel. Egyrészt az, hogy a város strukturális felépítését ismerve milyen mezoléptékű alkörzetek, illetve területtípusok különíthetők el. A felosztás alapja, hogy legalább egy meteorológiai elem vagy annak közvetett – más terület viszonyait befolyásoló – szerepe vonatkozásában az egyes szektorok között városklimatológiai ismereteink szerint megfogalmazható különbség legyen. A másik kérdés a területhasznosítás meteorológiai aspektusaival kapcsolatos: a fejlesztések megvalósítására mely területek a legalkalmasabbak, hogy az embernek és a természeti környezetnek a legkevesebbet ártsunk. Győr közigazgatási határán belül vizsgálataink szerint tíznél is több területtípus különíthető el. A városi mezoklíma ilyen mértékű tagoltságát természetes és antropogén tényezők együttesen okozzák. Sík vidéki területről lévén szó, a borítottság (növényzet, szabad felszín), a beépítettség és a szennyező források hatásával kellett elsősorban számolnunk. Az elkülöníthető területtípusok ismertetésétől most eltekintünk. A város távlati fejlesztési tervének kidolgozásakor két alapvető kérdés vetődött fel, amelynek természetszerűleg meteorológiai aspektusai is vannak: mely területek alkalmasak lakossági beépítésre, és hova telepíthetők a lakosságra nézve legkisebb kockázattal járó módon ipari létesítmények. A válasz: kertvárosi jellegű lakossági beépítésre a városmagtól délnyugatra és délre eső területek javasolhatók, míg ipari létesítmények céljára a várostól keletre eső területek a legalkalmasabbak. Természetesen megalapozott, végleges döntés a különböző szakágak (út, közmű, természetvédelem, környezetvédelem stb.) által adott szakvélemények szintetizálásával hozható. Ez már a tájépítészet, a tájtervezés feladatkörébe tartozik. Harmadik példánk a Zempléni Tájvédelmi Körzet és térsége éghajlati értékelése. Már az elnevezés is árulkodik arról, hogy nem egységes tájról van szó, sőt földrajzilag is nagyon összetett, mozaikos terület, így klímája sem egységes. A térség egésze a télen hideg, egyenletes csapadékjárású területekhez sorolható. A körzet globálsugárzása jóval az országos átlag alatt van (4350 MJ/m2∙év), a napfénytartam szintén kevés (1970 óra). A borultság évi középértéke 62–64%. A derült napok száma mindössze 50 körüli, holott az ország legnagyobb részén 70–90 nap a jellemző. Januári középhőmérséklete –3 ºC alatt van. Évi középhőmérséklete 8–9 ºC, a 8 ºC-os izoterma közelítőleg az 500 m-es magassági szintnek, a 7 ºC-os a 700 m-esnek felel meg (Gergely-hegy). Tehát az ország déli területeihez képest kb. 3 ºC-os különbség mutatkozik. A hőmérsékleti ingás a nagyobb átlagos magasság miatt kisebb (22 ºC), így a terület kontinentalitása is kisebb, mint az Alföldé. Tenyészidőszaka rövid és hűvös. Jelzi ezt a 10 ºC feletti középhőmérsékleti összeg alacsony értéke: 2900 ºC. Magas a fagyos, a téli és a zord napok száma (rendre :130; 40; 20 nap).
190 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai A terület magasságához képest száraznak minősül, csapadéka 600–800 mm között alakul, amit a gyakori északias, főnszerű, mérsékelt erejű légáramlás okoz. A csapadékos napok száma rendkívül kevés, mindössze 85–90 nap. A légnedvességet tekintve a körzet a nyári félévben a nagy fajlagos nedvességtartalmú tájakhoz sorolható (júliusban 70–75%). A táj igen tagolt felszíne rendkívül változatos mezo- és mikroklimatikus vonást visz be a légmozgások rendszerébe. Az uralkodó szélirány északi, északkeleti. A vizsgálat célja alapvetően humánmeteorológiai szempontú értékelés volt. A földrajzi tájak emberi környezeti értékét, felhasználhatóságát, bizonyos funkciókra való alkalmasságát vizsgálva megállapítható, hogy hegyvidékeink magasabb területire a zord telek jellemzők. A Zempléni-hegység esetében ezt a vonást az északkeleti fekvés tovább erősíti, ami humán vonatkozásban kedvezőtlen tulajdonság. A nyári félévben a hegység a kedvező kategóriába sorolható, üdülésre, nyaralásra, a nyári hőségtől való megszabadulásra éghajlati szempontból igen alkalmas, szemben pl. az Alföld ekkortájt nemritkán megterhelő éghajlatával. A Hernád és a Bodrog által közrefogott területre érvényes általános klímajelleg a felszíni tagoltság és a borítottság folytán egyes meteorológiai elemek vonatkozásában tájanként módosul. A körzet éghajlatilag is jól elkülöníthető vidékei a Hernád-völgye, a Zempléni-hegység vonulata, a hegyvonulat nyugati peremvidéke (Meződűlő) és a Hegyköz. Megemlíthető továbbá, a „Huták völgye”, valamint a Gönc, Telkibánya és Füzérradvány vonalában húzódó, kelet-nyugat irányú völgy. Ezek elsősorban a légáramlás vonatkozásában rendelkeznek sajátos vonásokkal.
2. Kertészeti kultúrák állományklímája A növényállomány-klíma a mikroklímák egyik típusa. A mikroklíma általános definíciója természetesen ez esetben is érvényes, azaz: a mikroklíma kisebb légtér energetikai és anyagfolyamatainak rendszere, amelyben vagy annak határán valamely meteorológiai elem gradiense akár nagyságrendekkel is nagyobb, mint a makroklímában. További tulajdonsága a mikroklímának – a kisebb légtérkitétel erre utal –, hogy horizontálisan és/vagy vertikálisan jól definiálható, számszerűsíthető módon korlátozott kiterjedésű. A mikroklimatikus vonások kialakulását sajátos energiaháztartása idézi elő, s mivel a legtöbb mikroklíma típus tulajdonságait a makrolégtér folyamatai erősen befolyásolják, így a mikroklíma időben változó dinamikus jelenségként viselkedik. A meteorológiai tényezők a kertészeti kultúrák produkciójának alakulásában is jelentős, esetenként meghatározó szerepet töltenek be. Az állomány belső tere és a felette lévő légtér fizikai állapotát és annak változásait a talaj– növény–légkör alkotta ökológiai rendszerben realizálódó fizikai, kémiai és fiziológiai kölcsönhatások alakítják. A kertészeti növények sok vonatkozásban (a fajok, fajták számában, a termesztéstechnológiában, művelésmódban, növekedésben, térállásban, a biomassza térbeli eloszlásában, az egyedek morfológiai felépítésében, biokémiai és élettani tulajdonságaiban stb.) eltérnek a szántóföldi növényektől. Ugyanakkor állományklímájukat ugyanazok a környezeti tényezők alakítják ki, mint a szántóföldi növényekét, tehát az állománytér klímaviszonyaiban számos általánosan is érvényes tulajdonság ismerhető fel, jelentős különbségek a mikrometeorológiai jellemszámok abszolút értékeiben és térbeli-időbeli eloszlásuk arányaiban tapasztalhatók. Az állományklímát az ember tudatosan is alakítja. A növények térbeli elrendezésével, a sor- és tőtávolság megválasztásával, a sorok égtáji irányának meghatározásával lényegében eldöntjük az állományklíma sorsát és vele együtt azt is, hogy az adott helyen, adott ökológiai feltételek között növényeink biológiai igényei hogyan teljesülnek, illetve milyen mértékben teljesíthetők. Ma és a jövőben is alapvető termesztési követelmény a minőségben egyöntetű, garantált tömegű áru előállítása. Itt hívjuk fel a figyelmet arra, hogy növényeink termesztését minden évben más-más időjárási körülmények között kell folytatni, és ez már önmagában indokolja, hogy nem lehet évről évre ugyanazt a sematikus termesztéstechnológiát alkalmazni. Ültetvények létesítése például hosszú távú, olykor több évtizedre szóló és meglehetősen költséges beruházás, tehát ez esetben a gazdaságos termelést befolyásoló ökológiai tényezők kedvező vagy kedvezőtlen voltának elemzése, megítélése hatványozottan fontos feladat. A helyi klímáról már a tervezés fázisában beható, számszerű ismeretekkel kell rendelkezni. Így hozható összhangba a termőhelyi adottság a termesztett növény termesztési értékével, az ökológiai igénnyel és tűrőképességgel (fény-, hőmérséklet- és vízigény, fagy-, hőség- és szárazságtűrés), valamint a termésbiztonsággal. Az évelők, de főleg a félfás és a fás ültetvények állományklímája néhány vonatkozásban alapvetően különbözik az egy-, illetve kétéves kultúrák klímájától. Ez részben a nyílt növényállomány jellegéből fakad, részben pedig abból, hogy az ültetvények teljes életciklusuk során – a művelésmódtól függően – kisebb-nagyobb strukturális
191 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai változáson mennek keresztül. A telepítést követő néhány éven belül az egyedek kis mérete, szerény zöldtömege miatt nem beszélhetünk karakteres állományklímáról. A testtömeg és a lombfelület még elhanyagolható az állomány teljes légteréhez és a szabad talajfelszín méreteihez képest. A fiatal állomány tehát fokozott védelemre szorul az időjárás minden káros megnyilvánulásával szemben. Különösen a talajnedvesség megőrzése, a szél- és a fagyvédelem igényel fokozott figyelmet. A másik fontos különbség, hogy az ilyen kultúrák állományklímája rendkívül inhomogén, mozaikos jellegű. Az aktív felszín funkcióját a talaj és a lombkorona évszakosan és napszakosan is változó arányban tölti be. Ebből következik, hogy az energia- és anyagforgalom színtere sem lokalizálható olyan egyértelműen, mint zárt állományok esetén. Lényegi különbségként említendő, hogy a gyümölcsösöket érő káros effektusok több évig hatással lehetnek az egyedek vegetatív és generatív életfolyamataira, sőt kedvezőtlen következményük sok esetben a teljes életciklusra is kiterjed. Gondoljunk csak a téli fagykárokra vagy az alternancia jelenségére, amit többnyire szintén szélsőséges időjárási események váltanak ki. Ezek a körülmények a növény megváltozott kondícióján, fejlődési aktivitásán keresztül visszahatnak az állományklíma alakulására, a kölcsönhatások rendszerében kedvezőtlen visszacsatolási mechanizmusok érvényesülnek: az ültetvény leépülése idő előtt megkezdődik, a gazdaságos termesztés tartama rövidebb lesz. A következőkben áttekintjük néhány meteorológiai tényező állománytéren belüli viselkedését, s konkrét példákkal illusztráljuk azok különböző kultúrákhoz kapcsolódó jellegzetességét és esetleg a produkcióra kifejtett közvetlen vagy közvetett hatását.
2.1. Sugárzás A természetes és termesztett növénytársulásokban, növényállományokban a napsugárzás – az állomány szerkezeti tulajdonságaitól függően – behatol, s egy része lejut a talaj felszínéig. E folyamat során a napsugárzás mennyiségileg és minőségileg is megváltozik (Szász, 1997). A napsugárzás mennyiségi változását az okozza, hogy a növénytakaró jelentős mennyiségű energiát nyel el. Az elnyelt energia • szolgáltatja a fotoszintézis energiaszükségletét, • fenntartja a növényi tömeg hőmérsékletét, • biztosítja a növény vízforgalmát. A növénytakaró által elnyelt energia a zöldtömeg nagyságával arányos, fásszárúak esetében a levélzet és a fás részek tömegével. E tulajdonságot az optikai tulajdonságok határozzák meg. A növényi tömeg nagyságának jellemzésére a sugárzáselnyelés szempontjából az eddigi tapasztalatok alapján a legalkalmasabb mutató a levélfelületi index (LAI = leaf area index). A levélfelületi index fajonként, fajtánként változik és függ a fejlettségi állapottól, a termesztés módjától, az állománysűrűségtől, a tápanyag-ellátottságtól, a vízellátottságtól stb. A növényállományok, illetve levelük a csaknem függőlegesen beeső sugárzás 55−75%-át nyelik el, a fennmaradó 25−45%-ot pedig visszaverik és átbocsátják. Az elnyelési arányt τ-val, az átbocsátott arányt a-val, a visszaverődési arányt r-rel jelölve felírható a τ + a + r = 1,0 egyenlőség. A három arányszám egymáshoz viszonyított értéke hullámhosszanként változik, és spektrális eloszlásuk jellemző az anyagra vagy a növényállományra, amelyen a sugárzás áthalad. A növényállomány elnyelőképességét egyrészt az egyes levelek átbocsátási együtthatója, másrészt az elnyelő növényi tömeg határozza meg. Jellemzésére a legmegfelelőbb a (LAI) levélfelületi index. A növényállományok sugárzáselnyelő képességét a Beer-törvény foglalja össze:
7.5. egyenlet - 7.5
ahol I0= az elnyelő közegre eső sugárzási áram sűrűsége, I = az m út megtétele utáni áramsűrűség, 192 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai a’ = a monokromatikus sugárzásra vonatkozó elnyelési együttható, u = a növényi tömeggel arányos optikai sűrűség, m = a sugárzás úthossza az elnyelő növényi tömegben. Ha az átlagos elnyelés értékét kívánjuk becsülni, az a univerzális kioltási együtthatóval kell számolni, az optikai sűrűség helyett pedig a vele arányos LAI alkalmazható:
7.6. egyenlet - 7.6
A látható sugárzásra vonatkozó kioltási együttható értéke 0,3 és 0,8 között váltakozik. A fűfélék esetében az a = 0,4−0,6, a tűlevelű erdőknél az a = 0,8−0,9; az a átlagos értéke a teljes látható spektrumtartományra 0,5, a fotoszintetikusan aktív sugárzásra vonatkozó átlagos értéke pedig 0,85. Amennyiben a τ elnyelés a visszaverődéshez és az átbocsátáshoz mérten jelentős, ezt is figyelembe kell venni, s az alábbi összefüggést kell alkalmazni:
7.7. egyenlet - 7.7
ahol τ = az elnyelési együttható, közelítő értéke 0,5. A 7.11. ábra segítségével az állomány aljára lejutó sugárzási hányad határozható meg, a LAI és a különböző kioltási együtthatók függvényében.
7.11. ábra - A sugárzási veszteségek mértéke a növényállomány aljára vonatkoztatva, eltérő LAI esetén
193 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
A növényállományok sugárzáskioltását, vagyis az árnyékoló hatás mértékét jelentősen befolyásolja az állomány • kora, fejlettsége, • vízellátottsága. A növényállomány korának növekedésével a levelek áteresztőképessége egyre csökken. E jelenség részben a sejtfalak vastagodásával, az oszlopos és szivacsos parenchimaszövetek tömődöttségének fokozódásával magyarázató. Emellett az állományok felső levélzetének a kioltása erőteljesebb, mivel a különböző színtestek (a klorofill, a karotin) fajlagos mennyisége ott mintegy 150−180%-kal nagyobb, mint az árnyékban lévő levélzetben. Az elnyelést a növények víztartalmának növekedése is fokozza. Ennek elsődleges oka az, hogy a nagyobb víztartalmú szövetek „feszített” állapotban vannak, vagyis a sejtnedvek koncentrációja és a vízpotenciál értéke alacsony, a kolloidális anyagok mennyisége a sejtnedvekben pedig viszonylag nagy. Ezért a szöveten belül az áthaladó sugárzás szóródása fokozódik, ami az extinkciót növeli. Természetesen az sem érdektelen, hogy az állományon belül függőlegesen lefelé miként csökken a sugárzó energia. Ennek kiszámítása végett a H magasságú állományt képzeletben rétegekre kell bontani. Minden réteghez tartozik egy kioltási együttható és egy LAIz levélfelületi index. Az egyes rétegekre a Beer-törvényt alkalmazva:
7.8. egyenlet - 7.8 194 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
ahol I0z = a réteg felső zárósíkjára érkező sugárzás, Iz= a sugárzás a z réteg alsó zárósíkján, az= a réteg kioltási együtthatója, τ = a réteg abszorpciós együtthatója, LAIz= a szóban forgó réteg levélfelületi indexe. A sugárzó energia mennyiségi csökkenése a felső rétegekben a legerőteljesebb, s lefelé haladva, a talaj közelében mérséklődik. A sugárzás minősége is rendkívül erőteljesen változik a növényállományon áthaladva. Ennek okát abban kell látnunk, hogy mind a visszaverődés, mind az elnyelés, mind az áteresztés a hullámhossz függvénye. A növények levélzete sajátos optikai közeg, a szóban forgó folyamatok spektrális eloszlása a növényfajra, a fajtára, a fejlettségi állapotra, az állomány szerkezetére jellemző. A növények színképi tulajdonságait a sejtekben lévő színtestek határozzák meg. A fotoszintézis fenntartására a globálsugárzásnak mintegy 50%-a fordítódhat. A spektrum azon összetevőit, amelyek a fotoszintézis keretében a fotoreceptorokban hatást keltenek, fotoszintetikusan aktív sugárzásnak (PhAR-photosynthetically active radiation) nevezzük. Mennyisége a direkt és diffúz besugárzás alapján Efimova (1965) szerint a következő:
7.9. egyenlet - 7.9
A fotoszintézis fenntartására alkalmas, de arra fel nem használt energiahányad főként a transzspirációra fordítódik. A növényi levelek két oldalának aszimmetrikus szövettani felépítése miatt a különböző irányokból érkező sugarak elnyelésének aránya nem azonos. Számos mérés szerint a felülről érkező sugárzás elnyelése erőteljesebb, mint az alulról felfelé irányuló sugárzásé. Ezt a körülményt is figyelembe kell venni a fotoszintézis pontos számításánál. A levelek által elnyelt sugárzásnak csak egy része fordítódhat az említett célokra. Nem hanyagolható el a sejtekben, illetve a sejtfalon szóródó hányad sem, amely különböző irányokba távozik a levélről. Ez rendkívül fontos folyamat, mivel az állomány belsejében jelentősen segíti a csaknem egyenletes fényeloszlást. Az ilyen, sík menti fényhomogenizáció jól ellensúlyozza a növényi testek árnyékoló hatását. Az elnyelés, a visszaverődés és az áteresztés hullámhossztól való függése magyarázza a sugárzás spektrális összetételének lényeges változását. A változás mértéke a zöldtömeg, elsősorban a levélfelület nagyságával arányos. Megállapítható, hogy a növényállomány elsősorban a kék és a vörös tartományt szűri ki. A levélfelület nagysága nemcsak csökkenti a besugárzott energia összegét, hanem át is alakítja a spektrumot. A vörös, de különösen a kék tartományban tapasztalható jelentős visszaesés az állományok alján. E két spektrumrészben az elnyelés akkora, hogy a fotoszintetikus sugárzás gyakorlatilag át sem hatol a zárt állományon. Amennyiben az állomány túl sűrű, a fotoszintetikusan aktív sugárzást már a felső, viszonylag vékony zóna elnyeli, így a levéltömeg jelentős hányadában fotoszintézis alig folytatódik, esetleg meg is szűnhet. Ennek gyakori bekövetkezése a szárazanyag-képződés ütemének jelentős csökkenéséhez vezet. Bizonyos határok között a vízellátottság is befolyásolja az elnyelés, az áteresztés és a visszaverődés arányát. A vizsgálatok szerint a száradó vagy hervadt növényállományok leveleinek áteresztőképessége kisebb, tehát a jó vízellátottságú növénytakaróba a sugárzás mélyebben hatol be, függetlenül a besugárzás szögétől. Ennek következtében a jó vízellátású növényállományok kedvezőbben hasznosítják a napenergiát. Kertészeti kultúrák sugárzási viszonyai
195 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai Mérések szerint egy 300×100 cm-es tenyészterületű, középmagas kordonművelésű, Furmint szőlőállomány lombtalan állapotban a leérkező globálsugárzásnak átlagosan 6, a sorköz 3%-át nyeli el, illetve 94−97%-át bocsájtja át a felszínre. Lombos állapotú tőkeköz lombsátra (virágzás vége – bogyózsendülés kezdete) a leérkező sugárzásnak átlagosan 89, a sorköz 35%-át abszorbeálja, egyben a tőkeköz lombsátra a sugárzásnak 11, a sorköz 65%-át ereszti át a talaj felszínére (Justyák, 1997b). A sugárzási viszonyok függnek a sortávolságtól és a szőlőállomány magasságától is. Ha pl. a sortávolság 0,5 m, az állomány magassága 2 m, akkor a szőlőállomány a beérkező sugárzásnak mintegy 83%-át nyeli el, 17%-át pedig átereszti. Ha a sortávolság 2 m, a magasság pedig ugyancsak 2 m, akkor csak 62%-át nyeli el, és 38%-át engedi át a talajfelszínre. A szőlőültetvény sugárzásellátottságát módosítja a szőlősorok égtáji iránya is. A különböző irányú, egyedül álló, kordonművelésű tőkesorok által kapott energia az 7.6. táblázat szerint alakul.
7.6. táblázat - A közvetlen sugárzási energia a 43. és a 49. fok szélességi körön telepített ültetvényekben (kWh/m2) 43° északi szélesség A vizsgálat időpontja
49° északi szélesség
vízszintes sík
É–D
K–Ny
vízszintes sík
É–D
K–Ny
Május 24.
7,6
7,0
3,8
7,5
7,0
4,4
Június 21.
7,8
7,0
3,7
7,8
7,2
4,3
Július 21.
7,6
7,0
3,8
7,5
7,0
4,4
Augusztus 21.
6,9
6,5
4,0
6,5
6,5
4,5
Szeptember 21.
5,6
5,5
5,0
5,0
5,2
5,2
Számítások szerint az észak-déli és a kelet-nyugati irányú tőkesorok energiabevételének aránya a tenyészidő átlagában 1,62:1, illetve 1,44:1. Mindkét szélességi körön az észak-déli irányú tőkesorok lombozata nagyobb energiához jut, mint a kelet-nyugati irányúak, viszont a 49. szélességi fokon a kelet-nyugati irányú tőkesorok hiánya kisebb az észak-délihez képest. A termésérés időszakában a kelet-nyugati szőlősorok energiabevétele növekszik, az észak-délié viszont csökken, és szeptember 20-a után válik egyenlővé a két égtáji irányban. Számos vizsgálat kimutatta, hogy a tőke sötét, árnyékos belsejében, a tőke északi oldalán a szőlőbogyók cukortartalma kb. 3−4%-kal kevesebb, savtartalma pedig 1−2%-kal több, mint a sugárzásnak kitett bogyóknál, fürtöknél. Ennek szemléltetésére a 7.12. ábrán bemutatjuk a globálsugárzás és a cukorfok közötti összefüggést a szőlőtőke déli, illetve északi oldalán, Tokaj-Hegyaljáról. A kelet-nyugati irányú kordonművelésű szőlőtőke déli oldalán a nagyobb sugárzásbevétel a bogyók nagyobb cukortartalmához vezetett.
7.12. ábra - 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)
196 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
A gyümölcstermő növények környezettel szemben támasztott igénye – tekintettel a fajok és azon belül a fajták sokaságára – rendkívül széles skálán mozog. A gyümölcsfajok fényigénye csökkenő sorrendben a következők szerint alakul: A gyümölcsállományokban a lombozat sugárzási energiabevételének nagyobb része a közvetlen sugárzásból származik. A legtöbb közvetlen sugárzást a korona csúcsi része kapja. A többi koronafelület az önárnyékolás vagy a szomszédos fák árnyéka miatt erősen redukált direkt napsugárzást kap. A korona csúcsi részét – figyelembe véve az átlagos borultságot is – április 20. és szeptember 10. között közel 1500 órán át éri közvetlen sugárzás. Ezzel szemben a talajhoz közeli koronarészen, észak-déli sorirányú gyümölcsösben, ennek mindössze 24%-a mérhető (sortávolság 4,5 m, állománymagasság 3 m). A sorköz középvonalában, közvetlenül a talaj felett megfigyelt érték 30%-a a maximálisnak. A kelet-nyugati sorirányú sövénygyümölcsösnél a déli és az északi kitettségű felületek között tetemes aszimmetria alakul ki. A déli oldal több mint kétszeres időtartamú napsütést kap az északihoz képest. Ilyen orientáció mellett a sorköz talajfelszíne azonban jóval több (66%) közvetlen sugárzásban részesül, mint az észak-déli sorirányú állományé, ami az evaporáció szempontjából érdemel figyelmet. Korábbi vizsgálatok rámutattak, hogy a jó minőségű termés és a megfelelő termőrügy-berakódás egyik alapvető feltétele, hogy a lombkorona minden része az állomány felett mérhető sugárzás legalább 30%-ában részesüljön. Ez egyúttal felfogható a jó megvilágítottság definíciójaként is. Modellszámítások megerősítették, hogy a kellő megvilágítottság nem egyszerű függvénye a fényintercepciónak: míg pl. az 51,3º északi szélességen az északdéli irányítású sornál az intercepció 55,6%, a kielégítő megvilágítást kapó koronatérfogat 94%-nyi, addig a kelet-nyugati soroknál kisebb, 49%-os intercepció mellett mindössze 74% a jól megvilágított koronatér. A sugárzás nagy hatással van a kötődésre és a gyümölcsök méretének alakulására is. Almán végzett megfigyelések szerint a teljes virágzás után alkalmazott mesterséges árnyékolás nem csökkentette a virágok számát, nem befolyásolta a megporzást és a megtermékenyülés mértékét. Ezzel szemben tetemesen csökkent a beérett gyümölcsök száma, rossz volt a kötődés, és jelentős gyümölcshullást észleltek a növekedési és érési periódusban. A gyümölcshullás mértéke szoros összefüggést mutatott az árnyékolás fokával. A terméstömeg jelentős csökkenése ellenére a beérett gyümölcsök mérete kisebb volt, mint a teljes sugárzást élvező fákról származóké (7.13. ábra).
7.13. ábra - 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.26 197 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
Végül egy közkedvelt zöldségnövény, a paradicsom állományának sugárzási viszonyait vizsgálva megállapítható, hogy a virágzás-termésképződés előtt általában még a fény- és sugárzásbőség jellemzi, ám a termésképződés-érés alatt a paradicsom sugárzásellátottságát a növényzet magassága, sűrűsége, a tenyészterület szabályozza. Ebben a fenológiai szakaszban pl. a Record paradicsomfajta 80×50 cm-es tenyészterületű állományában a szabad terület sugárzásának (80 cm-es átlagos növénymagasság mellett) 74, a 100×40 cm-esben pedig 82%-a volt mérhető. Az azonos tenyészterületű, de különböző művelésű (karózott, huzalos) állomány sugárzásellátottsága között nincs különbség (mindkét művelés a szabad terület sugárzásának 72, illetve 73%-át kapja).
2.2. Hőmérséklet A növényállományok belső terében kialakuló hőmérsékleti eloszlást elsősorban az állományszerkezet határozza meg. Az aktív felszín feletti térrészben az állomány hőmérséklete magasabb, az aktív felszín alatti térrészben pedig hűvösebb, mint környezete. A hőmérséklet a növényi tömegképződés egyik fontos szabályozó tényezőjének tekinthető. Az állomány hőmérsékleti sajátossága az aktív felület magassága szerint különböző típusokba sorolhatók (7.14. ábra). A növényzet hőmérsékleti módosítása elérheti a ±5ºC-ot, értéke a be-, illetve kisugárzástól, valamint a szél okozta hőcsere mértékétől függ. A zártság mértékétől függően megkülönböztetünk nyílt (A), félig zárt (B) és zárt (C) növényállományt (Szász, 1997).
7.14. ábra - A hőmérsékleti többlet és hiány idő- és térbeli változása a nap folyamán, különböző szerkezetű növényállományokban
198 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
A típus A fiatal és nyílt növényállományokra jellemző a környezethez viszonyított nappali hőmérsékleti többlet (0−(+2) ºC) és az éjszakai hőmérsékleti hiány (0−(–2) ºC). Mind a hőmérsékleti többlet, mind a hőmérsékleti hiány a felszín közvetlen közelében a legnagyobb, a felszíntől távolodva mindkettő mérséklődik. E típusba sorolható a ritka fűtakaró, a fiatal kalászosok (kb. 1 hónapos korig), továbbá a nem nagy magasságot elérő kukorica, burgonya, napraforgó, valamint a különböző zöldségfélék (a borsó, a paprika, a paradicsom). E növényállományok levélfelületi indexe általában kisebb 1-nél. B típus Amikor a növényi abszorpció meghaladja a talaj energiaelnyelését, a felmelegedés a legtömöttebb levélzónából indul ki. Ez általában az állomány középső övezete, így a nappali órákban ez a legmelegebb, éjszaka pedig itt a legalacsonyabb a hőmérséklet. Megfelelő vízellátottságú állományban nappal 2−3 ºC hőmérsékleti többlettel számolhatunk; ha pedig a vízellátás csökken, a hőmérsékleti többlet a déli órákban elérheti a 3−5 ºC-ot is. A B típusú mikroklímában lassul a talaj felmelegedése, ami kedvező a vízmegőrzés szempontjából, de kedvezőtlenül hat a tápanyagfelvételre. A B típusú állományklíma rendszeresen megfigyelhető fejlett kalászos növényállományokban, főként a szárbaszökkenés fázisának második felében, valamint a kalászhányás idején, közepes sűrűségű kukoricában a címerhányást megelőző időszaktól, virágzás előtti burgonyában, napraforgóállományban a tányérképződés fázisában, néhány zöldség- és gyógynövénynél (pl. mák). C típus A C típusú mikroklíma olyan növényeknél bontakozik ki, melyeknél a levélfelületi index 3 vagy annál nagyobb, a levelek nagyobb hányada vízszintes állású, s a sugárelnyelés az állomány felső zónájában a legerőteljesebb. Az ilyen állományszerkezet az ún. zárt növényállomány. Ezekben, az említett okok folytán nappal a felső térben erőteljes hőmérsékleti többlet, éjszaka pedig nagyfokú hőmérsékleti hiány alakul ki. Az állomány belső, középső és alsó tere környezeténél hűvösebb. Az aktív felszín zónájában a hőmérsékleti többlet igen nagy (4−8 ºC) lehet (hőstresszállapot). Az állomány teljes záródása a kalászos növények esetében is létrejöhet: rozsnál rendszeres, de búzánál is megfigyelhető. Egyes növényfajoknál a C típusú mikroklíma kialakulása nem tekinthető rendellenesnek, az állomány szerkezetéből adódik, ilyen pl. a rozs, a kifejlett burgonya és a cukorrépa.
199 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai A hőmérséklet fiziológiai tényezőként a biokémiai reakciók ütemének alakulásában játszik meghatározó szerepet. Magasabb hőmérsékleten az életfolyamatok felgyorsulnak, aminek következtében a fenológiai fázisok is gyorsabban követik egymást. Az optimumtól jelentősen eltérő hőmérsékleten viszont vagy megtorpan, vagy kedvezőtlen mértékben felgyorsul a fejlődés, ami annyit jelent, hogy szervi, szöveti rendellenességek lépnek fel. Tehát a hőmérséklet elsősorban a biológiai folyamatok sebességét szabályozó tényezőként veendő figyelembe, és mint létfontosságú ökológiai tényezőre, erre is érvényes, hogy túlzottan magas és túl alacsony értékei egyaránt károsak. Az azonban, hogy mit tekinthetünk magas vagy alacsony értéknek, egyetlen számadattal nem jellemezhető, mivel a fajok, sőt olykor az egyes fajták igényei is rendkívüli mértékben eltérnek egymástól ebben a vonatkozásban (Tőkei, 1996). Kertészeti kultúrák hőmérséklete A szőlőállomány hőviszonyai (a hőmérséklet rétegződése) a tenyészterület nagyságától, a sorok irányától, a tőkék törzsmagasságától, a lombozat terjedelmétől, továbbá a talaj tulajdonságaitól függően a szőlő fejlődési ritmusának megfelelően alakulnak (Justyák, 1997b). Rügyfakadás idején, de még a hajtásnövekedés kezdetén, kb. 20 cm-es átlagos hajtáshosszúságig, illetve amíg a szőlő átlagos levélfelületi indexe (LAI) még nem haladja meg a 0,5-es értéket, az ültetvény és a szabad térség hőmérséklete között nincs lényeges eltérés. A virágzás és a bogyók növekedése idején középmagas kordon-művelésű, kb. 300×100 cm-es tenyészterületű szőlőállományban – főként anticiklonális (derült szélcsendes) időjárási helyzet esetén – általában 2−3 ºC hőmérsékleti többlet alakul ki a környezethez képest, főként a déli órákban (7.15. ábra).
7.15. ábra - A hőmérsékleti többlet alakulása középmagas, 300×100 cm-es tenyészterületű szőlőállományban, a sorközi 50 cm magasságban mérve
200 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai A napi hőmérsékleti többletek a tenyészidőszak alatt összegződhetnek és több száz ºC-nyi összeget is elérhetnek. Ez a felhalmozódó hőmérsékleti összeg a szőlőtőke életfolyamataira is hatással van, amit nem lehet figyelmen kívül hagyni, amikor az állomány vegetációs jelenségeit tanulmányozzuk. Reggel, este és éjjel viszont 0,5−1,0 ºC hőmérsékleti hiány lép fel. A vegetáció kezdetét jelentő hőmérsékletben a gyümölcsféléknél is nagy különbségek mutatkoznak. Így pl. az őszibarack vegetációba indulásának hőmérsékleti küszöbértéke az ún. biológiai nullpontja 9,5 ºC, a meggyé 7 ºC, a téli almáé 6 ºC, a kajszié 3 ºC. Ez utóbbival kapcsolatban érdemes megjegyezni, hogy a meglepően alacsony küszöbérték ellenére közismerten melegigényes faj, tehát pusztán a fakadáshoz rendelhető hőmérsékletből nem lehet a későbbiekben érvényes hőmérsékleti igényt megítélni. A legtöbb gyümölcsfaj fejlődése a vegetációs időszak derekán és második felében 15−30 ºC között optimális, a 35 ºC már kritikus határértéknek tekinthető. Ennél magasabb hőmérsékleten a légzés intenzitása olyan mértékben megnő, hogy meghaladhatja a szervesanyag-termelés ütemét, azaz tömeggyarapodás helyett a tartalék tápanyagok felélése figyelhető meg. A jelenség azzal függ össze, hogy ilyen magas léghőmérséklet mellett – főleg vízhiányos időszakban – a lombkorona napsütötte felülete akár 3−5 ºC-kal magasabb hőmérsékletű lehet. Mivel az asszimiláció hőmérsékleti optimuma viszonylag alacsony, a légzés intenzitása pedig a hőmérséklet emelkedésével folyamatosan nő, így a nettó szervesanyag-produkció bizonyos (a fajtól, fajtától és a fejlődési stádiumtól függő) hőmérsékleten negatívvá válik. Ha ez az állapot tartósan fennáll, a növény kimeríti tartalékait, végső esetben a pusztulásához vezethet. A magas hőmérséklet zavarokat okozhat a vízforgalomban is. A forró, aszályos időszakban fellépő vízhiány a levelek hervadását, súlyos esetben lomb- és gyümölcshullást okozhat. A szélsőségesen meleg időjárás a termőrügy-differenciálódásra szintén károsan hat. A magas hőmérséklet kedvezőtlenül befolyásolja a pollenképződést és a megtermékenyülést. Meleg, száraz időben a virágzási idő lerövidül, csökken a teljes értékű megtermékenyülés esélye, mivel az életképes pollenek száma csekélyebb, és a bibeszekrétum is kiszáradhat. A gyümölcstermesztés legjelentősebb kockázati tényezőjeként kell megemlíteni a fagyok káros hatását. Mind a téli, mind a késő tavaszi és kora őszi fagyok számottevő mértékben csökkenthetik a produkciót. Az egyes fajok fagyérzékenysége azonban nagyon eltérő. Viszonylag nagy a fagyrezisztenciája az almának és a szilvának, ezzel szemben igen érzékeny a fagyokra az őszibarack, a dió és a mandula. A gyümölcsfák koronaszintjében a léghőmérséklet nappal általában magasabb, mint a meteorológiai állomáson, 2 m magasságban mérve. Éjjel viszont a lombozat kisugárzást mérséklő hatására az állomány levegője kevésbé hűl le (Tőkei, 2003). A hőmérséklet állományon belüli alakulását nagy térállású, átlagosan 15 m2 tenyészterületű Jonathan almaültetvényben végzett mérések bemutatásával szemléltetjük. Az alany MIV-es, a talaj homokos vályog. Az ültetvény két táblája egymásra merőleges sorirányú. Jelölésükre az A és B szimbólumokat használjuk. Az A tábla északnyugat-délkelet irányú, a B tábla sorai erre merőlegesek. A mérések időszakában derült, száraz, meleg idő volt. A hónap középhőmérséklete 3 ºC-kal haladta meg a sokéves átlagot. Az állomány terének hőmérsékleti inhomogenitását a növényfelszín és a levegő hőmérséklete közötti különbség tér- és időbeli eloszlásával jellemezhetjük. E különbség a két táblában sajátos napi menetet mutat (7.16. ábra). Az A táblában a napi menet markánsabb, ami a nagyobb szélvédelemmel magyarázható. (A mérés idején gyenge dél-délnyugati szél fújt!) A reggeli és az esti órákban a növényfelszín és a levegő hőmérséklete alig tér el egymástól. Délelőtt a növényfelület hűvösebb a levegőnél, az eltérés 3−4 ºC-ot is eléri, a kora délutáni órákra viszont előjelet vált a különbség, és akkor a napos oldalon a növényfelszín 1−4 ºC-kal melegebb, aminek egyik oka valószínűleg a sztómazáródás miatti transzspriációcsökkenés. Természetesen mindig a napsütötte felület hőmérsékleti többlete a jelentősebb, de dél körül időnként az árnyékos oldalon is melegebb a növényfelszín, mint a levegő (kb. 0,5−1 ºC-kal). A magasság szerinti eltéréseket vizsgálva, az ábráról az is megállapítható, hogy az A táblában, délben, 1 m-es magasságban a növény napsütötte oldala 1−2 ºC-kal melegebb a levegőnél a 2 és a 3 m-es szinthez képest, ami szintén a hőháztartásban és a transzspiráció ütemében mutatkozó különbségekkel függ össze. A mérések szerint a növény napos és árnyékos koronarészén megfigyelhető hőmérséklet-különbségek eltérése a magassággal csökken.
7.16. ábra - 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)
201 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
A B táblában a növényfelszín és a levegő hőmérséklete a reggeli és az esti órákban, hasonlóan az A táblában tapasztaltakhoz, kevéssé tér el. A nap során úgyszólván mindig a levegő melegebb. A különbség a legnagyobb értéket (2−4 ºC) délután, 12−14 óra között éri el. Ekkortájt ugyanis a napsugárzást gyakorlatilag a soriránnyal megegyezően kapta ez a tábla, ezáltal a soroknak a megvilágítottság szempontjából nincs kitüntetett oldala. Ez magyarázza, hogy a növényi felszínhőmérséklet alakulása nem követi a besugárzást. A zöldségnövények közül, a vizsgált étkezési paprika hőmérsékleti viszonyait virágzás idején (növénymagasság 30 cm) a 7.17. ábra mutatja be. Az ábra szerint a virágzáskor az állományban mindét tenyészterületen a besugárzási időszak jelentős részében a környezettel szembeni hőtöbblet a jellemző. Ez a hőmérsékleti többlet derült napon a 25×25 cm-es tenyészterületű állományban a déli órákban 2,5−3,5 ºC-ra rúg. A 40×40 cm-es tenyészterületű állományban az ott előforduló nagyobb átszellőzöttség miatt a hőtöbblet már a felére csökken. A sűrűbb térállású csemege paprikánál a hőtöbblet mintegy 10 órán át áll fenn, a ritkábbnál ez 9 órás időtartamú. A késő délutáni órákban (a besugárzás csökkenése miatt) viszont mindkét tenyészterületen hőhiány lép fel, de ekkor a tenyészterületekhez rendelhető léghőmérsékletben szignifikánsan értékelhető különbség nincs (Justyák, 1997b).
7.17. ábra - A hőmérséklet napi menete 10 cm magasságban és 5 cm mélységben 1 – szabad területen, 2 – a 40 × 40, 3 – a 25 × 25 cm tenyészterületű paprikaállományban, virágzás idején (a 4-es jelzés hőtöbbletet jelent)
202 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
Érés-szedés idején a megnövekedett növénymagasság (50 cm) és a már teljes nagyságában kifejlődött, hengeres alakú termések megjelenése miatt a virágzástól eltérő tömegeloszlású állomány alakul ki. Ez a tömeg a sugárzás szempontjából már kevésbé áthatolható közeg, ennek következtében a paprikaállomány belső terében kialakuló hőtöbblet már jóval kisebb, mint a virágzás idején volt, sőt a napszak jelentős részében hőhiány lép fel. A hőtöbblet a sűrűbb állományban (25×25 cm) a délelőtti órákban csak 0,5−1 ºC-ra nő, míg ritkább állományokban kb. 1 ºC-ra rúg. Itt térjünk ki röviden a talajhőmérséklet alakulására. A talaj hőmérsékletét az állományok sűrűsége és az ebből adódó árnyékolóképesség szabja meg. A sűrűbb ültetésű állomány talaja általában 1,0−1,3 ºC-kal hűvösebb a ritkábbénál, ugyanakkor a csupasz talajhoz viszonyítva 4,0−5,0 ºC-kal alacsonyabb.
2.3. A szél a növényállományban A szél a mikro- és állományklíma egyik legfontosabb szabályozó eleme. A sebesség rétegződésbeli módosulása 10−15 cm növényzetmagasságnál indul meg. Azt a magasságot, ahonnan a sebesség függvényszerűen növekszik, érdességi szintnek (h0), értékét pedig érdességi paraméternek nevezzük. A növénytakaró növekedésével a h0-szint felemelkedik. A h0 és a talajfelszín közötti távolság az ún. 0-pont-eltolódás, jelzése: d. A d és h0magasságok összege az aerodinamikai aktív zóna: ha, amely felett szabadon bontakozik ki a logaritmikus sebességeloszlás a függőleges mentén (7.18. ábra).
7.18. ábra - A növényállomány hatása a talaj menti légtér aerodinamikai rétegződésére; h0 = érdességi magasság; d = 0-pont-eltolódási szint; ha = aerodinamikai aktív réteg; H = állománymagasság
203 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
A szélsebesség az állomány belsejében a z mélységgel rohamosan csökken. A sebességcsökkenés a hasonlósági elv alapján a Beer-törvénnyel írható le, a következő formában:
7.10. egyenlet - 7.10
ahol: z = az állomány felszínétől mért távolság, H = az állomány magassága, v0 = az állomány H szintjében mért szélsebesség. A szél igen fontos ökológiai tényező, hiánya vagy csökkent mértéke akadályozza a növények fejlődését és produktivitását (Szász, 1997). Az állományok szellőzöttségi mértékének jellemzésére bevezették az
7.11. egyenlet - 7.11
arányszámot, ahol SA = dimenzió nélküli mérőszám, H = az állomány magassága, V0,5H = az állomány fél magasságában, V1,5H = az állomány másfélszeres magasságában mért szélsebességet jelenti. A két sebességérték hányadosa nem állandó, jelentős mértékben függ a növény fajától, fejlettségi állapotától és az állomány sűrűségétől. Az optimális állománysűrűségre viszont az SA-érték jellemző, kifejlett viszonylag egyenletes biomassza-eloszlású növényállományok esetén általában 0,2−0,4 között változik. Kertészeti kultúrák szélviszonyai
204 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai A szél a mikroklímáknak, és így az állományklímának is az egyik legfontosabb szabályozó eleme. Az áramlási kép növényállomány jelenlétében jelentősen módosul, a sebességmezők megemelkednek, a sebesség magasság szerinti eloszlása megváltozik. Az állományok belső terében még nagyobb szélben is erőteljes sebességcsökkenés tapasztalható. Ennek nagy jelentőséget kell tulajdonítanunk, mivel az állománytér és a külső szabad légtér közötti anyag- és energiaforgalom, azaz az ún. kicserélődési folyamatok intenzitása elsősorban a légmozgás erősségétől függ. A szén-dioxid-koncentráció szinten tartása a koronatérben, a szenzibilis hő és a vízgőz elszállítása a növények környezetéből elsősorban a szél függvénye. Az ültetvények belső terében a talajfelszínhez közeledve egyre gyengébb a szél. Sövénygyümölcsösben az állomány felett mért értékek százalékában kifejezve a következők szerint mérséklődtek a szélsebességek: 2,5 m magasságban 30−40%-ra, 1,5 m-en 15−25%-ra és 0,5 m-en 5−10%-ra. A szélsebesség ilyen mértékű csökkenése a makroklímában megfigyelt közepes erősségű légmozgás esetén jellemző. A nem túl erős szelek elősegítik a szélporozta gyümölcsfajok (dió, mogyoró, gesztenye) megtermékenyülését, ezeket tehát teljesen szélvédett helyekre nem tanácsos telepíteni. Az egyéb gyümölcsfajok beporzását viszont az erős szél nehezíti, mivel gátolja a méhek repülését. A meleg, száraz szél is káros a megtermékenyülés szempontjából. Az erős szelek mechanikai hatása számos formában megnyilvánulhat, szélkárokat idézhet elő. A viharos szél letépi a leveleket, a gyümölcsöt, letörheti a gallyakat, ágakat, sőt a fák törzsét is kicsavarhatja. A legtöbb szélkár a gyümölcs leveréséből adódik, amiben a szél lökéssebessége (lökésszerű ereje) a döntő. Minél nagyobb kilendülésre képes a gyümölcsöt tartó koronarész (hosszú vesszők, gallyak, ágak), annál inkább rázásszerű hatást fejt ki a lökéses légmozgás. Az adott helyen leggyakrabban előforduló szélirányt uralkodó széliránynak nevezzük. Rendszerint az erős szelek is az uralkodó szélirányból érkeznek. Az erős szeleknek kitett termőhelyeken megfigyelhető, hogy a fák a rendszeres, egyirányú szélmozgás következtében megdőlnek, különösen a sekélyen gyökerező, gyenge alanyon állók, s koronájuk féloldalassá válik. Gyümölcsös telepítése előtt a szélviszonyokat tanulmányozni, az uralkodó szélirányt pedig feltétlen ismernünk kell. A 7.19. ábra meggyőzően érzékelteti a meteorológiai elemek közötti szoros kapcsolatot, s ezen belül a szél mikroklímát módosító hatását. A két különböző térállású paradicsom állomány eltérő tenyészterületének hatása abban nyilvánul meg, hogy a sűrűbb (60×70 cm) állományban nagyobb a hőmérsékleti többlet, mint a ritkább (70×80 cm) térállásúban. Ugyanakkor mindkét tenyészterületben nappal hőmérsékleti többlet alakul ki a környezethez viszonyítva. Ezt a hőtöbbletet a szél tág határok között módosítja. A tenyészterület nagysága által kialakított hőmérsékleti különbségek a szélsebesség hatására szinte eltűnnek. Ugyanakkor az éréstermésképződés idején a kb. 60−80 cm-es magasságú állomány a szelet bizonyos mértékig felfogja, ezért az állomány teljes átszellőzöttsége nem lehetséges. Ennek következtében az állományban a környezet légteréhez viszonyítva hőmérsékleti többlet alakul ki (Justyák, 1997b).
