Magyarország éghajlati erőforrásainak agroklimatológiai elemzése

Varga-Haszonits Zoltán - Varga Zoltán - Lantos Zsuzsanna - Vámos Ottília - Schmidt Rezső

Magyarország éghajlati erőforrásainak agroklimatológiai elemzése

Mosonmagyaróvár 2000

Lektorálta: Dr. Anda Angéla egyetemi tanár az MTA doktora és Dr. Szász Gábor egyetemi tanár az MTA doktora

BEVEZETÉS 1 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

Bevezetés Az ember természeti környezetét a légkör (atmoszféra), a felszíni és felszín alatti vizek (hidroszféra), a szilárd talajfelszín (litoszféra) és az élővilág (bioszféra) alkotják. Közülük az első három az élettelen természet összetevőit (abiotikus tényezők) foglalja magába, az utolsót pedig a növények, az állatok és végső soron maga az ember (biotikus tényezők) jelentik. Ezt a természeti környezetet az ember és az ember által alkotott társadalom szempontjából vizsgálva azt tapasztaljuk, hogy a környezet egyrészt nékülözhetetlen életfeltételeket elégít ki, másrészt anyag- és energiaforrásul szolgál. A természeti környezet által biztosított életfeltételeket, anyag- és energiaforrásokat, amelyeket az ember a termelés egy adott szintjén szükségleteinek kielégítésére hasznosít természeti erőforrásoknak nevezzük. A természeti erőforrások lehetnek az ember által ismertek és lehetnek nemismertek. A nem-ismert, vagyis potenciális (lehetséges) erőforrás ténylegesen ismert és hasznosított erőforrássá válása több tényezőtől függ (Thyll 1996): a) az emberi ismeretek (a tudomány és a technika) fejlettségétől, b) a gazdaságosságtól és c) a kulturális színvonaltól és a szokásoktól. a) A tudomány és technika fejlettsége lehetővé teszi a természeti erőforrások felfedezését és hasznosítását. Így pl. hazánkban a föld mélyében lévő meleg víz mindaddig potenciális erőforrás volt, amíg nem fedezték fel, s nem hasznosították gyógyászati, mezőgazdasági és turisztikai szempontból. Ugyanígy hazánk területe is csupán potenciális termőterület volt mindaddig, amíg mezőgazdasági termelési célokra nem hasznosították. A hazai tudományos kutatás feladata tehát az, hogy Magyarország éghajlatát, mint a mezőgazdasági termelés erőforrását feltárja, hogy az éghajlati adottságokban rejlő előnyöket ki lehessen használni. Amint arra Czelnai (1978) rámutatott a légkörben zajló folyamatok a gazdasági tevékenységet általában 5-10 %-ban befolyásolják, de ez a befolyásolás a vízgazdálkodás és a mezőgazdasági termelés esetében a 30 %-ot is meghaladhatja. Ezért tűztük ki célul hazánk éghajlatának mezőgazdasági célú értékelését. b) A gazdaságosság ugyancsak fontos szerepet játszik abban, hogy egy természeti erőforrás potenciális erőforrás marad-e vagy hasznosításra kerül. Előfordulhat ugyanis, hogy egy lehetséges erőforrás kiaknázása nem gazdaságos. Pl. egy növény egy adott helyen termeszthető, de termesztése nem gazdaságos. c) Az adott szokások is meghatározhatják, hogy élünk-e az erőforrás hasznosításának a lehetőségével. Pl. egy adott helyen a sertés vagy szarvasmarha tenyésztése gazdaságos, de a helyi szokások tiltják ezen állatokból készített termékek fogyasztását.

2 BEVEZETÉS –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

Mindenesetre tisztában kell lennünk azzal, hogy azok a természeti adottságok, amelyeknek mennyisége nem korlátlan, illetve előfordulásuk helyhez és/vagy időhöz kötött, fontos gazdasági tényezővé válhatnak. Ugyanis, ha a természeti adottságok tekintetében az egyes területek különböznek egymástól, azaz az egyes területek kisebb vagy nagyobb mennyiségű természeti erőforrással rendelkeznek, akkor egy olyan ország, amely ezeket birtokolja, kisebb vagy nagyobb gazdasági értékre tesz szert, ha a lehetőségeit ki is tudja használni. Ismeretes, hogy a mezőgazdaság alapját képező növénytermesztésben a növényi produkció a környezeti tényezők, köztük is elsősorban a legváltozékonyabb meteorológiai tényezők függvénye. Az egyes területek éghajlati adottságai eleve meghatározzák azt, hogy ott milyen növények termeszthetők, s azt is, hogy az év melyik időszakában. A meteorológiai tényezők évenkénti változékonysága pedig a terméshozamokban okoz hasonló változékonyságot, aminek a szükségletek kielégítésén keresztül gazdasági jelentősége is van. Gazdasági szempontból ez azt jelenti, hogy az éghajlati adottságok jelentős mértékben befolyásolják azt, hogy egy ország egy adott terményből képes-e exportra termelni, milyen terményből képes a saját szükségleteit kielégíteni, s milyen terményekből szorul behozatalra. A légköri erőforrások hasznosításának Czelnai (1978) négyféle lehetőségét különbözteti meg. a) A légköri tényezőkhöz való minél jobb alkalmazkodás, amelyhez alapos éghajlati ismeretek és megfelelő időjárási előrejelzések kellenek. b) Az egyes légköri tényezők energiaforrásként (napenergia, szélenergia) történő közvetlen felhasználása. c) A káros légköri jelenségek elleni védekezés. d) A légköri környezet védelme. Természetszerűleg felmerül az a kérdés is, hogy adott éghajlati viszonyok milyen maximális hozamokat tesznek lehetővé, azaz milyen az adott terület éghajlati potenciálja (Antal 1978, Varga-Haszonits 1981; Láng 1983, Major 1984, Szász 1985). E kérdés tanulmányozása során képet kapunk arról is, hol állunk az éghajlati erőforrás kihasználásban, mennyire közelítettük meg az éghajlati potenciált. A megújuló erőforrások közül – amint arra Béll (1982) is rámutatott – a légköri (időjárási, éghajlati) erőforrások készletének és hozamának felmérése és értékelése meglehetősen nehéz és bonyolult feladat. Ugyanakkor az általa felsorolt légköri erőforrások témakörében is jelentős helyet kap az éghajlati erőforrások mezőgazdasági hasznosításának témaköre, ennek vizsgálata tehát alapvető feladat. Kutatócsoportunk az elmondottak miatt tartotta fontosnak e témakör tanulmányozását. S ezúton mond köszönetet az OTKA-nak, hogy e probléma elemzését a T 022367 számú téma finanszírozásával támogatta.

AZ ÉGHAJLAT ÉS A MEZÕGAZDASÁGI TERMELÉS 3 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

1. AZ ÉGHAJLAT ÉS A KÖRNYEZET 1.1 Az éghajlat és a mezőgazdasági termelés A meteorológia a légkörrel foglalkozó tudomány. Méri és megfigyeli a légkört jellemző tulajdonságokat, vizsgálja a benne lezajló folyamatokat. A légkör tulajdonságai és folyamatai minden pillanatban meghatározzák a légkör állapotát. A légkörnek egy adott pillanatban kialakult állapotát nevezzük időnek, egy nem túlságosan hosszú (óra, nap, hét, hónap, év stb.) időszak alatti állapotát pedig időjárásnak. Az idő és időjárás között csak a magyar nyelv tesz különbséget, amennyiben a „járás” szavunk érzékelteti az egymás utáni pillanatok múlását. Ha egy adott helyen a légkör állapotáról azt szeretnénk tudni, hogy az „általában milyen szokott lenni”, akkor meglehetősen hosszú (több évtizedre terjedő) időszakot kell vizsgálnunk. A légkör hosszabb időszakra jellemző állapotát nevezzük éghajlatnak. Ezt pedig elsősorban a metematikai statisztika eszközeivel lehetséges meghatározni, ezért használunk az éghajlat jellemzésére átlagokat, szélsőértékeket, gyakorisági értékeket stb. A meteorológiának ezzel a területével a klimatológia (az éghajlattan) foglalkozik. Az éghajlatnak a mezőgazdasági termelésre gyakorolt hatását pedig az agroklimatológia vizsgálja.

Az éghajlat fogalma és értelmezése A légkör állapotát a légköri állapotjelzők együttese alapján határozhatjuk meg. A légkör állapotjelzőit rendszeresen mérjük, de a légkör állapotait tapasztalati ismeretekre építve is jellemezhetjük. A légkör állapotáról alkotott véleményünket fejezzük ki olyan fogalmakkal, mint az idő, az időjárás. A mindennapi életben az időjárást rendszerint a légkör valamilyen kiemelt tulajdonsága alapján jellemezzük, pl. napos, borult, meleg, hűvös, esős stb. A mindennapi életben az időjárás fogalmához hasonlóan rendszeresen használjuk az éghajlat fogalmát is. Ezen általában azt szokták érteni, hogy egy adott helyen hosszabb időszakot figyelembe véve mi jellemzi a légkör állapotát. Vagyis az év milyen hosszú időszakában lehet melegre vagy hidegre, csapadékra vagy szárazságra számítani, vannak–e fagyok, télen van–e hótakaró stb. Az éghajlat szubjektív jellemzése ezért összetettebb módon történik, mint az időjárásé: meleg–nedves, meleg–száraz, meleg–száraz–szeles, hideg–havas–borult stb.

4 AZ ÉGHAJLAT ÉS A MEZÕGAZDASÁGI TERMELÉS –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

A meteorológia fejlődése során az időjárás és az éghajlat fogalmát sokan és sokféleképpen definiálták. Különösen sokféle meghatározást találunk az éghajlat fogalmára vonatkozóan. Az eltérések elsősorban abból adódnak, hogy a különböző szakterületek képviselői - a meteorológusok, a geográfusok, a hidrológusok, az ökológusok - más-más oldalról közelítik meg a problémát. Eltérések mutatkoznak a szakterület művelői, a meteorológusok által megadott fogalom–meghatározásokban is. Ennek főbb okai a következők lehetnek. (a) A szakcikkek és szakkönyvek túlnyomó többségét a főbb világnyelveken írták meg. S az egyes nyelvterületek különböző természeti sajátosságainak és tudománybeli hagyományainak hatására a fogalmak különbözőképpen alakultak ki. (b) A meteorológiai kutatások intenzívebbé válásával a kutatók mind kisebb (mezo-, lokál-, mikroméretű) térségek meteorológiai viszonyait kezdték vizsgálni, s ennek megfelelően változott a szemléletmód. S ez is éreztette a hatását a korábbi fogalmak újbóli megfogalamazásánál. (c) Az új adatelemzési és kutatási módszerek hatására ugyancsak szemléletmódbeli változások következtek be. Emiatt még erőteljesebben felvetődött egyes fogalmak újra-telmezésének gondolata. Az egyes meghatározások rövidségük és tömörségük folytán azonban csak gyors, átfogó képet adhatnak az időjárásról és az éghajlatról, s nem jelentik az adott jelenségek mindenre kiterjedő, örök időre szóló megadását. A meteorológiai tudomány fejlődésével az e fogalmakról alkotott kép is átalakulhat, változhat. Fizikai értelmezés. Az éghajlat fogalmának meghatározásánál a legnagyobb figyelmet az éghajlat értelmezésére kell fordítani, mert az értelmezésből következik, hogyan alkothatunk róla fogalmat és numerikusan hogyan tudjuk jellemezni. (1) Az éghajlat értelmezésénél az első kérdés, amire válaszolni kell, hogy létezike a valóságban az éghajlat, s ha létezik a valóságnak mely része az. A kérdésre adandó válaszban abból indulunk ki, hogy létezik a légkör, amely egy adott időpontban meghatározott fizikai állapotban van. Az egymásra következő időpontokban különböző fizikai állapotok folyamatosan váltogatják egymást. Ezekből az egymásután bekövetkező állapotokból már a légkörben lezajló folyamatok is felismerhetők, s az eltérő gyakorisággal előforduló állapotok is jól elkülöníthetők. A légkör állapotát tehát - mint ténylegesen létezőt - akár rövidebb, akár hosszabb időszakra vonatkozóan jellemezhetjük. Amikor a légkört folyamatosan változó állapotai alapján egy rövidebb időszakra akarjuk jellemezni, akkor időjárásról beszélünk, ha hosszabb időszakra vonatkozó jellemzést akarunk róla adni, akkor pedig éghajlatról. A magyar nyelvben meg szoktuk még különböztetni az idő fogalmát is, amely nyilvánvalóan a légkör egy adott időpontban létező állapotát jelenti. Más kérdés azonban az, hogy az általunk megadott jellemzés mennyire felel meg a valóságos helyzetnek? Nyilvánvaló, hogy a valóság minden részletében teljesen


pontos leírása sohasem adható meg. De hát így van ez az egzakt tudományok mintaképének tekintett fizikában is, amely a valóság teljesen hű és pontos leírását ugyancsak nem képes megadni. Ezért mondta joggal Russel angol matematikusfilozófus: Bár ellentmondásnak tűnhet, minden egzakt tudományban a közelítés eszméje van túlsúlyban. ("Although this may seems a paradox, all exact science is dominated by the idea of approximation.") A légkör tehát a maga állapotaival és folyamataival ténylegesen létező, ezért rövidebb vagy hosszabb időszakra vonatkozóan egyaránt jellemezhető, a feladat pedig az, hogy minél jobb közelítéssel próbáljuk meghatározni. (2) Ha elfogadjuk a közelítés eszméjét, akkor a következő kérdés: melyek azok a legfontosabb tényezők, amelyek a légkör állapotát és a benne lejátszódó folyamatokat meghatározzák? A válasz ismeretes: a napsugárzás, a sugárzást felfogó felszínek és a légáramlások (földi méretekben az általános cirkuláció). Közülük kettő a légkör környezetéhez tartozik. Ez azt mutatja, hogy a környezet fontos szerepet játszik a légkör állapotának alakításában. Mivel a felszínekre érkező sugárzásmennyiség függ a sugárzás beesési szögétől és időtartamától (a nappalok hosszától), valamint a felfogó felszínek fizikai tulajdonságaitól, a légkör állapotát erősen meghatározza a földrajzi hely. Ez igaz az egész Földre vonatkoztatva, de igaz a regionális, a lokális és a mikrotérségű viszonyokra is. Igaz abban az értelemben is, hogy a kisebb térségek környezeti viszonyai mindig a nagyobb térségek által meghatározott légköri állapotokat módosítják. Vagyis ahhoz, hogy megértsük egy hely éghajlatát, ismerni kell az adott hely tágabb és szűkebb értelemben vett környezeti viszonyait. Így értelmezve az éghajlat és a környezete közötti kapcsolatot érthetővé válik a nagyobb területi egységeken belüli kisebb területek éghajlata és a nagyobb területek éghajlata közötti kapcsolat, illetve az azonos területi egységekhez tartozó éghajlatok közötti kapcsolat. Így például az is, hogy hazánk éghajlatában miért a maritim, a kontinentális és mediterrán klímahatások érvényesülnek, valamint az is, hogy adott makroklímán belül miért az adott lokál- vagy mikroklímák alakulnak ki. Azt mondhatjuk tehát, hogy a légkör állapotát, annak időbeli egymásutánjait, s a benne lejátszódó folyamatokat, mindig egy adott földrajzi helyhez rögzítve, annak tágabb és szűkebb környezetét figyelembe véve kell jellemezni. (3) Ha ezt elfogadjuk, akkor még arra a kérdésre is válaszolnunk kell, hogy a légköri állapotok hosszabb távú jellemzését milyen módon végezzük el? Szokás az éghajlatot az időjárások összességének tekinteni. Ez esetben a probléma abban van, hogy az éghajlatot (illetve hosszabb időszakra vonatkoztatva a légkör állapotát) nem csupán az jellemzi, hogy az adott időszakban milyen időjárások (légköri állapotok) fordultak elő, hanem meghatározó módon az is, hogy ezek hogyan kapcsolódnak egymáshoz. A légkör állapotainak egymásutánjait ugyanis nem valami ötletszerűség jellemzi, nem valami káosz, hanem mindig felismerhető benne valamilyen rendszer. Magyarország éghajlatában például


előfordulhatnak olyan napok, amikor a maximum hőmérséklet 30 fok felett van, január hónapban azonban ez elképzelhetetlen. Tehát egyes légköri állapotokat, még az adott területen előforduló állapotok közül sem akármilyen más állapot követhet. Ezenkívül a napi és évi menet, valamint a sugárzás-, hő- és vízháztartási egyenletek által meghatározott törvényszerűségek is jellemzik. A légkör állapotát jellemző meteorológiai elemek egymáshoz kapcsolódásának rendjét természetesen számítani is lehet. Az éghajlat tehát rendszer. Az éghajlat rendszer jellegű felfogása segíti az éghajlatok hierarchikus egymáshoz kapcsolódásának és azonos területi egységhez tartozó elemei egymáshoz kapcsolódásának megértését is. A rendszer jelleggel értelmezhető egy fontos gyakorlati következmény is. Ha ennek a rendszernek valamely elemét befolyásoljuk - mivel a rendszer az elemeinek sajátos összekapcsolódásából jön létre, - akkor annak eredményeként más elemei is változni fognak. Erre alapozódik az a feltevés is, hogy az ipari termelés miatt megnövekedett légköri szén-dioxid mennyisége a légkör melegedéséhez vezet. Ugyanez történik, ha a mezőgazdasági termelés során valamilyen agrotechnikai eljárást alkalmazunk vagy módosítunk, akár azzal a céllal, hogy a termelés végeredményét befolyásoljuk (sor- és tőtávolság változtatása stb.), akár azért, hogy egy környezeti tényezőt befolyásoljunk (pl. öntözéssel), mindig számolnunk kell a befolyásolt tényezőkhöz kapcsolódó egyéb tényezők változásával is. Ezenkívül nyilvánvaló elvileg az is, hogy amíg a rendszerben lejátszódó változások nem érintik a rendszer strukturáját, addig éghajlati változékonyságról beszélünk, ha a változások következményeként a rendszer strutúrája is megváltozik, akkor éghajlatváltozásról beszélünk. Az éghajlat fizikai értelmezése alapján tehát azt mondhatjuk, hogy az éghajlat egy adott helyen hosszabb időszak alatt a környezetével állandó kölcsönhatásban lévő légkör egymáshoz kapcsolódó tulajdonságainak és folyamatainak a rendszere (Varga-Haszonits 1977). A fizikai értelmezés a meteorológia mezőgazdasági alkalmazása során is könnyebben áttekinthetővé és érthetővé teszi azokat a folyamatokat, amelynek során a légkör a mezőgazdasági termelésre gyakorolt hatását kifejti. Az időbeli és térbeli határok. Meg kell említeni azt is, hogy két olyan probléma van, amit nagyon nehéz megfelelő módon megoldani. Ezek a következők: (1) Nem adható megfelelő válasz arra, hogy mit értünk rövidebb időszakon, vagy hosszabb időszakon. Mivel a légkörben az állapotváltozások folyamatosan mennek végbe, bármilyen hosszúságú időszak kiválasztható állapotának a jellemzésére. Csak meg kell mondani, hogy a jellemzés milyen hosszú időszakot fog át. Arra vonatkozóan azonban nem lehet objektív kritériumot megadni, hogy milyen időtartamig nevezzük a folyamatot időjárásnak, azontúl pedig éghajlatnak.


Ezért a félreértések elkerülése végett mindig célszerű megadni, hogy a vizsgálat milyen hosszúságú időszakra vonatkozik, akár időjárásról beszélünk, akár éghajlatról. (2) A másik nehézséget a térbeli határok megadása jelenti. Nagyon nehéz megadni azt, hogy az éghajlat a légkör milyen térben körülhatárolható részére vonatkozik, mert a fölfelszínen haladva a különböző éghajlatok fokozatosan mennek át egymásba, a magassággal felfelé haladva pedig csak azokat a jelenségeket szokás az időjáráshoz és az éghajlathoz számítani, amelyek a földfelszínen éreztetik a hatásukat. Ennek megfelelően a légkörnek az a része, amelyre az adott éghajlatot jellemzőnek tartjuk, csak gyakorlati szempontok alapján különíthető el. Ezért többnyire egy adott területet szoktak kiválasztani (Föld, kontinens, ország stb.), s azt szokták éghajlati szempontból jellemezni. Így az adott területen - különösen ha az két vagy több éghajlati zóna találkozási területén van - felismerhető a területi változékonyság, s a különböző éghajlatok közötti átmenet. Az éghajlat és környezete. Meg kellene adni azokat a határokat is, amelyeken belül a környezet értelmezhető. Először az éghajlat és a környezete közötti határt kell megadni. Ha az éghajlatot a légkörre vonatkoztatjuk, akkor a légkört a környezetétől elválasztó határoknak a különböző "halmazállapotú" felszínek (szilárd talaj, víz, növény stb.) tekinthetők. Ez számos bizonytalansági tényezőt rejt magában, gyakorlati célokra azonban viszonylag jól megadható. Természetesen meg kell még adni azt is, hogy az adott dologtól távolodva meddig terjed a környezet. Ez még nehezebb feladat. Általában azt szokták távolabbi környezethatárnak tekinteni, ameddig az adott dolog és környezete közötti kölcsönhatások terjednek. Ilyen módon lényegében a hatókörnyezet fogható fel. Vagyis a földfelszínen egy rovar nem tartozik az adott éghajlati környezethez, mert nincs hatással rá, míg a 150 millió kilométerre lévő Nap igen, mert az szolgáltatja a légköri folyamatokhoz szükséges energiát. A környezet határait tehát nehéz megadni. Mégis túlzónak tűnik az a nemzetközi szakirodalomban markánsnak mutatkozó irány, amely az éghajlat fogalmába belefoglalja a környezetet is. Vagy méginkább: összemossa az éghajlat és a környezet fogalmát. Ily módon természetesen a határok megadásának problémáját csak megkerüli és nem megoldja. Ha azonban az éghajlat a légkörön kívül magában foglalja a litoszférát, a hidroszférát, a krioszférát és bioszférát, akkor azt kell kérdezni, hogy az éghajlatnak nincs földi környezete? Az éghajlat környezete a bolygóközi tér? Felmerülhet az a kérdés is, hogy ha az említett földi szférák beletartoznak az éghajlat fogalmába, s ezeknek mindenütt jelen kell lenniök, ahol éghajlatról beszélünk, akkor csak a Földnek lehet éghajlata, egyes területeknek nem. Pl. a krioszféra hiánya miatt nem lehetne trópusi éghajlatról beszélni. Ha pedig nem kötjük ki, hogy minden szférának jelen kell lennie, akkor ugyanoda jutottunk, ahol


voltunk, vagyis az éghajlatot az adott hely környezete határozza meg, s nem a földi szférák együttese. Nyilvánvaló az is, hogy a légkör nem az egyes szférák minden alkotóelemével van kapcsolatban, hanem csak azok egy részével. Ez esetben az egész szféra megnevezése a kapcsolat szempontjából egyrészt félrevezető, mert a légkör nem az egész szférával van kapcsolatban, másrészt semmitmondó, mert a szféra megnevezése után sincs fogalmunk arról, hogy tulajdonképpen mivel van szoros kapcsolata. Helyesebb ezért a környezetet úgy tekinteni, hogy az egy adott helyen az éghajlattal kölcsöhatásban lévő külső tényezők rendszere. Az éghajlat alapvető jellemzői. Az eddig elmondottakat összefoglalhatjuk néhány fontosabb megállapításban, amelyek a következők: (1) Az időjárás és az éghajlat a ténylegesen létező légkör egy meghatározott időtartam alatt előforduló állapotait jellemző fogalom. (2) Az éghajlat nyílt rendszer, amely a tágabb és szűkebb környezetével állandó kölcsönhatásban van. Ennek megfelelően idő- és térbeli változékonyság jellemzi. (3) Rendszerjellegéből következik, hogy valamely elemére gyakorolt egyirányú hatás a többi elem módosulását is maga után vonja. Ha ennek hatására a rendszer struktúrája is módosul éghajlatváltozásról beszélünk. Az éghajlat meghatározásánál a fizikai értelmezés az alapvető, mert minden dologról először azt kell tudnunk, hogy létezik-e, s ha igen, akkor a valóságnak mely része. Csak azután lehet leírni, csak azután lehet numerikusan jellemezni, csak azután lehet modellezni. Ezért az éghajlat fizikai értelmezése nem az egyik lehetséges értelmezés, hanem az alapvető értelmezés, amelyre minden éghajlatmeghatározásnak figyelemmel kell lenni, ha nem akar a valóságtól eltérni.

Az éghajlat hatása a mezőgazdasági termelésre A szárazföldeken kialakult természetes növénytakaró, a legelők, az erdők, valamint a művelés alá vont területeken az élelmiszerellátás biztosítása céljából termesztett növények növekedése, fejlődése és produktivitása jelentős mértékben függ az adott terület természeti adottságaitól, elsősorban a meteorológiai viszonyoktól. Ezért fontos, hogy ezeket a hatásokat minél részletesebben tanulmányozzuk egyrészt a produktivitás növelése céljából, másrészt az adott agrotechnikai szint melletti terméshozamok stabilizálása céljából. Ez utóbbi azt jelenti: a termelés során figyelembe kell venni a meteorológiai elemek évről-évre lejátszódó kisebb-nagyobb mértékű ingadozásait, a bennük megnyilvánuló tendenciákat, valamint az extrém jelenségek gyakoriságát. Minél mélyebbek az ilyen irányú ismereteink, annál jobban tudunk alkalmazkodni a meteorológiai viszonyokhoz.


Mindenekelőtt azt a problémát kell tisztáznunk, hogy mi a légkör szerepe a mezőgazdasági termelésben, elsősorban a növénytermesztésben. Mivel a növénytermesztés túlnyomó részben a szabadban, természetes körülmények között történik, állandóan ki van téve a légköri hatásoknak. Termelni tehát csak a ténylegesen létező légköri viszonyok között lehet. Emiatt a légköri viszonyok már eleve megszabják, hogy az adott területen milyen növények termeszthetők, az év mely időszakában termeszthetők és azt is, hogy termesztésük az év egyes időszakaiban milyen kockázattal jár. Emiatt a légkör a benne lejátszódó jelenségekkel a növénytermesztés alapvető feltételrendszere. A növényi produkció a fotoszintézis eredménye. A fotoszintézishez szükséges energia, amelyet a napsugárzás szolgáltat, valamint a szervetlen anyagok: a széndioxid és a víz, meteorológiai elemek. Sőt a növények számára olyan nélkülözhetetlen anyagok is, mint az oxigén és a nitrogén, a légkörből származnak. A légkör tehát a növénytermesztés nélkülözhetetlen erőforrása. A légkör azonban egy olyan közeg, amely állandó változásban van. A légkörben lejátszódó változások pedig hatással vannak a növényekben lejátszódó folyamatokra. Hol gyorsítják, hol lassítják a növények életét meghatározó biokémiai folyamatokat. Ennek megfelelően alakul a növények növekedése és fejlődése is, s végső soron a produktivitásuk is. A légköri tényezők változásai bizonyos esetekben átléphetnek, egy olyan intenzitási szintet, amely után a növény már károsodik vagy teljesen el is pusztulhat. A légkör tehát a növénytermesztés alapvető hatótényezőinek rendszere. A légkör - s az azt jellemző időjárás és éghajlat - a mezőgazdasági termelés szempontjából egy olyan külső rendszer, amely többféle formában is megszabja a növénytermelés lehetőségeit és eredményességét. S mivel a környezeti tényezők közül a meteorológiai tényezők a legváltozékonyabbak, a mezőgazdasági szakembereknek átfogó éghajlati ismeretekkel kell rendelkezniük ahhoz, hogy - az éghajlathoz alkalmazkodni tudjanak, - káros hatásai ellen védekezni tudjanak, - s bizonyos körülmények között a folyamatokat befolyásolni tudják. Ennek szükséges előzménye, hogy az agroklimatológia tárja fel az éghajlat és a mezőgazdasági termelés tárgyai és folyamatai közötti kapcsolatokat, elemezze azokat a folyamatokat, amelyeken keresztül a légkör a növényekre gyakorolt hatását kifejti. A mezőgazdasági termelés szempontjából fontos, hogy megismerjük azoknak a területeknek az éghajlati viszonyait, ahol a növénytermesztés folyik, vagy ahol növénytermesztést szándékoznak folytatni. Ezeknek az ismereteknek a birtokában ugyanis (1) kinemesíthetők olyan fajták és kidolgozhatók olyan agrotechnikai eljárások, amelyek az adott terület viszonyaihoz messzemenően képesek alkalmazkodni; (2) a más területeken kinemesített fajták és kidolgozott agrotechnikai eljárások közül ki lehet választani azokat, amelyek a legjobban megfelelnek az adott terület meteorológiai viszonyainak;


(3) a kiválasztott fajták és agrotechnikai eljárások számára ki lehet jelölni a meteorológiai szempontból kedvező és kevésbé kedvező területeket; (4) megállapítva a termesztett növények és az agrotechnikai eljárások számára kedvező területeket, képet kapunk arról, hogy az adott termőterületet éghajlati szempontból hogyan lehet a legcélszerűbben hasznosítani.

A mezőgazdasági termelés hatása az éghajlatra Az éghajlat és a mezőgazdasági termelés közötti kapcsolat elemzése során célszerű a mezőgazdasági tevékenység éghajlatra gyakorolt hatásának vizsgálatát is elvégezni, hogy a kapcsolat kölcsönhatás jellegének akkor is a tudatában legyünk, amikor az éghajlati hatásokat elemezzük. A mezőgazdasági tevékenység hatása ugyanis nehezebben felismerhető, mert csak hosszabb időtávon jelentkezik, s akkor is a különböző tényezők egymást átfedő hatásainak kiséretében. Emiatt a mindennapos problémákkal foglalkozó társadalmi-gazdasági gyakorlat és irányítás általában nem is vesz róla tudomást. Az utóbbi időben némi változás történt e tekintetben. E problémára azonban ma is inkább csak az általános emberi tevékenység éghajlat-módosító szerepének keretében figyelnek. Az átlagember ma is többet hall az ipari tevékenység, az urbanizáció, a mesterséges tavak és víztárolók stb. éghajlat-befolyásoló hatásáról, mint a mezőgazdasági tevékenység hasonló szerepéről. Ezért a jövőben erre nagyobb gondot kell fordítani. Természetesen a mezőgazdasági termelés is egyike azoknak a tevékenységeknek, amelyek hatással vannak az éghajlatra. Az emberi tevékenység éghajlat-befolyásoló hatása, a hatás intenzitásától függően területi méretben három szinten szokott jelentkezni, mégpedig lokális, regionális és globális szinten. A mezőgazdasági tevékenység befolyása elsősorban lokális és regionális szinten jelentkezik, de bizonyos esetekben globális szinten is figyelembe kell venni. A mezőgazdasági tevékenység éghajlatra gyakorolt hatása alapvetően a következőkkel kapcsolatban figyelhető meg: - az erdőirtás és a mezőgazdasági terület kiterjesztése, - az ásványi trágyák használata, - a melioráció és az öntözés alkalmazása és - a légkör összetételét befolyásoló tevékenységek végzése. Erdőirtás és a szántóterület kiterjesztése. Távérzékeléssel kapott adatokra épülő statisztikai becslések szerint (WMO CAgM Report 1983) a Földön az erdők által borított terület nagysága 50⋅106 km2. Ez hozzávetőlegesen 10%-a az egész Föld felszínének és 33%-a a szárazföldek felszínének. A vegetáció által asszimilált széndioxid 42%-a az erdőkre esik. A mezőgazdasági célokat szolgáló erdőirtás, erdőtüzek, fakivágások és vegetáció-égetés miatt csökken a légköri CO 2 elnyelése, s emiatt növekszik a légkör szén-dioxid tartalma. A vegetációtól megtisztított


területeket rendszerint mezőgazdasági célokra hasznosítják, ezért felszántják. A művelés alá vont talajok pedig a talaj-humusz oxidációja miatt fokozatosan vesztik el szén-dioxid tartalmukat, amely szintén a légköri szén-dioxid mennyiségét növeli. Ez évente jelentős mennyiséget tehet ki, bár becsült értékei szerzőnként eltéréseket mutatnak (Hare 1981). Bolin (1979) szerint az erdők kiirtása és a szántóföldek növelése következtében eddig már 10⋅106 tonna szén-dioxid halmozódott fel a légkörben, s ez évente további 1-5⋅109 tonnával növekszik. Baumgartner (1979) becslése szerint viszont az évi növekedés elérheti a 10⋅109 tonnát. A légkör szén-dioxid tartalmának növekedése pedig az "üvegházhatás" néven ismert jelenség felerősödéséhez vezethet, ami fokozatos hőmérsékletemelkedést idézhet elő. Az erdőirtás és a szántóföldek kiterjesztésének másik következménye a felszín sugárzás-visszaverőképességének, az albedónak a változása. Egyes adatok arra engednek következtetni, hogy az elmúlt 6000 év alatt az északi féltekén 0,138ról 0,157-re növekedett az albedó, a déli féltekén pedig 0,141-ről 0,154-re. Ez a növekedés valószínűleg a felszíni globális hőmérséklet 0,13 fokos csökkenéséhez vezetett (Munn és Machta 1979). Numerikus kisérletek azt mutatják, hogy a visszaverőképesség 10%-os változása a felszínen, az átlagos globális hőmérséklet megközelítőleg 1 fokos változását eredményezheti (Mason 1979). Egyes modellkísérletek szerint ha a szántóterület évente 1%-kal nőne, és az albedó ezzel párhuzamosan a csernozjom talajnak megfelelő 0,07-ről a művelt területekre jellemző 0,25-re emelkedne, akkor a Föld hőmérséklete 1 fokkal csökkenne (WMO CAgM Report 1983). Az utóbbi 200 év alatt a Földön a mezőgazdasági terület nagysága 8⋅106 km2-ről 15⋅106 km2-re nőtt. Ez a növekedés azonban csak 5-10%-a a szárazföldek teljes területének és mindössze 1,5-3,0%-a a Föld egész felszínének. Ennek következtében az albedóban és a párolgásban (hőmérsékletben) bekövetkezett változások az északi féltekén legfeljebb csak regionális éghajlatmódosuláshoz vezethettek (Bolin 1979). Az erdőirtás és a szántóterület növekedése tehát egyrészt növeli a légkör CO2 tartalmát, s emiatt intenzívebb fotoszintézissel és emelkedő hőmérséklettel lehet számolni. Másrészt növekszik az albedó is, ennek pedig a nagyobb sugárzásvisszaverőképesség miatt hőmérsékletcsökkenés a következménye. Ásványi eredetű trágyák használata. A világszerte alkalmazott nitrogéntartalmú műtrágyák mennyisége eléri az évi 36 millió tonnát. Használatuk következtében nitrogéntartalmú vegyületek kerülnek a légkörbe. Emiatt a sztratoszférában lévő ózon-koncentráció csökkenhet. Így a napból érkező ultraibolya sugárzás nagyobb mennyiségben éri el a földfelszínt, ami kedvezőtlen az éghajlatra (WMO CAgM Report 1983). Melioráció és öntözés. A melioráció területén legjelentősebb tevékenység: a mocsarak lecsapolása, a fásítás stb. és végeredményben maga az öntözés. Ez utóbbit azonban fontossága miatt kiemelten szokás kezelni. Az említett emberi tevékenységek elsősorban a párolgási viszonyokat képesek befolyásolni.


A mocsarak lecsapolása csökkenti a szabad vízfelszínt, s ezzel csökkenti a párolgáshoz rendelkezésre álló vízmennyiséget, s 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 mintegy 17%-án folyik öntözéses gazdálkodás (Slater 1981). 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. Az Egyesült Államokban azonban sikerült kimutatni nagyobb csapadékmennyiséget az öntözött területek szomszédságában június, július és augusztus hónapokban, az öntözés idején, míg április, május és szeptember hónapokban, amikor nem öntöztek nem volt kimutatható eltérés (WMO CAgM Report 1983). A légkör összetételét befolyásoló tevékenységek. A légkörbe kerülő anyagok jelentős része természetes forrásokból (vulkánok, tengerek, sivatagok stb.) és ipari termelésből származik. Ezenkívül azonban 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 stb. Az egyes tényezők által okozott légköri szennyezőanyag-gyarapodás nagyságát különkülön nehéz megítélni. Hozzávetőlegesen az összes szennyezőanyagnak 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, s a levegőben lévő víz kicsapódásához pedig kondenzációs magokként szolgálnak.

Az éghajlat kiterjedés szerinti tagolódása és a mezőgazdaság Az utóbbi években megnövekedett az éghajlat-növény kapcsolatok vizsgálatának jelentősége, mégpedig két okból. Az egyik az emberiség létszámának fokozatos növekedése, amely – mivel a termőterületek nagysága már alig növelhető – azt igényli, hogy a meglévő termőterületeken termeljünk többet, mivel a megnövekedett létszámú emberiségnek nagyobb mennyiségű élelemre van szüksége. Ez pedig csak úgy lehetséges, ha olyan intenzív fajtákat nemesítenek ki, amelyek jól alkalmazkodnak a környezeti viszonyokhoz, mindenekelőtt a leggyorsabban változó meteorológiai viszonyokhoz. A másik ok, hogy a légkör egyre növekvő szén-dioxid tartalma miatt megnövekedett üvegházhatás esetleg egy éghajlatváltozás elindítója lehet, ami az élelmiszertermelésben ott is gondot fog okozni, ahol ma többlettermelés van. Lehetséges ugyanis, hogy termesztés súlypontját más területekre kell áthelyezni vagy más fajták, esetleg más növények termesztésére kell áttérni. E feladatok


megoldásához pedig szükséges az éghajlat-növénytermesztés kapcsolat, azon belül is a különböző nagyságú területek éghajlati sajátosságainak minél mélyebb ismerete. Makroklíma. A meteorológiai elemek mérésére szolgáló műszerek feltalálása után felmerült a probléma, hogy hova helyezzék el ezeket a műszereket, hogy a mérések eredményei reprezentatívak legyenek. Úgy találták, hogy mivel a napsugárzást a földfelszín nyeli el, s ennek következtében a földfelszín melegszik fel s adja át a hőjét az alatta lévő talajnak és a felette lévő levegőnek, innét történik a víz elpárologtatása is, hozzászámítva ehhez, hogy a kis területen belül is különbözőképpen nyelik el a sugárzást, melegszenek fel és párologtatnak, nem beszélve a talaj közelében a nagyobb súrlódás miatt lelassuló és turbulenssé váló légáramlásokról, a talaj közvetlen közelében lévő légrétegeket a mérések szempontjából „zavarzóná”-nak tekintették, s mindenképpen ki akarták kerülni. Számos kísérletet végeztek, amelynek alapján a 150-200 cm-es magasságot tekintették olyan rétegnek, ahol a talajfelszín – már említett zavaró hatásai – nem érvényesülnek. S ezután rendszeresítették a napjainkban is használatos hőmérőházat és műszerelhelyezési szabályokat. A műszerek magasan történő elhelyezése biztosította, hogy a meteorológiai állomások adatait nagy térségre reprezentatívnak lehet tekinteni. Ez nagy vonalakban azt jelenti, hogy az egymástól 10, 50, 100 kilométer vagy nagyobb távolságra lévő állomások adatai térképre rajzolva egységes, összefüggő képet mutatnak az egyes meteorológiai elemekről. Hosszabb időszakra vonatkozóan pedig ugyancsak összefüggő képet lehet kapni az általános vonásokról is. Ezt az általános vonások által megrajzolt képet tekintik azután „a nagy térség éghajlatá”nak, vagy az ógörög szavakból alkotott kifejezéssel „makroklímá”-nak. A makroklíma tehát a nagy térség éghajlata. Nagyon nehéz megmondani, hogy a „nagy térség” ebben az esetben mit jelent. A magassága kiterjed a légkör felső határáig vagy csupán kisebb magasságokat veszünk figyelembe, s ez utóbbi esetben konkrétan milyen magasságról van szó? Tulajdonképpen ezekre a kérdésekre nagyon nehéz választ adni. Általában azt mondhatjuk, hogy a földfelszínen élő ember számára azok a folyamatok érdekesek, amelyek az általa tapasztalható meteorológiai viszonyokat meghatározzák, ezek pedig szinte mind a troposzférában zajlanak le. Hasonló nehézségekkel kell szembenézni akkor is, amikor a vízszintes irányú kiterjedést szeretnénk meghatározni. Az éghajlat egyik típusa (formája) folyamatosan megy át a másikba. Ezért csupán átmeneti zónák állapíthatók meg és éles határok nem húzhatók. Nem csökkennek a nehézségek akkor sem, amikor azt az időszakot szeretnénk meghatározni, amelynek alapján az általános vonásokat meghatározzuk. Mint ismeretes, nemzetközi megállapodás alapján legalább három évtizedet kell alapul venni. Napjainkban azonban már évszázados adatsorokat is használunk az éghajlat jellemzésére.