7.19. ábra - A léghőmérséklet napi menet 10 cm magasságban 1 – szabad területen, 2 – a 60×70,3 – 70×80 cm tenyészterületű paradicsomállományban szélcsendes és szeles napokon
205 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
Az ábra adatai és a leírtak jól érzékeltetik, hogy a különböző meteorológiai paraméterek között rendkívül szoros a kapcsolat: a jelenségeket, folyamatokat csak ezek együttesének elemzésével tárhatjuk fel szakmailag helytálló módon.
2.4. A levegő nedvességtartalma és a párolgás A talaj menti tér a légkörnek az a rétege, amelynek legnagyobb a nedvességtartalma. A nedvességtartalom térés időbeli eloszlásának és változásának alakulásában a felszín nedvességi állapota játssza a legfontosabb szerepet. A talaj menti légtér a közvetítő réteg a párologtató felszín és a légkör között. A mikroklimatikus réteg nedvességforrása a felszín vagy a felszín alatti réteg vízkészlete (vízfelszín, talaj, növény). A makroklíma esetében a levegőnedvesség jelentős változása advekciós folyamatok eredménye, a mikroklimatikus térben a változást a transzspiráció (emisszió) szabályozza. Az advekciós és emissziós hatások aránya az év folyamán nem állandó. A vízgőzemisszió szabályozó szerepe a nyári félévben lép előtérbe, télen az advektív hatások a jelentősebbek. A párolgás évi összegének mintegy 80%-a a nyári félévre esik hazánkban, a téli félévre viszont mindössze 20%-a jut (Szász, 1997). A talaj menti légtér nedvességtartalma szabályozó szerepet tölt be a mikroklimatikus folyamatok alakulásában: a nedvességtartalom növekedése csökkenti az effektív kisugárzás nagyságát, közvetve mérsékli a hőmérséklet napi ingadozását, ami az effektív kisugárzás mérséklődésére vezethető vissza. Mivel a nedvességtartalom növekedése kiegyenlítettebbé teszi a hőmérséklet napi változását, mérsékli a nagyfokú hajnali lehűlést. A nedvességtartalom tér- és időbeli változása a hőmérséklethez hasonlóan viselkedik. A felszínből kilépő nagy kinetikus energiájú vízmolekulák a felszínnel érintkező néhány tizedmilliméter vastagságú, ún. filmrétegbe jutnak, innen a magasabb – de a h0 alatti – rétegeket részben a molekuláris diffúzió, részben pedig a turbulencia révén érik el, ahonnan kizárólag a kicserélődés szállítja őket tovább a magasba. A 7.20. ábra a páranyomás profiljait mutatja be.
206 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
7.20. ábra - A páranyomás függőleges eloszlása a talaj menti légtérben hajnalban és kora délután
A nedvességtartalom időbeli változása advekció nélküli helyzetben minden rétegen azonos ritmust mutat a nap folyamán, csupán az ingadozás amplitúdójában alakul ki jelentős eltérés. A 7.21. ábra a talaj menti határrétegre kiterjedő mérés eredményét mutatja be, amelyen jól felismerhető az éjszaka bekövetkező páranyomáscsökkenés, valamint a déli órákban kialakuló konvektív folyamat nedvességcsökkentő hatása. Az éjszakai csökkenés azzal magyarázható, hogy a kicserélődés jelentős mennyiségű vízgőzt szállít a magasba, de a párolgás csökken, vízgőzutánpótlásra nem nyílik lehetőség, ezért csökken a páranyomás.
7.21. ábra - A páranyomás napi menete különböző magasságokban
207 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
A nedvességtartalom jellemzésére használatos a relatív nedvességtartalom is, amely a vízgőz telítettségének mértékét fejezi ki. Ismert az az összefüggés, amely szerint a telítési érték kizárólag a hőmérséklet függvénye. Emiatt a páranyomás és a relatív nedvességtartalom napi menete a mikrotérség minden rétegében ellentétes egymással. A relatív nedvességtartalom értékei nappal a felszín közvetlen közelében a legalacsonyabbak, felfelé haladva növekszenek. Éjszaka ennek ellentéte alakul ki. A relatív nedvességtartalom értéke egy hányad, a telítési hiány pedig a telítési páranyomás és a pillanatnyilag mért tényleges páranyomás különbsége. A telítési hiány nappal – a relatív nedvességtartalomnak megfelelően – a felszín közeli rétegekben nagyfokú a magas hőmérséklet folytán, éjszaka pedig minimumba kerül. A talaj menti légtér energetikai folyamataiban a párolgás jelentős, gyakran a legnagyobb fontosságú jelenség. A párolgás fizikai értelmezése és meghatározása szempontjából megkülönböztetjük a területi és a helyi párolgást. A területi párolgás vonatkoztatási területe 10−103 km2. Nyilvánvaló, hogy ez a terület nagyságrendileg messze meghaladja a mikrotérségek kiterjedését. A meghatározáshoz kizárólag olyan makroklimatikus adatokat kell felhasználni, amelyek területi érvényessége nagy (pl. hőmérséklet, páranyomás a 2 m-es szinten, szélsebesség 10 m magasságban). A területi párolgást 10 napnál rövidebb időközre alig lehet megállapítani, rendszerint havi összege használatos. A helyi párolgás meghatározása mikrometeorológiai méréseket követel meg, értéke percben illetve órában kifejezett időintervallumra vonatkozik. Elemi cél, hogy a párolgás napi dinamikáját meg lehessen ismerni. Fizikailag a párolgás (P) intenzitása egy alulról és felülről korlátos függvénynek tekinthető:
7.12. egyenlet - 7.12
ahol S0 = a felszín sugárzási mérlege, L = a víz párolgási hője (2,43 kJ kg–1).
208 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai A párolgás e két határ közé szorított érték, s ebben az intervallumban kell elhelyezni a mindenkori légköri feltételeknek megfelelően P értékét. Első lépésként a felső határ ismerete jelölhető meg (hazai viszonyokra), amiről az alábbi értékek nyújtanak tájékoztatást: III. 2,4 mm · nap–1 IV. 4,2 mm · nap–1 V. 6,0 mm · nap–1 VI. 6,7 mm · nap–1 VII. 6,8 mm · nap–1 VIII. 5,3 mm · nap–1 IX. 3,3 mm · nap–1 X. 2,1 mm · nap–1 Amennyiben a meghatározott párolgási érték még ennél is nagyobb, akkor oldalirányú – nem sugárzás útján a levegőbe jutott −, ún. advektív energiafelvétel esetéről van szó. A fenti értékek eléggé szűk intervallumot zárnak közre a nullához mérten, így a mérés és számítás nagy pontosságot követel. A párolgás tényleges értékének megállapítására többféle, elvileg is különböző módszer ismert: • energiaforgalmi módszerek, • aerodinamikai módszerek. E módszerek alkalmazásával megállapítható a párolgás lehetséges értéke tetszőleges időpontra és helyre. Az egy óra tartamra eső lehetséges párolgás hazánkban a déli órákban tavasszal és ősszel 0,2−0,4, nyáron derült időben 0,4−0,6 mm/óra lehet, ez az érték a sugárzási mérlegnek kb. 75%-a. A párolgás napi menetének jellegét az energiaellátottság mellett a felszín nedvessége szabályozza. Kis nedvességtartalom esetén a napi menet nem szimmetrikus. A párolgás maximuma a legmagasabb napállás előtt alakul ki, s a felszín kiszáradása után visszaesik. Ez a jelenség olyan talajok esetén következik be, amelyek vízkapacitása csekély (homok) vagy vízvezetése kicsi (agyag) [7.22. (a) ábra]. A mikroklimatikus tér nedvességi állapotának jellegzetes mérőszáma a párolgás és a sugárzási mérleg napi energiájának hányada (P/R0). Hazánkban e szempontból a termőhelyek mikroklímája az említett arányszám alapján az alábbi csoportokra bontható: • száraz mikroklíma < 0,40, • mérsékelten nedves mikroklíma 0,40−0,60, • nedves mikroklíma > 0,60. Minél nagyobb a P/R0arány, annál nagyobb energiával gazdálkodik a mikroklimatikus tér, mert az albedó értéke és az effektív kisugárzás kicsi. A 7.22. (b) ábra sugárzásban gazdag helyzetben mért napi menetet mutat be, amikor a talaj felső rétege jelentős vízkészlettel rendelkezett.
7.22. ábra - A sugárzási mérleg (R0) és a párolgásra fordított hőenergia napi menete száraz (a) és nedves (b) helyzetben
209 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
Mivel a talajok vízkapacitása és vízingadozása eltérő, a talajfelszínek feletti levegőrétegek nedvességtartalma is különbözik egymástól. Általánosítható az a törvényszerűség, hogy minél kisebb a talaj minimális vízkapacitása, a felette lévő levegő általában annál kisebb nedvességtartalmú (páranyomás, abszolút páratartalom). A fentiekből úgy tűnik, hogy a különböző fizikai típushoz tartozó talajok feletti levegő hőkészlete lényegesen eltér egymástól. Valójában ennek az ellenkezője állapítható meg. A különböző talajok feletti levegő entalpiája (hőkészlete) közel azonos. A szenzibilis hő és a vízgőz rejtett hőjének összege közel azonos. Ez a hasonlóság az ekvivalens hőmérséklettel fejezhető ki. Azonos időjárási helyzetben és napszakban a homoktalaj nagy mennyiségű szenzibilis hőt ad át a levegőnek, de az átadott rejtett hő aránya a párolgás mérsékelt volta miatt csekély. Ez az arány az agyagtalajoknál ellentétesen alakul. Az ekvivalens hőmérséklet (Te):
7.13. egyenlet - 7.13
ahol T = a hőmérséklet, e = a páranyomás. A fentiek bizonyítására szolgál a 7.7. táblázat adatsora.
7.7. táblázat - Az ekvivalens hőmérséklet különböző talajok felett Talaj
Hőmérséklet (°C)
Páranyomás (mmHg)
Te (°C)
Homok
24,6
12,4
49,4
Vályog
22,7
14,7
52,1
Agyag
20,2
15,5
51,2 210 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai Kertészeti kultúrák légnedvessége és párolgási viszonyai A szőlőállomány levegőjének relatív nedvessége a tőkék belombosodásával fokozódik, és a környezetéhez viszonyítva nagyobb. A hajtásnövekedés kezdetén az állományban a relatív nedvességnek csak jelentéktelen növekedése észlelhető. A teljes belombosodáskor és utána az állományban általában néhány százalékos páratöbblet tapasztalható a szabad térséghez képest a szőlő transzspirációja és a kevésbé élénk légcsere miatt. Viszont a koronatérség levegője mindig nedvesebb, mint a sorközi térségé. A virágzás és a termésképződés idején a lombkorona relatív nedvessége 5−8%-kal is nagyobb, mint a sorközöké (Justyák, 1997). Tokaj-Hegyalján annak az energiamennyiségnek (R), amellyel a szőlőültetvény tenyészideje alatt gazdálkodik jelentős része (átlagosan 68%-a) evapotranszspirációra (TET) használódik fel, a levegő felmelegítésére (L) 26% jut, míg a talaj felmelegítésére 6%. A virágzás vége és a bogyózsendülés közötti fenológiai szakaszban viszont a szőlő fokozódó transzspirációja miatt a párolgásra a sugárzási mérleg 72%-a fordítódik. A hőháztartási összetevők százalékos arányai kb. hasonlóak a homoki szőlőültetvényekben is. Tokaj-Hegyalján a tenyészidőszak alatt a potenciális (PET) és a tényleges (TET) evapotranszspiráció egy napra eső átlaga 3,6, illetve 2,3 mm, amelynek a tenyészidő folyamán határozott menete van (7.23. ábra). A virágzás-bogyózsendülés szakaszában ugrásszerűen megnő és átlagosan eléri a napi 5,2, illetve 3,4 mm-t, ami a szőlőnövény fokozottabb vízfelhasználásával is összefügg. Homoki szőlőültetvényben a tényleges evapotranszspiráció a szőlő tenyészidejére 2,7−3,1 mm · nap–1 fajtától függően.
7.23. ábra - A szőlőállomány sokéves 1 – átlagos potenciális, 2 – tényleges evapotranszspirációjának alakulása fenológiai szakaszonként, Tarcal-Szarvasszőlőben
A vízháztartási jellemzők az időjárás változásától is függnek. Tokaj-Hegyalján, derült napokon, a tenyészidő átlagos PET-ja, illetve TET-ja 4,7, iletve 2,6, borult napokon pedig 1,9, illetve 1,5 mm · nap –1. A Duna–Tisza közén elterülő, lombos állapotú szőlőállomány tényleges evapotranszspirációja derült napokon 3,4, borult napokon 2,6 mm · nap–1. A légnedvesség a gyümölcsültetvényekben szintén rendkívül változatosan alakul. A nyitott és zárt növényállomány közötti folytonos átmenetnek megfelelően hol a környezet, hol maga a biomassza alakítja dominánsan a légnedvességet az ültetvény terében. Hagyományos, nagy térállású almaültetvényben végzett mérések szerint a relatív légnedvesség legnagyobb értékei a hajnali, reggeli órákban figyelhetők meg, majd a napi menetben az emelkedő hőmérséklet következtében, a fokozódó transzspiráció ellenére végig fokozatos csökkenés mutatkozik. Kora délután, 14 óra körül áll be a minimumérték, és utána az esti órákig már nem változik jelentősen a relatív nedvesség (7.24. ábra). A mérések szélsőségesen száraz, forró időjárási körülmények között folytak. Emiatt fordulhatott elő, hogy a relatív nedvesség maximuma a megfigyelési időszakban (8−18 óra) nem haladja meg az 50%-ot. A légnedvesség alakulása kismértékben a soriránytól is 211 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai függ. Az északkelet−délnyugati sorirányú B táblában 5−10%-kal kisebb értékek adódtak, azaz a nap folyamán itt mindvégig szárazabb a levegő, ami csak kisebb részben magyarázható a légmozgással. Erre utal, hogy az A és B tábla görbéi közel párhuzamosan futnak, holott a mérési napon reggel és este szélcsend volt, délben pedig 2 m/s-ot mértek. Jelentősebb a szerepe a B tábla sorai között megfigyelhető relatív hőmérsékleti többletnek. Aszályos időben tehát szinte minden vonatkozásban kedvezőtlenebb feltételeket teremt a sorok délnyugatias orientációja. A megfigyelések arra is rámutattak, hogy a lombfal sugárzásnak kitett és árnyékos oldala közelében a relatív légnedvesség értékei alig térnek el egymástól, elhanyagolható a különbség.
7.24. ábra - A légnedvesség menete almaültetvényben a nappali órákban (Szigetcsép)
A különböző gyümölcsfajok párologtatásának hőmérsékletfüggését mutatja be a 7.25. ábra.
7.25. ábra - Harmadik nyaras almafa (Jonathan, MIV-es alanyon), körte (Hardenpont, birs alanyon) és őszibarack (Champion, őszibarack alanyon) 1 m2 levélfelületére jutó napi vízfelhasználás a napi középhőmérséklet függvényében
212 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
Fás kultúráknál gyakorlatilag nem lehetséges a vízforgalom transzspirációs együtthatóval való kifejezése. Helyette a transzspiráció intenzitást szokták vizsgálni, ami az egységnyi levélfelületre vonatkoztatott vízfelhasználást jelenti. Az egyes fajok, fajták vízforgalmi különbsége ily módon is kifejezhető. Az ábra egyegy alma-, körte- és őszibarackfajta napi vízfelhasználási adatai alapján készült, a középhőmérséklet figyelembevételével. Megállapítható, hogy az alma és a körte transzspiráció intenzitása közel azonos, ehhez képest az őszibaracké lényegesen kisebb: kb. 4−5 °C-kal magasabb hőmérsékleten párologtat az almával és a körtével megegyező mennyiségű vizet. Mindez jól tükrözi az egyes fajok (fajták) vízforgalmi sajátosságaiban megnyilvánuló különbségeket, ami az öntözés tervezésének alapjául szolgálhat. Erre mutat be példát a 7.26. ábra, ami MIV-es alanyon álló Starkrimson almaállományban végzett csepegtető öntözési kísérletek eredményei alapján készült. Az ábra a vízfogyasztás alakulását a levélfelületi index (LAI) és a napi középhőmérséklet függvényében ábrázolja, lehetőséget adva az ültetvény területborítottsági paraméterének (C1, C2) figyelembevételére. Ez azért is fontos, mert az ültetvény vízfogyasztása nagymértékben függ a telepítési rendszertől (állománysűrűség), a művelési módtól, a fák magasságától. Az ábra megadja továbbá az A típusú kád adott középhőmérséklethez tartozó párologtatási értékét is. A C paraméterek kiszámításának módját mutatja be a 7.27. ábra.
7.26. ábra - Starkrimson-állomány vízfogyasztásának alakulása a levélfelületi index (LAI) és a hőmérséklet függvényében, augusztus folyamán
213 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
7.27. ábra - A tenyészterület borítottságának meghatározási módja sövény (a) és térbeli (b) koronaformájú almaültetvény esetén
214 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
A cseresznyetermesztésben az optimális vízmennyiség biztosítása elengedhetetlen a kiváló minőségű, az európai piacokon előírt méretű gyümölcs előállításához (Juhász et al. 2008a). Mivel a xilémben folyó nedvesség áramlása és a lombkorona párologtatása között szoros összefüggés van, ezért a nedváram-mérés módszere használható a vízfogyasztás meghatározásához. Az ésszerű gazdálkodás megkívánja, hogy különböző alany-nemes kombinációk vízfogyasztását meghatározzuk az öntözési költségek csökkentése érdekében, figyelembe véve az időjárási körülményeket is. A Budapesti Corvinus Egyetem Soroksári Kísérleti Üzem és Tangazdaságában 2008-tól rendszeresen végeznek nedváramlási vizsgálatokat. A kiválasztott fák közül kettő Érdi V, kettő pedig Korponay sajmeggy magoncalanyra oltott ’Rita’ volt, melynek érési ideje május végén van. Így a mérési időszak a levélfelület és a gyümölcsök intenzív növekedési időszakát képviselte. A kísérleti ültetvényt 1250 fa ha–1 egyedszámmal 4 × 2 m-es térállásban telepítették 2004 tavaszán, a fákat alsó vázkaros karcsúorsó koronaformával nevelik, magasságuk 5 m körüli. A vizsgált időszakban öntözést nem kaptak a fák. A xilémnedv-áramlás mérésére Dynamax Flow32 nedváram-mérő eszközt használtak. A 7.28. ábra két májusi nap nedváramlás-menetét mutatja be.
7.28. ábra - A ’Rita’ cseresznyefák nedváramlásának (sap flow) napi menete két alanyon
215 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai A mérést megelőző időszakban csak jelentéktelen csapadék volt a kísérleti területen. A napi menetet vizsgálva láthatjuk, hogy reggel 7:00 körül a nedváram gyorsan, intenzíven megindul a fákban, 12:00-től kezdve azonban már jóval kiegyenlítettebbé válik az áramlás mértéke. Az egyes napokon a maximális értékeket 10:00 óra körül mérték (2,5 kgh–1), a másodmaximumok 14:00–15:00 között jelentkeztek (2 kgh–1). Az intenzív reggeli vízfelvételhez képest 20:00-ra a nedváram értékek lassú ütemben minimálisra csökkentek. A Korponay alanyú fáknál intenzívebb reggeli vízfelvétel volt tapasztalható, mint az Érdi V-nél. Az átlagos napi vízfelvétel a mérésekre alapozott számításaink szerint 17–28 kg között alakult fánként, ezek alapján következtethetünk a havi átlagos vízfogyasztási értékekre is, ezt a 7.8. táblázatban tüntettük fel. A különböző alanyú cseresznyefáknál, az egységnyi törzskeresztmetszeten átáramló vízmennyiséget tanulmányozva elmondhatjuk, hogy kb. 20%-os különbség jelentkezik a Korponay és az Érdi V. alanyú fák között.
7.8. táblázat - A nedváramlás alakulása a vizsgált ’Rita’ cseresznyefákon 2008 májusában A törzskeresztmetszet egységnyi területére jutó nedváramlás
Átlagos nedváramlás
Számított havi nedváramlás
(kg nap–1)
(kg)
(kg nap–1 cm–2)
’Rita’ / Érdi V. 4.23
17,57
544,67
0,65
’Rita’ / Érdi V. 4.24
27,12
840,72
0,52
’Rita’ / Korponay 4.10.
28,05
883,5
0,76
’Rita’ / Korponay 4.8.
25,72
797,32
0,47
A fák jele
A mért nedváramlási adatok segítségével kiszámolták a cseresznyefák napi és havi vízigényét. A május eleji 10– 15 kg nap–1-hoz képest a hó végére a vízfelvétel elérte a 30–40 kg nap–1-ot fánként. A hónap derekáig az egyenletes légköri páratelítési hiány mellett elsődlegesen a levélfelület növekedése okozhatta a megnövekedett vízigényt, a hónap végén viszont a megnövekedett páratelítettségi hiány is közrejátszhatott ebben (Juhász et al. 2008b). A számítások szerint a fák párologtatása májusban elérte a 86–104 mm ha–1-t, míg csapadék csupán 42,4 mm hullott a vizsgált területen. Ez azt jelenti, hogy a rendszerben legkevesebb 40–60 mm-es hiány keletkezett a talajfelszín és a sorközi növénytakaró evapotranszspirációja nélkül, amelyet a kedvező hozam érdekében öntözéssel kellene pótolni. A zöldségnövények köréből véve példát, a relatív nedvességnél a sűrű és a ritka állományú paprika között a virágzás-termésképződés időszakában mindössze 2−3%-os különbség van, a sűrűbb ültetésű paprika javára. A környezethez viszonyítva az állományokban 5−6%-kal nagyobb a páratartalom, a szélvédelem és a növényi transzspiráció következtében (Justyák, 1997b). A potenciális párolgás a ritkább és nyitottabb tenyészterületű állományban (főként az erősebb turbulens légmozgás miatt) nagyobb a sűrűbbhöz képest (7.29. ábra).
7.29. ábra - A hőmérséklet napi menete 10 cm magasságban és 5 cm mélységben 1 – a szabad területen, 2 – a 40×40, 3 – a 25×25 cm tenyészterületű paprikaállományban, virágzás idején, feltüntetve a párolgási adatokat is (a 4-es jelzés hőtöbbletet jelent)
216 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Mezo- és mikroklimatológiai ismeretek gyakorlati vonatkozásai
A mikroklimatikus terek sajátosságai rendkívül változatosak, jelentőségük is igen szerteágazó; a fentiekben csupán a leglényegesebb tulajdonságok megemlítésére volt lehetőség.
217 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
8. fejezet - Zoometeorológia A zoometeorológia tudományterület meghatározása, elhelyezése a tudományos diszciplinákban A zoometeorológia ugyan a XX. században került az alkalmazott tudományterületek közé, de az ember, az időjárás, valamint a domesztikált állatfajok közti kapcsolatot évezredekkel ezelőtt megkezdte figyelni, s a kapott tapasztalatokat alkalmazni. Az 1960-as, ’70-es évekig a fejlett állattenyésztéssel foglalkozó országokban létezett ugyan a tudományos műhelyekben, de több tényező is akadályozta azt, hogy összefoglaló kiadványok jelenjenek meg. A szakemberek fontosabb tényezőknek tekintették a genetikai kutatásokat, az állatok takarmányozásának módszereit, s nem utolsó sorban az akkori alacsony üzemelési költségek miatt – főként zárt tartásban gondolkodtak, ami csak az istállóklíma kutatását segítette elő. A ’70-es évek energiaválságot jelző olajár emelkedései indították el a szakembereket afelé, hogy természetszerű tartásmódokra térjenek át, amelyek nemcsak olcsóbbak, hanem az állatok számára egészségesebbek is. A különböző állatfajokban azonban eltérő arányban terjedtek el a szabadtartás technológiai módszerei. Míg a juhtenyésztés ma is az év legnagyobb részén a legelőn zajlik, addig a tojástermelést zömében zárt technológiai programok jellemzik. A zoometeorológiai kutatásokat négy fő tényező emelte az állattenyésztés horizontjára. 1. Az állati termékek termelésében a fajlagos hozamok már alig emelhetők káros mellékhatások nélkül. Így a termelő fajták, hibridek egyedei rendkívül érzékenyek lettek a külső környezeti tényezőkre. 2. A tartástechnológiák kialakításában egyre nagyobb szerepet kap az optimalizálás, az üzemelési költségek csökkentése és a takarmányértékesítés hatékonyságának növelése. Ennek egyik következménye, hogy a zárt, kötött tartásmódokat felváltották a nyitott, kötetlen változatok. A nyitott istállók, ólak, valamint a fedél nélküli kifutók, pihenőterek óriási mértékben megnövelték a termelő állatok időjárási hatásokkal, s a klimatikus tényezőkkel szembeni kitettségét. 3. A globális felmelegedés ugrásszerűen megemeli az extrém időjárási helyzetek számát, gyakoriságát, arányát. Ez pedig szerte a világon, – így hazai viszonylatban is – magas kockázatúvá fokozza az állattartás extenzív, valamint félintenzív módszereit. 4. A nagy termelési veszteségek és a fogyasztók érdeklődése a természetes élelmiszerek iránt arra ösztönzi az állattartó telepek kezelőit és tervezőit, hogy tartsák be az állatjólét, az állat etológia szabad érvényesülése érdekében hozott törvényeket, rendeleteket, ajánlásokat. Ezek betartása viszont ismét csak a szabadban való tartást helyezi előtérbe, még akkor is, ha a fajlagos és abszolút hozamok ezáltal csökkennek. A zoometeorológia a többi tudományterület közül a bioklimatológia, valamint a biometeorológia területeihez kapcsolódik szorosan. Monteith (1975) a fent említett két fogalmat a következőképpen határozta meg: Bioklimatológia: Az éghajlat és az életjelenségek közötti kapcsolatok vizsgálatával foglalkozó alkalmazott tudományág. Biometeorológia: A légköri folyamatok és az életjelenségek közötti kapcsolatok vizsgálatával foglalkozó alkalmazott tudományág. A biometeorológiához kapcsolódó két legfőbb gyakorlati diszciplína a mezőgazdasági és az orvosi meteorológia. Az előbbi főleg a növénytermesztés, valamint haszonállataink termelőképességének optimális időjárási feltételeit vizsgálja, míg az utóbbi azt kutatja, hogy milyen feltételei vannak az ember időjárás-érzékenységének és a különféle betegségek sikeres gyógyításának. A zoometeorológia tudományos és gazdasági jelentősége 1. Feltárja az időjárási tényezők befolyását a gazdasági állatfajok életfolyamataira, termelésére, szaporodására, viselkedésére. 2. Elősegíti a tartástechnológiák, takarmányozási módszerek tökéletesítését, fejlesztését. 3. Hozzájárul a termelési kockázatok csökkentéséhez, az időjárási előrejelzések okszerű használatával, megfelelő technológia megválasztásával, s a szélsőséges viszonyokat jól tűrő genotípusok kinemesítésével.
218 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
A biometeorológia tudományterületéhez szorosan kapcsolódik a légköri biotrópia, ami az élő szervezetek érzékenységével, a meteorológiai viszonyokra való reagálásával, illetve magukkal az időjárás-változásokkal foglalkozik. A zoometeorológia a tenyésztett állatok, valamint azok betegségei és a következő időjárási tényezők közti összefüggéseket vizsgálja: • a fény és a sötétség hatásai az állati termelésre, • a napsugárzás állati szervezetre befolyásoló hatásai, • a levegő hőmérséklete (hőstressz-hidegstressz), • a levegő összetétele, • légáramlás, • a csapadék mennyisége, eloszlása, a légnedvesség mértékének alakulása, • az időjárási frontok, légtömegek hatásai a háziállatok szervezetére, • háziállatok klímaigénye, • az állatbetegségek és az időjárás kapcsolata.
1. A meteorológiai elemek hatásai A napfénytartam hatása a háziállatokra A megvilágítás hossza fiziológiai határokon keresztül befolyásolja az állatok életfolyamatait és termelését. Számos funkció közül a legfontosabbak a következők: • az állatok általános ritmikus folyamatai, • a fehérje metabolizmus, • a tápanyag felvétel, • a neuro-endokrin hatások, • az emlősök és madarak szaporodása, • évszaki ritmusok az állatokban, • a gazdasági állatfajok egyedeinek gyapjú-, valamint szőrnövekedése, • fototoxicitás a háziállatokban (Seeman et al., 1979; Rosenberg et al., 1983). A megvilágítás szakaszossága a neuro-endokrin hatásokra fejti ki talán legfontosabb hatásmechanizmusait. Az állatok kétféle szakaszos megvilágításnak is ki vannak téve. Az egyik a 24 óránkénti nappal-éjszakai változás, a másik az évenkénti évszakváltozás. A fényhatások az agy, a tobozmirigy, valamint az adenohipofízis működésére hatnak. Az ingerület a fényreceptoroktól kiindulva, az endokrin „transducer”-eken, azaz átkapcsolókon (hipotalamusz középső csomója, a gerincesek tobozmirigye) keresztülhalad az idegi „szétválasztó vezetők” segítségével (Kovács, 1990). Az emlősök fényreceptora a retina. A kísérletekből kiderült, hogy a tobozmirigy részben szabályozza a gonadotropin elválasztást úgy, hogy melatonint és szerotonint termel, ami gátolja a hipotalamuszban keletkező hormon-releasing faktorokat. Ez a folyamat bizonytalan a madarakban, s egyáltalán nem igazolták az anyajuhokban. Érdekes kutatási eredmény, hogy a tojástermelés és a tojásrakás intervallumai (LH hormon hatások) a tojásképződéshez igazodnak és nem a napszakhoz (Gates, 1980).
219 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
Az éves ciklusú fajok között a hosszúnappalosak a madárfajok, a rövidnappalosak közé tartozik az anyajuh. A kutatások még csak néhány állatfajnál írták le a retina és a hipotalamusz közti idegi kapcsolatot. Retinán kívüli fényreceptorok is lehetségesek, de ezek kapcsolatrendszere még nem ismeretes. A napfényhatásokat általánosan alkalmazzák a baromfi tartástechnológiák tervezésekor és üzemeltetésekor. A mérsékelt és hideg égöv alatt a napfénytartam változása játssza a legfontosabb ciklusszabályozó szerepet, más éghajlati elemek csupán módosító jellegűek. A madarak fészekrakása, párzása és tojásrakása a természetben a növekvő nappalhossz idejére esik. A nappalhossz rövidülésével a reprodukciós folyamatok megszűnnek. Látjuk tehát, hogy a termelésben lévő tojóállományok istállóiban a megvilágított órák számának nem szabad csökkennie, ellenkező esetben a tojástermelés visszaesik (vedlés). Házityúk fajban az optimálisan megvilágított órák száma, termelési időszakban 14–17 óra (Herbut et al. 2000). Más madárfajoknál ez az érték természetesen más, lúdnál pl. 8 óra. Jevtic és Gancic (2000) utal rá, hogy világítási programmal az állományok a tojástermelésük második hónapjában érik el a maximumot. Ezután a termelés lassan, de egyenletesen csökken. Ez alakítja ki a jellegzetes tojástermelési görbét. A tyúk csak meghatározott hullámhosszúságú fényingerre érzékeny. Leghatékonyabb a sárga és a vörös fény (Rosenberg et al. 1983). A fény intenzitása egy másik fontos paraméter, ugyanis meghatározott érték fölött a tojástermelést nem befolyásolja, ám teret nyit egyes állományproblémáknak (tollcsipkedés, kannibalizmus). A termelési időszakban optimális a 3 W/m2 fényintenzitás (Kovács, 1990). Leinonen et al. (2001) limousine húsmarhák vizsgálatakor említi, hogy az állat szemével érzékelt fény nemcsak látásérzetet kelt, hanem a belső elválasztású mirigyekkel is kapcsolatban van. Fény hatására indul be a gonadotróp hormontermelés az adenohypofízisben, ennek következménye pedig az ivari tünetek megnyilvánulása az állaton. Az agyalapi mirigy hormontermelését is fokozza a fény, amely a pajzsmirigy és a mellékvese működésén keresztül irányítja a szarvasmarha biológiai ritmusát, valamint 24 órás vegetatív működését és a vemhesség tartamát. Leinonen et al. (2001) kutatásaiból tudjuk a fénytartam növekedésének pozitív hatását a borjak fejlődésére. A borjúnevelés során, a világon számos kutatót foglalkoztat a sötét és világos periódusok hatása az állatok életfolyamataira. Megállapították például, hogy a fény hat a szőrzet minőségére. Magyar tarka borjakon végzett kísérletek eredményei szerint a sötétben nevelt borjak napi tömeggyarapodása, takarmányértékesítő képessége, felnevelési ideje, valamint a kísérleti csoportok kiegyenlítettsége meghaladta a természetes megvilágításban tartott társaik megfelelő teljesítményparamétereit. Kisebbfajta tudományos szenzáció az a kísérletsorozat, amelyet skandináv kutatók végeztek tejelő teheneken. Az északi sarkkörön túli területek (Finnország, Svédország, Norvégia) fölött teljes a sötétség december, valamint január hónapokban. Ekkor a tehenek által termelt tej összetétele is – kismértékben ugyan – eltér az év további hónapjaiban fejt tej beltartalmi értékeitől. Ezt, a sötét periódusban termelt tejet „night milk”-nek nevezték el. A fényhiányos időszakban az állatok takarmányfelvétele nem tér el szignifikánsan az év 10 másik hónapjában átlagosan felvett adagoktól, illetve azok növényi összetételétől, komponenseik arányától. A napsugárzás intenzitása és az élettani folyamatok A Nap-Föld távolság (min. 147, max. 152 millió km) középértéke 150 millió kilométer. Ennek változásai pont fordítva alakulnak, mint gondolnánk. A téli napforduló idején, tehát minden évben december 22-én, a nap a legközelebb tartózkodik a földhöz, míg a nyári napforduló (június 22.) idején a legtávolabb. A csillagászok szerint, napunk a Tejútrendszerben lévő csillagok között sárga törpe típusú, ami igen fiatal égitestet jelent. Tömege, felszíni hőmérséklete (5760 Kelvin fok) és egyéb főbb paraméterei azt mutatják, hogy sugárzása – a benne lezajló kémiai, valamint fizikai folyamatok eredményeként – még több millió évig állandó, s főként földünk élővilága szempontjából nélkülözhetetlen marad. Jelenleg a napsugárzás 1 milliárdnyi része érkezik a légkör felső határára, értéke 1350 W/m 2, azaz a szoláris állandó. A napsugárzás egyszersmind elektromágneses, valamint korpuszkuláris tulajdonságú. Két olyan sajátossága is van, ami lényegileg befolyásolja a földi élőlények, s ezen belül háziállataink életét és termelését. Az egyik az évi, a másik a napi járása. Az északi féltekén az évszakok változásának egyik alapvető feltétele a napsugárzás június 22-ig növekvő, majd csökkenő beesési szöge, ami például ekkor a sarkkörön túli területek 24 220 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
órás megvilágítását eredményezi. Magyarországon, amely az ÉSZ. 46–48° között fekszik, az évi napfénytartam csillagászatilag lehetséges értéke kb. 4400 óra/év. A tényleges érték ennek kb. a fele. A Nap napi járását három időpont határozza meg: a napkelte, a dél, s a napnyugta. A napsugárzás beesési szöge ennek megfelelően, 0°, 90° (hazánkban sík területen ez alig magasabb 60 foknál), s ismét 0°. Ez a derékszögű beesés csak hegyoldalban valósulhatna meg nálunk, de a háziállatok életfolyamatait, termelését és szaporodását így is az egyik legfontosabb hatótényezőként befolyásolja (8.1. ábra).
8.1. ábra - A napsugárzás hatásai az állati szervezetre (Brody és Thompson, 1951)
A napsugárzás, azaz a természetes napi megvilágítás hossza hazánkban télen 8 óra, nyáron 16 óra körül alakul. A tenyésztett állatfajok között a baromfifajok állományainak él és termel legnagyobb hányada mesterséges magvilágítási programokkal kombinált tartásmódokban. Az árutojástermelés, a szülőpártartás, valamint a brojlercsirke-hizlalás szinte teljesen, a növendékpulyka-pipék felnevelése pedig részben történik mesterséges fényprogramokkal. Új tendencia, hogy a tyúkhibridek között már számos genotípus és vonal természetes körülmények között él és termel. A kacsa-, lúd- s a gyöngytyúktartásban is nagy fordulatot vetett az az EUdöntés, amely szerint nem állatbarát a batériás tartásmód, ezért más, az állatok számára kedvezőbb technológiák kialakítása kezdődött, s várható a jövőben. A sugárzásintenzitás szerepe azonban nemcsak a tojástermelésben és a hústermelésben döntő fontosságú, hanem a kotlás és a vedlés egyik legfőbb faktoraként is ismeretes. A természetes tartásban az őszi, csökkenő nappali megvilágítási periódus hossza, valamint intenzitása felerősíti a kotlási hajlamot, ami az intenzív tartásmódokban nemkívánatos. Ugyancsak az átmeneti évszak sajátossága a vedlés, amely szintén negatívan hat ki a termelési paraméterekre (Seemann et al. 1979). A nagytestű háziállatok között a szarvasmarha, valamint a ló ivarzási tünetei, különösen a hajnali és a késő délutáni órákban intenzívek, a déli periódusban alig észrevehetőek. A sertések ivarzására szintén az éjszakai, hajnali órák jellemzőek, de számos kísérlet azt bizonyította, hogy a hústermelést is szignifikánsan befolyásolják a fényintenzitás viszonyai. Külön szólni kell a juhok és a kecskék ivarzási sajátosságairól. Az őshonos fajták közül pl. a racka juhfajta szaporodási időszaka a mai napig az augusztus végétől november 15-ig terjedő időszak, ami őszi szezonra korlátozódik. Az ún. nemesített („kultúr”) fajták már egész évben szaporodóképesek. Viszont szaporulati rátájuk hűen tükrözi az éves szezonális fényváltozásokat. Az őszi főszezonban átlagosan 2 vemhesítési kísérletből
221 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
lesznek vemhesek az anyajuhok, illetve a nőivarú növendékek, a jerketoklyók. Ez az arány a tavaszi-nyári erős és hosszú megvilágítású időszakban 4:1-hez. A napsugárzás összetevőit – hullámhossztartományok szerint – három csoportba oszthatjuk. Mindhárom az elektromágneses hullámok közé tartozik. A legalacsonyabb hullámhosszúságú tartományokba az ultraibolya sugarak tartoznak (200–313 nm). E sugárzástípusnak vegyi, valamint biológiai hatása is van. Hatására a hisztidinből hisztamin keletkezik. Ezt a folyamatot az állatokban bőrgyulladás kíséri. A fotoszenzitivitás a háziállatok tulajdonságai közé is tartozik – kültakarótól függően –, nemcsak a növényekéhez. Ennek pedig a kísérőjelensége a melaninképződés. Az ultraibolya sugárzás hatására képződik a 7-dehidrokoleszterinből D3vitamin, ami háziállataink anyagcseréjében később nagyon fontos szerepet játszik. Végül, de nem utolsó sorban, a napsugárzás baktériumölő (baktericid) hatásáért is az ultraibolya sugárnyaláb a felelős. Ennek pedig a legelők, kifutók, udvarok, telelőkertek állatállományai a kedvezményezettjei (Monteith, 1975). A következő napsugárzás-összetevő a látható fénytartomány. 360–780 nm közöttiek az értékei. Az állatokban a retinán keresztül történik a fényérzékelés. A fényhatás lehet gyenge, átlagos és túlzott. Mindhárom esetnek vannak előnyös, illetve hátrányos oldalai. A háziállatok szinte minden tevékenysége, de maguk az életfenntartó folyamatok is közvetlenül és közvetve egyaránt függnek a látható fénysugaraktól. A harmadik sugárzásösszetevő az infravörös sugárnyaláb. Határértékei 780–3000 nm körül alakulnak. A napon tartózkodó élőlények ettől éreznek égető érzést. A tartós, erős napsugárzásnak kitett állományok egyedei (pl. delelő gulya, nyáj a legelőn) könnyen kaphatnak napszúrást, de hőháztartásuk is károsodást szenvedhet (hőpangás, hőguta). A kérődző állatfajok egyedei még az együregű gyomrúakénál is kedvezőtlenebb helyzetben vannak, hiszen a rostemésztés következményeként, rendszeresen több hő keletkezik a szervezetben, mint a többi állatfaj egyedeiben, s így mindig hőleadási problémák teszik próbára őket. Az tény viszont, hogy a kérődző fajok közül a tejhasznú szarvasmarháknak és egyes tejelő kecskefajták egyedeinek finom, vékony szőrzet borítja testfelületük zömét. A hústermelő fajták, valamint a húshasznú kecskefajták kültakarója ennél vastagabb és durvább. A juhfajták, valamint a gyapjúhasznú kecskefajták egyedeit viszont – az év mintegy 8–10 hónapjában – vastag, jó hőszigetelő bunda borítja, ami eleve megakadályozza a testfelület legnagyobb részén a hőcserét. Még egy fogalom van, ami a vadállatoknál is, a háziállatoknál is fontos tényező, s a hőháztartást, valamint az alkalmazkodó képességet befolyásolja. Ez az albedó jelensége. Érdes felületről, pl. az állatok kültakarójáról a fény diffúzan verődik vissza. A visszaverődés együtthatóját albedónak nevezzük. Értéke 1-nél mindig kisebb. A fehér, illetve világos szőrzetű, gyapjújú állatok felületéről a sugarak 70–80%-a is visszaverődik. Ezzel szemben a sötét színű kültakaróval rendelkezőknél mindössze 10–25% ez az érték, a többi elnyelődik. Így eltérő befolyást gyakorol a fajták egyedeinek hőháztartására. Meg kell azonban jegyezni, hogy a tartástechnológiák elemei annyi védelmet jelentenek a domesztikált állatfajok egyedeinek, hogy az albedo sokat vesztett az ősök esetében még kiemelkedő jelentőségéből (Gates, 1980). A napsugárzás direkt hatásai között külön említendők a legeltetett állatcsoportok szenzitivitását (érzékenységét) veszélyeztető, delelési időben jelentkező napszúrás, hőguta. Ezeknek elkerülésére árnyékos delelőket, erdősávokat használnak. Különösen a borjak, s a fiatal, valamint a növendék állatok vannak veszélyben. Sokat számít, hogy az állatcsoportok időnként, vagy rendszeresen legelnek. A vékony szőrzetű szarvasmarhák, sertések hátrányosabb helyzetben vannak rendszeresen legelő társaiknál. A levegő hőmérsékletének hatása a háziállatokra (hőstressz-hidegstressz) Az emlősök számára minden időjárási hatás a vegetatív idegrendszeren és az ezt befolyásoló hormonális rendszeren keresztül érvényesül. Amikor a külső időjárási ingerek hatására a szervezetnek gyors alkalmazkodásra van szüksége, tehát amikor az életfolyamatokat gyorsan kell átállítani, akkor a szabályozásban a vegetatív idegrendszer játszik vezető szerepet. Amikor azonban a külső időjárási ingerek ellensúlyozása szükséges, akkor hormonális szabályozás lép előtérbe (Ames, 1980.; Makulska et al. 2003.). Az újszülött állatok szervezete minden külső környezeti tényezőre – így főként a hőmérsékletre – fokozott érzékenységet mutat (8.2. ábra).
8.2. ábra - Élettanilag közömbös (termoneutrális) hőmérsékleti zónák fiatal (újszülött) és felnőtt állatoknál (Rosenberg et al. 1983)
222 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
A vegetatív, tehát az akarattól függetlenül működő szervek beidegződését végző idegrendszer szimpatikus éa paraszimpatikus működést fejt ki. A szimpatikus idegrendszer működése általában az erőkifejtés állapotát jelzi, ezt a működést hívjuk ergotrop hatásnak. Például hideg időben ergotrop működés hatására a vérkeringés meggyorsul, a vérnyomás emelkedik és a szervezet több hőt termel, ezzel védekezik a lehűlés ellen. Emelkedik az energiatermeléshez szükséges táplálékfelvétel is. Meleg időben a szervezet úgy védekezik, hogy – az állatfajtól függően – vagy izzadással (párolgással), vagy másképp hűti le a szervezetet. A folyadék felvétel növekszik, a táplálékfelvétel viszont csökken, bekövetkezhet az úgynevezett anorexia (étvágytalanság). A súlygyarapodás, a tej-, illetve tojástermelés csökken (Kovács, 1990). Amikor a szervezetnek rendkívüli erőfeszítésre van szüksége (ilyen állapot az extrém időjárási helyzetekben is kialakul), akkor a mellékvese hormonja az adrenalin is erősíti a sympatikus hatást. Ez a hatás majdnem az összes szervet, és így a szervezet teljesítőképességét is felfokozza (Krastev, 2002). Az emlősök esetén a külső időjárási hatásokat a bőrben, illetve nyálkahártyában elhelyezkedő receptorok érzékelik. A receptorok nem mások, mint vékony és érzékeny rostelágazások, szabad idegvégződések. Az idegvégződések a hozzájuk csatlakozó innervált szövetekkel bonyolult érzékelő receptorokat alkotnak. A bőr receptorai kétféle típusú rostanyagból állnak: az 1–5 mikron vastagságú A-rostok 5–10 m/s sebességgel, a 2 mikron átmérőjű C-rostok 0,6–2,0 m/s sebességgel továbbítják az információt. Az A-rostok a hőre reagálnak. A C-rostok a hideg esetén aktivizálódnak. A kutatók feltételezik, hogy a receptorok csak a hőmérsékletet, a légnyomást és a szelet érzékelik. A légnedvesség érzékelési mechanizmusa még nem tisztázott. A külső impulzusokat, a lassan vezető mielin, vagy nonmielin afferens (szállító) rostok a gerincvelő idegstruktúrákon keresztül az agyba (thalamusba) továbbítják; az agy feldolgozza ezeket az információkat. A légnyomást a mechanoreceptorok érzékelik. Mind a hőmérsékleti receptorok, mind a mechanoreceptorok már az igen csekély hőmérséklet-, illetve nyomásváltozásokat is érzékelik. Például hidegreceptorok 0,05 °C hőmérséklet-változásra is reagálnak. A hidegreceptorok úgynevezett operatív intervalluma +5-től +43 fokig terjed. A melegreceptorok +15 foktól +45 fokig működnek (Thompson, 1973). 223 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
Stressz akkor jöhet létre, amikor az afferens impulzusok áramlása meghaladja a kritikus szintet, azaz a receptorok túlságosan aktivizálódnak. Több emlős számára a kritikus szintek +3 °C és +40 °C, ezeket átlépve stresszállapot következhet be. Az állatok az anyagcseréhez szükségszerűen hőt termelnek. A hőelvezetés a konvekció, a sugárzás és párolgás útján történik (Ádám és Barna, 1983). Az állattenyésztésben az energiaegyenlőség a következő egyenlet alapján fejezhető ki:
8.1. egyenlet - 8.1
ahol Y: produktivitás, amelyet például a tej, illetve a tojás mennyiségén, illetve súlygyarapodásán keresztül lehet kifejezni; I: a feldolgozható energia a felvett táplálékból; Mb: a pihenő állapotban történő „alapanyagcsere” élettanilag közömbös (termoneutrális) körülmények között; Mc: a termoneutrálistól való eltéréshez szükséges energiaráfordítás (felhasználás); Md: mozgáshoz szükséges energiaráfordítás. Ha a környezet hőmérséklete eltér a termoneutrálistól, akkor I és M c növekszik és ezzel csökken a produktivitás. Ebből következik, hogy a zárt istállókban az Mdértéke állandónak tekinthető (Rosenberg et al., 1983). Az 8.1. táblázatban találhatók a domesztikált állatfajok termelési zónájának korcsoportok szerinti, legfontosabb határértékei. Jól látható, hogy a kifejlett állatok hőmérsékletigénye sokkal alacsonyabb, a fiatal egyedekhez képest.