Az első ilyen adatsorok közzététele után nyilvánvalóvá vált, hogy ezek az adatok nem elégítenek ki minden gyakorlati igényt. Mezőgazdasági szemszögből vizsgálva a kérdést, például a fagyveszélyes napok számát jelentő makroklíma adatok egy-egy mezőgazdasági üzem részére egyáltalán nem biztos, hogy megfelelőek, mert nem tartalmazza az adott hely jellegzetességéből adódó eltéréseket. Ilyen eltérések adódhatnak abból, hogy az adott mezőgazdasági üzem egy mélyebben fekvő területen van, s hogy ezen belül is vannak olyan területek, amelyek elősegítik ott a hideg levegő felhalmozódjon (fagyzugok). Éppen ezért felmerült annak a gondolata, hogy a makroklímán belüli kisebb térségek éghajlatát is tanulmányozni kell. Ennek alapja pedig a különböző kiterjedésű, viszonylag homogén felszínek felett kialakuló légköri viszonyok tanulmányozása lehet. Ugyanis – mint azt korábban megismertük – az időjárás- és éghajlatalakító tényezők között a sugárzást felfogó felszínek rendkívül fontos szerepet játszanak azzal, hogy ők nyelik el a Napból érkező sugárzást, s a keletkező hőt ők továbbítják közvetlen közrnyezetüknek. Ezzel az energiaközvetítő szerepükkel rendkívüli jelentőségre tesznek szert, mert a különböző felszíneknek különböző lesz az energia- és hőgazdálkodása, s ennek megfelelően különböző légköri viszonyok alakulnak ki a felettük lévő légrétegekben. Attól függően, hogy a viszonylag homogén felszínek mekkora területre jellemzőek, a makroklímán belül is különböző nagyságú területekre jellemző klímák alakulhatnak ki. Mezoklíma. A makroklímán belül – a műszerek standard elhelyezése mellett – kimutathatók olyan viszonylag nagyobb méretű, homogén felszínű területek, amelyek felett közel azonos meteorológiai viszonyok uralkodnak. Ilyen lehet pl. egy nagyobb kiterjedésű erdőség, nagyobb mocsaras terület, egy nagyobb város stb. Ezek általános meteorológiai jellemzői, a makroklimatikus viszonyokétól kissé eltérő, de megfelelően homogén képet mutatnak. E területek éghajlati viszonyait nevezik mezoklímának (közepesnek tekinthető területi nagysága miatt), mert kisebb területre jellemző, mint a makroklíma, de nagyobbra, mint közvetlen a felszínközeli légréteg, nevezik lokálklímának (Berényi 1967), mert egy adott helyre jellemző, nevezik ugyanezen okból topoklímának is. Azt mondhatjuk tehát, hogy a mezoklíma a közepes nagyságú területek éghajlata. Ismét problémát jelent határok a megadása. Meddig terjed függőleges, s meddig vízszintes irányban? Erre nagyon neház precíz választ adni. Általánosságban azt mondhatjuk, hogy ott vannak a határai, ameddig a mezoklímát kialakító speciális felszín hatásai kimutathatóan érvényesülnek. A meteorológiában sokszor úgy kerülik meg e problémát, hogy mezoklímáról nem beszélnek. Beszélnek erdőklímáról, városklímáról stb., de azt nem teszik hozzá, hogy ezt mezoklímának tekintik, mert az elnevezésből már kitűnik a mérete.


Ezért a szakirodalomban többnyire csak két fogalommal, a makroklímával és a mikroklímával szoktunk találkozni. A következőkben mi sem fogunk mezoklímáról beszélni. Mikroklíma. Mint korábban már említettük, a meteorológiai mérések kezdete óta tudunk arról, hogy a talaj közelében van egy zóna, amelynek légterében más viszonyok uralkodnak, mint amelyek a nagytérségre jellemzőek. Ezért ennek a légtérnek a vizsgálata is sorra került, bár egy kis időbeli eltolódással, ugyanis az 1900-as évek elejétől végzett mérések eredményeit Geiger 1927-ben kiadott könyvében tette közzé. Tőle származik a mikroklíma fogalma (Geiger 1961), amelyet azóta általánosan használnak a meteorológiában és a kapcsolódó tudományokban. A mikroklíma a legkisebb térségek éghajlata. Ez tehát elsősorban a sugárzást felfogó, úgynevezett aktív felszínek közvetlen közelében alakul ki. Mivel a sugárzást felfogó felszín többnyire a földfelszín, gyakran szoktak a talajközeli légrétegek éghajlatáról is beszélni. A mikroklíma kialakulásának fizikai okai vannak. 1. A sugárzást felfogó felszínek fizikai tulajdonságaiban (a felszín sugárzáselnyelő és sugárzásvisszaverő képessége, hőkapacitása stb.) mutatkozó különbségek. 2. A sugárzást felfogó felszínek napsugárzással szembeni elhelyezkedése (sík terület, különböző irányultságú lejtők stb). 3. Az adott terület környezetének sajátosságai (erdei tisztás, folyópart, stb.). Visszatérő probléma a mikroklíma határainak a megállapítása. Itt talán még a függőleges irányú határ megállapítása az egyszerűbb, mivel a hőmérőház szintjében már feltételezik a talajfelszíni hatások érvényesülésének megszűnését. Vízszintes irányban ismét csak azt lehet tekinteni, ahol az adott speciális felszín hatásai véget érnek. Az ökoszisztéma fogalmat jól lehet alkalmazni mint közelítési módszert a mezőgazdasági rendszerek elemzése esetén. Kimutatták, hogy a primitív mezőgazdasági rendszereknek hasonló a szerkezetük, mint a természetes ökoszisztémáknak, csak a természetes növényeket és a vadon élő állatokat háziasított fajokkal cserélték fel, s azokat termesztik, illetve tenyésztik. A hatékonyan irányított rendszerek azonban már nemcsak a fizikai környezettől, hanem a társadalmi-gazdasági viszonyoktól is függenek. Általában a természetes ökoszisztémák nagyobb számú növény- és állatfajt foglalnak magukba, mint a specializált agroökoszisztémák. Következésképpen a természetes ökoszisztémák stabilabbak és bizonyos körülmények között a biológiai produktivitásuk is nagyobb lehet. Az éghajlati hatások elemzésének jelentősége. Az utóbbi időben a mezőgazdaság fejlődése jelentősen felgyorsult. Az új, bőven termő fajták és a nagy mennyiségű műtrágya, valamint a korszerű növényvédőszerek alkalmazása a


terméseredmények jelentős növekedését eredményezte. Ugyanakkor megnőtt a termésmennyiségek ingadozása is. A biztonságos termelés viszont megkívánja, hogy a termelési folyamatokban mutatkozó változások törvényszerűségeit megismerjük, s esetleg magát a termelési folyamatot is irányítani tudjuk. Ismeretes, hogy ma már az iparai termelés szinte minden folyamata az ember irányítása és ellenőrzése alatt áll. A mezőgazdasági termelés eredményessége azonban igen erősen függ olyan tényezőktől, amelyeket ma még nem tudunk befolyásolni. Ezek közül is a meteorológiai hatások azok, amelyek a gazdasági növények terméseredményeiben évről-évre szabálytalan ingadozásokat okozhatnak. Mivel e tényezőket szinte alig tudjuk befolyásolni, meg kell ismernünk a gazdasági növényekre gyakorolt hatásaikat és azok alapvető törvényszerűségeit. ezek ismeretében módunkban áll számszerű összefüggéseket megállapítani a meteorológiai viszonyok, valamint a növénytermesztés tárgyai és folyamatai között. Ezeket az összefüggéseket fel lehet használni a rövid- és hosszútávú tervek készítésénél, a termelési folyamatokra vonatkozó döntéseknél és a gazdaságossági számításoknál.

Az éghajlati változékonyság és a mezőgazdasági termelés Az elmondottakból nyilvánvaló, hogy az éghajlat és a mezőgazdasági termelés közötti kapcsolat kölcsönhatás, amelyben a mindennapi élelmiszertermelést befolyásoló éghajlati hatásoknak van nagyobb gazdasági jelentősége. Bonyolítja azonban e kapcsolat elemzését, hogy az éghajlat nem állandó, hanem különbőző időtartamú változékonyságot mutat. a) A rövid időtartamú változékonyság abban nyilvánul meg, hogy a meteorológiai viszonyok egy adott éven belül, s egyik évről a másikra is jelentősen megváltozhatnak. E változások hatására a növények terméshozamaiban is felismerhető éves változások mutatkoznak. Ezek a változások - természetesen növényenként is másként alakulhatnak. b) A közepes időtartamú változékonyság azt jelenti, hogy az évről-évre történő változások egy adott meterológiai elem esetében több éven keresztül - de egy éghajlati cikluson (30 éven) belül - csökkenő vagy növekvő tendenciát mutathatnak. Ilyen tendenciákat ismerhetünk fel a 1.1 ábrán, amely Budapest 210 évi középhőmérsékleteinek változékonyságát mutatja be. E tendencia-változások egy adott helyen termesztett fajta számára úgy jelentkeznek, hogy az - az adott időszak alatt - melegebb vagy hűvösebb, nedvesebb vagy szárazabb körülmények közé került. Bonyolítja a helyzetet, ha az egyirányú változásokkal együtt a káros hatásokat jelentő szélső értékek gyakorisága is megnövekszik.


1.1 ábra Budapest 210 évi középhőmérsékleteinek időbeli változékonyság

c) A hosszabb időtartamú változékonyság lényege, hogy a meteorológiai elemek ingadozásaiban mutatkozó tendencia legalább egy éghajlati ciklust (30 évet) meghaladó időszakon át egyirányban mutat. Ilyen jellegű változásokat azonban még a leghosszabb hazai adatsoron sem lehet kimutatni. Az első és második csoportba sorolt éghajlati változékonyságot, vagyis a rövid és közepes időtartamú változékonyságot szokás az éghajlatingadozás fogalomkörébe sorolni. A hosszabb ideig tartó egyirányú változások pedig már éghajlatváltozásnak tekinthetők. Az elmondottak összhangban vannak mind a hazai szóhasználattal, mind pedig a nemzetközi gyakorlattal (Hare 1981). A mezőgazdasági termelés tehát az éghajlat rövid és közepes időtartamú változékonysága mellett megy végbe. Az általuk előidézett hatásokat az esetek jelentős részében ki lehet mutatni. Vannak azonban esetek, amikor a sok tényező együtthatása miatt felismerésük gondot okoz. Előfordulhat, hogy a nemmeteorológiai tényezők hatása ellensúlyozza a meteorológiai hatásokat. Ilyen esettel kell számolni az új, intenzív fajták bevezetésénél, mert ezek a meteorológiai


viszonyok kedvezőtlenebbé válása esetén is magasabb termést adhatnak, mint a korábbi fajták. A meteorológiai hatás ekkor csak az intenzív fajták jó és rossz éveinek összehasonlítása révén derül ki. A hosszabb időtartamú változások - mint említettük - még a leghosszabb sorokon sem mutathatók ki. A légköri szén-dioxid fokozatos felhalmozódása miatt azonban célszerű felkészülni esetleges egyirányú változásokra. Mivel azonban a légköri CO2 felhalmozódás számos összetételen keresztül fejti ki egy adott területre gyakorolt hatását, ezért célszerű a különböző irányú változások legvalószínűbb változatait figyelembe venni.

Az éghajlat és a mezőgazdasági produktivitás Az éghajlat és a mezőgazdasági termelés közötti kapcsolat akkor is fontos szerepet játszik, amikor a termelést növelni vagy egy adott szinten stabilizálni kell. A termőföld hasznosítása pedig megkívánja, hogy ismerjük, mi az a legmagasabb termelési szint, amelyet az adott éghajlati viszonyok mellett elérhetünk. A termelés növelése. Kétféle módon képzelhető el: a termőterület nagyságának növelésével vagy intenzív gazdálkodással. a) A termőterület növelése az élelmiszertermelés növelésének legegyszerűbb útja. Napjainkban elsősorban a fejlődő országokban használatos ez az eljárás. Rendszerint erdőirtással teremtik elő a szükséges termőterületeket. Becslések szerint például Latin Amerikában 1950 és 1970 között mintegy 50 millió hektárral nőtt a termőterület, vagyis megközelítőleg annyival, mint 1860 és 1950 között, amikor 53 millió hektár volt a növekedés. A fejlett országokban a termőterület ma már csak ritkán növelhető. Kivételként Hollandiát lehet megemlíteni, ahol még a közelmultban is újabb területeket hódítottak el a tengertől. Ott azonban, ahol lehetőség van a termőterület növelésére, a termelésbe történő bevonás előtt szükséges az adott terület meteorológiai viszonyainak felmérése, beleértve a termőterület kiterjesztésének a meteorológiai viszonyok megváltoztatására gyakorolt hatását is. b) Az intenzív gazdálkodás, vagyis az adott területen minél magasabb hozamok biztosítása, ma már sokkal gyakoribb útja a mezőgazdasági termelés fejlesztésének. Az ipari létesítmények, a városok, az üdülőterületek, az utak stb. ugyanis egyre nagyobb területeket vonnak el a mezőgazdaságtól. Tapasztalatok szerint csökkenő termőterület esetén a termelés növeléséhez a kővetkező lépések szükségesek. - Bőven termő, az ökológiai-meteorológiai viszonyokhoz jól alkalmazkodó, a kedvezőtlen meteorológiai hatásokkal szemben ellenálló fajták kinemesítése. - A talajok termőképességének növelése a meteorológiai viszonyok figyelembe vételére alapozott talajművelési és trágyázási eljárások alkalmazásával.


- Korszerű növényvédelmi eljárások meteorológiai ismeretekre épülő alkalmazása a gyomok, a növényi betegségek és az állati kártevők elleni küzdelemben. - A meteorológiai viszonyok kedvezőtlen hatásainak kivédése és kedvező hatásainak kihasználása magas terméshozamok elérése céljából. A termelés stabilizálása. A mezőgazdasági termelés - ellentétben az ipari termeléssel - évről-évre jelentős ingadozásokat mutat. Ennek oka, hogy a termelési eredmény számos, az ember által nem szabályozható tényezőtől függ. Ezért stabilizálása csak meghatározott intervallumban lehetséges. Minél jobban tudunk védekezni a kedvezőtlen hatások ellen, s minél jobban ki tudjuk használni a kedvező hatásokat, egy adott fajtát figyelembe véve a terméshozamok annál magasabb szinten stabilizálódnak. A kialakított stabilitás azonban az éghajlat változékonysága miatt is felbomolhat. Általában a következő esetekkel lehet számolni. a) Valamelyik irányban megnövekszik egy vagy több meteorológiai elem szélsőséges értékeinek a gyakorisága. Ekkor a kedvezőtlen hatást csökkentő agrotechnikai eljárásokkal vagy alkalmazkodóbb fajták termesztésével lehet a hozamokat stabilizálni. b) Eltolódnak a termesztési körzetek meteorológiai határai. Ekkor többnyire az adott területen termesztett növények különböző tenyészidejű fajtáinak alkalmazása segít a stabilitás fenntartásában. c) Megváltoznak a termesztési határokat jelentő meteorológiai értékek. Ha egyes növények termesztésének alsó határát jelentő értékeknél már csak alacsonyabbak fordulnak elő, akkor az adott növények a területen tovább nem termeszthetők. Ha viszont újabb, a területen addig nem termesztett növények termesztésének alsó határát meghaladó értékek kellő gyakorisággal fordulnak elő, akkor ezek a növények az adott területen termeszthetővé válnak. Ekkor tehát a termesztés struktúrájának átalakítására van szükség, vagyis a termékszerkezetet más növények fogják alkotni. A termelés stabilitását ekkor a megváltozott viszonyokhoz alkalmazkodó termékszerkezet biztosítja. Az éghajlati változékonyság és a gazdasági termés. Az előzőekből kitűnt, hogy a meteorológiai tényezők jelentős szerepet játszanak a növények produktivitásának alakulásában. E tényezők azonban évről-évre változnak. Ezért arról is képet kell kapnunk, hogy ezek a változások hogyan mutatkoznak meg a terméshozamokban. Az 1.2 ábrán az őszi búza országos termésátlagainak időbeli eloszlását mutatjuk be. A változás tendenciáját trendfüggvénnyel írjuk le. Láthatjuk, hogy a terméshozamok növekedésével az évi ingadozások nagysága is növekszik. Az őszi búza intenzív fajtáinak időjárás-érzékenysége tehát nagyobb, mint a korábbi helyi fajtáké volt.


1.2 ábra Az őszi búza terméseinek időbeli változása

1.3 ábra A kukorica termésátlagainak időbeli változása


A 1.3 ábrán a kukorica országos termésátlagainak időbeli változásai láthatók. Szembetűnő, hogy itt az évről-évre történő változások nagysága az intenzív fajták bevezetése után sem változott. A régi és új fajták időjárás-érzékenysége között tehát lényeges különbség nincs. Az elmondottakból látható, hogy a különböző növények különbözőképpen reagálnak az éghajlati változékonyságra. A mezőgazdasági termelés és a fizikai környezet. „A fizikai környezet összes fontos aspektusának egyenkénti leírására vonatkozó bármilyen kísérlet minden valószínűség szerint alá becsülné azoknak a kölcsönös összefüggését és nem lenne teljes. Továbbá a fizikai környezet egyes aspektusainak vagy éppen a teljes környezeti rendszernek a mezőgazdaságra gyakorolt hatását nem lehetne az adott termelési rendszer összefüggésrendszerén kívül értelmesen értékelni” (Morgan és Munton 1971). Például egy fagykockázat megvitatása csekély értékkel bírna, ha nem kapcsolnánk egy adott üzemhez, egy adott időponthoz és egy ismert helyhez. Következésképpen a fizikai környezetet a fontosabb ökológiai karakterisztikák segítségével lehet a legjobban jellemezni. 1. A fizikai környezetben lejátszódó térbeli változások korlátot szabnak a növények és állatok földrajzi elterjedésének, bár a tényleges elterjedés függ az embertől, elsősorban a fizikai feltételeket javító képességétől. A Földön a fontosabb gazdasági növények elterjedésének fizikai feltételeit ismerni kell, s ismerni kell a növények fizikai környezet iránti igényeit, mert ez lehetőséget nyújt arra, hogy meghatározzuk az "optimális környezet"-et vagy legalábbis egy olyan környezetet, amelyben a maximális terméshozamot könnyen el lehet érni. Vagy még pontosabban egy olyan környezetet, amelyben a maximális hozamot a legkisebb pótenergia hozzáadásával lehet elérni. Azt lehet mondani, hogy a növénytermesztés optimalizálásának egyik lehetséges útja, a növénytermesztésnek a meglévő természeti feltételekhez történő hozzáigazítása, mégpedig nemcsak a megfelelő növények kinemesítésével és kiválasztásával, hanem a korszerű agrotechnika alkalmazásával és a megfelelő gondolkodásmóddal (Petr et al. 1985). Ennek alapja pedig - amint az előzőekben már utaltunk rá - a növények környezeti tényezőkhöz való viszonyának és az ökológiai rendszerek mûködési törvényszerűségeinek minél mélyebb ismerete és az idevonatkozó ismeretek teljeskörű felhasználása. 2. A környezeti tényezők közötti kölcsönös összefüggés érvényesül az egyes jelenségek megjelenésében is. Például a növények vízellátottsága nemcsak a rendelkezésre álló vízmennyiségtől és annak időbeli változásától függ, hanem a talajok szerkezetétől, összetételétől és szerves anyag tartalmától is. 3. A növények környezeti tényezők iránti érzékenysége függ az adott növény fejlettségi állapotától. A növények fejlődése során - ahogy a csírázástól az érés felé haladnak - megváltozhat a különböző környezeti tényezőkhöz való


viszonyuk. Például a cukorrépa esetében a súly szerinti terméshozam jobban függ a fejlődés kezdeti szakaszában lehullott csapadékmennyiségtől, míg a cukortartalom inkább függ a késői érési szakasz alatti napsütéses órák számától. 4. A környezeti tényezők idő- és térbeli változékonysága - bármilyen mérési skálán is határozzuk meg - az egyik legfontosabb jellemző. Az évszakos változásokat és a térbeli változásokat egyaránt fontos figyelembe venni. A termelés biológiai jellege szolgál összekötő kapocsként a fizikai környezet és a mezőgazdasági tevékenység térbeli jellege között. Sokan úgy fogják fel, hogy a fizikai környezet és hatása könnyen megfigyelhető és mérhető. Sokszor találkozhatunk olyan naív felfogással is, amely a fizikai környezet és a mezőgazdasági termelés közötti kapcsolatot inkább determinisztikusnak, mint valószínűségi jellegűnek tekinti, s ezért alábecsüli a mezőgazdasági-környezeti rendszer kölcsönhatásai komplexitásának a jelentőségét. Más felfogás szerint pedig a hatótényezők rendszere és a közötte, valamint a növények között lévő kapcsolatot olyan bonyolult, ami szinte lehetetlenné teszi az elemzésüket. Mind a két szemlélet bizonyos fokú végletes felfogását jelenti e kapcsolatrendszernek. A rendszer bonyolult, de elemezhető. Meg kell említeni továbbá, hogy a gazdálkodónál a fizikai környezet feltételrendszerének felfogása és megértése a társadalmi-gazdasági környezetnek is függvénye.

Éghajlati erőforrásaink A mezőgazdasági termelés során, ha a legjobban termő fajtákat választjuk ki, s a rendelkezésre álló legkorszerűbb termeléstechnológiákat alkalmazzuk, akkor a terméshozamok nagyságát alapvetően a talajadottságok és a meteorológiai viszonyok határozzák meg. Ez utóbbi kettőt szokás együttesen az adott hely természeti erőforrásának is nevezni. Az agroklimatológia feladata – hosszabb időszakot figyelembe véve – az adott termőhely éghajlati erőforrásainak feltárása és elemzése, s végső soron az éghajlati potenciál meghatározása. Az éghajlati erőforrás magába foglalja – a napsugárzás energiáját, s a légkörben fellelhető energiát (szél, hőtartalom stb.); – a légkör anyagait (alapgázok, vendéggázok stb.); – a légkör tulajdonságait (hőmérséklet, nedvesség stb.) és – a légkörben lejátszódó folyamatokat (csapadékképződés, párolgás stb.). Egy termőhelyen a légkör erőforrásai természeti adottságot jelentenek, amelyet nagyon nehéz befolyásolni, s mivel a növények termesztése teljes mértékben az adott hely éghajlati viszonyai között zajlik le, ezért a gazdálkodó embernek meg kell tanulni alkalmazkodni az éghajlathoz. Ehhez mindenekelőtt meg kell ismerni az éghajlatot és azt, hogy az éghajlat hogyan befolyásolja az általa termesztett


növények életét és produktivitását. Minden termőhelyen vannak évek, amikor a kedvező meteorológiai viszonyok terméstöbbletet eredményeznek, vannak évek, amikor terméscsökkenéssel kell számolni, sőt előfordulnak jelentős kárt okozó légköri jelenségek is. Ezt a gazdálkodó embernek fell kell mérnie, tisztában kell lenni ennek anyagi és pénzügyi következményeivel, s ismernie kell az alkalmazkodás, a védekezés és a beavatkozás lehetséges eszközeit és módozatait. Az agrometeorológia feladata pedig az, hogy az ehhez szükséges ismereteket és információkat előállítsa és kellő időben szolgáltassa. A másik fontos észrevétel az éghajlati erőforrással kapcsolatban, hogy az ember akkor is befolyást gyakorolhat rá, ha nem az a célja. Így – amint a korábbiakban már rámutattunk – a mezőgazdasági termelőtevékenység is hatással van a légköri viszonyokra, s azokat akár kedvező, akár kedvezőtlen módon befolyásolhatja. A növény egész élettartama alatt szoros kölcsönhatásban áll a környezetével. Különösen erős a kapcsolata a légkörrel, annak tulajdonságaival és folyamataival. Az életműködéséhez szükséges energiát (napsugárzás) és anyagokat (szén-dioxid, víz, oxigén stb.) környezetéből veszi fel, s gyarapítja testének tömegét, s közben energiát gyűjt magába, majd befejezve életciklusát, testének anyagai lebomlanak, a bennük felhalmozott energia felszabadul és visszajut a környezetébe. Eközben a növény életciklusának kezdetétől a végéig növekedésének és fejlődésének üteme is jelentős mértékben a meteorológiai viszonyok függvénye. 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. A termeléshez energia és nyersanyag szükséges. A mezőgazdasági termelés – a növénytermelésen keresztül – 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 vagy a növények tápanyagellátása szempontjából fontos nitrogén is. Emiatt a légkört a növénytermesztés erőforrásának tekinthetjük. 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 alapvető kockázati tényezőit is jelentik. A mezőgazdasági termelésnek tehát nélkülözhetetlen feltételrendszere és erőforrása a légkör, amelynek egyes tényezői erősen befolyásolják a termelés eredményességét, a termelés termékeit és folyamatait károsíthatják, akár teljesen tönkre is tehetik, ezáltal a termelés kockázati tényezőivé válnak. Éghajlati potenciál. Az éghajlat és a növénytermesztés kapcsolatában felmerül az a kérdés is, hogy az éghajlat milyen lehetőséget biztosít a növényi produktivitásra, a terméshozamok emelésére, s egyáltalán mi az a legmagasabb terméshozam, amely adott éghajlati viszonyok között elérhető. Az adott növény termesztése szempontjából optimális környezeti-éghajlati viszonyok között elérhető maximális terméshozamot tekinthetjük lehetséges éghajlati potenciálnak, az adott környezeti-éghajlati viszonyok közötti maximális terméshozamot pedig tényleges éghajlati potenciálnak. Az éghajlati potenciál meghatározása bonyolult feladat. Értéke többnyire csak egy-egy éghajlati elem alapján számítható, komplex értéke még bonyolultabban modellezhető.

ÉGHAJLATALAKÍTÓ TÉNYEZŐK 25 ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

1.2 Éghajlatalakító tényezők

Az időjárás és az éghajlat a légkört jellemző tulajdonságok és folyamatok olyan rendszerei, amelyekre a külső környezet állandó hatással van és amelyben a belső kölcsönhatások is jelentősek. Azokat a külső és belső hatásokat, amelyek döntőek a légkör tulajdonságainak és folyamatainak a kialakításában időjárás– és éghajlatalakító tényezőknek, vagy pedig a tövábbiakban csak egyszerűen éghajlatalakító tényezőknek nevezzük. E hatások közül a legjelentősebbek a következők. 1. A Nap sugárzása. – A Nap mint energiaforrás. – A napsugarak beesési szöge. – A napsugárzás időtartama. – A légkör sugárzásáteresztő képessége. 2. A napsugárzást felfogó felszín. – A felszín anyagának fizikai tulajdonságai. – A felszín anyagi összetétele. – A tengerszint feletti magasság. 3. Az energiaáramlások. – A légáramlások. – A tengeráramlások.

A Nap sugárzása A Nap a hozzánk legközelebb eső csillag. A Földtől számított közepes távolsága mintegy 150 millió kilométer. A Nap tömege az egész naprendszer tömegének 99,86 %–át teszi ki. A fennmaradó 0,14 %–on a többi bolygók, holdak, üstökösök, meteorok osztoznak, beleértve a bolygóközi anyagot is. A Nap mint energiaforrás A Nap anyagi összetétele színképelemzéssel állapítható meg. A felszínén izzó anyagok folytonos színképéből lehet következtetni arra is, hogy az egyes elemek milyen arányban fordulnak elő. Eddig 67 elem jelenlétét mutatták ki. Ugyanazon elemek fordulnak elő a Napon, mint a Földön, azonban eloszlási arányuk lényegesen különbözik. A Napnak mintegy 80 %–a hidrogén, közel 20 %–a hélium, s elenyésző mennyiségben tartalmaz még nátriumot, káliumot és vasat.

26 ÉGHAJLATALAKÍTÓ TÉNYEZŐK ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

A Nap gáz halmazállapotú, amely plazma állapotban van (plazmának nevezzük az elektromos áramot jól vezető folyadékokat és gázokat). Átmérője 1,4 millió km (kb. 110 földátmérő hosszúságú), tömege 2⋅1033 g (ami hozzávetőlegesen 330 ezerszer nagyobb, mint a Földé), átlagos sűrűsége 1,41 g/cm3 (a Föld sűrűségének mintegy egy negyede). A belsejében uralkodó hőmérséklet 10–20 millió Kelvin fok, felszíni hőmérséklete 5800 Kelvin fok. A felszínétől a belseje felé haladva a sűrűsége folyamatosan növekszik, s belsejében eléri a 70 g/cm3 értéket. A felszíntől a belső mag felé haladva a nyomás és a hőmérséklet is rohamosan növekszik. A Nap belsejében uralkodó speciális fizikai körülmények között (nagy nyomás, magas hőmérséklet) négy hidrogén atommag magfúzió (egyesülés) révén átlakul egy hélium atommaggá. Mivel négy hidrogén atom tömege 0,03 atomsúly egységgel nagyobb tömegű, mint a keletkezett egy hélium atom, a tömegfelesleg energiává, elsősorban hőenergiává alakul. A Nap másodpercenként annyi (3,86⋅1033 erg) energiát bocsát ki, aminek fedezésére másodpercenként 6⋅1014 g ≅ 600 millió tonna hidrogén héliummá alakulása szükséges. Ezt a mennyiséget megszorozva 3600–zal megkapjuk az egy óra alatt átlakuló hidrogén mennyiségét: 6⋅1014⋅3600 = 2,16⋅1018 g/óra. Megszorozva ezt az értéket 24-gyel, megkapjuk az egy nap (24 óra) alatt átalakuló hidrogén mennyiségét: 2,16⋅1018⋅24 = 5,184⋅1019 g/nap. Ennek a 365–szöröse adja az évi értéket: 5,184⋅1019⋅365 = 1,8921⋅1022 g/év, ami egy milliárd év alatt (109– nel szorozva): 1,8921⋅1022⋅109 = 1,8921⋅1031 g/milliárd év. Ennyi tehát a Nap kisugárzás miatti hidrogén vesztesége egy milliárd év alatt. Mivel a Nap teljes tömege 2⋅1033 g, kiszámíthatjuk, hogy az egy milliárd év alatti veszteség ennek hány százaléka: 1,8921 ⋅ 10 31 ⋅ 100 = 0,94605 % 2 ⋅ 10 33 A napsugárzás fedezésére szolgáló hidrogénveszteség tehát egy milliárd év alatt megközelítőleg egy százalékát teszi ki a Nap teljes tömegének. A fúziós energiatermelés mintegy 5 milliárd éve tart szinte változatlan intenzitással, s a csillagászok véleménye szerint a Napban lejátszódó magfúziós folyamatok még kb. 10 milliárd évig képesek változatlan szinten fedezni az energiatermelést. A Nap belsejében felszabaduló energia konvekciós áramlás útján jut fel a Nap felszínére, ahonnan sugárzás formájában távozik a bolygóközi térbe. A sugárzás intenzitása a Stefan–Boltzman törvénnyel adható meg: I = σT 4

(1.1)


ahol σ a Stefan–Boltzman állandó (5,67⋅10-8 J⋅m-2⋅s-1⋅K-4), a T pedig a hőmérséklet Kelvin fokokban megadott értéke. A Napból távozó sugárzás fénysebességgel (300.000 km/s) terjed, s megközelítőleg 8 perc alatt éri el a Földet. A Napból a sugárzás a bolygóközi tér minden irányában egyforma intenzitással terjed. A közepes Nap–Föld távolság 1,496.1011 m. Egy ilyen sugarú gömbnek, melynek a középpontjában áll a Nap, a felszínének a nagysága (NF): 2 NF = 4 rNF π = 4 ⋅ (1,496 ⋅ 1011 ) 2 ⋅ 3,14 = 2 ,81 ⋅ 10 23

A Földet a Napból érkező sugárzásnak annyiad része éri el, ahányad része a Föld Nap felé fordított felülete a Nap–Föld távolsággal meghatározott gömb felületének. Meg kell tehát még határoznunk a Föld felületének nagyságát. A Föld közepes sugara 6371 km, így a Föld felülete (F): F = 4 rF2 π = 4 ⋅ ( 6,371 ⋅ 10 6 ) 2 ⋅ 3,14 = 5,1 ⋅ 1014 Ez a Föld teljes felülete. Ennek azonban csak mindig a fele (2,55⋅1014) az, amely a napsugárzás irányába fordul. Ismerve mind a két adatot, meghatározhatjuk a kettő arányát:

2 ,55 ⋅ 1014 F = = 0,9 ⋅ 10 −9 NF 2 ,81 ⋅ 10 23 Vagyis a Napból kibocsátott sugárzásnak mindössze megközelítőleg egy milliárdod része az, amely a légkör felső határára érkezik (Campbell 1977). A magas hőmérséklet következménye a Nap felszínéről távozó termikus eredetű elektromágneses sugárzás, amelyben elvileg minden hullámhosszúságú sugárzás jelen van. A sugárzás intenzitásának maximuma a látható fény tartományába esik, a zöldeskék szinnél található (0,47 µm). Mire azonban a sugárzás eléri a földfelszínt, a légkör módosító hatása következtében a maximum a sárgászöld színhez tolódik (0,55 µm). A legtöbb energiát szállító hullámhossz (λ MAX ) és a kisugárzó test hőmérséklete (T) közötti összefüggést a Wien–törvény írja le: λ MAX ⋅ T = 2884

(1.2)


Eszerint minél magasabb egy test hőmérséklete, annál rövidebb hullámhosszon sugároz ki és megfordítva, minél alacsonyabb a test hőmérséklete, annál hosszabb hullámhosszon. Ha a két változó közül az egyiket ismerjük, akkor a másik meghatározható. Ismerve tehát a legtöbb energiát szállító hullámhosszt (0,47 µm), kiszámíthatjuk a Nap felszínének hőmérsékletét: T=

2884 = 6136 Kelvin fok 0,47

A földfelszinen bármely pontján a beérkező sugárzás mennyisége elsősorban a következő tényezőktől függ: - attól a szögtől, amellyel a napsugarak a felszinre érkeznek, - a sugárzás időtartamától, vagyis a nappalhosszúságtól, - a légkör sugárzást áteresztő képességétől. A napsugarak beesési szöge Ami az első tényezőt illeti, nyilvánvaló, hogy ha a merőleges beeső sugárzás által szolgáltatott energiamennyiség egy meghatározott nagyságú felszínt meghatározott erősségűre melegít fel, akkor ugyanaz a sugárzásmennyiség ferde beesés esetén nagyobb területű felszinen oszlik el és azt kevésbé melegíti fel. Ha egy négyzetméternyi sugárnyaláb beesési szöge 90 fok, akkor ez a felszínen is egy négyzetmétert fog felmelegíteni. Ha az egy négyzetméternyi sugárnyaláb beesési szöge 30 fok, akkor ez a sugárnyaláb a felszínen két négyzetméternyi területen fog eloszlani. Ha ehhez még feltételezzük a légkör létezését is, akkor azt mondhatjuk, hogy a ferdén beeső sugarak hosszabb utat tesznek meg a légkörben, mint a merőlegesen beeső sugarak, s ennek következtében nagyobb veszteségeket is szenvednek, azaz a talajfelszín felmelegedésének mértéke tovább csökken. Mivel a napsugarak az egyenlítő környékén érkeznek merőlegesen a talajfelszinre, ezért az egyenlítőtől távolodva, tehát a földrajzi szélesség növekedésével - a Föld görbülete miatt - a beesési szög csökken. Így a sugárzás intenzitása, s a felmelegedés mértéke is csökken. A sugárzás erősségének a beesési szögtől való függését már az ókori görögök is felfedezték, ezért az ógörög eredetű klíma szó is a klinein = hajlani igéből származik. A magyar éghajlat szóban is ugyanez a hajlat kifejezés szerepel. A napsugárzás beesési szöge az év folyamán folyamatosan változik. Ennek oka abban keresendő, hogy a Föld tengelye a keringési síkkal 66,5 fokos szöget zár be, s mindig ugyanabba az irányba mutat, miközben a Nap körül kering. Így a napsugarak merőleges beesésének helye (vagyis az a pont, ahol a Nap zenitben


delel) március 22–én és szeptember 23–án található csak az egyenlítőn. Március 22–étől kiindulva a sugarak merőleges beesésének a helye fokozatosan északra tolódik, s június 22–én eléri a 23,5 fokos földrajzi szélességet (a Ráktérítőt). Emiatt az északibb fekvésű területeken is egyre meredekebben esnek be a napsugarai, s június 22–én elérik legnagyobb értéküket. Budapesten ekkor a sugarak beesési szöge 66 fok. Ez a nyári napforduló, mert június 22–e után a Nap zenitben delelésének helye fokozatosan ismét az egyenlítő felé tolódik el. Szeptember 22–én ismét az egyenlítőn található. Innét továbbhalad dél felé, míg el nem éri a déli szélességen a 23,5 fokot (a Baktérítőt). E mozgásnak megfelelően az északi féltekén csökken, a délin pedig növekszik a sugarak beesési szöge, s így a sugárzásintenzitás is. Amikor a Nap a Baktérítő felett delel zenitben, Budapesten a sugarak beesési szöge mindössze 19 fok. A téli napfordulótól (december 22) a zenitben delelés helye ismét az egyenlítő felé közeledik, s március 22–én éri el az egyenlítőt. Azt mondhatjuk tehát, hogy az év folyamán – különböző mértékben ugyan, de – a szélességi köröknek megfelelően változik a sugárzás beesési szöge. Mégpedig minél nagyobb a földrajzi szélesség, annál kisebb a beesési szög és a sugárzás erőssége. A legtöbb sugárzási energia a két térítőkör közötti területre jut. Itt – a térítőköröket kivéve – mindenütt kétszer delel zenitben a Nap, s a sugarak beesési szöge az egész év folyamán magas (a legkisebb delelési magasság 43 fok). A térítőkörök és a sarkkörök közötti területen a téli napfordulótól a nyári napfordulóig a sugarak beesési szöge és a sugárzás intenzitása nő, majd a nyári napfordulótól kezdve csökken. Ezért ezen a területen a felszínre érkező sugárzásnak szabályos évi menete van. A sarkkörök feletti földrajzi szélességeken a sugarak a legkisebb szög alatt érik el a felszínt, ezért itt a legnagyobb területen oszlanak el, s melegítő hatásuk a legkisebb. Ezeken a területeken a Nap félévig a horizont felett marad, félévig pedig alatta. Az elmondottakból kivehető, hogy a sugárzási energia eloszlása övezetes rendet mutat, a földrajzi szélességgel változik. A napsugarak beesési szöge azonban nemcsak az évfolyamán, hanem a nap folyamán, napkeltétől napnyugtáig is folyamatosan változik. A reggeli és a késő délutáni órákban laposabb szög alatt érik el a felszínt, mint a déli órákban. Ezért a felszínre érkező sugárzási energiának szabályos napi menete is van. A napsugárzás időtartama Ami a másik tényezőt a napsugárzás időtartamát, vagyis a nappalok és éjszakák váltakozását illeti, az a Föld tengely körüli forgásának a következménye. A


nappal hosszúságnak az év folyamán történő változását pedig a Földnek a Nap körüli keringése és a Föld forgástengelyének dőlésszöge együttesen idézi elő. A Nap mindig a Föld feléje fordított oldalát világítja meg. Ha a Föld forgástengelye a Föld keringési síkjára merőleges lenne, akkor a Földön mindenütt egyforma hosszúak lennének a nappalok és éjszakák. A Föld forgástengelye azonban 66,5 fokos szöget zár be keringési síkjával, ezért a nappalhosszúság földrajzi szélességenként változik. S mivel a Föld az év folyamán a Nap körül egy teljes fordulatot ír le, miközben a forgástengely az éggömbnek ugyanazon pontja felé mutat, a nappal hosszúsága földrajzi szélességenként szabályos évi változásokat mutat (1.4 ábra).

1.4 ábra. A Föld Nap körüli keringése


A tavaszi napéjegyenlőség (március 22) idején, mivel a Föld forgástengelye a Naptól 90 fokos szögben eltérő irányban mutat, a Földnek ugyanakkora része van megvilágítva, mint amekkora árnyékban marad. A nappalok és éjszakák egyenlő hosszúságúak. Ezután a Föld forgástengelye fokozatosan a Nap felé fordul, a Nap pedig az északi féltekén delel, így az északi félteke nagyobb része lesz megvilágítva, mint amekkora árnyékban marad. A sarkkörön belül a Nap ekkor állandóan a horizont felett látható, s az egész északi féltekén pedig hosszabbakká válnak a nappalok, mint az éjszakák. A leghosszabb nappalok a nyári napforduló idején (június 22) vannak. Ezt követően a Föld forgástengelye fokozatosan elfordul a Naptól, a nappalok pedig fokozatosan rövidülnek egészen az őszi napéjegyenlőségig (szeptember 23). Utána a nappalok rövidebbek lesznek, mint az éjszakák, mert a Föld forgástengelye a Nappal ellentétes irányba fordul, s a Nap a déli féltekén delel. A téli napforduló idején (december 22) a legrövidebbek a nappalok. Majd a Föld forgástengelye ismét kezd a Nappal ellentétes iránytól visszafordulni, s a nappalok fokozatosan hosszabbá válnak egészen a tavaszi napéjegyenlőségig. A Földnek a Nap körüli keringése és saját tengelye körüli forgása következtében a földfelszinre érkező sugárzás szabályos évi változásokat követ. Legerősebb a sugárzás akkor (nyári napforduló), amikor a legmeredekebben esnek a sugarak a földfelszinre és leghosszabbak a nappalok. Majd a sugarak beesési szöge és a nappalhosszúság fokozatosan csökken. Az őszi napéjegyenlőség idején a nappalok és éjszakák azonos hosszúságúak. Legkisebb a sugárzás intenzitása akkor, amikor legkisebb a sugarak beesési szöge és legkisebb a nappalhosszúság. Ezután a beesési szög ismét növekedni kezd, a nappalok pedig hosszabbodnak. A tavaszi napéjegyenlőség idején ismét egyenlő hosszúságúak lesznek a nappalok és az éjszakák, de a beesési szög növekedése és a nappalok hosszabbodása egészen a nyári napfordulóig tart. Az elmondottak az északi féltekére vonatkoznak, ahol hazánk is fekszik. A déli féltekén fordított módon alakulnak az előbbiekben ismertetett viszonyok. A légkör sugárzásáteresztő képessége A Föld felszínére leérkező sugárzás lényegesen kevesebb, mint amennyi a légkör felső határára érkezik, mert a napsugárzást a légkörön való áthaladás során különböző veszteségek (elnyelődés, szóródás) érik, a földfelszínt elérve pedig egy része visszaverődik. Elnyelődés. A bioszférába általában a 280 nm–nél rövidebb hullámhosszúságú sugarak nem jutnak be, mert egyrészüket az ózon (főleg a 220–280 nm közötti


hullámsávot), más részüket pedig a légkör elsődleges összetevői a nitrogén és az oxigén nyelik el, amelyek ugyanakkor majdnem teljesen áteresztők a látható fény és az infravörös tartományban. Ha a légkör csak nitrogénből és oxigénből állna, akkor a napsugárzás az ultraibolya sugárzás elnyeléséből származó veszteséggel (7 %) érné el a talajt, ami csupán kis veszteséget jelentene. Ugyanakkor a fölfelszín által kibocsátott hosszúhullámú sugárzás is – szinte veszteség nélkül – kiáramlana a bolygóközi térbe. Ennek az lenne a következménye, hogy a Föld napsütötte oldalán a talajfelszín nagyobb mennyiségű energiát kapna, mint a jelenlegi szennyezett légkör esetén. Az árnyékos oldalon pedig lényegesen nagyobb lenne az energiakibocsátás, mint jelenleg. Az olyan vendéggázok azonban, mint a vízgőz, a szén-dioxid és az ózón az infravörös tartományban erősen elnyelnek, ezért a troposzféra légköre most melegebb, mint e vendéggázok nélkül lenne. A beeső sugárzás ugyan nagyobb veszteségeket szenved, mintha a légkör csak az alapösszetevőkből állna, de a visszatartott kisugárzás miatt a légkör mégis melegebb lesz. A vendéggázok által elnyelt felszíni kisugárzásnak ugyanis mintegy a fele visszasugárzódik a talajfelszínre, s csak a másik fele távozik a bolygóközi térbe. Ezt a jelenséget, amely mintegy "hőtaró"–t borít a felszín fölé, "üvegházhatás"–nak nevezzük. Nitrogén. A 80 nm hullámhossz alatt a nitrogénnek erős abszorbciója van. Általában a 100 nm–nél rövidebb hullámhosszúságú sugarakat elnyeli. A 100–145 nm közötti hullámhosszakon már csak gyenge az elnyelés. Ezenkívül a nitrogén molekuláknál gyenge elnyelés tapasztalható még a 297,7 nm, a 315,9 nm, a 337,1 nm, a 357,7 nm és a 380,5 nm hullámhosszakon. A dinitrogén-oxidnak (N 2 O) az elnyelési spektruma kb. 100 nm–nél kezdődik és fontos szerepet játszik a nagy energiájú ultraibolya sugárzás elnyelésében. Oxigén. A felszíntől számított kb. 90 km magasságig molekuláris oxigén található a légkörben. E magasság felett – az ultraibolya sugárzás hatására – megkezdődik az oxigén molekulák atomos oxigénre való bomlása. A 200 km–es magasság felett pedig már az atomos oxigén mennyisége meghaladja a molekuláris oxigén mennyiségét. A molekuláris oxigén elnyelési sávja nagy vonalakban a 80 és 210 nm közötti hullámhossz–tartomány. Nagyon erős még a molekuláris oxigén ultraibolya elnyelés sávja a 220–240 nm hullámhosszúságú sávban is. Ózon. Az ózon a légkör kisebb mennyiségű összetevői közé tartozik, a sugárzáselnyelésben azonban jelentős szerepet játszik. A Földet körülvevő ózonréteg a 10 és 90 km között található. Legnagyobb az ózonkoncentráció a 20– 30 km–es magasságokban.


Az ózon mennyisége az egyenlítő feletti légkörben a legkevesebb, ugyanakkor az évi ingadozás is itt a legkisebb. A magasabb szélességeken a légkör nagyobb mennyiségű ózont tartalmaz. Itt azonban nagyobb évi ingadozással kell számolni. Az ózon mennyiség az év folyamán megközelítőleg szinuszosan változik. A tavasz elején határozott maximum alakul ki, ősszel pedig határozott minimum. Az évi ingadozás amplitúdója a földrajzi szélesség növekedésével növekszik. Az ózon az ultraibolya sugárzást meglehetősen széles sávban nyeli el 180–340 nm között, de gyengébb elnyelés van még 360 nm–ig. A földfelszínen végzett mérések alapján megállapítható, hogy 295 nm–nél rövidebb hullámhosszúságú sugárzás csak ritkán fordul elő. Vagyis ennél a hullámhossznál rövidebb hullámhosszúságú sugárzás csak kis mértékben fordul elő a bioszférában. Vízgőz és szén-dioxid. A légkör e két vendéggázának elnyelési sávja az infravörös tartományba esik. Azt a tulajdonságukat, hogy sugárzáselnyelésük csak bizonyos hullámhosszakra koncentrálódik, szelektív elnyelésnek vagy szelektív abszorpciónak nevezzük. A földfelszín átlagos hőmérséklete 15 0C (288 Kelvin fok). E hőmérsékletnek megfelelően a földfelszíni kisugárzás energiájának 99 %–a a 3 µm és 80 µm közötti hullámsávba esik, a legtöbb energiát szállító hullámhossz pedig a Wien– törvény szerint: λ MAX =

2884 = 10 µm 288

Ha megvizsgáljuk a légkör elnyelőképességét, akkor a következő elnyelési intervallumok adódnak (Péczely 1981): – Az 5–7 µm közötti hullámsávban a légkör gyakorlatilag teljesen elnyeli a sugárzást. – A 7–8 µm hullámsávban a légkör félig áteresztő. – A 8–11 µm hullámsávban a légkör teljes egészében áteresztő. – A 11–14 µm hullámsávban a légkör félig áteresztő. – A 14 µm feletti hullámhosszakon a légkör gyakorlatilag teljesen elnyelő. A vízgőz és a szén-dioxid által elnyelt és visszasugárzott energiamennyiség, amely a légkör üvegház hatását okozza, a számítások szerint mintegy 35 fokos hőmérséklet többletet eredményez. Amennyiben ugyanis a légkör a kisugárzott energiát maradéktalanul engedné távozni a bolygóközi térbe, akkor a Föld átlaghőmérséklete mintegy –20 fok lenne, szemben a jelenlegi 15 fokkal. Szóródás. A légkörön áthaladó sugárzás további vesztesége abból adódik, hogy a levegő molekulái és a levegőben lévő szilárd részek egyenes vonalú haladási irányából kitérítik, s szétszórják. A sugárzásnak azt a részét, amelyet a


légkör összetevői nem tudnak kitéríteni egyenes vonalú mozgásából, közvetlen vagy direkt sugárzásnak nevezzük. Azt a részét pedig, amelyet ki tudtak téríteni egyenes vonalú haladási irányából szórt vagy diffúz sugárzásként szokás meghatározni. A kettőt együttesen a teljes vagy globálsugárzás. A levegő molekuláin, a levegőben lévő vendéggázok és kisméretű szilárd anyagok molekuláin végbemenő szóródás függ a sugárzás hullámhosszától, mégpedig oly módon, hogy – a Rayleigh törvény szerint – erőssége a hullámhossz negyedik hatványával fordítva arányos, ezért a napsugárzásból a rövidebb hullámhosszúságú kék sugarak jobban szóródnak, mint a hosszabb hullámhosszú vörös sugarak. Emiatt a rövidebb hullámhosszú kék sugarak jobban szóródnak, mint a hosszabb hullámhosszú vörös sugarak. Így a levegőben erősen szóródó kék sugarak miatt az "égbolt"–ot kéknek látjuk. A szóródás következménye az árnyékban és borult időben is tapasztalható nappali világosság, valamint a napkelte és napnyugta táján észlelhető "szürkület", a nappali világosságból az éjszakai sötétségbe való fokozatos átmenet. Ez utóbbi jelenséget az idézi elő, hogy reggel mielőtt a Nap a horizont fölé emelkedne, a sugarai már megvilágítják a légkör felső rétegeit, s szóródnak a légkörben, este pedig miután a Nap már néhány fokkal a látóhatár alá süllyedt, sugarai még megvilágítják a légkör felső rétegeit, s szóródnak a légkörben. A napkelte és a napnyugta idején a napsugarak hosszabb utat tesznek meg a légkörben, mint magasabb napállás idején, ezért egyre kevesebb lesz bennük az ibolya és a kék sugár, s egyre több a sárga és a vörös. Ezért a Napot sárga és vörös színekben látjuk kelni és lenyugodni. Megvizsgálva a globálsugárzásban a közvetlen és szórt sugárzás arányát, azt tapasztaljuk, hogy az szoros kapcsolatban van a napmagassággal. Ennek a kapcsolatnak az alapja a sugárzásnak a légkörben megtett útja. Minél hosszabb utat tesz meg ugyanis a sugárzás a légkörben, annál nagyobb a valószínűsége, hogy valamilyen akadályba ütközik és szóródik. Hozzávetőlegesen 90 fokos (merőleges) beesés esetén a szórt sugárzás csak 25 %–a a direkt sugárzásnak, 30 fokos napmagasság mellett az arány 50–50 %–ra változik, míg 6 fokos napmagasságnál a direkt sugárzás gyakorlatilag már megszűnik, a szórt sugárzás viszont még elég jelentékeny. Extinkció. A sugárzás a légkörön áthaladva fokozatosan gyengül a szóródás és az elnyelés miatt. A szóródásból és elnyelésből származó együttes veszteséget extinkciónak nevezzük. Visszaverődés. Amennyiben a szóródást előidéző részecskék átmérője meghaladja a beérkező sugárzás hullámhosszát, a szórás már nem a hullámhossz negyedik hatványával, hanem annál kisebb hatványával lesz fordítottan arányos. Amikor a részecskék elég nagyok ahhoz, hogy az összes hullámhosszat közel egyformán szórják, akkor visszaverődésről vagy reflexióról beszélünk. A nagyobb


porszemek, vízcseppek és jégkristályok inkább visszaverik a sugárzást, mint szórják. A visszaverődés – ellentétben a szóródással – nem szelektív, hanem az összes hullámhosszra kiterjed. Igen erős a visszaverődés a felhőkről. Minél vastagabb a felhő, annál nagyobb mennyiségben veri vissza a napsugárzást. A felhő vastagságán kívül még a sűrűsége és a mérete is befolyással van a visszaverődésre. A nagykiterjedésű, sűrű és vastag felhőzet a sugárzásnak több 70 %–át visszaverheti. A levegő molekulái és a levegőben lebegő szilárd részecskék kisebb mértékben szintén visszaverik a napsugárzást.

A napsugárzást felfogó felszínek A Nap sugárzását a különböző anyagi összetételű felszínek (talajfelszín, vízfelszín, hó– és jégfelszín, növényzet stb.) fogják fel. Mivel a levegő a napsugárzásból csak kis mennyiséget képes elnyelni, a napsugarak közvetlenül a földfelszínt melegítik fel. A felszínek visszaverőképessége és elnyelőképessége azt jelenti, hogy a különböző felszínek a rájuk eső sugárzásnak egy részét visszaverik, a másik részét pedig elnyelik. A napsugárzásnak az a része, amely eléri a földfelszínt, részben ugyancsak visszaverődik a felszínről, a felszín színétől és érdességétől függő mértékben (a világos, fényes és sima fényes felszínek jól visszaverik, a sötét, matt és érdes felszínek nagy mértékben elnyelik a sugárzást). A felszínek felmelegítésében az az energiamennyiség vesz részt, amelyet az adott felszín elnyel. Valamely testet felmelegíteni annyit jelent, hogy növeljük molekuláinak közepes mozgási energiáját. Egy test belső szerkezetével és tulajdonságaival van összefüggésben a testben tárolt energia. A felvett energiamennyiség (hőmennyiség) a különböző felszíneket különbözőképpen melegíti fel, mivel különböző a térfogatkapacitásuk, ami az 1 m3 térfogatban lévő tömeg 1 fokkal való felmelegítéséhez szükséges hőmennyiséget (energiamennyiséget) jelenti. K = ρc

(1.3)

Dimenziója a J/K. Értéke a 1.1 táblázat adataiból számítható. Eszerint a kisebb térfogatkapacitású szilárd talajok (a szárazföldek) jobban felmelegszenek, mint a nagyobb térfogatkapacitású vízfelszínek (tengerek), s közöttük hőcsere folyamatok indulnak meg. A víznek viszonylag nagy fajhője miatt nagy


hőmennyiséget kell felvennie vagy leadnia ahhoz, hogy hőmérséklete jelentősen megváltozzon. Ugyanakkor a levegő pedig lényegesen kisebb fajhője miatt gyorsabban felmelegszik. Ennek egy megnyilvánulási formája például, ha a tengerfelszín felett nála egy fokkal hűvösebb levegő helyezkedik el, akkor a víz hőt ad át a felette lévő levegőnek mindaddig, amíg a hőmérsékleti különbség el nem tűnik. Mivel a víz térfogatkapacitása 3205–szer nagyobb, mint a levegőé, 1 cm vastag vízréteg többlet hője 3205 cm (32,05 m) magas levegőréteg hőmérsékletét képes 1 fokkal emelni. Ez a példa is mutatja, hogy a tengerek hőtartalékának milyen jelentős hatása van a levegő hőmérsékletére. 1.1 táblázat Különböző anyagok hővezetőképessége és sűrűsége 200 C-on

Levegő Növényi levél Száraz agyagtalaj Nedves agyagtalaj Száraz tőzeg Nedves tőzeg Víz

Hővezetőképesség (J kg-1 K-1) 1010 3500-4000 890 1550 300 1100 4182

Sűrűség (kg m-3) 1,204 530-910 1600 2000 1920 3650 998,2

A különböző felszínek által elnyelt energiamennyiség hatására növekszik az adott anyag molekuláinak közepes mozgási energiája, s vele együtt a hőmérséklete. Ha a hőmérséklete magasabb lesz, mint a környezetéé, akkor hőt fog átadni a környezetének. A hőátadás létrejöhet sugárzás, hővezetés és konvekció útján, valamint a víz halmazállapot-változásain keresztül. A sugárzás az energiaterjedésnek az a módja, amikor a hő közvetítő közeg nélkül terjed az egyik testről a másikra (a sugárzás légüres téren keresztül is továbbítódik). Azt a sugárzást, amely a test hőenergiájának rovására megy végbe, hőmérsékleti sugárzásnak nevezzük. Hőmérsékleti sugárzást minden test kibocsát, bármekkora legyen is a hőmérséklete. Az alacsony hőmérsékletű testek hosszabb hullámhossz-tartományban sugároznak ki. A hőmérséklet emelkedésével a sugárzás a rövidebb hullámhosszak felé tolódik el, s a kisugárzott energia mennyisége is gyorsan növekszik. A kb. 500 fok-nál magasabb hőmérsékletű testek sugárzása már a rövidebb hullámhosszú látható fény tartományába esik és így szemmel is érzékelhetővé válik. Az ilyen hőmérsékleten izzó testek vörös színűnek látszanak. A hőmérséklet további emelkedésével a test színe sárgasvörös lesz, 1500 fok felett pedig már fehér színűvé válik. A látható fénynél


rövidebb hullámhosszúságú sugárzás 2000 fok felett jelenik meg olyan intenzitással, amely már biológiailag káros is lehet. A hősugarakat a különböző anyagok különbözőképpen verik vissza, nyelik el és sugározzák ki. A világos és sima felületek jó sugárzásvisszaverők, rossz elnyelők és rossz kisugárzók. A sötét és érdes felületek pedig rossz sugárzásvisszaverők, jó elnyelők és jó kisugárzók. A hővezetés útján történő hőátadás csak akkor mehet végbe két test között, ha azok érintkeznek egymással. Ekkor a melegebb test, amelynek molekulái a magasabb hőmérséklet következtében nagyobb mozgási energiával rendelkeznek (gyorsabban mozognak), ütközés útján energiát adnak át az alacsonyabb hőmérsékletű test lassúbb mozgású molekuláinak. Emiatt az alacsonyabb hőmérsékletű test molekuláinak a mozgása is élenkebbé válik, a melegebb test pedig veszít energiájából, s molekuláinak mozgása lelassul. E folyamat addig tart, amíg a két test hőmérséklete ki nem egyenlítődik. Közben mind a két test nyugalomban van, csak a hőenergia áramlik át egyikről a másikra. A konvekció (hőáramlás) a hőátadásnak az a módja, amely csak a gázokra és a folyadékokra jellemző, s amelynek során maga az anyag áramlik át egyik helyről a másikra, miközben részecskéi magukkal viszik energiájukat s egyéb tulajdonságaikat. Ez a folyamat a levegőben úgy játszódik le,hogy a napsugárzás által felmelegített felszín a közvetlen felette lévő levegőnek vezetés útján adja át a hőt, a felmelegedett levegő kitágul, sűrűsége csökken és felemelkedik. Helyébe azután hűvösebb levegő áramlik, amit az alatta lévő felszín az előbb említett módon felmelegít. A víz halmazállapotváltozásai során is történik hőátadás. Amikor a víz megfagy, hő szabadul fel (fagyási hő). Ha el akarjuk olvasztani, akkor ugyanazt a hőmennyiséget kell közölni vele (olvadási hő), mint amennyi a fagyásnál felszabadult. A víz elpárologtatásához ugyancsak arra van szükség, hogy növeljük a hőtartalmát (párolgási hő). A vízgőz kicsapódásakor ez a hőmennyiség fog felszabadulni (kicsapódási hő). Azt a hőmennyiséget, amely nem okoz hőmérséklet-változást, rejtett vagy látens hőnek nevezzük. Ilyen hőmennyiségek a fagyási, az olvadási, a párolgási és a kicsapódási hő is. Óceánok és tengerek. Óceánok és tengerek borítják a Föld felszínének mintegy 70 %-át. Mivel az óceánok és tengerek valamilyen módon mind kapcsolatban vannak egymással, együtt említve őket, tulajdonképpen világóceánról is beszélhetünk. A Föld kb. 1,35⋅109 km3 vizet tartalmaz, amelynek hozzávetőlegesen 97 %-a tengervíz. Becslések szerint (Hartmann 1994) a jég- és hótakaró 2,2 %-ot, a talajvíz 0,7 %-ot, a tavak és folyók vízmennyisége 0,013 %-ot, a talajnedvesség ugyancsak 0,013 %-ot tesz ki, míg a légkör csupán 0,0009 % vizet tartalmaz. A


világóceán tehát egy nagy víztartály, amely párolgás útján szolgáltatja azt a vízmennyiséget, amely a kontinensek feletti csapadék- és hóesés forrása. A világ tengereinek átlagos mélysége 3729 m. Ez a hatalmas víztömeg jelentős mennyiségű hőt tud tárolni és felszabadítani. Mivel a víz hőkapacitása nagy, jelentős mennyiségű hőt kell elnyelnie ahhoz, hogy hőmérsékletét egy fokkal emelje. Emiatt a hőmérséklet emelkedése lassú és kismértékű. Ugyanez vonatkozik a lehülésre is, a hőt lassan adja le, s hőmérséklete is kismértékben süllyed. Így a leghidegebb időszak legalacsonyabb hőmérséklete és a legmelegebb időszak legmagasabb hőmérséklete közötti különbség (az évi amplitudó) kicsi. A tengerek tehát az évi hőmérsékleti különbségek mérséklése irányában hatnak. Ezenkívül az óceánok és tengerek valamint a légkör között jelentős gázcsere folyamatok játszódnak le, s így befolyással vannak a légkör összetételére is. A légköri szén-dioxid egy részét ugyanis elnyelik, s molekuláris oxigént juttatnak a légkörbe. Jég- és hótakaró. a Föld vízkészletének hozzávetőlegesen 2,2 %-át jelenti. Legnagyobb része (89 %) az Antarktiszon és Grönlandon (8,6 %) található. A Magas hegységek jég- és hótömege az összmennyiségnek mindössze 0,76 %-át teszi ki. A jég- és hótakaró szerepe elsősorban a sugárzás visszaverésében nyilvánul meg, ezért kevésbé fontos éghajlati szempontból. Nem a jég- és hótakaró vastagsága számít, hanem az, hogy mekkora területet borít be. Becslések szerint az állandó jég- és hótakaró kiterjedése a szárazföldön 16⋅106 km2, a tengereken pedig 23⋅106 km2. Egyes években az állandó jég- és hótakaró nagyságát az időszakos hótakaró nagysága (mintegy 50⋅106 km2) jelentős mértékben meg is haladhatja. A jég- és hótakaró jelentősége abban van tehát, hogy fehér színe miatt a ráeső sugárzás jelentős részét visszaveri. Szárazföldek. A szárazföldek a Föld felszínének hozzávetőlegesen 30 %-át teszik ki. A kontinensek és az óceánok területének elrendeződése jelentős szerepet játszik az éghajlat alakulásában. Jelenleg a szárazföldek mintegy 70 %-a az északi féltekén található. Ez az elrendeződésbeli asszimetria jelentős különbséget képes okozni az északi és déli félteke éghajlati viszonyai között. Emellett még az északi féltekén a kontinensek kelet-nyugati irányú kiterjedése is jelentősebb, mint a déli féltekén. Ez pedig azt jelenti, hogy a kontinensek belseje az északi féltekén távolabb van a tengerektől, mint a déli féltekén, vagyis kevésbé érvényesül a tengerek hatása. A kontinensek szilárd talajának kisebb a hőkapacitása, mint a tengereknek. Ezért gyorsabban és erőteljesebben felmelegszenek, s gyorsabban és erőteljesebben le is hűlnek, mint a tengerek. Emiatt az év hideg időszakának


legalacsonyabb hőmérséklete és a meleg időszakának legmagasabb hőmérséklete között nagy lesz a különbség (az évi amplitudó). Ezt a jelenséget nevezik kontinentalitásnak. Mértékének meghatározására Gorczynski az 1920-as években kidolgozott egy empirikus formulát, amelyet Conrad és Pollak (1963) fejlesztett tovább. Ez utóbbi ugyancsak empirikus formula formája a következő: K=

1,7 ⋅ A − 14 sin(ϕ + 10)

(1.4) ahol K a kontinentalitás százalékban kifejezett értéke, A az évi amplitudó, ϕ pedig a földrajzi szélesség. Az összefüggés alapján – ugyanazon a földrajzi szélességen – minél nagyobb az évi amplitudó, annál nagyobb a kontinentalitás mértéke. A kontinensek hatása tehát abban nyilvánul meg, hogy a hideg időszak és a meleg időszak hőmérsékletei között nagyobb különbséggel kell számolni. Növénytakaró. A szárazföldek felszínét a sarkokhoz közeli területek jég- és hótakaróját, a tavakat és folyókat, valamint a sivatagokat kivéve mindenütt növénytakaró fedi. A legnagyobb részt a füves legelők foglalják el. Nagy területet borítanak a trópuson belüli és kívüli erdők. Kisebb részt jelentenek az ember által művelt területek, ahol kultúrnövények tenyésznek vagy emberi települések vannak. S végül a szinte kizárólag csak az északi féltekére korlátozó tundra az, amely még számottevő területet jelent. A későbbiekben az éghajlat, a talajok és a növénytakaró egymáshoz való viszonyával még részletesen foglalkozunk. A domborzati viszonyok, a felszín hullámos volta ugyancsak hatással van az energiaviszonyokra. A Föld felszíne változatos. Nagy síkságok, szelíd dombok és magas hegységek váltogatják egymást, s alakítják ki egyenetlenségeit. A tengerszint feletti magassággal változnak a meteorológiai elemek értékei is. A felszíntől felfelé emelkedve egyre ritkábbá válik a levegő, a magasabban fekvő hely feletti légoszlop magassága és emiatt a súlya is kisebb lesz, vagyis csökken a légnyomás. A magasabban fekvő helyeken a kisebb a levegősűrűség és kisebb légszennyezettség miatt a sugárzásveszteség is kisebb lesz, vagyis nő a besugárzás intenzitása. A sugárzási viszonyokra hatással van ezenkívül még a dombok és hegyek lejtőinek irányítottsága és meredeksége is. Nyilván a déli lejtők és azok a lejtők, melyre a napsugárzás merőlegesen érkezik, kapják a legtöbb sugárzást, az északi lejtők pedig a legkevesebbet. A keleti lejtők délelőtt, a nyugati lejtők délután kapnak több sugárzást.


A párologtató felszínektől felfelé távolodva a levegő vízgőztartalma is csökken a magasággal. Emiatt a hosszúhullámú kisugárzás erőteljesen megnövekszik a besugárzáshoz képest, mivel kisugárzás éjjel-nappal van, besugárzás viszont csak nappal. Így a kettő különbségeként adódó sugárzási egyenleg a magassággal egyre jobban csökken. A sugárzási egyenlegnek a magassággal történő kedvezőtlenebbé válásával a levegő hőmérséklete is fokozatosan csökken. Felfelé emelkedve a 100 méterenkénti átlagos hőmérséklet-csökkenés 05,-0,6 fok. A magassággal való hőmérséklet-csökkenés sok tekintetben hasonló ahhoz, ahogyan az alacsonyabb szélességektől a magasabbak felé (az egyenlítőtől a sarkok felé) haladva egyre hűvösebb levegőt találunk. Ez a hasonlóság abban is megmutatkozik, hogy mind a sarkok, mind a nagyobb magasságok irányába haladva eljuthatunk az örök hó és jég határáig. Ez a határ a nulla fokos középhőmérséklettel nem esik mindig egybe, mert a hó és jég megmaradása a hőmérsékleten kívül még a hó- és jégtakartó vastagságától is függ. A magas hegységek a feléjük áramló levegőt felemelkedésre kényszerítik. A felszálló levegő lehül, a benne lévő vízgőz kicsapódik, felhőzet keletkezik, s így gyakoribbá válik a csapadékhullás. A hegyvidékek az alföldekkel szemben ezért mindig rendelkeznek bizonyos csapadéktöbblettel. A csapadéktöbblet természetesen a hegységnek az áramlással szembeni oldalán keletkezik. A hegység átellenes oldalán a levegő leszáll, emiatt felmelegszik, vízgőztartalma távolabb kerül a telítettségi szinttől, ezért a hegységnek ez az oldala kevesebb csapadékot fog kapni.

A lég- és tengeráramlások Az éghajlat kialakulása szempontjából legfontosabb enrgiaáramlások: a légáramlások és a tengeráramlások. A légnyomás. A légnyomás nem más, mint az adott hely feletti légoszlop súlya. A felszíntől felfelé haladva a levegő egyre ritkábbá válik, s a magasabban fekvő hely feletti légoszlop magassága is kisebb lesz, ezért a levegőtömeg súlya csökken, így csökken a légnyomás is. A légnyomásnak a magassággal való csökkenése tehát szabályszerű jelenség. A légáramlások. A levegő áramlását szélnek nevezzük. A szél irányát mindig azzal az égtájjal adjuk meg, amelynek irányából fúj. Így pl. déli szél az, amely dél felől érkezik a megfigyelőhöz. A szél egyik legfontosabb szerepe abban van, hogy idegen területek meteorológiai viszonyait tükröző légtömegeket szállít egyik helyről a másikra.


Ha a Föld nem forogna, akkor a levegő a magasabb nyomású helyről az alacsonyabb nyomású hely felé áramlana, mégpedig a legnagyobb nyomáscsökkenés irányában. A Föld forgása következtében azonban a szél az északi féltekén jobbra, a déli féltekén pedig balra eltér a légnyomási gradiens által meghatározott iránytól. Ezt a következőképpen magyarázhatjuk. A földfelszín minden egyes pontja egy nap (24 óra) alatt a Föld tengelye körül egy teljes fordulatot tesz meg. Az Egyenlítőtől a sarkok felé haladva a szélességi körök kerülete egyre csökken. Ezért egy hely kerületi sebessége az alacsonyabb szélességi köröktől a magasabbak felé haladva ennek megfelelően ugyancsak csökken. A 60. szélességi körön lévő hely kerületi sebessége már megközelítőleg csak a fele az Egyenlítőn lévőnek. A felettük lévő levegő – tehetetlensége folytán – együtt forog a Földdel (nyugatról kelet felé) és felveszi az adott hely forgási sebességét. A délről észak felé történő áramlás esetén tehát egyrészt a levegő saját sebességével mozog délről észak felé, másrészt kiindulóhelyének nagyobb kerületi sebességével forog nyugatról kelet felé, miközben egyre kisebb kerületi sebességű helyek fölé kerül. Így a magasabb földrajzi szélességeken egyre jobban kelet felé tolódik, azaz eredeti haladási irányától jobbra elhajlik. Ha az áramlás észak-déli irányú, akkor a kisebb kerületi sebességű helyről halad a levegő magasabb kerületi sebességű helyek fölé. Ebben az esetben a dél felé haladó levegő az alacsonyabb szélességek magasabb kerületi sebességű helyeihez képest egyre lassabban mozog (lassabban forog kelet felé), visszamarad az alatta forgó helyhez képest, s így az eredeti iránytól megint csak jobbra tér el. Azt az erőt, amely a mozgó levegőt eredeti mozgási irányától (ez a legnagyobb nyomáskülönbség helyén a magas nyomástól az alacsony nyomás felé irányul) eltériti eltéritő erőnek vagy Coriolis erőnek nevezzük. Megjegyezzük, hogy az eltérítő erő nemcsak a mozgó levegőtömegekre van hatással, hanem minden a földfelszínen vagy annak a közelében mozgó egyéb dologra is. Közülük elsősorban a hazánk meteorológiai viszonyaira is hatással lévő Golf-áramot kell megemlítenünk, amely a Mexikói-öböl partjaitól észak felé halad, s egyre inkább jobbra fordulva Norvégia északi partjaihoz jut el. Meleg áramlás lévén, jelentős hőtöbbletet biztosít azoknak a területeknek, amelyek mellett elhalad. Légáramlások úgy alakulnak ki, hogy a Napból érkező energia a különböző anyagi összetételű, s ennek következtében különböző hőfizikai tulajdonságokkal rendelkező talajfelszineket különbözőképpen melegíti fel. Emiatt megindul az eltérő hőmérsékletű levegőtömegek áramlása. Ennek a folyamatnak az egész Földre kiterjedő rendszere az általános cirkuláció (légkörzés), amely alapvető szerepet játszani egy hely vagy terület időjárásának és éghajlatának kialakításában.


Az elmondottakból megismertük, hogy az egyenlítő környéki területek több besugárzást kapnak, mint a sarkvidékiek. Ha a Föld mozdulatlan lenne és egyenletes, homogén anyagi összetételű felszíne volna, akkor az egyenlítő és a sarkok között a besugárzási viszonyok következtében jelentős hőmérsékletkülönbség jönne létre, ami légmozgás keletkezéséhez vezetne. A felmelegedett egyenlítő felett a levegő feláramlana és a magasban a sarkok felé mozogna, a sarkvidék felől pedig az egyenlítő felé hűvösebb levegő áramlana. Így az egész Földre vonatkozóan létrejönne egy termikus eredetű cirkuláció. Ez a valóságban is létrejön, de a Föld forgása és az egyenetlen és inhomogén felszini viszonyok miatt lényegesen bonyolultabb formában. Ezt a ténylegesen létező és az egész Földre kiterjedő cirkulációt nevezzük általános cirkulációnak vagy általános légkörzésnek. Tényleges körülmények között is azzal kell számolni, hogy az egyenlítő körüli területek erőteljesebben felmelegszenek. A felmelegedett levegő feláramlik, s a magasban a sarkok felé mozog. Az északi féltekén ez a mozgás délről észak felé történik. E mozgás során a Föld forgása következtében fellépő eltérítő erő (Coriolis erő) az áramló levegőt jobb felé eltéríti, így a levegő csak addig nyomul előre észak felé, amíg az egyenlítő és a sarkvidék közötti hőmérsékleti különbség következtében fellépő erő egyensúlyba nem kerül az eltérítő erővel. Ekkor a mozgás nyugat-kelet irányúvá válik. Ez a 30. szélességi kör táján következik be. A magasban az egyenlítő felől érkező levegő itt összetorlódik, mivel a 30. szélességi körön a hosszúsági körök egymástól való távolsága kisebb, mint az egyenlítőn volt, s emiatt egy magasnyomású övezet alakul ki, amelyet szubtrópusi magasnyomású övnek nevezünk. A megnövekedett nyomás miatt a felszinen megindul a visszaáramlás az egyenlítő felé, amely az ott felmelegedett, s a magasba emelkedett levegőtömegeket pótolja. Ezt a felszinen a szubtrópusok felől az egyenlítő felé történő légáramlást nevezzük passzát áramlásnak, a magasban az egyenlítő és a szubtrópus között kialakult légáramlást pedig antipasszát áramlásnak. Az eltérítő erő a passzát áramlásra is hatással van, ezért a passzátszelek az északi féltekén északkeleti irányúak (1.5 ábra). A szubtrópusi magasnyomású övezet az odaszállított levegőtömegek – tehát dinamikus ok – hatására alakult ki. A sarkvidéken ugyancsak található egy magasnyomású terület, amely viszont termikus hatásra keletkezett. Az alacsony hőmérsékletek miatt ugyanis a levegő sűrűbb és nehezebb. A két magasnyomású terület között az 50-60. földrajzi szélességek táján egy ú.n. alacsonynyomású barázda keletkezik. A szubtrópusi magasnyomású övezetből a felszinen levegőtömegek áramlanak az alacsonynyomású barázda irányába. Erre az áramlásra is hat az eltérítő erő. Mivel az áramlás délről észak felé irányul, az eltérítő erő hatására az 50. földrajzi


szélesség környékén az áramlás már nyugatias lesz. Ez a nyugati áramlás hozza hazánk légterébe az Atlanti-óceán felől a nedvesebb és télen melegebb, nyáron hűvösebb légtömegeket. A magasban itt is ellentétes irányú visszaáramlás van a 30. szélességi fok irányába.

1.5 ábra Általános légkörzés

A sarkvidéken keletkezett magasnyomású területről ugyancsak levegőtömegek áramlanak ki az alacsonynyomású barázda felé. Az eltérítő erő következtében ez az eredetileg észak-déli irányú áramlás keleties jellegűvé válik. Az alacsonynyomású barázda területén tehát a felszinen a szubtrópusok felől és a sarkvidék felől érkező levegő összeáramlik, ennek következtében itt – dinamikus hatásra – egy felfelé irányuló áramlás keletkezik, majd a magasban emiatt


megnövekedett nyomás következtében mind a sarkvidék, mind a szubtrópusi övezet felé megindul az áramlás. Az elmondottakból kitűnik, hogy az általános cirkulációt sok tényező határozza meg, amelyek különböző mértékben vannak befolyással rá. Közülük a legfontosabbak: a napsugárzás energiája, a Föld tengelykörüli forgása és a földfelszín inhomogenitása. Ez utóbbi esetben a döntő befolyást a szárazföldek és tengerek eloszlása jelenti.

1.6 ábra Tengeráramlások

A tengeráramlások. Az óceánok víztömegei állandó mozgásban vannak. A legnagyobb tengeráramlásokat az állandó egyirányú szelek tartják mozgásban. A szél ereje először csak a felszíni rétegeket hozza mozgásba, majd a surlódás következtében a mintegy 50–150 méter mélységű rétegek is elmozdulnak a szél irányába. Természetesen a tengeráramlás sebessége mindig kisebb, mint az őt mozgásban tartó szélé. A tengeráramlásokat a földforgás eltérítő ereje és a kontinensek partvonalai irányváltoztatásra kényszerítik. Azok a tengeráramlások, amelyek az egyenlítőtől a sarkok felé tartanak a meleg áramlások, azok, amelyek a sarkoktól az egyenlítő felé tartanak a hideg áramlások, mivel a származási helyükön felvett hőmennyiséget viszik magukkal. Az éghajlat alakulása szempontjából legjelentősebb tengeráramlásokat a 1.6 ábrán láthatjuk. Az európai kontinenst érintő jelentős tengeráramlás a Golf áram,


amely a Mexikói öböltől halad északkeleti irányban, s a Brit szigetek, Izland és Skandinávia nyugati partjainál érezteti melegítő hatását. Meg kell még említeni a Kuro Sio áramlást, amely Észak–Amerika nyugati partjait melegíti. A hideg áramlások közül éghajlat befolyásoló szerepe van az Afrika nyugati partjainál folyó Benguela áramlásnak, valamint Dél–Amerika nyugati partjainál a Perui áramlásnak. A tengeráramlások a környezetükhöz képest több fokos hőmérsékletkülönbséget mutatnak, s ennek megfelelő hőhatást gyakorolnak környezetükre.

46 HAZÁNK ÉGHAJLATA ÉS A FÖLDRAJZI KÖRNYEZET ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

1.3 Hazánk éghajlata és a földrajzi környezet Egy adott hely vagy terület éghajlata alapvetően annak földrajzi helyzetétől függ. A földrajzi helyzet pedig az adott helynek vagy területnek a Földön való elhelyezkedését jelenti, amelyet a földrajzi szélesség és hosszúság határoznak meg. Emellett figyelembe kell venni azt is, hogy milyen a távolabbi környezet, vagyis milyen a szárazföldek és tengerek elhelyezkedése, s milyenek a domborzati viszonyok: a hegyek, a dombok és a síkságok egymáshoz való viszonya a vizsgált hely környezetében. A hely éghajlatának kialakításában természetesen alapvető szerepet játszanak még az éghajlatalakító tényezők és azok helyi sajátosságai is, amelyek a nagytérségre érvényes hatások módosításán keresztül gyakorolnak befolyást az adott terület éghajlatára. Hazánk szempontjából ilyen módosító hatást jelent az, hogy a Kárpát-medence közepén helyezkedik el. A kisebb területre jellemző éghajlattípusokat meglehetősen nehéz elkülöníteni egymástól. Ezért egy adott hely éghajlata szempontjából az is fontos, hogy a környező területeken milyen éghajlattípusok az uralkodók. A különböző éghajlattípusok érintkezéséből következik, hogy az adott területen rövid időre az egyik vagy másik szomszédos éghajlattípus is meghatározó szerephez juthat.

A földrajzi helyzet Hazánk földrajzi elhelyezkedése. Magyarország Európa középső részén, az Alpok és a Kárpátok alkotta medence közepén helyezkedik el. Legdélibb pontja Baranya megyében, Beremend község déli határán, a 450 48’ északi szélességen található. Legészakibb pontja pedig a Zemplén hegységben lévő Nagy Milic csúcson a 480 35’ északi szélességen van. A két hely földrajzi szélessége közötti különbség mindössze 20 47’ -et tesz ki, ami azt jelenti, hogy az ország legnagyobb szélessége mintegy 308 km. Az ország területén három szélességi kör fut végig. A 46. szélességi kör a Dunántúl legdélibb területeit szeli át. A 47. szélességi kör megközelítőleg az ország középső területein halad keresztül. A 48. szélességi kör pedig az ország legészakibb területein fut végig. Az ország nyugat-kelet irányú kiterjedését a hosszúsági körökkel jellemezhetjük. Hazánk legnyugatibb pontja a Vas megyei Felsőszölnök, a 160 05’ keleti hosszúságon fekszik. A legkeletibb pont a Szabolcs-Szatmár-Bereg megyei Garbolc község keleti határa, amely a 220 58’ keleti hosszúsággal adható meg. A

HAZÁNK ÉGHAJLATA ÉS A FÖLDRAJZI KÖRNYEZET 47 ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

két hely földrajzi hosszúsága közötti különbség 60 53’ -et tesz ki. Az ország nyugat-kelet irányú kiterjedése tehát több, mint 500 km. Az ország a földrajzi fekvését tekintve nagy vonalakban fél úton fekszik az Egyenlítő és az Északi Sark között, kicsit közelebb az Északi Sarkhoz (46-48. fok). Ugyanígy megközelítőleg középen fekszik a Ráktérítő és az Északi Sarkkör között is. Ez a két határa van a szoláris éghajlatosztályozásban a mérsékelt övnek. Ezért úgy is fogalmazhatunk, hogy hazánk a mérséklet öv középső részén található. Távolabbi környezet. A távolabbi környezet elsősorban két szempontból fontos. Az egyik szempont, hogy az adott hely környezetében hogyan érvényesül a szárazföld vagy a tenger hatása, amit általában a hely tengerektől való távolságával szoktak jellemezni. A másik a környezet tengerszint feletti magasságát jellemző viszonyok, azaz mindenekelőtt a magas hegységek elhelyezkedése, amely a légáramlásokra és a csapadékviszonyokra vannak hatással. Tengertávolságok. A hozzánk legközelebb eső tenger az Adriai-tenger, amelynek a déli határainktól való távolsága Fiuménél mintegy 300 km. A Földközi-tenger Genovánál, az Égei-tenger Szalonikinél, a Fekete-tenger Konstanzánál és a Balti-tenger Gdansknál mintegy 500-600 km-re van tőlünk. Az Északi-tenger távolsága Hamburgnál körülbelül 700-800 km. A legtávolabbra az Atlanti-óceán található országunktól, mivel távolsága 1000-1300 km a La Manche csatorna környékén. Hazánk éghajlatára mégis az Atlanti-óceán van a legnagyobb hatással, mert hazánk a földi általános légkörzést figyelembe véve a nyugati szelek övezetébe tartozik. Emiatt többnyire nyugat felől érkeznek hozzánk a légtömegek és a ciklonok. A másik szempont, hogy a tenger felől érkező érkező légtömegek télen enyhék, nyáron hűvösek, s a légtömegekből a szárazföld belseje felé haladva egyre több csapadék hull ki, ezért minél távolabb van egy hely a tengertől annál kevesebb csapadék éri. Környező magas hegységek. Hazánk az Alpok és a Kárpátok alkotta hegykoszorú által létrehozott medence, a Kárpát-medence középső területein fekszik. Az Adriai-tengert pedig a Dinári hegység vonulata zárja el tőlünk. Az Alpok és a Kárpátok 2000-3000 m fölé nyúló hegycsúcsai elsősorban a légáramlások útjában jelentenek akadályt. A beléjük ütköző légtömegeket felemelkedésre kényszerítik, a bennük lévő vízgőz kicsapódik, s kihull. A hegyek átellenes oldalán leszálló áramlás uralkodik, ami felhőoszlató hatású. Ugyanakkor a medence felől a hegyek felé haladva ismét az emelőhatás érvényesül, fokozódó csapadékhullással. Emiatt hazánk éghajlatában a medencehatás is érvényesül, a medence középső területei a legszárazabbak, s a hegyek felé közeledve nő a csapadékmennyiség. Nyugat felé, az Atlanti óceán felé közeledve ebben a tengerhatás is közrejátszik.