8.1. táblázat - Az egyes állatfajok termelési zónájának (szálláshelyeik) javasolt értékei (Kovács, 1990; Sleger és Neuberger, 2006)
Istálló
Hőmérséklet °C
Relatív páratartalom
A légáramlás sebessége
%
m/s
Tehénistálló
8–15
65–85
0,15–0,25
Borjú-előnevelő
17–22
60–85
0,10–0,20
Borjúnevelő
15–20
60–85
0,10–0,20
5–15
65–85
0,10–0,30
12–15
60–85
0,15–0,20
Malacfészek
26–32
60–70
0,10–0,15
Verem
15–16
60–70
0,15–0,20
Sertés-előhízlaló
18–22
60–85
0,10–0,20
Növendékés hízómarha-istálló Kocaszállás Sertésfiaztató
224 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
Sertéshízlaló
16–18
60–85
0,15–0,20
Lóistálló
10–15
60–85
0,20–0,30
Juhhodály
8–15
60–80
0,20–0,40
Tojóház
12–18
60–75
0,20–0,30
Csibenevelő terem
16–32
60–70
0,15–0,20
Kacsa
8–12
70–85
0,20–0,30
Liba
8–12
70–85
0,20–0,30
Pulyka
8–14
70–85
0,20–0,30
A háziállatok termelését a környezeti hőmérséklet befolyásolja a legjobban az időjárási tényezők közül. A túl magas, illetve a túl alacsony sem jó, mindkettő termeléscsökkenést von maga után. A magas hőmérsékletekkel szemben az állatok kevésbé tudnak ellenállni, így hamarabb válik elviselhetetlenné (Dinu et al. 2004). A hidegstressz is negatív befolyást gyakorol, de tovább tudják tolerálni a háziállatok (8.3. ábra). A magas hőmérsékletek elviseléséhez az állati szervezetet hűteni kell. Ezt pedig a szervezet hőszabályozás révén oldja meg. A kutatók a szervezet hőérzetének csökkentését, lehűlését a Hőmérséklet/Páratartalom (%) index alkalmazásával számítják ki.
8.2. egyenlet - 8.2
8.3. ábra - A szélsőséges hőmérsékletek hatásai a tehenek takarmányfogyasztására és tejtermelésére, Gates (1980)
Az összefüggés 18 °C hőmérsékletre igaz. 225 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
Az extrém hőmérsékleti értékek elviselése akkor hatékonyabb, ha a páratartalom alacsony. Mindegyik állatfaj hő- és hidegstressz érzékenysége növekszik, ha a környezeti hőmérséklet a komfortzóna határához közeledik. Az extrém helyzetek kivédése, valamint a szélsőséges viszonyokhoz való alkalmazkodás legjobb felkészítése, ha az állatok egészségi állapota kitűnő, s az immunválaszok határozottak. Azonos hőmérsékleti értékek esetében, a társuló folyamatok eredményeként, más-más hőérzet tartozik. Ez pedig bonyolulttá teszi az összefüggéseket. Így nagyon hasznos információkat kaphatnak az állattenyésztő szakemberek az OMSZ-tól. A prognózisok fontossága, tartalmuk időbeni célba juttatása a termelési kockázatok csökkentője lehet (VargaHaszonits, 1987). A légáramlás hatásai az állatokra A háziállatokra két légáramlás típus hat, a szél, valamint a huzat. Az istállóban gyakori a huzathatás, ami állandósága miatt alattomos, kedvezőtlen. Ezt a telepek tervezésekor, kivitelezésekor figyelembe kell venni. A szél esetében a lökésszerű légáramlás fajtáira gondolhatunk. A gradiens típusú szélhatásokat itt nem szükséges figyelembe venni. Csupán a háziállatok életterében létrejövő jelenség a fontos, hiszen a talaj felszínéhez közeli hatások érvényesülnek. A szélnek, mint éghajlat alakító tényezőnek, egyaránt fellelhetők kedvező, valamint kedvezőtlen hatásai. Ez abból adódik, hogy más időjárási tényezőkkel együtt hat. A szél kedvező hatásai a következők: • frissítő, szárító, párolgást növelő, légcserélő, meleg levegőt szállító, kiegyenlítő. Kedvezőtlen szélhatások: • növeli a hőleadást, rontja a komfortérzetet, hordja a havat, meghűlést okoz, megszünteti az állatok testfelületén lévő puffer levegőréteget. A szél sebessége időben gyorsan változhat. A sebesség hirtelen növekedését széllökésnek nevezzük. A szélkárokat elsősorban ezek a széllökések idézik elő, mivel ekkor a mechanikai terhelés (szélnyomás+szívóerő) ugrásszerűen megnövekszik. A széllökések nem csupán a nagyobb magasságba nyúló létesítményekben okozhatnak jelentős kárt, hanem az állatállományokban is. A szélsebesség időbeli ingadozásának mértékére a szélsebesség átlagából lehet következtetni. Minél nagyobb a szélsebesség, annál nagyobb a sebességingadozás (Atkinson, 1981). Az állatok a széltől „aktívan” csak úgy tudnak védekezni, ha elmenekülnek előle, illetve, ha összecsoportosulva kis felületre koncentrálják a szélhatásokat. A passzív védekezés, ha szélvédő palánkról vagy erdősávról gondoskodunk számukra. Ezek telepítésének a fő célja, a szélsebesség csökkentése, valamint a legelők mikroklímájának a javítása. A szélfogók elhelyezésének és szerkesztésének külön tudományterülete alakult ki, főként ott, ahol éghajlati meghatározó jellege van. Hazánkban, illetve a Kárpát-medencében ennek nincsenek hagyományai, érthető módon. Az uralkodó szélirányra merőleges elhelyezési mód ismert, de réselt palánkokat csak elvétve használnak. A telelőkertekben tartott állatcsoportokat gyakran tartják szalmakazlak, szénakazlak szélárnyékában. Fontos szempont a szélvédelem eszköztárában, hogy hazai erdősávjaink növényei lombhullatóak, ezért télen elvesztik hatásuk egy részét. Szintén probléma az erdősávok parazitás, a kártevők által kedvelt mikroklímája. A nagytestű állatok pedig csak erős építményeket nem rongálnak meg (Blockley és Lyons, 1994.). A klímatáblázatokban 0,2–0,3 m/s-ot ajánlják a szerzők optimális légsebességnek. A felemás hatásokat igazolják a szakcikkek írói is. A szélhatás az a hatótényező, amely a leginkáb figyelemre méltó időjárási faktornak bizonyult, például a borjak esetében. A szarvasmarhák testfelülete körül – minden korcsoportú állatot tekintve – kb. 10 cm vastag, ún. puffer levegőréteg alakul ki, amely bizonyos védelmet jelent a testfelület számára, a külső hatások ellen. Ez a levegőréteg kiegészíti a kedvező hatást, amit a kültakaró szőrzete biztosít az egyed számára. A 10 m/s küszöbérték feletti szélhatások éppen azt a pufferréteget szüntetik meg, s így hatásaik felerősödnek, a szarvasmarhák pedig csak passzív módon képesek védekezni ez ellen. A szélhatások azonban kétfélék lehetnek. A késő őszi, téli hideg szelek negatív hatása nem kizárólagos, hiszen a szoros viszonosság ellentétes, pozitív irányban is hat tavasszal, emelkedő hőmérsékletek esetében. Éppúgy, mint a frissítő légmozgás nyári hőségnapokon (Plate, 1982).
226 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
A légáramlás, viharos szelek esetében viszont hatalmas károkat okozhat az állatállományokban. A globális felmelegedés által okozott extrém időjárási helyzetekbe ez is beletartozik. Így az előrejelzéseket felhasználó állattartók sok kártól menekülhetnek meg, ha idejében hozzájutnak a prognózisokhoz. Van a szélnek egy olyan tulajdonsága, amely a viharok esetében fokozott veszélyt jelent. Ez pedig a szélerősség, illetve szélnyomás. A szélnyomás hatását fokozza, hogy a nyomás növekedtével egyidejűleg, a tárgy hátoldalán, a nyomással egyirányú szívóerő is fellép, ezért a két erő összege terheli a tárgyat (Brandle et al. 1988.). Az istállóklíma szempontjából a belső légáramlás, főként a hőcsere, valamint az elhasználódott levegő eltávolítása miatt létfontosságú. Ezt természetes szellőztetési módokkal (pl. tetőszellőzés) vagy ventilációs módszerek, mechanikus úton oldják meg. Az állattartó telepek szagkibocsátásában döntő szerep jut a légáramlásnak, ami tovaszállítja a szagemisszió gázait. A csapadék, valamint a páratartalom hatásai A háziállatokra a csapadék minden formája kedvezőtlenül hat télen, de nyáron, hűsítő záporok alkalmával pozitív a hatásmechanizmus. A csapadék lokális jellege elsősorban a legeltetett állatállományok szempontjából érdekes. Növeli a hidegérzetet, ami rendkívül kedvezőtlen. További károsító hatása, hogy fő oka az elsárosodásnak. A karámban tartott állatok komfortja és egészsége szempontjából sem mindegy, hogy az altalaj sáros vagy száraz. A csapadék mennyisége és időtartama közül főként a mennyiségi, s más állati, termelési paramétereket elemeznek a szakemberek. A csapadék intenzitása főként felhőszakadások, jégesők, hószakadások alkalmával kerül előtérbe, de mindig negatív előjellel. A hideg esők jelentős mértékben emelik az állatok pufferenergia-igényét, ami vagy a szaporítási, vagy pedig a termelési eredményekben okoz visszaesést. A csapadék számlájára írható közvetve a kártevők aránya, tömege, veszélyei, kockázata. A csapadékos időszakok idején törnek ki a járványok, terjednek el a betegségek, s szaporodnak el a külső-belső élősködők. A sáros, nedves területeken gyorsan megjelennek a köztigazdák, s az időszaki, felszíni vizek számos veszélyt rejtenek állategészségügyi szempontból (Thompson, 1973). A páratartalom szintén a kedvezőtlen időjárási tényezők közé tartozik, bár az optimális számnál alacsonyabb értékek esetén kiszáradás, szomjúság csökkentheti a várt termelési paramétereket. Az állattartásban a relatív páratartalom mennyisége az általánosan használt. Általános érvényű megállapítás szerint 75–85% relatív páratartalom veszélye még nem komoly, de forró napokon, magas hőmérsékleti értékekkel egyszerre emeli a légzésszámot, a szív munkáját demonstráló pulzusszámot, valamint a hőérzet kritikus értékét. Sem az alacsony, sem a magas hőmérsékletek elviselése szempontjából nem kedvező. Rendkívüli lehetőséget biztosít az istállók, ólak, legelők levegőrétegében élő baktériumok, vírusok, főként pedig a gombák elszaporodásához. 85%-os relatív értékhatár felett direkt és indirekt negatív hatásokra is fel kell készülni. Ilyenek például a nedves alom, a nedves takarmány stb. Nehézzé teszi az állategészségügyi programok végrehajtását, s akadályozza a takarmányféleségek eltarthatóságát éppúgy, mint az állatszállítást. A 8.4. ábra a lehűlés száraz kataértéke mellett a relatív páratartalom szintje jelzi az állatok hőveszteségeinek bemutatását (Rosenberg et al. 1983).
8.4. ábra - A hőveszteség és a relatív páratartalom összefüggései (Blaxter et al., 1969). Alert: figyelmeztető, Danger: veszélyes, Emergency: súlyos
227 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
Sok esetben a csapadék, valamint a relatív páratartalom együtt fordulnak elő. Ilyenkor a két hatótényező – az állatok szempontjából – erősítheti egymást. Ez nem kívánatos hátrányokat okoz az üzemeltetők számára. Sokféle technológiai megoldás létezik, de a csapadéktól az állatok elbújnak természetes vagy mesterséges menedékekbe. A páratartalmat csak részben tudjuk módosítani, pl. az istállótakarítások vizes fázisának csökkentésével. A fertőtlenítők, porozók, permetezők alkalmazási hatékonysága számottevően romlik nedvespárás közegben. A higiéniai előírások betartása szintén nehezített. A légköri frontok, légtömegek befolyása az állati szervezetre Számos kutató véleménye szerint az időjárás, valamint az állatok életfolyamatainak, termelésének az összefüggéseit nem tanácsos egy-egy meteorológiai tényezőre redukálni, illetve egy-egy faktort önkényesen kiragadni. A komplex elemzések a célravezetőek, s több tényezőt regisztrálnak napi gyakorisággal. Az eddig megjelent publikációkból kitűnik, hogy bonyolult, összetett kérdésről van szó. Az állattartás oldaláról nézve az eredmények azt mutatják, hogy az egyes állatfajok között a szarvasmarhák a legérzékenyebbek a fronthatásokra, a baromfifajok változatos képet mutatnak, a sertés és a juh genotípusok szinte alig reagálnak. Vitára adhat okot az a tény is, hogy az állatok viselkedése az egyes technológiákban nehezen analizálható, követhető. Így a konkrét vizsgálatokban az állományok csoportos hatásait nehéz kiküszöbölni. Az egyedi vizsgálatok viszont nem adaptálhatók állományokra. A mérőműszerek elhelyezésének is számos akadálya van (Draskóczy, 1987). A meteorológiai tényezők részéről is több probléma adódik. Nehéz az adatokat olyan állomásról beszerezni, amelyik maximum 20–30 km-re található, s nincsen semmilyen módosító tényező, ami zavarná a vizsgálatot. Az egyes hatótényezők kölcsönhatásai pedig erősíthetik, illetve kiolthatják egymást. További nehézséget jelent, hogy egy-egy frontbetörés hozhat többféle légtömeget, de az sem közömbös, hogy az újonnan érkező milyen légtömeget vált fel, illetve mennyi ideig tartózkodik itt. Ezek a vizsgálatok azonban mégis sok hasznos tapasztalatot adnak, az állattenyésztőknek éppúgy, mint az agrometeorológusoknak (Draskóczy és Perjés, 1978). A meleg frontok pre-frontális hatásúak, s az állatfajok egyedeinek paraszimpatikus idegi reakcióit erősítik fel. Nyugtalanság, magas pulzusszám, szapora légzésszám jellemzi őket. A hidegfrontok ezzel ellentétesen ún. szimpatikotóniás tüneteket mutatnak, s poszt-frontálisan fejtik ki hatásukat. Az állatok a hidegfontokra sokkal kevésbé reagálnak, mint a meleg frontokra. A légtömegfajták közül a meleg-nedves, a hideg-nedves, illetve a hideg-szeles tulajdonságúak a legnehezebben elviselhetők. A front- és légtömeghatások a mérsékelt égövből származó állatok számára könnyen adaptálhatók, különösen akkor, ha a 228 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
kedvező tartásmód is pufferol a kellemetlen makroklimatikus tényezőkből. Általános érvényű megállapítás, hogy az alacsony öröklődhetőségi (0,1–0,2) tulajdonságokra rendkívülien hatnak a külső hatások, míg a magas h2-űekre alig. Az előbbiek a szaporodás, termékenység, ivarzások, ellések lefolyása és ideje stb. Hasonló tünetek jellemeznek néhány viselkedési paramétert is. A magas h2 genetikai háttere főként a szelekciós, s a teljesítmény értékelés módszereit helyezi előtérbe. Az alacsony öröklődhetőségű tulajdonságok változtatásai pedig környezeti alapon hatékonyabbak (Szalay, 2006).
1.1. Mikroklímaigények az állattartásban A gazdasági állatok mikroklímaigényének kielégítése – szükségszerűen – kompromisszumok sorozatával érhető el. Mivel a termoneutrális környezet kialakítása nagy beruházási költségeket s egyre növekvő üzemelési költségeket igényelne, ezért az ún. optimális termelési környezet kialakítása a cél. Az optimális termelési környezet a leggazdaságosabb kompromisszum az állati termék mennyisége, valamint a termelési költségek között. Állataink környezettel szembeni igénye viszonylag állandó, de a környezeti feltételek gyakran változnak. A leggazdaságosabb környezet megvalósításához tehát ismerni kell a háziállatok klímaigényét, valamint a termoneutrális környezettől való eltérések termelési és állat-egészségügyi következményeit. A kérődző állatok mikroklímaigénye A kérődző állatok energia-anyagcseréje azért tér el lényegesen, mert a sertés, illetve a baromfi fajok a környezeti hőmérséklet-változások hatásait, elsősorban hőtermelésük megváltoztatásával ellensúlyozzák. Ennek következtében a termoneutrális zóna szűk határok közé szorul, s a környezet hőmérsékletének kismértékű változása is jelentősen módosíthatja az egységnyi állati termék előállításához szükséges takarmány mennyiségét. A kérődző állatok ezzel ellentétben, hidegben az evaporatív hőleadás szabályozásával tartják fent belső hőmérsékletüket, a fajra jellemző hőmérsékleti határértékeken belül. A kérődző állatfajok alkalmazkodó képességét szélsőséges hideghatásokhoz jól jellemzi, hogy alsó és felső kritikus hőmérséklete akár 20 °C-ot is módosulhat. Így nagyon nehéz pontosan behatárolni a kérődző állatok termoneutrális zónájának határértékeit, kivéve a kb. 1 hónapos korú borjakét. A 8.2. táblázatból, ahol álló helyzetű, különböző korcsoportú egyedek alsó, kritikus hőmérséklete látható különböző légmozgások esetén, jól kitűnik az újszülött borjak, valamint 1 hónapos társaik kiváló alkalmazkodó képessége. Igen alacsony hőmérsékletet is képesek elviselni. Ez indokolja és alátámasztja azt, hogy a borjakat – megfelelő táplálás esetén – a téli időszakban is nyugodtan kint tarthatjuk a szabadban, csak arra kell vigyázni, hogy pl. kedvezőtlen szélhatások stb. ne érjék őket.
8.2. táblázat - A kérődzők alsó kritikus hőmérséklete különböző légsebességek esetén (Webster, 1981) A szőr, Állatfaj, korcsoport
Testtömeg a gyapjú vastagság kg a,
Alsó kritikus hőmérséklet, °C 0,2 m/s
2,0 m/s
cm
légsebesség esetén
Újszülött borjú
35
1,2
9
17
1 hónapos borjú
50
1,4
0
9
Húshasznú borjú
100
1,2
–14
–1
Hízó marha (létfenntartó takarmányon)
250
2,0
–32
–20
Hízó marha (létfenntartó takarmányon)
450
2,9
–17
–9
229 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
Tejelő marha (napi 22 kg tejtermelés)
500
1,2
–26
–13
Anyajuh (létfenntartó takarmányon)
50
6,0
–11
–4
Anyajuh (nyírás után)
50
1,0
17
20
Újszülött bárány (felszáradás után)
4
0,8
19
24
Hízó bárány (napi 0,2 kg testtömeggyarapodás)
35
4,0
–13
–3
A növendék szarvasmarháknak, valamint a tejelő teheneknek is csak rendkívül alacsony hőmérséklet módosíthatja energiaforgalmukat. Kivétel ez alól a tejképződés folyamata. A tőgy gyengülő vérellátása erős hideghatások esetén, a tejtermelés csökkenését hozza magával. Az állatok élőhelyének egyes elemei azonban fokozhatják a hőtermelést azzal, hogy számottevően módosíthatják az alsó kritikus hőmérsékletet. Ilyen technológiai elem például a padozat. Hőtechnikai szempontból a padozat anyaga – 8.3. táblázat – (farács, mélyalom, gumi, aszfalt) hatalmas különbségeket mutat éppúgy, mint annak nedves vagy száraz volta.
8.3. táblázat - A padozat hatása a borjak alsó kritikus hőmérsékletére (Barótfi és Rafai, 1985) Kritikus hőmérséklet, °C Padozat
Álló helyzetben
2 hetes borjak
10 hetes borjak
10
–3
17
6
7
–8
10
–3
Fekvő helyzetben, ha a padozat száraz beton száraz alomszalma nedves alomszalma farács gumi aszfalt Juhok esetében kevesebb hő termelődik a bőr egységnyi felületén, mint a szarvasmarhákén. A gyapjúbundatakaró olyan jó hőszigetelő, hogy nagyon alacsony környezeti hőmérséklet esetén is csak alig-alig termelnek több hőt a gazdaállatok. Hazai, valamint külföldi szerzők kutatási eredményei azt bizonyítják, hogy a juhok takarmányozása, illetve testük kritikus hőmérséklete között szoros, pozitív viszonosság található. –7 °C – 30 °C határértékek között változnak a paraméterek (Kovács, 1990). Az összefüggés szorossága pedig arra figyelmeztet, hogy a nyírás, s az azt követő fürösztés ütemezése akkor helyes, ha a napi minimum hőmérsékletek legalább 10–15 °C között mozognak. Hazai viszonylatban ez rendszeresen április második felére esik. A kifejlett juhokkal szemben az újszülött s a pár napos bárányok hőmérsékletigénye magas. 20 °C külső hőmérséklet alatt a szopós bárányok hőtermelése jelentősen növekszik. Ezért fontos, hogy a leghidegebb periódusokban jól almozott fogadtató ketreceket alkalmazzunk.
230 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
Mivel a kérődző állatfajok egyedei sikeresen kompenzálják a külső alacsony hőmérsékletek értékét, meg kell vizsgálni, melyek a legolcsóbb tartásmódok, s hogyan lehet azokat fejleszteni (Ádám és Barna, 1983). A sertések mikroklímaigénye A gazdaságos termelést szavatoló mikroklíma megtervezésében, valamint a lehető legolcsóbb üzemeltetéséhez ismerni kell a különböző korcsoportba tartozó, eltérő feltételek között tartott és takarmányozott sertések alsó és felső kritikus hőmérsékletét. A sertések kritikus hőmérsékletét befolyásolja a testtömeg, a csoportnagyság, a tápláltsági állapot, valamint a szövetek hőszigetelési képessége. A testtömeg és a szövetek hőszigetelésének növelésével a kritikus hőmérséklet csökken. Az egyedileg tartott, újszülött malacok alsó kritikus hőmérséklete 32–34 °C, a 20 kg súlyúé 21 °C, a 60 kg-osé 20 °C, a 100 kg súlyúé pedig 18 °C. Ezek feltétele, hogy az egyedek takarmányfogyasztása a létfenntartó szükségletet kétszeresen fedezze, a levegő mozgási sebessége 0,1–0,2 m/s, valamint a környezeti levegő átlagés sugárzásos hőmérséklete azonos legyen. A szövetek hőszigetelő képességének 0,1 m2 K értéknyi növekedése – a tapasztalatok szerint – 8,8 °C-kal csökkenti az alsó kritikus hőmérsékletet. A nyugalomban lévő sertések létfenntartó energia szükséglete pedig 420 kg/kg0,75 nap. Az állatok hőtermelését, valamint kritikus hőmérsékletét döntően befolyásolja a csoportnagyság, s az ezzel kapcsolatos viselkedési formák. Adott napi takarmány adagon (45 g/kg), ha a csoportnagyságot 1-ről 4-re, majd 9-re emelik a kritikus hőmérséklet 19 °C, 16 °C, illetve 14 °C-ra csökken. 1–9 db/csoport esetében az alsó kritikus hőmérséklet alatti ún. termoregulációs hőmennyiség, egyedenként 7%-kal redukálódik. Minél nagyobb a sertések takarmányfogyasztása, annál alacsonyabb a kritikus hőmérséklet. A napi metabolizálható energiafogyasztás – több tényező együttes standardizálásával – 75 kg/kg0,75-től 300 kg/kg0,75-ig növelendő, ha az egyedileg tartott állatok kritikus hőmérsékletét 1 °C-kal kívánjuk csökkenteni. A kocák kritikus hőmérséklete – több szerző szerint 15–20 °C között változik. Jelentős befolyásoló tényező a légmozgás is. Mozdulatlan levegőben a sertés bőrfelületén elhelyezkedő levegőréteg hőszigetelése 0,11 m2 × °C/W. A légáramlás módosító hatása függ az állat életkorától, a levegő hőmérsékletétől, valamint a légáramlás sebességétől. A nyugalomban lévő levegőben a levegő és a határoló szerkezetek felületi hőmérséklete határozza meg a sertések áramlásos, valamint sugárzásos hőleadásának egymáshoz viszonyított arányát (8.5. ábra).
8.5. ábra - A sertések hőleadásának módozatai és alakulása (Johnson, 1976)
231 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
A padozat hőtechnikai tulajdonságai a sertések kritikus hőmérsékletét éppoly jelentősen módosíthatják, mint hőleadásuk mértékét. Legalacsonyabb kritikus hőmérséklet alomszalma esetén tapasztalható. Aszfalt és betonrácsok esetében az értékek intenzíven emelkednek. Túlságosan alacsony (40% körüli vagy alatti) relatív páratartalomtól eltekintve kijelenthető, hogy a sertések kritikus hőmérséklete, valamint hőleadása nem érzékeny a páratartalom kisebb ingadozásaira, kivéve extrém magas (30 °C feletti) környezeti hőmérséklet esetében. Ez mutat legjobban arra a tényre, hogy az ólak, kutricák, fiaztató és hizlaló épületek szellőztethetősége kiemelkedő jelentőségű azok megtervezésekor és üzemeltetésekor egyaránt. Mivel a sertések növekedését és testtömeg-gyarapodását elsősorban a takarmányozás határozza meg, a környezeti hőmérséklet fentiekre gyakorolt hatását a takarmányozáson keresztül fejti ki. A szakirodalom összesen 4 egyenletet ismer, amelyeket eltérő takarmányozási szintekre dolgoztak ki. A testtömeg-gyarapodás hideg hatására bekövetkező csökkenése tulajdonképpen a zsír- és fehérje beépülés redukciója miatti következmény. Ezt a hatótényezőt az állat fajtája, testtömege, takarmányozása módosítja. A fehérjebeépítés kisebb veszteséget mutat 1 °C hőmérsékletesés esetén, hideg környezetben, mint a zsírbeépítés. Az értékek különbözősége jól mutatja ezt. A fehérjecsökkenés mértéke 0,7–2,8 kg/kg0,75, míg a zsíré 6,7–17,7 kg/kg0,75. Ennek konkrét, termelésre gyakorolt hatása is van, hiszen a sertések által termelt vágottáru hideg környezetben kevesebb zsírt tartalmaz, ami a testszövetek zsíralkotó részeinek arányából következik (Szobor, 2003). A baromfifajok mikroklímaigénye A baromfifélék termelési költségének kb. 70%-a a takarmányozási költséghányad. Ahhoz, hogy a baromfihúsés tojástermelésben nyereség jelenjen meg a termelési folyamat végén, optimalizálni szükséges a mikroklímaviszonyokat, a jobb takarmányértékesítésű fajták, hibridek alkalmazása mellett. A baromfihústermelés legérzékenyebb alanyai éppen a naposcsibék. A naposcsibék a születésük utáni 48 órában 28–32 °C hőmérsékleti tartományban termelik a legkevesebb hőt, s testtömegveszteségük is itt a legkisebb. Sokat jelent a technológiai megoldás, mely szerint csak a termet fűtik az állatok számára vagy kombinált fűtést alkalmaznak. A naposcsibék még első 2 hetük idején is fokozottan 232 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
érzékenyek a környezeti hőmérsékletre. A legtöbb takarmányfogyasztás a felnevelés 3–7. hete közé esik. Ebben a periódusban lehet a legnagyobb tömeggyarapodást elérni, s ennek a szakasznak az optimális hőmérsékleti intervalluma 20–25 °C. A nevelés 4–7. hetében azután 15–25 °C-ra változik a hőmérsékletigény. Az ettől eltérő hőmérsékletek csökkenő tömeggyarapodást és romló takarmányértékesítést jeleznek (Gniazdowski és Kuczynski, 2003). A pulykák közül a napos- és húspulykák hőmérsékletigénye nem tér el jelentősen a pecsenyecsirkékétől. 10–20 °C közti hőmérsékletek alkalmazásával érhető el a legnagyobb súlygyarapodás. A hőmérséklet emelkedése esetén a pulykák takarmányfogyasztása csökken, így fajlagos takarmányértékesítésük kismértékben javul. Ennek értéke minden °C-emelkedés mellett, naponta 3 kg takarmánnyal egyenértékű. 18 °C hőmérséklet esetén az összes tömeggyarapodás 30 g/°C mennyiséggel csökken. A tojó jércék klímaigénye maximum18–20 °C. E feletti hőmérsékleti értékek előfordulása esetén a tömeggyarapodás csökken, s az ivarérés, a tojástermelés szempontjából kedvezőtlenül, későbbre tolódik. A szakemberek egyértelműen állítják, hogy a hazai baromfiállományokban a tavaszi kelésű s nyáron felnevelt jércék, ivarérettség idején elért testsúlya kisebb, a tojástermelés pedig elmarad más évszakban nevelt társaikénál. A tojó tyúkok alsó kritikus hőmérséklete 10–15 °C között alakul, de nyári időszakban 20–25 °C közé is felemelkedhet. Új szemlélet szerint a baromfiak termoneutrális hőzónája nem határozható meg pontosan, csak egy minimális hőtermelést kiváltó szűk hőmérsékleti zónáról beszélhetünk. Az optimálisnál magasabb hőmérséklet esetében (20 °C felett) a tojótyúkok takarmányfogyasztása 1,2–4 g/°C mértékben csökken. A csökkenés azonban nem lineáris, pláne ha a tyúkok egyéb (vitamin, ásványi anyag) szükségleteit kielégítjük (Zagyva, 2001). Az egyik legfontosabb környezeti faktor a baromfiak s más háziállatok számára is az ivóvízszükséglet. A környezeti hőmérséklet változása, valamint az állatok vízigénye közt szoros összefüggés található. Tyúkok között végzett kutatások alapján a következő kép alakult ki a specialistákban. 27 °C-ig a hőmérsékletemelkedést °C-onként, naponta, 3 g vízfogyasztás növekedés kíséri. 30 °C felett ez az érték szinte átmenet nélkül 11 g-ra nő °C-onként. A tojótyúkok vonalai között azonban tetemes vízfogyasztás-különbség állapítható meg. A tojástermelést mind mennyiségileg, mind pedig egyedi súly tekintetében jelentősen befolyásolja a környezeti hőmérséklet. 10 °C fölött csökken a tojások egyedi tömege. Ezt számos szerző szerint a tyúk petefészkének vérellátási zavara okozza, ami a hőmérséklet növekedése révén hat. Más élettani ok is közrejátszik. Ilyen pl. a mészhéj elvékonyodása. A vékonyodást a növekvő légzésszám, s az emiatt létrejövő CO2-többlet okozza. A tojások keltethetősége és termékenysége szintén befolyásolt a környezeti hőmérséklet, valamint páratartalom által. A kakasok ondómennyisége s minősége eltérő mértékben csökken a tyúkok reakcióitól. 30 °C-ig szinte alig változnak az ondó tulajdonságai, míg a tyúkokat jellemző termékenység és keltethetőség rendkívül érzékeny a klimatikus tényezők főbb paramétereire (Vattamány, 2005).
2. Állatbetegségek, állati kártevők és a meteorológiai viszonyok Állattenyésztési kérdésekben rendkívüli gazdasági, valamint állat-egészségügyi haszonnal alkalmazhatók a biometeorológia törvényszerűségei. A fentiek igen jól használhatók a háziállatok egészségének fenntartásában, a termelési, illetve a teljesítmény paraméterek fokozásában éppúgy, mint a kiesések, s a különböző veszteségek csökkentése révén. A meteorológiai információk ma már nem hiányozhatnak sem a megelőzés, sem pedig a gyógyító tevékenység köréből. A meteorológiai információkat egyre szélesebb körben alkalmazzák az állattenyésztők aszerint, hogy az adott döntéshelyzet vagy megoldandó probléma mennyire időjárás-érzékeny. Napjainkban a tartástechnológiák kialakításában, valamint továbbfejlesztésében éppúgy nélkülözhetetlenek a klimatikus és a meteorológiai információk, mint a hozamok optimalizálásában, új fajták és hibridek nemesítésében, az állatjólét (animal welfare) és az etológia megannyi területén. E kérdéskör jelentősége – napjainkban – két fontos tényező megváltozása miatt is világszerte felértékelődött. Az egyik, a globális felmelegedés állattartási kihívásaiban jelent meg, a másik pedig az ún. természetszerű tartásmódok széles körű elterjedésével vált aktuálissá a fejlett állattenyésztést folytató országokban. A meteorológiai információk alkalmazására több lehetőség is adódik az állattartás területén. Ilyenek az alkalmazkodás, a védekezés és a beavatkozás problémakörei (Varga-Haszonits, 1987). A várható negatív hatások hatékony kivédéséhez, illetve elkerüléséhez azonban pontos előrejelzésekre van szükség. Döntő lehet az 233 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
a momentum, hogy ezek az előrejelzések idejében érkeznek-e az állattartókhoz, tenyésztőkhöz, illetve, hogy ezen szakemberek, vállalkozók meg tudják-e fizetni a fenti szolgáltatás díjait. Végül pedig még bizonytalan az információk útja a hazai tenyésztők termináljáig (Dommermuth, 1989). A tenyésztett állatfajok legveszélyesebb betegségcsoportjába a baktériumos, vírusos, valamint az összetett kóroktanú betegségek tartoznak. A gazdasági, állat-egészségügyi és népegészségügyi szempontból egyaránt legfontosabbak a következők: • ragadós száj- és körömfájás (Aphtae epizooticae), • sertésorbánc (Erysipelas suum), • Aujeszky-féle betegség (Morbus Aujeszky), • baromfikolera (Cholera avium,) • baromfi mikoplazmózis (CRD), • ún. szállítási betegség („shipping fever”). A baktériumok által okozott betegségek kóroktana alapján jól megfigyelhető, hogy a kórokozók azért időjárásfüggőek, mert fény- és hőhatásokra érzékenyek. Így a száraz, napos, meleg, illetve igen hideg periódusokban a kártételek nagyarányú csökkenése várható. A vírusfertőzéseket ezzel szemben rovarok terjesztik, s az időjárás jellemzői függvényében alakul a rovarok szaporodási rátája. Ezzel analóg, a fertőzések gyakorisága és előfordulási aránya. Az időjárás főbb paraméterei közül a hőmérséklet, s a légnedvesség szerepe nő túl a többi faktorén (Bossaert et al. 1989). Jones et al. (2000) arról számoltak be, hogy sikerült előállítaniuk a szarvasmarhák herpeszvírusának egy hőmérsékletre érzékeny mutánsát, s ezzel a vakcinával immunizálták a borjakat. Smith et al. (2001) az amerikai feedlotokban (telelőkertben) tartott szarvasmarhák E. coli fertőzésének környezeti feltételeit vizsgálta. Vizsgálati eredményei szerint, ha sáros a telelőkertek talaja a szarvasmarhák trágyájával keveredve – megfelelő a táptalaj az E. coli C157:H7 változatának, amit minden kifutóban tartott állatcsoportban sikerült kimutatniuk. Normál körülmények között a telelőkertek talaj, valamint etetőhelyének burkolata a coli fertőzések egyik fő felelőse. A nem fertőző állatbetegségek között időjárás-függőek a következők: • hurutos bélgörcs (Enteralgia catarhallia s. Colica spasmophylica) – tünetek, • az előgyomrok heveny felfúvódása (Meteorizmus acuta proventriculorum), • a sertések kannibalizmusa, • a madarak tollcsipkedése és kannibalizmusa, • kérődzők hipomagnéziás tetániája – tünetek. A legelőkön előforduló tetániás tünetek fő okozója a hideg, nedves, szeles időben, időjárástól függően alakuló, a legeltetett kérődzők vérében meglévő Mg-tartalom. A befolyásoló meteorológiai tényezők közül a minimum hőmérsékletek alakulása, valamint a magas csapadékösszeggel járó esőzések gyakorisága játszik fő szerepet e betegség kifejlődésében. A legeltetési módok mellett tehát a legeltetési idény időjárási paraméterei is számba veendők a legeltetési tervek elkészítésénél (Rangel-Ruin et al. 1999). Az egész világ legelőin a paraziták egyre növekvő veszélyt jelentenek a legeltetett állatfajokra, főként a kérődzőkre. A fertőzéseket új módszerekkel vizsgálják. Néhány élősködő fejlődését vér-, bélsár-, valamint legelőfűminták segítségével elemzik. A bélsárminták vétele több módszer szerint történik. Különbözőek például a bélsármennyiségek (1–3,5 g/egység), valamint azok hőmérséklete. A legújabb mérési módszerek olyan populációdinamikai modelleket használnak, amelyeken belül szimulált mikroklimatikus környezetet alakítanak ki. Ezen modellek segítségével ellenőrizhetővé válik a parazitafajok teljes egyedfejlődése, szaporodása, de érzékenysége is. Különösen azok a vizsgálatok érdekesek, amelyek a külső környezeti hatásokat (meteorológiai tényezők, állat kölcsönhatások, munkaszervezési hatások stb.) elemzik a parazitákra vonatkoztatva. A fontosabb 234 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
tényezők közé tartoznak: a legelőszakasz feletti hőmérséklet, a gyepnövényzet és a talajnedvesség állapota, valamint a legeltetési módszerek, beleértve a téli időszakban etetett széna betakarítását is. A parazita populációk óriási érzékenységgel reagálnak néhány környezeti faktorra, amelyek befolyásoló tényezői ezen populációk rezisztenciájának. A száraz és hideg hatások, valamint a legeltetett háziállatok immunitása nagyon hatékonyan csökkenti a külső paraziták különböző fejlődési stádiumában történő szaporodását, többek között a Nematoda, Trichostrongylus, Haemonchus, Cooperia, valamint Bunostomum fajok esetében (Jenkins et al. 2005). A rendszeresen adott antiparazitikumokkal és tervszerű legelőhasználattal segíthetünk csökkenteni azokat a károkat, amelyeket ezek a fertőzések okozhatnak. Azok a legelők azonban, amelyek nem ellenőrzöttek, tartós forrásai lehetnek a paraziták tevékenységének, amik újabb és újabb formákban, jobban alkalmazkodnak a környezeti tényezőkhöz, valamint a háziállatok érzékenységéhez (Bossaert et al. 1999).
3. Az állattenyésztésből származó légszennyező anyagok ismertetése Az állattenyésztésből eredő légszennyező anyagok döntő többségét a gázok, kisebb részét pedig a por alkotja. Légszennyező gázok Az állattenyésztésből eredő bűzös és légszennyező gázok szigorúan nem határolhatók el egymástól. Légszennyezésről abban az esetben beszélünk, ha a kifogásolható komponensek egészségi ártalmat okozó koncentrációban vannak jelen vagy valamilyen formában károsítják az emberek közérzetét. Az eddigi vizsgálatok alapján az állattenyésztő telepek mintegy 136 különféle gázt emittálnak a légtérbe. Ezek közül a bűzös gázok és az ammónia az, amelyek környezetvédelmi szempontból a legjelentősebbek. A metán és a szén-dioxid az üvegházhatásban jelennek meg, míg a kénhidrogén és a szén-monoxid a tenyésztett állatok elhullási rátájának növekedését okozza. Ammónia Az ammónia színtelen, jellegzetesen szúrós, éles szagú, vízben jól oldódó gáz. Kibocsátásáért 93%-ban az állattenyésztés a felelős, ami összességében megközelítőleg 8–9 millió tonnát jelent évente Európában. Az ammónia az állattenyésztő telepek épületeiből, a nyitott hígtrágyatárolókból, valamint a trágya kijuttatása során kerül a levegőbe. Az ammónia kibocsátásának mennyisége állatfajonként változik. Sommer et al. (1993) megállapítása szerint az állatok növekedésük során a felvett nitrogén csupán 30%-át építik be. A fennmaradó 70% két részre oszlik: 20%-a fekália, 50%-a pedig vizelet formájában távozik. A vizeletben lévő karbamid könnyen hidrolizálódik, az ureáz enzim segítségével szén-dioxiddá és ammóniává. Az ureáz enzimet a fekáliában levő különféle mikroorganizmusok termelik (melyek a vizeletben nincsenek jelen), miközben elbontják az ürülékben található fehérjéket, karbamidot stb. Az ammóniát termelő főképp aerob mikroorganizmusok az általuk termelt ammóniát csak megfelelő pH (pH<7), és szén:nitrogén arány (25:1-nél nem kevesebb) esetében építik be szervezetükbe. A pH 7-ről 7,3-ra történő emelkedése 20%-os, míg 7,3-ról 7,6ra való növekedése az ammónia 100%-os evaporációs emelkedését eredményezi. A fekáliában levő szerves kötésű nitrogénből, szintén szabadul fel ammónia, bár ez az anaerob folyamat sokkal lassúbb. Modellszámítások mutatják azt is, hogy csupán kis mennyiségű ammónia szabadul fel a fekáliában levő bomlatlan fehérjékből. Az egységnyi idő alatt emittált ammónia mennyisége függ a szagkibocsátó felület méretétől, annak hőmérsékletétől, valamint az ammónia koncentrációjának különbségétől, a trágya és az azt borító levegőrétek között. Az ammónia nagyobb koncentrációban, mind az emberre, mind pedig a növényekre és az állatokra kedvezőtlen hatást gyakorolhat. Az ember 5 ppm alatt nem érzékeli az ammónia légtérben való jelenlétét. Az első panaszok 25 ppm körül jelentkeznek orrfolyás, tüsszögés, köhögés, könnyezés formájában, ami egyben mutatja az ammónia orrnyálkahártyára gyakorolt irritáló hatását. Ezek a tünetek már akár 7 ppm-nél is jelentkezhetnek, poros levegő esetén. 35 ppm felett az ammónia elviselhetetlen orr- és szemirritációt okoz, amelynek tartós belélegzése tüdővizenyőhöz, tüdőgyulladáshoz vezet.
235 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
A növekvő ammóniaszint az állatok növekedési ütemének csökkenését, az ivarérettség késését és a légúti betegségek iránti fogékonyság növekedését idézi elő. A sertések esetében a 25 ppm feletti koncentráció hozzájárul az arthritis és a tályog kialakulásához. 35 ppm felett a légutak erős irritációját, valamint a tüdőbaktériumok elleni védekezés gyengülését okozza (Aarnik et al. 1993). A növényekre gyakorolt negatív hatását egyrészt közvetve, a savasodáson, a víz és a talaj nitrogéntartalmának növekedésén, másrészt közvetlenül az erdőállomány degradációján, valamint számos növényfaj eltűnésén keresztül fejti ki. • A növényekre gyakorolt negatív hatása abban mutatkozik meg, hogy az alacsony nitrogéntartalmú talajt kedvelő növények eltűnnek, és helyüket a nitrogén indikátor fajok foglalják el. Az Európában élő edényes növények kb. 70%-a alacsony nitrogénszintet kedvelő. • Azok a talajok, amelyek alacsony pufferkapacitással rendelkeznek, a nitrifikáció révén elsavanyodnak. A savanyodással együtt járó pH-csökkenés következménye, a talajban levő toxikus anyagok oldódása és felhalmozódása. Az egyes toxikus anyagok felhalmozódása (pl. az alumíniumionok) mellett a tápanyagok kimosódnak a talaj felső rétegeiből. 1989-ben a dán talajok savanyodásának mintegy 46%-áért volt felelős az állattenyésztésből eredő mintegy 240 kt ammónia. • A magas ammóniakoncentráció – az erdőtalajok esetében – a talaj természetes metánfelvételének csökkenését okozza, ezzel közvetve hozzájárul a metán atmoszferikus koncentrációjának növekedéséhez. • A vízi ökoszisztémák eutrofizációját és savasodását idézi elő. • Az épített környezetben is jelentős kárt okoz. A nitrogénkoncentráció növekedése kedvező életfeltételeket teremt a különféle baktériumok megtelepedéséhez, amelyek az épületek homlokzatát erodálják, mállasztják (Sommer et al. 1993). Metán A metán a környezet szempontjából valószínűleg a legjelentősebb olyan széntartalmú gáz, amely az állattartó telepek épületeinek levegőjében megtalálható. A metán (CH4) színtelen, szagtalan, nehezen cseppfolyósítható gáz, amit az állattenyésztési tevékenység során, főképp a kérődzők állítanak elő a baktériumos emésztés során. A kérődzők mintegy 80 millió tonna metánt termelnek évente, ami a világ összes metánkibocsátásának 20%-a. A metán az üvegházhatásért felelős gázok egyike. Kisebb mennyiségben az alomban is képződik, szerves molekulákból metánbaktériumok anyagcseréje során, kizárólag anaerob körülmények között (Harper et al. 1999). Kén-hidrogén A kén-hidrogén (H2S) színtelen, romlott tojás szagára emlékeztető rendkívül veszélyes gáz, amely már több ember halálát és állatok elhullását okozta. Legnagyobb mennyiségben a tárolt hígtrágyából szabadul fel. A hígtrágya megbolygatásakor percek alatt 100–200 ppm kén-hidrogén szabadul fel. A trágya szerves anyagaiból – az oldott oxigén függvényében – anaerob körülmények között kén-hidrogén, aerob körülmények között szulfátok keletkeznek. A gáz tartós ideig való belélegzése 20 ppm koncentráció mellett a sertéseknél idegességet, fény iránti érzékenységet és a takarmányfelvétel csökkenését idézi elő. 200 ppm koncentrációnál tüdőödémát, légzési problémát és elhullást okoz. Embereknél a 10–20 ppm koncentráció a szem és a felső légutak irritációját, az 50–100 ppm koncentráció hányingert, hasmenést, hányást, magasabb értéknél eszméletvesztést és gyors halált okoz. 100 ppm feletti koncentráció esetén az érzékelőszervek hamar elvesztik az érzékelőképességüket és a további terhelésre érzéketlenné válnak (Steinheider et al. 1993). Egyéb bűzös gázok Az állattartó telepek épületeinek légterében az említett gázokon kívül több olyan nyomgáz megtalálható, amelyeket a mai napig is csupán bűzös gázoknak tekintenek. A meglétükből adódó problémákat eddig nem tartották jelentősnek, mivel csupán alacsony koncentrációban vannak jelen. Ennek ellenére vannak közöttük olyan gázok is, mint például az aldehidek, metilaminok, amelyek nagyobb mennyiségben is megjelenhetnek, s egyes szerzők vizsgálatai alapján karcinogén hatásúak. Habár a bűzös gázoknak tekintett gázok általában kis koncentrációban vannak jelen, fontos lenne ezek kritikus mennyiségének és hatásmechanizmusának pontos leírása. A szagok egészségügyi hatásaira vonatkozólag 236 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
viszonylag kevés adat áll rendelkezésre. A német emmissziós törvény a környezeti hatások három fokozatát különbözteti meg: veszélyes, hátrányos, valamint jelentős kellemetlenség. A szagok által keltett hatásokat általában az utóbbi csoportba sorolják. Egyes kutatások eredményei azonban azt mutatják, hogy a szagszennyezés befolyása egyes esetekben ennél jelentősebb is lehet. A szédülés, étvágytalanság, hányinger, émelygés, torokkaparás előfordulásának gyakorisága erősen szignifikáns összefüggést mutat az üzemtől való távolság csökkenésével, azaz a szagterhelés mértékének növekedésével (Vermosen et al. 1996.; Li et al. 2005).