Hazánk éghajlatát alakító alapvető tényezők Ismeretes a klimatológiából, hogy az alapvető éghajlatalakító tényezők: – a napsugárzás, – a napsugárzást felfogó felszínek (aktív felszínek) és – a lég- és tengeráramlások (energiaáramlások). Napsugárzás Ismeretes, hogy az éghajlati jelenségek lejátszódásához mindenekelőtt energiára van szükség. Azt, hogy a Napból érkező energiából mennyi jut egy adott területre, a napsugarak beesési szöge és a napsütés időtartama határozza meg. Ezek pedig elsősorban a földrajzi szélesség függvényei. A földrajzi szélesség. A szélességi körök meghatározzák, hogy az év folyamán milyen szög alatt esnek be nálunk a napsugarak, vagyis milyen lesz a sugárzás erőssége. Ezenkívül meghatározzák azt is, hogy milyen hosszú időn át történik besugárzás, tehát az év folyamán milyen hosszúak lesznek a nappalok. ebből következik, hogy befolyásolják a sugárzás erőssége mellett a sugárzás időtartamát, azaz a nappalhosszúságot is (1.2 táblázat).

1.2 táblázat A delelési magasság és a nappalhosszúság Időpont

Egyenlítő 00

December 22 Június 22

66033’ 66033’

December 22 Június 22

12 ó 12 ó

Az ország A 47. legdélibb szélességi fok területe A napmagasság deleléskor 20045’ 19003’ 0 ’ 67 45 65057’ A nappal hossza (óra, perc) 8 ó 28 p 8 ó 18 p 15 ó 32 p 15 ó 41 p

Az ország legészakibb területe

Északi sark 900

180 650

00 23027’

8 ó 04 p 15 óra 56 p

0ó 24 ó

Az ország területén a földrajzi szélesség közel 3 fokos változása nem okoz jelentős sugárzásintenzitásbeli különbségeket az északi és déli területek között. Az táblázatban látható, hogy a Nap delelési magasságában mutatkozó különbségek sem haladják meg a 3 fokot sem a téli napforduló, sem pedig a nyári napforduló idején. A nappalhosszúságban mutatkozó különbség is mindössze csak 24 perc.


Télen a déli derületeken süt 24 perccel hosszabb ideig a Nap, a nyári időszakban pedig az északi területeken hosszabbak a nappalok 24 perccel. Ugyanakkor a téli és nyári évszakban jelentős különbség van mind a sugárzás beesési szögében, mind pedig a nappal hosszában. December 21-én a 47. szélességi fokon hozzávetőlegesen 19 fokos szögben érkeznek a felszínre a napsugarak, június 22-én pedig közel 66 fokos szögben. Emiatt jelentősen változik a besugárzás erőssége. hasonlóképpen alakul a nappalok hossza is. Decemberben alig haladja meg a 8 órát, júniusban majdnem eléri a 16 órát. A télen rövid ideig tartó napi gyenge besugárzás, s a nyáron hosszú ideig tartó napi intenzív besugárzás magyarázza a hideg és a meleg évszak kialakulását, beleértve a két átmeneti évszakot is: a hidegből a melegbe (tavasz) és a melegből a hidegbe (ősz) való átmenetet. A légkör sugárzásáteresztő képessége. A légkör felső határára érkező sugárzás – mint korábban már részletesen ismertettük – veszteségeket szenved a felhőzet, a légköri elnyelés és szóródás következtében. Ennek következtében hozzávetőlegesen a sugárzásnak csak mintegy a fele éri el a földfelszínt. Tekintettel az állandó légmozgásokra, feltételezhető, hogy a levegő szennyezettsége is hasonló hazánk felett, mint általában ami a légkörre jellemző, s így a veszteségek is hasonlóan alakulnak. Különösen igaz ez élénk advekció esetén. Természetesen, ha anticiklonáris helyzet alakul ki, akkor a helyi hatások felerősödnek. Inverziók kialakulása jelenti a legerősebb hatást, ilyenkör füstköd (szmog) is keletkezhet, ami a be- és kisugárzást egyaránt jelentős mértékben korlátozza. Hazánkban leginkább decemberben kell számolni azzal, hogy a felhőzet és a köd erősen lecsökkenti az amúgy is gyenge nappali besugárzást, de lecsökkenti az éjszakai kisugárzás intenzitását is. A légkör sugárzásáteresztőképessége nemcsak a besugárzás miatt fontos, hanem a kisugárzást is erősen befolyásolja. Különösen nagy szerepet játszanak a légkörben található vendéggázok (szén-dioxid és vízgőz), mert azok a rövidhullámú besugárzást átengedik, de a hosszúhullámú kisugárzást nem engedik át, s nem engedik távozni a sugárzással kapott hő egy jelentős részét, s ezért a Föld középhőmérséklete melegebb, mint enélkül lenne (üvegházhatás). A napsugárzást felfogó felszínek A különböző típusú felszínek. A felszíni viszonyokat a talaj, a vízfelületek, a természetes növénytakaró és a termesztett növényekkel bevetett területek, valamint az ember által létrehozott mesterséges létesítmények (települések, útak, gyártelepek, üdülőtelepek stb.) alkotják. Az 1990-ben található viszonyokat a 1.3 táblázat tartalmazza (Mezőgazdasági statisztikai zsebkönyv 1990). Látható ebből, hogy a legnagyobb területet a


gazdasági növények foglalják el. A természetes növénytakaró szerepe kisebb, összefüggő, nagyobb kiterjedésű növénytakaróval csak az erdőségek esetében kell számolni. Egyre nagyobb területeket foglalnak el ugyanakkor az emberi létesítmények, amelyek módosítják a meteorológiai elemek alakulását befolyásoló felszíni viszonyokat. 1.3 táblázat A földterület megoszlása Magyarországon 1999-ben Hasznosítási ág szántó kert gyümölcsös szőlő gyep mezőgazdasági terület erdő nádas halastó termőterület művelés alól kivett terület összes földterület

1000 ha 4712,8 341,1 95,1 138,5 1185,6 6473,1 1695,4 40,3 26,9 8235,7 1067,5 9303,2

összes földterület %-ában 50,7 3,7 1,0 1,5 12,7 69,6 18,2 0,4 0,3 88,5 11,5 100,0

Talajfelszín. A napsugárzás bizonyos veszteségek árán áthatol a levegőn és eléri a talajfelszínt. Attól függően, hogy a talajnak milyenek a fizikai tulajdonságai, az egyes felszínek különböző mennyiségű hőt képes elnyelni, raktározni és elvezetni. A talajok sugárzásvisszaverő és sugárzáselnyelő képessége, valamint fajhője azok az elsődleges fizikai tulajdonságok, amelyek meghatározóak a talajok felmelegedése szempontjából. Mindez természetesen akkor érvényesül, ha a talajt nem borítja semmi, ha csupasz. Magyarország területén csak kevés olyan területet találunk, ahol a talajt nem borítja növénytakaró vagy nem fedi víz. Csupasz felszínek inkább csak a homokos területeken találhatók. E területek nagysága azonban jelentéktelen. A mezőgazdasági termőterületeken a termés betatakarítása után nő meg a felszántott, csupasz területek nagysága. Ez azonban csupán időszakos jelenség, mert a vetést követő rövid időszak után ismét zöldellni kezd a felszín. Vízfelületek. Legnagyobb tavunk a Balaton mintegy 600 km2, a Velencei tó 26 km2 területű, a Fertő tó 334 km2-nyi területéből pedig mintegy 80 km2 jut hazánk területére. Az ország 93000 km2–es területéből tehát csak hozzávetőlegesen 800 km2 a vízfelület. Ha ehhez még hozzávesszük a legnagyobb folyóink: a Duna (200 km2) és a Tisza (100 km2) közepes vízállás melletti nyílt vízfelülelét, valamint a


többi kisebb folyó vízfelületét, a nyílt vízfelületek nagysága 1500 km2 körül mozog, vagyis az ország területének csupán 1-2 %-a. Azt is figyelembe kell venni, hogy még ez sem alkot összefüggő vízfelületet, hanem különböző fedettségű felszínek közé beékelődve található, így hatása sokkal kevésbé jelentős, mintha egyetlen összefüggő területet képezne. Mivel tavaink és folyóink mélysége is sekély, a felmelegedés és lehűlés szabályozásában még közvetlen környezetükben is csak kisebb szerepet játszanak. Növénytakaró. Hazánk a mérsékelt övben fekszik, ezért jelentős nagyságú növénytakaróval csak a vegetációs periódusban lehet számolni. Ekkor az ország legnagyobb részét természetes növénytakaró vagy gazdasági növények borítják. A hűvös időszakban a természetes növénytakaró és az áttelelő gazdasági növények elhullatják levélzetüket, a többi gazdasági növényt pedig betakarítják. A természetes növénytakaró ma már csak az ország kisebb területeit (10-15 %át) borítja. A legnagyobb részén szántóföldi és kertészeti növénytermesztés és erdészeti termelés folyik. A növénytakaró elsősorban sugárzást visszaverő és elnyelő képességével játszik szerepet a meteorológiai viszonyok alakulásában. Ha a növénytakaró összefüggő, akkor a növénytakaró felszíne veszi fel a napsugárzásból származó energiát, azaz a növénytakaró felszíne lesz az aktív felszín. Ezáltal a növénytakaró befolyást gyakorol mind a felette lévő levegő, mind pedig az alatta lévő talajfelszín meteorológiai viszonyaira. Emberi létesítmények. Az ember mindennapos tevékenysége során olyan létesítményeket hoz létre (épületek, utak, üdülő telepek, stb.), amelyek mindennapi életét és közlekedését komfortosabbá teszik és termelőtevékenységét (ipartelepek, vízművek, víztárolók, öntözőcsatornák, stb.) segítik. Ezek megváltoztatják a felszíni viszonyokat, s ezen keresztül befolyással vannak a meteorológiai viszonyok alakulására is. Az ember által épített létesítmények (városok, falvak, gyártelepek, üdülőtelepek, útak stb.) egyre nagyobb területet foglalnak el. Ezek bár mind a természetes növénytakarótól, mind pedig a termesztett növényektől egyre növekvő méretű területet vesznek el, nagyságuknál és szétszórtságuknál fogva nem jelentenek észlelhető befolyást az országban uralkodó meteorológiai viszonyokra. Ugyanakkor nem szabad figyelmen kívül hagyni azt az emberi befolyást, amely világméretben jelentkezik. Ilyen a növekvő számú ipari létesítmények szén-dioxid kibocsátása és a trópusi esőerdők irtása, amelyek a szén-dioxid elnyelésével játszanak meghatározó szerepet az éghajlatok alakulásában, az üvegházhatáson keresztül. Tengerszint feletti magasság. A tengerszint (az Adria szintje) feletti magasságok 70 m és 1000 m között változnak.


Sík terület.A legmélyebben fekvő területek az Alföld déli részén találhatók, a legmagasabb a Kékes tető (1014 m). Hazánk területének mintegy 51 %–a 150 méteres tengerszint feletti magasságnál alacsonyabban fekvő, összefüggő síkság. Ebből 48 %–nyi a Nagy Alföld területe (45000 km2) és 3 %–nyi pedig a Kis Alföld (2500 km2). Dombvidék. A 150 és 400 m közötti tengerszint feletti magasságú dombvidékeink hozzávetőlegesen az ország területének 46 %–át (kb. 43000 km2) foglalják el, legnagyobb részt a Dunántúlon és Észak–Magyarországon. Hegyvidék. A 400 méteres magasságot meghaladó területeink az ország egész területének csupán 3 %–át (2500 km2) teszik ki. Ezek a magasságok a Kőszegi hegységben, a Dunántúli középhegységben, az Északi középhegységben és a Zempléni hegységben fordulnak elő. Az ország nagyobb része sík terület lévén, a magasság-különbségek miatt a meteorológiai viszonyok meglehetősen kis mértékben változnak csak. Lég- és tengeráramlások A Napból érkező és a különböző felszínek által felfogott különböző nagyságú energiamennyiség hatására a levegő mozgásba jön. Nagykiterjedésű légtömegek mozognak egyik helyről a másikra. Az állandó szélmozgások a tengerek felszínén is áramlásokat képesek kialakítani. Ezek a hatások távolabbi területek éghajlatát is befolyásolják. Ezért fontos tudnunk, hogy a különböző energiaáramlások egy adott hely éghajlatát befolyásolják-e, s azt is, hogy ha befolyásolják, hogyan befolyásolják. Általános légkörzés. Az általános cirkuláció földi eloszlását tekintve hazánk a nyugati szelek övezetében fekszik. Ez az áramlás, amikor a Nap a déli féltekén delel, s az Azori anticiklon is visszahúzódik délfelé, az Izlandi ciklon pedig megerősödik és ugyancsak déli irányban kiterjed, akkor inkább délnyugatias jellegű. Nyáron viszont, amikor a Nap az északi féltekén delel, s az Azóri anticiklon is északabbra helyezkedik el, s megerősödik, az Izlandi ciklon pedig gyengébb lesz, s észak felé visszahúzódik, akkor pedig többnyire északnyugatias jellegű. Az elmondottakból is kitűnik, hogy az európai légáramlások szempontjából különösen két nyomási képződmény meghatározó. Az egyik az Azori anticiklon, amely Afrika nyugati partjainál helyezkedik el. Ez dinamikus eredetű (mivel az energiakülönbségek miatt kialakuló légmozgások miatt keletkezik), magasnyomású légköri képződmény, amelyet az óramutató járásával megegyező irányú forgás, a belsejében pedig leszálló légáramlás jellemez. A másik az Izlandi ciklon, amely az Atlanti óceán északi területei felett található. Ugyancsak dinamikus eredetű, de alacsonynyomású légköri képződmény. Az óramutató


járásával ellentétes irányú forgás, a belsejében pedig felszálló légáramlás jellemzi. Hatáskörzetében gyakran képződnek ciklonok, amelyek azután kelet felé vándorolnak, s jelentős mértékben befolyásolják az európai kontinens éghajlatát. A tengerszinti légnyomás januárban. Az 1.7 ábrán a légnyomás januári középértékeit ábrázoló izobárok földfelszíni eloszlása látható. Ekkor a Nap a déli féltekén delel, az Azori anticiklon visszahúzódik az egyenlítő felé, s gyengébbé válik. Az Izlandi ciklon viszont délebbre kerül és felerősödik. Forgó mozgásuk megerősíti az európai kontinens feletti nyugatias jellegű áramlást. Földrajzi elhelyezkedésüknek megfelelően a téli időszakban Európa fölé délnyugati-nyugati áramlással kerülnek enyhe, nedves tengeri légtömegek

1.7 ábra A légnyomás eloszlása januárban

Ez az oka a hazánkban is gyakran előforduló enyhe teleknek. Télen beleszólhat még Európa és hazánk időjárásába az Ázsiai kontinens felett kialakuló Szibériai anticiklon. A Szibériai anticikon termikus eredetű, mivel a nagykiterjedésű ázsiai szárazföld erőteljes lehűlése hozza létre. Amennyiben annyira megerősödik, hogy Európa fölé kerül, akkor kemény, hideg télre lehet számítani. Hazánk téli időjárása alapvetően attól függ, hogy az izlandi és azori hatáscentrumok egymáshoz képest mennyire fejlettek és a kialakult helyzetnek


megfelelő légköri cirkuláció mennyire lesz tartós. Ha az Izlandi minimum erőteljes, az Azori maximum pedig dél felé visszahúzódott, akkor délnyugatinyugati áramlás lesz az uralkodó, ami enyhe teleket eredményez. Ha az Azori maximum válik erőteljessé és észak felé kiterjed, s hazánk fölé is kiterjeszkedik, akkor a benne lévő leszálló áramlások felhőoszlató jellege miatt, a derült ég melletti erős kisugárzás és lehűlés lesz jellemző. Ilyenkor teleink hidegek lesznek. Amennyiben az észak-északkeleti irányú kiterjedés olyan mértékű, hogy összekapcsolódik a Szibériai maximummal, akkor különösen hideg és zord tél várható. Amennyiben ennek az időjárási helyzetet hótakaró kialakulása előzi meg, akkor tartós, nagy hidegre (zord télre) lehet számítani. Az ilyen telek ritkábban fordulnak elő. A tengerszinti légnyomás júliusban. Az 1.8 ábra a légnyomás júliusi középértékeit ábrázoló izobárok földfelszíni eloszlását mutatja. Amikor a Nap az északi félteke felett delel, akkor az Azori anticiklon megerősödik és észak felé tolódik el. Az Izlandi ciklon gyengébb lesz és észak felé visszahúzódik. Ezért ekkor a légáramlások északnyugatias jellegűek lesznek. Ezeknek a hűvös és nedves tengeri légtömegeknek a beáramlása a nyár elejére, júniusra jellemző. Erre a hónapra ezért az alacsonyabb hőmérsékletek és a megnövekedett csapadékmennyiség lesz a jellemző. Ha azonban az Azori anticiklon annyira megerősödik, hogy Európa fölé terjeszkedik, akkor a nyár derült, meleg és szárazabb lesz. Ez az időjárási helyzet inkább a július-augusztus hónapokat jellemzi, de néha előfordul júniusban is. Ilyenkor a júniusi csapadékmennyiség jelentősen lecsökken. Az Azori maximum északkeleti irányú erős kiterjedése és tartós fennmaradása szubtrópusi jellegű, meleg és száraz nyarak előfordulását idézi elő. Nyaraink időjárásának jellegét ugyancsak a hatásközpontok váltakozó túlsúlya és az adott túlsúlynak megfelelő légköri cirkuláció tartós fennmaradása határozza meg.


1.8 ábra A légnyomás eloszlása júliusban

A tengeráramlások hatása. A tengeráramlás a meteorológiai (az éghajlati) viszonyokra nagy hatással lévő mozgásforma. A tengeráramlások lényegében úgy keletkeznek, hogy a földi légkörzés szelei elmozdítják a tenger felszínének közelében található víztömeget és meghatározott irányban mozgásban tartják. Ezek a víztömegek, amelyek néhány 10 km széles, s több, mint 100 m mély vízfolyamot is jelenthetnek, jelentős mennyiségű hőt képesek szállítani. Az egyenlítőtől a sarkok felé tartó áramlásokat meleg áramlásoknak, a sarkoktól az egyenlítő felé tartó áramlásokat pedig hideg áramlásoknak nevezzük. A passzát szelek az Egyenlítő két oldalán kelet-nyugat irányú áramlásokat keltenek, amelyek a kontinensek partjairól részben az Egyenlítő mentén visszaáramlanak, részben pedig a magasabb szélességek felé fordulnak. Ez utóbbiak közé tartozik a Golf-áramlat, amely Mexikó partjainál fordul észak felé, s a Mexikói-öbölből a 70 km széles Floridai-szoroson át mintegy 17 km/óra sebességgel áramlik az Atlanti óceánba. Észak felé haladva sebessége csökken, de a szélessége nő, s a 35. szélességnél már közel 200 km széles. Mélysége elérheti a 800 métert. Hozzávetőlegesen 55 millió m3 vizet szállít másodpercenként, ami több, mint 60-szorosa a tengerekbe torkolló összes folyók vízhozamának (Szabó 1992).


Hazánk éghajlatára a Golf áramlás van hatással, s ez a hatás mintegy 4 fokos hőmérsékletemelést jelent a téli időszakban. Természetesen ebben a hatásban jelentős szerepet játszik az is, hogy hazánk a nyugati szelek övezetében fekszik. Ezért a tőlünk viszonylag távolabb fekvő Atlanti-óceánnak és a benne végigfutó meleg tengeráramlásnak kizárólag az uralkodó nyugatias légáramlások segítségével válik érezhetővé a hatása.

Az éghajlati változékonyság Éghajlatunk egyik alapvető jellemzője, hogy mennyire felel meg a zonalitásból adódóan az adott földrajzi szélességnek megfelelő viszonyoknak, s hogyan kapcsolódik a globális és regionális klímazónákhoz. Éghajlatunk és a földrajzi szélesség közötti kapcsolat. Ezt a kérdést már Bacsó et al. (1953) és Péczely (1979) is vizsgálták. Az előbbiek hazánk januári és júliusi tengerszintre számított hőmérsékleti középértékeit, az országon átmenő szélességi körök (46, 47, 48) ugyancsak tengerszintre számított átlag hőmérsékleteihez viszonyították. Azt találták, hogy a januárok 2,5-3,5 fokkal, a júliusok pedig 1-2 fokkal melegebbek a szélességi köri átlagnál. Vagyis télen észrevehető a tenger mérséklő hatása, nyáron pedig erősödik a kontinentális hatás. Péczely a Köppen féle asszimetria mérőszámot használta a tengeri és szárazföldi befolyás kimutatására. Négy meteorológiai állomás (Mosonmagyaróvár, Budapest, Szeged, Nyiregyháza) adatainak elemzése alapján megállapította, hogy télen az átlagosnál enyhébb hónapok a gyakoribbak, nyáron pedig az átlagosnál hővösebbek. Így nem csak télen, hanem nyáron is érvényesül a tenger mérséklő hatása. Egy harmadik lehetőség a probléma vizsgálatára, hogy hazánk éghajlati jellemzőit a szélességi körök tényleges átlagaival hasonlítjuk össze. A szélességi körök átlagait a „Föld éghajlata” című munkában (Péczely 1986) található adatok alapján számítottuk ki. Természetesen a szélességi körök átlagaira aszerint különböző eredményeket kaphatunk, hogy milyen állomások adatait vontuk be a számításba. Ezek az eltérések azonban inkább csak az anomáliák nagyságát befolyásolják. A havonkénti anomáliák értékei a 1.4 és 1.5 táblázatban találhatók. Az eredmények a Bacsó et al. (1953) által kapott eredményekhez hasonlítanak, csak télen jóval magasabbak, nyáron pedig csak kissé magasabbak az anomáliák. Ezekből az adatokból is télen a tenger enyhítő hatása , nyáron a kontinens felmelegedést növelő hatása mutatható ki. A csapadék egy-két hónaptól eltekintve mindig kevesebb, mint a szélességi köri átlag. Jellemzőek a nyári és őszi hónapok nagy csapadékanomáliái, de az északi országrészen még a téli nagyobb csapadékanomáliák is.

HAZÁNK ÉGHAJLATA ÉS A FÖLDRAJZI KÖRNYEZET 57 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––– 1.4 táblázat 47. északi szélesség- meteorológiai állomásaink hőmérsékleti anomáliái (CO)

ÁLLOMÁS SZOMBATHELY ZALAEGERSZEG KESZTHELY PÁPA IREGSZEMCSE SZÉKESF.VÁR BUDAPEST KALOCSA KECSKEMÉT JÁSZBERÉNY OROSHÁZA SZARVAS TÚRKEVE

I. 4.1 4.6 4.8 4.7 5.0 4.9 4.7 4.5 4.1 3.6 4.4 3.9 3.6

II. 4.6 5.2 5.3 5.5 5.3 5.3 5.3 5.3 4.9 4.9 5.1 4.7 4.5

III. 4.0 4.8 5.1 5.0 5.0 5.0 5.2 5.3 4.9 4.8 5.1 4.8 4.7

IV. 2.7 3.4 3.9 3.6 3.8 3.9 4.3 4.2 4.1 4.1 4.5 4.0 4.0

V. 2.1 2.6 3.2 3.0 3.2 3.6 3.8 3.8 3.8 3.9 4.2 3.8 3.9

VI. 1.3 2.0 2.5 2.5 2.6 3.1 3.1 3.3 3.3 3.2 3.7 3.2 3.3

VII. 0.5 1.2 1.8 1.7 1.9 2.2 2.3 2.5 2.6 2.6 3.1 2.6 2.7

VIII. 0.1 0.7 1.5 1.3 1.6 1.9 2.0 2.3 2.1 2.2 2.6 2.3 2.3

IX. 0.5 1.1 1.9 1.8 1.9 2.0 2.2 2.5 2.2 2.2 2.8 2.4 2.3

X. 1.1 1.7 2.3 2.2 2.2 2.2 2.5 2.7 2.3 2.2 3.0 2.8 2.3

XI. 2.5 3.1 3.4 3.4 3.4 3.4 3.4 3.6 3.3 3.0 3.9 3.4 3.1

XII 3.5 3.9 4.1 4.3 4.1 4.2 4.2 4.1 3.8 3.5 4.2 3.7 3.5

1.5 táblázat 47. északi szélesség- meteorológiai állomásaink csapadék anomáliái (mm) ÁLLOMÁS

I.

II.

III.

IV.

V.

VI.

VII.

SZOMBATHELY ZALAEGERSZEG KESZTHELY PÁPA IREGSZEMCSE SZÉKESF.VÁR BUDAPEST KALOCSA KECSKEMÉT JÁSZBERÉNY OROSHÁZA SZARVAS TÚRKEVE

-12 -4 -8 -8 -6 -13 -4 -7 -13 -12 -10 -12 -11

-11 -2 -3 -5 -2 -5 -2 -3 -9 -10 -7 -7 -8

-2 +5 +2 0 -2 -6 0 -4 -6 -5 -4 -7 -4

+5 +11 +6 +2 +3 -4 +3 +4 -1 -4 -2 -4 -3

+5 +11 +7 +1 +5 -2 +2 -1 -4 -5 -2 -4 -2

+1 +9 +2 -4 -1 +4 -6 -6 -10 -8 0 -6 -4

+7 +15 +4 +3 -8 -1 -17 -14 -17 -17 -19 -20 -16

VIII . +8 +6 +1 -7 -3 -16 -25 -19 -22 -22 -19 -22 -21

IX.

X.

XI.

XII

-9 -1 -8 -11 -11 -22 -23 -22 -25 -28 -23 -28 -27

-12 -4 -8 -11 -11 -19 -14 -18 -21 -20 -22 -22 -21

-4 +6 +5 -3 +3 -4 +3 -2 -4 -8 -7 -7 -6

-11 -2 -3 -5 -4 -7 0 -4 -8 -7 -5 -8 -6


Azt mondhatjuk tehát, hogy teleink jelentősen enyhébbek és egy kissé szárazabbak, nyaraink pedig kissé melegebbek és jelentősen szárazabbak, mint a szélességi körök átlagai.

1.9 ábra 3 éghajlattípus előfordulása Közép-Európában

Az éghajlati típus. Amint az előzőekben láttuk, hazánk a Trewartha-féle osztályozás szerint a „Hűvös mérsékelt éghajlat hosszú meleg időszak”-kal kategóriába tartozik. Ennek jellemzője, hogy 1-3 téli hónap középhőmérséklete


negatív, s legalább 3 hónap középhőmérséklete meghaladja a 18 fokot. A csapadék évi mennyisége 500-1000 mm közötti. Az egész terület a nyugati szelek zónájába tartozik, ezért jelentős mértékben érvényesül a Nyugat-Európára jellemző tengeri éghajlat, valamint a Földközi-tenger vidékére jellemző mediterrán éghajlat hatása. A három éghajlattípus előfordulási gyakoriságának értékeit az 1.9 ábra mutatja. Történtek vizsgálatok arra vonatkozóan, hogy az egyes éghajlattípusok KözépEurópában milyen gyakran fordulnak elő (Riley, Spolton 1974). A vizsgálat alapjául az 1901-1930 közötti évek szolgáltak. A vonalkázott területe jelöli, hogy a vizsgált 30 évből legalább 25 az adott típusba esett. Ennek a területnek a határait szaggatott vonal jelzi. A vastag vonalak az egyes éghajlattípusok közötti határokat jelölik. A jelölés nélküli területek az átmeneti zónák. A vastag vonalak és a szaggatott vonalak közötti zónában 15-25 olyan év van, amely az adott típusba tartozik, a többi évek más típúsúak. Amint az ábrán látható, hazánk a kontinentális, a tengeri és a mediterrán klímatípusok közötti átmeneti zónában fekszik. Az éghajlatalakító tényezők azonban nemcsak abban játszanak szerepet, hogy kialakítják egy-egy földrajzi terület sajátosságait, hanem tevékenyen közreműködnek az évről-évre végbe-menő változások kialakításában is. Ezek a mechanizmusok ma még teljes mértékben nem ismertek, ezért nincs egységes éghajlat-elmélet sem. Csak a következményeiket ismerjük. Közülük mutatunk be néhány jellegzetes vonást, hazai adatok alapján. Az éghajlat múltbeli alakulásának rekonstrukciója. Ismeretes, hogy a meteorológiai mérések kezdete előtti időszakok éghajlatát, csak régészeti feltárások alapján, az írásos időszakban pedig történeti munkákból és egyéb korabeli leírásokból lehet nagy vonalakban rekonstruálni. Ezeket a múltból előállítható adatokat hazánkban Réthly (1962, 1970, 1999) gyűjtötte össze, s munkái áttekintést adnak távoli századok meteorológiai viszonyairól, valamint a közeli időszakok olyan eseményeiről, amelyek a hivatásos meteorológiai állomásokon nem kerültek feljegyzésre. Réthly (1962, 1970, 1999) az adatokat leírások formájában adta közre. Lehetőség van azonban arra is, hogy az éghajlatban bekövetkezett ingadozásokat és változásokat ábrák segítségével szemléletessé tegyük. Ilyen a 1.10 ábra, amely a keleteurópai hőmérsékleti változásokat mutatja be (Climate and Food 1976) megközelítőleg a honfoglalás idejétől napjainkig. Az ábrából leolvasható, hogy a hozzávetőlegesen a 900-as évektől az 1300-as évekig az évi középhőmérsékletek nem változtak jelentős mértékben. Az 1300-as évek után azonban jelentős lehűlés következett be, ami egészen az 1700-as évek végéig tart, s amit „kis jégkorszak”-nak szoktak nevezni. (Ismeretes a magyar történelemből is, hogy Hunyadi Mátyást a Duna jegén választották királlyá. Ami arra utal, hogy az említett erős lehűlés hazánkban is kimutatható). Ezt a korszakot követően a hőmérséklet ismét emelkedni kezdett.


1.10 ábra Az utóbbi ezer év hőmérsékleti ingadozásai térségünkbe

.

Hazánkban a műszeres mérések 1780-ban kezdődtek, amikor a Societas Meteorologica Palatina szervezésében létrejött meteorológiai megfigyelő hálózat Budán megfigyelő állomás létesült. Az azóta eltelt időszak évi középhőmérsékleteit a 1.6 táblázatban található . Látható, hogy az évi középhőmérékletek jelentős ingadozásokat mutatnak. A változások 9 és 13 fok között zajlottak le. 1950 óta azonban 12 fok feletti évi középértékek nem forultak elő. Az ábrán az évi középhőmérsékletek fokozatos lassú csökkenése figyelhető meg. Meg kell azonban jegyezni, hogy miközben a legmagasabb értékeknél 1 fokos csökkenés volt tapasztalható az utóbbi 50 évben, a minimumok lényegében nem változtak. 9 foknál alacsonyabb évi középértékek az elmúlt években sem fordultak elő. Csupán annyi átalakulás történt, hogy az évi középértékek az utóbbi


50 évben 9 és 12 fok között változtak. Hozzá kell azonban tenni, hogy 1880 óta mindössze két olyan év volt, amikor az évi középértékek meghaladták a 12 fokot. Ugyanakkor 1790 és 1880 között 15 olyan év volt, amikor az évi középhőmérséklet meghaladta a 12 fokot. A legmagasabb évi középhőmérséklet 1797-ben volt, 12, 8 fok. A legalacsonyabb értéket 1940-ben fordult elő. Akkor az évi középhőmérséklet 9,1 fok volt. A két érték közötti különbség 3,7 fok. 1.6 táblázat 30 évi hőmérsékleti átlagok változásai Budapesten (1781-1990) Időszakok Évek 1781-1810 1791-1820 1801-1830 1811-1840 1821-1850 1831-1860 1841-1870 1851-1880 1861-1890 1871-1900 1881-1910 1891-1920 1901-1930 1911-1940 1921-1950 1931-1960 1941-1970 1951-1980 1961-1990

Min. -8.0. -8.0 -6.7 -7.1 -7.1 -7.1 -7.7 -7.7 -7.7 -9.0 -9.0 -9.0 -5.3 -6.8 -8.3 -8.3 -8.3 -7.6 -7.6

Január Átl. -0.9 -1.0 -1.2 -2.0 -2.0 -1.7 -1.5 -1.1 -1.3 -1.7 -1.7 -1.2 -0.4 -0.1 -0.9 -1.3 -2.0 -1.6 -1.6

Max. 4.5 4.5 4.4 3.5 3.5 3.5 1.9 1.9 1.9 2.8 2.8 3.8 4.6 4.6 4.6 4.2 4.2 2.0 3.8

Min. 20.2 19.7 19.7 19.6 19.6 19.6 19.7 19.3 19.3 19.3 20.0 18.4 18.4 18.4 20.3 19.5 19.5 18.7 18.7

Július Átl. 22.8 22.5 22.3 22.1 22.2 22.1 22.2 22.3 22.1 21.9 21.7 21.5 21.6 22.0 22.4 22.2 21.7 21.0 20.9

Max. 20.5 26.5 24.7 26.6 26.6 26.6 25.0 25.0 25.0 24.9 24.0 24.0 24.7 24.7 24.7 24.4 24.4 23.9 23.7

Min. 9.5 9.5 9.4 9.2 9.2 9.2 9.5 9.4 9.4 9.4 9.5 9.8 9.8 9.1 9.1 9.1 9.3 9.2 9.2

Év Átl. 11.2 11.2 11.1 11.0 11.0 10.8 10.9 10.8 10.7 10.5 10.6 10.7 10.9 11.0 11.2 11.0 10.8 10.5 10.4

Max. 12.8 12.8 12.6 12.7 12.7 12.7 12.5 12.5 12.5 12.4 11.5 11.6 11.8 12.5 12.5 12.5 12.2 11.8 11.6

Az ábrán három melegebb időszak figyelhető meg. Az egyik 1790 és 1840 között található, egy 1810 és 1820 között található jelentősebb visszaeséssel. A második meleg időszak 1860 és1880 között alakult ki. A harmadik meleg szakasz 1935 és 1950 között volt, egy kisebb visszaeséssel 1940 táján. Két jelentősebb hűvös időszak ismerhető fel. Az egyik 1872 és 1934 között található. Ekkor 12 foknál magasabb évi középhőmérsékletek egyáltalán nem fordultak elő. A második hűvös időszak 1955 és 1990 között alakult ki. Ebben az időszakban szintén nem fordultak elő 12 fok feletti értékek, sőt volt egy időszak 1961 és 1983 között, amikor az évi középhőmérsékletek a 11 fokot sem haladták meg.


Az éghajlati változékonyság. Az elmondottakból következik az a jól ismert megállapítás, hogy az éghajlat leginkább állandónak tekinthető tulajdonsága a változékonyság. Láthattuk, hogy a tér- és időbeli változékonyság egyaránt jellemző az éghajlatra. A térbeli változékonyságot az okozza, hogy az éghajlat egyes jellegzetességei nem különülnek el élesen egymástól, hanem fokozatos átmenetet mutatnak. Az egyik jellegzetesség központi területeitől a másik felé haladva mind gyakrabban fordul elő a másik jellegzetesség. S vannak időszakok, amikor az válik dominánssá. Ezért van az, hogy Magyarországon egyaránt előfordulhatnak például meleg, szubtrópusi nyarak vagy hideg, kontinentális telek. Az időbeli változékonyságot pedig annak tulajdoníthatjuk, hogy ugyanaz a jellegzetesség több egymásutáni időszakban is előfordul. Aztán egy másik jellegzetesség lép fel, s az is többször egymásután előfordul. Ezek a különböző ingadozási tendenciájú időszakok különböző hosszúságúak lehetnek.

A TERMIKUS ÉGHAJLATI ELEMEK IDŐ- ÉS TÉRBELI ELOSZLÁSA 63 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

2. A NÖVÉNYTERMESZTÉS ÉGHAJLATI FELTÉTELEI 2.1 A termikus éghajlati elemek idő- és térbeli eloszlása Az előzőekben áttekintetük az éghajlatalakító tényezőket. Lényegében két csoportra oszthatjuk őket. – A legfontosabb a napsugárzás energiája, valamint az azt felfogó felszínek anyagi összetétele (szárazföld, tenger, különböző talajtípusok, különböző növénytársulások stb.) és térbeli elhelyezkedése (tengerszint feletti magasság, lejtőszög stb.). Elsődlegesek tehát az energiafelfogó és az energiaátalakító felszínek. – Jelentős szerepet játszik az éghajlat kialakításában az általános légkörzés és az általa meghatározott dinamikus vagy termikus eredetű hatáscentrumok, amelyek a különböző meteorológiai jellemzőkkel meghatározható légtömegek szállítását végzik. A második csoportba soroljuk tehát az energiaszállítását végző folyamatokat. Ezek a tényezők okozzák, hogy az éghajlat mindig egy adott területhez kötött, az adott terület légterére jellemző. Leírása is csak az adott területen évtizedeken át végzett mérésekkel lehetséges. Éghajlati szempontból tehát az első kérdés, hogy mennyi időn keresztül és milyen intenzitással érkezik le az adott területre, jelen esetben hazánk területére a napsugárzás energiája. S ez – természetesen az általános légkörzéssel együttesen – milyen hőmérsékleteket idéz elő.

A sugárzás tér- és időbeli változásai A sugárzás vizsgálatánál szem előtt kell tartani, hogy annak tartama és intenzitása egyaránt fontos éghajlati elem, s mindkettő jelentős a növénytermelés szempontjából is. Ezért mindkettőt külön-külön fogjuk elemezni. A növénytermesztés szempontjából különös fontossággal bír a nappalhosszúság (Pethő 1993). A növények a nappalhosszúság változását érzékelve, több ponton is ahhoz igazítják fejlődésüket. Tavasszal pl. a nappalok hosszabbodásával megindul a nyugalomban lévő gyümölcsfáknál, szőlőnél a nedvkeringés. Különösen jelentős a nappalhosszúság a virágzás szempontjából.

64 A TERMIKUS ÉGHAJLATI ELEMEK IDŐ- ÉS TÉRBELI ELOSZLÁSA –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

Egyes növények csak rövidnappalos megvilágítás, más növények pedig csak hosszúnappalos megvilágítás esetén virágoznak. Meg kell azonban említeni, hogy vannak olyan növények is, amelyek közömbösek a nappalhosszúság változásával szemben. Ősszel, a nappalok rövidülésével a levelek hervadni kezdenek, s megindul a lombhullás. Amikor tehát új növényeket szeretnénk telepíteni, mindenekelőtt a nappalhosszúsághoz való viszonyukat kell ismernünk, s azt, hogy hazánk területén hogyan alakul a nappalok hosszúsága. Napfénytartam A napfénytartam nem folytonos elem. A Föld tengelykörüli forgása miatt a megvilágított és sötét időszakok szabályos ritmusban követik egymást. A Földnek a Nap körüli keringése és az Egyenlítő síkjának a Föld keringési síkjával bezárt szöge miatt azonban a megvilágított és sötét időszakok hossza az év folyamán változik. Azt az időtartamot, amelynek során a közvetlen napsugárzás (a napsütés) egy adott felszínen érzékelhető, napfénytartamnak nevezzük. Abban az esetben, ha nem lenne légkör, vagy ha a légkör ideálisan tiszta lenne és nem akadályozná, hogy a napsugarak elérjék a felszínt, akkor a közvetlen napsugárzás napkeltétől napnyugtáig érzékelhető lenne. A napkeltétől napnyugtáig tartó időszakot ezért csillagászatilag lehetséges napfénytartamnak nevezzük. A közvetlen napsugarak azonban nem érik el minden esetben a felszínt, mert a felhőzet elnyeli őket. Amikor hosszabb vagy rövidebb ideig felhőzet borítja az eget, akkor kevesebb ideig kap közvetlen napsütést a felszín, mint amennyi a csillagászatilag lehetséges napfénytartam szerint lehetséges volna. Azt az időszakot, amelynek folyamán a napsütés eléri a felszínt tényleges napfénytartamnak nevezzük. Ha a nap folyamán semmi nem akadályozza a közvetlen napsugárzást abban, hogy a felszínt elérje, akkor a tényleges és a csillagászatilag lehetséges napsugárzás egybeesik. Csillagászatilag lehetséges napfénytartam. A nappalok és éjszakák váltakozása – mint már említettük – a Föld tengelykörüli forgásának a következménye. A nappalok és éjszakák hossza azonban az év egyes napjain az egyes földrajzi szélességeken különböző. Ennek oka pedig a Föld Nap körüli keringése és az Egyenlítő síkjának a Föld keringési síkjával bezárt szöge, aminek következtében az egyes földrajzi szélességeken változik a megvilágított és sötét időszakok hossza. Nyáron az északi féltekén a magasabb szélességi körök felé haladva a nappalok hossza nő, télen pedig csökken. Az éjszakák hossza ennek megfelelően fordított módon változik, vagyis az északi félteke nyarán a déli féltekén tél van, s a nappalok hosszabbodnak, míg az északi félteke telén a déli féltekén nyár van, s a nappalok hosszabodnak.


Hazánk legdélibb pontja – mint az előző fejezetben már ismertettük – a 450 48’ északi szélességen található, a legészakibb pontja pedig a 480 35’ északi szélességen. Lényegében hazánk területén a 46., a 47. és a 48. szélességi körök haladnak át. A legdélibb és legészakibb pont közötti különbség tehát megközelítőleg csak 3 fok. Ez a csillagászatilag lehetséges napfénytartam változása szempontjából nem jelentős eltérés. 2.1 táblázat Csillagászatilag lehetséges napfénytartam-átlagok

Győr Szombathely Zalaegerszeg Kaposvár Pápa Tatabánya Martonvásár Iregszemcse Pécs Kecskemét Budapest Szolnok Szeged Békéscsaba Debrecen Nyíregyháza Miskolc Kompolt Balassagyarmat

1 8,7 8,7 8,8 8,9 8,7 8,7 8,7 8,8 8,9 8,8 8,7 8,8 8,9 8,8 8,7 8,7 8,6 8,7 8,6

2 10,0 10,1 10,1 10,1 10,1 10,0 10,1 10,1 10,2 10,1 10,1 10,1 10,1 10,1 10,0 10,0 10,0 10,0 10,0

3 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7 11,7

4 13,4 13,4 13,4 13,4 13,4 13,4 13,4 13,4 13,3 13,4 13,4 13,4 13,4 13,4 13,4 13,4 13,4 13,4 13,4

5 14,9 14,9 14,8 14,8 14,9 14,9 14,9 14,8 14,8 14,8 14,9 14,9 14,8 14,8 14,9 15,0 15,0 14,9 15,0

6 15,7 15,7 15,6 15,5 15,7 15,7 15,7 15,6 15,5 15,6 15,7 15,6 15,5 15,6 15,7 15,7 15,8 15,7 15,8

7 15,4 15,3 15,3 15,2 15,3 15,4 15,3 15,3 15,2 15,3 15,3 15,3 15,2 15,3 15,4 15,4 15,4 15,4 15,4

8 14,1 14,1 14,0 14,0 14,1 14,1 14,1 14,0 14,0 14,0 14,1 14,1 14,0 14,0 14,1 14,1 14,1 14,1 14,1

9 12,5 12,5 12,4 12,4 12,5 12,5 12,5 12,4 12,4 12,4 12,5 12,4 12,4 12,4 12,5 12,5 12,5 12,5 12,5

10 11 12 10,7 9,1 8,3 10,7 9,2 8,4 10,8 9,3 8,4 10,8 9,3 8,5 10,7 9,2 8,4 10,7 9,2 8,3 10,7 9,2 8,4 10,8 9,3 8,5 10,8 9,3 8,5 10,8 9,3 8,4 10,7 9,2 8,4 10,8 9,2 8,4 10,8 9,3 8,5 10,8 9,3 8,5 10,7 9,2 8,3 10,7 9,1 8,3 10,7 9,1 8,3 10,7 9,2 8,3 10,7 9,1 8,3

Évi menet. A csillagászatilag lehetséges napfénytartam napi átlagértékeit a 2.1 táblázatban találjuk. Látható a táblázatból, hogy a legrövidebb nappalok decemberben fordulnak elő. Ekkor az ország északi területein 8,3 óra, a déli területeken pedig 8,5 óra nappalhosszúsággal lehet számolni. Januártól a nappalok – ha kismértékben is, de – hosszabbodnak. Az észrevehető hosszabbodás februártól számítható, amikor a lehetséges napsütéses órák száma meghaladja a 10-et. Mint ismeretes március 21-én van a napéjegyenlőség, ami azt jelenti, hogy a nappalok és az éjszakák egyformán 12 óra időtartamúak. Ezután a nap folyamán lehetséges napsütéses órák száma fokozatosan növekszik egészen júniusig. Ekkor a leghosszabbak a nappalok. Az északi területeken a nappal átlagos hossza eléri a 15,8 órát, míg a legdélibb részeken csak 15,5 óra hosszúságú. Júliustól a nappalok


átlagos hosszúsága ismét csökken, szeptember 23-án ismét napéjegyenlőség van (12-12 óra időtartammal), novemberben pedig már a nappalok hossza nem éri el a 10 órát. 16,0 15,0

Napsütés (óra)

14,0 13,0 12,0 11,0 10,0 9,0 8,0 1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

Hónap

2.1 ábra Csillagászatilag lehetséges napfénytartam-átlag évi menete

Az évi menet szabályos egycsúcsú görbét mutat (2.1 ábra). A minimumok decemberben vannak, amikor a legrövidebbek a nappalok. Ekkor a csillagászatilag lehetséges napsütéses órák havi átlagai 8,3 és 8,5 óra között változnak. Ezután fokozatosan növekszik a havi napsütéses órák átlagos száma egészen júniusig, amikor eléri a maximális értékét. Ekkor a havi napsütéses órák átlagos száma 15,5 és 15,8 óra között mozog. Hozzávetőlegesen kétszerese a decemberi értékeknek. A csillagászatilag lehetséges napfénytartam havi értékeit a 2.2 táblázatban láthatjuk. Az évi menetben a minimum a téli napforduló idején van, amikor a legrövidebbek a nappalok. Ezt mutatják a decemberi adatok. A havi összegek az északi területek 256 órás értékei és a déli területek 264 órás értékei között változnak. Ekkor a legnagyobb a különbség az északi és déli területek között. Ez a különbség december és január hónapokban hozzávetőlegesen 8 óra. Ezután a havi összegek fokozatosan emelkednek, az északi és déli területek közötti különbségek pedig csökkennek. Legkisebb a különbség márciusban, a tavaszi napéjegyenlőség körüli napokban. Ekkor az északi és déli területek havi összegei között nincs észrevehető különbség. Márciustól a havi összegek tovább emelkednek, de most velük együtt nő az északi és déli területek közötti különbség is. Érdekessége a


havi összegek évi menetének, hogy a maximum nem a nyári napfordulót magában foglaló júniusra esik, amikor a leghosszabbak a nappalok, hanem júliusra. Ekkor a havi összegek 471-478 óra között ingadoznak. A maximum június hónapról július hónapra való váltásának az a magyarázata, hogy a júniusi és júliusi átlagos nappalhosszak közötti különbség általában 0,3 óra, ami 30 nap alatt 9 órát tesz ki, míg a napi átlagos nappalhossz 15 óra felett van, így mivel július hónap 1 nappal hosszabb, mint június, a júliusi havi összeg meghaladja a júniusit. Így is csak 4-6 órával több csak a júliusi összeg. Erre a jelenségre azért is fel kell hívnunk a figyelmet, mert a sugárzással szoros kapcsolatban lévő meteorológiai elemeknél a júliusi maximum lesz a jellemző. Meg kell még említeni, hogy nem a három nyári hónapban, hanem május, június, júliusban a legnagyobbak a csillagászatilag lehetséges napsütés havi óraösszegei. Mind a három hónapban az összegek 450 fölött vannak. Júliustól a havi összegek fokozatos csökkenése tapasztalható. Szeptemberben a napéjegyenlőség körüli időszakban a területi különbségek jelentéktelenné válnak. Októbertől a csökkenés folytatódik egészen decemberig. Ugyanakkor az északi és déli területek közötti különbségek októbertől ismét nőnek és december-január hónapokban újra 8 óra körüliek. 2.2 táblázat Csillagászatilag lehetséges napfénytartam-összegek


1 269 271 273 275 271 270 271 274 276 273 271 272 275 274 270 269 268 270 268

2 281 282 282 283 282 281 282 283 284 282 282 282 284 283 281 280 280 281 280

3 363 363 363 363 363 363 363 363 363 363 363 363 363 363 363 363 363 363 363

4 403 402 402 401 402 403 402 401 400 402 402 402 401 401 403 403 403 403 403

5 463 461 460 458 461 463 462 459 457 460 462 461 458 459 462 464 464 463 464

6 472 470 469 466 470 472 470 467 465 469 470 469 466 467 471 472 473 472 473

7 478 475 474 472 475 477 476 473 471 474 476 475 471 473 476 478 478 477 478

8 437 436 435 434 436 437 436 434 434 435 436 436 434 434 437 438 438 437 438

9 374 374 373 373 374 374 374 373 373 373 374 373 373 373 374 374 374 374 374

10 332 333 334 335 333 333 333 334 335 334 333 333 335 334 333 332 332 333 332

11 274 276 278 279 276 275 276 278 280 278 276 276 279 278 276 274 274 275 274

12 256 259 261 263 259 257 259 262 264 261 259 260 263 262 258 256 256 257 256

Év 4403 4402 4402 4402 4402 4403 4403 4402 4402 4402 4403 4402 4402 4402 4402 4402 4403 4403 4403


Az évi összegek 4402-4403 órát tesznek ki. Egy teljes évben tehát ennyi órát süthetne a Nap, ha alapvetően a felhőzet ebben meg nem akadályozná. Évi összegben – hazánk kis területe miatt – az északi és déli országrészek közötti különbségek jelentéktelenné válnak. Tényleges napfénytartam. A tényleges napfénytartam azt az időszakot jelenti, amelyben a direkt sugárzás zavartalanul eléri a földfelszínt olyan intenzitással, hogy a napfénytartammérő szalagját beégeti. 350

Napfénytartam (óra)

300

Kecskemét

250

200

Szombathely 150

100

50

0 1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

Hónapok

2.2 ábra. A tényleges napfénytartam évi menete (1951-90)

Évi menet. A napsütéses órák évi menetében a minimum egybeesik a legrövidebb nappalhossz és a legkisebb sugárzás beesési szög időszakával, vagyis decemberben van. Ekkor a napfénytartam havi összege 40-60 óra között változik. Decembertől a csillagászati törvényeknek megfelelően fokozatosan növekszik a napfényes órák havi összege és júliusban éri el a maximumát, amely 240–300 óra körül mozog. Tudjuk, hogy a leghosszabb nappalok és a legnagyobb sugárzási beesési szög júniusban van, a maximum mégis eltolódik egy hónappal. Ennek oka a már elmondott havi összegezésen kívül abban is keresendő, hogy a csapadékmaximuma hazánkban júniusra esik, ami a felhőzet erőteljes megnövekedésével jár, s emiatt csökken a napsütéses órák száma. A csökkenés oly mértékű, hogy még az augusztusi tényleges napfénytartam is meghaladja a júniusi értékeket (lásd 2.2 ábra). Természetesen a havi összegértékek vizsgálatánál


azt is szem előtt kell tartani, hogy a júniust követő két nyári hónap egy nappal hosszabb, mint a június, s ez is közre játszik az összegek növekedésében. Augusztustól azonban a napfényes órák száma fokozatosan csökken egészen a decemberi minimumig. 2.3 táblázat Tényleges napfénytartam-összegek


1 56 66 67 60 64 62 59 57 69 63 56 60 63 62 56 51 43 58 56

2 86 85 89 83 88 86 84 82 93 91 83 86 89 82 80 79 72 81 82

3 134 133 138 135 135 132 139 136 143 145 136 143 143 141 147 144 132 140 134

4 189 178 184 178 187 187 187 184 187 191 182 189 185 181 189 186 176 184 180

5 237 223 232 220 234 238 236 231 238 245 230 244 240 238 240 234 225 234 225

6 243 228 244 240 245 248 251 248 262 262 248 264 260 257 254 246 227 246 239

7 266 252 277 277 272 273 279 278 295 294 277 291 294 289 287 277 259 272 262

8 250 238 257 260 256 255 261 258 275 275 261 269 277 272 268 258 243 256 246

9 190 178 197 197 191 192 197 197 208 212 200 209 215 208 205 197 185 199 190

10 11 12 145 66 46 142 71 52 148 74 51 145 70 51 150 75 51 147 71 50 153 66 48 143 66 47 164 78 59 170 78 52 156 65 47 165 73 49 170 80 53 164 75 51 162 70 47 152 64 42 137 57 36 157 66 47 146 64 44

Év 1908 1846 1958 1916 1947 1941 1960 1927 2070 2078 1940 2044 2069 2020 2005 1929 1790 1941 1866

Az adatok tanúsága szerint az egyik hónapról a másikra történő legnagyobb változás a napsütéses órák növekedése során áprilisról májusra tapasztalható, amikor az emelkedés 40-60 órát tehet ki. A napsütéses órák csökkenésének időszakában a legnagyobb változás augusztus és szeptember között alakul ki, ekkor a csökkenés a 60 órát is meghaladhatja. Ennek a változásnak az oka a csillagászatilag lehetséges napfénytartam hasonló mértékű változásában található. A legtöbb napsütéses óra a három nyári hónapban fordul elő. Területi eloszlás. A 2.3 táblázatból kitűnik, hogy az év folyamán az ország legkevesebb napsütést kapott területei az ország nyugati határszélén találhatók. Itt 1800-1900 óra napsütéssel lehet évi átlagban számolni. A nyugati határszéltől az ország belseje felé haladva fokozatosan nő az évi napsütéses órák mennyisége. A Dunántúl keleti részén a napsütéses órák száma már – az északkeleti részeket kivéve – meghaladja a 2000 órát. A legtöbb napsütést a Duna-Tisza közének és a Közép-Tisza vidéknek a déli területei kapják. Itt a napsütéses órák száma


meghaladhatja a 2050 órát is. E területektől kelet és észak, északkelet felé haladva a napsütéses órák száma ismét csökken és az ország legészakibb területein ismét 1900 óra alatti értékeket találunk. Ezt a területi eloszlást azért is célszerű az emlékezetünkbe vésni, mert szinte az összes meteorológiai elem területi eloszlása hasonló. Az ország középső, déli területei mutatják az egyik szélsőséget (a legnagyobb vagy a legkisebb értéket), s innen észak vagy nyugat felé haladva az értékek fokozatosan változnak a másik szélsőség irányába. Ennek a területi eloszlásnak a kialakulásában közrejátszik: – a napsugárzás beesési szögének és időtartamának a földrajzi szélesség szerinti változása, amely miatt a meleg, nedves Egyenlítőtől a hideg, csapadékban szegény sarkok felé (tehát délről észak felé) haladva a meteorológiai elemek értékeinek általában csökkenő tendenciája mutatkozik; – a medence hatás, amelynek következtében a medence középső része a legmelegebb és legszárazabb, mivel a hegyeken átbukó levegőből kihullik a csapadék és ezért a medence belseje szárazabb, s a kevesebb felhő miatt besugárzásban gazdagabb s így melegebb is; – a tengerek hatása, amely abban nyilvánul meg, hogy légáramlás nyáron a hűvös és nedves, télen pedig az enyhe és nedves tengeri légtömegeket juttat el a szárazföldek fölé, hazánk esetében a nyugati szelek övezetében a távolabb fekvő Atlanti-óceán fölül érkeznek elsősorban a tengeri légtömegek a Kárpát-medencébe és érezteti hatását a Golf áramlat is. Évenkénti változékonyság. Az adatbankunkban a leghosszabb havi és évi napfénytartam-mérési sorozat az 1907 és 1995 között Budapesten végzett mérések adataiból áll a rendelkezésünkre. Ebből emeltük ki az 1911-1990 közötti 80 éves sorozatot, amelyet részletesen elemeztünk. Először az évi összegek évenkénti ingadozásait vizsgáltuk. Az ingadozások meglehetősen nagyok: az évi összegek 1500 óra és 2300 óra között változnak. Ez a 800 órás ingadozás az 1987 órás átlagnak 40%-át teszi ki. Az évenkénti ingadozások elég jól követhető változási irányokat jelölnek ki, amely mint a 2.3 ábrán látható, egy harmadfokú függvénnyel jól leírható. Az első 20 évben jelentősen emelkedett az évi napsütéses órák összege. Majd 10 éven át lényegében változatlan maradt, ezután azonban elkezdett lassan csökkenni. Ez a lassú csökkenés mintegy 30 éven át tartott (1940 és 1970 között). Az 1970-es évektől egészen 1990-ig ismét az emelkedő tendencia volt a jellemző.


2400

y = 0,0095x3 - 55,514x2 + 108465x - 7E+07 R2 = 0,3382

Tényleges napfénytartam

2300 2200 2100 2000 1900 1800 1700 1600 1500 1400 1900

1910

1920

1930

1940

1950

1960

1970

1980

1990

2000

Évek

2.3 ábra A tényleges napfénytartam alakulása Budapesten (1911-90)

Besugárzás A napsugárzás szintén nem folytonos elem. Ugyanúgy, mint a napfénytartam, a Föld tengelykörüli forgása miatt ciklikus változásokat mutat. Mérésére ma már rendelkezünk korszerű sugárzásmérő műszerekkel. Korábban azonban csak néhány állomáson mértek sugárzást. Az állomások többségén csak napfénytartamot mértek. A napfénytartam adatok és a mért sugárzási adatok közötti összefüggések számításával hosszabb sugárzási adatsorokat is elő lehet állítani. A sugárzási adatokat a Varga-Haszonits és Tölgyesi (1990) által ismertetett módszerekkel számítottuk ki. A földfelszínre érkező direkt (közvetlen) és diffúz (szórt) sugárzás összegét globálsugárzásnak nevezzük. A globálsugárzásnak mintegy a felét teszi ki a 380 és 710 nanométer közötti hullámhosszakon érkező, úgynevezett fotoszintetikusan aktív sugárzás. A sugárzásnak ezt a részét képesek hasznosítani a zöld növények, azonban a valóságban ennek is csak néhány százalékát hasznosítják, s ezen alapszik az emberek és az állatok táplálkozása. Globálsugárzás. A globálsugárzás a teljes besugárzást, tehát a direkt és a diffúz sugárzás együttesét jelenti. Azt mutatja meg, hogy a napsugárzásból mekkora energiamennyiség érkezik le egy négyzetméterre. Az értékeit millió


joule-ban, megajoule-ban (MJ) adjuk meg. Mivel 1 hektár 10000 m2, ezért ezeknek az értékeknek a mezőgazdasági értelmezése sem jelent gondot. A napsugárzás szolgáltatja az energiát a légkörben lejátszódó folyamatokhoz, s a növényekben lejátszódó folyamatokhoz egyaránt. Ismerve a fotoszintézis folyamatát, tudjuk, hogy a növények a napsugárzás energiájának segítségével alakítják át a szervetlen anyagokat szerves anyaggá, s tartják működésben a transzspiráció folyamatát, amely a vizet és vízben oldott állapotban a szükséges tápanyagokat az asszimiláló szervekhez szállítja. A napsugárzás közvetlen (direkt) és szórt (diffúz) formában is eléri a földfelszínt. Mindkettő rendkívül fontos az élet szempontjából. A beérkező globálsugárzás mennyiségét a sugarak beesési szöge és a sugárzás időtartama szabja meg. A beérkező teljes sugárzásból csak a 380 és 710 nm hullámhosszúságú sugárzás az, amelyet a levélben lévő klorofill sejtek képesek elnyelni, de ennek a sugárzásnak is csak igen kis százalékát hasznosítják (VargaHaszonits et al. 1999). A hazánk területén havonta leérkező átlagos globálsugárzási összegeket a 2.4 táblázat tartalmazza. 2.4 táblázat A tényleges globálsugárzás értékei


1 111 120 123 122 118 116 115 119 130 121 114 117 125 122 113 107 102 113 109

2 175 177 182 180 178 175 175 178 191 184 174 178 186 178 172 167 161 171 169

3 313 315 323 322 316 312 320 322 334 330 317 326 331 327 328 321 308 319 310

4 457 446 455 451 456 455 456 456 464 463 450 460 460 453 459 451 440 451 443

5 591 575 588 574 589 592 591 588 600 604 583 602 600 596 595 585 573 587 573

6 616 598 620 617 619 623 627 626 646 644 624 646 642 637 631 618 593 620 610

7 642 624 659 660 650 651 659 661 686 681 656 675 684 675 670 654 630 649 634

8 565 553 579 585 574 571 580 580 605 601 580 592 606 598 588 573 554 573 558

9 402 392 415 418 405 405 411 416 434 432 415 427 440 428 419 408 393 412 399

10 267 268 276 277 274 270 277 273 297 296 279 289 301 292 284 271 258 278 265

11 131 137 141 141 139 135 133 137 149 144 132 139 149 143 135 128 122 131 127

12 92 98 100 103 97 95 95 98 109 100 95 97 105 101 94 88 84 93 89

Év 4362 4300 4459 4450 4414 4401 4439 4452 4645 4599 4418 4547 4628 4550 4487 4372 4219 4397 4287


Évi menet. Látható, hogy a globálsugárzás évi menete követi a napsütéses órák öszegének évi menetét. A legkevesebb sugárzás a téli hónapokban érkezik le. A minimum – a már ismert okok miatt – decemberben van. Ekkor a globálsugárzás átlagos havi összegei 80 és 110 MJ/m2 értékek között váltouzak. Ettől kezdve a globálsugárzás havi összege a – napsugarak beesési szögének és a nappalok hosszának növekedése miatt – fokozatosan nő. A havi átlagos összegek ekkor hónapról hónapra több, mint 100 MJ/m2 értékkel nőnek. Az első jelentős változás februárról márciusra következik be. Márciusban a havi összegek már meghaladják a 300 MJ/m2 értéket, májusban pedig már elérhetik a 600-610 MJ/m2 értéket. A maximumot júliusban éri el. Júniusban és júliusban a havi összegek 615 és 690 MJ/m2 között változnak. Ilyenkor tehát egy hónap alatt több energia érkezik le, mint november elejétől február végéig tartó négy hónap alatt, s mintegy kétszerese annak, ami márciust jellemzi. Júliusban nemcsak a havi összegek, hanem a havi átlagértékek is 0,1-0,7 MJ/m2 értékkel magasabbak, mint júniusban. Ezt a jelenséget is a már korábban ismertetett okok idézik elő. Augusztusra valamivel kisebb besugárzás jellemző (550 és 605 MJ/m2). A nyári hónapokat tehát az 550 és 690 MJ/m2 közötti értékek jellemzik. Júliustól – a napsugarak beesési szögének és a nappalok hosszának rövidülése miatt – fokozatosan csökken. Ez a csökkenés gyorsabb, min a tavaszi emelkedés. Novemberben már a havi összegek 150 MJ/m2 alatt maradnak. Decemberben aztán újra eléri a minimumot. Ez az évi menetet jellemző energiaváltozás alakítja ki hazánkban az évszakos különbségeket, amely mind a vadonélő, mind pedig a gazdasági növények életét jelentős mértékben befolyásolja. Ez a hatás egyrészt közvetlen, mert megszabja a növények számára rendelkezésre álló energiát, másrészt közvetett mivel szabályozza a hőméréséklet időbeli alakulását, amelyhez a növényzet nagy mértékben alkalmazkodott. Területi eloszlás. Tekintsük először a globálsugárzás területi eloszlását. Láthatjuk az évi összegekből, hogy nagy vonalakban követi a tényleges napfénytartam eloszlását. Az ország sugárzásban leggazdagabb területe a középső déli terület (Baranya, Csongrád, Békés, Bács-Kiskun, Jász-Nagykun-Szolnok megyék). Innét észak és északnyugat felé haladva a besugárzás erőssége fokozatosan csökken. A sugárzásban legszegényebb terület az északi, északkelti országrész (Nógrád, Heves, Borsod-Abaúj, Zemplén, Szabolcs-Szatmár-Bereg megyék). Sugárzásban szegény területnek tekinthető még az ÉszaknyugatDunántúl (Vas, Győr-Moson-Sopron, Veszprém, Komárom-Esztergom megyék) is. A többi terület átmeneti zónát jelent a sugárzásban gazdag és a sugárzásban szegény területek között. Fotoszintetikusan aktív sugárzás. Különböző szakirodalmi források a fotoszintetikusan aktív sugárzás különbözőképpen szokták meghatározni. Vannak, akik a 380 nm és 720 nm közötti hullámsávokon, vannak, akik a 380 nm és 710 nm közötti hullámsávokon érkező sugárzást tekintik a fotoszintézis szempontjából


felhasználhatónak. Vannak azoban olyanok, akik a látható fény tartományában (400-700 nm) érkező sugárzással azonosítják, s ezért a fény hatásáról beszélnek. Területi eloszlás. A fotoszintetikusan aktív sugárzás értékeit MJ/m2 értékekben adjuk meg (2.5 táblázat), mivel ez a mértékegység használatos a meteorológiában. Így a kapott értékek könnyen összehasonlíthatók már területek értékeivel. A MJ/m2 értékek azonban könnyen átszámíthatók a mezőgazdaság számára fontos hektár nagyságra is (ugyanis 1 ha = 10000 m2, vagyis az MJ/m2 értékeket 10000rel kell megszorozni, hogy a sugárzásmennyiséget hektárra vonatkoztathassuk). 2.5 táblázat A fotoszintetikusan aktív sugárzás átlagértékei


I. II. 56 87 60 88 62 91 61 90 59 89 58 88 58 88 59 89 65 95 60 92 57 87 59 89 62 93 61 89 56 86 53 84 51 81 56 86 55 84

III. 157 157 161 161 158 156 160 161 167 165 158 163 166 164 164 161 154 160 155

IV. 228 223 228 226 228 228 228 228 232 232 225 230 230 226 229 226 220 226 222

V. 295 287 294 287 294 296 296 294 300 302 292 301 300 298 297 293 287 293 287

VI. 308 299 310 308 309 312 314 313 323 322 312 323 321 319 316 309 296 310 305

VII. 321 312 329 330 325 325 330 330 343 341 328 337 342 338 335 327 315 324 317

VIII 282 276 289 292 287 286 290 290 303 300 290 296 303 299 294 287 277 286 279

IX. 201 196 207 209 203 202 205 208 217 216 207 213 220 214 210 204 197 206 199

X. XI. XII. 134 66 46 134 68 49 138 71 50 138 71 51 137 69 48 135 68 48 138 66 48 136 69 49 149 75 55 148 72 50 140 66 47 145 69 48 150 74 52 146 71 51 142 67 47 136 64 44 129 61 42 139 66 47 133 64 44

Év 2181 2149 2230 2224 2206 2202 2221 2226 2324 2300 2209 2273 2313 2276 2243 2188 2110 2199 2144

A fotoszintetikusan aktív sugárzás területi eloszlása hasonló képet mutat, mint a napfénytartam országos eloszlása. A nyugati határszél körüli területeken az évi mennyiségek általában 2200 MJ/m2 alatt maradnak. Kelet felé haladva az értékek fokozatosan nőnek és a Dunántúl és az Alföld déli területein 2250, sőt 2300 MJ/m2 feletti értékek találhatók. Innen északkeleti és északi irányban haladva az évi összegek ismét csökkennek, s az ország legészakibb területein már csak a 2100 MJ/m2 körüli értékek a jellemzők. Évi menet. Legkisebb havi mennyiségei decemberben fordulnak elő. Ekkor a havi értékek 40 és 55 MJ/m2 között változnak. Decembertől a nappalhosszúság és


a sugárzás beesési szögeinek növekedésével a fotoszintetikusan aktív sugárzás havi mennyisége is fokozatosan növekszik, míg nem júliusban eléri a maximumát. Értékei ekkor már 310 és 350 MJ/m2 között mozognak. Augusztustól ismét csökkenés következik be, amely a decemberi minimumig tart. Évi menetének jellegzetessége, hogy november és január között – tehát az alacsony napállás környékén – havi értékei csupán havi 10–20 MJ/m2 értékkel változnak. Januártól májusig gyors növekedés tapasztalható. Januárról februára a növekedés mintegy 30 MJ/m2 értéket tesz ki, februártól májusig azonban maghaladhatja a 60 MJ/m2 értéket is. Május és július hónapok között – vagyis a legmagasabb napállás környékén – többnyire 20 MJ/m2 belül marad. Augusztustól novemberig megint 60 MJ/m2 meghaladó csökkenéssel lehet számolni. Hazai gazdasági növényeink sugárzáshasznosítása A sugárzási energia és a terméshozam értékek folyamatos megfigyelése lehetővé teszi, hogy a hazai gazdasági növényeink sugárzáshasznosulását meghatározzuk. Erre a célra az 1951–1990 közötti megyei átlagos terméshozamadatokat használtuk fel. A 2.4. és 2.5 ábra sugárzáshasznosulási adatait hat fontos gazdasági növényünk országos termésátlagai alapján határoztuk meg a következő formula segítségével.

ε=

Kémialag megkötött energia Felszínre érkezett összes energia

(2.1)

Ez az egyenlet a biomassza (Y BIO ) és a gazdasági termés (Y GAZD ) adatai alapján is meghatározható. Ekkor a következőképpen írható az (1.1) formula: 1

⋅ YGAZD ⋅ Q 0 YBIO ⋅ Q 0 k GAZD = ε= Q FA Q FA

(2.2)

Ebben az összefüggésben az Y BIO a biomassza súlya, a Q 0 az egységnyi biomassza által megkötött energia, a kettő szorzata éppen az adott növény által megkötött energia mennyisége, a Q FA pedig az adott növény felszínére érkezett összes energia mnnyisége. Az összefüggés tehát azt mutatja, hogy a növényre érkezett teljes energiának hányad része az, amelyet a növény megkötött. Ha a biomassza adatok helyett a gazdasági termés áll rendelkezésre, akkor az úgynevezett „szem-szalma arány” (harvest index):


YGAZD = k GAZD YBIO

(2.3)

felhasználásával a gazdasági termésből a biomassza számítható, s így a sugárzáshasznosulás meghatározható. 1,70 1,60

SUGÁRZÁSHASZNOSÍTÁS

1,50 1,40 1,30 1,20 1,10 1,00 0,90 0,80 0,70 0,60 0,50 0,40 0,30 1989

1987

1985

1983

1981

1979

1977

1975

1973

1971

1969

1967

1965

1963

1961

1959

1957

1955

1953

1951

0,20

ÉV

2.4 ábra Gazdasági növényeink sugárzáshasznosítása

Jól érzékelhető, hogy amikor az 1960-as évek elejétől a köztermesztésben kezdtek elterjedni az intenzív fajták és velük együtt a korszerűbb agrotechnikai eljárások (műtrágyzás, növényvédelem), a sugárzáshasznosulás fokozatosan javult. Természetesen a meteorológiai viszonyoktól függő évi ingadozások továbbra is jellemzők. Látható, hogy a vizsgált időszakban a hat növény közül a cukorrépa és burgonya hasznosította legjobban a sugárzást, legggyengébben pedig a napraforgó. A cukorépánál a sugárzáshasznosulási értékek 2 és 10 % között változtak. A legalacsonyabb érték 1952-ben 2,32 % volt, a legmagasabb pedig 1989-ben 9,54 %. A burgonyánál az értékek 0,99 % (1952) és 4,27 % (1984) között ingadoztak. Mindkét növénynél megfigyelhető a fokozatos emelkedés az 1960-as évek végétől. A kukorica sugárzáshasznosulási értekei 0,24 % és 1,51 % között mozogtak. A fokozatos emelkedés már az 1960-as évek elejétől észlelhető.


Az őszi búzánál hasonlóan alacsony értékek találhatók 0,36 % (1951) és 1,64 % közötti értékekkel. Az őszi árpa ugyancsak hasonló értékeket mutat, valamivel alacsonyabb maximummal. Az ingadozási tartomány 0,36-tól 1,20 %-ig terjed. A legkisebb értékek a napraforgónál találhatók, ahol a minimum 0,21 % (1952) volt, a maximum pedig 0,65 % (1981). Összefoglalva megállapítható, hogy az egyes növények termésének időbeli alakulása is eltérő. A napraforgó nemcsak alacsony értékeivel tűnik ki, hanem a vizsgált 40 év alatt értékei is lényegében egy meglehetősen alacsony középérték körül ingadoztak. A burgonya terméshozama is mérsékelt növekedést mutat a vizsgált időszakban. A cukorrépa sugárzáshasznosulási adatai viszont az 1960-as évektől az 1970-es évek elejéig fokozatosan emelkedtek, majd egy viszonylag magas érték körül ingadoztak, s többé-kevésbé a kukorica és a kalászosok termése is ezt mutatja. (Ugyanakkor meg kell említeni, hogy ha szárazanyagra vonatkoztatjuk a sugárzáshasznosulást, a különbségek jelentősen csökkennek, mivel a magas értékek alacsony szárazanyag tartalom mellett adódtak.) 2.5 ábra A sugárzást jobban hasznosító növényeink eredményei 10,00

8,00 7,00 6,00 5,00 4,00 3,00 2,00 1,00

ÉV

1989

1987

1985

1983

1981

1979

1977

1975

1973

1971

1969

1967

1965

1963

1961

1959

1957

1955

1953

0,00 1951

SUGÁRZÁSHASZNOSÍTÁS

9,00

78 A TERMIKUS ÉGHAJLATI ELEMEK IDŐ- ÉS TÉRBELI ELOSZLÁSA ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––– 2.6 táblázat Óvatosabb becslés gazdasági növényeink éghajlati potenciáljára Őszi búza

1951 1952 1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990

6819 7280 7049 6503 6716 6660 7111 6891 6914 6751 7085 6636 7158 7007 6539 7066 7029 7461 6586 6414 6732 6593 6736 6678 6768 7081 6867 6517 6872 6404 6917 6885 6831 6563 6643 7026 6874 6778 6818 7203

Őszi árpa

7490 7798 7710 7252 7428 7282 7800 7602 7570 7529 7723 7452 7882 7664 7274 7864 7813 8137 7268 7178 7446 7345 7396 7349 7303 7730 7514 7254 7661 7121 7592 7582 7424 7347 7224 7837 7583 7463 7469 8002

Kukorica

9091 9431 9201 8779 8763 9108 8952 9427 8954 8847 9445 9159 9367 9209 8788 9058 9250 8945 8650 8573 8891 8109 8882 8350 8711 8761 8776 8598 8940 8328 8574 8809 8978 8485 9076 9480 9028 8980 8422 9172

Napraforgó Burgonya

6712 7094 6791 6374 6408 6590 6581 6868 6523 6494 6827 6702 6822 6781 6292 6631 6860 6683 6360 6225 6670 5923 6498 6115 6315 6560 6491 6219 6592 6176 6401 6399 6549 6341 6513 6840 6602 6749 6153 6738

30049 30715 30561 29372 28145 30337 30310 31069 29575 29892 31401 30164 30697 30749 29296 29941 30611 29032 28280 28587 30226 26767 29508 27607 28472 28722 29144 28778 30139 28084 28741 29256 29787 28329 30551 30941 29771 29676 28018 30061

Cukorrépa

57390 58870 57589 54104 54480 57125 56593 57730 56864 54975 59300 57442 58205 57382 55192 56922 57529 56289 54853 53651 56406 50576 55194 52119 53733 54956 55023 53649 56697 52143 54706 54856 56046 53310 57033 59448 56135 56931 53174 57190


2.7 táblázat Becslés gazdasági növényeink magasabb éghajlati potenciáljára Őszi búza

1951 1952 1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990

10229 10920 10573 9754 10074 9990 10666 10336 10371 10126 10628 9954 10737 10511 9808 10598 10543 11191 9879 9620 10099 9890 10104 10016 10151 10622 10300 9775 10308 9606 10375 10327 10246 9845 9965 10539 10311 10167 10227 10805

Őszi árpa

11235 11697 11565 10878 11142 10922 11701 11403 11355 11294 11584 11179 11823 11497 10911 11796 11720 12206 10902 10768 11169 11018 11093 11023 10954 11596 11271 10882 11492 10682 11388 11373 11137 11020 10837 11755 11374 11195 11203 12003

Kukorica

13636 14146 13801 13168 13145 13662 13428 14141 13430 13271 14167 13738 14050 13813 13181 13587 13876 13417 12975 12860 13336 12163 13323 12524 13067 13141 13164 12898 13409 12491 12861 13213 13467 12728 13615 14220 13542 13469 12633 13759

Napraforgó Burgonya

10068 10640 10187 9560 9612 9885 9871 10302 9785 9741 10240 10053 10234 10171 9437 9947 10290 10025 9539 9338 10006 8885 9748 9173 9473 9840 9737 9328 9888 9264 9602 9598 9824 9511 9769 10260 9902 10123 9230 10106

35058 35834 35654 34267 32835 35393 35362 36247 34504 34874 36635 35192 35813 35874 34179 34932 35713 33870 32993 33352 35263 31228 34426 32209 33218 33509 34002 33574 35162 32765 33531 34132 34752 33050 35643 36098 34733 34622 32687 35071

Cukorrépa

71738 73588 71987 67630 68100 71406 70741 72162 71080 68718 74125 71803 72756 71728 68990 71153 71912 70361 68566 67063 70507 63220 68992 65149 67166 68695 68779 67061 70871 65178 68382 68570 70058 66637 71291 74311 70169 71163 66468 71487


Az 2.4 és 2.5 ábrák alapján minden növényre megállapítottunk két olyan sugárzáshasznosulási értéket, amelyet a növény a 40 év folyamán (általában) nem ért el, de amelyet képes lehet elérni. Egy alacsonyabb, a tényleges értékekhez közeli, nagyobb valószínűséggel országos átlagban is elérhető sugárzáshasznosulási szintet (ez a burgonyánál 6, a cukorrépánál 12, a többi növény esetén 2 %) és egy magasabb, inkább csak a kedvezőbb adottságú körzetekben elképzelhető szintet (ez a burgonyánál 7, a cukorrépánál 15, a többi növény esetén 3 %) állapítottunk meg. Ezek alapján vizsgáltuk az éghajlati potenciált, amint az a 2.6 és a 2.7 táblázatban látható. A 2.6 táblázat azt mutatja, hogy a kalászosok 2 %-os sugárzáshasznosulása esetén már 7-7,5 tonnás termés lenne várható országos szinten, s Magyarország meteorológiai adottságai 9 tonna körüli kukoricatermést is lehetővé tesznek, csakúgy mint 6 tonna feletti napraforgó-, 30 tonna körüli burgonya-, illetve 55 tonna körüli cukorrépatermést (méghozzá viszonylag kicsi ingadozással, azaz nagy termésstabilitással). Ezeket az éghajlati potenciál értékeket az alacsonyabb elméleti hasznosulási értékekből kalkuláltuk, olyan értékekből, amelyekhez közeli (sőt, esetleg azt meghaladó) értékek már fordultak elő hazánkban. Már ezen értékek elérése feltételezhetően biztosítaná a termelés gazdaságosságát, s lehetővé tenné, hogy a termelés jobban azokra a területekre koncentrálódjék, ahol a természeti feltételek kedvezőbbek az adott tevékenységhez; azaz az éghajlati adottságok jobb kihasználása segíti a fenntartható gazdálkodás kialakítását. A magasabb szintű sugárzáshasznosulás elérése pedig még inkább elősegítené ezt a folyamatot. Természetesen a sugárzási viszonyok ilyen szintű kihasználása nem képzelhető el a növények egyéb igényeinek (például v0zellátottság) figyelmen kívül hagyásával. Itt nem közölt táblázatok és elemzésük alapján elmondható, hogy az alföldi, dél-dunántúli megyékben érhetők el a legmagasabb terméshozamok, s hogy az ország nyugati, északkeleti részén akár 700 kg-mal alacsonyabb kukorica- vagy 4,5 tonnával kisebb cukorrépatermésre számíthatunk, mint délen.

A sugárzást befolyásoló tényezők idő- és térbeli változásai A sugárzás erősségét és a tartamát elsősorban a csillagászati tényezők befolyásolják, s ennek megfelelően változik a nappal hossza és a beérkező napsugarak beesési szöge. A besugárzás napkelte és napnyugta közötti időtartamát azonban a levegő sugárzásáteresztő képessége is jelentősen befolyásolja. Ez pedig a levegő összetételének adott helyen kialakult változásaitól függ. Különösen erősen visszaveri a beérkező sugárzást a felhőzet. A több kilométer vastagságú felhőzet alig enged át sugárzást, ezért a felhő alja egészen sötétnek látszik (nyári zivatar-felhők esetében jól látható).