4. Irodalom Aarnik A.; Hoeksma P.; van Ouwekerk E. 1993. Factor affecting ammonium concentration in slurry from fattening pigs. Proceeding Congress on Nitrogen Flow in Pig Production and Environmental Consequences, Wageningen, 413–420. Ádám T.; Barna I. 1983. A melegstressz hatásának vizsgálata hízómarhán, klímaistállóban. ÁTK Közleményei, Herceghalom, 51–55., 532. Ames D. 1980. Thermal Environmental effects. Production Efficiency of Livestock. Bio Science, 30. 7:457– 460. Atkinson B.W. 1981. Dynamical Meteorology. Methuen, London–New York, 143–152., 228. Barótfi I.; Rafai P. 1985. Energiagazdálkodás az állattartásban. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest, 289. Blockley J.A.; Lyons T.J. 1994. Airflow over a two-dimensional escarpment. III. Nonhydrostatic flow. Q.J.R. Meteorol. Sci. Australia, 79–109, 120. Bossaert K.; Lonneux JF.; Godeau JM.; Peeters J.; Losson B. 1999. Serological and biochemical follow-up in cattle naturally infected with Casciola hepataica, and comparion with a climate model for predicting risks of fasciolosis. Veterinary Research, 30.6:615–628. Brandle J.R.; Hintz D.L.; Sturrock J.W. 1988. Windbreak technology. Proceedings of an International Symposium on Windbreak Technology, Lincoln, Nebraska, June 23–27., Elsevier, Amsterdam–Oxford–New York–Tokyo, 239. Brody S.; Thompson A.J. 1951. Animal physiology. Agricult. Exp. Station Research Bulletin, Missouri, Columbia, USA, 481. Dinu C.; Parvu M.; Cureu I.; Braslasu MC. 2004. Internation between the diet, temperature and some consistents in Rosoheus Archiv-Zootechnica, 7. 29–34. Dommermuth H. 1989. Draft report on „Study on Requirements to be met by Agrometeorological Service in Countries with Highly Developed Industries”. Geneva, 18–19, 23. Draskóczy J. 1987. Biometeorológiai vizsgálatok a komplex légköri jelenségek állatélettani hatásairól. Állattenyésztés és Takarmányozás. Budapest, 36.3:193–207. Draskóczy J.; Perjés I. 1978. Meteorológiai front- és légtömegfajták hatása a szarvasmarhák fertilitási viszonyaira. Magyar Állatorvosok Lapja, Budapest, 33., 21–25. Gates D.M. 1980. Biophysical Ecology. Springer-Verlag, New York–Heidelberg–Berlin, 611. Gniazdowski J.; Kuczynski T. 2003. Evaluating the efficiency of natural ventilation in broiler housing at high ambient temperature – empirical study. Problemy-Inzynierii-Rolniczej. 11.4: 113–120. Harper LA.; Denmead OT.; Freney JR.; Byers FM. 1999. Direct measurements of methane emissions from grazing and feedlot cattle. Journal of Animal Science. 77.6., 1392–1401. Herbut E.; Sornowka–Czajka E.; Waurzynsky M. 2000. Effect of earth tube heat exchangers on broilerhouse microclimate and performance of chickens. Rocsniki-Naukowe-Zootechniki, 8. 151–155.
237 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
Jenkins EJ.; Veitch AM.; Kutz SJ.; Hoberg EP.; Polley L. 2006. Climater change and the epidemiology of protostrongylid nematodes in northern ecosystems: Parelaphostrongylus adocoilei and Protostrongylus stilesi in Dall’s sheep (Ovis d. dalli) Parasitology. 132.3:387–401. Jevtic M.; Gancic M. 2002. New aspects of controlling microclimate. Zsivinarstvo, 37. 1–2:7–14. Johnson H.D. 1976. Progress in Biometeorology. The effect oj weather and climate on animals. 1. Vol.1–2, Ed.: Swets-Zeitlinger, Amsterdam, 301. Jones C.; Newby TJ.; Holt T.; Doster A.; Stone M.; Ciacci–Zanella J.; Webster CJ.; Jackwood MW. 2000. Analysis of latency in cattle after inoculation with a temperature sensitive mutant of bovine herpesvirus 1 (RLB106) Vaccine, 18.27:3185–3195. Kovács F. 1990. Állathigiénia. Mg. Kiadó. Budapest, 56, 59–60. 601. Krastev K. 2002. Influence of the environmental temperature and humidity during winter nt he adaptation of calves. Biotechnology in Animal Husbandry, 18. 1–2: 11–16. Leinonen M.; Ruohoniemi M.; Saario E.; Anttila M. (2001): Photosensitivity and its etiology in cattle in Finland. Suomen-Elainlaakarilehti. Helsinki, Finland 107.12:707–713. Li Z.; Kelliher FM. 2005. Determining nitrous oxide emissions from subsurface measurements in grazed pasture: A field trial of alternative technology.Australian Journal of Soil Research. 43.6., 677–687. Makulska J.; Weglarz A.; Frelich J.; Voriskova J. 2003. Efficiency of young beef liveweight production nt he extensive system. Collection of Scientific papers, Faculty of Agriculture in Ceske Budejovice Series for Animal Sciences. 20.2:103–113. Monteith J.L. 1975. Principles of Environmental Physics. Ed. Arnold E., London, 241. Plate E.J. 1982. Engineering meteorology. Karlsruhe, Elsevier, Davenport, A.G., 527–569., 740. Rangel–Ruin L.J.; Marquez–Izgmiendo R.; Bravo–Nogneira G. 1999. Bovine fasciolosis in Tabasco, Mexico. Veterinary-Parasitology, 81.2: 119–127. Rosenberg N.J.; Blad B.L.; Verma S.B. 1983. Microclimate. The biological environment. Second Editon, New York, 495. Seemann J.; Chirkov Y.I.; Lomas J.; Primault B. 1979. Agrometeorology. Springer-Verlag, Berlin–Heidelberg– New York, 109–199. Sleger V.; Neuberger P. 2006. Using meteorological data to determine the risk of heat stress. Research in Agricultural Engineering. 52.2:39–47. Smith D.; Blackford M.; Younts S.; Moxley R.; Gray J.; Hungeford L.; Milton T.; Klopfenstein T. 2001. Ecological relationships between the prevalence of cattle shedding Escherichia coli O157:H7 and characteristics of the cattle or conditions of the feedlot pen. Journal of Food Protection. 64.12:1899–1903. Sommer S.G.; Christensen B.T.; Nielsen N:E.; Schjorring J.K. 1993. Ammonia volatilization durind storage of cattle and pig slurry: effect of surface cover. Journal of Agricultural Science, 1993, 121: 63–65. Steinheider B.; Winnecke G.; Schlipköter H. 1993. Somatische und psychische Wirkungen intensiver Geruchsimmissionen. Staub-Reinhaltung der Luft, 1993. 53. 11., 425–431. Szalay I. 2006. A szélsőséges időjárási események hatása a baromfitenyésztésre. „A Baromfi”. 09.2: 6–9. Szobor Z. 2003. A sertésistálló mikroklímája, különös tekintettel a szellőztetésre. Mezőhír, 2003. 7.4: 72–73. Thompson G.E. 1973. Climatic physiology of cattle. Journal of Dairy Science, 40. 441–443. Varga–Haszonits Z. 1987. Agrometeorológiai információk és hasznosításuk. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest, 239–241., 248.
238 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Zoometeorológia
Vattamány G. 2005. Baromfiistállók klimatizálása. Értékálló Aranykorona., 2005. 5.10., 27.p. Vermosen A.; VanCleemput O.; Hofman G. 1996. Long-term measurements of N2O emissions. Energy conversion and management. 37. 6–8: 1279–1284. Webster A.J.F. 1981. Optimal housing criteria for ruminants. In environmental aspects of housing for animal production. Ed. J.A. Clark, Butterworth, London, 232. Zagyva L. 2001. Szellőzés. Klíma.; A Baromfi, 2001. 3., 54–55.
239 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
9. fejezet - Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai Az agrometeorológiai információk hasznosításának története Az ember már a történelem előtti időkben tudatára ébredt, hogy élete különböző területei, köztük az élelem megtermelésének kezdeti technikái, jelentős mértékben a környezet befolyása alatt állnak. Az sem maradt sokáig rejtve a földjét művelni kezdő ember előtt, hogy a légkör folyamatai és jelenségei számottevő szerepet játszanak e környezeti hatások kialakításában. Nem számszerűsített, csakis minőségi összefüggések formájában viszonylag korán megfogalmazódtak és nemzedékről nemzedékre szállva fennmaradtak, s az adott hely termelési tapasztalatainak fontos részévé váltak a meteorológiai viszonyok és a növények termeszthetősége, növekedése, fejlődése, terméshozama közötti kapcsolatot érintő törvényszerűségek. Hiszen tapasztalták, hogy ha például többet süt a Nap és melegebb van, gyorsabban fejlődnek a növények, vagy ha több eső hullik, nagyobb termésre lehet számítani. Ennek nyomai megtalálhatók a korabeli hiedelmekben, a mitikus világszemlélet megnyilvánulásaiban, melyekben kiemelt szerepet kaptak a természeti erőket, meteorológiai hatásokat megtestesítő istenek (napistenek, viharistenek, esőistenek). Az a felismerés, hogy létük és megélhetésük alapvetően függ a meteorológiai viszonyokat „irányító” erőktől, arra ösztökélte az embereket, hogy megpróbálják befolyásolni isteneiket és elnyerni jóindulatukat. Mondhatjuk, hogy az erre való törekvés az agrometeorológiai információk hasznosításának kezdeti, tudományosan viszont nem túl megalapozott formája. Új szemléletet hoztak a környező világ megismerésébe, a természettudományokba, s így a légkör vizsgálatába és annak alkalmazott, agrometeorológiai területébe is az ókori görögök. Az időszámításunk előtti I. évezred közepe tájékától egyre konkrétabb formát kezdett ölteni ez az új típusú gondolkodás a világról, melynek középpontjába az az elképzelés került, hogy a körülöttünk lévő világ nem misztikusan kiismerhetetlen, hanem megismerhető, s az ismeretek szerzésének leghatékonyabb módja az ok-okozati összefüggések feltárása. Ez a szellemileg forrongó korszak hozta létre azokat a megismerési kategóriákat és tudományterületeket [köztük nagymértékben Arisztotelész munkásságának köszönhetően a „Föld és ég közötti jelenségek” (meteora) tudományát (meteorológiát)], melyek mind a mai napig meghatározzák a tudományos gondolkodást. E korszak számos felismerése – és néhány téves elképzelése – két évezreden keresztül felülmúlhatatlan és megkérdőjelezhetetlen ismeretanyagot jelentett az adott tudományterületeken. Az ismeretek szerzése viszont döntően spekulatív úton, nem pedig mérésekre alapozva történt. Ez gátolta azt, hogy mennyiségi formában, azaz számszerűen is ki lehessen fejezni a légkör működését meghatározó jellemzőket és azoknak a mezőgazdasággal való kapcsolatát. A reneszánsz térnyerése nyomán kibontakozó természettudományos szemlélet erősödése és a nagy földrajzi felfedezések – több vonatkozásban is – fejlődést, változásokat katalizáló időszaka előkészítették, az ipari forradalom pedig betetőzte azt az átalakulást, mely új irányt szabott az emberi civilizáció, életmód és gondolkodás fejlődésének. A tömegtermelés, a sorozatban gyártható műszerek megjelenésével a tudomány számára elérhetővé vált a nagyszámú, ellenőrizhető és összehasonlítható mérés, azaz beköszöntött a mennyiségi megismerés korszaka. Ez persze feltételezte a megfelelő adatgyűjtési, -kezelési és -kiértékelési szabályok kidolgozását, tehát a mai értelemben vett tudományos gondolkodás kialakulását. E változások a meteorológia területén is hatalmas tudásanyag felhalmozódásához vezettek. A számszerű meteorológiai információk megjelenésével párhuzamosan a fitofenológián (a növények környezeti viszonyoktól függő, egymást szabályszerű sorrendben követő jelenségeivel foglalkozó tudományterületen) belül is hasonló – a neves svéd botanikus, Carl Linné által elindított – folyamatok játszódtak le a XVIII. század közepétől. Ezáltal lehetővé vált a légkör jelenségei és folyamatai, valamint a mezőgazdasági, ezen belül döntően növényi életjelenségekre vonatkozó jellemzők közötti kapcsolat tudományos igényű elemzése, azaz az agrometeorológiai információk hasznosítása. A légkör és mezőgazdaság közötti kapcsolat jellemzői és formái Az agrometeorológiai információk hasznosításakor célszerű szem előtt tartani, hogy a légköri folyamatok és jelenségek, illetve a mezőgazdasági termelés közötti kapcsolat jellegét tekintve kölcsönhatás. Ez azt jelenti, hogy a hatás kétirányú, hiszen a légkör is hat a mezőgazdaságra, s az élelem megtermeléséhez kötődő tevékenységek is befolyásolják a légkör állapotát. E kölcsönhatás azonban aszimmetrikus, azaz a két irányban nem egyforma erősségű. Míg a mezőgazdaságra gyakorolt meteorológiai hatások bármilyen (lokális, regionális vagy globális) szinten jelentkezhetnek, akár közvetlen, akár közvetett formában, s e hatások döntően rövid időn belül érzékelhetővé válnak, addig a légkört befolyásoló termelő emberi tevékenység hatása elsősorban lokális, 240 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai esetenként regionális, s csak ritkán globális szinten, általában közvetett formában és hosszabb idő alatt nyilvánul meg. Ez az aszimmetria magyarázza, hogy a kölcsönhatás jelleg sok esetben nem szembetűnő, s hogy az agrometeorológiai információk hasznosítása elsősorban a mezőgazdaságra (főként a szántóföldi növénytermesztésre) gyakorolt időjárási és éghajlati befolyás számszerűsítésén alapul. A továbbiakban mi is ezt az aspektust szeretnénk részletezni. (Bár az utóbbi évtizedekben az éghajlatváltozáshoz való antropogén hozzájárulás vizsgálata és az ezzel kapcsolatos, akár döntés-előkészítő szerepű információk előállítása is egyre inkább előtérbe került, e mesterséges éghajlati kényszerek döntően nem a mezőgazdasági termeléshez köthetők.) A légkör és környezete vizsgálatakor a rendszerszemlélet hangsúlyozása azért lényeges minden esetben, mert kifejezi, hogy a légköri folyamatok, jelenségek és állapotjellemzők akár rövid-, akár hosszú távú alakulása (azaz az időjárás és az éghajlat), egymással – valamint környezetükkel is – állandó kölcsönhatásban, nem pedig elszigetelt formában történik. A légkör egyik tulajdonságának megváltozása maga után vonja más állapotjellemzők változását is, másfelől a különböző meteorológiai feltételek, erőforrások vagy hatások is együttesen, komplex módon alakítják egy növény termesztési feltételeit és életjelenségeit. Ennek következménye a légkör, sőt, még inkább a légkör-talaj-növény rendszer sztochasztikus működése, ami megnehezíti az e rendszeren belül zajló folyamatok megismerését. E probléma megoldását hatékonyan segítik például a korábbiakban már bemutatott matematikai modellek, melyek a teljes komplexitásában meg nem ismerhető valóságos rendszer helyébe annak egyszerűsített, matematikai formában megfogalmazott mását állítva lehetővé teszik a problémakör vizsgálatát. Az, hogy a légkör ilyen sokrétű befolyással bír a mezőgazdaságra, kellőképpen alátámasztja az agrometeorológiai információk hasznosításának szükségességét, a rendszer sztochasztikus jellege viszont megmagyarázza, hogy néha miért olyan nehéz a gyakorlat által igényelt pontosságú információk szolgáltatása. Mint említettük, egyre nagyobb érdeklődés övezi a mezőgazdasági termelés légkörre gyakorolt hatásainak elemzését is, bár itt – a fentiekben vázolt okok miatt – még nehezebb egzakt összefüggéseket megállapítani. A teljesség igénye nélkül álljon itt néhány példa arra, hogy miként képes az ember e gazdálkodási tevékenysége által a légkör tulajdonságait módosítani! E példák is jól szemléltetik a hatások összetett voltát. Talán a legismertebb példa az erdőirtás és szántóterületek arányának növelése. Távérzékeléssel kapott adatokra alapozott becslések alapján az összefüggő erdőségekkel borított területek nagysága kb. 50 millió km2. Ez bolygónk területének 10%-a, a szárazföldi területeknek pedig nagyjából a harmada. A kiterjedt erdőségek (legyen az akár trópusi esőerdő, akár hideg égövi tajga) nagy fotoszintetizáló felületükkel hatékonyan alakítják át a légkör szén-dioxid-tartalmát oxigénné. Ezért nem túlzás Földünk „zöld tüdejének” nevezni e területeket, még akkor sem, ha ma már tudjuk, hogy a tengerek, óceánok hozzájárulása is jelentős e tevékenységekhez. A jelenleg is nagyméretekben zajló – ipari és mezőgazdasági indíttatású – erdőirtások ilyen módon a szén-dioxidszint emelkedését, s a már ismertetett üvegházhatás által, felmelegedést vonhatnak maguk után. Tovább erősíti ezt a tendenciát, hogy a művelés alá vont talajok humusztartalmának oxidációja révén a felhalmozódott széntartalom egy része is a levegőbe kerül szén-dioxid formájában. Másfelől az erdős területek átalakítása szántóföldekké az albedóra, azaz a felszínsugárzás visszaverő képességére is hatással van. Egyes elméletek szerint az utóbbi 6000 évben az északi féltekén az átlagos sugárzás visszaverési arány 14%-ról 16%-ra növekedett. Az elnyelt energia csökkenése viszont a lehűlés irányába mutat, azaz gyengíti a felszín átalakítás elsődleges hatását. A világszerte alkalmazott ásványi eredetű trágyák használata következtében különböző vegyületek kerülnek a légkörbe. A legnagyobb volumenben kijuttatott nitrogéntrágyák nitrogéntartalmú vegyületeket juttatnak a légkörbe, s ezek az ózontartalom csökkentésével a Napból érkező ultraibolya sugárzás nagyobb arányú felszínre jutását segítik elő. A melioráció célja az adott terület termőképességének javítása például fásítás, mocsárlecsapolás vagy éppen öntözés által. E két utóbbi beavatkozás egymással ellentétes jellegű, ez is jelzi a kiváltott hatások sokféleségét. A mocsarak lecsapolása csökkenti a szabad vízfelszínt, s ezzel korlátozza a párolgáshoz rendelkezésre álló vízmennyiséget. Emiatt csökken a párolgás is. Ugyanakkor a lecsapolt területen megnövekszik az albedó, ami csökkenti a hőmérsékletet és így a párolgást is. A világ mezőgazdasági területeinek kb. 15–20%-án folyik öntözéses gazdálkodás. Az öntözés megnöveli a talajok nedvességtartalmát, s ezért párolgásnövelő hatású. Ezt a hatást azonban regionális méretekben már nagyon nehéz kimutatni. Például egy nagyobb öntözött terület felett 10 m magasságban vagy egy víztárolótól 1 km távolságban már alig van észrevehető hatás.
241 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai A légkör összetételét befolyásoló tevékenységek. A légkörbe kerülő anyagok jelentős része természetes forrásokból (vulkánok, tengerek, sivatagok stb.) és ipari termelésből származik. Ezenkívül a mezőgazdasági tevékenységek során is kerül szennyező anyag a légkörbe. Ilyenek például a véletlenül vagy szándékosan előidézett sztyeppe- és erdőtüzek, a tarlómaradványok elégetése, a szántás vagy a már említett trágyázás. Az egyes tényezők által okozott légköri szennyezőanyag-gyarapodás nagyságát külön-külön nehéz megítélni. Hozzávetőlegesen az összes szennyező anyagnak mintegy 10%-át teszi ki a mezőgazdasági tevékenységből származó rész. Ezek az anyagok formájuktól, átmérőjük nagyságától függően verik vissza vagy szórják szét a Napból érkező sugárzást, a levegőben lévő víz kicsapódásához pedig kondenzációs magokként szolgálnak. E példák talán kellőképpen szemléltetik a légkör és a mezőgazdaság közötti sokrétű kapcsolatot, s ezáltal indokolják az agrometeorológiai információk hasznosításának szükségszerűségét.
1. A meteorológiai információk mezőgazdasági hasznosításának alapjai A tudatos emberi lét egy fontos jellemzője, hogy szinte folyamatosan olyan döntéseket kell meghoznunk, melyek befolyással vannak további sorsunkra, s ezért igyekszünk minél megalapozottabb módon választani lehetőségeink közül. A mezőgazdasági termelés, mint az emberi civilizáció és társadalomszerveződés egyik elindítója és fenntartója, azon területek közé tartozik, melyek fokozottan igénylik a „jó” döntéseket. Röviden tekintsük át a mezőgazdaságban meghozandó döntéseket, hogy megértsük, mitől lesz egy választás előremutató, mely a későbbi termelési helyzetekben való eligazodást is segíti! A mezőgazdasági döntések kihatásuk időtartama szerint két csoportra oszthatók. Az egyik csoportba a rövid távra szóló, úgynevezett taktikai döntések, a másik csoportba pedig a hosszú távra szóló, úgynevezett stratégiai (tervezési) döntések tartoznak. A döntésekhez mindenekelőtt információkra van szükség. Az információk pedig elsősorban a döntések természetétől függenek. Másfajta információkra van szükség a taktikai és más jellegűekre a stratégiai döntésekhez. (Ezenkívül az információk lehetnek meteorológiai jellegűek és nem-meteorológiai jellegűek. Természetesen – jelen esetben – minket a meteorológiai információk érdekelnek.) Így azt mondhatjuk, hogy a taktikai döntésekhez elsősorban az aktuális időjárási adatokra és/vagy rövid távú előrejelzésekre van szükség. A stratégiai döntésekhez pedig hosszú sorozatú éghajlati adatok vagy hosszabb távú előrejelzések szükségesek. Előfordulhatnak olyan esetek is, amikor lényegében az előbb említett két eset kombinációja jelenti a megoldást. Az adatok gyűjtését rendszeresen és szervezetten az egész világon a meteorológiai szolgálatok végzik, s ezek tesznek hozzáférhetővé különböző időszakokban és formákban összeállított agrometeorológiai információkat. Külön megrendelésre is adnak speciális, helyi információkat. Amennyiben a mezőgazdasági döntéshozó ezeket kívánja hasznosítani, akkor számára az információk kezelésének és döntésekben való felhasználásának ismeretére van szükség. Egy másik lehetőség a döntéshez szükséges adatok beszerzésére úgy, hogy az adott mezőgazdasági üzem maga létesít és működtet meteorológiai megfigyelő állomást. Ebben az esetben szükséges a megfigyelések szakszerű végzésének és a kapott adatok szakszerű feldolgozásának és ellenőrzésének ismerete is. A döntések értékét, beválási valószínűségét alapvetően meghatározza, hogy mi alapján kerültek meghozatalra, s a döntéshozó milyen gondossággal mérlegelte választási lehetőségeinek következményeit. E felosztás szerint a döntéseket a következő három csoportba sorolhatjuk: intuícióra alapozott döntések, múltbeli tapasztalatokra alapozott döntések, szakszerűen gyűjtött adatokra és tudományos ismeretekre alapozott döntések. Az első esetben a véletlen jelentős szerepet kap a választásunkban. Az ismeretek helyett a megérzés, a hangulati elem dominál. Ide tartoznak a bizonytalan adatforrásokra támaszkodó döntések is. A beválási valószínűség ebben az esetben a legkisebb, de természetesen nem 0, azaz ilyen módon is hozhatunk jó döntést. Nagy hátránya viszont az is, hogy nem tudjuk megmondani, miért hoztunk jó vagy rossz döntést, ezért a későbbiekben, hasonló döntési helyzet előfordulása esetén nem tudunk ilyen irányú tapasztalatainkra támaszkodni. A múltbeli tapasztalatokra alapozott döntések esetén rendszerint a közelmúlt történéseit szokták figyelembe venni, mert a távolabbi múltban szerzett tapasztalatok pontos emlékezete az idő múlásával többnyire elhalványul vagy pedig lassan feledésbe is merül. A közelmúlt egymás utáni éveinek meteorológiai viszonyaiban azonban gyakran előfordul, hogy hasonló viszonyok (például enyhe tél, száraz nyár) több éven át ismétlődnek, majd más jellegű viszonyokra váltanak. Az ilyen ismétlődések és változások rövidebb időszakok esetén is gyakoriak. Ezért a tapasztalatra alapozott döntések meteorológiai szempontból nagy kockázatot 242 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai rejtenek magukban. E kockázatot az is növeli, hogy e döntési típus analógiákon alapul („ugyanilyen hűvös, csapadékos június volt öt éve is”), de hogy minden lényeges vonatkozásban fennáll-e a hasonlóság az adott időszakok között, azt szakszerűen végrehajtott elemzés nélkül nem állíthatjuk biztosan. Ezért aztán az egyéni tapasztalatokra alapozott döntésekből kifejlődött harmadik típus, a szakszerűen gyűjtött adatokra és tudományos ismeretekre alapozott döntések biztosítják, hogy már a döntéshozatal időpontjában bizonyos valószínűséggel következtetni tudunk a várható eseményekre. A beválási valószínűség itt sem 100%os, azaz ilyen alapon is lehet téves döntéseket hozni. Nagy előnye viszont az előbbiekkel szemben, hogy pontosan ellenőrizhetővé válik a döntés folyamata. Ha rossz döntést hozunk, elemezhető, hogy miért nem a jó megoldást választottuk, s a későbbiekben, hasonló szituációban már ennyivel is jobbak lesznek döntésünk beválási esélyei. E döntésekhez azonban szükség van agrometeorológiai adatokra, ismeretekre és információkra. Ezeket szervezett megfigyelő, adatgyűjtő tevékenységgel és ellenőrzött kísérletekkel lehet előállítani. A döntéshozatalhoz szükséges alapvető lépések: az állomáshálózat segítségével és kísérletek útján történő adatgyűjtés, az ismeretek előállítására szolgáló kutatómunka, illetve az adatok és az ismeretek alapján konkrét esetekre vonatkozó információszolgáltatás. Ezek egymással és a mezőgazdasággal való kapcsolatát az agrometeorológiai információszolgáltató rendszert bemutató 9.1. ábrán láthatjuk. A Mezőgazdasági igényekből induló nyilak jól jelzik, hogy mind a három tevékenység (az adatgyűjtés, a kutatás és az információszolgáltatás) a mezőgazdasági termelés igényeinek szem előtt tartásával és annak kielégítése végett történik, s erre már az agrometeorológiai információszolgáltató rendszer megtervezésekor is tekintettel kell lenni. Az alábbiakban röviden ismertetjük az e rendszer működését jellemző sajátosságokat.
9.1. ábra - Az agrometeorológiai információszolgáltató rendszer
Adatgyűjtés. Az agrometeorológia alapja a rendszeres és párhuzamosan végzett meteorológiai és mezőgazdasági adatgyűjtés. Ez megvalósítható a mezőgazdasági jellegű megfigyeléseknek a hazánkban már 243 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai évtizedek óta működő meteorológiai állomáshálózathoz való kapcsolásával. A meteorológiai állomásokon talajhőmérséklet-mérés is régóta folyik. E megfigyeléseket talajnedvesség-mérésekkel, valamint növényfenológiai megfigyelésekkel, s a mezőgazdasági tevékenységekre vonatkozó megfigyelésekkel kiegészítve jó adatbázist kapunk az agrometeorológiai vizsgálatokhoz, mert a megfigyelések felölelik a talajnövény-légkör rendszer egészét. Az agrometeorológiai adatbázis azonban nemcsak a meteorológiai állomásokon gyűjtött adatokat foglalja magába, hanem minden olyan (agrometeorológiai jellegű) adatot, amelyet valahol megfigyeltek vagy mértek, s amely hozzáférhető és gyűjtésének módja ismert. A nyers adatok ellenőrzése az első feladat. A hibás adatokat, ha lehet, korrigálni kell, ha nem lehet javítani, akkor ki kell zárni az adatsorból. Ezután következik az alapvető statisztikai jellemzők kiszámítása, majd az adatokat olyan formában adjuk meg, hogy azok akár a kutatások, akár az információszolgáltatás számára azonnal hasznosíthatók legyenek. Ezt a munkát nevezzük adatfeldolgozásnak. Az agrometeorológiai (meteorológiai és fenológiai) adatgyűjtéssel és -feldolgozással – terjedelmi okok miatt – nem áll módunkban részletesen foglalkozni, de az ezzel kapcsolatos ajánlott irodalmat e fejezet végén hozzáférhetővé tesszük. A begyűjtött és feldolgozáson átesett adatok kerülhetnek közvetlenül információszolgáltatásra, ha információtartalmuk eléri a gyakorlat által igényelt szintet, vagy pedig valamilyen kutatási módszer révén nyerhetők ki belőlük a szükséges részletességű információk. Kutatások. Az agrometeorológiai kutatások célja, hogy a meteorológiai tényezők mezőgazdasági termelésre gyakorolt hatását objektív módon meghatározza. A kutatások többnyire három nagyobb területre tagolhatók. Ezek: a szántóföldön és zárt terekben végzett kísérletek, az agroklimatológiai elemzések és a módszertani vizsgálatok. Az agrometeorológiai kísérletek, akár a szántóföldön, akár zárt terekben végzik ezeket, lényegében arra irányulnak, hogy a meteorológiai tényezők és a mezőgazdasági termelés folyamatai közötti alapvető összefüggéseket feltárják. Ezek alapjául a párhuzamosan végzett meteorológiai és mezőgazdasági adatgyűjtés szolgál. Az adatok értékeléséhez ismerni kell azt a mechanizmust, ahogyan a meteorológiai tényezők a hatásukat kifejtik. A szántóföldi kísérletek esetén főként az agrotechnikai, növényi bemenő adatok megválasztására van lehetőség, s csak minimális a meteorológiai oldal közvetlen befolyásolásának a lehetősége (legfeljebb öntözéssel mint mesterséges csapadékpótlással), míg a zárt terű kísérletek – típusuktól (fóliasátor, üvegház, klímakamra, fitotron) függően – lehetőséget nyújtanak a meteorológiai hatások valamilyen mértékű változtatására, s ezáltal a szántóföldi körülmények között elő nem forduló elemkombinációk hatásának tanulmányozására, azaz a szimulációra. Az agroklimatológiai elemzés (analízis) lényege, hogy hosszabb időn át gyűjtött adatok alapján határozza meg a mezőgazdasági termelés éghajlati feltételrendszerét, az éghajlatnak a mezőgazdasági termelés folyamataira gyakorolt hatását, s a termőkörzetek éghajlati jellegzetességeit. Előnye az előző módszerrel szemben, hogy általában hosszabb időszak (több évtized, akár évszázad) adatai alapján végezhető; ugyanakkor a vizsgálatba bevonható meteorológiai és növényi paraméterek köre és időbeli bontása sokszor kedvezőtlenebb, mint egy általunk végzett kísérlet esetén. Külön odafigyelést igényel egy ilyen adatbázis létrehozásakor a különböző forrásból származó adatok megbízhatóságának ellenőrzése. A módszertani vizsgálatok létjogosultságát az adja, hogy ki kell dolgozni olyan módszereket (például a talajnedvesség, a párolgás számítására vagy a várható termésátlagok előrejelzésére), amelyek egyrészt lehetővé teszik a meteorológiai viszonyok és a mezőgazdasági termelés közötti kapcsolat mélyebb elemzését, másrészt képessé teszik az agrometeorológiát arra, hogy ismert beválási valószínűségű információkat szolgáltasson a termelési gyakorlat számára. Mindig ellenőrizni kell, hogy a kapott eredmények megfelelnek-e a valóságnak. Ezt az műveletet nevezzük verifikációnak. Ez az alapja annak is, hogy az információszolgáltatás ismert beválási valószínűségű módszerekkel dolgozzon. A verifikálási eljárást sohasem csak a kutatási eredmények igazolásáért kell elvégezni, hanem azért is, hogy világosan lássuk, hol kell a munkánkat javítani, s melyek voltak tévedéseink okai. Információszolgáltatás. Az agrometeorológia végső célja az, hogy a mezőgazdaság számára tudományosan megalapozott és a gyakorlatban használható információkat szolgáltasson. Két alapvető eleme az analízis és a tájékoztatás. Az analízis eredményeként az adatokat és a belőlük nyerhető információkat a mezőgazdasági felhasználók által igényelt formába kell önteni. A tájékoztatás az a folyamat, amelynek során megfogalmazzuk a mezőgazdasági termelés aktuális kérdéseire adandó meteorológiai válaszokat. Ezek a válaszok vonatkozhatnak a
244 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai meteorológiai hatások múltbeli, folyamatban lévő és jövőbeli alakulására is. A tájékoztatás történhet szóban vagy írásban. Ez utóbbi esetben a távközlési eszközökön keresztül továbbított vagy a periodikus kiadványokban közölt információs forma a leggyakoribb. Ahhoz, hogy az agrometeorológiai információk a döntésekben közvetlenül felhasználhatók legyenek, néhány fontos feltételnek kell eleget tenniük. Közülük a legfontosabbak a következők: kellő időben a döntéshozók rendelkezésére kell állniuk; a felhasználó számára érthető nyelven legyenek megfogalmazva; lehetőleg ismert beválási valószínűségük legyen és a döntésekben közvetlenül hasznosíthatók legyenek. Az agrometeorológiai információk beépítése a mezőgazdasági gyakorlat döntéseibe. Ennek előkövetelményeként fel kell tételeznünk, hogy a termelési folyamat függ a meteorológiai viszonyoktól, a kellő információk időben rendelkezésre állnak és tudunk is tenni azért, hogy a termelés eredményét kedvezőbbé tegyük. Ebben az esetben háromféle döntési lehetőség közül választhatunk: alkalmazkodhatunk a kialakult meteorológiai viszonyokhoz, védekezhetünk kedvezőtlen hatásai ellen, s bizonyos határok között befolyással lehetünk rájuk. Alkalmazkodás. E döntési típus lényege, hogy segítségével megpróbáljuk elkerülni, hogy a növény károsodása kialakuljon. A meteorológiai viszonyokhoz való alkalmazkodásra számos példát lehet találni. Mindenekelőtt olyan fajtákat kell termeszteni, amelyeknek hazánk éghajlata megfelelő. A növények termesztési időpontjának és helyszínének megválasztása is e csoportba sorolható. Az agrotechnikai eljárásokat is csak a meteorológiai viszonyok figyelembevételével lehet alkalmazni. Védekezés. A mezőgazdasági termelés káros hatásoktól való megóvását jelenti. Tehát ha az alkalmazkodási törekvések ellenére az érzékeny növény és a károsító környezeti hatás találkoznak, törekednünk kell a károsodás minimalizálására. Ennek két fajtája ismeretes: az időjárási károk elleni közvetlen védekezés és az időjárás által kiváltott jelenségek elleni (közvetett) védekezés. A közvetlen időjárási károk elleni védekezés két legismertebb formája: a fagyvédelem és az öntözés. Előfordulhat, hogy a meteorológiai viszonyok kedveznek a növényi betegségek kialakulásának és terjedésének vagy az állati kártevők szaporodásának. Ekkor nem a meteorológiai viszonyok ellen, hanem az általuk kiváltott jelenség ellen kell védekezni. A lényeg azonban az, hogy csak megfelelő agrometeorológiai információk alapján tudunk felkészülni a védekezésre. Beavatkozás. Ennek lényege az, hogy a növény környezetének meteorológiai viszonyait próbáljuk megváltoztatni. Ez elméletileg három szinten történhet. Ugyanakkor a makrometeorológiai folyamatokba történő beavatkozás olyan mennyiségű energiát igényelne, hogy az napjainkban még nem áll rendelkezésre. De ha rendelkeznénk is ilyen méretű energiaforrással, a keletkező egyéb hatások kiszámíthatatlansága is akadályozná az alkalmazást. Meglehetősen korlátozottak a lehetőségeink arra vonatkozóan is, hogy a mezoméretű folyamatokba beavatkozzunk. A mezometeorológiai folyamatok módosítását idézi elő az erdősávok telepítése, a nagy kiterjedésű területek öntözése, de idetartozik a jégeső elhárítása is. A mikrometeorológiai folyamatokba történő beavatkozásnak számos formája ismeretes: talajtakarás, talajművelés, a sor- és tőtávolság által szabályozott állományklíma stb. Rendkívül hatékony az olyan zárt terek (üvegházak, fóliasátrak stb.) kialakítása, amelyekben a növények számára kedvező meteorológiai viszonyok hozhatók létre. Ezek a cselekvési módok sokszor annyira egymásba kapcsolódnak, hogy nagyon nehéz megmondani, melyik kapott nagyobb hangsúlyt egy adott esetben. Jó példa erre az öntözés. Ha az éghajlati adatok elemzése alapján úgy döntünk, hogy öntözőberendezést veszünk, akkor alkalmazkodunk a termőhely éghajlati viszonyaihoz. Ha ezután egy adott évben szárazság lesz, s működtetjük is, akkor védekezünk az időjárás várható káros hatása ellen. Ugyanakkor az öntözéssel be is avatkozunk a mikro- vagy mezoméretű energetikai folyamatokba, s azokat módosítjuk is. Hiszen megváltoztatjuk a talaj sugárzásvisszaverő és sugárzáselnyelő képességét, hőmérsékleti viszonyait, növeljük a párolgást, s ezzel növekszik a talaj feletti légtér nedvességtartalma stb. Nyilvánvalóan nem az a fontos, hogy minden esetben pontosan meg tudjuk mondani, mikor alkalmazkodunk, mikor védekezünk, s mikor avatkozunk be, hanem az, hogy elérjük a kívánt célt. Mindig szem előtt kell azonban tartanunk, hogy egy meghatározott tevékenységgel nemcsak egy bizonyos hatást érünk el, hanem egyéb olyan hatásokat (mellékhatásokat) is kiváltunk, amelyeket egyébként nem szándékoztunk létrehozni. Így például az öntözött területen a megváltozott hőmérséklettel magasabb légnedvesség párosul, s ez kedvező lehet a növényi betegségek számára.
2. Az agrometeorológiai információk hasznosításának gyakorlati vonatkozásai Az alábbiakban a teljesség igénye nélkül mutatunk be néhány példát arra, hogyan hasznosíthatók meteorológiai információk a mezőgazdasági gyakorlatban. 245 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai A növények termesztésének feltételét jelentő meteorológiai viszonyokra vonatkozó információk hasznosítása: a természetes periódusok elemzése. A korábbiakban már említettük, hogy egy adott terület meteorológiai viszonyai a mezőgazdaság feltételrendszerét jelentik. Ez a hatás a természetes periódusok jellemzőinek számszerűsítésén alapul. A természetes periódusok szoros kapcsolatban vannak a növénytermesztéssel, mivel az év folyamán meghatározzák azt az időszakot, amelynek során egy adott növény számára szükséges hőmérsékleti értékek adva vannak és azokat az időszakokat, amelyeknek során meghatározott mennyiségű víz áll az adott növény rendelkezésére. E két meteorológiai információ jó tájékoztatást nyújt a növénytermesztés számára arról, hogy egy gazdasági növény az adott helyen termeszthető-e, s ha igen, akkor az év mely időszakában s milyen kockázattal. Ez jól mutatja, hogy az egyes növények mindig csak adott éghajlati feltételek között termeszthetők. Ha ismerjük ezeket a feltételeket, még felmerül az a kérdés, hogy mennyire stabilak ezek. Amennyiben a feltételek nagyon stabilak, vagyis szinte évről-évre ismétlődően ugyanazok, akkor a növény viszonylag kis kockázattal – kis termésingadozással – termeszthető. A feltételek jelentős évi ingadozása mellett a terméshozamok ingadozása is megnövekszik, az extrém jelenségek gyakori előfordulása esetén pedig a kockázati tényező nagyon megnövekedhet, esetleg teljes terméskieséssel is számolni kell. Abban az esetben pedig, amikor az évi ingadozások rövidebb-hosszabb ideig egyirányúak, számolni lehet a feltételek lassú megváltozásával is. A természetes periódusok számszerűsítésekor szükség van a növény fejlődését befolyásoló alapvető hőmérsékleti és nedvességi küszöbértékek ismeretére. Az előbbi vonatkozásában ilyen jellemző érték a bázishőmérséklet. Ez az a küszöbhőmérséklet, amely felett a növények képesek élettevékenységet folytatni. Általában azt az értéket adják meg, amelyen a növények vegetációs tevékenysége megindul. Ha ennek az értéknek a bekövetkezési időpontjait egy adott termőhely meteorológiai adatai alapján meghatározzuk, akkor – egynyári növény esetén – a tavaszi átlépési időpont (DT) azt a legkorábbi időpontot jelenti, amikor az adott évben egy növényt el lehet vetni, az őszi átlépési időpont (D0) pedig azt az időpontot, ameddig az adott növénynek be kell érnie. Ez a két időpont pedig meghatározza azt az időtartamot, amelynek folyamán az adott évben a növényt termeszteni lehet, vagyis a hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódust (HLVP). (Áttelelő vagy évelő növény esetén az őszi és tavaszi átlépési időpont a tenyészidőszak aktív periódusát megszakító nyugalmi időszakot jelöli ki.) Egy adott helyen egy növény termeszthetőségének alapvető hőmérsékleti feltétele, hogy a fejlődéshez és termés éréséhez ténylegesen rendelkezésre álló időszak hossza meghaladja a növény által igényelt periódus hosszát, azaz:
9.1. egyenlet - 9.1
ahol HLVP a hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódus napokban, VP pedig a vetés és az érés közötti időszak hossza ugyancsak napokban. A HLVP kiszámításához szükséges tavaszi átlépési időpont a következő matematikai formában írható fel havi hőmérsékleti adatok ismeretében:
9.2. egyenlet - 9.2
ahol DT a bázishőmérséklet tavaszi átlépési időpontjának a január 1-től számított sorszáma, Daa bázishőmérsékletnél alacsonyabb középhőmérsékletű hónap középső napjának a január 1-től számított sorszáma, t0a bázishőmérséklet,
246 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai ta a bázishőmérsékletnél alacsonyabb hőmérsékletű hónap középhőmérséklete, tmpedig a bázishőmérsékletnél magasabb hőmérsékletű hónap középhőmérséklete, naa bázishőmérsékletnél alacsonyabb hőmérsékletű hónap napjainak a száma. A bázishőmérséklet őszi átlépési időpontja pedig a következő formulával határozható meg:
9.3. egyenlet - 9.3
Itt D0 a bázishőmérséklet őszi átlépési időpontjának január 1-től számított sorszáma, Dma bázishőmérsékletnél magasabb hőmérsékletű hónap középső napjának (15-éjének) január 1-től vett sorszáma, tma bázishőmérsékletnél magasabb hőmérsékletű hónap középhőmérséklete, taa bázishőmérsékletnél alacsonyabb hőmérsékletű hónap középhőmérséklete, t0a bázishőmérséklet, nmpedig a magasabb hőmérsékletű hónap napjainak a száma. A hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódus hossza tehát
9.4. egyenlet - 9.4
ahol a D0 és DT értékekbe a (9.3) és a (9.2) formulákkal számított értékeket kell behelyettesíteni. A hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódus ismerete lehetővé teszi számunkra, hogy egy adott termőhelyen egy új növényfajta termeszthetőségével kapcsolatban döntsünk, ha ismerjük az adott növényfajtánál a tényleges vegetációs periódus hosszát (vagyis a vetéstől az érésig terjedő időszak hosszát). A (9.1) egyenlőtlenség ezt ugyanis lehetővé teszi a számunkra. A kérdés csupán az, hogy milyen biztonságot veszünk a döntés alapjául, vagyis milyen valószínűséggel várjuk az egyenlőtlenség teljesülését. Ez attól függ, hogy mik a gazdaságos termelés feltételei. Ha akkor is gazdaságos a növény termesztése, ha 10 évből nyolcban érik csak be, akkor a 80%-os valószínűségű beválás is elfogadható. A különböző növényfajoknak és fajtáknak különböző a bázishőmérséklete. Általában azt mondhatjuk, hogy hazánkban a hűvös kedvelő növények bázishőmérséklete 5 °C körül van, a szántóföldi növények többségéé 10 °C körül, a melegkedvelőké pedig 15 °C körül. Ennek ismeretében egy adott területre elkészíthető a naptári évre a hőmérsékletileg meghatározott természetes időszakok szerinti általános felosztás (9. 2. ábra).