A felhőzet

A sugárzási viszonyokat legerőteljesebben a felhőzet módosítja, elsősorban sugárzásvisszaverő képességével, amely meglehetősen nagy. A felhőzet sugárzáscsökkentő hatásában azonban mind a függőleges, mind pedig a vízszintes irányú kiterjedtsége szerepet játszik. Minél vastagabb a felhőzet, annál nagyobb mennyiségű sugárzást ver vissza és nyel el. A nagyon vastag esőfelhők alja sokszor egészen sötétkék vagy sötétszürke színben látható, mivel alig enged át sugárzást. A vízszintes irányú kiterjedtséget a borultsággal mérjük. A borultság mértéke azt mutatja, hogy az égbolt hányad részét borítja felhőzet. A teljesen derült égbolt 0%-os borultságot, a teljesen borult égbolt pedig 100%-os borultságot jelent. A borultság mértékét nem műszerrel hanem szemmel történő becslés alapján szokás megállapítani, ezért a kapott adatok egy bizonyos mértékű szubjektív hibával terheltek. A felhőzet mennyiségének napi menete. A felhőzet mennyiségének alakulása a nap folyamán tulajdonképpen tükörképe a napfénytartam alakulásának. A napfénytartam mérése azonban csak a nappali órákra korlátozódik, a sötétedés utáni felhőzeti viszonyokat csak óránkénti megfigyelések alapján lehet követni. Az ilyen jellegű adatok feldolgozása azonban még nem történt meg. Általános tapasztalat, hogy jelentős különbség mutatkozik a téli félév (októbermárcius) és a nyári félév (április-szeptember) felhőzeti visszonyai között. Télen többnyire a reggeli órákban lehet a legnagyobb felhőzetet megfigyelni, az esti órákban pedig a legkisebbet. Nyáron a déli órákban észlelhető a felhőzet maximuma, bár a hajnali és a délelőtti órákban is tapasztalható egy gyenge maximum. A minimum ugyanúgy, mint a téli félévben, az esti órákban található. 2.8 táblázat A felhőzet mennyiségének évi menete

Magyaróvár Szombathely Keszthely Pécs Budapest Kecskemét Szeged Nyíregyháza Kékestető

I. II. III. IV. V. VI. VII. VIII IX. X. XI. XII. Év 74 68 61 61 55 55 51 49 51 60 74 78 61 74 68 65 65 61 61 57 53 55 65 76 79 65 71 64 58 58 54 52 44 44 47 57 71 76 58 70 64 60 60 53 51 44 40 46 56 70 74 57 70 65 59 59 54 52 46 43 46 57 71 77 58 68 61 55 55 50 48 42 39 42 51 64 71 54 71 66 59 59 54 51 42 38 43 53 68 75 57 70 65 56 56 52 53 47 43 45 53 68 74 57 62 63 52 52 49 51 46 35 40 53 64 64 53

A felhőzet mennyiségének évi menete. A felhőzet évi menetét a 2.8 táblázat alapján mutatjuk be.


Az állomások adatai alapján megállapítható, hogy legborultabb hónapunk a december, amikor 70-80 % közötti borultsági értékek fordulnak elő. Decembertől fokozatosan csökken a borultság, bár a tavaszi hónapok egészen júniusig bezárólag 50% feletti borultságot mutatnak. Júniusról júliusra 5-10%-kal csökken a borultság mértéke. Mivel júniusban viszonylag magas borultsági értékek vannak, nem júniusban van a besugárzás maximuma, hanem júliusban, amikor jelentősen lecsökken a borultság mértéke. A borultság minimuma augusztusban van. Ezután ismét emelkedik a borultság mértéke a decemberi maximumig. A felhőzet mennyiségének területi eloszlása. A felhőzet mennyiségének, illetve a borultság mértékének évi középértékeit a 2.6 ábrán láthatjuk.

2.6 ábra A borultság évi középértékei

Az ábrára tekintve rögtön felismerhető, hogy az a sugárzás eloszlásának a tükörképe. Ami természetes is, hiszen minél kisebb a borultság, annál erősebb a besugárzás és megfordítva: minél nagyobb a borultság, annál gyengébb a besugárzás. Az eloszlásból az is kitűnik, hogy hazánk területén a besugárzás nagyságát a földrajzi szélesség csak kisebb mértékben befolyásolja, ami elsősorban az Északi-középhegység területén érvényesül. Az ország többi részén a besugárzás erősségét inkább a borultság mértéke szabályozza. A legderültebb terület a Tisza középső vidéke, valamint a Duna-Tisza közének középső része, ahol a borultság mértéke 50% alatt marad. Innen észak és nyugat felé haladva a borultság mértéke fokozatosan nő. A legborultabb terület a Soproni


és Kőszegi hegység vidéke, 62 % feletti értékekkel. Valamivel kisebb borultságú az ország legészakibb területe a Sajó és Bodrog felső folyása környékén. A derült és borult napok száma. A derült napok száma az országban hozzávetőlegesen 40 (Sopron) és 100 (Szeged) között változik. Területi eloszlásukat a 2.7 ábra mutatja.

2.7 ábra Derült napok területi eloszlása

Láthatjuk, hogy az ország déli területein fordulnak elő leggyakrabban derült napok. Számuk észak, északnyugat és nyugat felé haladva néhány területi kivételtől eltekintve, csökken. A borult napok számának területi eloszlását a 2.8 ábrán láthatjuk. Számuk az ország egyes területein 80 alatt marad. Ezek a területek mozaikszerűen helyezkednek el. Általában azt mondhatjuk, hogy a legkevesebb borult nap a Csepel sziget északi részétől az országhatárig terjedően a Duna két oldalán fordulnak elő. A legtöbb borult nap pedig a nyugati határszélen, ÉszaknyugatDunántúlon és az Aggtelek környéki területen található.


2.8 ábra A borult napok területi eloszlása

A levegő átlátszósága Egy adott helyen a napsütéses és borult időszakok mellett fontos kiegészítő jellemző érték lehet a levegő átlátszósága. A vízszintes irányú átlátszóság jellemzésére olyan fogalmakat használunk, mint a látástávolság, a párásság és a köd. Ezeknek elsősorban a közlekedés biztonsága szempontjából van jelentősége. Látástávolságon azt a legnagyobb távolságot értjük, amennyire a szem még egy tárgyat a hátterétől el tud különíteni. Ha a látástávolság a levegő páratartalma miatt csökken, akkor párásságról beszélünk. Ha párásság miatt a látástávolság 1 km alá csökken, akkor már ködről beszélünk. Nagy vonalakban jónak tekintjük a látást, ha mintegy 10 km-es távolságra lévő tárgyakat: hegyet, dombot, fényforrást, facsoportot még látunk. Közepes a látás, ha legalább 2 km-ig ellátunk. Rossz a látás, ha a tárgyakat csak 2 km-es távolság alatt tudjuk észlelni (Bacsó et al. 1953).


Látástávolság A látástávolságra vonatkozó megfigyelések különösen a repülőterek működése szempontjából nagy jelentőségűek, de az egyre növekvő közúti közlekedésben is rendkívül fontosak. Hazánk éghajlatában a látástávolságnak felismerhető napi és évi menete van. A látástávolság napi menete. A látás a reggeli óráktól kezdve folyamatosan javul. Télen a napkelte utáni minimum erőteljesebben jelentkezik, nyáron ez kevésbé erőteljes. A délelőtti látásjavulás általában gyorsabb, mint a délutáni látásromlás. Ezenkívül a nyugati országrészben a napi menet kifejezettebb, mint az Alföldön. A látástávolság évi menete. A látástávolság alakulásában elsősorban két elemnek van szerepe: a léghőmérsékletnek és a légnedvességnek. Természetesen különösen száraz időszakokban az erős szelek is felkavarhatják a port, ami ugyancsak a látás romlásához vezet. Az elsőként említett két azonban a meghatározó. Ezért a legjobb látás rendszerint a nyári hónapokban – főleg júliusban – alakul ki, amikor a legmagasabbak a hőmérsékletek (legtávolabb van a hőmérséklet a harmatponttól) és a legkisebb a légnedvesség. A legrosszabb a látás decemberben, amikor magas a levegő nedvességtartalma és alacsony a léghőmérséklet (a hőmérséklet közel van a harmatponthoz). A köd előfordulásának napi menete. Hasonló a látástávolságéhoz. Legködösebb napszakunk a reggel. A déli órák általában a legkevésbé ködösek, majd a késő délutáni, esti órákban ismét nagyobb ködgyakorisággal lehet számolni. A reggeli maximumban közrejátszanak az alacsony hőmérsékletek (éjszakai lehűlés) és a hajnali szélcsendes időszakok. A reggeli időszakok magasabb légnedvesség-tartalma viszont kedvez a ködök kialakulásának. Délben a magasabb hőmérsékletek és az alacsonyabb légnedvesség csökkenti a ködök kialakulásának lehetőségét. A köd előfordulásának évi menete. Az évi menetben ugyancsak a már említett elemek: a hőmérséklet, a légnedvesség és a szél játszanak szerepet. Legggyakrabban decemberben kell köddel számolnunk. Ekkor 6-12 ködös nappal, a magasabb fekvésű helyeken 12-15 ködös nappal is lehet számolni. Általában azt mondhatjuk, hogy legködösebb évszakunk a tél. Tavasszal már lényegesen kevesebb ködös nappal kell számolnunk, előfordulásuk már csak szórványos. Nyáron ritkán fordul elő köd, különösen ritka az Alföldön. Ősszel ismét gyakoribbá válnak a ködök, a téli hónapok után ekkor van a legtöbb köd.


A hőmérséklet tér– és időbeli változásai A hőmérséklet három formája érdekes különösen a növénytermesztés szempontjából. Ezek a talajhőmérséklet, a léghőmérséklet és a növényhőmérséklet. Talajhőmérséklet Ismeretes, hogy a Nap sugarai közvetlenül a talajfelszínt melegítik fel. Így a léghőmérséklet a napsugárzás intenzitásán kívül a talajok fizikai tulajdonságaitól is függ. A talajok hőmérsékletének alakulását pedig a napsugárzáson kívül meteorológiai, talajfizikai és biológiai tényezők határozzák meg. A meteorológiai tényezők közül a már említett napsugárzáson kívül, a napsugárzás intenzitását befolyásoló felhőzet és a csapadék az, amely a legjelentősebben befolyásolja a talajhőmérséklet alakulását. A talajfizikai tényezők közül elsősorban a talaj színe, anyagi minősége, szerkezete és hővezetőképessége az, amely a legnagyobb hatást gyakorolja a hőmérséklet alakulására. Meg kell még említeni, hogy a lehulló csapadék és a párolgás együttes hatására változó talajnedvesség is befolyást gyakorol a talajhőmérséklet alakulására. A talajok színe a sugárzás felvétele szempontjából meghatározó. A világos, sima és fényes felületek több sugárzást vernek vissza és kevesebbet nyelnek el, míg a sötét, érdes és matt felületek több sugárzást nyelnek el és kevesebbet vernek vissza. Így a sötétebb színű vályog és agyag talajok több hőt nyelnek el, mint a világosabb színű homok talajok. Emellett számít a talajok szerkezete is. A lazább szerkezetű talajok több levegőt tartalmaznak, ezért rosszabb hővezetők, mint a kötöttebb szerkezetű talajok. Emiatt a lazább szerkezetű talajok az alsóbb rétegekbe gyengébben vezetik a hőt, mint a kötöttebb szerkezetű talajok. A biológiai tényezők közül legjelentősebb a talajt borító növényzet szerepe. A növényzettel borított talajok lassabban felmelgszenek fel és lassabban hűlnek le, mint a csupasz talajok. Szélső értékek. A talajhőmérséklet szélsőértékeinek mérésére nicsen külön műszer. A szélső értékeket a terminus észlelések alapján lehet csak megállapítani. A besugárzás és kisugárzás ingadozásai azonban így is megfigyelhetők az észlelt adatokon. E változások hatására kialakuló hőmérsékletingadozások egyes esetekben még a 150 cm-es mélységet is elérhetik.


A nyári erős felmelegedések hatása a különböző típusú talajokon különböző mélységig hatol le. A 20 fokos hőmérséklet egyes helyeken a 100 cm alatti réteget is, a budapesti hordaléktalajon a 160 cm-t is eléri. Mezőgazdasági szempontból elsősorban a nulla fok alatti talajhőmérsékleteknek, a talajfagyoknak van jelentősége. Hazánknak nincs olyan területe, ahol egész télen át fagyott lenne a talaj. A talajfagy mélysége általában 10-15 cm, ritkán haladja meg az 50 cm-t. Budapesti adatok alapján az 1928/29-es szigorú télen érte el a talajfagy a 74 cm-es mélységet, az 1939/40-es ugyancsak szigorú télen pedig a 78 cm-t. Hazánkban 100 cm-nél mélyebbre hatoló fagyot még nem észleltek. Batta (1954) vizsgálatai szerint az előfordult legerősebb fagyokat 1928/29 telén mérték. Ezek a következők voltak: 2 cm-ben: -13,3 fok 5 cm-ben: -11,8 fok 10 cm-ben: -11,4 fok 20 cm-ben: -8,8 fok 50 cm-ben -2,1 fok A felsorolt minimum hőmérsékleteknél csak az 50 cm-es rétegben mérték alacsonyabb értéket 1939/40 telén: -2,4 fokot. A legtöbb fagyos nap 1931/32 telén fordult elő, amikor 2 cm-ben: 93, 5 cmben. 91 és 10 cm-ben 98 fagyos nap volt. Meg kell említeni, hogy előfordulnak nagyon enyhe telek is, amikor csak kevés fagyos nappal kell számolni. Ilyen volt 1950/51 tele, amikor 2 cm-ben mindössze 5 talajfagyos nap volt, de 1918/19 telén is csak 20 talajfagyos nap volt, s 1937/38 telén is csak 28 talajfagyos nap fordult elő. Napi menet. A napsugárzást elsősorban a talaj felszíne nyeli el. A felmelegedett talajfelszín egyrészt a felette lévő levegőnek ad át hőt, másrészt a felszínről a hő egy jelentős része az alsóbb rétegekbe vezetődik. Mivel a nap folyamán a napsugarak beesési szöge a napkeltétől a delelés időpontjáig folyamatosan növekszik, majd innét a napnyugtáig folyamatosan csökken, a talajfelszín és az alatta lévő rétegek hőmérséklete is szabályos nappali menetet mutat. Ehhez járul még, hogy amikor a Nap a horizont alatt van, vagyis a nap sötét időszakában (esti és éjszakai órákban) a kisugárzás dominál, ami az esti óráktól a hajnali órákig a felszín és az alatta lévő rétegek hőmérsékletének fokozatos hűlését eredményezi. A talajhőmérséklet tehát a nap 24 órájában szabályos napi menetet mutat, amelynek legalacsonyabb értékei a napkelte körüli időpontban következnek be. A napkelte után a felkelő nap sugarai egyre nagyobb szög alatt érik el a földfelszínt, s majd amikor ennek következtében a besugárzás erőssége eléri a kisugárzás erősségét a talajfelszín hőmérsékletének csökkenése megáll. Ekkor van a minimum. Ettől kezdve – a napsugarak beesési szögének fokozatos növekedése


miatt – a talajhőmérséklet emelkedik egészen a déli órákig. Mivel a napsugarak a talajfelszínt melegítik fel elsőként, a napi maximum a talajfelszín közeli rétegekben legalább 1-2 órával előbb következik be, mint a léghőmérséklet maximuma. Emiatt a napi maximum a talajfelszín közelében 13 óra tájban észlelhető. Ezután a talajhőmérséklet értékei – a napsugarak beesési szögének fokozatos csökkenése miatt – csökkenek egészen a hajnali órákban bekövetkező minimum értékig. A felszín alatti rétegekbe a hő vezetéssel terjed. A hővezetés molekulárólmolekulára terjedő időigényes folyamat. A hőmérsékleti hullám számított terjedési sebessége alföldi homokon mintegy 3 cm/óra (Bacsó et al. 1953). Így az alsóbb rétegekbe a hő meghatározott késéssel érkezik le, s emiatt a mélyebben fekvő rétegekben a napi menet hulláma későbbi időpontokra tolódik és a maximum és minimum közötti különbség kisebb lesz. Számottevő napi menet csak a felső 50 cm-es talajtétegben van. Az 1 m-nél mélyebben fekvő rétegekben a napi menet hulláma rendszerint már nem ismerhető fel. Az egész nap folyamán közel azonos hőmérsékletek tapasztalhatók. Ennél mélyebb rétegekbe lehatoló napi hőmérsékleti hullámok csak ritkán fordulnak elő. 2.9 táblázat A talajhőmérséklet havi értékei különböző mélységekben cm I. II. III. IV. 10 -0,1 0,2 4,4 11,1 20 0,4 0,3 4,0 10,5 50 2,4 1,6 3,8 9,4 100 5,1 4,0 4,4 7,7 200 8,5 7,3 6,6 7,4 300 10,5 9,2 8,2 8,0 400 11,7 10,7 9,9 9,3

V. 16,9 16,1 14,4 11,8 9,5 8,9 9,3

VI. 20,7 19,9 18,2 15,4 12,0 10,4 9,9

VII. 22,8 22,1 20,5 17,8 14,1 12,0 10,8

VIII. 21,9 21,6 20,6 18,7 15,6 13,3 11,8

IX. 17,8 17,9 18,1 17,8 16,1 14,3 12,6

X. 10,9 11,5 12,8 14,3 15,1 14,3 13,1

XI. 5,3 6,0 8,1 10,6 13,1 13,4 13,1

XII. 1,5 2,2 4,4 7,3 11,0 12,0 12,6

Év 11,1 11,0 11,2 11,4 11,4 11,2 11,3

Évi menet. Az évi menet ugyancsak szorosan követei a besugárzás évi alakulását. A talajhőmérséklet havi középértékeit az 2.9 táblázat tartalmazza 10 cm-től 400 cm-ig, hét különböző mélységben (Bacsó 1959). A földfelszínhez közeli rétegekben az évi menet közel megegyezik a léghőmérséklet évi menetével. A legalacsonyabb havi középérték a 10 cm-es rétegben is januárban található. A 20, 50 és 100 cm-es rétegben a havi minimum már februárra tolódik, 200 cmben márciusra, 300 cm-ben áprilisra, 400 cm-ben pedig már április-májusra. A legmelegebb hónap 10 és 20 cm-ben július, ami szintén egybeesik a léghőmérsékleti havi maximumával. Lefelé haladva a maximum 50 és 100 cmben augusztusra, 200 cm-ben szeptemberre, 300 cm-ben szeptember-októberre és 400 cm-ben pedig már október-novemberre tolódik.


A 2.9 ábra a talajhőmérséklet évi menetét mutatja Budapest 1911-1950 közötti pentád középértékei alapján (Bacsó et al. 1953) a 2 cm-es, az 50 cm-es, a 100 cmes és a 400 cm-es szintekre. Az ábrán a minimumok és maximumok időbeli eltolódása mellett jól megfigyelhető, hogy az évi ingás (a maximum és minimum közötti különbség) a mélységgel lefelé haladva csökken. Amint látható a 2.9 táblázatban a 10 cm-es rétegben még 22,9 fokos az évi ingás, 100 cm-ben már csak 14,7 fok, a 400 cm-es mélységben pedig már csak midössze 3,8 fokot tesz ki. Tovább haladva a mélyebb rétegek felé az ingás nagysága fokozatosan, bár lassulva csökken, s Bacsó becslése szerint a 20 méteres mélységben éri el a nulla fokot, vagyis feltételezhetjük, hogy ebben a mélységban már az egész év folyamán azonos hőmérséklet uralkodik, amely Budapesten becslések szerint 11 fok. Az ennél nagyobb mélységekben már a Föld belső melegének hatására 100 méterenként 3 fokos hőmérsékletemelkedéssel lehet számolni.

2.9 ábra A talajhőmérséklet évi menete

Az egyes évek havi középhőmérsékletei természetesen jelentősen eltérhetnek a bemutatott átlagértékektől. A 10 cm-es szint havi értékei -4,9 fok és +3,4 fok között változtak. A legkisebb és legnagyobb érték között tehát 8,3 fok volt a különbség. A 100 cm-es szint havi értékei 3,5 és 6,5 változtak, a köztük lévő eltérés már csak 3 fok. A 400 cm-es szint legkisebb havi értéke 11,0 fok volt, a legmagasabb pedig 12,5 fok, így az ingás mindössze 1,5 fok. A nyári hónapokban


az ingás nagyobb. A 100 cm-es szintben a téli 3 fokos ingás mellett júliusban már 7 fokos ingás tapasztalható. Ez a jelenség ellentétes a léghőmérsékletnél tapasztaltakkal, amiben a téli hónapokban közrejátszhat a hótakaró ingást csökkentő szerepe is (Bacsó 1959). Léghőmérséklet Hazánk a Trewartha-féle éghajlatosztályozás szerint a "hűvös kontinentális éghajlat hosszú meleg időszakkal” típusba tartozik. E típusba sorolásnak elsősorban hőmérsékleti kritériumai voltak, amelyek szerint télen legalább 1–3 hónap középhőmérséklete negatív, nyáron pedig legalább 3 hónap középhőmérséklete 18 fok feletti. A téli hónapok közül január mindenütt negatív középhőmérsékletű. Van azonban három olyan megyénk (Szabolcs-Szatmár-Bereg, Borsod-AbaújZemplén, Nógrád), ahol mind a három téli hónap negatív középhőmérsékletű. A nyári hónapokban csak Vas és Zala megyében marad a középhőmérséklet 40 évi átlaga néhány tized fokkal 18 fok alatt. 2.10 táblázat Havi középhőmérsékleti értékek Győr Szombathely Zalaegerszeg Kaposvár Pápa Tatabánya Martonvásár Iregszemcse Pécs Kecskemét Budapest Szolnok Szeged Békéscsaba Debrecen Nyíregyháza Miskolc Kompolt Balassagyarmat

I. -1.2 -1.3 -1.5 -0.8 -1.2 -1.3 -1.8 -1.3 -1.1 -1.7 -1.5 -1.9 -1.5 -1.8 -2.3 -2.7 -3.0 -2.2 -2.6

II. III. IV. V. VI. VII. VIII IX. X. XI. XII. Év 0.8 5.2 10.5 15.4 18.7 20.4 19.7 15.8 10.4 5.0 1.1 10.2 0.8 5.1 10.6 15.5 18.8 20.5 19.9 16.1 10.6 5.0 0.9 10.2 0.6 4.8 9.9 14.6 17.9 19.6 18.9 15.1 9.9 4.6 0.6 9.6 1.2 5.6 10.7 15.5 18.9 20.5 19.8 16.1 10.8 5.4 1.4 10.4 0.8 5.1 10.2 15.1 18.4 20.1 19.5 15.7 10.5 4.9 1.0 10.0 0.9 5.4 10.7 15.7 18.9 20.4 19.9 16.0 10.7 5.1 0.9 10.3 0.3 4.9 10.5 15.6 19.0 20.7 20.1 16.1 10.5 4.5 0.5 10.1 0.8 5.1 10.6 15.5 18.8 20.5 19.9 16.1 10.6 5.0 0.9 10.2 1.1 5.5 10.7 15.5 18.9 20.7 20.3 16.6 11.4 5.2 1.1 10.5 0.6 5.2 10.9 16.0 19.5 21.2 20.4 16.4 10.7 4.9 0.7 10.4 0.8 5.4 11.1 16.0 19.3 21.1 20.5 16.5 11.0 4.9 0.8 10.5 0.4 5.3 11.0 16.1 19.5 21.3 20.5 16.5 10.7 4.9 0.7 10.4 0.7 5.4 11.1 16.3 19.6 21.2 20.6 16.7 11.0 5.3 1.0 10.6 0.5 5.4 11.0 16.1 19.3 21.0 20.4 16.5 10.8 5.2 0.8 10.4 0.0 5.0 10.7 15.9 19.1 20.8 20.0 16.0 10.4 4.7 0.3 10.1 -0.4 4.5 10.6 15.7 18.9 20.5 19.7 15.6 9.8 4.2 -0.1 9.7 -0.6 4.3 10.3 15.3 18.6 20.2 19.4 15.3 9.5 3.9 -0.5 9.4 0.1 4.8 10.7 15.7 19.0 20.9 20.2 16.2 10.4 4.5 0.2 10.0 -0.2 4.5 10.3 15.3 18.5 20.1 19.2 15.1 9.5 4.1 -0.1 9.5


Területi eloszlás. A 2.10 táblázatból a területi eloszlás is könnyen nyomon követhető. A minimumok idején, januárban a dél-dunántúli megyékben (Somogy, Baranya) találjuk a legmagasabb értékeket (-1,0 körül). A Dunántúl többi megyéjében már valamivel magasabb értékek fordulnak elő, de ezek még –2,0 alatt maradnak. Az alföldies jellegű Fejér megyében –1,8 fokkal a legalcsonyabb a januári középhőmérséklet. A Duna-Tisza közén és Békés megyében -1,5 és –2,0 közötti értékek alakultak ki. Az Alföld északkeleti részén és ÉszakMagyarországon a januári havi középértékek –2,0 alatt amaradnak, BorsodAbaúj-Zemplén megyében pedig a középhőmérséklet eléri a –3,0 fokot. A minimum idején tehát azt tapasztaljuk, hogy a legenyhébb a Dél-dunántúl. Innentől bármilyen irányban haladunk a havi középhőmérsékletek csökkennek. A leghidegebb az ország két északkeleti megyéje. A legalacsonyabb értéktől a nyári maximumok felé haladva a bemutatott kép nem változik jelentősen. A déli megyék és a Duna-Tisza köz a legmelegebb, az északkeleti országrész pedig a leghűvösebb. A nyári hónapokban is ezt tapasztaljuk. A legmelegebb középső országrészben a 40 évi átlagok júliusban 21 fok fölé emelkednek. A két legmelegebb nyári hónap (július és augusztus középhőmérséklete egyébként mindenütt 20 fok fölötti, kivéve a két délnyugat-dunántúli megyét: Vast és Zalát. Ebben a két megyében júliusban még a 18 fokot sem éri el a hőmérséklet. Az évi középhőmérsékletek eloszlása követi a besugárzási viszonyokban mutatkozó területi elrendeződést. A két délnyugat–dunántúli megyében (Vas és Zala) az évi középhőmérsékletek 10 fok alatt maradnak. Az Alföld felé haladva a középhőmérsékletek fokozatosan növekszenek, s meghaladják a 10 fokot. A legmagasabb az évi középhőmérséklet Csongrádban, ahol eléri a 10,6 fokot. Nógrádban, Borsod-Abaúj-Zemplén megyében és Szabolcs-Szatmár-Bereg megyében szintén 10 fok alatt marad az évi középhőmérséklet. Évi menet. Az évi menetet a havi középhőmérsékletek alapján jól nyomon követhetjük, változásai meglehetősen szembetűnőek. Havi középértékek. A minimumok januárban vannak. Értékük mindenütt negatív. Északi megyéinkben mind a három téli hónap középhőmérséklete 0 fok alatti. Ez azt mutatja, hogy az északi területek már fokozatos átmenetet jelentenek a „hűvös kontinentális éghajlat rövid meleg időszakkal” típushoz, vagyis a kontinentális éghajlat hűvösebb típusához. A januári minimum azzal magyarázható, hogy decemberben, amikor a leglaposabb szög alatt érkeznek a napsugarak és legrövidebbek a nappalok, s így a legkevesebb sugárzás érkezik a felszínre, még eléggé érvényesül a tengeri hatás, s a nagyobb mennyiségű felhőzet, s a nagyobb páratartalmú levegő (gyakoriak a ködök) akadályozza a kisugárzást. Januárban már a hideg levegőben a magas nyomás lesz a jellemző, s a leszálló mozgások okozta derült égbolt kedvez a kisugárzásnak, s emiatt a levegő lehűlésének, s alacsony minimum hőmérsékletek kialakulásának.


Januártól júliusig a hőmérsékletek fokozatosan emelkednek. A havi hőmérséklet-emelkedés a tavaszi hónapokban mintegy 5 fokot tesz ki. A negatív januári értékektől fokozatosan emelkedve a havi középhőmérséklet márciusban már az egész ország területén 5 fok körüli, áprilisban 10 fok körüli, májusban pedig már 15 fok körül mozog. A három nyári hónap középhőmérséklete közötti különbség 2 fokon belül marad, de július a legmelegebb. A júliusi középhőmérsékletek Zala kivételével mindenütt meghaladják a 20 fokot. A júliusi maximum kialakulásának két oka van. Az egyik, hogy a júniusi legnagyobb szög alatt beeső napsugárzás és leghosszabb nappalok miatti besugárzás a 2 m magasságban csak bizonyos késéssel érvényesül. Ez azonban nem tenne ki egy hónapot. Ezért a másik ok, a júniusi megnövekedett felhőzet és a hűtőhatással is rendelkező jelentős mennyiségű csapadék a júniusi középhőmérsékletet alacsonyabban tartja. Míg júliusban a záporszerű csapadékok rövidebb ideig tartó, s kisebb kiterjedésű felhőzete miatt jobban érvényesül az erőteljes besugárzás. Jól látható az adatokból, hogy áprilisban a havi középhőmérsékletek már – az említett hidegebb területek kivételével – mindenütt 10 fok fölé emelkednek, s csak novemberben csökkennek 10 fok alá. Ez jelenti a „hosszú meleg időszak”-ot. Júliustól azonban a hőmérséklet csökenni kezd. A csökkenés az őszi hónapokban ugyancsak havonta 5 fokot tesz ki. Általában szeptemberben csökken 15 fok alá, októberben 10 fok alá és novemberben 5 fok alá. A minimum körüli hónapokban a hőmérséklet változása általában 3 fokon belül marad. Az évi menet tehát egy hullámvölgyből és egy hullámhegyből áll. Előfordulhat azonban, hogy ezt a szabályos évi menetet egy-egy évben valamilyen jelenség megzavarja. Így megtörténhet, hogy akármelyik téli hónap lehet a leghidegebb, mint ahogy az is, hogy bármelyik nyári hónap lehet a legmelegebb. Legnagyobb havi középértékek. Januárban – amikor a havi középértékek minimumban vannak – a legmagasabb értékek a vizsgált 40 esztendőben (19511990) nem haladták meg a 4,1 fokot. Korábban ennél már voltak melegebb januárok is, amelyek a budapesti 220 évi (1781-2000) időszak szerint elérték a 4,6 fokot. A legmagasabb februári középhőmérsékletek 4 és 7 fok között változtak. Márciusban egy alkalommal az ország déli területein (Baranyában) már tapasztaltak 10 fokot elérő márciusi középértéket. Április és október között a legmagasabb havi közepek mindig meghaladták a 12 fokot, a három nyári hónapban pedig a 20 fokot. Érdekességként kell megjegyezni, hogy a legmelegebb hónapokat nem az átlagosan legmelegebb júliusban találjuk, hanem augusztusban. Ekkor egyes esetekben a havi középhőmérsékletek elérték vagy meghaladták a 25 fokot. A szeptemberi és októberi hónapok legnmagasabb középhőmérséklete általában 15-20 fok között változik. Egy esetben (1982-ben) volt csak Baranyában 20 fok feletti szeptemberi középhőmérséklet. Novemberben


a legmagasabb értékek csak ritkán emelkednek 10 fok fölé, decemberben pedig 5 fok fölé. Legkisebb havi középhőmérsékletek. A legkisebb havi középértékek esetében, a januári minimum idején egy érdekes jelenség tapasztalható. A legkisebb értékek csak a tiszántúli területeken fordulnak elő januárban. A Dunántúlon a legalacsonyabb értékek, a leghidegebb hónapok inkább februárban fordulnak elő, azaz nem esnek egybe a 40 évi értékek alapján tapasztalható havi minimummal. A leghidegebb januári hónapok 1964-ben voltak, amikor Miskolcon és Nyíregyházán –10 fok alatti középértékek voltak. Ilyen hideg januári értékeket korábban nem tapasztaltunk. Bár azt is meg kell mondanunk, hogy csak Budapestre rendelkezünk 220 évi sorozattal. S nem lehet kizárni, hogy ezeken a helyeken korábban is volt már ilyen hideg január, hiszen Budapesten 1964-ben mindössze –7,6 fokos volt a január. Ugyanakkor Budapesten voltak ennél hidegebb januárok is, a leghidegebb januári középhőmérséklet 1893-ban –9,0 fokos volt. Bár a havi középhőmérsékletek 40 évi minimuma januárban van, a leghidegebb hónapok mégis többnyire februárban fordulnak elő. Míg januárban – különösen a dunántúli területeken - gyakori a –6 és –7 fok közötti érték, a leghidegebb februárok általában –8 fok alattiak. Negatív középhőmérsékletű hónapok még márciusban is előfordulhatnak. Ezekben az esetekben a középértékek 0 és -0,5 fok között ingadoznak. Ezután azonban már a legkisebb havi középértékeke is 6 fok felett vannak egészen októberig. Novemberben ismét előfordulnak már negatív havi középhőmérsékletek. Ez alól csak a legmelegebb dunántúli területek kivételek. decemberben pedig már –4, -5 fokos legkisebb havi középértékekkel lehet számolni. Az ország hidegebb területein tehát november és március között bármelyik hónap lehet negatív középhőmérsékletű. A téli hónapokban pedig a legkisebb havi középértékek –4 és –10 fok közöttiek is lehetnek. Ugyanakkor a három nyári hónapban 15 foknál alacsonyabb havi középértékek nem szoktak előfordulni. Növényhőmérséklet A növények poikiloterm élőlények, ami azt jelenti, hogy nincs saját állandó hőmérsékletük. Ha magasabb a hőmérsékletük, mint a levegő hőmérséklete, akkor hőt adnak le, ha alacsonyabb, akkor hőt vesznek fel a környezetükből egészen addig, amíg hőmérsékletük és a levegő hőmérséklete közötti különbség ki nem egyenlítődik.

94 A HIGRIKUS ÉGHAJLATI TÉNYEZŐK IDŐ- ÉS TÉRBELI VÁLTOZÁSAI –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

2.2 A higrikus éghajlati tényezők tér– és időbeli változásai

A hőmérséklet mellett a víz a másik olyan meteorológiai elem, amely a növények földrajzi elterjedésének a határait kijelöli a Földön. A növények ugyanis csak meghatározott hőmérsékleti határok (többnyire 0 és 50 fok) között képesek létezni. Ezenkívül létezésükhöz bizonyos mennyiségű vízre is szükség van, mivel a víz nélkülözhetetlen eleme a fotoszintézisnek, emellett a tápanyagok vízben oldott állapotban kerülnek a talajból a növénybe. A víz mind a három halmazállapotban előfordul a természetben. Folyékony állapotban és vízgőz formájában meghatározó szerepet játszik a bioszféra egyensúlyának megtartásában. Legnagyobb mennyiségben – a Föld területének nagyobb részét elfoglaló – tengerekben fordul elő. A tengerek vize állandóan párolog. A felettük lévő levegőben egyre növekszik a vízgőztartalom, amelyet a légmozgások elszállítanak onnét. A magasabb légrétegekbe kerülve, vagy a hőmérséklet csökkenése miatt lehűlő levegőben a vízgőz kicsapódik és csapadék formájában vagy közvetlenül visszakerül a tengerekbe vagy pedig a légáramlatokkal a szárazföldek fölé kerülve ott kihullik. Ez utóbbi esetben egy része a Föld felszínén vagy elraktározódik a tavakban és a talajban, ahonnét szintén állandóan párologva ismét a levegőbe kerül, más része pedig különböző formában a folyókba kerül, ahonnét ugyancsak a tengerekbe jut vissza. Ha hideg területeken hullik ki, akkor vagy hó formájában éri el a felszínt és ott felhalmozódik, vagy a víz megfagyása következtében jég formájában tárolódik. A víznek nagy a hőkapacitása, s emiatt jelentős hatással van a légköri folyamatokra. A nagy hőkapacitás ugyanis azt jelenti, hogy nagy mennyiségű hőt tud elraktározni anélkül, hogy ez különösebb hőmérséklet-változást eredményezne. Ez a hőraktározó képesség jelentős szerepet játszik a meteorológiai viszonyok alakításában. Ugyanis emiatt ugyanolyan intenzitású besugárzás esetén is a tengerek felszíne jelentősen hűvösebb marad, mint a szárazföldeké. Ez a hőmérsékleti különbség pedig valamilyen formában (termikus cirkuláció, légáramlás) kiegyenlítődik, így a tengerek mérséklő hatást gyakorolnak a felmelegedésre. Télen viszont, a nagy hőtartalékaik miatt kevésbé hűlnek le, mint a szárazföldek, ezért a lehűlést mérséklő hatásuk jelentős. A növények az esetek legnagyobb részében a talaj közvetítésével, a természetes csapadék útján jutnak a vízhez. A talajban lévő vízben a tápanyagok oldódnak, a folyamatos párolgás pedig gondoskodik arról, hogy a víz és a benne oldott tápanyagok eljussanak az asszimiláló szervekhez. A növények a vizet gyökereikkel veszik fel, majd a szívóerő hatására a növényi száron keresztül szállítódik a víz a levélben lévő asszimiláló szervekhez. Innét a felesleges víz a

A HIGRIKUS ÉGHAJLATI TÉNYEZŐK IDŐ- ÉS TÉRBELI VÁLTOZÁSAI 95 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

légzőnyílásokon (sztómákon) keresztül a légkörbe párolog. Tisztán ökológiai szempontból a víz növényeken történő áthaladása lényegtelen mozzanat, csupán a víz felvétele és leadása fontos lépés, mert e kettő a környezeti tényezők igen erős befolyása alatt megy végbe (Jones 1983). A növények nedvességigénye nem állandó, hanem a tenyészidőszak folyamán változik. Legkevesebb vizet nyugalmi állapotban igényelnek, amikor rövidek a nappalok és alacsony a hőmérséklet. Ilyenkor a növekedési folyamatok is erősen lelassulnak vagy szünetelnek. Majd az aktív vegetációs periódusban – mint később látni fogjuk – a levélfelület nagyságának növekedésével a vízigény is növekszik. Ilyenkor a növények naponta jelentős mennyiségű vizet párologtatnak el. A vegetatív szakasz végén, amikor a növény befejezi a növekedést, s a teljes levélzet kialakul, a vízigény maximális. Ekkor van a virágzás és kezdődik a generatív szakasz. A víznek az a tulajdonsága, hogy nagy a hőkapacitása, tehát jelentős mennyiségű hőt tud befogadni, miközben hőmérséklete lényegében alig változik, nagyon hasznos a növények számára is, mert a sejteken belüli és a sejtek közötti tereket víz tölti ki, emiatt a növények majdnem, hogy állandó, de legalábbis igen lassan változó hőmérsékleti viszonyok között létezhetnek (Sutcliffe 1982). Tudjuk, hogy a növényeknek nincsen állandó hőmérsékletük, ezért a környezetükkel állandó hőcsere folyamatot tartanak fenn, amelyet a nagy hőkapacitású vízzel szabályozni tudnak. Az életkeletkezési elméletek szerint az első élőszervezetek vizes közegben jöttek létre, ezért a víz az élő anyagnak a meghatározó része. A növénynek a környezetéből felvett anyagok közül legnagyobb mennyiségben vízre van szüksége. Ennek több oka is van. (1) A növények testének egyik legfontosabb alkotórésze. (2) A fotoszintézishez nélkülözhetetlen anyag. (3) A tápanyagszállítás eszköze. A növények vízellátottsága az egyike azoknak a tényezőknek, amelyet az ember viszonyleg könnyen képes befolyásolni. Egyrészt vízhiány idején öntözéssel képes a hiányzó vízmennyiséget pótolni, másrészt víztöbblet (belvíz) esetén vízelvezetéssel tudja a felesleges vizet eltávolítani. A vízellátottság alapja, hogy adott időpillanatban, kellő mennyiségben álljon víz a növény rendelkezésére, ahol az gyökeret eresztett. Ezért egyrészt a légkörben, másrészt a talajban lejátszódó folyamatok igen erős hatással vannak a növények vízellátottságára. Ez a kérdés ezért mindig csak a talaj-növény-légkör rendszerben elemezhető kellő alapossággal.