9.2. ábra - A Mosonmagyaróváron
hőmérsékletileg
meghatározott
247 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
természetes
periódusok
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai
Mint látható, Mosonmagyaróváron március közepén az 5 °C tavaszi átlépésével már vethetők a hűvöskedvelő egynyáriak (illetve megkezdik aktív időszakukat az ilyen hőmérséklet-igényű évelő és áttelelő növények). A vetési vagy felmelegedési időszak május közepén, a legmagasabb bázishőmérsékletet jelentő 15 °C átlépésével zárul. Ez az intervallum fagyveszélyes időszak is, hiszen az érzékeny növények 5–15 °C közötti napi átlaghőmérsékletek mellett találkozhatnak fagytűrő képességüknél alacsonyabb hőmérsékletekkel is. Ez a veszély nem fenyeget május közepe és szeptember közepe között, azaz a 15 °C feletti hőmérsékletű időszakban, amely meleg időszak, s ezért fagymentes időszak is. Szeptember közepe és november közepe között a hőmérséklet fokozatosan csökken a termeszthető növények bázishőmérséklete alá; ez a lehűlési vagy betakarítási vagy őszi fagyveszélyes időszak. A november közepétől a következő év márciusának közepéig terjedő hűvös időszakban a vegetáció szünetel, a növényeket betakarították vagy nyugalmi állapotban vannak a földeken, ezért ezt a periódust – alacsony minimumaik ellenére – általában nem tekintjük a növények számára fagyveszélyesnek. A száraz és nedves időszakok meghatározása különböző nedvességi jellemzőértékkel lehetséges. A szóba jöhető mutatószámokban közös, hogy ezek a vízbevétel és vízkiadás egymáshoz való viszonyát számszerűsítő, relatív vízmérlegként funkcionáló paraméterek. A száraz és félszáraz jellegű termőterületeken célszerű a szárazsági indexet használni erre a célra. A szárazsági (vagy ariditási) index a párologtató képesség és a csapadék hányadosa egy adott időszakban. 1 fölötti értéke száraz, 1 alatti értéke pedig nedves viszonyokat jelez. Az időszakok számítása azonos módon történik, mint a hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódus esetében. Mindenekelőtt szükségünk van a szárazsági indexek havi vagy dekád értékeire. (Az egyszerűség kedvéért azonban a továbbiakban csak havi értékekről beszélünk.) Ezek évi menetéből megállapíthatjuk, mikor történik a küszöbértéket jelentő 1 érték átlépése. A tavaszi átlépési időpont a száraz időszak kezdetét (SZIK) jelenti:
9.5. egyenlet - 9.5
248 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai
Itt Daaz 1-nél alacsonyabb szárazsági indexű hónap középső napjának január 1-től számított sorszáma, 1 a száraz és nedves időszakot elválasztó küszöbérték, ARIaaz 1-nél alacsonyabb szárazsági indexű hónap indexének értéke, ARImaz 1-nél magasabb szárazsági indexű hónap indexének értéke, napedig az 1-nél alacsonyabb szárazsági indexű hónap napjainak száma. Keressük meg ezután az évi menetben azt az időszakot, amikor a szárazsági index értéke ősszel az 1-nél magasabb értékekből átmegy az 1 alatti értékekbe! Az őszi átlépési időpont, vagyis a száraz időszak vége (SZIV):
9.6. egyenlet - 9.6
Itt a jelölések ugyanúgy értelmezendők, mint az előző összefüggés esetében, azzal a különbséggel, hogy Dm az 1-nél magasabb szárazsági indexű hónap középső napjának január 1-től számított sorszáma, nm pedig az 1-nél magasabb szárazsági indexű hónap napjainak a száma. Ezek után a száraz időszak hossza (SZIH) a két kiszámított időpont (sorszám) különbségéből adódik:
9.7. egyenlet - 9.7
Értelemszerűen a száraz időszak kezdete egyúttal a nedves időszak vége, illetve a száraz időszak vége egyúttal a nedves időszak kezdete. Mivel hazánkban a nedves időszak az ősz végén kezdődik, s a tavasz elején fejeződik be, a nedves időszak hosszát (NIH) a következőképpen határozhatjuk meg az előbbi adatok segítségével:
9.8. egyenlet - 9.8
ahol az U az év utolsó napja. Ebből kell tehát kivonni a nedves időszak kezdetét jelentő őszi dátumot, s hozzá kell adni a következő év elején a nedves időszak napjainak a számát. A nedves és száraz időszakok meghatározása történhet más jellemző értékekkel is. A kritikus értéket minden esetben úgy határozzuk meg, hogy az indexet alkotó két érték egymással egyenlő legyen. Amikor ugyanis a vízbevételt és a vízkiadást reprezentáló értékek egymással egyenlők, akkor az időszak sem nem nedves, sem nem száraz. Mivel ez a két időszak folyamatos, egyúttal az egyik időszaknak a másikba való átmenetét jelenti ez az érték. Ezért tekinthető küszöbértéknek. Ez az érték a hányados jellegű jellemzőértékeknél 1, a különbség jellegűeknél 0. A 9. 3. ábra e nedvességi meghatározottságú természetes periódusoknak a legfontosabb vízbevételi, illetve vízkiadási tényező segítségével történő lehatárolását mutatja be. Az átlépést természetesen itt is a két tényező egyenlősége jelzi.
9.3. ábra - A száraz és nedves időszak meghatározása a fő vízháztartási tényezők segítségével
249 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai
A növények termesztésének erőforrást jelentő meteorológiai viszonyokra vonatkozó információk hasznosítása. Talán a két legáltalánosabban elterjedt, ilyen jellegű gondolatmenet a gazdasági növények sugárzás- és vízhasznosítására vonatkozik. A Napból érkező sugárzás nélkülözhetetlen energiaforrás a Földön zajló legkülönbözőbb fizikai, kémiai és biológiai folyamatok, így például a fotoszintézis számára is. Az adott területre leérkező energia mennyiségét a légkör folyamatai és jelenségei szabályozzák, s ennek fotoszintetikusan aktív sugárzás formájában rendelkezésre álló része alapvetően meghatározza a maximálisan előállítható szerves anyag mennyiségét (YMAX):
9.9. egyenlet - 9.9
ahol QFA a vegetációs periódus alatti fotoszintetikusan aktív sugárzás mennyisége (általában a globálsugárzás kb. fele), mely közvetlenül mérhető vagy a napfénytartam adatokból előállítható. Q0az az energiamennyiség, amely egységnyi (1 kg) biomassza előállításához szükséges. Ez az érték akár jelentős ingadozást is mutathat, de az egyszerűség kedvéért gyakran 17 000 kJ/kg-mal számolnak. Az természetesen a valóságban sohasem fordulhat elő (lásd a termodinamika első főtételét!), hogy az összes energia biomasszává alakul, hiszen az energia jelentős része párolgásra, más része a levegő és a talaj felmelegítésére fordítódik. Ezért a ténylegesen képződő biomassza (YBIO) előállításában az energiának csak egy része (ε) játszik szerepet. Vagyis
9.10. egyenlet - 9.10
250 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai ahol ε az energia biomasszává alakításának hatékonyságát, azaz a sugárzáshasznosítást fejezi ki. A (9.10) egyenlet átrendezésével számszerűsíthető a sugárzáshasznosulás értéke:
9.11. egyenlet - 9.11
Látható, hogy ε a hasznosított energia (az előállított biomassza energiatartalma) és a hasznosítható energia hányadosaként írható fel. Gondot jelenthet az összefüggés gyakorlati alkalmazásánál, hogy a hozzáférhető termésadatok többnyire csak a gazdaságilag hasznosítható részre vonatkoznak, s nem az adott területen megtermelt teljes biomasszára, holott a gazdaságilag nem hasznosított biomassza létrehozásához is energiát használ fel a növény. A gazdasági terméshozamokat tehát először át kell számítani biomasszává, hogy a sugárzáshasznosulást számítani tudjuk. Ez a következő formulával oldható meg:
9.12. egyenlet - 9.12
ahol kGAZD az az érték (harvest index, betakarítási együttható vagy – gabonáknál – szem-szalma arány), amely megadja, hogy a biomasszának hányad része a gazdasági termés (YGAZD). A kGAZD az adott állományra (fajtára, hibridre) meghatározható vagy az irodalmi adatok segítségével is becsülhető. A föld alatti szerves anyag mennyiségének számszerűsítése okozza ebben az esetben a legtöbb gondot. A (9.12) összefüggést a (9.11) egyenletbe behelyettesítve megkapjuk a sugárzáshasznosulásnak a gyakorlat számára is használható formáját:
9.13. egyenlet - 9.13
Látható az összefüggésből, hogy a jobb oldal tagjai közül – adott helyen adott növényt termesztve – a Q0-t és a kGAZD-ot szinte konstansként kezelhetjük, s a QFA (mint sugárzási elem) értéke is évről-évre maximum 10% körüli ingadozásokat mutat. Ilyen módon a sugárzáshasznosulási együttható és a gazdasági terméshozam között szoros lineáris kapcsolat állapítható meg, azaz amilyen mértékben javul a növény sugárzáshasznosulása, olyan mértékben növekszik a termésátlag. Ez a tény, valamint az, hogy a növények általában a leérkező hasznosítható sugárzásnak általában mindössze 1–2%-ából hozzák létre teljes biomasszájukat (9.4. ábra), jól szemlélteti, hogy ε értékének néhány tized százalékos javítása milyen jelentős mértékben javíthatja a gazdálkodás jövedelmezőségét!
9.4. ábra - A kukorica sugárzáshasznosulásának alakulása országos átlagban (1951– 2000)
251 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai
Nem meglepő, hogy számos (akár nemesítési, akár agrotechnikai) módszer ismeretes a napsugárzás hasznosításának javítására, s ezek hatalmas szerepet játszottak a gazdasági termésátlagok megtöbbszörözésében a XX. század során. A gyakorlat által használt példaként említhető a levélfelület nagyságának befolyásolása, a fotoszintetizáló felület térbeli elhelyezésének alakítása, a takaróanyagok alkalmazása, a lejtők kihasználása, a köztes termesztés vagy éppen a mesterséges sugárzás alkalmazása. Egy másik fontos erőforrás, a rendelkezésre álló víz hasznosítása is alapvető a megfelelő termésátlagok eléréséhez. A növény a szükséges vízmennyiséget a talajból veszi fel, de alapvetően meteorológiai folyamatok befolyásolják a felvehető mennyiséget. A leggyakrabban használt vízhasznosulási paraméterek valamely vízháztartási tényező és a létrehozott biomassza közötti kapcsolatot (arányt) számszerűsítenek. A sugárzáshasznosulás számításánál megismert, a gazdasági termés és a biomassza átszámítására vonatkozó gondolatmenetet itt is érvényesnek tekintjük. Az egyik ilyen gyakran használt vízhasznosulási mutatószám a csapadékvíz-hasznosulás (VHcs), mely az egységnyi biomassza előállításához szükséges csapadékmennyiséget jelenti:
9.14. egyenlet - 9.14
Ez az adott területre adott időszakban lehulló csapadék (P) és az ugyanezen területen és időben létrehozott biomassza hányadosa. Hamis eredményeket kapunk, ha a lehulló csapadék jelentős része nem vesz részt a biomassza képzésében, például lejtős területeken a nagyarányú elfolyás miatt. Ennek kiküszöbölésére hozták létre a vízhasznosulási együtthatók azon változatát, mely a csapadék helyett a növényen ténylegesen áthaladó transzspirációt veszi figyelembe. Az irodalomból ismeretes a transzspirációs együttható meghatározása. A talajból történő párolgást és a növényeken keresztül történő párologtatást azonban nehéz szétválasztani, s egy beállt állomány esetén a vízvesztés zöme úgyis a növényeken keresztül realizálódik, ezért célszerű a számítás során az evapotranszspirációs együtthatót meghatározni:
9.15. egyenlet - 9.15
252 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai E formula segítségével kiszámíthatjuk, hogy a növény egységnyi biomassza előállításához mennyi vizet használ. Szintén gyakran használt vízhasznosulási mutatószám a WUE (water use efficiency), mely lényegében a VHE reciproka, s az egységnyi víz felhasználásával megtermelt biomassza mennyiségét fejezi ki – általában g/l mértékegységben. Ellentétben a VHCS-vel és VHE-vel, ahol az együttható alacsonyabb értéke jelenti a kedvezőbb vízhasznosulást, a WUE magasabb értéke hatékonyabb erőforrás-hasznosításra utal. A növények termesztését hatótényezőként befolyásoló meteorológiai viszonyokra vonatkozó információk hasznosítása. A kedvező vagy káros hatások érinthetik a növények fejlődését, növekedését és terméshozamait. A különböző típusú (például statisztikai vagy dinamikus) és bonyolultságú modellek nagy segítséget jelentenek e hatások számszerűsítésében. A meteorológiai tényezők és a növényfejlődés közötti kapcsolat megismerése lehetőséget ad arra, hogy a meteorológiai adatok birtokában a növények fejlődését napról napra nyomon kövessük. Így tudni fogjuk, hogy a növény egy adott napon milyen fejlettségi állapotban van. Ezek a számítások a meteorológiai tényezők és a fejlődési ütem közötti összefüggéseken alapulnak, amelyeknek általános formája:
9.16. egyenlet - 9.16
ahol 1/n az n napig tartó fejlődési fázis egy napra eső hányadát jelenti, m pedig a fejlődést befolyásoló meteorológiai elem vagy elemek napi értékét. Ha a tényleges időpontokat is megfigyeljük, s a számított és tényleges értékek eltérnek egymástól és további fejlődési szakaszra vonatkozó számításokat is végzünk, akkor a további számítást a tényleges időponttól érdemes folytatni. Az őszi gabonáknál a nyugalmi időszakot követően a további számítást a tavaszi vegetáció kezdetétől vagy az első megfigyelt fenofázistól folytathatjuk. Az egynyári növényfajoknál a számítás folyamatos. Az első fenofázis a kumulált 1/n 1-es értékénél, a második a 2-es értéknél, s minden további fázis a következő egész számértéknél következik be. Mivel a meteorológiai tényezőkön kívül egyéb tényezők is befolyásolják a növényfejlődést, e számítások mindig csak meghatározott hibával adják meg a tényleges fejlődési ütemet. A módszer előnye abban van, hogy olyan gazdaságban is számítható a fejlődési ütem a meteorológiai adatok alapján, ahol korábban nem végeztek fenológiai megfigyeléseket. Ismerve a meteorológiai elemek várható jövőbeli alakulását, következtethetünk a fenofázis várható bekövetkezési időpontjára is. A meteorológiai adatok segítségével a biomassza időbeli növekedését is folyamatosan számíthatjuk. A számítást napra vagy dekádra vonatkozóan célszerű elvégezni. Egy napi összefüggéseken alapuló, dekádra vonatkozó számítás alapösszefüggése a következő:
9.17. egyenlet - 9.17
ahol Fnap az egy nap alatti bruttó fotoszintézissel megtermelt szerves anyag mennyisége, FOPT ugyanezen időszak alatti optimális fotoszintézis általi biomassza-termelés mennyisége, az fL(LAI), fT(T) és az fW(W) függvények pedig a levélfelület, a hőmérséklet és a talajnedvesség biomassza képzésre gyakorolt hatását fejezik ki. Értékük 0 és 1 között mozog, tehát csak csökkenteni képesek FOPT értékét Ha a (9.17) függvényt dekádra használjuk, akkor a kapott értéket meg kell szorozni a dekád napjainak a számával. Az i-edik dekád alatti nettó biomassza-növekedést a
9.18. egyenlet - 9.18
formulával számíthatjuk, ahol FDEK a dekád alatti fotoszintézis, RDEK a dekád alatti légzés miatt leépült biomassza-mennyiség. A szervesanyag-veszteség meghatározására a következő egyenlet szolgál:
9.19. egyenlet - 9.19
253 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai
ahol e és f empirikus konstansok, FDEKaz i-edik dekád alatti bruttó fotoszintézis mennyisége, Mi–1 a megelőző dekád végéig képződött teljes (kumulált) biomassza-mennyiség. Az e értékét általában 0,29-nek, az f értékét pedig 0,018-nak szokták venni. Ez azt jelenti, hogy az egyszerűsítő becslés szerint a dekád alatt felhalmozódott biomasszamennyiségnek mintegy 29%-a, a teljes biomasszának pedig 1,8%-a használódik fel a légzés során. Most már minden szükséges adat rendelkezésre áll a biomassza-növekedés meghatározásához. Ha a számítást a vetéstől kezdjük, akkor a teljes biomassza-mennyiség folyamatos összegezéssel előállítható a következőképpen:
9.20. egyenlet - 9.20
vagyis a megelőző dekád végén meghatározott kumulált biomassza-mennyiséghez hozzáadjuk az aktuális dekád alatti biomassza-gyarapodást. Ha a számítást a vetéstől az érésig végezzük, akkor a meteorológiai adatok segítségével végig nyomon követhetjük a biomassza növekedését; sőt, ez a dinamikus modell alkalmas arra is, hogy megvizsgáljuk, különböző meteorológiai értékek előfordulása esetén hogyan alakult volna egy adott dekádban a biomassza növekedése. A modell tehát alkalmas különböző helyzetek szimulálására is. A meteorológiai tényezők és a termés közötti kapcsolatot csak úgy tudjuk meghatározni, ha az agrotechnikai (beleértve a fajtaváltást is) és meteorológiai hatásokat valamilyen módon először szétválasztjuk. A terméshozam értékét ugyanis úgy tekintjük, mint az agrotechnikai és meteorológiai tényezők által együttesen kialakított értéket, amelyet még egyéb véletlen hatások is terhelnek. Egy adott időszak terméshozamai általában fokozatosan emelkedő (olykor viszont időlegesen csökkenő) tendenciát mutatnak, ugyanakkor évről évre is változnak (9.5. ábra). A terméshozamok változásának tendenciáját nyilvánvalóan olyan tényezők idézik elő (új hibridek, alkalmazott műtrágyamennyiség, korszerű növényvédelem vagy éppen az agrotechnika visszaesése), amelyek évről évre folyamatosan érvényesülve hosszú távon fejtik ki a hatásukat. Az egyik évről a másikra történő termésingadozásokat pedig olyan tényezők (a meteorológiai tényezők) alakítják ki, amelyek maguk is jelentős mértékben változnak egyik évről a másikra. A feladat tehát az, hogy a változások tendenciáját és az évi változékonyságot külön kell választani. Ezt a matematikai statisztikából ismert trendszámítás segítségével tudjuk megoldani.
9.5. ábra - Az országos kukorica termésátlagok alakulása az 1922–2005 közötti időszakban
254 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai
A feladatot elvégezhetjük mozgó átlagolással vagy valamilyen ismert alakú (lineáris, másodfokú stb.) függvény segítségével. Az utóbbi esetben célszerű azt a függvényt választani, amelynek a legmagasabb a korrelációs indexe (tehát legjobban illeszkedik a ponthalmazra). Kiszámítva ezt a függvényt, meghatározzuk a terméshozam és a trendérték közötti különbséget, s ezzel a feladatot megoldottuk. A trendfüggvény reprezentálja az „agrotechnikai hatás”-okat (tehát a hibridek, műtrágya, növényvédelem stb. együttes hatását), a trendanomáliák (a terméshozam és a trendértékek közötti különbségek) pedig a meteorológiai hatásokat. Vagyis a terméshozam a trendérték és a meteorológiai hatás összegeként adódik. Így a meteorológiai hatás a terméshozam és a trendérték különbségeként számszerűsíthető. Természetesen nem szükségszerű az, hogy a két hatás összegeződjék (additív legyen). Lehetséges, hogy az alaphatásnak tekinthető agrotechnikai hatást (trendértékeket) a meteorológiai hatás valamilyen mértékben növeli vagy csökkenti (multiplikatív hatás), azaz a terméshozam a trendérték és a meteorológiai hatás szorzataként értelmezhető. Ebben az esetben a meteorológiai hatás trendarányként adódik, a terméshozam és a trendérték hányadosaként. Ezt a megoldást akkor szoktuk választani, ha a növekvő terméshozamokkal az évi ingadozások nagysága is növekszik. Vagyis hasonló meteorológiai viszonyok nem hasonló nagyságú terméshozamváltozásokat, hanem hasonló arányú termésváltozásokat idéznek elő. Amint látható, az 9.5. ábrán éppen erről van szó. Mivel a fentiekben számszerűsített meteorológiai hatás az összes meteorológiai elem együttes hatását fejezi ki, meteorológiai komplex hatásról beszélhetünk; magát az indexet pedig komplex meteorológiai hatásindexnek (KMHI) nevezhetjük. Ennek alapján kifejezhető, hogy az adott időszakban a meteorológiai tényezők hatására a terméshozam milyen mértékű ingadozást mutat az agrotechnikai szintnek megfelelő hozam körül. Amennyiben ezt a komplex indexet az egyes meteorológiai tényezőkkel hozzuk összefüggésbe, a kapcsolat szorosságát kifejező korrelációs együtthatók nagysága alapján megítélhetővé válik, hogy az adott meteorológiai elem mekkora szerepet játszik a komplex meteorológiai hatás kialakításában, s végső soron a termésátlagok befolyásolásában. A növények termesztését kockázati tényezőként veszélyeztető meteorológiai viszonyokra vonatkozó információk hasznosítása. A különböző hőmérsékleti vagy nedvességi meghatározottságú természetes periódusokban különböző jellegű meteorológiai termesztési kockázatokkal kell számolni. Ezek közül a hazánk mezőgazdasági termelésére legjelentősebb hatással bíró két tényezőt emeljük most ki. A fagyok okozta károk becslésére nem állnak rendelkezésre objektív módszerek. Nem tudjuk ugyanis semmiféle módszerrel pontosan megállapítani, hogy mennyi lett volna a termés, ha nincs fagy. Márpedig a fagy által okozott termésveszteséget (ΔYF) úgy lehetne legegyszerűbben meghatározni, ha ismernénk a fagy elmaradása esetén lehetséges terméshozamot (YL), valamint a fagy utáni tényleges terméshozamot (YT), mert ekkor a veszteség: 255 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai
9.21. egyenlet - 9.21
Ebből az összefüggésből azonban csak az YT értéke ismeretes, az YL nem. Ezt csak becsülni tudjuk. Mivel az YT értéke is csak a vegetációs periódus végén áll rendelkezésünkre, az YL értékét is csak a vegetációs periódus végén tudjuk becsülni. A becslés egy lehetséges formája a következő. Feltételezzük, hogy a vegetációs periódus folyamán képződött termésmennyiség teljes egészében a fagymentes időszakban képződött. Ekkor az egy napra eső átlagos termésnövekedés YT : nFM, ahol nFM a fagymentes időszak napjainak a száma. Feltételezzük továbbá azt is, hogy ha nem lett volna fagy, akkor az egész tenyészidőszakban (a hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódus folyamán) egy nap alatt ezzel az átlagos értékkel gyarapodott volna a termés, s ennek alapján a lehetséges terméshozam (YL):
9.22. egyenlet - 9.22
ahol nBHM a bázishőmérsékletnél magasabb középhőmérsékletű tenyésznapok száma. Ha egy adott év tavaszán előfordul fagy tavasszal, miután a napi középhőmérsékletek meghaladták a bázishőmérsékletet, illetve ősszel mielőtt a napi középhőmérsékletek bázishőmérséklet alá süllyednének, akkor nFM < nBHMés YL> YT és így ΔYF> 0. Ha egy adott évben a vizsgált növény bázishőmérsékleténél magasabb középhőmérsékletű napokon nem fordul elő fagy, akkor értelemszerűen nincs fagy által kiváltott termésveszteség. A fagykárok csökkentése egy fontos eredménye lehet az agrometeorológiai információk hasznosításának. Az eredményes védekezéshez viszont szükség van a megfelelő információkra, melyek alapvetően három csoportba sorolhatók. Ismerni kell az adott időszakban várható legalacsonyabb hőmérsékletet (beleértve a fagyhatás időtartamát is) és a megvédendő kultúra fagyérzékenységét. Amennyiben nagy valószínűséggel olyan mértékű fagy előfordulása várható, amely károsítja a növényállományt, agrometeorológiai szempontból indokolt lehet a beavatkozás. A védekezésről való döntéshez viszont fontos ismerni az ökonómiai vonatkozásokat is; amennyiben ugyanis többe kerül a fagyvédelem, mint amennyi az így megóvott termés piaci értéke, nem racionális védekezni a fagy ellen. E kérdéskör számos vonatkozását (a fagyok típusai, veszélyességük mértéke, a védekezés lehetőségei, a növények fagyérzékenységét befolyásoló tényezők, a fagyelőrejelzés és -védekezés módszerei és jellemzői stb. – lásd a káros időjárási jelenségeket tárgyaló fejezetben! A szárazság hatásának becslésére felhasználható valamely nedvességi index értékei és a komplex meteorológiai hatásindexek (KMHI) közötti öszszefüggés, amelyet grafikus vagy analitikus módszerrel határozhatunk meg. Az egyszerűség kedvéért válasszuk a nedvességi indexet, s rendeljük mellé a kukorica terméshozam adatok 1951–2000 közötti KMHI értékeit Győr-Moson-Sopron megyére! A kettő közötti összefüggést a 9.6. ábrán láthatjuk. A függvény analitikus meghatározása regressziószámítással történik. Az ábrán látható egyenletből meghatározható, hogy 10%-nál vagy 20%-nál nagyobb terméscsökkenés a nedvességi index milyen küszöbértéke alatt fordul elő. Másfelől a görbéből is meghatározhatjuk, hogy hol metszi a 0,9-es és 0,8-as trendarányértékeknek megfelelő vonalat. Ahol a görbe metszi az említett értékeket, ott egy merőlegest húzunk a vízszintes tengelyre, s a metszéspontban leolvashatjuk a keresett kritikus értéket. Ennek megfelelően 0,36-nál kisebb nedvességi index értékek esetén 10%-nál nagyobb terméscsökkenés várható, 0,27-nél kisebb értékek esetén pedig már 20%-nál is nagyobb terméscsökkenésre lehet számítani. Tehát ha a Kisalföldön a kukorica tenyészidőszaka alatt lehulló csapadék az eltávozni képes vízmennyiség harmada alatt marad, akkor 10%-os termésveszteségre kell számítanunk, ha pedig a vízbevétel a párologtatóképesség negyede alatt marad, akkor 20 %-ot meghaladó terméskiesés valószínűsíthető.
9.6. ábra - A nedvességi index és a trendarány közötti összefüggés Győr-Moson-Sopron megyében az 1951–2000 közötti időszak adatai alapján
256 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Az agrometeorológiai információk hasznosításának alapjai
3. Irodalom Anda A., Dunkel Z. 2000. Agrometeorológia. Egyetemi jegyzet. Keszthely. P: 142 Anda A., Kocsis T.2006.Szemelvények meteorológiából és éghajlattanból alapszakos (BSc) hallgatók számára. Egyetemi jegyzet. Keszthely. P: 134 Varga-Haszonits Z. 1987. Agrometeorológiai információk és hasznosításuk. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest, p: 248. Varga-Haszonits Z. 1997. Agrometeorológiai információk és hasznosításuk. In: Szász G. – Szász G.–Tőkei L. (szerk.) 1997. Meteorológia mezőgazdáknak, kertészeknek, erdészeknek. Mezőgazda Kiadó, Budapest. 651-679. oldal. Varga-Haszonits Z., Varga Z. 1999. Agroklimatológia (Éghajlat és növénytermesztés). Egyetemi jegyzet. Mosonmagyaróvár, p: 329 Varga-Haszonits Z,. Varga Z., Lantos Zs., Vámos O., Schmidt R. 2000. Magyarország éghajlati erőforrásainak agroklimatológiai elemzése. Monográfia. Lóriprint, Mosonmagyaróvár. P: 223. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs. 2004. Az éghajlati változékonyság és az extrém jelenségek agroklimatológiai elemzése. Monográfia. Monocopy, Mosonmagyaróvár. P: 264 Varga-Haszonits Z., Varga Z. 2006. Agrometeorológiai gyakorlatok. Egyetemi jegyzet. Mosonmagyaróvár. P: 107
257 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
10. fejezet - A meteorológia néhány speciális feladata 1. Modellezés A modell fogalma A megfigyelés során, gyakran nem tudatosan, az ember mindig modellt hoz létre, modelleket állít fel. Nagyon általánosan a modell nem más, mint a valóságnak egy leegyszerűsített leírása, ami elég jó arra, hogy a lényeget megragadja, s minden mást figyelmen kívül hagyjon. A modell olyan fizikailag vagy gondolatilag előállított rendszer, amely a megismerés folyamatában a kutatás tényleges tárgyát helyettesíti, azzal egyértelműen meghatározott hasonlósági viszonyban van, s alkalmas arra, hogy tanulmányozása és a vele végzett műveletek új ismeretek szerzését tegye lehetővé a kutatás tárgyáról. A modell tehát egy helyettes. Nagyon fontos, hogy tudjuk, meddig és milyen értelemben terjed ki helyettesítési funkciója. A modell definíciójában erre utal a hasonlósági viszony kifejezés. Ha a modell már egy bizonyos határon túl nem hasonlít a valóságra, nem tudjuk, hogy ott még érvényes-e a helyettesítő funkciója, akkor a modell korlátozás nélkül való alkalmazásával hamis információhoz jutunk, s hibás döntést hozhatunk (Anda és Dunkel 2000). Az éghajlati rendszer modellezése Az éghajlati rendszer elmei: a légkör, az óceán, a talajfelszín, a krioszféra (a tengeri és a szárazföldi jég és hó összessége), valamint a bioszféra. A klímamodellek nem kevesebbre vállalkoznak, mint az éghajlati rendszer folyamatainak, kölcsönhatásainak leírására. Az éghajlati modellek az egyedüli eszközeink, melyekkel a jövő klímájára vonatkozó becsléseket készíthetünk (Bartholy és Schlanger 2004). Az éghajlati rendszer térbeli méretei a felhőfizikai folyamatok mm-es léptékétől az Egyenlítő hosszáig terjednek, az időbeni méretskálák a másodpercnyi élettartamú mikroturbulenciától a sok száz éves óceáni vízkörzésig tartanak. Az éghajlati rendszer komponenseit több-kevesebb pontossággal ismerjük, s így azok modellezhetőek (és a közöttük levő kölcsönhatások számszerűsíthetők). Az éghajlat egy bonyolult, nem-lineáris, turbulens rendszer, viselkedése spekulatív módon nem jellemezhető, egyedüli módszer a modellezés (Horányi 2005). Az éghajlati rendszer modellezésére általában háromféle stratégiát lehet azonosítani. Ezek a következők (Barry és Chorley 1998): Fekete doboz modellek: Ez magába foglalja a történeti idősorok jövő viszonyokra való extrapolációját, a valóságos mechanizmusok ismerete nélkül. Egy ilyen előrejelzés eltekintve attól, hogy az ingadozást reprezentáló pontokra különböző szorossággal illeszkedik a görbe, még azzal a meglehetősen kérdéses feltételezéssel is él, hogy az elkövetkezendő években az ingadozást meghatározó tényezők súlya és együttese változatlan marad azokhoz képest, amelyek az előző években hatottak rá. Szürke doboz modellek: Azon a feltevésen alapszik, hogy a legfontosabb változók hatása azonosítható, mérhető és segítségükkel a múltbeli adatsorok kielégítő módon szimulálhatók, és az eredményül kapott matematikai modell alkalmas arra, hogy a jövőbeli változások előrejelzésére használjuk. Fehér doboz modellek: A modellezés a légkör-szárazföld-óceán rendszer szerkezetének és működésének részletes megértésén alapul, ezért egy jövőbeli állapotukat lehetséges szimulálni, alkalmazva a feltételezett hatásmechanizmust, különös tekintettel az antropogén hatásokra. Ez numerikus modellépítést jelent, ezért magába foglalja az egyetlen adatbázisba összehozott lokális, időbeli tulajdonságokra vonatkozó információkat, amelyek lehetővé teszik az éghajlati folyamatokra és kölcsönhatásokra vonatkozó hipotézisek szimulálását. A fehér doboz típusú matematikai szimulációk – szemben a fekete és szürke doboz változatokkal – potenciálisan nagyon hatékonyak, de szükség van hozzá a komplex rendszer hatótényezőinek, állapotának, visszacsatolásainak, szállítási folyamatainak és változóinak (azaz paramétereinek) nagymértékű megértésére, beleértve a légkör és az óceánok alapvető törvényszerűségeit, amelyekre a modellek épülnek. A leghatékonyabb ilyen típusú modellek a légkör-óceán általános cirkulációs modellek (GCM), amelyek háromdimenziós tereket használnak a vízszintes és függőleges mozgások nyomon követésére (Varga-Haszonits 2003).
258 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata Az éghajlati rendszer valamennyi összetevőjének fizikai leírása három alapvető fizikai mennyiség: a komponensenkénti tömeg, az impulzusmomentum és a belső (termodinamikai) energia megmaradási törvényei segítségével lehetséges (Mika 2004). Természetesen az éghajlati modellek is fejlődtek, hiszen először csak a légkörre vonatkozó információk voltak kielégítők a modellezéshez (10.1. ábra).
10.1. ábra - A klímamodellek fejlődése (IPCC 2007)
Az első modellek a légköri általános cirkulációs modellek (AGCM) csoportjába tartoztak. Ezek 3D-s megjelenítései a földfelszínhez és a krioszférához kapcsolódó légkörnek. Hasonlítanak a numerikus előrejelző modellekhez (időjárás előrejelzés), de mivel dekádokra vagy évszázadokra készítenek előrejelzéseket, azoknál durvább felbontásúak. A modellekbe be kell táplálni a tengerfelszín-hőmérsékletet és a tengeri jégborítást. Ezután az AGCM magában nem használható éghajlat előrejelzésre, mert nem tudja megadni, hogyan változnak a feltételek az óceánok felett. Ez a modelltípus a légköri folyamatok tanulmányozására használható, valamint az éghajlati változékonyság és a tengerfelszín-hőmérséklet változásának hatásainak tanulmányozására. Ha az AGCM-et kapcsolják egy „sík óceán” modellhez, akkor az már képes előre jelezni a tengerfelszín hőmérsékletváltozásait és a tengeri jég változásait azáltal, hogy az óceánt egy adott mélységű (50 m) vízrétegként kezeli, és az óceáni hőtovábbítást meghatározza, és állandónak tekinti a klímaváltozás során. Ez a modelltípus adott CO2-szinthez tartozó klímát tud szimulálni, de a klímaváltozás ütemét nem képes meghatározni, mert az nagymértékben függ az óceánban zajló folyamatoktól. A következő lépés az óceáni általános cirkulációs modellek (OGCM) kifejlesztése volt. Ez az AGCM óceánokra vonatkozó megfelelője, az óceánok és a tengeri jég 3D-s megjelenítése. Az OGCM-ek önmagukban az óceáni cirkuláció tanulmányozására alkalmasak, a belső folyamatokat és azok változékonyságát szimulálja, de az eredmények nagymértékben függnek a betáplált földfelszín-hőmérséklettől és egyéb légköri paraméterektől. Fontos eleme az éghajlat modellezésének a szénkörforgalom, melyet a szénciklus modellekkel próbáltak közelíteni. Az AGCM-ek a földfelszín rendszeren belül, az OGCM-ek a tengeri szénforgalom keretén belül modellezik a szénkörforgalmat. A szénkörforgalom modellezésére szükség van a légköri CO2-koncentráció miatti klímavisszacsatolások meghatározásához, az esetleges növényi CO2-trágyázás és az óceáni CO2-felvétel és kibocsátás meghatározása érdekében. A klímaváltozás kapcsán nem csak a CO2 mennyiségének változását, hanem egyéb üvegházhatású gázok és más légköri anyagok mennyiségének változását is vizsgálni kell. A levegőkémiai modellek magukban foglalják az ózon keletkezésének és bomlásának fő résztvevőit és az alsó atmoszférában jelen lévő metánt. A Hadley Center 3D-s globális levegőkémiai modellt fejlesztett ki, ez a STOCHEM. Végül az AGCM-ek és az OGCM-ek összekapcsolásával születtek meg az atmoszféra-óceán kapcsolt általános cirkulációs modellek (AOGCM). Ezek a használatban lévő legbonyolultabb modellek, amelyekben egy AGCM és egy OGCM van összekapcsolva. Néhány utóbbi verzió már tartalmazza a szénciklus és a levegőkémiai modelleket is.
259 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata Alkalmasak az éghajlat jövőbeni alakulásának és az éghajlatváltozás ütemének előrejelzésére. A kapcsolt éghajlati rendszer fizikai folyamatainak és variabilitásának tanulmányozására is lehetőséget nyújtanak [LN:http://www.metoffice.gov.uk/research/hadleycntre/models/modeltypes.html]. A teljes éghajlati rendszert szimuláló modelleket globális klímamodelleknek hívjuk (szintén GCM rövidítéssel). Ezek a modellek a földfelszínt rácshálózattal fedik le. Egy-egy rácsnégyszöget általában 5 szélességi fok és 5 hosszúsági fok határol. Az egyes rácsnégyszögekben lévő légkör függőlegesen általában 2–20 rétegre van tagolva (10.2. ábra). Az egyes rácsnégyszögek felszíne lehet szilárd talaj, növényzet, víz, hó és jég.
10.2. ábra - A földfelszínt borító rácshálózat (Formayer 2005a)
A globális klímamodelleknek két fő típusát különíthetjük el, az egyensúlyi modelleket és a tranziens modelleket. Az első csoportba tartozók célja, hogy meghatározzák az éghajlati jellemzők alakulását a megduplázódott CO 2koncentrációra. Addig futtatják a modellt, míg kialakul az energiaegyensúlyi állapot, az új stabil felszínhőmérséklet. A tranziens modellek lehetővé teszik a fokozatosan növekvő CO 2-tartalom mellett fokozatosan változó éghajlati viszonyok meghatározását (Varga-Haszonits 2003). Az éghajlati modellek az éghajlati rendszer egyes alrendszereit szimulálják. Légköri alrendszer modellezése: Lényegében az időjárás-előrejelzésben használt eszközök adaptálását jelenti, kisebb kiegészítésekkel. Modellezett folyamatok: makroskálás dinamikák, sugárzás, felhőzet, csapadék, aeroszolok és levegőkémia, valamint a határréteg modellezése. Óceáni alrendszer modellezése: Megnehezíti a modellezést, hogy az óceáni cirkuláció két nagyságrenddel lassabb, mint a légköri megfelelője. Jelentősége akkor van, ha össze lehet kapcsolni egy légköri cirkulációs modellel. A kapcsolat a valóságban kétirányú, ennek modellbeli realizációját nehezíti, hogy az óceáni folyamatok sokkal lassabbak. A tengeri jeget külön szimulálják (fényvisszaverés, óceán-légkör hőcsere engedélyezése vagy szigetelése). A modellekben kulcsfontosságú a termodinamikai folyamatok jó leírása. Szárazföldi alrendszer modellezése: A szárazföldi felszínek jelentősége a légkörrel folytatott fizikai és kémiai kölcsönhatás biztosítása. A hótakarót a szárazföldi alrendszer szimulálja.
260 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata Bioszféra alrendszer modellezése: A bioszféra a felszínek fizikai jellemzőit befolyásoló összetevő. Modellezésének fontos szerepe van az üvegházhatású gázok elnyelésében és kibocsátásában betöltött szerep miatt. Mivel a bioszféra fejlődését nem tudjuk az élettelen természet megmaradási tételeivel leírni, a szerkezeti egyenleteket pedig nem ismerjük, e komponens modellezése legfeljebb empirikusan lehetséges (Mika 2004). A modelleket tesztelni kell, de a modell és a valóság közötti megfelelés sohasem teljes. 1. lépés: a jelen klíma reprodukálása. A kapcsolt óceán-légkör modellek képesek a jelenkori klíma fő jellemzőinek visszaadására, mind az övezetek közötti, zonális különbségek, mind az elemek vertikális profiljának tekintetében. 2. lépés: annak a kérdésnek a megválaszolása, hogy mekkora az éghajlati rendszer érzékenysége. Az éghajlati rendszert szimuláló globális klímamodellek is fejlődtek, főként a rácshálózat felbontásában (10.3. ábra). A napjainkban alkalmazott GCM-ek felbontása 110 km-es, míg 15 éve még 250 km-es felbontásúakat használtak.
10.3. ábra - 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)
Napjaink csúcsmodelljének a brit Hadley Centre globális környezeti modellje (GEM) számít, amit 2006-ra fejlesztettek ki. A Hadley Centre korábbi klímamodellje 3,75 hosszúsági fokszor 2,5 szélességi fokos (270×270 km) rácspontokat használt a szárazföldi felszínen 19 réteggel a légkörben 39 km-es magasságig, és 1,25 hosszúsági fokszor 1,25 szélességi fokos rácspontokat használt az óceánokon. Az óceán vizét 20 szintre bontotta 5 km-es mélységig, a szimulálás időlépcsője fél óra volt. Az új GEM modell 1,875 hosszúsági fokszor 1,25 szélességi fokos (135×135 km) felbontást használ 38 légköri réteggel 39 km-es magasságig, és 1 hosszúsági fokszor 1 szélességi fokos rácspontokat használ az óceánokon, 5 km-es mélységig 40 réteget elkülönítve (10.4. ábra). A fejlesztés a felbontáson túl kiterjedt a légkördinamika megjelenítésére és az óceáni és légköri folyamatok leírására is [LN:http://www.metoffice.gov.uk/research/hadleycntre/models/modeltypes.html].
10.4. ábra - A HedCM3 és a HedGEM1 (http://news.bbc.uk/1/hi/sci/tech/6320515.stm) 261 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
rácshálózatának
felbontása
A meteorológia néhány speciális feladata
A globális klímamodellek területi felbontása nem teszi lehetővé, hogy megfelelő pontosságú és megbízhatóságú információkhoz jussunk kisebb térségek éghajlatának módosulásával kapcsolatban. Így szükséges volt a GCMek eredményének leskálázása (regionalizálása) nagyobb felbontású eredmények elérése érdekében (10.5 . ábra).
10.5. ábra - A GCM-ek eredményeinek regionalizálása (Formayer 2005b)
262 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata Számos statisztikus és dinamikus közelítésen alapuló módszert alkalmaznak világszerte a globális modellek eredményeinek regionalizálására. A statisztikus modellekkel való leskálázásra sztochasztikus modellek, multilineáris regresszió, s az időjárás-generátorok a leggyakrabban használatos eljárások (Bartholy és Schlanger 2004). Példaként említhető a LARS-WG elnevezésű időjárás-generátor, amely alkalmazható mind statisztikai adatelemzésre, mind statisztikai leskálázással regionális szintű éghajlatváltozási forgatókönyvek előállítására (Barrow és Semenov 1995, Semenov és Barrow 1997, Semenov 2008). A statisztikus leskálázás lényege, hogy nagy térségre vonatkozóan a GCM modellek eredményeit veszi figyelembe és a nagyobb térségek éghajlati változói és a kisebb térségek éghajlati változói között empirikus-statisztikai összefüggéseket állapít meg (VargaHaszonits 2003) A regionalizálás másik módszere a regionális klímamodellek (RCM) alkalmazása. Ezek a modellek az időjáráselőrejelző modellekből fejlődtek ki. A regionális modellezés módszere a globális modellek eredményeinek felhasználásán alapul, amelyek a kezdeti és időfüggő oldalsó peremfeltételeket biztosítják (Lábó et al. 2004). Ezt másképpen az RCM-ek beágyazásának nevezhetjük (10.6. ábra).
10.6. ábra - Az RCM beágyazása a GCM-be (Pal et al. 2005)
Az eddigi tapasztalatok együttesen azt mutatják, hogy a regionális modellek eredményeinek térbeli alakulása a megfigyelésekkel sokkal szorosabb kapcsolatban áll, mint a globális modelleké, és a helyi szélsőséges csapadékmennyiségek a regionális modellekkel a valósághoz hűen írhatók le (Lábó et al. 2004). A globális modellek eredményeit bemenő paraméterként felhasználó korlátos tartományú modellek képesek a nagy skálájú változásokat lebontani területileg finomabb skálára. A regionális modellek felbontása 20–40 km is lehet, mely már kisebb régiók pontos éghajlati leírását is lehetővé teszi. A regionális éghajlati modellek megbízható fizikai tartalommal, nagy területi felbontással rendelkeznek, de a Földnek csak egy kisebb korlátos tartományán értelmezettek. Általában az éghajlati rendszer komponensei közül a légkört és a földfelszínt tartalmazzák, s képesek a felhő-, a sugárzási, a csapadék-, valamint a talajhidrológiai folyamatok leírására (Bartholy és Schlanger 2004). Ez a modelltípus figyelembe veszi a topográfiát, a vegetáció jellegét, a nagyobb tavakat és az éghajlatot befolyásoló helyi sajátosságokat. A regionális klímamodellezés előnyei, hogy a topográfiát jobban figyelembe veszi, a tengerpartvonalak jobban kirajzolódnak, a mezoskálás rendszerekről és az extrém időjárási helyzetekről jobb felbontást ad. Magába foglalhat olyan folyamatokat, amiket a GCM-ek nem (pl. földhasználat váltás, gleccserek olvadása), fejlettebb hatásmodellezést nyújt. A folyamatok jól tanulmányozhatók a
263 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata segítségével és PC-n futtatható, míg a GCM-ek futtatásához szuperszámítógépek szükségesek. A regionális klímamodellek korlátja, hogy a beágyazás egyirányú, vagyis nincs regionális-globális visszacsatolás. A beágyazás technikai megoldása (fizika, peremfeltételek meghatározása) is korlátozó tényező lehet. Nincs lehetőség a GCM-ekből származó bemenő paraméterek korrekciójára és nagy a számítási kapacitás igénye (Pal et al. 2005). A regionális éghajlati modellezésre napjainkban leggyakrabban a brit Hadley Cenre által kifejlesztett PRECIS modellt és a Trieszti Elméleti Fizikai Intézetben (ITCP) fejlesztett RegCM3 modellt alkalmazzák. Ezek hazai adaptálását többek között Bartholy et al. 2006 végezte. A PRECIS-modell a HadCM3P globális klímamodellbe ágyazott regionális modell, mely a Föld bármely térségére alkalmazható. A fejlesztők ajánlásai szerint az alkalmazási térség kiterjedése lehetőleg ne haladja meg az 5000×5000 km-t. A választható rácsfelbontás 25 vagy 50 km. A modell egyik legnagyobb gyengesége, hogy csupán egyetlen globális modellbe ágyazható, így több modellel való futtatásra, s így összehasonlításra nincs mód (Bartholy és Schlanger 2004). A RegCM regionális klímamodellt az amerikai NCAR (National Centre for Atmospheric Research) és a Pennsylvaniai Egyetem mezoskálájú modelljéből (MM4) fejlesztették ki az 1980-as évek végén, melynek legújabb változata a RegCM3, melyet a korábban említett ITCP fejlesztett ki. Ez a modell képes leírni olyan üvegházhatású gázok következtében kialakuló folyamatokat, mint a N 2O, a CH4, aeroszolok, sőt a felhőzetben kialakult jég hatása is figyelemmel kísérhető segítségével (Lábó et al. 2004). Ez a modell is, mint a PRECIS, felhasználható a Föld bármely régiójára. A térbeli lefedést a felhasználó tetszőlegesen jelölheti ki, a horizontális területi felbontás: 10 km, 20 km, 30 km, 45 km, 50 km, 60 km, 90 km lehet (Bartholy et al. 2006). A regionális klímamodellek által biztosított nagy felbontást jól szemlélteti a 10.7. ábra.