A levegő nedvességtartalma A levegő nedvességtartalma a növénytermesztés területén elsősorban a párolgás szabályozásában játszik szerepet. Ha a levegő sok vízgőzt tartalmaz, akkor a párolgás folyamata lelassúl, ha kevés vízgőzt, akkor a párolgási folyamat felerősödik. Amikor a levegő vízgőztartalma fokozatosan növekszik, akkor elérheti a telítési szintet, a vízgőz kicsapódik, s a felszín közelében köd, a nagyobb magasságokban pedig felhőzet képződik. Mivel a levegő vízgőztartalmát rendszerint a telítettségi állapot százalékában szokták kifejezni, ezért a levegő nedvességtartalma helyett gyakran a relatív nedvesség fogalmat használjuk. Előfordulhat, hogy a levegő vízgőz tartalma egyre csökken, s a levegő szárazzá válik. Ha a levegő erősen száraz (nagyon alacsony vízgőztartalmú) állapota hosszabb időn át fennmarad, akkor légköri aszályról szoktak beszélni. 2.11 táblázat A relatív nedvesség havi középértékei (1951-1990)


1 83 86 84 84 84 84 87 84 82 85 84 87 86 87 86 86 87 83 85

2 80 82 80 81 81 81 84 81 78 82 80 83 83 83 83 82 83 80 82

3 73 77 74 75 75 74 75 75 71 74 71 75 74 74 75 74 74 71 75

4 67 71 69 70 70 68 67 68 66 68 63 69 69 68 69 67 68 65 68

5 68 72 71 71 71 69 67 69 67 67 65 70 68 69 69 68 70 67 69

6 69 73 73 72 71 70 68 71 67 67 65 70 68 70 70 70 71 68 70

7 67 72 72 71 69 69 65 69 65 65 63 67 66 67 68 68 70 64 69

8 70 74 75 74 72 71 67 71 66 68 65 69 68 69 71 71 72 66 72

9 10 11 12 74 77 83 84 78 81 85 86 79 81 84 86 78 81 83 86 76 79 84 86 75 78 84 86 71 77 86 88 74 79 84 86 69 73 82 83 72 77 84 86 69 75 83 86 72 77 85 88 71 75 84 87 71 76 85 89 74 77 84 88 75 79 85 88 76 80 86 88 70 75 84 86 75 79 85 87

Területi eloszlás. November és február között magas relatív nedvességi értékeket találunk (2.11 táblázat). Ebben az időszakban általában a havi átlagos relatív nedvesség 80% felett van, s az ország egyes területei között nincsen nagy


különbség. Mégis azt mondhatjuk, hogy az alföldi területek valamivel nedvessebbek, mint az ország többi része. Tavasztól ez a helyzet fokozatosan megváltozik és az Alföld levegője lesz a legszárazabb és a Dél-Dunántúlé a legnedvesebb. Ez a helyzet tart egészen novemberig. Időbeli változékonyság. A légnedvesség időbeli változásai az éveken belül nagyobbak szoktak lenni, mint az egyes évek között. Az éveken belül a maximum és a minimum között mintegy 15-20%-os különbség van, az évek közötti változások általában 10 % alatt maradnak. Éven belüli változékonyság. A légnedvesség érdekes évi menetet mutat. A decemberi maximum az egyértelmű az ország egész területén. Majd április elejétől augusztus végéig száraz időszak van viszonylag alacsony értékekkel, amelyben azonban kivehető a csapadékmaximum idején a légnedvesség növekedés. Havi átlagértékek. A 2.10 ábrán látható, hogy országos átlagban májustól szeptemberig a relatív nedvesség havi értékei 75 % alatt maradnak. Amint a táblázat adataiból is kitűnik, ebben az időszakban az egyes állomások adatait vizsgálva is csak a nedvesebb dunántúli területeken találhatók 70-75 % közötti értékek. Látszik azonban, hogy a csapadékmaximum idején: május és különösen június hónapokban magasabb lesz a légnedvesség. Így a legalacsonyabb értékek április és július hónapokban fordulnak elő. Augusztustól fokozatosan elkezd emelkedni a légnedvesség, s ez az emelkedés egészen a decemberi maximum értékekig tart. 90

85

Relatív nedvesség (%)

80

75

70

65

60 1

2

3

4

5

6

7

8

9

Hónapok

2.10 ábra A relatív nedvesség évi menete (1951-90)

10

11

12


Havi minimum értékek. A havi átlagok legkisebb értékei sem süllyednek decemberben 70% alá. Az alföldi megyékben általában a legkisebb érték is 80% felett marad. Februártól már talahatunk 70% alatti, márciustól pedig már 60% alatti értékeket is. A nyári hónapokban a legszárazabb alföldimegyékben 50% alatti havi középértékek is előfordulnak, 40%-nál kisebb értékeket azonban az 1951-1990 közötti 40 évben sehol sem tapasztaltak. Az őszi hónapokban 50% alatti értékekkel már nem kell számolni, novembertől pedig már 70% alattiak sem fordulnak elő. Havi maximum értékek. A december és január hónapokban a legnagyobb havi középértékek általában 90% felettiek. értékük februártól fokozatosan csökken, de még az április és augusztus közötti száraz hónapokban is 70% feletti értékekkel találkozhatunk. Havi ingás. A havi ingás a téli hónapokban a legkisebb, általában 10 és 20 % között mozog. A tavasz elején meglehetősen nagy az ingás, majd a júniusi cspadékmaximum idején lecsökken. Júliustól ismét növekszik, s az őszi hónapokban meglehetősen magas, néha meghaladhatja a 30%-ot is. 80

79

78

Évi átlagértékek (%)

77

76

75

74

73

72

71 1950

1955

1960

1965

1970

1975

1980

1985

1990

Évek

2.11 ábra A relatív nedvesség 40 éves menete országosan (1951-90)

Évek közötti változékonyság. Az évi átlagok 72 és 79% között ingadoztak (2.11 ábra). A vizsgált 40 év (1951-1990) első 15 évében (1951 és 1965 között) nem emelkedtek 77% fölé. A következő 15 év (1965 és 1980 között) az esetek


többségében 76% felett volt az évi átlag. Az 1980 utáni években ismét kisebb mértékű csökkenés tapasztalható.

A vízháztartási tényezők A víz a növényi élet számára nélkülözhetetlen elem. A víz jelentősége – mint már utaltunk rá - a növények számára abban áll, hogy − a növények testének fontos alkotó eleme, − a talajba fellehető tápanyagok vízben oldott állapotban jutnak el a növényekbe, − a fotoszintézis során a vízből származik a szerves anyag képzéséhez szükséges hidrogén és − a napsugárzás energiájának jelentős része párolgásra fordítódik, s ez biztosítja a víz áramlását a növényekben és a növény hőmérsékletének alacsonyabb értéken tartását. A növények azonban csak azért tudják felvenni a vizet, mert a felső talajrétegek képesek visszatartani azt a nehézségi erővel szemben, mégpedig olyan formában, hogy a növények számára könnyen hozzáférhető legyen. Alapvető tehát, hogy a talaj rendelkezik víztároló kapacitással. A talaj fő vízbevételi forrása a légköri csapadék, amely a vegetációs periódus folyamán alapvetően eső formájában jut el a felszínre, de − különösen a nyári hónapokban − számolni kell jégesővel is, s csak kisebb jelentősége van a harmatnak. A téli hónapokban viszont megnövekszik a hóesés gyakorisága. A lehullott hó néha hosszabb időn át megmarad, s hótakaró formájában borítja a felszínt. A hótakarónak kettős jelentősége van: egyrészt megvédi a növényeket az erős téli fagyoktól, másrészt elolvadása után növeli a talaj nedvességtartalmát. A talaj vízveszteségének fő formája a párolgás, amely ugyancsak szoros kapcsolatban van a meteorológiai tényezőkkel. A talaj vízkészletének jelentős részét maguk a növények párologtatják el (transzspiráció), de jelentős mennyiségű víz távozik a növények alatti csupasz talajfelszínről is (evaporáció). E két folyamat együttese az evapotranszspiráció, amely a talaj vízkészletének fokozatos csökkenését idézi elő két csapadékhullás között. A növények vízellátottságát szabályozó legfontosabb tényezőket a 2.12 ábrán tüntettük fel. Makrometeorológiai folyamatok. Az ábrából kivehető, hogy a növények vízellátottságának elsődleges meghatározói a makrometeorológiai folyamatok. Alapvetőek azok a makrocirkulációs folyamatok, amelyek egy nagyobb térség makrometeorológiai viszonyait szabályozzák, s meghatározzák egy adott időszakban annak száraz vagy nedves jellegét. Előfordulhat, hogy hosszabb időszakon át egyetlen csepp csapadék sem hull, lehetnek olyan szakaszok, amikor


rövidebb száraz és nedves időszkok váltogatják egymást, s számítani kell hosszabb-rövidebb időszakokra, amikor jelentős mennyiségű csapadék hull.

Makrometeorológiai viszonyok (anticiklonáris helyzet)

Talajművelés

Regionális meteorológiai viszonyok

A talaj fizikai tulajdonságai

A növény vízigénye

Vízellátottság 2.12 ábra A növények vízellátottságát befolyásoló tényezők

A nedves időszakokban a lehulló csapadék növeli a talaj vízkészletét. A csapadékos időszakkal együttjáró megnövekedett mennyiségű felhőzet csökkenti


a besugárzást, ennek következtében a hőmérsékletet és megnöveli a levegő nedvességtartalmát, ami együttesen a párolgás csökkenéséhez vezet. A makrometeorológiai folyamatok ezért elsődleges meghatározói a talaj nedvességkészlete alakulásának, idő- és térbeli változékonyságának. Talajadottságok. A talajban raktározható víz mennyiségét elsősorban a talaj fizikai tulajdonságai határozzák meg. A talajban tárolt vízmennyiségnek van egy olyan része, amelyet a talajrészecskék olyan erősen magukhoz kötnek, hogy a növények szivóereje nem elégséges ahhoz, hogy onnét elmozdítsák és felvegyék. Azt az értéket, amelyen a növények szívóereje már nem képes felvenni a vizet hervadáspontnak, a növények által fel nem vehető vizet pedig holtvíznek nevezzük. Tehát a növények a talajból csak a hervadáspont feletti vízmennyiséget tudják felvenni. A talajban lévő vízmennyiség fokozatos növekedésével elérünk egy olyan mennyiségig, amelyet a talaj a nehézségi erővel szemben még képes visszatartani. Ezt az értéket nevezzük szántóföldi vízkapacitásnak. A szántóföldi vízkapacitás által meghatározott vízmennyiség és a holtvíz tartalom (hervadáspont alatti vízmennyiség) közötti különbség adja meg azt a legnagyobb hasznos (diszponibilis) vízmennyiséget, amely egy adott talajban a növények által felvehető vízmennyiségből maximálisan tárolható (ebben az értelemben szoktak hasznos vízkapacitásról beszélni). A csapadékból származó víznek egy része, amelyet a felső rétegek nem képesek magukba tartani, a mélyebb rétegekbe szivárog, s összegyűlik. Ezt nevezzük talajvíznek. Ha a talajvíz szintje mélyen van, akkor nem gyakorol befolyást a növények vízellátottságára. Magasabb rétegekbe emelkedve azonban kapilláris emelés útján képes vizet juttatni a növényi gyökérzónába. Azokon a területen, ahol növénytermesztés folyik, az alkalmazott agrotechnika is szerepet játszik a talaj vízkészletének alakulásában, mivel befolyást gyakorol a talaj hő- és vízgazdálkodására. Növényi tulajdonságok. A növények származási helyüknek megfelelően alkalmazakodtak a környezet nedvességi viszonyaihoz, s így vannak közöttük hidrofita, mezofita és xerofita növények. A nedvességi viszonyokhoz különbözőképpen alkalmazkodott növények új termőhelyükön is megkívánják, hogy hasonló nedvességellátottságban részesüljenek. Amennyiben ez nem biztosítható, akkor új, az adott viszonyokhoz alkalmazkodó fajták kinemesítése válik szükségessé. Előfordulhat, hogy az évről-évre jelentősen változó meteorológiai viszonyok az egyes években igen eltérő nedvességellátottságot biztosítanak. A növények ilyenkor a terméshozamokban mutatkozó eltérésekkel reagálnak a környezeti hatásokra. A nedvességi tényezők közül csupán a legfontosabbakat fogjuk tárgyalni. Ezek a fő vízbevételi forrást jelentő csapadék és a vízkiadást jelentő párolgás. Ez utóbbi


esetben mind a potenciális párolgást (a levegő párologtatóképességét), mind pedig a tényleges párolgást elemezzük.

Csapadék A csapadék a talajban tárolt víz fő bevételi forrását jelenti. Nem mindegy azonban, hogy a lehulló csapadék időben és térben hogyan oszlik el. 2.12 táblázat A csapadék havi átlagai (1951-90)


1 30 27 33 43 34 41 32 35 37 30 32 30 29 36 36 30 29 35 42

2 33 25 33 41 29 35 31 35 35 30 30 29 27 34 32 28 30 32 37

3 31 36 42 44 35 32 28 36 36 30 28 30 29 36 31 28 30 32 36

4 39 40 52 56 44 43 39 45 56 42 37 39 40 44 41 37 41 38 45

5 53 69 74 70 58 61 52 60 63 54 54 58 53 58 58 51 65 58 60

6 69 80 88 95 71 76 67 80 84 70 65 69 70 83 82 77 87 80 79

7 58 81 87 75 71 65 51 69 65 54 57 49 53 57 62 65 67 54 59

8 63 69 78 73 70 59 57 67 62 45 49 49 53 50 60 59 68 63 54

9 10 11 12 40 38 53 41 52 47 49 33 61 52 61 43 55 48 68 52 52 43 56 41 49 41 61 49 38 39 52 40 50 41 59 48 46 40 57 46 34 32 49 44 37 36 52 40 35 30 44 43 35 28 45 41 36 34 47 50 37 32 45 44 39 33 43 40 41 35 45 38 37 36 50 41 44 43 56 50

Területi eloszlás. A csapadék évi területi elrendeződése jó kapcsolatot mutat a domborzati viszonyokkal (a tengerszint feletti magassággal). Általában a csapadék mennyisége a tengerszint feletti magassággal felfelé haladva növekszik. Legkisebb a medence középső, legalacsonyabban fekvő területein (ezt nevezzük medencehatásnak), majd a hegységek felé közeledve fokozatosan növekszik. Emiatt kerül a legkevesebb csapadékú terület az Alföld középső és déli területeire. Ehhez járul még a kontinentalitás is, amely ez esetben azt jelenti, hogy a csapadék mennyisége a tengertől távolodva fokozatosan csökken. Emiatt délnyugat felől északkelet felé haladva a csapadék mennyisége ugyancsak fokozatosan csökken. Hazánk területén a csapadékeloszlásban tehát a medencehatás és a tengertávolság


hatása is érvényesül. Természetesen mivel hazánk a nyugati szelek övezetében fekszik a tőlünk nyugatra eső Atlanti óceán és a délnyugatra fekvő Földközitenger jön számításba. A Délnyugat-Dunántúl az ország legcsapadékosabb területe (2.12 táblázat). Az évi összegek meghaladják a 700 mm-t. A délnyugati területek csapadékbőségében szinte minden csapadékképző tényező hatása fellelhető. Ehhez a területhez van legközelebb a tenger. Az Adriai-tenger felől ezen az útvonalon jutnak el hazánkba a nedves tengeri légtömegek. Ezt a területet érik el leghamarabb az Atlanti-óceán felől érkező nedves légtömegek is. Télen pedig az Alpok légáramlatokat emelő hatása érvényesül, s növeli a kihulló csapadékmennyiséget. Innen kelet felé haladva a csapadék mennyisége fokozatosan csökken. A Közép-Tisza vidéke kapja a legkevesebb csapadékot, évi összege 500 mm körül van. innen észak és északkelet felé haladva a csapadék mennyisége növekszik, s északi területeinken is meghaladja az 550 mm-t. Időbeli változékonyság. A csapadék évek közötti változékonysága lényegesen nagyobb érték, mint az évven belüli változékonyság. A 40 évi átlagokban mutatkozó különbség is meghaladhatja a 200 millimétert. A csapadék időbeli eloszlása az éven belül is jelentős változásokat mutat, értéke azonban 30 és 70 mm között mozog. Éven belüli változékonyság. Az éven belüli változékonyságot a havi összegek alapján jól nyomon követhetjük. Sajátossága a kettős maximum és a kettős minimum. Havi átlagértékek. A csapadék évi menete lényegesen eltér a termikus tényezőkétől. Minimuma ugyan főleg a téli hónapokra esik, de január, február és március hónapokra is eshetnek a legkisebb értékek. Márciustól júniusig a havi csapadékösszegek növekszenek. A május, június, július és augusztus hónapok a legcsapadékosabbak. A maximum júniusban van. Júniustól a csapadék csökken egészen októberig, amikor egy másodminimum alakul ki. Ezt követi egy novemberi másodmaximum, ami mediterrán hatásra keletkezik. A csapadék évi menete tehát párhuzamosan változik ugyan a hőmérséklettel, de kettős maximummal és kettős minimummal rendelkezik. A téli minimum nem esik mindenütt egybe a januári hőmérsékleti minimummal. A maximum pedig egy hónappal megelőzi a hőmérsékleti maximumot. Havi legkisebb értékek. Ami a havi minimum-értékeket illeti, tulajdonképpen két olyan időszak van, amikor többször előfordulhat, hogy egész hónapban nem esik csapadék. Az egyik időszak december és az év első három hónapja, a csapadékminimum időszaka. Ekkor a Dunától keletre eső területeken lehetnek olyan időszakok, hogy egész hónapban nem hull csapadék. A másik kiscsapadékú időszak az ősz. Szeptember és október az a két hónap, amikor az egész ország területén előfordulhat, hogy az egész hónap folyamán egyetlen csepp eső sem esik. Az 1951-1990 közötti 40 évben április és szeptember között – amikor a


legtöbb csapadék hull Magyarországon – nem volt olyan hónap, hogy ne hullott volna csapadék. A júniusi csapadékmaximum idején a legkisebb havi csapadékösszegek csak kevés helyen eshettek 10 mm alá. A másodmaximum idején – novemberben – ugyancsak nem tapasztaltuk, hogy egyetlen csepp csapadék sem esett volna. Havi legnagyobb értékek. A havi maximumok a téli legkisebb értékektől a nyári legnagyobb értékekig fokozatosan emelkednek, majd ezután ismét csökkenni kezdenek, ezért az éven belüli változásuk egy másodfokú görbével jól leírható. A maximumok esetében a három nyári hónap emelkedik ki, 200 mm feletti értékekkel (2.13 ábra). 300

250

Csapadék (mm)

200

150

100 2 y = -1,977x + 28,778x + 101,86 2 R = 0,3446

50

0 1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

Hónapok

2.13 ábra Havi csapadékmaximumok

Azokban a téli hónapokban is, amikor nálunk csapadékminimum van, előfordulhatnak 100 mm feletti havi csapadékösszegek is. A másodminimum idején pedig az egész ország területén előfordultak 100 mm feletti összegek, több helyen 150 mm feletti összegek, egy helyen pedig a legnagyobb havi csapadékösszeg októberben meghaladta a 200 mm-t. Ennek oka abban keresendő, hogy az őszi másodminimum és az azt követő másodmaximum a három őszi hónapban fokozatosan eltolódva mozoghat. Így a másodminimum szeptemberoktóber hónapokban, a másodmaximum pedig október-november hónapokban szokott előfordulni. Az 1951 és 1990 közötti 40 esztendőben a másodminimum jól felismerhetően októberre esett, a másodmaximum pedig novemberre. Egyes


években azonban előfordulhat, hogy a másodmaximum októberben van. Az 19011940 közötti 40 évben október csapadékosabb volt, mint november, s voltak olyan helyek, ahol szeptemberben is kevesebb csapadék hullott, mint októberben (Bacsó et al. 1953). Havi értékek változékonysága. A havi legnagyobb és legkisebb értékek közötti különbség is nagyfokú változékonyságot mutat. Értéke az esetek döntő többségében májustól augusztusig meghaladja a 100 mm-t, de a kiscsapadékú téli hónapokban is nagyobb, mint 50 mm. A júniusi csapadékmaximum idején egyes helyeken pedig még 200 mm-nél is nagyobb lehet. Évek közötti változékonyság. Nemcsak az éven belül változik a csapadékmennyiség, hanem az egyes évek csapadékviszonyai is eltérnek egymástól. Ennek bemutatására a hosszabb adatsorok alkalmasak. 1100 1000

Évi csapadékösszeg (mm)

900 800 700 600 500 400 300 200

y = -0,0186x2 + 70,623x - 66370 R2 = 0,1534

100 0 1820

1840

1860

1880

1900

1920

1940

1960

1980

2000

2020

Évek

2.14 ábra Budapesti évi csapadékösszegek 160 éves alakulása

Az évi csapadékmennyiségek ingadozásait láthatjuk a 2.14.ábrán. Az ábra Budapest 1841 és 2000 közötti adatait mutatja. Ez a rendelkezésünkre álló leghosszabb havi csapadék-adatsor, ezért ezen mutatjuk be az évi ingadozásokat. Láthatjuk az ábrán, hogy az elmúlt 160 év során 300 mm alatti csapadékmennyiségek nem fordultak elő. A legkisebb csapadékmennyiséget 1857-ben mérték, értéke 326 mm volt. A legnagyobb évi csapadékmennyiségek pedig nem haladták meg az 1000 mm-t. A mért legnagyobb érték 1937-ben 989 mm volt. A legnagyobb és a legkisebb évi csapadékmennyiség közötti különbség 663 mm. Jól kivehető, hogy az évi csapadékmennyiség 600 mm körül ingadozik.


Párologtatóképesség A párologtatóképességnek mind a területi eloszlása, mind pedig az időbeli változékonysága követi a termikus tényezők évi eloszlását. Területi eloszlás. Az ország hűvös délnyugati területein a legkisebb a legkisebb a levegő párologtatóképessége és fokozatosan növekszik a legmelegebb alföldi területek felé (2.13 táblázat). Onnan észak felé ismét csökkenés tapasztalaható. A legmelegebb és a leghidegebb területek évi párologtatóképesség-összegei mintegy 200 mm-rel különböznek egymástól. Az évi összegek általában 700 és 900 mm között változnak, s így jóval meghaladják a lehullott csapadékmennyiséget. 2.13 táblázat Havi párologtatóképesség összegek (mm, 1951-90)


I. 5 4 5 6 5 5 4 5 6 5 5 4 5 4 4 4 4 5 4

II. 10 8 9 12 9 9 7 10 12 9 9 8 9 8 7 7 6 7 6

III. IV. V. VI. VII. VIII IX. 35 77 116 133 156 141 99 27 65 95 111 134 120 81 31 70 101 115 132 118 79 36 75 107 123 141 128 87 29 64 101 123 139 129 97 35 78 115 130 151 137 96 31 77 119 139 165 154 107 33 76 114 127 151 140 98 39 81 120 139 167 159 118 34 80 123 143 169 154 107 39 89 129 149 178 166 117 34 79 116 134 162 149 106 36 79 122 141 167 155 113 35 79 119 134 161 151 112 31 76 117 131 156 141 100 30 79 119 131 153 135 94 28 75 110 124 145 130 89 34 83 122 139 171 159 112 28 75 111 128 147 132 89

X. 59 49 48 54 66 60 60 58 75 62 67 61 68 65 59 52 48 64 51

XI. XII. Év 22 8 861 16 5 715 19 6 733 24 8 800 23 8 792 22 7 844 17 5 884 21 7 839 25 9 950 21 7 913 21 6 975 19 6 877 22 6 921 21 6 895 19 5 847 16 4 826 14 4 777 19 5 920 16 5 794

Időbeli változékonyság. Az évek közötti változékonyság a párologtatóképesség esetében is jelentősebb, mint az éven belüli változékonyság. Az évek közötti legnagyobb eltérés 260 mm, míg az éven belüli változás legnagyobb értéke 170-180 mm közötti.


Éven belüli változékonyság. Ismeretes, hogy a levegő párologtatóképessége szoros kapcsolatban van a hőmérséklettel. Akár az erőteljes besugárzás miatt, akár jelentős meleg advekció miatt emelkedik a hőmérséklet, az mindig a párologtatóképesség megnövekedésével jár együtt. A hőmérséklet csökkenése pedig a párologtatóképesség csökkenését idézi elő. Ezért a párologtatóképesség évi menete szorosan követi a léghőmérséklet évi menetét. Havi átlagértékek.A minimum januárban van. Értékei nagyon alacsonyak, általában havi 10 mm alatt maradnak, ezért hazánkban télen van a nedves időszak, amikor a lehullott csapadékmennyiség meghaladja a párologtatóképsség értékeit. A havi értékek ezután júliusig növekednek. Májustól augusztusig a havi átlagértékek meghaladják a 100 mm-t. Néhány helyen még szeptemberben is 100 mm feletti átlagok találhatók. A maximumok 130 és 175 mm között változnak. A havi csapadékösszegek csak egy-egy téli hónapban süllyednek 30 mm alá, de az 1951 és 1990 közötti 40 évi csapadékátlagok közül egy sem volt kisebb 25 mm-nél. A 2.13 táblázatban pedig látható, hogy a párologtatóképesség havi összegei már novembertől 25 mm alatt maradnak, s csak márciusban emelkednek ismét 30 mm fölé. Ebben az időszakban tehát több csapadék hull, mint amennyi képes elpárologni, ezért ez a nedves időszak hazánkban. Havi maximum értékek. A maximumok idején július-augusztus hónapban a legnagyobb havi értékek meghaladják a 200 mm-t. Augusztustól csökkennek a maximum értékek, s a téli hónapokban már – egy-két kivételtől eltekintve – 30 mm alatt maradnak. Különösen december és január hónapokban alacsonyak az évi összegek. Februárban már több helyen 30 mm feletti maximumok is előfordulhatnak. Havi minimum értékek. A havi minimum értékek november és március között nagyon alacsonyak, nem érik el a 10 mm-t. Áprilistól fokozatosan emelkedő értékekkel találkozunk, de még a három nyári hónapban is előfordulhatnak 100 mm alatti értékek. Természetesen elsősorban a hűvösebb nyugat-dunántúli és északi-északkeleti megyékben. Havi ingás. Ez a téli hónapokban a legkisebb, decemberben és januárban csak ritkán haladja meg a 20 mm-t. Az emelkedő hőmérséklettel az ingás nagysága is emelkedik és júliusban és augusztusban az esetek túlnyomó többségében meghaladja a 100 mm-t. Kétségtelen tény azonban, hogy 130 mm fölé csak kevés esetben emelkedik. Évek közötti változékonyság. az 1951-1990 közötti időszak elején viszonylag magasak voltak a párologtatóképesség évi összegei. Az 1960-as évek közepétől valamelyest csökkentek, 800 mm körül ingadoznak.


Tényleges párolgás Amíg a levegő párologtatóképessége alapvetően a hőmérséklet függvénye, addig a tényleges párolgásnak a hőmérséklet mellett a rendelkezésre álló vízmennyiség és a megfelelő légnedvesség is alapvető feltétele. Ezért van az, hogy a csapadékmaximum idején a magasabb légnedvesség miatt a párolgás visszaesik, s így alakul ki a jellegzetes kétcsúcsú évi menet görbe. Területi eloszlás. Hasonlóan a párologtatóképességhez, itt is a hűvös területeken a legkisebb a párolgás és a legmelegebb területeken pedig a legnagyobb (2.14 táblázat). Értékei általában 300 és 420 mm között változnak. A tényleges párolgás értékei tehát átlagértékben alatta maradnak a csapadékból származó bevételnek. A téli időszakban – a néhány milliméteres havi értékek következtében – nincsenek észlelhető különbségek az ország egyes területei között. Április és október között azonban, amikor jelentős a havi párolgási összeg, észrevehető területi különbségek jelentkeznek. Ilyenkor a hűvösebb nyugat- és délnyugatdunántúli területeken kevesebb a párolgás, mit az ország középső és déli területein. 2.14 táblázat Tényleges párolgás havi értékei (mm, 1951-90) Megfigyelőhely Győr Szombathely Zalaegerszeg Kaposvár Pápa Tatabánya Martonvásár Iregszemcse Pécs Kecskemét Budapest Szolnok Szeged Békéscsaba Debrecen Nyíregyháza Miskolc Kompolt Balassagyarmat

I. 2 1 1 1 2 1 1 1 2 1 2 2 2 2 1 1 1 2 1

II. 3 2 1 3 3 2 2 3 4 2 3 4 5 3 2 2 2 3 1

III. 18 8 9 13 11 15 15 15 19 17 20 19 21 16 14 14 14 17 10

IV. 51 35 32 31 34 46 49 44 43 49 61 52 51 48 44 49 42 54 39

V. 85 55 52 57 62 78 83 78 72 71 79 72 77 84 72 78 69 80 75

VI. 58 49 48 46 59 58 54 58 54 34 48 53 47 49 30 30 54 42 54

VII. 77 65 54 72 51 76 72 82 87 75 73 80 68 87 76 63 65 85 78

VIII 40 51 39 50 39 42 37 42 41 36 50 35 40 51 41 39 49 38 40

IX. 44 45 41 34 44 33 33 34 44 25 29 29 36 30 40 38 35 37 34

X. 23 28 24 24 30 24 18 26 27 17 17 20 20 20 18 19 21 20 17

XI. 11 8 5 9 10 9 5 9 8 5 5 7 6 7 7 6 6 6 5

XII 4 2 1 2 3 2 2 3 4 2 2 3 3 3 2 2 2 2 2


Időbeli változékonyság. A tényleges párolgás időbeli változékonyságát három alapvető tényező időbeli változékonysága idézi elő. Ez a három alapvető tényező a párolgáshoz szükséges hőmennyiség, a párolgáshoz rendelkezésre álló víz és a levegő párabefogadó képessége. Mivel hazánkban az évi csapadékeloszlás olyan, hogy az év folyamán az esetek többségében van elegendő víz a párolgáshoz, így a párolgás elsősorban a mindenkori hőmennyiségtől és párabefogadástól függ. Éven belüli változékonyság. Az éven belüli változékonyság lényegesen kisebb, mint az évek közötti. Ez látszik a következő adatokból. Havi átlagértékek. A januári minimum egybeesik a hőmérsékleti minimummal. A téli hónapok értékei általában nagyon alacsonyak, ami lehetővé teszi a talajban a nedvesség felhalmozódását. Ezután a havi párolgás-értékek növekszenek, s a májusi magas értékek után júniusban kisebb visszaesés tapasztalható. A júliusi értékek ismét magasabbak, mint a júniusiak. Júliustól azután megindul a fokozatos csökkenés, amely egészen a januári minimumig tart. A tényleges párolgás évi menete tehát egy sajátos kettős maximumú görbét mutat, amelynek egyik maximuma májusban, a másik júliusban van. Ez a jelenséget – mint már említettük a júniusi csapadékmaximummal járó magas légnedvesség idézi elő azzal, hogy a magas légnedvesség hatására visszaesik a párolgás. Havi maximum értékek. A januári minimumok idején a legmagasabb középértékek is általában 20 mm alatt maradnak. Tavasszal már márciusban 50-80 mm közöttiek a legmagasabb havi átlagok. Ezt követően áprilistól pedig már többnyire 100 mm felettiek lehetnek. Május, június, július és augusztus hónapokban azonban már 100 mm alatti átlagok a vizsgált 40 évben nem is voltak. Májusban és júniusban pedig egy-két esettől eltekintve 150 mm feletti átlagokkal lehet számolni. Az őszi hónapokban fokozatosan csökkenő értékek mellett szeptember-októberben a legnagyobb átlagértékek általában 50 és 100 mm közöttiek, novemberben pedig 20-50 mm között ingadoznak. Havi minimum értékek. Az átlagértékek minimumai az ország egész területén és minden hónapban lehetnek nulla körüli értékek vagy nulla értékek. Ilyenkor rendszerint nincs elegendő víz a párolgáshoz. Évek közötti változékonyság. A tényleges párolgás évi összegeinek országos átlagai 250 és 450 mm között váltakoznak és a vizsgált 40 éves periódusban (1951-1990) nem mutattak jelentős tendencia-változásokat. Az évi ingadozás a 350 és 400 mm közötti sáv körül történt. Volt néhány olyan év (1957,1969,1981, 1989), amikor jelentős mennyiségű víz elpárolgott és volt néhány év (1955, 1965, 1978, 1980, 1987), amikor rendkívül kevés víz párolgott el. Amikor sok párolgott el, akkor volt víz és kellő mennyiségű hő a párolgáshoz, amikor kevés párolgott el, akkor vízhiány és a hűvös idő játszhatott fő szerepet az alakulásban.


Talajnedvesség Ismeretes, hogy a talaj rendelkezik olyan képességgel, amely lehetővé teszi, hogy a nehézségi erővel szemben bizonyos mennyiségű vizet visszatartson és tároljon. Ezt a vízmennyiséget nevezzük a talaj víztartalmának. Ennek a vízmennyiségnek csak egy része, a szántóföldi vízkapacitás és a holtvíztartalom közötti mennyiség az, amelyet a növények képesek felvenni. Ezt a vízmennyiséget szokás diszponibilis víznek vagy hasznos víznek nevezni, s ez a vízmennyiség az, amit jelen esetben talajnedvességként fogunk tárgyalni. Területi eloszlás. A talaj víztartalma lényegében a termikus és higrikus tényezők együtthatásának eredményeként alakul ki (2.15 táblázat). A talajok ezért a hűvös és csapadékos délnyugat-dunántúli területeken tartalmazzák a legtöbb nedvességet, a meleg és kis csapadékú dél-alföldi területeken pedig a legkevesebbet. Ez a területi elrendeződés az egész év folyamán jellemző. A területi különbség a téli hónapokban a legkisebb. Februárban – a maximum idején – a területi eltérés gyakorlatilag kiegyenlítődik. Utána a területi különbség megnövekszik, s a legnagyobb a nyári hónapokban. Ősztől ismét elkezd csökkenni, egészen a téli minimumig. 2.15 táblázat Relatív talajnedvesség havi értékei (%, 1951-90)


I. 0.92 0.95 0.98 0.97 0.96 0.96 0.92 0.96 0.92 0.96 0.91 0.89 0.87 0.91 0.93 0.91 0.90 0.91 0.97

II. 0.95 0.97 0.99 0.98 0.97 0.98 0.95 0.97 0.95 0.98 0.95 0.93 0.92 0.95 0.97 0.94 0.94 0.95 0.98

III. 0.90 0.95 0.95 0.93 0.93 0.92 0.90 0.92 0.90 0.89 0.87 0.88 0.86 0.91 0.91 0.89 0.91 0.89 0.94

IV. 0.74 0.82 0.83 0.83 0.81 0.76 0.73 0.79 0.78 0.66 0.62 0.74 0.69 0.76 0.72 0.69 0.76 0.70 0.80

V. 0.53 0.70 0.71 0.68 0.65 0.57 0.50 0.59 0.59 0.43 0.43 0.54 0.48 0.56 0.52 0.46 0.61 0.50 0.59

VI. 0.53 0.69 0.70 0.71 0.61 0.59 0.52 0.61 0.60 0.53 0.50 0.54 0.53 0.62 0.64 0.61 0.64 0.59 0.61

VII. 0.42 0.60 0.64 0.57 0.60 0.46 0.38 0.49 0.49 0.35 0.38 0.37 0.39 0.42 0.43 0.48 0.52 0.39 0.46

VIII 0.50 0.60 0.67 0.56 0.64 0.48 0.44 0.53 0.49 0.37 0.36 0.42 0.44 0.42 0.48 0.52 0.55 0.47 0.49

IX. 0.48 0.61 0.69 0.61 0.62 0.53 0.45 0.56 0.47 0.42 0.39 0.44 0.42 0.43 0.44 0.50 0.55 0.45 0.51

X. 0.54 0.67 0.74 0.65 0.64 0.58 0.53 0.60 0.51 0.49 0.48 0.49 0.46 0.50 0.51 0.54 0.58 0.50 0.60

XI. 0.72 0.83 0.90 0.83 0.81 0.78 0.72 0.77 0.70 0.72 0.69 0.65 0.64 0.65 0.69 0.70 0.73 0.69 0.78

XII. 0.85 0.91 0.96 0.93 0.93 0.90 0.85 0.89 0.83 0.87 0.82 0.81 0.78 0.82 0.85 0.84 0.84 0.83 0.91


Időbeli változékonyság. A talajnedvesség esetében az éven belüli különbségek meghaladják az évek közötti különbségeket. Ugyanakkor arra is fel kell hívni a figyelmet, hogy az évi átlagos talajnedvesség meglehetősen nehezen értelmezhető fogalom. Éven belüli változékonyság. Az éven belüli eloszlás legérdekesebb jellemzője, hogy a talajnedvesség maximuma a csapadékhullás minimumával esik egybe. Havi átlagértékek.A talajnedvesség maximuma februárban van. A novemberi másodmaximum után nedves időszak következik, amikor több csapadék hull, mint amennyit a levegő képes elpárologtatni, ezért a talaj nedvességtartalma növekszik. Érdekes megemlíteni, hogy a talajok a tél végén még 40 évi átlagban is megközelítőleg a maximális hasznos vízmennyiség hozzávetőlegesen 95 %–áig feltöltődnek az ország egész területén. Ehhez járul még a hó formájában hullott csapadék télvégi olvadása is. Márciustól azután egyre kevesebb lesz a nedvesség a talajokban, s július-augusztus hónapokra eléri a minimumot. Csak a nedves dunántúli területeken nem süllyed ekkor a talajnedvesség a maximális hasznos vízmennyiség 60 %-a alá. Másutt többnyire a maximális hasznos vízmennyiség 50 %-a alatti értékek a minimumok, az Alföldön pedig 40 %-a alá csökkennek. A talajnedvesség februári maximuma egybeesik a csapadék februári fő minimumával. Ennek az a magyarázata, hogy a legkisebb havi csapadék összegek télen a minimum idején is 20-30 mm körül vannak, a tényleges párolgás havi összegei pedig ennél lényegesen kisebb értékek. Ez az időszak a novemberi másodlagos csapadékmaximummal kezdődik. Ezután a napsugárzás már nem szolgáltat elegendő energiát az erőteljes párologtatáshoz, így a lehullott csapadék egy jelentős része a talajban felhalmozódik. Havi maximum értékek. A havi legnagyobb átlagértékek mindenütt megközelítik a szántóföldi vízkapacitást, ami megfelel a relatív talajnedvesség 1es értékének. Havi minimum értékek. A havi átlagok minimum értékei a téli hónapokban nem süllyednek a vízkapacitás 50 %-a (0,50 érték) alá. Tavasztól egyre kisebb minimum értékek fordulnak elő, a nyári hónapokban pedig elég gyakran számolni kell azzal, hogy nincs nedvesség a talajban. Az őszi hónapoktól azután ismét fokozatos emelkedés tapasztalható a havi talajnedvesség-átlagokban. Évek közötti változékonyság. A talajnedvességi évi országos átlagai általában a 70%-os (0,70-es) érték körül ingadoznak. Úgy tűnik, hogy az 1970-1975-ös évektől az értékek csökkenő tendenciát mutatnak. Eddig azonban csak egyetlen olyan év volt, amikor a talajnedvesség évi országos átlaga a vízkapacitás 60 % alatt maradt.


Nedvességi indexek A nedvességi indexeket úgy képezzük, hogy a havi csapadékmennyiséget elosztjuk a havi párologtatóképesség értékével. Mivel mind a kettő milliméterben van megadva, az index dimenzió nélküli. Értéke akkor 1, ha a havi csapadékmennyiség és a havi potenciális párolgás (a levegő párologtatóképessége) mennyisége megegyezik, vagyis ugyanannyi csapadék esik, mint amennyit a levegő képes elpárologtatni. Ha az érték 1-nél nagyobb, akkor több csapadék hullott abban a hónapban, mint amennyit a levegő képes elpárologtatni, ha pedig 1-nél kisebb, akkor a csapadék az elpárologtatott vízmennyiségnek csak egy meghatározott részét képes pótolni. A nedvességi indexek az év folyamán decembertől júliusig csökkennek, majd júliustól decemberig emelkednek. A maximumok két dunántúli megye kivételével decemberben fordulnak elő. Ekkor a nedvességi index értékei 6 és 14 között változnak, ami azt jelenti, hogy 6-14-szer annyi csapadék hullott, mint amennyit a levegő képes elpárologtatni. Ez tehát a legnedvesebb hónap, hiszen jelentős mennyiségű víz képes a talajban megőrződni. Mindössze két olyan dunántúli megye van (Somogy és Veszprém), ahol nem decemberben, hanem januárban van a maximum. A decemberi és januári értékek között azonban nincsen jelentős különbség. 10 9 8

Nedvességi index

7 6 5 4 3 2 1

Budapest

Zalaegerszeg

0 1

2

3

4

5

6

7

8

9

Hónapok

2.15 ábra A nedvességi index évi menete (1951-90)

10

11

12


A december-januári maximumok után a nedvességi index értékei fokozatosan csökkennek. Februárban és márciusban azonban a havi értékek még 1 felett vannak, tehát ezekben a hónapokban még a talajok képesek vizzel töltődni. Áprilisban azonban már a nedvességi index értékei 1 alá esnek, vagyis ettől a hónaptól kezdve a levegő több csapadékot képes elpárologtatni, mint amennyi lehullott. A vízkészlet fokozatos csökkenése figyelhető meg, amit az 1 alatti értékek mutatnak. Innen kezdődik tehát a száraz időszak, amikor a talajban tárolódott vízkészlet fogyni kezd. A havi értékek csökkenése egészen júliusig tart. Ekkor van a minimum. Egyes helyeken azonban a minimum értéke áttolódik augusztusra vagy szeptemberre. A legszárazabb időszak tehát hazánkban a nyár vége, ősz eleje, amikor a vegetáció már jelentős mértékben elhasználja a rendelkezésre álló vízkészletet. Meg kell azonban említeni, hogy a júniusi csapadék-maximum egy enyhe emelkedést idéz elő a nedvességi index értékeiben (2.15 ábra). Az index értékei 0,3 és 0,7 között változnak, így a lehullott csapadék mindössze csak 30-70%-át tudja pótolni annak a vízmennyiségnek, amelyet a levegő képes elpárologtatni. Október az utolsó hónap, amikor még - a három legnedvesebb dunántúli terület kivételével - az index értékei még 1 alatt maradnak. Novembertől, amikor a csapadéknak másodmaximuma van, már az 1 feletti értékek a jellemzők ismét, s megkezdődik a nedvesség befogadása.