10.7. ábra - A téli csapadék (december, január és február, DJF) %-os változásának szimulációja a Mediterrán térségben 2071–2100-ra, az 1961–90-es évekhez hasonlítva az A2 SRES szcenarió szerint Gao et al. (2006) és Giorgi és Lionello (2008) alapján
Éghajlati forgatókönyvek (szcenáriók) Az éghajlat előrejelzése nem megoldható, a jelenlegi állapot meghatározott valószínűséggel különböző jövőbeli helyzetekbe mehet át. Az, hogy melyik realizálódik, nem adható meg egyértelműen. Az éghajlat várható, 264 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata jövőbeli alakulását forgatókönyvek, szcenáriók segítségével tudjuk megadni. A szcenárió az éghajlat lehetséges jövőbeli állapotát írja le vagy statisztikai paraméterekkel vagy szimulációs modellek segítségével. Az éghajlati viszonyok változásának egy lehetséges kombinációját adja meg, amely a hatásvizsgálatok során felhasználható. Az éghajlatváltozás szcenáriói jelentik az első lépést az éghajlat változásának becslésében. Az éghajlatváltozási szcenáriókat fel lehet használni arra is, hogy meghatározzuk az éghajlatváltozás szempontjából mennyire sebezhető a mezőgazdaság, hogy felismerjük azokat a küszöbértékeket, amelyeknél a hatás negatívvá vagy nagyon súlyossá válik. Ezek a szcenáriók az éghajlati elemek logikai alapon feltételezett változásain, a megelőző időszakokban előfordult felmelegedési analógiákon, valamint a GCM-ek és az RCM-ek szimulációján alapszanak (Varga-Haszonits 2003). Szcenáriók típusai Hipotetikus (logikai alapú) szcenáriók: Megfigyelt adatok alapján feltételezett változásokat vesznek alapul. Éghajlati analógiák: Hosszú sorozatú éghajlati megfigyeléseken alapulnak, az idősorokban detektálható hideg, meleg, vagy száraz, nedves periódusokat fel lehet használni az éghajlatváltozás hatásának modellezésére. Globális éghajlati modellek: A légkör CO2-tartalmának növekedésére alapozva készítenek szcenáriókat. Regionális klímamodellek: Az éghajlatváltozás regionális léptékű lehetséges kimenetei (Varga-Haszonits 2003).
1.1. Az agrometeorológiai modellek A meteorológiai, agrometeorológiai vizsgálatok során, amikor a növény-időjárás rendszer átfogó leírását kívánjuk megadni, nem hagyhatjuk figyelmen kívül a talaj hatását sem, s ezért beszélünk növény-talaj-időjárás modellről. Számos modell csak lényegtelen dologban tér el egymástól. Az agrometeorológiai gyakorlatban is sokféle modell fordul elő. Ahhoz, hogy valós képet kapjunk a lehetséges modellekről, célszerű valamilyen módon csoportosítani azokat. A modelleket formájuk és tartalmuk szerint osztályozhatjuk. A forma, a felépítés szerint beszélünk anyagi (fizikailag előállított) és gondolatilag megvalósított modellről. A modell tartalma szerint megkülönböztethetünk szubsztanciális, strukturális és funkcionális modelleket. A modellek időbeli viselkedése alapján beszélhetünk stacionárius és dinamikus modellekről. Az agrometeorológiai gyakorlatban szubsztanciális modell felállítására nincs lehetőség. Amennyiben a növény fejlődését ilyen eszközökkel tanulmányozzuk, az már a biológia tárgykörébe tartozik. A többi modell kategóriára mind formájukat, mind tartalmukat tekintve találunk példát (Anda és Dunkel 2000). A megoldandó feladatokban vagy az időjárás vagy a növény nem tanulmányozható eredeti alakjában. A növény mikroklímát kialakító egyes hatásainak feltárásához elegendő a növényállomány geometriai felépítésének (magasság, levéleloszlás, levélterület stb.) ismerete. Elkészíthetjük esetleg a növényállomány kicsinyített mását, s ezt vetjük alá az időjárás hatásának. Ezzel a módszerrel választ kaphatunk olyan kérdésekre, amelyeknek eredeti állományban, in situ megmérése nehézségekbe ütközne vagy a megismerni kívánt szélsőséges esetek nem a mérési időszakunkban fordulnak elő, vagy túl hosszú időt kellene várni arra, hogy az adott időjárási helyzet előálljon. Ilyen fajta modellezéssel például meghatározhatjuk az állomány sugárzási vagy csapadékintercepcióját. Természetesen csak addig a mértékig, amíg csak az állomány architektúra hatásra vagyunk kíváncsiak. A sugárzás esetében például az árnyékolás mennyiségére. Az olyan folyamatok megismerésére, mint például az állomány hatása az áthatoló sugárzás spektrális összetételére ez a módszer már nem alkalmas. A növényállomány hasonlóan a többi tereptárgyakhoz jelentősen befolyásolhatja az áramlási mezőt. Adott esetben arra vagyunk kíváncsiak, hogy milyen hatása van például egy mezővédő erdősávnak az áramlási mezőre. Ebben az esetben is célszerű elkészíteni az erdősáv kicsinyített modelljét, s azt szélcsatornába helyezve meglehetős pontossággal meghatározható az erdősávnak hatása a szélmezőre. A hasonlósági kritériumok problémája azonban már az aerodinamika tárgykörébe tartozik. A felsorolt példák esetében mindig egy adott fejlettségű növényállomány hatását vizsgáljuk, így ezek a modellek az agrometeorológia szempontjából stacionárius modelleknek tekinthetők. A másik eset, amikor a növény eredeti alakjában áll rendelkezésre, de az időjárás nem tanulmányozható eredeti formájában. Az időjárás általunk elképzelt alakulásának hatását kívánjuk tanulmányozni a vizsgált növény fejlődésére. Ennek lehetséges módja a klímakamrás vizsgálat. A klímakamrában tetszőleges időjárási helyzetet állíthatunk elő.
265 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata A növény-időjárás kapcsolat vizsgálatára klímakamrát használhatunk. Speciális változata a fitotron, a növényidőjárás vizsgálatokra használt zárt helyiségekből álló rendszer, ahol az egyes helyiségekben a meteorológiai viszonyok szabályozhatók. A fitotronban rendszerint három meteorológiai elem, a sugárzás, a hőmérséklet és a légnedvesség menetét szokták modellezni. A fitotron hasonlósága a valósághoz képest két helyen szenved csorbát. Jelen technikai viszonyaink között nem rendelkezünk olyan sugárzó testtel, ami a Nap sugárzását teljes mértékben visszaadná. Ehhez olyan testre volna szükségünk, aminek a felszínhőmérséklete megközelíti az 5700 °C-os értéket. Erre nincs technikai lehetőség, de a Nap által leadott megvilágítást (több tízezer luxot) a növényhez közel elhelyezett nagy teljesítményű izzókkal meg lehet közelíteni. A másik hiányosság a szél hiánya. A szél hatását a levegő nedvességtartalmára és a növény párologtatására a kamrában lévő levegő páratartalmának változtatásával nagyrészt lehet pótolni. A klímakamrák és a fitotronok felépítése elsősorban épületgépészeti probléma, így kívül esik az agrometeorológia tárgykörén. Amiben azonban a meteorológia mégis szerepet játszhat egy fitotronkísérlet kialakításában, az a kamrában létrehozott, modellezett időjárás milyenségére vonatkozó információ. Ez egyrészt adódhat általános meteorológiai információkból, éghajlati megfigyelésekből, másrészt, s ez a terület már az agrometeorológia tárgya, a szántóföldi növényállomány mikroklíma megfigyelésekből. Ez utóbbi mérési, megfigyelési együttes a növény-talaj-időjárás rendszer szimulációs modellezésének is alapja. A fitotronban végzett kísérleteket bár logikailag a modellezések közé tartozik, nem szoktuk modellnek nevezni, s így a következő osztályozásban (az agrometeorológiában használt modellek) a félreértések elkerülése végett nem vezetünk be számukra külön osztályt. Sokkal szélesebb körű a gondolati modellek csoportja. Ma már, bár erről külön nem beszélünk, az agrometeorológia tárgykörébe eső gondolati modellek valamilyen módon matematikai modellek, s megvalósításuk, realizálásuk számítógéppel történik. A továbbiakban modellezés alatt most már minden esetben matematikai modellt értünk, s feltételezzük, hogy a modellek futtatásához, kísérletek elvégzéséhez számítógép áll rendelkezésre. Természetesen készíthetünk olyan egyszerű modellt is, hogy kézi számítással elvégezhetők a kísérletek. A modell célszerűsége és jósága nem feltétlenül arányos a bonyolultságával és a futtatásához szükséges eszközök nagy kiépítettségével. A matematikai modell minden esetben számítási utasítások egymás után történő elvégzését jelenti, adott esetben bonyolult függvények összekapcsolódását vagy összetett egyenletrendszerek egymás utáni, véges sok lépésben történő megoldását (Anda és Dunkel 2000). Az agrometeorológiai gyakorlatban használt modellek Az agrometeorológiai gyakorlatban két csoportba osztjuk a (gondolati) növény-talaj-időjárás modelleket: termésbecslő és transzfer modellek. A modellek első nagy csoportja (termésbecslő modellek) a növény növekedését, fejlődését kívánja leírni elsősorban abból a célból, hogy főleg (részben prognosztizált) meteorológiai adatok alapján a növény növekedésére, fejlődésére előrejelzést, prognózist adjon. Ezzel teljesen megegyező az a feladat, amikor az elkészített növénymodellel azért végzünk kísérletet, hogy a növény viselkedését más körülmények, megváltozott időjárási, éghajlati viszonyok között tanulmányozzuk. Ez az eset, amit a modell definícióban úgy fejtettünk ki, hogy alkalmas legyen a vizsgálat valódi tárgyáról új ismeretek szerzésére. Ezeket a modelleket, mivel valamilyen módon alkalmasak a várható termés (biológiai, gazdasági) becslésére, termésbecslő modelleknek is szoktuk nevezni. Az agroklimatológiai hatáselemzések a következőképpen csoportosíthatók: • Statisztikai modellek: Az időjárási paraméterek és a növényi jellemzők közötti kapcsolatot csak a matematikai statisztika eszközeivel vizsgálják. Minden előzetes elemzés nélkül egyszerűen párba állítja a meteorológiai változókat és a növényi jellemzőket. Rendszerint első generációs modellek, hosszabb időtávra és nagyobb területre vonatkoznak. A független változó (prediktor) és a függő változó (prediktandus) közötti összefüggést regresszióval írja le (Anda és Dunkel 2000). A regresszióanalízis segítségével meghatározott fenológiai, növekedési és terméshozamra vonatkozó összefüggéseket foglalják magukba (Varga-Haszonits 2003). • Agroklimatológiai analízis: Átmenetet képeznek a statisztikus és a szimulációs (dinamikus) modellek között. A termésátlag-időjárás kapcsolatot előzetes (homogenitási) elemzésnek vetik alá, s meghatározzák a jó vagy rossz termést adó időjárásokat, illetve az azokat leíró meteorológiai adatkombinációkat (Varga-Haszonits et al. 2004). A párhuzamos meteorológiai és növényi adatsoroknak mind az időbeli, mind a térbeli matematikaistatisztikai elemzését magában foglalja. Ebbe a témakörbe tartozik a sugárzás- és a vízhasznosulás, a termésstabilitás és a terméspotenciál elemzése is (Rosenzweig és Hillel 1998). • Dinamikus modellek (szimulációs modellek): A modellezés során felhasznált formulák egyaránt leírják az alapvető fizikai és fiziológiai folyamatokat, valamint a növény és a környezete közötti energia- és 266 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata anyagszállítást (Varga-Haszonits 2003). Nemcsak a termést, hanem pl. a keletkező biomassza mennyiségét is meg tudják adni, és a tenyészidőszaknál rövidebb periódusra is alkalmazhatók. Kiépítése során a különböző részkapcsolatokat, szubmodelleket kapcsolják össze növény-talaj-időjárás szimulációs modellbe. [Pl. SIRIUS (Jamieson et al. 1998, Brooks et al. 2001), CERES-WHEAT (Ritchie és Otter 1985).] A Föld-légkör rendszerben a végbemenő folyamatok nagymértékben a felszín milyenségétől, valamint a felszín közelében lejátszódó kicserélődési folyamatoktól függnek. A növényállomány a talaj közelben végbemenő folyamatokat erőteljesen befolyásolja, s sok esetben rajta keresztül megy végbe az átvitel (anyag: vízgőz, széndioxid, energia: be- és kisugárzás) (Anda és Dunkel 2000). A transzportfolyamatok minél pontosabb leírása végett a talajfizikai, biofizikai és mikrometeorológiai almodellek egységes rendszerét kell megalkotni (Ács 2008). Az itt lejátszódó folyamatok leírására nem elegendő a műszeres mérés, s sok feladat megoldásához itt is a modellezés eszközéhez kell nyúlnunk. Egyes növényi szimulációs (termésbecslő) modellek a saját bemenő adataikat is beépített kicserélődési modell alapján állítják elő. A teljes földi légkör időjárását leíró modellek – különösen a klímamodellek – is használnak transzfer modelleket. Ez a modellcsalád már szintén az agrometeorológia tárgykörén kívül mutat, de megalapozásuk nagymértékben az egyéb agrometeorológiai modellezéstől függ, illetve egyes eredményei közvetlenül hasznosíthatók a szimulációs modelleken (Anda és Dunkel 2000). A növényállományokra alkalmazott transzfermodelleket mikroklíma-szimulációs modelleknek hívjuk. A növényállomány fejlődését elsősorban a fotoszintetizáló rész körül uralkodó időjárási tényezők határozzák meg. Az, hogy ezen a szinten milyen körülmények uralkodnak, magán a növényállományon is múlik. A növényállomány, mint a felszíni határréteg része, nem csak a mikrokörülményeket befolyásolja, hanem meghatározó szerepet játszik a Föld általános légkörzésében is. Így mind mikro-, mind makromegfontolásból meg kell határoznunk az állományban és az állomány felett lezajló átviteli folyamatokat a talajtól a szabad, a felszíntől már nem befolyásolt légrétegig (Anda és Dunkel 2000). A növényállomány által leginkább befolyásolt meteorológiai elemek, amelyek zavartalan körülmények között mért értéke az állomány felett vagy azon belül változik: • a sugárzás és a megvilágítottság, • a szélsebesség, • a CO2-koncentráció, • a hőmérséklet, • a légnedvesség, • a talajra lejutó csapadék. Az átviteli folyamatok vizsgálatakor a növényállományban lezajló energia, tömeg és szélsebesség momentumátadási folyamatokat kívánjuk megadni, a szabad légkör és a növényállománnyal borított felszín között. A modell felépítése: Légköri határfeltételek: • léghőmérséklet, • gőznyomás, • szélsebesség, • a felszínre eső sugárzás komponensei, • direkt sugárzás, rövid- és hosszúhullámú rész, • diffúz sugárzás, rövid- és hosszúhullámú rész, • csapadék. 267 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata A felszínt borító állományt morfológiailag két csoportra osztjuk: • fák és bokrok, • fűfélék és más lombhullatók (Anda és Dunkel 2000). A növényállományok mikroklímáját szimuláló modellek csoportjára példaként említhetjük Goudriaan (1977) modelljét, valamint a Mihailovic és Eitzinger (2006) által növényhőmérséklet és állományhőmérséklet szimulálására alkalmazott modellt. Az agrometeorológiai modellek tér- és időbeli reprezentativitása Az egyes modellek abban is különböznek egymástól, hogy milyen nagyságú területre és milyen időtartamra érvényesek. Tér- és időbeli reprezentativitásuk alapján Sakamoto (1981) osztályozta a modelleket. Ennek az osztályozásnak a hazai viszonyokra módosított változatát a 10.8. ábra mutatja be (Varga-Haszonits 1987).
10.8. ábra - Az agrometeorológiai modellek tér- és időbeli osztályozása (VargaHaszonits et al. 2004)
Az első generációs modellek 100 km2-nél nagyobb területre és dekádnál hosszabb időtartamra vonatkoznak (pl. havi adatokkal, fenofázisra vagy vegetációs periódusra vonatkozó adatokkal dolgoznak). A második generációs modellek 10–10 000 km2 közötti területnagyságra és nap, dekád vagy hónap hosszúságú időtartamra vonatkoznak. A harmadik generációs modellek a kis területre és rövid időtartamra vonatkozó modellek foglalják magukba (max. 50 km2, óra vagy nap). E modellektől várható a talaj-növény-légkör rendszer legrészletesebb leírása, de előrejelzésre kevésbé alkalmasak (Varga-Haszonits et al. 2004). Az agrometeorológiai modellektől eltérően a globális klímamodellek és regionális klímamodellek esetében a generáció száma a fejlesztéssel áll kapcsolatban, nem a tér- és időbeli reprezentativitásukkal. Ezek szerint a RegCM3 regionális klímamodell a RegCM harmadik generációs modellje, ami a 3.0-s verzióként is felfogható.
268 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
2. Időjárási kártételek és a védekezési lehetőségek Az időjárás módosítása Az ember természetben végzett beavatkozásai abból a két célból fakadnak, hogy általuk vagy magasabb produkciót érjünk el, vagy pedig úgy változtassuk meg élőhelyünket, hogy az a lehető legkellemesebb legyen számunkra. A legkisebb térség elemeinek módosítása (mikroklíma alakítás) régóta végzett tudatos tevékenység még akkor is, ha a végrehajtás folyamán létrehozott módosítások valamennyi vonatkozása nem volt teljesen tisztázott. Az ember élőhelyének átalakítására példa lehet a növénytermesztés minden technológiai lépésének megvalósítása, melyből az öntözés állományklíma alakítása talán a legismertebb. Valamennyi folyamat a vetéstől a betakarításig, amely során a szántófölddel közvetlen kapcsolatba kerülünk, annak tulajdonságait megváltoztatja, s ezzel mikroklíma módosítást hajtunk végre. Nagyobb léptékben az energetikai oldal az, amely az időjárás módosítását napjainkban nem teszi lehetővé. Az 10.1. táblázatban különböző méretű időjárásiéghajlati folyamatok méretét és a lehetséges beavatkozások módjait adtuk meg Anda és Dunkel (2000) alapján.
10.1. táblázat - Egyes időjárási jelenségek nagyságrendje és módosításuk lehetősége (Anda és Dunkel 2000) Jellemző méret jelenség
Módosítás lehetősége
nagyság időtartam [km]
mikrofizikai
termodinamikai
mechanikai
fagy
10
néhány óra
üvegházhatás
melegítés
keverés növelése
köd melegít.
10–100
néhány óra
higroszkópos magvak
melegítés
–
jégmagvak
melegítés
keverés
túlhűlt jég záporeső
10–100
perc, óra
higroszkópos/ jégmagvak
latens hő felszabadítása
jégeső
10–100
perc, óra
jégmagvak
latens hő felszabadítása
leáramlás létrehozása
tornádó
1–10
percek
–
–
–
orografikus csapadék
10–100
órák,napo k
jégmagvak higroszkópos magvak
–
–
napok
jégmagvak higroszkópos magvak
–
–
évek
aeroszol részecskék
albedó, energia
–
mérsékelt 500–2000 övi ciklon
éghajlat
5000
2.1. A hideg okozta időjárási károk A téli időjárás kártételei, az áttelelési viszonyok A tél kísérőjeként megjelenő hideg időszak hazánk területén általában november közepe és március közepe között lép fel, amikor a napi középhőmérsékletek rendszerint 5 °C alattiak (10.2. táblázat). A téli napok száma 269 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata területenként kismértékben változik, s általában 30 alatt marad. Az ország észak-keleti részén több téli napra számíthatunk.
10.2. táblázat - A téli napok átlagos száma (1951–1990) Varga-Haszonits (1997) feldolgozása alapján Állomás
Január
Február
Márciu Április Május s
Június
Július
Augusz Szepte Októbe Novem Decem tus mber r ber ber
Balassagyarma t
13
5
1
0
0
0
0
0
0
0
1
8
Békéscsaba
11
6
1
0
0
0
0
0
0
0
1
7
Budapest
12
5
1
0
0
0
0
0
0
0
1
7
Debrecen
13
6
1
0
0
0
0
0
0
0
1
8
Győr
11
5
1
0
0
0
0
0
0
0
1
7
Iregszemcse
11
6
1
0
0
0
0
0
0
0
1
7
Kaposvár
10
5
1
0
0
0
0
0
0
0
1
6
Kecskemét
12
5
1
0
0
0
0
0
0
0
1
7
Kompolt
13
6
1
0
0
0
0
0
0
0
1
8
Miskolc
14
6
1
0
0
0
0
0
0
0
1
9
Mosonmagyar óváráárár
11
6
1
0
0
0
0
0
0
0
1
7
Nyíregyháza
14
7
1
0
0
0
0
0
0
0
2
8
Pápa
11
5
1
0
0
0
0
0
0
0
1
6
Pécs
11
6
1
0
0
0
0
0
0
0
1
7
Szeged
10
5
1
0
0
0
0
0
0
0
1
6
Szolnok
11
5
1
0
0
0
0
0
0
0
1
7
Szombathely
11
6
2
0
0
0
0
0
0
0
1
8
Tatabánya
11
5
1
0
0
0
0
0
0
0
1
6
Zalaegerszeg
11
5
1
0
0
0
0
0
0
0
1
7
Ebben az időszakban gazdasági növényeink csak egy része, pl. a repce, az őszi gabonák, a lucerna, a gyümölcsfák, a szőlő van a szabadban. Ezekre a növényekre az alacsony hőmérséklet károsan hat, de csak egy bizonyos hőmérsékleti küszöb alatt, mely értéke a faji meghatározottság mellett még attól is függ, hogy van-e hótakaró (Varga-Haszonits és Varga 1999). A téli időjárás kártételei ellen védekezni alig, vagy nem lehet. Néhány megfigyelés alapján történő védekezési eljárást alkalmaznak a gyakorlatban, de ezek hatása tudományos igénnyel nem mindig igazolt. 270 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata Kifagyás Az áttelelő növénykultúráknál télen jelentkező fagyhatást nevezzük kifagyásnak. Nem keverendő a későbbiekben tárgyalt faggyal, illetve talajmenti faggyal, bár a fiziológiai változások mindkettőben megegyeznek: a negatív hőmérséklet hatására kialakuló jégtűk szétszaggatják a sejt membránjait, s a sejtnedv szabaddá válik. Visszafordíthatatlan károsítást okoz. Súlyosabb változata, amikor a hőmérséklet nagyon alacsonyra süllyed, a protoplazma maga is megfagy, s ennek következtében elvíztelenedik, s a benne lévő fehérjék kicsapódásával és a növény elpusztulásával jár (Varga-Haszonits és Varga 1999). A kifagyás okozta kártétel mértéke függ: • a fagy erősségétől (10.3. táblázat), mélységétől és tartamától, • a kelési viszonyoktól, a növény általános állapotától („betelelés”), • a hótakaró jelenlététől, illetve hiányától.
10.3. táblázat - A minimum hőmérsékletek havi átlagai (1951–1990) Varga Haszonits (1997) alapján Állomás
Január
Február
Márciu Április Május s
Június
Július
Augusz Szepte tus mber
Októbe Novem Decem r ber ber
Balassagyar mat
–5,6
–3,6
–0,2
4,2
9,0
12,3
13,5
12,9
9,4
4,5
1,0
–2,8
Békéscsaba
–4,9
–3,4
0,6
5,3
10,0
13,3
14,4
13,9
10,4
5,3
1,6
–2,0
Budapest
–4,1
–2,2
1,4
6,1
10,6
14,0
15,5
14,9
11,3
6,5
2,1
–1,6
Debrecen
–5,3
–3,3
0,3
5,2
10,0
13,3
14,5
14,0
10,3
5,3
1,4
–2,3
Győr
–4,2
–2,5
1,1
5,3
9,8
13,2
14,6
14,1
10,6
5,8
1,9
–1,5
Iregszemcse
–4,5
–2,8
0,6
5,0
9,5
13,0
14,2
13,6
10,3
5,5
1,5
–1,9
Kaposvár
–3,9
–2,3
1,1
5,3
9,6
13,1
14,3
13,7
10,4
5,8
2,1
–1,4
Kecskemét
–4,7
–2,8
0,9
5,6
10,3
13,6
15,1
14,5
10,8
5,7
1,7
–1,9
Kompolt
–5,2
–3,1
0,5
5,2
10,0
13,2
14,6
14,2
10,9
5,6
1,5
–2,4
Miskolc
–6,2
–4,0
–0,8
4,0
8,8
12,3
13,7
13,1
9,4
4,3
0,6
–3,3
Mosonmagy aróvár
–6,2
–4,0
–0,8
4,0
8,8
12,3
13,7
13,1
9,4
4,3
0,6
–3,3
Nyíregyháza
–5,6
–3,7
0,1
5,0
9,9
13,1
14,5
13,7
10,0
4,7
1,1
–2,6
Pápa
–4,1
–2,4
0,9
5,0
9,3
12,7
14,0
13,7
10,5
5,8
1,9
–1,6
Pécs
–3,9
–2,1
1,4
5,8
10,3
13,6
15,1
14,7
11,5
6,9
2,2
–1,4
Szeged
–4,7
–2,8
0,7
5,4
10,2
13,4
14,7
14,1
10,5
5,6
1,8
–1,8
Szolnok
–5,0
–3,0
0,7
5,6
10,3
13,7
15,1
14,5
10,8
5,5
1,6
–2,1
271 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
Szombathely
–4,9
–3,3
–0,1
4,1
8,4
11,9
13,4
13,0
9,7
4,9
0,9
–2,5
Tatabánya
–4,3
–2,4
1,1
5,3
9,9
13,2
14,3
14,0
10,7
6,1
2,1
–1,7
Zalaegersze g
–4,8
–3,0
0,3
4,4
8,6
12,1
13,4
13,0
9,8
5,1
1,3
–2,2
A kifagyás különösen hótakaró nélküli telek velejárója, amikor a szabadban lévő növényállomány lombozata sárgás-barnás színeződés mellett jól körülhatárolható foltokban kipusztul. A nekrotikus foltok nyálkás tapintásúak. Egyetlen természetes védelem van ellene, ez pedig a jó hőszigeteléssel rendelkező hótakaró jelenléte, mely alatt akár 10–15 °C-kal is magasabb talajhőmérsékletet mérhetünk. A hófogók alkalmazásával csak a lehullott hó adott területen történő megtartását tudjuk növelni. Passzív védekezésként fagytűrő fajták termesztése jöhet szóba. A felfagyás tipikusan tavasszal jelentkező időjárási kártétel. A nappali felmelegedés hatására a talaj nedvességtartalma kisebb térfogatot elfoglaló víz, mely az éjszakai lehűlés miatt kiterjedtebb jéggé fagy. A jég nagyobb kiterjedése éjszaka mintegy felemeli a talaj felső rétegét, nappal viszont összeesik, s ha több napon át ismétlődik a folyamat, a gyökerek elszakadnak, majd vízhiány miatti lankadás, esetleg elszáradás következhet be. Ellene a védekezést a terület állatokkal való megjáratásával, esetleg hengerezéssel történő talaj-gyökér kapcsolat helyreállítással próbálják megoldani. A védekezés hatékonysága és mellékhatásai erősen kétségessé teszik annak alkalmazását. A téli vagy fiziológiai aszály pozitív léghőmérsékletnél és átfagyott talajnál a talaj víztartalmának jéggé válása miatti vízfelvételi hiány, mely során a növények akár el is pusztulhatnak. A hajtás a pozitív léghőmérséklet és a sugárzás miatt fotoszintetizálni kezd, de ehhez nincs alapanyaga, elegendő vize. Itt is először lankadás jelentkezik, mely elvezethet az állomány teljes kiszáradásához. Amennyiben a növényállományon a hótakaró felső rétege felolvad, majd egy hűvösebb éjszaka során a teteje jéggé fagy, a hermetikusan záró jégkéreg megakadályozza a növények normális gázcseréjét, s a kipállásnak nevezett jelenség lép fel. Ebben az esetben a talaj a hótakaró alatt felengedett állapotban van. A növényi kártétel a „melléktermékek” felhalmozódása miatt következik be. Ellene gyűrűs hengerrel, vagy állatok járatásával védekeznek. Mindkettő célja a jégkéreg feltörése, s a növény levegőhöz juttatása. Kemény teleken az áttelelő fák hajtásainak károsodásával is számolhatunk, főképpen hótakaró mentes időkben. A kritikus hőmérséklet, mely már komoly veszélyt hordozhat, a (–15) – (–20)°C (10.4. táblázat). Elegendően hosszú időszakot alapul véve ez az érték az ország bármely pontjában bármikor előfordulhat.
10.4. táblázat - Néhány hazai állomás hőmérsékleti abszolút minimum értékei az 1951– 1990-es időszakban Varga-Haszonits (1997) alapján Abszolút minimum
Időpont
Balassagyarmat
–25,5
1985.01.08
Békéscsaba
–25,9
1987.01.13
Budapest
–22,2
1987.01.13
Debrecen
–24,4
1987.01.13
Győr
–24,8
1963.03.01
Iregszemcse
–25,0
1985.02.14
Kaposvár
–26,4
1956.02.16
Állomás
272 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
Kecskemét
–25,0
1954.01.03
Kompolt
–25,2
1987.01.13
Martonvásár
–25,2
1987.01.13
Miskolc
–26,9
1987.01.13
Mosonmagyaróvá r
–24,1
1985.01.08
Nyíregyháza
–27,6
1954.01.28
Pápa
–26,9
1963.03.01
Pécs
–22,2
1954.02.07
Szeged
–27,8
1987.01.31
Szolnok
–27,4
1960.01.14
Szombathely
–22,2
1968.01.12
Tatabánya
–23,4
1963.12.24
Zalaegerszeg
–26,8
1987.01.13
A táblázat adatai alapján megállapítható, hogy eltérés hazánk különböző térségeiben mért eddigi legalacsonyabb hőmérsékletben mindössze néhány fokos, s megjelenése időben szerteágazó. A fagy és az ellene való védekezés Éghajlatunk egyik mezőgazdasági szempontból kellemetlennek tekinthető tulajdonsága a tenyészidőszak idején 0 fok alá csökkenő hőmérséklet megjelenése, a fagy kialakulása (10.5. táblázat).
10.5. táblázat - A fagyos napok átlagos száma 1951–1990 között néhány városunkban Varga-Haszonits (1997) alapján A fagyos napok átlagos száma Állomás Január
Február
Márciu Április Május s
Június
Július
Augusz Szepte Októbe Novem Decem tus mber r ber ber
Balassagyarm at
26
22
16
5
0
0
0
0
0
5
12
22
Békéscsaba
25
20
14
3
0
0
0
0
0
4
11
20
Budapest
25
18
11
1
0
0
0
0
0
2
9
20
Debrecen
26
21
14
3
0
0
0
0
0
4
11
21
Győr
24
18
12
2
0
0
0
0
0
3
9
19
273 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
Iregszemcse
26
20
13
3
0
0
0
0
0
4
11
21
Kaposvár
24
18
12
2
0
0
0
0
0
3
10
20
Kecskemét
25
19
12
2
0
0
0
0
0
3
10
20
Kompolt
26
21
14
2
0
0
0
0
0
3
11
22
Miskolc
27
22
18
5
0
0
0
0
0
6
13
24
Mosonmagyar óvár
25
19
13
3
0
0
0
0
0
3
10
20
Nyíregyháza
27
22
15
3
0
0
0
0
0
5
12
22
Pápa
24
18
13
3
0
0
0
0
0
3
10
20
Pécs
24
18
11
2
0
0
0
0
0
1
9
19
Szeged
25
19
13
2
0
0
0
0
0
3
10
20
Szolnok
26
20
13
1
0
0
0
0
0
3
10
21
Szombathely
27
21
16
4
0
0
0
0
0
4
12
23
Tatabánya
24
18
12
3
0
0
0
0
0
3
9
20
Zalaegerszeg
26
20
14
4
0
0
0
0
0
4
12
22
A táblázat adatai szerint fagyhelyzettel kora és késő tavasszal, valamint ősszel, a gazdasági növény betakarítását megelőzően kell számolnunk. Általában a bázishőmérséklet átlépése után válik veszélyessé a negatív léghőmérséklet, így a legtöbb növényfajnál márciustól októberig várható a megjelenése. Hazai vonatkozásban sok év átlagában legalább 15–20 ilyen jellegű nappal kell számolnunk, melynek értéke a földrajzi elhelyezkedéstől függően jelentősen módosulhat. Az egyes növények fagyérzékenysége eltérő (10.6. táblázat), de a legtöbb termesztett növényünket már a közvetlen fagypont alatti hőmérséklet is károsítja.
10.6. táblázat - Különböző növényfajok fagyérzékenység alapján történő kategorizálása Nagyon fagyérzékenyek
Közepesen fagyérzékenyek
Kevéssé fagyérzékenyek
Sárgabarack
Alma
Répa
Spárga
Brokkoli
Kelbimbó
Paradicsom
Sárgarépa
Káposzta
Banán
Karfiol
Datolya
Bab
Zeller
Kelkáposzta
Bogyós gyümölcsök Uborka
Áfonya
Karalábé
Grapefruit
Paszternák
Padlizsán
Szőlő
Cékla 274 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
Citrom
Hagyma
Saláta
Narancs
Őszibarack
Petrezselyem
Tök
Körte
Paprika
Zöldborsó
Szilva
Retek
Burgonya
Spenót
Adott növényfajon belül, a kimondottan fagytűrő fajták fagyálló képessége jelentősen meghaladja a nem fagytűrésre nemesített társaikét. A fagyok csoportosítása a megjelenési helyük alapján: talajmenti fagy és fagy (jelzős szószerkezet nélkül). A kettő közötti eltérést a fagypont alatti hőmérséklet mérésének a helye adja. Tekintettel arra, hogy a levegő lehűlése a talaj felszínétől halad fokozatosan felfelé a levegőben, így a talajmenti fagyok gyakoribbak, mint a 2 m-en mért fagyok. A fagy kártétele minden növényi szervet érinthet, de a generatív szervek általában érzékenyebbek. Jellegzetes nekrotikus foltok kialakulásával kísért jelenség (10.9. ábra).
10.9. ábra - A fagy által okozott jellegzetes kárkép szárban és virágban www.google.com/images
A keletkezés alapján három típusú fagyot különböztethetünk meg. A más területről érkező hideg levegő (0°C alatti hőmérsékletű) beáramlása idézi elő az advektív fagyot. Az advektív fagyok nem csak reggelre jellemzőek, hanem nappal is felléphetnek, s nem csak a talajmenti légrétegekre, hanem nagyobb magasságokra is kiterjednek (Varga-Haszonits és Varga 1999). Ez a helyzet napokig is fennállhat, amíg más légtömeg ki nem szorítja a hideg légtömeget, vagy a légtömeg nem transzformálódik helyi légtömeggé. Advektív fagy ellen nem tudunk védekezni. A második esetben a helyi tényezők hatása érvényesül, mely a hűvös légtömegen belüli erőteljes kisugárzási energiaveszteség miatt áll elő. Ez a kisugárzási fagy. A sugárzás sajátos napi változásának köszönhetően főképpen reggelre alakulhat ki, de ősszel és tavasszal a nappali csökkenő sugárzásbevétel miatt a kisugárzás jelentős energiavesztesége felülmúlja a bevételt, s fagyhelyzetet teremt. A kisugárzási fagy kialakulásához a derült és szélcsendes idő a legkedvezőbb. A felhőzet képes csökkenteni a kisugárzási energiaveszteséget, a szél pedig összekeveri a magasabb légréteg melegebb levegőjét a talajközeli hidegebbel, s így megakadályozhatja a fagypont alá történő hőmérséklet-csökkenést. A kisugárzási fagy létrejöttének is szükséges, de nem elégséges feltétele a megelőző hideg advekció (Anda és Dunkel 2000). A kisugárzási fagyok esetében a lehűlés a talajfelszínen kezdődik és intenzitásától és időtartamától függően egyre magasabb rétegeket ér el. Ezek ellen a fagyok ellen lehet eredményesen védekezni. A harmadik típusba a kevert típusú fagyok 275 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata tartoznak. Olyankor fordulnak elő, amikor a nappali felmelegedés még nem elég erős ahhoz, hogy az éjszakai lehűlést kompenzálja, s a hőmérséklet reggelre fagypont alá csökken. Ekkor, ha olyan hideg légtömegek áramlanak be, amelyek harmatpontja 0 °C alatt van, akkor derült, szélcsendes éjszakákon – a kisugárzás következtében – a hőmérséklet képes fagypont alá csökkenni (Varga-Haszonits és Varga 1999). A fagyvédelmi eljárásokat aszerint csoportosíthatjuk, hogy mennyivel a kialakulás előtt végezzük azokat. A passzív fagyvédelemnél jóval a fagyhelyzet kialakulását megelőzően olyan körülményeket teremtünk, hogy azokkal elkerüljük a növények számára veszélyes fagyhelyzetet. Passzív fagyvédelem körébe az alábbi eljárások tartoznak: • megfelelő időpontban történő vetés (késői vetés), • a termőhely növényfaj igényéhez igazodó megválasztása, s a fagyveszélyes területek, fagyzugok elkerülése, ott különösen fagyérzékeny növényt nem termesztünk, • fagyálló fajtákat telepítünk, • a domboldal égtájirányát is figyelembe vesszük, pl. déli és keleti lejtőről nyugati oldalra telepítünk, mely akár 1–2 héttel későbbi virágzást eredményezhet. Az aktív fagyvédelemnél a növények közvetlen környezetének (mikroklímájának) alakításával próbálunk védekezni a fagykártétel ellen. A legősibb fagyvédelmi eljárás a takarás, amely során jó hőszigetelő anyaggal fedjük be a védendő növényeket, s ezzel megakadályozzuk, hogy a kisugárzás kritikus szintet érjen el. A mindennapos gyakorlatban használható anyagok: szalma, venyige, papír, s maga a földtakarás. Egyetlen hátránya, hogy nagyobb területek védelmére nem vagy nehezen használható. Kertészetekben, üvegházaknál még ma is a leggyakoribb fagyvédelmi eljárásnak tekinthető. A füstölés a takaráshoz hasonlóan régóta alkalmazott módszere a fagyvédelemnek. A füsttel mesterségesen kijuttatott aeroszolok lenn tartják a talaj kisugárzását, s az üvegházhatással analóg eredményt adnak. Akkor lenne a leghatásosabb, ha a füstrészecskék mérete a 10 mikront közelítené. Ezt azonban bármely anyag elégetésével nem tudjuk elérni, s ráadásul a relatíve nagy aeroszolrészecskék kiülepedése is nagyon gyors ebben az esetben. Füstölésnél készíthetünk „füstölő kupacot”, mely nem más, mint egy karó, s köréje éghető anyag (pl. szalma, venyige) kerül, majd füstöt adó nedves levél, trágya, vizes szalma borítással látjuk azt el. A legvégén az egészet földdel lefedjük. Az eljárás akkor indul, ha a léghőmérséklet 1–2 °C-ra már lecsökkent, s ekkor a karót kihúzzuk, s az alsó réteget begyújtjuk. Egy kupac mintegy 40–50 m2-es területet tud megvédeni. A termesztés mindennapos gyakorlatában általában a rendelkezésre álló hulladékok tábla szélére hordásával, azok gázolajjal történő locsolásával, meggyújtásával állítják elő a füstöt (szalma, levél egyéb melléktermékek). A védekezésnek csak akkor van értelme, ha a fagyhelyzet kialakulása előtt megkezdtük, s a fennmaradásáig folyamatosan tudjuk végezni az eljárást. A szél jelenléte ennél a módszernél kizáró tényező lehet. A füst égési termékeinek növényre gyakorolt hatásáról keveset olvashatunk, pedig az ott keletkező égéstermékek, pl. SO 2 a sztómákra rendkívül károsak. A meleg levegő befúvatása újabban, régebben pedig a fűtés volt gyakori aktív fagyvédelmi eljárás. A speciálisan kiképzett „kályhák” gyakran mobilak, traktorra szerelve kijuttathatók az éppen megvédeni kívánt területre. A fűtőanyag lehet koksz vagy gázolaj, esetleg infravörös sugárzás. A fűtés-melegítés modernebb változata a paraffingyertyák égetése (10.10. ábra), mely (–6) – (–7)°C-ig jó. 1 gyertya/fa alkalmazása szükséges, melynek ára kb. 1000–1500 forint. A gyertya két évig is használható.
10.10. ábra - Paraffingyertya alkalmazása szőlőültetvényben www.google.com/images
276 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
Az öntözéses fagyvédelemnél a víz fagyáshőjét használjuk, mely során a víz fagyása által ad át energiát a növénynek. A használata nagy körültekintést igényel, s nem mindegyik növényfaj esetében alkalmazható, ráadásul mindössze (–3)–(–4)°C-os fagyig jó. Kizárólag gyümölcsfák és a szőlő védelmére megfelelő (10.11. ábra).
10.11. ábra - Az öntözéses fagyvédelem alkalmazása szőlőben www.google.com/images
277 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata Csak olyan öntözőberendezést szabad használni az eljárás során, amely alkalmas kicsi vízadagok kijuttatására (1–2 mm/óra), mivel a nagyobb vízmennyiség fagyása során kialakuló vastag jégborítás letörheti a növény ágait. Az eljárást a fagypont feletti hőmérséklet kialakulásáig folytatni kell, mert a jég szublimációs hője nyolcszorosa a fagyáshőnek (negatív hőmérsékleten alakul ki), s ezzel akár nagyobb kártételt is okozhatunk növényeinknek, mintha el sem kezdtük volna a védekezést. A virágzáskésleltető öntözésnél hűtjük az ültetvényt, így a virágrügyek később kapják meg a fakadásukhoz szükséges hőmérséklet-összeget, mely következtében a virágzás a fagy elvonulta után következik be. Egy lehetséges eljárásnál 8–9 °C léghőmérsékleten kezdve 12–16 percenként 2–2,5 percig járatjuk a szórófejet, mely 2–3 mm/óra intenzitással akár 2–3 héten át is permetezhet. Az árasztásos módszerrel is a víz magas hőkapacitását használjuk, csak itt a talajnál melegebb víz melegíti fel a növényállomány levegőjét. Nem minden növényfaj viseli el. A légkeveréses eljárásnál a lehűlés folyamatának ismeretében azt a jelenséget használjuk ki, hogy a kisugárzás a talaj felszínéről indul, ezért éjszaka itt alakul ki először a fagypont alatti hőmérséklet, mely lehűlés aztán fokozatosan terjed a levegőben felfelé. Ha van a felsőbb légrétegekben elegendő meleglevegő utánpótlás, akkor azt a növény közelébe juttatva a fagy kártétele elhárítható. A légkeverést megvalósíthatjuk helikopterrel vagy szélgépekkel (1–11 m magasan forgó, 2 m-es ívelt lapátok). Egy szélgép mintegy 3–4 ha területet képes megvédeni. Az eljárás (–5) – (–6)°C-ig hatékony. Termo-ventilátorokkal kiegészítve további 4–5 °C-kal javítható a védekezés hatékonysága. Egy szélgéppel 5 ha gyümölcsöst védhetünk, melynek bekerülési költsége meghaladja a 10 millió Ft-ot. A helikopteres eljárásnál arra kell ügyelni, hogy a védekezés folyamatos legyen, s megfelelő meleglevegőutánpótlással rendelkezzék a felsőbb légrétegekben az adott terület. Néhány egyszerű fagyelőrejelző módszer A fagyvédelmi eljárások alapfeltétele az időjárás várható alakulásának ismerete, mégpedig adott helyre vonatkozóan. A mezőgazdasági termesztés sajátosságaiból fakadóan általában nem ott történik, ahová rendelkezünk konkrét időjárás-előrejelzéssel, bár a médiák híreinek követése támpontot nyújthat a termesztőknek is. Ennek áthidalására néhány egyszerű lehetőséget mutatunk be, melyek elvégzéséhez nem szükséges drága berendezés, csak pontosan és egyszerűen végrehajtható mérés. A bemutatott eljárásokkal az este 7 órakor mért hőmérsékletekből vagy a hőmérséklet terjedelméből (ingás) következtethetünk a másnap reggeli fagyveszélyre. Valamennyi léghőmérséklet-mérést a talaj felszínétől 2 m magasan kell elvégezni. A harmatpont módszer abból a feltételezésből indul ki, hogy az este 7 órakor mért harmatpontnál jobban nem hűl le reggelre a levegő. Ha a harmatpont negatív hőmérsékletet jelez, akkor fagy várható. Az eljáráshoz egy pszichrometer (száraz-nedves hőmérőpár) szükséges, s egy mérés 19.00-kor. A műszerhez megadott táblázat tartalmazza a szükséges harmatpont adatát, melyet a műszer két hőmérőjének állásából nyerhetünk. A pszichrometer a légnedvesség mérésére általánosan alkalmazott műszer. A harmatpont módszernél pontosabb eredmény várható az Angström formulával, melynek műszerigénye megegyezik a harmatpont eljárásnál megadottal, vagyis egy száraz-nedves hőmérőpár kell hozzá. A várható minimumhőmérséklet (tmin) az alábbi egyszerű egyenlettel nyerhető:
10.1. egyenlet - 10.1
ahol tnedves: a 19.00 órakor mért nedves hőmérő állása t: az ugyanakkor mért száraz hőmérő állása, a léghőmérséklet. Elég két szélsőérték hőmérséklet az alábbi rendkívül egyszerű fagyvédelmi eljáráshoz, de itt – szemben az előzőekkel – több napos megfigyelés szükséges. Az alap a két szélsőérték hőmérséklet ismeret az adott helyre, s annak néhány napon belüli változékonyságának (terjedelem = tmax – tmin) előzetes, több napon át végzett mérése. A terjedelem = tmax. – tmin., akkor a tmin kifejezhető:
278 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
10.2. egyenlet - 10.2
Ha negatív értéket kapunk az adott napra tmin-ként, akkor fagy várható. A fenti eljárások csak az időjárás bizonyos fokú állandóságát feltételezve alkalmazhatók. Hirtelen jött hideglevegő-betörésnél egyik sem ad pontos eredményt. Ennél pontosabb előrejelzéshez a hőmérséklet mellett egyéb meteorológiai elemismeret, felhőzet, sugárzás és szél stb. értékekre is szükség van.
2.2. A magas léghőmérséklet hatása A 15 °C-os napi középhőmérsékletek tavaszi és őszi átlépési időpontjai jelölik ki hazánkban a meleg időszakot, mely sok termesztett növényünk tenyészidőszakával is egybeesik. Ebben az időszakban az átlagosnál jelentősen melegebb napok (10.7. táblázat) kedvezőtlen hatásúak a növények számára, mert a melegedés szabadföldi növényeink fotoszintézis-intenzitását kisebb mértékben emeli, mint a légzéséét, ami által a megtermelt primer produkció értéke a felmelegedéssel párhuzamosan exponenciálisan csökken.
10.7. táblázat - A hőségnapok (30 és 35 fok közötti maximum hőmérsékletű napok) átlagos száma 1951–90 között Varga-Haszonits (1997) feldolgozásában Állomás
I–IV.
V.
VI.
VII.
VIII.
IX.
X–XII.
Évi összes
Békéscsaba
0
1
4
8
6
2
0
20
Budapest
0
0
2
6
5
1
0
15
Debrecen
0
1
3
5
5
1
0
15
Kaposvár
0
0
2
5
5
1
0
14
Miskolc
0
1
3
6
5
1
0
14
Mosonmagyaróvár
0
0
2
5
4
1
0
11
Szeged
0
1
3
7
7
2
0
20
Szolnok
0
1
3
7
7
1
0
19
Szombathely
0
0
1
3
3
0
0
8
Zalaegerszeg
0
0
1
4
3
0
0
8
Szinte valamennyi termesztett szántóföldi növényünk számára negatív hatású a hőségnap, amely 30 °C feletti napi maximumhőmérsékletet jelent. A legtöbb belőle Szeged környékén van, évi átlagban 20 körüli. Általában a Mohács–Debrecen vonaltól délre 15 hőségnappal lehet számolni. E vonaltól nyugat és észak felé haladva egyre kevesebb a 30 °C feletti maximumhőmérsékletű napok száma. Nagyjából a Nagykanizsa-Budapest-EgerNyíregyháza és a Debrecen-Mohács vonal által bezárt területen 10 és 20 között változik a számuk. A Nagykanizsa-Nyíregyháza vonaltól nyugatra és északra általában 15-nél kevesebb hőségnap fordul elő. A magasabb hegyvidékeinken és a nyugati határ mentén még a 10-et sem éri el évi átlagban a hőségnapok száma (Varga-Haszonits 1997). A növénytermesztés szempontjából fontos a hőségnapok havonkénti eloszlása is, mert ez lehetővé teszi az őszi gabonákra és az egynyári növényekre gyakorolt hatásuk szétválasztását. Szintén Varga-Haszonits (1997) vizsgálata alapján elemezhetjük a hőségnapok megjelenési időpontját is. Az első hőségnap legkorábban április második dekádjában következhet be, de többnyire inkább csak május első 279 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata dekádjában szokott jelentkezni, sőt előfordulhat, hogy először csak júniusban lép fel. Az utolsó hőségnap rendszerint szeptember utolsó dekádjának vagy október első dekádjának végéig bekövetkezik. Néhány gazdasági növényünk (cukorrépa, paradicsom) érzékeny az éjszakai hőmérséklet alakulására, mégpedig annak megfelelő lehűlésére. Amennyiben az éjszakai hőmérséklet nem csökken 20 °C alá, a virágzásmegtermékenyülés súlyos zavarával számolhatunk. A cukorrépa esetében a cukortartalom annyira csökken, hogy ősszel a nappali órák azt kompenzálni nem képesek. A meleg éjszakák területi megoszlásának átlagait a 10.8. táblázat tartalmazza.
10.8. táblázat - A meleg éjszakák átlagos havi és évi száma (1951–1990) Varga-Haszonits (1997) szerint A 18 fok feletti minimum hőmérsékletű éjszakák átlagos száma Állomás Január
Februá Márciu Augus Szepte Októb Nove Április Május Június Július r s ztus mber er mber
Decem ber
Év
Balassagyarmat
–
–
–
–
–
0,7
1,5
0,9
–
–
–
–
3,1
Békéscsaba
–
–
–
–
0,1
1,5
3,7
2,9
0,2
–
–
–
8,4
Budapest
–
–
–
–
0,1
2,6
6,1
4,6
0,2
–
–
–
13,6
Debrecen
–
–
–
–
1,2
3,5
2,4
0,2
–
–
–
–
7,3
Győr
–
–
–
–
0,4
1,4
3,2
2,9
0,2
–
–
–
8,1
Iregszemcse
–
–
–
–
0,1
1,1
2,7
1,9
0,2
–
–
–
6,0
Kaposvár
–
–
–
–
0,1
1,2
3,0
2,0
0,3
–
–
–
6,6
Kecskemét
–
–
–
–
0,1
1,8
4,5
3,4
0,2
–
–
–
10,0
Kompolt
–
–
–
–
0,1
1,3
3,7
3,1
0,9
–
–
–
9,1
Martonvásár
–
–
–
–
1,3
3,5
2,6
0,1
–
–
–
–
7,5
Miskolc
–
–
–
–
0,5
1,3
1,1
0,1
–
–
–
–
3,0
Mosonmagyaróv ár
–
–
–
–
0,8
2,2
1,6
0,1
–
–
–
–
4,7
Nyíregyháza
–
–
–
–
0,2
1,2
2,9
2,1
0,2
–
–
–
6,6
Pápa
–
–
–
–
0,2
1,1
2,0
2,3
0,2
–
–
–
5,8
Pécs
–
–
–
–
0,2
1,7
4,8
4,0
0,3
–
–
–
11,0
Szeged
–
–
–
–
0,1
1,7
3,9
3,0
0,1
–
–
–
8,8
Szolnok
–
–
–
–
0,1
2,0
4,9
3,8
0,3
–
–
–
11,1
Szombathely
–
–
–
–
–
0,2
1,0
0,8
–
–
–
–
2,0
280 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
Tatabánya
–
–
–
–
0,3
2,0
3,7
3,1
0,4
–
–
–
9,5
Zalaegerszeg
–
–
–
–
0,5
1,1
1,0
0,1
–
–
–
–
2,7
Növényfajonként változik a kritikus időszak várható megjelenése. Sok év átlagában a példánkban említett cukorrépánál az ősz, a szeptember a legveszélyesebb hónap, de hosszú-meleg őszök idején az október is érintett lehet.
2.3. Vízhiány és víztöbblet A növények számára felvehető vízmennyiség a talajban tárolódik. Ennek a forrása a csapadék (10.9. táblázat), melyet nem területi alapon, hanem egy közigazgatási kategóriát segítségül hívva, megyénként ismertetünk Varga-Haszonits (1997) feldolgozása alapján.
10.9. táblázat - Az egynyári növények vegetációs ciklusa alatti csapadékösszegek és szélső értékeik mm-ben Varga-Haszonits (1997) nyomán Minimu m
Átlag
Maximum m
Győr-Moson-Sopron
215
331
494
Vas
252
393
686
Zala
267
445
661
Somogy
269
439
647
Veszprém
184
379
544
Komárom-Esztergom
212
360
580
Fejér
164
315
501
Tolna
215
384
583
Baranya
222
387
635
Bács-Kiskun
164
312
475
Pest
172
304
496
Jász-Nagykun-Szolnok
139
302
490
Csongrád
172
309
506
Békés
191
332
456
Hajdú-Bihar
157
342
682
Szabolcs-Szatmár-Bereg
168
337
534
Borsod-Abaúj-Zemplén
215
382
541
Megye
281 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
Heves
172
339
542
Nógrád
181
351
581
A tenyészidőszakra meghatározott átlagérték mellett a csapadék szélső értékeit (maximum és minimum) is feltüntettük táblázatunkban. Ha rendelkezésre álló vízmennyiség egy meghatározott küszöbérték felett van, akkor a növények a vizet könnyen fel tudják venni. Ha e küszöbérték alatt marad, akkor csökkenő mennyiségének megfelelően a növények egyre nehezebben tudják felvenni a vizet. Ha hosszú ideig nem esik eső, a folytonos párolgás következtében elfogy a felvehető vízkészlet, s végül a növény elszárad. Az időszakos vízhiány tehát szárazságot idéz elő. A szárazság számos közvetlen és közvetett hatással bír a növényekre. Ha viszont a talajok víztartalma közel van a vízkapacitáshoz, vagy esetleg el is éri azt, akkor a hirtelen lehulló nagy mennyiségű csapadékot a talaj már nem tudja befogadni, s a lehullott víz a talaj felszínén lévő mélyebb területeken gyűlik össze. Emiatt az időszakos vízbőség pedig belvizet okozhat (Varga-Haszonits et al. 2006). Belvíz Ha a lehullott csapadékvíz hosszabb időn át meghaladja a levegő nedvességbefogadó képességét (potenciális evapotranszspirációját), akkor az a talaj felszínén felhalmozódik, mely jelenség a belvíz. Várható megjelenése tél végén és tavasszal van, nagyobb a hóolvadások idején, ha a fagyott talaj a beszivárgást lehetetlenné teszi. A felszínen összegyülemlő és tartósan fennálló víz káros lehet a növényekre. Káros hatásai lehetnek közvetlenek vagy közvetettek. E hatásokat Petrasovits és Balogh (1975) a következőkben foglalták össze. Az időszakos vízbőség káros közvetlen hatásai az alábbiak: 1. Az áttelelő növények károsítása: Az őszi gabonák, az évelő takarmánynövények, a gyümölcsfák, a rétek és legelők az elsősorban érintettek a belvíz esetében, mivel őket az őszi, a téli és a kora tavaszi belvizek egyaránt érinthetik. 2. A tavaszi munkák késleltetése:A tél végi vagy kora tavaszi belvíz elsősorban azzal okoz kárt, hogy késlelteti a tavaszi talaj-előkészítést és a vetést. Nyilvánvalóan ez a megállapítás leginkább a korai vetést igénylő növényekre (borsó, tavaszi búza, tavaszi árpa, zab, len, mák, lucerna stb.) vonatkozik, mert ezek hazánk éghajlati viszonyai között csak korai vetés esetén adnak megfelelő termést. 3. Az őszi betakarítás akadályozása: Az őszi esőzések is okozhatnak belvizet, amikor a nagy mennyiségű csapadék alacsony hőmérséklettel párosul, és a párolgás lecsökken. A talajban elegendő mennyiségű víz volt, akkor a talajok könnyen feltöltődnek vízkapacitás körüli értékre vagy annál magasabb értékre, s ezáltal járhatatlanná válnak. Ilyenkor például a kukorica vagy a cukorrépa betakarítása késik, ritkább esetekben lehetetlenné válik. A belvíz levonulása után az okozott közvetlen károk többnyire gyorsan megállapíthatók. Az időszakos vízbőség káros közvetett hatásai az alábbiak: • A belvíz után a talajnedvesség még hosszabb ideig magas marad, s ha erre újabb nagy mennyiségű csapadék hull, akkor a talaj nem képes befogadni a rázúduló nagy mennyiségű vizet, s újból belvíz keletkezik (VargaHaszonits és Varga 1999). A növények a tartós vízborítást csupán néhány napig képesek elviselni. A belvíz levezetésére megoldást nyújthat a drénezés, ami már a vízgazdálkodás tárgykörébe tartozik. Szárazság és aszály Mindkét fogalom a víz hiányára utal, csupán a vízhiány mértéke az, amely a kettőt egymástól megkülönbözteti. A szárazság a mérsékeltebb vízhiány jellemzésére alkalmas mutató. Az aszály kialakulásához az első lépés a szárazság fellépése, amikor néhány napig nem esik eső. Ekkor azonban még senki sem gondol aszályra, csak akkor, amikor az egymás utáni csapadékmentes napok száma egyre növekszik. Ennek alapján teljesen egyértelműen mondhatjuk, hogy az aszály hosszan tartó, nagymértékű csapadékhiány. Természetes, hogy a csapadékhiány aszályos voltára egyetlen csapadékértékkel utalni nem tudunk, hiszen növényfajonként, fejlődési fázisonként stb. változik annak mennyisége.
282 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata A fenti aszály definíció tisztán fogalmi meghatározás, hiszen ebből nem tudhatjuk meg, hogy melyek a következményei. A csapadékhiány ugyanis (meleg időszakban) a párolgás növekedésével, majd ennek lassulása miatt a légnedvesség csökkenésével jár együtt. Ez a légköri aszály1. A megnövekedett párolgás következtében azonban csökken a folyók, tavak, víztározók vízmagassága. Ez a hidrológiai aszály. De csökken a talaj felső rétegének nedvességtartalma is (talajaszály), s mivel így a növények nehezen jutnak a szükséges vízhez és tápanyaghoz, kialakul a mezőgazdasági aszály. Ezeknek a meghatározásoknak az a fő jellemzője, hogy a száraz időszakokat egy kritikus értéknél nagyobb vízhiánnyal határozza meg. Az egyes definíciók pedig abban térnek el egymástól, hogy a csapadék, a csapadék és a párolgás vagy a talajnedvesség adataira épülnek. Akkor kezdik a vízhiányt súlyosnak venni, amikor egy küszöbértéket átlép, vagyis jelentőssé válik. Ha egy ilyen időszak hosszabb ideig eltart, akkor még inkább nehézségeket okoz. Ezért az agrometeorológiában a Palmer (1965) féle definíció terjedt el, amely szerint az aszály tartós és jelentős vízhiány. Az aszály kialakulásának okait a 10.12 . ábra szemlélteti.
10.12. ábra - A növény vízellátottságát befolyásoló főbb tényezők Varga-Haszonits et al. 2006 nyomán
Az aszály bekövetkeztéhez az első lépés az, hogy ne hulljon csapadék. Ahhoz pedig, hogy ne essen csapadék, olyan makrometeorológiai viszonyokra van szükség, ahol leszálló légáramlatok uralkodnak (anticiklonáris helyzet), amelyek akadályozzák a felhőképződést. Ha ehhez még alacsony légnedvesség és magas hőmérséklet is párosul, akkor a talaj vízvesztesége egyre nagyobb lesz, mert a talajon keresztül történő párolgás (evaporáció) és a növényen keresztül történő párolgás (transzspiráció) együttese (evapotranszspiráció) igen jelentőssé válik. Ezért van az, hogy a kutatók egy jelentős része a csapadék és a párolgás egymáshoz való viszonyát használja a száraz időszakok és az aszály jellemzésére. A két párolgástípus csapadékhoz hasonló feldolgozásában (10.10. táblázat) megyénként található azok tenyészidőszakra vonatkozó átlag- és szélsőérték alakulása. Minél nagyobb az eltérés az aktuális és a potenciális párolgás között, annál nagyobb a terület aszályhajlama. Ez a térség VargaHaszonits (1997) adatai szerint jól körülhatárolhatóan az ország keleti felében található.
A légköri aszály esetében a levegő relatív légnedvessége 15–20% alá esik, mely olyan mértékű párologtatást igényelne a növénytől, melynek vízszállító képessége azzal lépést tartani nem tud, ezért a növények akkor is lankadnak, ha a talaj felvehető vízkészlete egyébként elegendően magas. 1
283 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
10.10. táblázat - A tenyészidőszak-beli párolgások (aktuális és potenciális) átlagainak és szélső értékeinek megyénkénti alakulása Varga-Haszonits (1997) hosszú idősoros adatai alapján Potenciális (max.) párolgás
Tényleges (akt.) párolgás
Megye minimum
átlag
maximum
minimum
átlag
maximum
Győr-Moson-Sopron
579
722
884
314
419
575
Vas
493
600
740
337
438
510
Zala
523
606
743
338
461
527
Somogy
557
672
841
319
465
573
Veszprém
349
636
880
321
433
545
Komárom-Esztergom
512
714
941
291
430
618
Fejér
601
773
964
273
394
531
Tolna
569
712
944
310
452
557
Baranya
635
782
990
338
455
624
Bács-Kiskun
623
788
1019
255
378
510
Pest
669
822
1019
254
379
543
Jász-Nagykun-Szolnok
578
739
1062
275
382
544
Csongrád
606
766
1113
256
387
554
Békés
588
758
1009
356
430
530
Hajdú-Bihar
476
730
995
276
390
560
Szabolcs-Szatmár-Bereg
560
720
924
271
397
540
Az adatok szerint nemcsak a csapadéknak, hanem a párolgásoknak is rendkívül magas a változékonysága. Hosszabb ideig tartó csapadékhiány alacsony légnedvességgel és magas hőmérséklettel párosulva gyorsan csökkenti a talaj vízkészletét, amit fokozhat még a párolgást elősegítő talajművelési módszer alkalmazása és a mélyen a termőréteg alatt elhelyezkedő talajvízszint. Így a talaj vízkészlete egy olyan kritikus érték alá csökkenhet, ami megnehezíti a növények vízfelvételét (Varga-Haszonits et al. 2006). Magyarországon 100-ból 28 év aszályos (Csete 2005), és a klímaváltozás hatására az aszályhajlam fokozódhat. Jelenleg az állam az aszálykárok kárenyhítéséről gondoskodik, de a megelőzésről nem, pedig az aszály sokkal nagyobb károkat okoz a mezőgazdasági termelésben, mint a belvíz. A belvizes években, magyarországi átlagban mindig jó közepes volt a termés, szemben a jóval szerényebb termésű aszályos évekkel (Csete 2005). A klímaváltozás hazai hatásait, az alkalmazkodás és megelőzés lehetőségeit vizsgáló VAHAVA projekt keretében igen nagy szerephez jutott a mezőgazdaság, mint az éghajlat és az időjárás által leginkább befolyásolt nemzetgazdasági ág. A projekt eredményeinek összefoglalójában (2006) olvasható, hogy a szántóföldi növénytermelésben a jövő kulcskérdése a csapadék befogadása és megőrzése; a szárazságot, esetenként a nagy 284 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata csapadékot egyaránt figyelembe vevő talajművelési rendszer kialakítása, valamint az öntözés bővítése lesz. Pálfi (2007) szerint hazánkban az aszályindex (PAI) országos átlaga a következő 25–30 évben – az 1976-2005 közötti időszakhoz képest – 12,5%-kal növekedne meg a klímaváltozás hatására, valamint az erősen aszályos évek gyakorisága két-háromszorosára növekedne. Anda és Kocsis (2007), valamint Kocsis (2008) kukoricaállományra vonatkozó mikroklíma szimulációs eredményeik alapján megerősítve látják azt a tényt, hogy a természetes vízellátás a klímaváltozás fokozódásával nem fogja fedezni a növényi vízigényt, így a kukorica gazdaságos termesztése érdekében a gazdáknak fel kell készülniük az öntözéses termesztésre, valamint a talaj vízkészleteinek megóvását segítő agrotechnikai eljárások alkalmazására. Az aszály elleni védekezés öntözéssel történik, mely során két döntést kell meghoznunk. Az egyik, hogy mikor, a másik, hogy mennyi vízzel öntözzünk. A kérdések megválaszolása részben a növényhőmérséklet tárgyalásakor megtörtént, a többi pedig a vízgazdálkodás témakörében fog megvalósulni.
2.4. Jégeső-elhárítás Jégesőről akkor beszélünk, ha a csapadék kisebb-nagyobb jégdarabok formájában hullik le. Ez azért lehetséges, mert a csapadékképződés rendszerint olyan magasságokban megy végbe, ahol a hőmérséklet állandóan nulla fok alatt van. Emiatt a levegőben található szilárd részecskékre kicsapódó vízgőz megfagy, s a további kicsapódás következtében egyre növekvő jégdarabok alakulnak. Ha a képződött jégdarab elég nagy, s nagy sebességgel hullik át a levegőn, akkor nincs ideje elolvadni a melegebb légrétegekben, s különböző nagyságú jég formájában hull le a földfelszínre. A meteorológiai állomások megfigyelései alapján sokévi átlagban legalább 1–3 jégesővel lehet számolni. Gyakoriságuk május-júniusban éri el maximumát (Varga-Haszonits et al. 2006). A jégeső területi eloszlása igen szeszélyes, rendszerint sávos szerkezetű, többnyire alig néhányszor tíz vagy néhány száz méter távolság választja el egymástól a jégvert területeket. Hazánk területén a jégeső okozta károk eltérő gyakoriságúak: a Nyugat- és Dél-Dunántúlon kisebb mértékben, a Dél-Alföldön és a Nyírségben következik be viszonylag gyakrabban jégeső, ritkábban a Közép-Tisza vidéken (Szász és Tőkei 1997). A jégeső térben és időben rendkívül változékony jelenség. Változik mindenekelőtt a jégszemek nagysága az 5 mm-es átmérőtől az akár lúdtojás nagyságúig. A felületegységre hulló jégszemek száma is tág határok között változik, lehet egy-kettő, de lehet tízezer is. Felléphetnek sűrűségbeli különbségek, hullnak puha és kemény jégszemek. Nagy az intenzitásbeli (lehullott csapadékmennyiség/idő) különbség is. A jégeső időtartama néhány másodperctől akár egy óráig is tarthat. A jégesőt erős szélvihar kísérheti, de eshet szélcsendben is. A károk változékonysága, ha lehetséges, még bonyolultabb, hiszen a felsoroltakhoz hozzáadódik, hogy a jégeső sújtotta területen sokféle növényállomány sokféle állapotban lehetséges. Ezért a jégeső meteorológiailag mérhető paraméterei, és a jégkárok között nincs egyértelmű kapcsolat, amit az is tovább bonyolít, hogy a tényleges jégkárt sokszor egyszerűen azonosnak veszik a kifizetett biztosítási összeggel (Anda és Dunkel 2000). A jégeső elleni védekezésnek gyakorlatilag egyetlen járható útja van: a mikrofizikai beavatkozás. A felhő kolloidálisan instabil rendszer, mely a halmazállapotok különbségéből és a felhő elemek méretkülönbségéből fakad. A jégeső-elhárítás során az eseményt megakadályozni nem tudjuk, csupán a kártétel mértékét vagyunk képesek csökkenteni. A jégesőt hozó felhő közepén a felszín felett kb. 3–4 km-re található áramlási csőben található egy akkumulációs zóna, melyben a jégeső kezdemények száma a legnagyobb. Ha kevés itt a jégképző csírák száma, akkor több, nagyobb méretű jégszem képződik. Mesterségesen megnövelve a jégképző magvak számát, több és apróbb méretű jégszemcse képződik. A kisebb jégszem közvetlen kártétele is alacsonyabb, s nagyobb az esélye az olvadásra is azon az úton, amíg a felhőből a talajfelszínt eléri. Az elhárítás során tehát két feladatot kell megoldani (Anda és Dunkel 2000): • meg kell határozni a jégszemek legvalószínűbb előfordulási helyét a felhőben és • jégképző magvak bejuttatásával meg kell növelni a rendelkezésre álló víztartalom terhére a jégeső magvak számát. A zivatarfelhőben kialakuló akkumulációs zónát a jégeső-elhárító rendszer központjában elhelyezett időjárási radar segítségével lehet felderíteni (10.13. ábra). A felhő detektálását követően 60–120 gramm AgI-ot juttatunk a felhőbe négyzetkilométerenként. A beavatkozásra rendelkezésre álló idő a felhőben zajló fizikai folyamatok sajátosságaiból fakadóan rendkívül rövid, mindössze 10–15 perc.
10.13. ábra - A jégesőt hozó felhő nedvességtartalma radarfelvétel alapján
285 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
Magyarországon jelenleg egy jégeső-elhárító rendszer működik, melyet a NEFELA Dél-Magyarországi Jégesőelhárítási Egyesület koordinál. Három megyére terjed ki a tevékenysége. A régi rakétás módszerrel szemben talajgenerátorokat alkalmaznak. A jégeső-elhárítás során a talajfelszínen működő generátorokkal rengeteg ezüstjodid (AgI) kristályt gyártanak. Az AgI részecskéknek ahhoz, hogy hatásukat kifejthessék, nagy koncentrációban, és még a jégszemek kialakulását megelőzően kell a zivatarfelhőkbe jutniuk. A talajgenerátoros jégeső-elhárítás megelőző, preventív módon működik, a már kialakult jégszemeket nem tudja „szétrobbantani”, „elolvasztani” [LN:http://www.nefela.hu/index.php?fid=2]. A talajgenerátor három fő egységből áll: levegőtartály (1), oldattartály (2) és égetőkémény (3) (10.14. ábra). A levegőtartály biztosítja az 1,3 bar-os túlnyomást az oldattartályban, melyben 8 g/l töménységű ezüstjodid-aceton oldat van. Az oldatot egy 30 mikronos fúvóka porlasztja az égető kéménybe, ahol kb. 800 – 900 Celsius fokos hőmérsékleten ég el. A kijutott AgI-molekulacsoportokból – a hirtelen lehűlés hatására – 0,06–0,08 mikronos AgI-kristályok alakulnak ki, melyeknek szerkezete a jégkristályokéhoz hasonló [LN:http://www.nefela.hu/index.php?fid=3].
10.14. ábra - A NEFELA által alkalmazott Vortex típusú talajgenerátor rajza http://www.nefela.hu/index.php?fid=3
286 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
A generátorhálózat irányítása a hármas-hegyi radarállomásról történik, ahol május 1-től szeptember 30-ig, éjjelnappal szakképzett meteorológusok teljesítenek szolgálatot. A radarállomás MRL-5 típusú, két csatornás, nagy felbontóképességű időjárási radarral van felszerelve. Hatótávolsága 256 km sugarú kör. A radar segítségével már nagy távolságból megítélhető egy-egy felhő jégveszélyessége, fejlődési tendenciája, intenzitása, vonulási iránya, sebessége stb. A meteorológusok munkáját segíti még egy „Meteosat” időjárási műholdvevő, és naponta több tucat előrejelzési térkép. Az adatok értékelése után a szolgálatot teljesítő meteorológus hozza meg a döntését, hogy a generátorokat mikor és mennyi időn keresztül kell üzemeltetni [LN:http://www.nefela.hu/index.php?fid=3]. A beavatkozásokat minden esetben a zivatarok (érkező időjárási frontok) előtt legalább 2 órával kell megkezdeni. Évente általában 40–50 beavatkozásra kerül sor, a generátorok alkalmanként 2–10 órán keresztül működnek, éves szinten egy generátor 200–250 órát üzemel. Összesen 141 db generátor áll rendelkezésre, a hálózatot a 10.15. ábra mutatja be [LN:http://www.nefela.hu/index.php?fid=3].
10.15. ábra A NEFELA http://www.nefela.hu/index.php?fid=3
Egyesület
287 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
talajgenerátor-hálózata
A meteorológia néhány speciális feladata
A talajgenerátoros jégeső elhárítás költsége jelenleg 2 euró/ha. Légi elhárításnál ez a költség 200–220 euró hektáronként. A jégeső elhárításának van egy másik lehetősége is, a hálós (takarásos) védelem (10.16. ábra).
10.16. ábra - Hálós jégeső-kárelhárítás www.google.com/images
288 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata
3. Irodalom Ács, F. 2008. A talaj–növény–légkör rendszer meteorológiai alkalmazású modellezése. ELTE Eötvös Kiadó, Budapest Anda A. és Dunkel Z. 2000. Agrometeorológia. Egyetemi jegyzet, Veszprémi Egyetem, Georgikon Kar Nyomdája, Keszthely Anda, A. és Kocsis, T. 2007. Evaluation of the influence of climatic changes on maize energy consumption in Hungary. European Journal of Plant Science and Biotechnology 1(2): 200–205. Barrow, E. M. and Semenov, M. A. 1995. Climate change scenarios with high spatial and temporal resolution for agricultural applications. Forestry 68(4): 349–360. Barry, R. G. and Chorley, R. J. 1998. Atmosphere, weather and climate. Routlegde, London. Bartholy, J., Pongrácz, R., Torma, Cs. és Hunyadi A. 2006.A regionális klímaváltozás becslése a Kárpátmedence térségére. VAHAVA Projektzáró-konferencia Budapest, 2006. március 9. Bartholy, J. és Schlanger, V. 2004. Az éghajlat regionális modellezése. Természet világa II. különszám, Budapest: 40–44. Brooks, R. J., Semenov, M. A., Jamieson, P. D. 2001. Simplifying Sirius: sensitivity analysis and development of a meta-model for wheat yield prediction. European Journal of Agronomy 14: 43–60. Csete, L. 2005. Az éghajlatváltozás és magyar mezőgazdaság. In: Takács–Sánta A. (szerk.): Éghajlatváltozás a világban és Magyarországon, Budapest: 141–157. Formayer, H. 2005a. Overview of the development of climate change scenarios. AGRIDEMA Workshop, Viena 2005. november Formayer, H. 2005b. Statistical downscaling. AGRIDEMA Workshop, Viena 2005. november Gao, X., Pal, J. S., Giorgi, F. 2006. Projected changes in mean and extreme precipitation over the Mediterranean region from high resolution double nested RCM simulations. Geophysical Research Letters 33, L03706 289 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata Giorgi, F. and Lionello, P. 2008. Climate change projections for the Mediterranean region. Global and Palnetary Change 63: 90–104. Goudriaan, J. 1977. Crop micrometeorology: a simulation study. Simulation monographs, Pudoc, Wageningen Horányi, A. 2005 Regionális klímadinamikai kutatások: nemzetközi és hazai kitekintés. Meteorológiai Tudományos Napok, Budapest 2005. november 24. IPCC 2007. Le Treut, H., R. Somerville, U. Cubasch, Y. Ding, C. Mauritzen, A. Mokssit, T. Peterson and M. Prather: Historical Overview of Climate Change. 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. Jamieson, P. D., Semenov, M. A., Brooking, I. R., Francis, G. S. 1998. Sirius: a mechanistic model of wheat response to environmental variation. Eur. J. Agronomy 8: 161–179. Kocsis T. 2008. Az éghajlatváltozás detektálása a keszthelyi meteorológiai adatokban. Egyetemi Meteorológiai Füzetek (ELTE, Budapest) 22.: 109–116. KvVM – MTA VAHAVA projekt összefoglalása 2006. A globális klímaváltozás: hazai hatások és válaszok. A magyarországi klímapolitika alapjai, Budapest (2006. február 13.) Lábó E., Radnóti G., Horányi A., Szépszó G. 2004. Regionális modellek – éghajlati vizsgálatok. Természet világa II. különszám, Budapest: 45–47. Mihailovic, D. T. and Eitzinger, J. 2006. Modelling temperatures of crop environment. Ecological Modelling 202(3–4): 465–475. Mika J. 2004. A globális klímamodellek. Természet világa II. különszám, Budapest: 33–36. Pal, J. S., Giorgi, F., Bi, X., Elguindi, N., Solmon, F. and Gao, X. 2005. Regional Climate Modeling and the ICTP Regional Climate Model (RegCM3). AGRIDEMA Workshop, Viena 2005. november Pálfi, I. 2007. Éghajlatváltozás és aszály. KLÍMA–21 Füzetek 49.: 59–65. Palmer, W. 1965. Meteorological Drought. Research Paper 45. Department of Commerce, Washington Petrasovits, I. és Balogh, J. 1975. Növénytermesztés és vízgazdálkodás. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest Ritchie, J. T. and Otter, S. 1985. Description and performance of CERES-Wheat: A user-oriented wheat yield model. In: Willis, W. O. (Eds.) ARS Wheat Yield Project, Department of Agric., Agricultural Res. Service, ARS 38: 159–175. Rosenweig, C. and Hillel, D. 1998.Climate Change and the Global Harvest. Potential Impacts of the Greenhouse Effect on Agriculture. Oxford University Press, New York. Sakamoto, C. M. 1981. The technology of Crop-weather Modelling. Food-Climate Interactions: 383–398. Semenov, M. A. and Barrow, E. M. 1997. Use of a stochastic weather generator in the development of climate change scenarios. Climatic Change 35: 397–414. Semenov, M. A. 2008.Simulation of weather events by a stochastic weather generator. Climate Research 35: 203–212. Szász, G. és Tőkei, L. (szerk.) 1997. Meteorológia mezőgazdáknak, kertészeknek, erdészeknek (második kiadás) Mezőgazda Kiadó, Budapest Varga-Haszonits, Z., Varga, Z., Lantos, Zs., Enzsölné, Gerencsér E. 2006. Az éghajlati változékonyság és az agroökoszisztémák. Mosonmagyaróvár Varga-Haszonits Z., Varga, Z., Lantos, Zs. 2004. Az éghajlati változékonyság és az extrém jelenségek agroklimatológiai elemzése. Mosonmagyaróvár 290 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A meteorológia néhány speciális feladata Varga-Haszonits Z., Varga Z. 1999. Agroklimatológia I. (Éghajlat és növénytermesztés). Mosonmagyaróvár Varga-Haszonits, Z. 1987. Időjárás-növény modellek elvi-módszertani kérdései. Időjárás 91: 176–186. Varga-Haszonits, Z. 1997. Agrometeorológia. Mosonmagyaróvár Varga-Haszonits, Z. 2003. Az éghajlatváltozás mezőgazdasági hatásának elemzése, éghajlati szcenáriók. AGRO–21 Füzetek 31.: 9.–28. http://news.bbc.co.uk/1/hi/sci/tech/6320515.stm http://www.metoffice.gov.uk/research/hadleycentre/models/modeltypes.html http://www.nefela.hu/index.php?fid=2 http://www.nefela.hu/index.php?fid=3 www.google.com/images
291 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
11. fejezet - A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása A légkör két állandó összetevőjének mennyisége (nitrogén és oxigén) hosszabb időszakot tekintve sem változik. A nyomanyagok összetétele és adott helyen mért koncentrációja is meglehetősen változatos. Összetételük alapján lehetnek szerves és szervetlen vegyületek mindhárom halmazállapotban. Mennyiségük különösen lokálisan változékony. Toxicitásuk szerint, a súlyosabb tüneteket produkálók felé haladva megkülönböztetünk kellemetlen, nem toxikus, toxikus, karcinogén és mutagén szennyező nyomanyagokat. Ezek a fő alkotókhoz képest csekély mennyiségben jelenlévő anyagok koncentrációjának akár minimális változásakor is jelentősen módosíthatják az ember közelében lévő légkör fizikai-kémiai tulajdonságait. A WHO szerint akkor beszélhetünk légszennyezésről, ha a légköri nyomanyag nagy mennyiségben vagy hosszú ideig tartózkodva a légkörben az élővilágra és az anyagi javakra káros hatást fejt ki, vagy hozzájárul a káros hatások kialakulásához. Akkor is környezetszennyezésnek tekinthető a jelenség, ha az „csak” az ember közérzetét befolyásolja hátrányosan. A két alapcsoportjából (kültéri és beltéri szennyezés) e kiadvány csak a kültéri szennyezés néhány tulajdonságával foglalkozik. A levegőszennyezés összetett fogalom, több szempont alapján is csoportosíthatjuk: 1. A szennyezés formája szerint lehet: • elsődleges és • másodlagos szennyezés. Elsődleges szennyező anyagok azok, melyek közvetlenül kerülnek ki a szennyező forrásból, pl. kéményekből. Alkotói lehetnek: CO; CO2; SO2; NO; CH4; aeroszolok stb. A másodlagos szennyezők az elsődlegesek fizikaikémiai átalakulásai során keletkeznek ( oxidált formák; savgőzök; SO3 stb.). Koncentrációjuk általában alacsonyabb, mint az elsődleges szennyezőké. 2. A területi érintettség alapján: • lokális • regionális és • globális szennyezés létezik. Lokális szennyezésnek tekinthető egy gyárkémény által kibocsátott füst. Érintettségét és időbeliségét tekintve ez marad fenn a legrövidebb ideig, s a legkisebb területet, horizontálisan mindössze néhányszor 10 km-t szennyez, bár a szennyező anyagok koncentrációja itt a legmagasabb. A regionális vagy háttérszennyezés az elsődleges szennyezők mellett jelentős mennyiségű másodlagosakat is tartalmaz, hatótávolsága közepes (akár 1000 km is lehet). Jellemző sokat idézett kategóriája a savas ülepedés vagy hétköznapi nyelven savas esők. Globális szennyezést csak a hosszú tartózkodási idejű gázok okozhatnak, amelyeknek van elegendő idejük a légkörben, hogy nagyobb távolságokat is megtehessenek, eljuthassanak a föld távolabbi pontjaira anélkül, hogy közben kihullanának a légkörből. Globális szennyező anyagként a CO 2dal, a metánnal és a halogénezett szénhidrogénekkel kell számolnunk. A hozzájuk kapcsolt környezeti károsításokkal a jegyzet korábbi fejezeteiben már megismerkedtünk, ezek a globális klímaváltozás és az ozonoszféra O3-koncentrációjának ritkulása. 3. A keletkezés helye szerint: • természetes és • mesterséges szennyezés van, s ezen belül: • ipari • mezőgazdasági elkülönítésre van lehetőség.
292 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása A természetes légszennyezők közül a leggyakrabban emlegetett jelenség a vulkánkitörés, melynek hatása nemcsak helyileg érezhető, hanem egy-egy nagyobb méretű vulkán esetén az általa kibocsátott ezer tonnákban meghatározható szennyezőanyag-mennyiség akár a Föld évi középhőmérsékletét is befolyásolhatja. A természetes szennyezőkkel a levegővédelem azért nem foglalkozik, mert azt befolyásolni nem tudjuk. Az ipari eredetű szennyezés rendkívül sokrétű (beleértve közlekedést és energiatermelést is, melyből nagyságát tekintve az energiatermelés a fő szennyező. A fosszilis energiahordozókból a szén és a kőolaj közel 1/3–1/3 arányban, a földgáz ennél mintegy 10%-kal mérsékeltebben felelős az emisszióért. A „tiszta” energiák, az atomenergia és a megújuló energiák aránya fejenként világviszonylatban kb. 6–6%. Számos szennyezőanyag kerül a légtérbe az ipari tevékenység során, pl. CO2; CO; SO2; NOx; CH4; illékony szerves vegyületek; aeroszolok; nehézfémek, freonok stb. Globálisan szemlélve a mezőgazdaság szennyezése néhány anyagnál meghaladja az iparét, pl. CO és metán. Tekintettel arra, hogy a mezőgazdaságnál a folyamatok kiváltása nem megoldható (pl. kérődzők és rizsföldek metánprodukciója!), ezért a szennyezést megelőzni sincs módunkban. A mezőgazdaság por- és ammóniaszennyezése esetenként jelentős lokális jellegű problémát okoz. Az égetések miatt az ágazat CO 2kibocsátása sem elhanyagolható. A természetes és mesterséges szennyezés arányainak összehasonlításakor az emberi tevékenység túlsúlya a freonoknál (100%-os), a metánnál, a CO-nál, az ammóniánál és a NOx-nál érhető tetten. A két utóbbi összetevő szerepe a savas esők kialakulásánál számottevő. Itt jegyezzük meg, hogy a biológiai szennyezést – ökoszisztémákra vonatkoztatva számolják – sokan külön kategóriaként kezelik megkülönböztetve a többi természetes szennyezéstől. A légszennyezés folyamata az egységnyi idő alatt levegőbe juttatott szennyezőanyag tömeg kibocsátásával, az emisszióval kezdődik (11.1. ábra).
11.1. ábra - A légszennyezés részfolyamatai. Az ülepedés tartalmazza a száraz és a nedves ülepedést egyaránt
Az alábbi emissziótípusok különböztethetők meg: • Pontforrás emisszió [Q: kg s–1] pl. egy kémény szennyezése. Meghatározása a szennyező anyag koncentrációjának és az áramlási sebességnek ismeretében történik. 293 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása • Területi forrás vagy diffúz emisszió [kg m–2s–1], mely nem más, mint a pontforrások szennyezéseinek algebrai összege (∑Q). Meghatározásához nem járható út a pontforrások emisszióinak egyenkénti számolása, helyette széles körben használatosak a kibocsátási tényezők (11.1. táblázat), melyek számos korábbi megfigyelésen alapulnak. Esetenként az anyagmérleg-eljárással közelíthetjük a környezet terhelését, melynél a szennyező anyag tömege a koncentráció és a szélsebesség szorzata több szintre számolva.
11.1. táblázat - A fajlagos kibocsátási tényezők Mészáros (1997) alapján Tevékenység
Kibocsátó
Egység
SO2–S
NOx–N
NH3–N
kőszén
g/kg
7,5
2,0
0,01
barnaszén
g/kg
7,5
1,5
0,01
nyersolaj
g/kg
9,5
2,5
–
földgáz
mg/m3
–
2,0
–
személy gk.
g/km
–
1,0
0,025
teher gk., busz
g/km
–
1,5
0,025
szarvasmarha
g/nap db
–
–
60
juh
g/nap db
–
–
10
sertés
g/nap db
–
–
12
ló, szamár, öszvér
g/nap db
–
–
30
műtrágyagyártás
%/termelt (S vagy N)
4,0
1,0
7,5
kohászat
g/kg
100
–
–
olajfinomítás
g/kg
3,0
–
–
–
–
6,0
Tüzelés
Közlekedés
Állattenyésztés
Ipar
Növénytermesz műtrágya téss
%/felhaszn .N
• A vonalforrás emisszió a mozgó gépjárművek szennyezése. Hacsak nem egyedi jármű képezi a vizsgálat tárgyát, az előző kategóriához hasonlóan az anyagmérleg vagy a kibocsátási tényezők alkalmazhatók emissziójuk meghatározásához. • Biológiai emissziót ökoszisztémákra számolhatunk, legtöbbször zárt kamrás mintavételi eljárással. A szennyező anyagok a légkörbe kerülve különböző kémiai és fizikai átalakuláson mennek át. A légkör mindig tartalmaz szabad gyököket, mely oxidáló közeggé teszi azt, s ezzel a kémiai átalakulásoknak 1 szabad teret enged. Szemben a kémiai változásokkal, az egyetlen fizikai átalakulás, mely ennek ellenére rendkívül gyakori a légkörben, a kondenzáció. A szennyező anyag nem marad a kibocsátás helyén, hanem onnét kémiai átalakulásokon keresztülmenve elszállítódik (transzmisszió). A légszennyezés folyamatának elemzésekor vizsgálni szükséges légréteg A fotokémiai reakciókhoz az energiát a nap sugárzása biztosítja, mely feltételezi, hogy csak sugárzás jelenlétében történhet. A kémiai átalakulások másik nagy csoportjában nem kell külső energiafelvétel, hanem az anyagok belső energiája – Brown-féle mozgás – segítségével megy végbe a termikus reakció. 1
294 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása vastagságát több tényező határozza meg. Figyelembe kell venni az aktuális időjárási helyzetet, a vonatkoztatási időtartamot, a forrás tulajdonságait. Légszennyezés elemzéseknél általában a surlódási réteg fölé még hosszabb időszak szennyezés vizsgálatánál (1 km) sem szükséges menni. A meteorológiai tényezők szerepe a légköri turbulencián, a tulajdonságok kicserélődésén keresztül alapvető. Önmagában a szél is számos információt hordoz (elszállítja a szennyezőt a kibocsátás helyéről, illetve oda is juttathat szennyezést, ahol nincs emisszió), de a légköri turbulencia hatása jóval összetettebb. A légkörben lévő keveredést előidéző örvényeket a mechanikus turbulencia, a felszín egyenetlenségei hozzák létre. Az örvények a légkör és a felszín kölcsönhatásának következményei. A termikus turbulencia a légkör állapotát, az örvények növekedését, fejlődését, mozgásintenzitását, a légkör stabilitását határozza meg. A vonatkoztatási alap a légkör hőmérséklet-változásának, a függőleges hőmérsékleti gradiensnek a nagyobb térségre meghatározott állandósága. Ennek szemléltetésére kiterjedten használják a füstfáklya alakulását, annak kiterjedés-változásait (11.2. ábra).
11.2. ábra - 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 légkör állapotának meghatározásában az alapot az egész planétára meghatározott átlagos száraz adiabatikus hőmérsékleti gradiens2(gradátl) szolgáltatja, melytől a légkör egyes helyein lényeges eltérést tapasztalhatunk. A valóságban mért hőmérséklet-csökkenés (gradval) száraz levegőben mérthez képesti emelkedésekor a levegő jobban lehűl, mint az őt körülölelő nagyobb légtömeg, hidegebb voltából fakadóan leszáll akár a kibocsátás helyére is, s nem hogy felhígítaná a nyomanyagokat, hanem azt visszaszállítva még magasabb koncentrációt eredményez. Ez a légállapot a stabilis állapot:
11.1. egyenlet - 11.1
A függőleges hőmérsékleti gradiens átlagos légnedvesség-tartalomnál –0,65 °C/100 m, mely a száraz adiabatikus hőmérsékleti gradiensnek (1 °C/100 m) a tényleges légnedvesség-tartalommal súlyozott értéke. A telítéshez közeli levegőnél az ún. nedves adiabatikus hőmérsékleti gradiens: –0,5 °C/100 m. 2
295 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása Labilis légállapotnál a tényleges hőmérséklet-csökkenés 1 °C/100 m-nél kisebb, mint a száraz adiabatikus gradiensé, így a levegő melegebb lesz környezeténél, ezért felszáll, s magával viszi a benne lévő szennyező anyagokat is megtisztítva ezzel az emisszió helyszínét:
11.2. egyenlet - 11.2
Amikor a hőmérséklet egy adott légrétegben átmenetileg felfelé melegszik, inverziónak nevezett jelenség lép fel. Ez a környezeténél melegebb réteg mintegy elzárja a füstfáklyát feloszlató örvények útját, s alatta vagy felette a szennyező nyomanyagok egyenletesen oszlanak el, koncentrációjuk megemelkedik. Különösen stabil légállapot esetén várható az inverzió megjelenése, s a kedvezőtlen hatások mintegy összegződése. Semleges (neutrális) légállapotnak tekintjük a két gradiens egyenlőségekor beálló helyzetet:
11.3. egyenlet - 11.3
Ebben a légállapotban a szennyező anyag hígulásának tulajdonságai a stabil és a labilis légállapot közé esnek. A nyomanyagok terjedésére hatással van többek között a sugárzás is. A nappali felmelegedés, mely a talaj szintjéről indul, s halad felfelé a légkörben, erősen labilis feltételt biztosít, csökkentve a talajközeli szennyező anyag koncentrációját. Ugyanez fordítva igaz éjszaka, mely lenyomja a nyomanyagokat a felszín közelébe. Borult időben gyakran a semleges légállapot a jellemző. A nyárra a nappali, télre pedig az éjszakai sugárzási feltételek irányadóak. A hidegfront labilis, a melegfront stabilis légállapottal gyakran jár együtt. A sarkok felől érkező keleti hideg és az alacsony szélességek nyugatról jövő meleg levegőjének találkozásakor keletkező ciklonok a mérsékelt övben a változékony időjárás fő okozói, s egyben légszennyezés alakítói is. A ciklon déli részén lévő melegfront csapadékot hoz (11.3. ábra), majd áthaladva átadja helyét egy magasabb csapadékintenzitást okozó hideg frontnak, mely erőteljesebb légmozgásával kitisztítja a légkörből a szennyező anyagokat.
11.3. ábra - A ciklon függőleges keresztmetszete a frontokkal
296 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása
Az anticiklon hatása ezzel ellentétes. A lefelé irányuló légmozgás gyakran inverzióval is társul, mely a szennyező anyagok talaj felé történő feldúsulását eredményezi. A feltételek a kémiai átalakulásokhoz, másodlagos szennyezők keletkezéséhez ebben az időjárási helyzetben igen kedvezőek. A szennyező anyagok légköri terjedés meghatározásának alapja a turbulens diffúzió elmélete, mely során modellezzük az adott nyomanyag mindhárom tér- és időbeli változását az emisszió mértékétől és az aktuális időjárási helyzettől függően. A modellválasztás függ a szennyezés típusától. Más eljárás szükséges a lokális szennyezésnél, ahol a kémiai átalakulás és ülepedés szerepe kisebb, mint a turbulens keveredésé. A regionális és a globális szennyezéseknél a turbulencia helyett az anyagáramlás rendezett légmozgással közelíthető, s a kémiai átalakulások és az ülepedés szerepe előtérbe kerül. Az ember élőhelyének közelében kialakuló levegőminőség az immisszió (lásd 11.1. ábrát). Az egyes potenciális légszennyező nyomanyagok minőségétől függően széles határok közt változhat azok koncentrációja. A megengedett határértékeket a 14/2001 KÖM rendelet tartalmazza. Eltérő érték tartozik a többféle céllal meghatározott kritikus határokhoz: egészségügyi, ökológiai, tájékoztatási, riasztási és tervezési levegőszennyezettségi küszöböket különböztethetünk meg. A fenti kritikus értékek meghaladása esetén szükséges lépéseket, a bírságolás rendjét a 21/2001 rendelet foglalja magában. A koncentráció mérések rendjét, módszereit a 17/2001 KÖM rendelet írja elő. A mérések lehetnek alkalomszerűek (pl. műszaki meghibásodás, havaria) vagy rendszeresek. A folyamatos megfigyelésekre Magyarországon 4 regionális háttérszennyezettségmérő állomás (K-puszta, Nyírjes, Hortobágy és Szentgotthárd-Farkasfa) működik. Az állomások kezelője az Országos Meteorológiai Szolgálat. A mérés kiterjed: • kén-dioxid, nitrogén-dioxid, ózon, ammónia és salétromsav gőzkoncentrációra, • aeroszol részecskék összetevőire (szulfát, nitrát, ammónium, kálium, kalcium, ólom, kadmium stb.), • csapadékvíz kémiai összetételére, savasságára és vezetőképességére.
297 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása A nyomanyagok a légkörből ülepedéssel kerülnek ki. Száraz ülepedést a gravitáció hozza létre, nagyméretű anyagoknál szedimentációnak nevezzük. A nedves ülepedés során a csapadék mossa át a légkört. Mivel a víz légköri tartózkodási ideje kb. 10 nap, a benne lévő anyagok legalább tíznaponként kikerülnek a levegőből. A szennyező anyagok felvevői a vizek, a vízfelszínek és a szárazföldek. A növények, mint végső láncszem fontos szerepet játszanak az ülepedés tisztítói feladatának teljesítésében, mely nem mindig ugyanolyan hatású a növény szempontjából. Erre jó példa megnövekedett CO2-koncentráció, mely a szárazföldi növények fotoszintézis intenzitását növelheti. Ugyanaz a CO2 – egy kritikus határérték felett – a tengervíz pH-eltolásával a tengerben élő növények életfeltételeit már egyáltalán nem javítja.
1. A levegőszennyezés néhány kiemelt hatása a növényekre A szennyező nyomanyagok számos formája fordulhat elő a levegőben, melyek növényfajonként jellegzetes tüneteket okozhatnak. A kiadvány terjedelme nem teszi lehetővé az elemenkénti áttekintést, de a várható szennyezésre utaló jeleket, a legfontosabb tünetegyütteseket röviden áttekintjük. Terhelésnek nevezzük a légszennyező anyag növényre gyakorolt hatásának mértékét. A terhelhetőség alatt az immisszió elviselési képességet értjük, mely az adott faj, sőt egyed sajátossága. Egyéb befolyásoló tényező lehet a fajta, kor, tápláltság stb. A károsítás a szennyezés következtében fellépő látható és láthatatlan tünetegyüttesek komplexuma. Láthatatlan károsítás, pl. a protoplazma-, enzim- és fermentrendszer átmeneti zavara, míg látható pl. a klorózis vagy a nekrózis. A kártétel szerint krónikusnak nevezzük az alacsonyabb koncentráció hosszan tartó jelenlétének következményeit, míg akutnak a magas koncentráció, akár nagyon rövid ideig tartó fellépését és kártételét. A láthatatlan károsítások leggyakoribb tünetei Dassler (1979) alapján: a. Általános tünetek • Az asszimiláció csökkenése (pl. kloroplasztisz szerkezeti módosulása miatt), • Enzimaktivitás változása, • Idegen anyag felhalmozódás (tápláléklánc!), • Csökkent növekedés, • Korai öregedés, • Fokozott fogékonyság másodlagos kártevőkkel szemben. b. Biokémiai változások • Sejtnedv pH-érték csekély eltolódása, • Keményítőtartalom csökkenése (nekrózis előtti állapotban is), • Nekrózisnál asszimilátumok összetétel-változása, • Enzimaktivitás változás és sejtszerkezeti módosulások. Természetesen a fenti tünetek faj- és szennyezőanyag-specifikusan léphetnek fel, adott szennyező anyaghoz való kötésük nem mindig egyszerű feladat. Látható fiziológiai módosulások: a. A sztómák sérülése miatt • A fotoszintézis sérül – sejt-, illetve szövetpusztulás-nekrózis, zöldfelület- csökkenés, súlyos esetben növénypusztulás, • Vízháztartási zavarok,
298 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása • Transzspiráció-változás (akut esetben előbb növekedés, majd csökkenés). b. Porlerakódás miatt • sugárzásháztartási zavarok (abszorpció, albedóváltozás). Cementtel szennyezett kukoricában a világos színű cementpor az állomány albedóját fenofázistól függően 6–12%-kal csökkentette, növelve ezzel az abszorbeált sugárzást, mely magasabb növényhőmérsékletet, s fokozottabb párologtatási kényszert idézett elő (Anda 1984). A jobb vízellátás egyben egy védekezési lehetőséget is kínál a cementtel szennyezett területeknek, mellyel a következményként létrejövő produkciókiesés egy része jól kompenzálható volt (Anda 1986), • termés értékcsökkenése, • termésmennyiség visszaesése stb. c. Egyéb, jól körülírható tünetek, mint pl. klorózis vagy nekrózis stb. A növények a szennyező anyagokat felvehetik közvetlenül a levegőből, pl. SO 2 a sztómákon keresztül, mások ritkábban az epidermiszen áthatolva kerülnek be a növényi szervezetbe. A növény lombozatára ülepedő porszennyezés elemei a csapadék segítségével akár közvetlenül is bejuthatnak a növényekbe. A talajból vízben oldott formában a gyökéren keresztül is felvehet a növény mérgező anyagokat, pl. a Zn, a fluórvegyületek, az arzén, réz és az ólom ilyen módon kerül be a növényekbe. Az ólom nagy része a gyökérben maradhat, míg más vegyületek elszállítódnak a hajtásba (Mn, arzén). A levéllemezben várható a Zn, F-, Cl-, SO42– felhalmozódása, míg a HF a levélcsúcsba és a gyümölcsbe transzportálódik. A felvett szennyező anyag a továbbiakban beléphetnek az intermedier anyagcserébe vagy deszorbeálódnak, illetve kimosódhatnak a növényből (Dassler 1979).
2. Egy regionális környezeti kártétel: a savas ülepedés A légkörben mindenhol megtalálható CO2, valamint a csaknem állandó összetevő vízgőz alakítja az atmoszféra egyensúlyi pH-ját, mely értékben pH = 5,6. A folyamat az alábbi egyenletekkel írható le:
11.4. egyenlet - 11.4
11.5. egyenlet - 11.5
A CO2 származékai mellett azonban vannak egyéb, területenként változékony légköri pH-t csökkentő, a továbbiakban főképpen antropogén eredetű összetevők, pl. SO4--, NO3-. Ezek a légkör pH-ját az egyensúlyi érték alá mérsékelik (11.4. ábra). A 4,4–4,5 körüli pH a világ több pontjában, így Európában is a természetes háttérértéknek tekinthető.
11.4. ábra - A légköri pH alakulása a Föld különböző térségeiben, Mészáros (1997) nyomán
299 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása
Az ábra felső sorában ritkán lakott, vagy érintetlen területek légköri pH-értékei vannak feltüntetve, mely az egyensúlyi pH alatti 5 körüli értékeket tartalmaz, jelezve a légkörben található SO 42–-on és NO3–-on kívüli savasságot fokozó egyéb anyagok jelenlétét. Az emberi települések közelében ez a háttérérték tovább csökken („tiszta” környezetben pH = 4,5 köré). Ha ez a tiszta környezet emberi tevékenység által befolyásolt, a pH még tovább süllyed, s bekövetkezik a savas ülepedés néven ismert környezeti probléma. Itt jegyezzük meg, hogy a légkörben antropogén szennyezésként megjelenő NH4+-ionok (kation) a pH-t a savasodással ellenkező irányban módosítják. A hazai szennyezőanyag-kibocsátásunk az elmúlt évtizedben a SO2 esetében csökkent (11.5. ábra). Területi megosztását tekintve jelentősebb szennyezéssel a budapesti agglomeráció és Észak-Magyarország számolhat. Hazánkban a levegőminőség az 1989-es rendszerváltást követő ipar visszaszorulásával jelentősen javult.
11.5. ábra - A hazai SO2-kibocsátás ágazatonkénti változása 1980-tól KSH (2003) adatai alapján
300 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása
A probléma azonban az, hogy a nálunk kiülepedő kénnek csupán 60%-a hazai eredetű (11.6. ábra), melyet Bozó (2005) ábrája alapján szemléltetünk. A többi kén közeli és távolabbi országokból érkezik. Természetesen a nálunk kibocsátott SO2 egy része is importálódik szomszédjainkhoz.
11.6. ábra - A légköri kénülepedés földrajzi eredete Magyarországon, Bozó (2005) alapján
301 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása Alapvető fontosságú tényre hívta fel a figyelmet a fenti szerző a légszennyezés folyamatával és hatásaival kapcsolatosan. Csak a 60-as évektől vált bizonyossá, hogy egyes légszennyező anyagok nemcsak forrásaik közelében, hanem attól akár több száz kilométeres távolságban, a kibocsátó ország határain túl is káros környezeti hatást fejthetnek ki, így az emisszió és ezen keresztül a környezeti hatások szabályozása, lehetőség szerinti mérséklése csak többoldalú nemzetközi egyezmények elfogadásán és betartásán keresztül képzelhető el (Bozó 2005). A SO2-nál ismertetett kedvező változási tendencia nem olyan intenzitással lép fel a főképpen közlekedési eredetű NOx emissziójánál (11.7. ábra).
11.7. ábra - Az NOx alakulása ágazatonként hazánkban az elmúlt évtized során (KSH 2003)
Az ipari eredetű kibocsátás ugyan csökkenő tendenciájú, de a közlekedésből származó emisszió még egy kissé emelkedett is a közelmúltban. Magyarországon a háttérkoncentráció éves átlaga 1,5–3 μg NOx/m3, mely területenként, utak közelében lényegesen megemelkedhet. Levegővédelmi szempontból a savas ülepedés regionális léptékű kártétel, melynek azonban megjelenése helyén mutatkoznak lokális jelei is. Az épített környezetből a mészkő alapú műemlékek, épületek különösen veszélyeztetettek (Athén-Akropolisz), de mégsem kizárólagos célpontjai a savas esőknek. A szövetek, festmények, fém tárgyak és berendezések, bőr, járművek stb. károsítására ugyanúgy számíthatunk, mint az épületekére vagy a szobrokéra. Az élő környezet valamennyi elemét veszélyezteti a savas eső lokális kártétele. Az embernél és az állatoknál leggyakrabban légzési rendellenességek jelentkeznek. A növényeknél lokálisan az alábbi tünetek egyike vagy együttese regisztrálható: • Klorózis (klorofill destrukció), • Nekrózis (szöveti elhalás), • Pigmentképzési (virágok sziromlevelének elszíntelenedése) és • Légzési zavarok,
302 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A levegőszennyezés és néhány időjárási vonatkozása • Növekedési rendellenességek. A fák közül a fenyőfélék, a tölgy és a kőris, a szántóföldi növények közül pedig a lucerna különösen érzékeny, ezért indikátor növénynek tekinthetők. Az állatok közül a rákok és a kagylók az indikátorok. A savas esők regionális hatásait ökoszisztémánként érdemes áttekinteni. A vízi ökoszisztémák közül a gránit alapú tavak a legveszélyeztetettebbek, ahol halpusztulás jelezheti a savas esők hatását. Ezeknél a tavaknál a víz pH eltolódása a tó fenekéből lehetővé teszi a nehézfémek kioldódását, főképpen az alumíniumét (Kanada, skandináv államok), mely kiválik a kopoltyún, s az oxigénnel kölcsönhatásba lépve a hal fulladását okozza. A halak védekezésképpen nyálkát választanak ki, az eltömi a kopoltyút, aminek következtében mind az oxigén, mind a sószállítás akadályozott lesz, s szaporodási problémák, illetve a kialakuló kalciumhiány gerincdeformitást okoz, esetleg elvezet a halak pusztulásához. A halakat fogyasztó szervezetek, a madarak is Almérgezést szenvedhetnek. A békák Al-tűrő képessége a többi vízi szervezethez képest jobb. Mivel a savas esők esetén a szennyező nyomanyag utánpótlása általában folyamatos, a tó vizének pH helyreállítása csak a légköri emisszió csökkentésével oldható meg. Ellenkező esetben csak fonalas moszatok maradnak az élőhelyen, s valamennyi élőlény kipusztul mellőlük. A szárazföldi ökoszisztémák közül az erdők a legérintettebbek. Sokan az erdőpusztulás egyik okaként a savas esőt jelölik meg. Az erdő lombozatát a klorofill-molekula központi Mg-atomjának kimosásával károsítja a savas ülepedés. A fák tápanyagfelvételéhez a gyökereken szimbiózisban élő mikorhizza szükséges, mely rendkívül érzékeny a talaj pH-jára. A talaj savassá válása a fák éhezését okozhatja akkor is, ha van elegendő tápanyag a közegben. A harmadik támadási pontot a talajok jelentik, melyek a növény tápanyagforrásaként szolgálnak. A pH változása a hasznos elemek kimosását és ezzel hiányát okozhatja, pl. Ca és P, mellyel párhuzamosan néhány mérgező elem oldódik ki (Al és Cu). A helytelen műtrágyázással analóg jelenség lép fel, mely ellen – ha már kialakult – meszezéssel lehet védekezni. Hazai talajaink mintegy 20–25%-a érintett Mészáros (1997) szerint. A két utóbbi elem, az alumínium és a réz minden vadon élő élőlénynek méreg. Azokon a területeken, ahol a savas esők megjelennek, kísérőként gyakori a különböző nehézfémek nedves ülepedése is. Ezek közül a kadmium (P-műtrágya kísérő, bányászat, fémfeldolgozás stb.) a növényeknél a gyökérben halmozódik fel. Az ólom az embereknél leggyakrabban idegrendszeri tüneteket és vérképzőszervi problémát okoz. Hazai források mellett a szlovák, német, olasz, osztrák és lengyel kibocsátók 65%-ban adják a hazai Pb-szennyezést. A teljesség igénye nélkül számos nehézfém közül a cink és a nikkel a légzőszervrendszert támadja. Hazánkban a csapadék átlagos pH-ja 4,2–4,4 körüli, mely nem tekinthető jelentősen savasnak. A pH 3,5 alatti érték azonban már kritikus lehet, mely esetenként nálunk is előfordul. Az eddig mért legalacsonyabb pillanatnyi értéket Japánban regisztrálták 2,2 pH-val. A 11.4. ábra alapján (2-ik sorbeli ábra függőleges tengelyskálája) a SO2-kibocsátásból származó szulfátion savasságot fokozó dominánsabb szerepe állapítható meg.
3. Irodalom Anda, A. 1986. Effect of Cement Kiln Dust on the Radiation Balance and Yields of Plants. Environmental Pollution, Ser. A. 40: 249-256. Anda, A. 1984. A cementgyári szállópor hatásának vizsgálata kukorica állományban. Doktori értekezés, Budapest p: 91. Bozó, L. 2005. Regionális levegőkörnyezeti terhelés: hatások és várható tendenciák Magyarországon. Környezetállapot értékelés Program (KÉP) Munkacsoport tanulmányok 2003-2004, Budapest, p: 19. Dassler, H. G. 1979. A levegőszennyezések hatása a növényzetre. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. Központi Statisztikai Évkönyv 2003. KSH Kiadványa, Budapest. Mészáros, E. 1997. Légkörtan. Jegyzet, Veszprémi Egyetem, Veszprém p: 120.
303 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
A. függelék - Függelék: Matematikaistatisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán A statisztika szerepe A légköri folyamatok sok esetben véletlen (sztochasztikus-statisztikus) modellekkel közelíthetők, ezért a matematikai statisztika a meteorológiában alkalmazott egyik alapvető módszer. A statisztika módszereit a meteorológia szinte minden ágában felhasználják. Az alábbiakban a legfontosabb alkalmazási területeket mutatjuk be, a teljesség igénye nélkül: 1. Meteorológiai megfigyelő rendszerek tervezése, létesítése és fenntartása, 2. Adat-előkészítő technikák, 3. Éghajlatkutatás: valamely hely éghajlatának megismerése, objektív jellemzése szükségessé teszi, hogy az éghajlati megfigyelések több évtizeden át összegyűjtött hatalmas adatanyagát feldolgozzuk és azokból tudományos következtetéseket vonjunk le (Péczely 1979), 4. Statisztikus előrejelzés, 5. A légkör dinamikájának vizsgálata, 6. Légkörfizika és levegőkémia, 7. Alkalmazott meteorológia (Dévényi – Gulyás 1988). Alapismeretek Ismérv: az alapsokaság esetében megfigyelt tulajdonság. Az alapsokasági ismérvek (változók) közül kiválasztott egyedek mérőszámai az adatok, ezek alkotják a mintát, aminek vizsgálata alapján következtethetünk az alapsokaság megfigyelt tulajdonságára.
Az adatok minősége: az inhomogenitás problémája A meteorológiai elemek mérése során számos olyan tényező léphet fel, ami a mért értéket eltéríti a reális adattól. A globális klímaváltozással foglalkozó kutatók számára a megfelelő adatelemzés és a hiteles következtetések 304 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán levonása érdekében igen fontos, hogy az adatokat terhelő inhomogenitást megszűntessék. Ez többek között a hőmérsékleti adatokra vonatkozik leginkább, hiszen a mért adatok sok tényező miatt eltérhetnek a tényleges értéktől. Ilyen inhomogenitást okozó tényező lehet például a műszerváltás, a mérési módszerben, a mérési körülményekben bekövetkező változások, az állomás áthelyezése. A csapadékadatok esetében a kutatók nem tartják szükségesnek a homogenizálást (Mika 2003). Ennek megoldása egyébként még napjainkban is nehézségekbe ütközik, mert nincs általánosan elfogadott módszere. A homogenizálás lényege a megfigyelési körülmények változásából következő hatások kimutatása és ezek lehetőség szerinti kiszűrése (Szentimrey 2000). Szentimrey Tamás – az Országos Meteorológiai Szolgálat munkatársa – alkotott meg egy olyan eljárást, mely a matematika, a számítástechnika és az éghajlati adattörténeti információk segítségével végzi el az adatsorok homogenitás-vizsgálatát, az inhomogén adatsorok homogenizálását (Szentimrey 2000). Ennek a programozott statisztikai eljárásnak a neve MASH (Multiple Analysis of Series for Homogenization) (Szalai–Szentimrey 2001). Valószínűségszámítási alapismeretek A véletlen jelenség fogalma Azokat a jelenségeket, amelyeknél a tekintetbe vett körülmények nem határozzák meg egyértelműen a jelenség lefolyását, hanem annak többféle kimenetelét engedik meg, véletlen jelenségeknek nevezzük. A véletlen események a véletlen jelenségek különböző kimenetei. A véletlen jelenségeknek is megvannak az okai, csakhogy az összes tekintetbe jövő okok hatásait nem ismerjük, számításba venni nem tudjuk. A véletlen események bekövetkezésének valószínűsége van. Egy esemény valószínűségén azt az objektív mérőszámot értjük, amely megmutatja, hogy az összes lehetséges esetek mekkora hányadában következik be a vizsgált esemény. Az események valószínűsége eseménykategóriákkal kapcsolatban értelmezhető, ami azt jelenti, hogy meghatározásuk tetszőlegesen sok megfigyelést tételez fel. Gyakoriság, relatív gyakoriság, valószínűség Ha egy megfigyelést n-szer végzünk el és azt tapasztaljuk, hogy a megfigyelések során valamely esemény kszor következett be, a k számot az esemény gyakoriságának nevezzük. Belátható az alábbi összefüggések fennállása:
A.1. egyenlet - F.1
A.2. egyenlet - F.2
A k/n hányadost az esemény relatív gyakoriságának nevezzük, és ez az adott esemény megismétlődése számának az összes lehetséges esetek számához való viszonyát fejezi ki. Annak előfeltétele, hogy egy véletlen esemény valószínűségéről egyáltalán beszélhessünk az, hogy az illető esemény relatív gyakorisága a különböző észlelési sorozatokban (kísérletekben) viszonylagos állandóságot, stabilitást mutasson. Az a számérték, amely körül valamely azonos körülmények között vizsgált véletlen esemény relatív gyakorisága ingadozik, az illető esemény valószínűsége. Bármely esemény valószínűsége 0 és 1 közé eső szám. Lényeges a definícióban az „azonos körülmények” feltétel kiemelése, ez a klimatológiában azt jelenti, hogy az éghajlati valószínűség meghatározása feltételezi az éghajlat állandóságát. Megjegyezzük, hogy a k/n relatív gyakoriság elegendő nagy n esetén azonosnak tekintjük a valószínűséggel. A valószínűség általános jele a p vagy P a latin probabilitas szó után. Az észlelési sorok legegyszerűbb matematikai-statisztikai jellemszámai Valamely éghajlati elem (pl. hőmérséklet, csapadék, felhőzet stb.) megfigyelése során kapott számok sokaságát számhalmaznak vagy statisztikai mintának nevezzük. A számhalmaz legegyszerűbb és legtöbbször használatos
305 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán statisztikai jellemzője a számtani közép (jelölése M), amelyet úgy nyerünk, hogy a számhalmaz x 1, x2, x3 …, xn tagjait összeadjuk és a kapott összeget elosztjuk a számhalmaz tagjainak az n számával:
A.3. egyenlet - F.3
M: számtani átlag xi: i-edik adat (i=1, 2, 3,…, n) n: az adatok darabszáma Például Keszthelyen 1991–2000 között az alábbi évi csapadékösszegeket regisztrálták: 1991-ben 711 mm, 1992ben 636 mm, 1993-ban 675 mm, 1994-ben 654 mm, 1995-ben 717 mm, 1996-ban 730 mm, 1997-ben 536 mm, 1998-ban 801 mm, 1999-ben 705 mm, 2000-ben 393 mm. A XX. század utolsó évtizedében az áltagos évi csapadékösszeget a tíz adat számtani átlagával adhatjuk meg. M = (711 + 636 + 675 + 654 + 717 + 730 + 536 + 801 + 705 + 393) : 10 = 656 mm. A számtani közép tehát az adott számhalmaz egyik tulajdonságát egyetlen számmal jellemzi. Nyilvánvaló, hogy a számtani közép (vagy közhasználatú, de nem teljesen pontos megjelöléssel: átlag) egymagában még nem mond sokat arról a számhalmazról, amelyre vonatkozik. Így semmit sem árul el arról, hogy a számhalmaz tagjai mennyire különböznek egymástól, milyen szélső értékek között foglalnak helyet. E célból meghatározzuk a számhalmaz legnagyobb és legkisebb tagja közötti különbséget, s kapjuk a számhalmaz terjedelmét.
A.4. egyenlet - F.4
R: terjedelem x max : az adatsor maximális értékű adata x min : az adatsor minimális értékű adata Az előbbi példánál maradva a legnagyobb éves csapadékmennyiséget (801 mm) 1998-ban, a legkisebbet (393 mm) 2000-ben regisztrálták. A fenti tíz adatból álló mintánk terjedelme így R = 801 – 393 = 408 mm. A számhalmaz terjedelme még mindig nem ad kielégítő pontosságú információt az egyes tagok változatos nagyságáról, mert csak a két szélső értéket vette figyelembe. Kézenfekvő tehát annak megállapítása, hogy az egyes tagok milyen ingadozást végeznek a számtani közép körül, illetve meg kell állapítani az egyes tagoknak a számtani középtől vett eltérését. Ha az illető érték nagyobb, mint a közép, az eltérés – amit a klimatológiában anomáliának nevezünk – pozitív előjelű, míg ha az érték a közép alá esik, az anomália negatív előjelű. Ha az anomáliákat előjelre való tekintet nélkül összegezzük (tehát a negatívokat is pozitívnak vesszük), s ezt az összeget elosztjuk a tagok számával (vagyis az anomáliák abszolút értékének számtani közepét vesszük), az átlagos abszolút eltérést kapjuk:
A.5. egyenlet - F.5
d: átlagos abszolút eltérés xi: i-edik adat (i = 1, 2, 3,…, n) M: az adatsor számtani átlaga n: az adatok darabszáma 306 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán Vegyük újra Keszthely 1991–2000 között mért évi csapadékadatait. Az adatok átlagos abszolút eltérése: 81 mm. Az átlagtól való eltérés abszolút értéke az egyes években rendre: 55 mm, 20 mm, 20 mm, 2 mm, 61 mm, 74 mm, 120 mm, 145 mm, 49 mm, 263 mm voltak. Ezek számtani közepe az átlagos abszolút eltérés. Az adatok átlag körüli elhelyezkedésének, szóródásának általánosan használt jellemzője a szórás, amely nem más mint a számtani középtől vett eltérések (tehát az x–M értékek) négyzeteinek számtani közepéből vont négyzetgyök (jelölése a görög szigma betű: σ).
A.6. egyenlet - F.6
σ: szórás xi: i-edik adat (i=1, 2, 3,…, n) M: az adatsor számtani átlaga n: az adatok darabszáma A szórás (σ) négyzetét varianciának nevezzük: σ2, átlagos négyzetes eltérés. Felhasználva a korábban kiszámított értékeket, az egyes adatok átlagtól való eltéréseit négyzetre emeljük, majd ezeket összegezzük (120 016 mm), és elosztjuk 9-cel (n–1) (13 335 mm). Ebből a számból még négyzetgyököt vonunk, és megkapjuk a mintánk szórását, ami 115 mm-nek adódik. Eloszlások jellemzése A számhalmaz teljességét az értékek gyakorisági eloszlása jellemzi. A gyakorisági eloszlást úgy állítjuk elő, hogy megszámláljuk, az egyes értékek hányszor fordultak elő. Az összeszámlálásnál célszerű bizonyos osztályokat alkotni, és azt megállapítani, hogy az egyes osztályokra hány eset jut (F.1. táblázat).
F.1. táblázat - Osztályközös gyakorisági sor táblázata Osztály (mm)
Gyakoriság (db)
Relatív gyakoriság (%)
300–399
1
1
400–499
9
7
500–599
29
22
600–699
41
32
700–799
27
21
800–899
16
12
900–999
4
3
1000–1099
3
2
130
100
Összesen
Az osztályközös gyakorisági sorok a minta megoszlását jellemzik, hisztogrammon ábrázoljuk őket (F.1. ábra). 307 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán
F.1. ábra - Az adatok eloszlását szemléltető hisztogramm
Példa: Keszthely évi csapadékösszeg adatsorának osztályközös gyakorisági sora 1871–2000 között (n=130) (F.1 táblázat, F.1 ábra). Az eloszlásfüggvény fogalma A számhalmaz szerkezetére, értékeinek eloszlására a valószínűségi eloszlásfüggvény világít rá legteljesebb mértékben. Valószínűségi eloszlásfüggvényen egy olyan függvényt értünk, amely megadja, hogy a valószínűségi változó megadott xa értékénél nagyobb x értékek milyen P valószínűséggel fordulnak elő. Szimbolikus jelöléssel:
A.7. egyenlet - F.7
Ha az értékeket osztályokba soroljuk, és azt tekintjük, hogy az egyes értékközökbe esés valószínűsége hogyan oszlik meg, a valószínűség hogyan sűrűsödik az egyes tartományokban, s ezt az eloszlást ábrázoljuk, a valószínűségi sűrűségfüggvényt kapjuk meg. A sűrűségfüggvény az eloszlásfüggvény differenciálfüggvénye, ugyanis egy adott x-hez tartozó valószínűség nem más, mint az eloszlásfüggvény differenciálhányadosa az adott x helyen (F.2. ábra).
F.2. ábra - Valószínűségi sűrűség és eloszlás függvények
308 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán
Nevezetes eloszlások A binomiális eloszlás (F.3. ábra)
F.3. ábra - Binomiális eloszlás
Diszkrét valószínűségi változók nevezetes eloszlása. Ha adva van egy p valószínűségű alternatív esemény (pl. csapadékos nap) és keressük annak P(k,n) valószínűségét, hogy n tetszőlegesen kiválasztott esetből az eseményt k-szor észleljük, ennek meghatározására az alábbi képlet szolgál:
A.8. egyenlet - F.8
309 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán Példa: Budapesten 100 év megfigyelései szerint május 1-én a csapadékhullás valószínűsége 0,36. Mennyi annak a valószínűsége, hogy tetszőlegesen kiválasztott 5 egymást követő évben 0, 1, 2, 3, 4, 5 esetben lesz csapadékos a május elseje (F.3. ábra)? p = 0,36 n=5 k = 0, 1, 2, 3, 4, 5 Mi az esélye pl., hogy az öt egymást követő évben egyszer sem fordul elő csapadékhullás május elsején (k = 0)?
A.9. egyenlet - -
A normál eloszlás Folytonos valószínűségi változók nevezetes eloszlása. Az éghajlati elemek számhalmazának tagjai az esetek nagy részében az úgynevezett normál eloszlás szerint oszlanak el. Ennek a matematikai-statisztikában nevezetes eloszlásának főbb sajátosságai a következők: a. A számhalmaz tagjainak pontosan fele a számtani középnél kisebb, másik fele pedig a számtani középnél nagyobb. A számtani középnél kisebb, és nagyobb értékek előfordulási valószínűsége tehát egyaránt 50-50 százalék. b. Ha a számhalmaz tagjainak számtani közepe M, szórása pedig σ, valamely M + d · σ és M – d · σ értéktartományba esés valószínűsége azonos (F.2. táblázat).
F.2. táblázat - A normál eloszlás értékei d
%
–3,2
0,07
–3,0
0,13
–2,8
0,26
–2,6
0,47
–2,4
0,82
–2,2
1,39
–2,0
2,28
–1,8
3,59
–1,6
5,48
–1,4
8,08
–1,2
11,51
310 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán –1,0
15,87
–0,8
21,19
–0,6
27,43
–0,4
34,46
–0,2
42,07
0,0
50,00
0,2
57,93
0,4
65,54
0,6
72,57
0,8
78,81
1,0
84,13
1,2
88,49
1,4
91,92
1,6
94,52
1,8
96,41
2,0
97,72
2,2
98,61
2,4
99,18
2,6
99,53
2,8
99,74
3,0
99,87
3,2
99,93
c. Az eloszlás M számtani középre szimmetrikus voltának következtében az M ± σ intervallumba esik az összes eset 68,2 az M ± 2σ intervallumba 95,4 az M ± 3σ intervallumba pedig 99,74 százaléka. A normál eloszlást tehát két statisztikai paraméter: a számtani közép és a szórás egyértelműen meghatározza. Példa: Mennyi annak valószínűsége, hogy Keszthelyen a januári középhőmérséklet 2 °C-nál magasabb? Az adatok átlaga –0,8 °C (M), szórása 3,1 °C (σ) (F.3. táblázat).
F.3. táblázat - Keszthely januári középhőmérsékletei (°C) nagyság szerint rendezve
311 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán Sorszá Érték m 1
4,8
2
4,3
3
4,2
4
4,0
5
3,0
6
3,0
7
2,9
8
2,6
9
2,4
10
2,4
11
1,9
12
1,8
13
1,6
14
1,6
15
1,3
16
0,8
17
0,7
18
0,3
19
0,3
20
0,2
21
–0,1
22
–0,5
23
–0,5
24
–0,6
25
–0,7
312 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán 26
–0,7
27
–0,8
28
–1,3
29
–1,4
30
–1,7
31
–2,0
32
–2,0
33
–2,3
34
–2,3
35
–2,3
36
–2,6
37
–2,7
38
–2,7
39
–2,8
40
–2,8
41
–3,4
42
–3,7
43
–3,8
44
–4,3
45
–4,6
46
–4,9
47
–5,5
48
–5,7
49
–8,4
50
–8,8
M + d · σ = 2 → – 0,8 + d · 3,1 = 2 → d = 0,9 → 81,5% a valószínűsége, hogy a januári középhőmérséklet 2°Cnál alacsonyabb, tehát 18,5% a valószínűsége, hogy a januári középhőmérséklet 2°C-nál magasabb. Torzult és keverék eloszlások 313 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán Azon klimatológiai elemek számhalmazának eloszlása közelítőleg normál eloszlásnak tekinthető, amelyek sem alulról, sem felülről elvileg nem korlátosak. Ilyenek a hőmérséklet és a légnyomás. Vannak olyan elemek, amelyek számhalmazának alsó korlátja van, azaz van olyan értékük, amelynél kisebb nem fordulhat elő. Erre példa a csapadékmennyiség, a szélsebesség, a hóréteg vastagsága, a levegő páratartalma, ahol 0 értéknél kisebb (negatív érték) nem lehetséges. Ezek eloszlása torzult, ami abban mutatkozik meg, hogy a legvalószínűbb érték nem esik egybe a számtani középpel, hanem annál nagyobb vagy kisebb.
F.4. ábra - Torzult eloszlások
A torzult eloszlásoknál (F.4. ábra) fontos az aszimmetria (torzulás) mértékének megadása. E célra a matematikai statisztikában több fajta számérték használatos, itt csak a legegyszerűbbet, a Köppen-féle aszimmetriamérőszámot (A) ismertetjük, amely szerint:
A.10. egyenlet - F.9
ahol na a számhalmaz M számtani közepénél kisebb tagjainak száma, n pedig a számhalmaz összes tagjainak száma. Amint a képletből kitűnik, a normál eloszlásnak megfelelő teljes szimmetria esetén, vagyis ha a számtani középnél nagyobb és kisebb esetek száma ugyanannyi, az A aszimmetria-mérőszám értéke 0. Ha a számhalmazban a számtani középnél kisebb tagok a gyakoribbak, az aszimmetria negatív, ellenkező esetben pozitív előjelű. Fontos tulajdonsága végül a Köppen-féle aszimmetria-mérőszámnak, hogy értékei korlátosak, –1 és +1 közé esnek. Példa: Keszthely évi csapadékösszeg adatsora esetében 130 adatból 71 adat volt kisebb az átlagnál.
A.11. egyenlet - -
Az eloszlás torzult, az adatsorban a számtani átlagnál kisebb értékek vannak túlsúlyban.
314 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán A torzult eloszlások egy másik típusa akkor keletkezik, ha a számhalmaz olyan, hogy felülről és alulról is korlátos. A klimatológiában ilyen típusú számhalmazt alkot a felhőzet értéke, itt az alsó korlát a 0% vagy 0 okta, a felső korlát pedig a 100% vagy 8 okta. A valószínűségi sűrűségfüggvény ebben az esetben az ún. „U” eloszlást mutatja, ami jelen esetben azt írja le, hogy a leggyakoribb a teljesen borult és a felhőtlen égbolt (F.5. ábra).
F.5. ábra - Keverék eloszlások és „U”eloszlás
Az éghajlati elemek számértékeinek eloszlásánál gyakran találkozunk a keverék eloszlásokkal. Ezek a normál eloszlású és torzult eloszlású elemeknél egyaránt felléphetnek. Mint az eloszlás nevében benne van, az eloszlás jellege olyan, mintha a számhalmaz értékei több különböző eloszlás keveredéséből jönnének létre. A keverék eloszlások megjelenése arra utal, hogy a számhalmaz fizikailag heterogén eredetűnek tekinthető, több hatótényező előidézte egyébként normál eloszlású rész számhalmaz összetételéből áll. Ilyen keverék eloszlást tapasztalhatunk, pl. a téli hónapok talajközeli minimum-hőmérsékletének esetében. A keverék eloszlások felbonthatók egyszerű eloszlású normál összetevőikre, s ezen elemzésnek az éghajlatkutatásban nagy jelentősége van, mert az egyes éghajlati elemek eloszlásának fizikai okaira világíthatunk rá. Empirikus valószínűségi eloszlásfüggvények jellemzése A megfigyelési adatokból közvetlenül előállított és táblázatos formában vagy grafikusan szemléltetett eloszlásfüggvényeket empirikus valószínűségi eloszlásfüggvénynek nevezzük. Ezek annál hűbb képét nyújtják a valóságnak, minél több esetből határoztuk meg őket. Minél kevesebb a számhalmaz tagjainak száma, az empirikus valószínűségi eloszlásfüggvény „futása” annál szabálytalanabbá, lépcsőzetesebbé válik. Általánosságban, ha a számhalmaz tagjainak száma n, a fogyó nagyság szerint (csökkenő sorrendbe) rendezett számhalmaz m-ik sorszámú xm eleménél nagyobb érték bekövetkezésének relatív gyakorisága az alábbi képlettel számítható:
A.12. egyenlet - F.10
Példa: Keszthely 1991-2000 közötti évi csapadékösszeg adatsora: Sorszám Érték (mm)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
801
730
717
711
705
675
654
636
536
393
717 mm-nél magasabb évi csapadékösszeg bekövetkezésének valószínűsége 1991–2000 közötti időszakban:
A.13. egyenlet - -
315 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán
Az empirikusan megszerkesztett valószínűségi eloszlásfüggvényeket azzal jellemezzük, hogy megadjuk azokat az x értékeket, amelyeknél nagyobb értékek előfordulása egy adott relatív gyakorisággal, illetve sok tagot tartalmazó számhalmaznál p valószínűséggel várható. A gyakorlati feldolgozások során legtöbbször a következő p valószínűségeket veszik figyelembe: 5%, 10%, 25%, 50%, 75%, 90%, 95%. A 10%-os valószínűséghez tartozó értéket felső decilisnek, a 25%-osat felső kvartilisnek, az 50%-osat mediánnak, a 75%-osat alsó kvartilisnek, a 90%-osat alsó decilisnek nevezik. Az alsó és a felső kvartilis közé esik az adatok 50%-a, a két kvartilis különbsége adja az interkvartilis terjedelmet, ami a minta szóródási jellemzője. Az adatok változékonysága Az éghajlati változékonyságnak két formája ismeretes. Az egyik esetben a változékonyság abban nyilvánul meg, hogy hol magasabb, hol alacsonyabb értékek követik egymást, de az ingadozás rendszerint egy, a mindenkori szélsőségek által behatárolt intervallumon belül marad. Ekkor éghajlatingadozásról beszélünk (Varga-Haszonits 2003). A másik esetben az ingadozás intervalluma tolódik el valamilyen irányban: vagy számottevően magasabb vagy számottevően alacsonyabb értéktartományban megy végbe az ingadozás. Ha ez az eltolódás hosszabb időn át tartóssá válik, akkor éghajlatváltozásról beszélünk. Nyilvánvaló, hogy az éghajlatingadozásnak két interpretációja lehetséges: az egyik az adott érték és a sokévi átlag közötti különbség (abszolút értékben kifejezve), a másik az egymásra következő értékek közötti különbség (Varga-Haszonits 2003). Ez az alábbi képlettel írható le:
A.14. egyenlet - F.11
xi: i-edik adat (i = 1, 2, 3, …, n) Összefüggés-vizsgálat Sztochasztikus kapcsolat: a független változó (x) értéke nem határozza meg egyértelműen a függő változó (y) értékét, az véletlenszerűen ingadozik egy legvalószínűbb érték körül. A korrelációs együttható A korrelációs együttható két kvantitatív (mennyiségi) ismérv közötti lineáris kapcsolat szorosságának mérőszáma. A sztochasztikus kapcsolatok felderítésére korrelációszámítást szokás alkalmazni. A két változó közötti kapcsolat szorosságának kifejezésére a korrelációs együttható (r) szolgál, amelynek képlete az alábbi:
A.15. egyenlet - F.12
ahol Mx az x változó, My pedig az y változó számtani közepe. A formulából belátható, hogy a korrelációs együttható értéke +1 és –1 között változhat. Pozitív értékei a két változó közötti egyértelmű, negatív értékei pedig ellentétes értelmű kapcsolatra utalnak. Ha a két változó között nincs kapcsolat, r értéke 0 (F.6. ábra).
F.6. ábra - A pozitív, a negatív korreláció és a korrelálatlanság ábrázolása
316 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán
Példa: júliusi csapadékösszegek (x) és középhőmérsékletek (y) Budapesten 20 év adatai alapján. Mx = 5,6 cm My = 22,1 °C Σ(xi–Mx)·(yi–My) = –46,23 Σ(xi–Mx)2 = 180,61 Σ(yi–My)2 = 33,58
A.16. egyenlet - -
Ez közepes szorosságú, negatív kapcsolatot jelez, tehát magasabb csapadékösszeg esetén alacsonyabb a havi középhőmérséklet július hónapban. A korrelációszámítás során nyert korrelációs együttható is úgy tekinthető, mint egy arra vonatkozó feltevés, hogy két változó között kapcsolat van. Az, hogy ez a konkrét számmal kifejezett kapcsolat reális-e (igaz-e a feltevés, a két változó kapcsolatban áll egymással), hipotézisvizsgálattal (feltevésvizsgálat) dönthető el. Nullhipotézisünk az, hogy a két változó között nincsen kapcsolat, a korrelációs együttható tehát zérus. Ha a kiszámított korrelációs együttható abszolút értéke nagyobb, mint az n–2 szabadságfoknál leolvasott táblabeli érték, akkor a null-hipotézis elvethető, tehát a két változó között kapcsolat van. Ha a számított r kisebb a táblabelinél, akkor a null-hipotézist elfogadjuk, vagyis a két változó között nincsen kapcsolat. Példánkban rszámított= 0,593, n = 20, rtáblabeli (18)= 0,44 5%-os szignifikancia szinten. A számított r nagyobb a táblabelinél, tehát a két változó (júliusi középhőmérséklet és csapadékösszeg) között 95% valószínűséggel van kapcsolat. Lineáris regresszió Míg a korrelációs együttható egy számban adja meg a lineáris kapcsolat szorosságát, a lineáris regresszió segítségével meg tudjuk határozni azt, hogy a két változó között milyen függvénykapcsolat áll fenn. A 317 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán korrelációs együttható és a kapcsolatba hozott változók számtani közepének és szórásának ismeretében mód van arra, hogy meghatározzuk annak a regressziós egyenesnek az egyenletét, amely a két változó által megadott pontokra a legjobban illeszkednek. A regressziós egyenes voltaképpen az adott x-hez tartozó legvalószínűbb y értéket szolgáltatja. A regressziós egyenes egyenletének általános alakja:
A.17. egyenlet - F.13
Az egyenlet konstansait az alábbi kifejezések szolgáltatják:
A.18. egyenlet - F.14
A.19. egyenlet - F.15
A korrelációs együttható négyzete a determinációs együttható (R2), értéke 0 és 1 közötti. A százszorosa megmutatja, hogy x hány százalékban determinálja y alakulását. A regressziós egyenes által becsült yiérték xipontban: yi becsült = a + bxi, yi = a + bxi + ei (ei: eltérés yi becsült-től). Az a és b paraméterek becslése: a legkisebb négyzetek módszerével illesztjük az egyenest a pontokra. Ezért a-t és b-t úgy kell megválasztanunk, hogy az egyenes által becsült yi becsült értékek és az yiértékek közötti eltérések (ei) négyzetösszege minimális legyen,
(F.7. ábra).
F.7. ábra - Hálós jégeső-kárelhárítás www.google.com/images
Az idősor-elemzésnél alkalmazott lineáris trendszámítás nem más, mint olyan lineáris regresszió, ahol x változó az idő. Példaként vizsgáljuk meg a Keszthelyen mért tavaszi csapadékösszegeket 1871–2000 közötti időszakban. Az egyenes meredeksége –0,35 mm/év, ami 35 mm csapadékcsökkenést jelöl 100 évre vetítve (F.8. ábra).
318 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
Függelék: Matematikai-statisztikai alapismeretek Péczely (1998) nyomán
F.8. ábra - Tavaszi negyedév csapadékösszegei Keszthelyen 1871–2000 között
R
2
szerint (0,0593) ez az eredmény 5%-os szinten szignifikáns változást takar (a korrelációs együttható
táblázata használható:
). (R2 táblabeli = 0,0379, szabadságfok: 100).
1. Irodalom Dévényi D. – Gulyás O. 1988: Matematikai statisztikai módszerek a meteorológiában, Tankönyvkiadó, Budapest Mika J. 2003: Regionális éghajlati forgatókönyvek: tények és kétségek In: AGRO-21 Füzetek 2003/32.: 11-24. Péczely Gy. 1979: Éghajlattan, Nemzeti Tankönyvkiadó Rt., Szeged Péczely Gy. 1998: Éghajlattan, Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest Szalai S. - Szentimrey T. 2001: Melegedett-e Magyarország éghajlata a XX. században? In: Berényi Dénes Jubileumi Ünnepsége Előadásai, Debrecen: 203-214. Szentimrey T. 2000: Az éghajlati adatsorok homogenizálásának alapvető kérdései In: Országos Meteorológiai Szolgálat Beszámolója az 1999. évi tevékenységről (szerk.: Hunkár Márta), Budapest: 127-145. Varga-Haszonits Z. 2003: Az éghajlatváltozás mezőgazdasági hatásának elemzése, éghajlati szcenáriók. AGRO21 Füzetek Az agrárgazdaság jövőképe, 31: 9.-28.
319 Created by XMLmind XSL-FO Converter.