5.4 A gazdasági növények vízhasznosítása Az egységnyi biomassza előállításához felhasznált vízmennyiséget – amint az előzőekben megismertük – többféleképpen meg lehet határozni. Itt most kétféle vízfelhasználást fogunk ismertetni, egyrészt a csapadékvízből történő vízfelhasználást, másrészt a tényleges evapotranszspirációból történő vízfelhasználást. A csapadékvíz hasznosulása A csapadékvíz-felhasználást úgy számítottuk ki, hogy az egész vegetációs periódus alatt lehullott csapadékmennyiséget és a gazdasági termésből számított biomasszát vettük figyelembe. A csapadékvíz-felhasználási értékek azt mutatják meg, hogy 1 kg biomassza előállításához hány kg csapadékvízre volt szükség (2.16 táblázat). Őszi búza. A táblázat adatai mutatják, hogy az őszi búza 1 kg termés előállításához az 1950-es évek elején használta fel a legtöbb csapadékvizet. Ekkor a köztermesztésben lévő őszi búza fajták általában 1000 kg-nál több csapadékvizet használtak fel 1 kg biomassza előállításához. A legtöbb


csapadékvizet 1951-ben igényelték, amikor a vízfelhasználás megközelítette az 1600 kg-ot. 2.16 táblázat Főbb gazdasági növényeink csapadékvíz hasznosulásának alakulása Évek 1951 1952 1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985

őszi búza 1552 1094 1411 1363 1028 1342 1073 1289 962 825 924 828 1255 790 1075 907 731 345 695 911 417 481 396 431 606 302 493 398 508 364 403 341 320 279 341

őszi árpa 1531 1274 1312 1249 865 1215 842 1029 860 829 1028 786 1356 895 1155 1035 937 439 840 992 540 555 462 546 788 374 590 480 617 455 561 564 429 376 518

kukorica 857 1038 803 942 806 840 719 638 600 630 560 418 649 555 812 572 526 529 435 550 391 510 324 500 422 405 271 337 276 329 279 218 222 293 265

cukorrépa 91 117 92 109 106 90 75 80 75 70 69 49 62 69 79 57 50 48 47 66 48 58 53 60 72 52 45 54 42 52 42 39 40 45 43

burgonya 211 276 204 230 215 177 157 162 172 183 177 133 236 219 316 168 184 214 164 188 114 202 128 184 192 142 105 111 100 120 96 101 78 99 81

A HIGRIKUS ÉGHAJLATI TÉNYEZŐK IDŐ- ÉS TÉRBELI VÁLTOZÁSAI 115 ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––– 2.16 táblázat (folytatás) 1986 1987 1988 1989 1990 max. átlag min.

424 403 278 280 233 1552 703 233

609 496 366 348 258 1531 760 258

200 261 263 304 338 1038 497 200

37 48 40 44 38 117 61 37

71 101 91 107 84 316 157 71

Az 1960-as évek közepétől, amikor az intenzív fajták túlsúlyba kerültek a köztermesztésben, akkor az 1 kg őszi búza biomassza előállításához egyre kevesebb csapadékvízre lett szükség, miközben a terméshozamok fokozatosan emelkedtek. Az 1970-es évek elejére az 1 kg őszi búza biomassza előállításához szükséges csapadékvíz mennnyisége 500 kg alá csökkent, s az 1980-as évek vége felé már egyes esetekben 300 kg alá is csökkent. Az 1951 és 1990 közötti 40 évben az őszi búza 1 kg biomassza előállításához átlagosan 713 kg csapadékvizet használt fel. A legnagyobb csapadékvízfelhasználás 1951-ben történt 1580 kg volt, a legkevesebb pedig 1990-ben 234 kg volt. Őszi árpa. Az őszi árpa csapadékhasznosítási adatai nagyon hasonlítanak az őszi búza csapadékhasznosítási adataihoz. Az őszi árpánál azonban az 1970-es évektől végbement csökkenés lassabb ütemű volt. Ekkor már az őszi árpa 1 kg biomassza előállításához – egyetlen évtől (1975) eltekintve – 700 kg-nál kevesebb csapadékvizet használt fel. Az átlagos csapdékvíz-felhasználás 774 kg volt, a maximális 1557 kg (1951ben), a minimális pedig 259 kg (1990-ben). Kukorica. A kukorica vízfelhasználása másként alakult az 1951 és 1990 közötti 40 évben, mint a már tárgyalt két gabonanövényünké. Az 1 kg kukorica biomassza előállításához szükséges csapadékvíz mennyisége csak egy évben (1952) haladta meg az 1000 kg-ot. Jelentős csökkenése már az 1960-as évek elején tapasztalható volt. Ekkor a felhasznált csapadékvíz mennyisége már 500 kg körül ingadozott, az 1970-es évek végére pedig már 400 kg alá csökkent. Az 1980-as évek során végig 200 és 400 kg között váltakozott. Az 1951 és 1990 közötti átlag érték 506 kg volt, a maximum 1058 kg (1952), a minimum pedig 201 kg (1986). Cukorrépa. Az 1951 és 1990 közötti 40 évben a cukorrépa használta fel a legkevesebb csapadékvizet 1 kg biomassza előállításához. A csapadékvízfelhasználás értékei az 1950-es években is csak három évben haladták meg a 100 kg-ot. Azután fokozatos csökkenés tapasztalható. Az 1970-es években


már 45 és 80 kg, az 1980-as években pedig már mintegy 40-55 kg csapadékvíz is elegendő volt 1 kg biomassza előállításához. Az említett 40 év átlaga 62 kg volt, a maximum 119 kg (1952), a minimum pedig 38 kg (1986). Burgonya. A burgonya is azok közé a növények közé tartozik, amelyek viszonylag kevesebb csapadékvíz felhasználásával képesek előállítani 1 kg biomasszát. Csapadékvíz felhasználása az 1950-es évek elején még rendszeresen meghaladta a 200 kg-ot. Azután a felhasználás már egyre ritkábban emelkedett 200 kg fölé, végül az 1970-es évek elejétől már az egész vizsgált időszak folyamán 200 kg alatt maradt. Az 1980-as években pedig egyre több olyan év akadt, amikor a csapadékvíz-felhasználás 100 kg alatt maradt. A 40 évi átlagérték 161 kg volt, a maximum 347 kg (1965), a minimum pedig 72 kg (1986).

A növényállomány alatti talaj és a növényállomány által együttesen elpárologtatott víz hasznosulása Az evapotranszspirációs vízfelhasználás esetében az egész vegetációs periódus alatti tényleges evapotranszspiráció mennyiségét és a gazdasági termésből számított biomasszát vettük alapul. Az evapotranszspirációs vízfelhasználási értékek tehát azt mutatják, hogy 1 kg biomassza előállításához hány kg víz elpárologtatására volt szükség (2.17 táblázat). Őszi búza. Az evapotranszspirációs vízhasznosulási értékek egy kissé eltérnek a csapadékhasznosulási értékektől. Ezek az értékek 1951 és 1964 között 1000 kg felettiek. Majd 1965 és 1970 között 700 és 1000 kg közöttiek. Az 1970-es évek elejétől 700 kg alá csökken, az 1980-as években pedig 500 kg alatt marad. Az 1951 és 1990 közötti 40 év átlagértéke 828 kg, a maximum 1928 kg (1952), a minimum pedig 312 kg 81984) volt. Őszi árpa. Az őszi árpa evatranszspirációs vízhasznosulási értékei 1951 és 1968 között 3 év kivételével mindig 1000 kg felett voltak. Ezután már 1000 kg feletti értékek nem fordultak elő, de az 1970-es évek elején az értékek még 700 és 1000 kg között mozogtak, csak az 1980-as évekre csökkentek le oly módon, hogy értékeik 400 és 700 kg közöttiek lettek. A 40 évi átlagérték 868 kg volt, a maximum 1926 kg (1952), a minimum pedig 416 kg (1984). Kukorica. A kukorica esetében mindössze két olyan év (1952, 1956) volt, amikor a vízhasznusulási érték meghaladta az 1000 kg-ot. Az 1950-es évek végén, egészen 1961-ig az értékek 800 és 1000 kg között változtak, majd 800 kg alá csökkentek, az 1970-es évek elejétől pedig már csak 600 kg alatti értékek fordultak elő.


A 40 évi átlagérték 580 kg, a maximum 1359 kg (1952), a minimum pedig 293 kg (1982) volt. Cukorrépa. A cukorrépa eapotranszspirációs vízhasznosulási értékei csak 19521965 között haladták meg a 100 kg-ot. Ezt követően 1957 és 1961 között 80-100 kg közötti értékek fordultak elő, majd 1962 után már csak egyetlen évben (1975) volt 70 kg feletti érték. Ezt követően, 1975 után a evapotranszspirációs vízhasznosulási értékek 40 és 60 kg között változtak. A 40 évi középérték 68 kg volt, a maximum 138 kg (1952), a minimum pedig 41 kg (1990) volt. Az adatokból kitűnik, hogy a cukorrépa evapotranszspirációs együtthatója a legkedvezőbb, azaz e növény használja a legkevesebb vizet 1 kg biomassza előállításához. 2.17 táblázat Főbb gazdasági növényeink evapotranszspirációs együtthatójának alakulása Évek 1951 1952 1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974

őszi búza őszi árpa kukorica cukorrépa burgonya 1195 1098 841 94 220 1929 1799 1359 138 256 1198 1042 893 104 216 1470 1492 955 104 239 1218 969 920 102 186 1363 1172 1094 115 202 1382 1054 813 87 180 1643 1338 859 89 169 1188 992 704 87 182 1235 1216 701 71 183 1179 1110 800 87 215 1082 1176 638 69 153 1337 1458 739 69 217 1143 1248 678 70 239 780 861 768 68 286 920 1047 668 63 168 798 1049 656 57 195 980 1022 489 50 164 719 840 561 60 170 853 965 627 67 186 674 826 530 65 142 643 708 463 48 156 574 645 447 62 145 491 602 465 46 153

118 A HIGRIKUS ÉGHAJLATI TÉNYEZŐK IDŐ- ÉS TÉRBELI VÁLTOZÁSAI ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––– 2.17 táblázat (folytatás) 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 max. átlag min.

594 514 507 374 591 349 520 446 487 312 345 453 408 366 372 467 1929 828 312

648 619 604 491 729 446 664 688 581 438 468 688 519 465 432 541 1799 869 432

453 435 396 383 352 376 312 293 309 308 318 300 313 328 318 387 1359 581 293

72 59 59 53 52 53 51 46 52 47 52 55 49 49 49 41 138 68 41

183 140 125 113 130 135 98 111 100 90 97 83 111 91 116 81 286 161 81

Burgonya. Evapotranszpirációs vízhasznosulási értékei 1951 és 1965 között még meghaladhatták a 200 kg-ot is, de 1965 után már csak 200 kg alatti értékek fordultak elő. Az 1980-as években pedig már gyakoriak lettek a 100 kg alatti értékek. A 40 évi átlagérték 161 kg volt, a maximum 286 kg (1965), a minimum pedig 81 kg (1990) volt. Összefoglaló áttekintés. A korábbi években Varga-Haszonits és Tölgyesi (1989) végeztek ilyen jellegű vizsgálatokat az 1951-1980 közötti 30 esztendős időszakra. Jelen munkában a vizsgálati időszakot 10 esztendővel növeltük, s így már 40 éves sorozat (1951-1990) állt a rendelkezésünkre. A két vizsgált érték közül tulajdonképpen az evapotranszspirációs vízhasznosulás értéke az, amely jobban mutatja a biomasszaképzésre felhasznált vízmennyiséget, mivel ez a növényállomány alatt rendelkezésre álló víz elpárolgásából származó vízmennyiség. A csapadék esetében nyilvánvaló, hogy az nem fordítódik teljes mértékben biomasszaképzésre. Az adatok jól mutatják, hogy az intenzív fajták köztermesztésbe vonása után mindegyik vizsgált növény esetében jelentősen csökkent az 1 kg biomassza előállításához szükséges vízmennyiség, akár a lehullott csapadékmennyiséget, akár az elpárologtatott vízmennyiséget vesszük figyelembe.

A LEVEGŐ NYOMÁSA ÉS MOZGÁSA 119 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

2.3 A levegő nyomása és mozgása Légnyomás

Egy adott hely éghajlatának agroklimatológiai elemzése során a légnyomás vizsgálata inkább csak kiegészítő jellegű. Elsősorban a hőmérséklet és a nedvesség az a két elem, amely egy adott hely éghajlati jellegzetességeit meghatározza. Ehhez járulnak még a szélviszonyok, amelyek a kialakított képet inkább csak módosítják. Általános meteorológiai szempontból azonban a légnyomás tanulmányozása elengedhetetlen a légkörben lejátszódó fizikai folyamatok megértéséhez, beleértve egy adott hely hőmérsékleti és nedvességi viszonyait is. S természetesen főként a szelet, mivel a szél nem más, mint a légkörben kialakuló nyomáskülönbségek kiegyenlítődése, s ezzel a légtömegek mozgásának és kicserélődésének mozgatórúgója. Ezzel rögtön világosabbá válik a hőmérsékleti és nedvességi viszonyokra gyakorolt hatása is. A légnyomás napi menete. Jellemzője a kettős maximum és minimum. A fő maximum a délelőtti órákban 10-11 óra körül áll be, a másodmaximum pedig este 22-23 óra körül. A fő minimum délután 17 óra tájban alakul ki, míg a másodminimum a hajnali órákban, 4 óra tájban. Amint az adatokból is kiderül majdnem pontosan 12 órás ingás jellemzi a napi menetet. Az amplitudó nem nagy, a mi földrajzi szélességeinken alig éri el az 1 mm-t. Az Egyenlítőn 2 mm, de értéke növekvő szélességi körökkel csökken. A magassággal felfelé haladva ugyancsak csökken. Legmagasabb hegycsúcsunkon, a Kékestetőn a 0,5 mm-t sem haladja meg. A kettős hullám valószínűleg egy 24 órás hullámból (amit a besugárzás napi menete alakít ki), s egy 12 órás hullámból (amit feltehetően a légkör feltételezett saját rezgéshulláma hoz létre) tevődik össze. A légnyomás évi menete. Az évi menet nem jelentkezik olyan erőteljesen, mint a napi menet.A légnyomás évi menetét januári maximum és aprilisi minimum érték jellemzi. Egy másodmaximum jellegű légnyomás emelkedés tapasztalható szeptember-október hónapokban, majd ezt követően a másodminimum az ősz végén, a tél elején található. A télen a szárazföldek jelentős mértékben lehűlnek, a hideg levegő sűrűbb, nehezebb, így érthető, hogy a maximum kialakulása egybeesik a leghidegebb időszakkal. Általában ez a jellemző a szárazföldekre. Különösen igaz ez – mint korábban láttuk – a nagykiterjedésű ázsiai szárazföldre, ahol télen hatalmas kiterjedésű, termikus eredetű anticiklon található, amely sok esetben Európa keleti, sőt középső területein is érezteti a hatását. A kora tavaszra pedig az a jellemző, hogy az északi sarkvidéken még tart a hideg levegő felhalmozódása, ugyanakkor az Azori anticiklon is még alacsonyabb szélességeken tartózkodik,

120 A LEVEGŐ NYOMÁSA ÉS MOZGÁSA –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

így a kettő között, főleg a Földközi-tenger medencéjében alacsony légnyomás alakul ki, ciklonok képződnek, s megnövekszik a ciklongyakoriság hazánk területén is. Lényegében ez idézi elő az áprilisi légnyomásminimumot. A felmelegedő levegő kitágul, sűrűsége csökken, könnyebb lesz, ezért azt várnánk, hogy a légnyomás minimuma a legmelegebb időszakra essen. A tőlünk keletebbre eső területeken valóban így is van, nálunk ez azonban csak alacsony értékek jellemzik ezt az időszakot, de áprilistól gyenge emelkedés jelentkezik. Ez az emelkedés az ősz folyamán folytatódik, de novemberben ezt megtöri egy gyenge másodminimum, amelyet az Azori anticiklon délebbre helyeződése miatt megerősödő ciklontevékenység (őszvégi esők) idéz elő. A légnyomás változása a magassággal. A légnyomás a magassággal csökken, mivel felfelé haladva egyre kisebb lesz a felettünk lévő légoszlop, s ennek következtében a súlya is. Ha a hazánk területén lévő megfigyelő állomásokat tengerszint feletti magasságuk szerint rendezzük sorba (2.18 táblázat), akkor az évi légnyomásátlagok magassággal történő csökkenése jól érzékelhető. 2.18 táblázat A légnyomás függőleges grádiense 30 évi átlag alapján (mm/100m)

1. 2.

1. Budapest Szabadság-hegy és Budapest Meteorológiai Intézet 2. Kékestető és Mátraháza között I. II. III. IV. V. VI. VII. VIII. IX. X. XI. XII. Év 9,3 9,2 9,1 8,9 8,6 8,5 8,5 8,5 8,7 8,9 9,1 9,2 8,9 8,4 8,3 8,3 8,2 8,1 7,9 7,9 8,0 8,0 8,3 8,3 8,5 8,2

Szélviszonyok Ismeretes, hogy a légmozgást, azaz a szelet légnyomáskülönbség idézi elő. A levegő a magasabb nyomású helyről az alacsonyabb nyomású hely felé mozog. Minél nagyobb a nyomáskülönbség (a légnyomás-gradiens), annál erősebb a légnyomáskülönbség kiegyenlítésére való törekvés, s annál erősebb a légmozgás, vagyis a szél. A szelek sok esetben kapcsolódnak ciklonáris és anticiklonáris tevékenységekhez. Ennek során nemcsak a központok felé vagy onnan kiáramló szelekkel kell számolni, hanem e képződményeknek az óramutató járásával megegyező vagy ellentétes irányú mozgása következtében kialakuló légáramlásokkal is. Mivel ezek az alacsony és magas nyomású légköri képződmények mozognak, a szélirányok és a szélerősségek is gyakorta változnak. A szélviszonyok elemzését Bacsó et al. (1953), valamint Bacsó (1959) munkái alapján végezzük el.

A LEVEGŐ NYOMÁSA ÉS MOZGÁSA 121 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

Szélirány. Hazánk a nyugati szelek övezetében fekszik. A nyugati áramlási irányt erősíti az Izlandi ciklon és az Azori anticiklon tevékenysége. Télen az Izlandi ciklon délebbre lenyúlik és felerősödik, nyáron pedig az Azori anticiklon lesz nagyobb kiterjedésű és kerül magasabb szélességekre. Mindkettő erősíti a nyugati irányú szelek dominanciáját. Az Atlanti óceán felől érkező légmozgások beleütközve az Alpok és Kárpátok vonulataiba részben északabbra tolódva elkerülik a Kárpát-medencét, részben a Duna völgyében útat találnak (Dévényi kapu) maguknak a medence belseje felé. A Dévénynél beérkező légáramlások jelentős részben északnyugati irányú szelekként a Mosonmagyaróvár-Szeged útvonalon végighaladnak az országon (2.16 ábra). Egy részük azonban a Kisalföldre érve déli irányba fordul és északi szelekként válnak jellemzővé a Dunántúl nyugati területein.

2.16 ábra A szélirány eloszlása Magyarországon

A keletről, északkeletről és északról fújó szelek a Kárpátok koszorújába ütközve ugyancsak eltérülnek északibb irányba, s a hegyvonulat viszonylag legalcsonyabb részén, az Erdős Kárpátok területén jutnak a medencébe, ezért hazánkban északkeleti irányú légáramlásként érkeznek és a Nyíregyháza-Szeged útvonalon haladnak át az országon. Így az ország keleti területein, elsősorban a Tiszántúlon az északkeleti szélirány a leggyakoribb. Az ország középső területeinek északi részén, amely a Kárpátok hegyeinek vonalatához délen csatlakozó Északi Középhegyság által árnyékolt területet

122 A LEVEGŐ NYOMÁSA ÉS MOZGÁSA –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

jelenti, tulajdonképpen rendszertelenné válik az uralkodó szél iránya. Ezen a hegyek által árnyékolt részen fellépő örvénylések a terület különböző pontjain más-más irányú szeleket tesznek uralkodóvá. Szélsebesség. Az irány mellett a szél másik fontos jellemzője a szélsebesség. A szélsebesség mérésére korábban a nyomólapos szélzászlót alkalmazták, s a szél sebességét Beaufort-fokokban adták meg. Ez a mérési mód tekintélyes hibaforrást jelent, ezért a korábbi időszakokban nehéz volt ezekből az adatokból a szélsebesség országos eloszlásáról és időbeli változásairól megbízható képet kapni. A fennálló nehézségek ellenére Bacsó (1946) készített elsőként ilyen térképet hazánkra vonatkozóan. A 2.17 ábra mutatja, hogy a legnagyobb szélsebességek az ország északnyugati területein fordulnak elő. Innen a Dunántúl déli területei, valamint az ország középső része felé haladva a szélsebességek fokozatosan csökkennek. Ez annak tulajdonítható, hogy a Kárpát-medencébe báramló levegő sebességét a szűk “Dévényi kapu” megnöveli, majd a medencében szétáramolva a levegő sebessége lecsökken. Hasonló történik az Erdős Kárpátok felől beáramló levegővel is. Ezért a keleti országrészekben is a nagyobb szélsebességek a jellemzők. S innen is az ország északi, középső területei felé haladva a szélsebesség lecsökken.

2.17 ábra A szélsebesség eloszlása Magyarországon

A NÖVÉNYTERMESZTÉS ÉGHAJLATI FELTÉTELEI 123 ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

3. A NÖVÉNYTERMESZTÉS ÉGHAJLATI ADOTTSÁGAI 3.1 Természetes periódusok A növénytermesztés, mivel a szabad ég alatt megy végbe, mindig adott éghajlati feltételek mellett történik. Az éghajlati viszonyok meghatározzák, hogy – az adott helyen milyen növények termeszthetők, s azt is, hogy – az év melyik időszakában termeszthetők, s akkor milyen meteorológiai hatások érik. Ahhoz, hogy ezt megállapíthassuk ismernünk kell a természetes meteorológiai periódusokat, ismernünk kell a növényeknek azon küszöbértékeit, amelyek alapján a vegetációs periódusuk meteorológiailag jellemezhető.

3.1.1 Természetes meteorológiai periódusok Egy adott helyen a Földnek a Nap körüli keringése és a saját tengelye körüli forgása következtében a sugárzás és a hőmérséklet évi menete olyan szabályosságot mutat, hogy annak alapján elkülöníthetünk meghatározott küszöbérték feletti hőmérsékletű időszakokat (3.1 ábra). Mivel a hőmérséklet erősen befolyásolja a levegő párologtatóképességének alakulását, vannak olyan időszakok, amikor a lehullott csapadék mennyisége meghaladja a párologtatóképességet (nedves időszakok), s vannak olyan időszakok is, amikor a párologtatóképesség felülmúlja a csapadékmennyiséget (száraz időszakok). Ezt a folyamatot a párolgtatóképesség és a csapadék különböző időszakokra vonatkozóan képzett különbségi értékei vagy hányadosai segítségével jól nyomon lehet követni. A hányadosokból képzett értékeket – amint az előző fejezetben már említettük – szokás ariditási (szárazsági) indexnek vagy humiditási (nedvességi) indexnek nevezni. Meghatározásuk segít a száraz és nedves szakaszok számszerű jellemzésében. Ezen ismeretek birtokában meghatározhatjuk a természetes hőmérsékleti és nedvességi szakaszokat, amelyeket természetes meteorológiai periódusoknak nevezünk. Azért nevezzük ezeket az időszakokat „természetes periódus”-nak, mert elkülönítésük nem naptári napok alapján történik, hanem jól értelmezhető küszöbértékek segítségével.

124 A NÖVÉNYTERMESZTÉS ÉGHAJLATI FELTÉTELEI ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

3.1 ábra. Természetes periódusok

Hőmérsékletileg meghatározott periódusok A növények földrajzi elterjedését nagy mértékben meghatározza a hőmérséklet. Ez egyúttal azt is jelenti, hogy egy adott helyen egy növény termeszthetősége ugyancsak alapvetően a hőmérséklet függvénye. Meg kell tehát ismernünk, hogy az adott termőterületen hőmérsékleti szempontból milyen természetes időszakok vannak. Mivel a növények termesztéséhez mindenekelőtt bizonyos küszöbértékek feletti hőmérsékletű időszakra van szükség, elsőként ezeket az időszakokat határozzuk meg, majd a felmelegedési és lehűlési szakaszokat. Hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódus. A növények élettevékenységüket csak a bázishőmérsékletnél magasabb értékek esetén tudják folytatni. Ezért az első feladat egy termőhely agroklimatológiai elemzésénél annak meghatározása, hogy létezik-e olyan időszak, amikor a napi középhőmérsékletek állandóan a vizsgált növény bázishőmérséklete felett vannak. Azt az időszakot, amelynek folyamán a napi középhőmérsékletek állandóan egy adott növény életműködéséhez szükséges küszöbhőmérséklet (bázishőmérséklet) felett vannak, az adott növényre vonatkozóan hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódusnak nevezzük. Ha létezik ilyen időszak, akkor az a kérdés, hogy az év melyik szakaszában és mennyi ideig tart. Először erre keressük a választ. A hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódus (HLVP) hosszának ismerete


növénytermesztési szempontból azért fontos, mert ha ez meghaladja a tényleges vegetációs periódus hosszát (TVP), tehát a vetéstől az érésig terjedő időszak hosszát, vagyis ha HLVP>TVP

(3.1)

akkor az adott növény a vizsgált területen termeszthető. Az (3.1) egyenlőtlenség gyakorlati alkalmazásánál azt is meg kell adni, hogy a feltétel milyen valószínűség mellett teljesüljön. Ha nagyobb biztonságra törekszünk, akkor az egyenlőtlenség meghatározásához hosszabb meteorológiai idősorokra van szükségünk. A hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódust bármely növényre vonatkozóan kiszámíthatjuk, ha ismerjük bázishőmérsékletét. Amennyiben azonban általános képet akarunk adni az éghajlati hatásról, akkor a fontosabb gazdasági növényi csoportokra jellemző 5,10 és 15 fokos hőmérsékleti küszöbértékek alapján számítjuk ki a hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódust.

    T − T0 T − Ta HLVP =  D M + M ⋅ n M  −  D a + 0 ⋅ n a  TM − TA TM − Ta    

(3.2)

A (3.2) összefüggésben D M a küszöbértéknél magasabb hőmérsékletű hónap középső napjának január 1-től számított sorszáma, T 0 a hőmérsékleti küszöbérték (bázishőmérséklet), T M a küszöbértéknél magasabb havi középhőmérséklet, T A a küszöbértéknél alacsonyabb havi középhőmérséklet, n M pedig a küszöbértéknél magasabb hőmérsékletű hónap napjainak a száma. A nagy betűs indexű értékek őszre vonatkoznak, a kis betűs indexűek tavaszra. D a a küszöbértéknél alacsonyabb középhőmérsékletű hónap középső napjának sorszáma, n a pedig az alacsonyabb középhőmérsékletű hónap napjainak a száma. Az 5 fok feletti hőmérsékletű időszak. Az időszak kezdetének adatait az 3.1 táblázat első három oszlopa tartalmazza. Látható, hogy hazánkban átlagosan március második dekádjában emelkedik a napi középhőmérséklet 5 fok fölé. Ugyanakkor az egész ország területén előfordulhat, hogy már februárban meghaladja ezt az értéket és felette is marad. De egy-két kivételtől eltekintve azzal is számolni lehet, hogy csak áprilisban emelkedik 5 fok fölé. Tehát a február közepe és az április eleje közötti mintegy másfél hónap az, amelynek folyamán az 5 fokos közép-hőmérséklet átlépése megtörténik. A 3.1 táblázat középső három oszlopa mutatja az 5 0C-nál magasabb középhőmérsékletű időszak befejeződésének időpontjait. Az átlagos befejeződés


november második dekádjára esik, a legkorábbi október utolsó dekádjára, a legkésőbbi pedig kitolódhat december második dekádjáig. 3.1 táblázat Az 5 0C feletti hőmérsékletű időszak jellemzői 1951-1990 Állomás


Az 5 0C feletti időszak kezdete Max. 04.01 04.04 04.03 04.01 04.02 03.31 04.01 03.30 03.31 03.31 03.31 03.31 03.30 03.30 03.31 03.03 04.01 03.31 04.07

Az 5 0C feletti időszak vége

Átl. Min. Max. 03.11 02.10 12.06 03.16 02.12 11.29 03.13 02.11 12.01 03.08 02.06 12.13 03.11 02.08 12.06 03.10 02.08 12.07 03.13 02.13 12.04 03.11 02.09 12.10 03.09 02.07 12.09 03.11 02.11 12.08 03.10 02.12 12.06 03.11 02.14 12.10 03.10 02.12 12.16 03.10 02.13 12.17 03.13 02.15 12.12 03.16 02.21 12.06 03.17 02.25 12.02 03.14 02.20 12.07 03.16 02.13 12.04

Az 5 0C feletti időszak tartama

Átl. Min. Max. 11.16 10.31 283 11.11 10.31 276 11.13 10.31 279 11.19 10.30 299 11.16 11.01 289 11.16 10.29 286 11.13 10.28 274 11.16 10.29 280 11.18 11.01 290 11.15 10.27 279 11.16 10.30 280 11.15 10.28 275 11.18 10.29 284 11.17 10.28 284 11.15 10.28 278 11.11 10.25 269 11.10 10.24 264 11.13 10.28 272 11.11 10.26 274

Átl. Min. 250 222 240 216 246 217 255 221 250 223 251 223 245 222 250 223 254 224 249 223 250 222 249 223 253 225 252 225 246 220 241 217 238 217 244 221 240 216

A 3.1 táblázat utolsó három oszlopa az 5 fok feletti középhőmérsékletű időszak tartamát mutatja. Az időszak átlagos hossza 238 és 255 nap között változik. Tulajdonképpen ez a leghosszabb vegetációs periódus hazánkban. Az északibb fekvésű helyeink a legkedvezőtlenebbek, itt a legrövidebb a vegetációs periódus átlagos hossza. A legrövidebb 5 fok feletti hőmérsékletű vegetációs periódusok hossza 216 és 225 nap között változik, a leghosszabbaké pedig 264 és 299 nap között. Az 5 fok feletti hőmérsékletű időszak hosszában a déli és északi határ között átlagosan mintegy 10-15 nap eltérés lehet. A minimumok esetén ez a


különbség 10 nap alá csökken, a maximumoknál pedig 35 napra növekszik. Bár hazánk észak-déli irányban csak mindössze 3 szélességi fok kiterjedésű, ez is észrevehető különbséget eredményez a vegetációs periódus hosszában. A 220 napnál rövidebb és 280 napnál hosszabb tenyészidőszakok meglehetősen ritkák. A legtöbb helyen a 240-250 nap közötti hosszúság a leggyakoribb. A legnagyobb tenyészidő hosszúság csak Szegeden esik 250-260 nap közé. Ez a tenyészidőhossz gyakori még az ugyancsak déli fekvésű Pécsett. A Dunántúlon gyakori 240–250 napos vegetációs periódus. A 10 fok feletti hőmérsékletű időszak. A kezdetére vonatkozó adatokat az 3.2 táblázat tünteti fel. Ebből látható, hogy április 10 körül várható a 10 fok feletti hőmérsékletű időszak kezdete. Kivételt képez a nyugati határszél, ahol az átlagos átlépés csak április 15 után várható (Sopron, Szombathely). A legkorábbi átlépési időpontok általában március második felére esnek. A déli határ közelében azonban már március első felében is várható a 10 fok átlépése. A legkésőbbi időpontok április végére, május elejére tolódnak. A 10 fok átlépése ugyancsak egy másfél hónapos időszakon belül megy végbe, s gyakorlatilag májustól már szinte kizárólagosan 10 fok feletti napi középhőmérsékletekkel lehet számolni. Az átlépés időpontja egyes helyeken április első dekádjában, más helyeken április második dekádjában a leggyakoribb. Március 20-a előtt és április 30-a után viszonylag ritkán fordult elõ átlépés. Különösen az április 30-a utáni átlépés ritka, ezért – mint már említettük – májustól gyakorlatilag 10 fok feletti napi középhőmérsékletekkel lehet számolni, s ez már a melegigényesebb kultúrák számára is kedvező. Az 3.2 táblázat a 10 fok feletti hőmérsékletű tenyészidőszak befejeződésének időpontjait mutatja. Az átlagos időpontok október második dekádjára esnek. A legkorábbi átlépési idõpontok már szeptember utolsó dekádjában bekövetkezhetnek. Néhány délibb fekvésű helyen azonban csak október első dekádjában. A befejeződés időpontja már jobban széthúzódik. Tulajdonképpen az egész november hónapot átfogja. Néhány északibb fekvésű helyen, s a nyugati határszélen előfordulhat, hogy már november első dekádjában befejeződik a 10 fok feletti hőmérsékletű időszak. A megfigyelő állomások többségén csak november második dekádjában, a délibb fekvésű helyeken pedig a harmadik dekádjában. A 10 fok feletti tenyészidőszak hossza 179 és 201 nap között változik (3.2 táblázat) A nyugati határszél menti Szombathely és a déli határszél menti Szeged átlagos tenyészidőszakának hosszai tehát egy hónap nagyságú különbséget mutatnak. A legrövidebb tenyészidőszak 146 nap (Sopron). A minimumok közül ugyancsak Szegeden volt a leghosszabb: 175 nap. A maximumok 211 és 234 nap között ingadoznak. Itt a legkisebb a különbség, mindössze 23 nap.


A gyakorisági táblázat azt mutatja, hogy a 160 napnál rövidebb és a 230 napnál hosszabb tenyészidőszakok ritkák. A leggyakrabban a 170 és 210 nap közötti értékek fordulnak elő. A legtöbb helyen a 190–200 nap közötti hosszúság a leggyakoribb. A Nyugat-Dunántúlon a maximális gyakoriság a 180–190 napos osztályba tartozik. A délibb fekvésű helyeken pedig a 210–220 nap hosszúságú osztályba tevődik át. Érdekes jelenség, hogy az Alföldön 160 napnál rövidebb tenyészidőszak alig fordul elő, a 210 napnál hosszabbak viszont gyakoribbak, mint az ország egyéb helyein. 3.2 táblázat 10 fok feletti hőmérsékletű időszak adatai 1951-1990

Állomás Győr Szombathely Zalaegerszeg Kaposvár Pápa Tatabánya Martonvásár Iregszemcse Pécs Kecskemét Budapest Szolnok Szeged Békéscsaba Debrecen Nyíregyháza Miskolc Kompolt Balassagyarmat

A 10 fok feletti időszak



kezdete

befejezése

tartama

Min. 03.24 03.30 03.29 03.20 03.26 03.25 03.23 03.23 03.15 03.23 03.17 03.26 03.22 03.25 03.29 03.28 03.28 03.25 03.27

Átl. 04.13 04.18 04.16 04.11 04.14 04.11 04.13 04.12 04.10 04.11 04.09 04.10 04.10 04.10 04.12 04.13 04.14 04.12 04.14

Max. 04.28 05.04 05.01 04.29 04.30 04.28 04.27 04.28 04.27 04.26 04.24 04.23 04.26 04.25 04.24 04.26 04.27 04.26 04.23

Min. 10.03 09.30 10.02 10.06 10.01 10.01 10.03 10.03 10.05 10.05 10.06 10.06 10.06 10.04 10.04 10.02 09.30 10.04 09.28

Átl. 10.17 10.15 10.14 10.20 10.17 10.19 10.17 10.18 10.22 10.19 10.20 10.19 10.21 10.20 10.17 10.14 10.13 10.17 10.13

Max. 10.30 11.09 10.28 11.17 10.31 11.09 10.29 10.31 11.15 11.05 10.30 10.31 11.15 11.15 10.30 10.28 10.27 10.30 10.29

Min. 171 162 165 170 166 171 170 172 173 173 177 177 175 174 175 171 168 172 166

Átl. 188 180 181 192 186 191 188 189 195 192 194 192 194 192 188 185 182 188 181

Max. 215 211 209 226 214 218 220 221 224 220 220 218 224 223 214 211 210 217 214

A 15 fok feletti hőmérsékletű időszak. Kezdetének időpontjai az 3.3 táblázatban találhatók. Az átlagos időpontok az Alföldön inkább május első dekádjára esnek, a Dunántúlon és Észak-Magyarországon pedig május második dekádjára. A legkorábbi bekövetkezési idõpontok lényegében az egész ország területén április második dekádjában vannak. A legkésőbbi időpontok pedig május utolsó és


június első dekádjában következnek be. A 15 fok átlépése után már melegigényes, rövid tenyészidejű kertészeti növényeink is termeszthetők. 3.3 táblázat A 15 0C feletti hőmérsékletű időszak jellemzői 1951-1990 Állomás

A 15 0C feletti időszak kezdete

A 15 0C feletti időszak vége

A 15 0C feletti időszak tartama

Győr

Max. Átl. Min. Max. Átl. Min. Max. 05.29 05.13 04.26 10.02 09.19 09.03 156

Szombathely Zalaegerszeg Kaposvár Pápa Tatabánya Martonvásár Iregszemcse Pécs Kecskemét Budapest Szolnok Szeged Békéscsaba Debrecen Nyíregyháza Miskolc Kompolt Balassagyarmat

06.08 06.03 05.28 06.02 05.28 05.27 05.28 05.27 05.27 05.26 05.26 05.25 05.27 05.28 05.29 06.01 05.29 05.30

05.21 05.18 05.11 05.15 05.11 05.13 05.12 05.11 05.10 05.10 05.10 05.08 05.09 05.11 05.12 05.15 05.12 05.15

05.02 04.28 04.24 04.25 04.23 04.26 04.27 04.25 04.21 04.25 04.28 04.23 04.26 04.29 04.30 05.02 04.29 04.28

10.27 09.27 10.17 10.10 10.18 10.15 10.16 10.16 10.17 10.08 10.05 10.16 10.05 10.02 09.28 09.28 10.05 09.29

09.15 09.15 09.21 09.19 09.20 09.21 09.21 09.24 09.22 09.23 09.22 09.24 09.22 09.23 09.17 09.16 09.21 09.15

08.31 08.31 09.04 09.01 09.02 09.03 09.04 09.06 09.06 09.07 09.08 09.06 09.05 09.05 09.03 08.31 09.04 08.31

163 153 176 168 177 172 173 173 179 166 153 173 154 151 145 142 149 144

Átl. Min. 129 106 117 120 133 127 132 131 132 136 135 136 136 138 136 132 128 124 131 123

96 97 110 104 105 109 108 114 108 113 112 110 106 103 100 93 102 99

A megfigyelő helyek zömében leggyakrabban április 30 és május 10 között történik a 15 fok átlépése. Egyes dunántúli helyeken ez a május 10 és május 20 közötti időszakra tolódik. Április 20-a előtti és május 30-a utáni átlépési időpontok ritkák. A hőmérséklet 15 fok alá süllyedésének időpontjait az 3.3 táblázatban találjuk. Ez az időpont átlagosan szeptember harmadik dekádjára esik, de a nyugati és északi országrész egyes helyein már a második dekádban bekövetkezik. A legkorábbi bekövetkezés egyes helyeken már augusztus vége felé megtörténhet. A legkésőbbi viszont egészen október második dekádjáig kitolódhat.


A leggyakoribb bekövetkezési időpont zömmel szeptember 17 és 27 közé esik. De egyes nyugat-magyarországi helyeken ez 10 nappal korábbi időszakra jöhet előre, egyes délebbi területeken pedig 10 nappal későbbi időszakra. A 15 foknál magasabb hőmérsékletű idõszak tartamait az 3.3 táblázatban találjuk meg. Az időszak átlagos hossza 119 és 146 nap között mozog. Ugyanazokat a törvényszerűségeket tapasztaljuk, mint eddig. Az ország középső területeihez képest a nyugati és északi hüvösebb részeken találhatók a rövidebb tartamok, a délibb részeken pedig a hosszabb tartamok. A legrövidebb tartamok 93 és 113 nap közöttiek. A leghosszabb tartamok 149 és 179 nap között ingadoznak. Láthatjuk, hogy az átlagértékek több, mint egy hónappal, a leghosszabb tartamok egy hónappal, a legrövidebb tartamok pedig csak 10 nappal különböznek egymástól. Összefoglalva azt mondhatjuk tehát, hogy hazánkban a hőmérsékletileg lehetséges vegetációs periódusok hossza jól követhető övezetes rendet mutat. A déli ország részeken találhatók a leghosszabb tenyészidőszakok. Innen kiindulva mind északi, mind pedig nyugati irányban a vegetációs periódusok tartama csökken. Szélső esetekben a tartamok közötti területi különbségek egy hónapot is kitehetnek. Ezt a képet tükrözik a gyakorisági eloszlások is. Itt azonban megfigyelhető az is, hogy déltől észak és nyugat felé haladva a vegetációs periódusok tartamának előfordulási gyakorisága is változik. A délibb területeken nemcsak a leggyakoribb előfordulás esik a magasabb tartományokba, hanem a magasabb gyakorisági osztályok is gyakrabban fordulnak elő. Ahogyan az átlagértékek csökkennek, úgy tolódnak el a gyakoriságok is a rövidebb tartamok irányába. A fokozatos átmenet jól megfigyelhető. Hasonló mondható el az átlépési időpontokról is. Az elmondottak alapján kézen fekvő a gondolat, hogy egy esetleges éghajlatváltozás esetén kialakuló változások valószínűleg hasonló módon játszódnának le. Azaz egy adott helyen időben feltehetően ugyanúgy játszódnának le a változások, mint ahogyan a bemutatott adatokon az ország területén nyomon követhető. Vagyis, ha emelkedne a hőmérséklet, akkor a vegetációs periódusok átlagos hossza és a hosszabb tenyészidőszakok előfordulási gyakorisága fokozatosan nőne. Hőmérsékletcsökkenés esetén pedig egyre rövidebb lenne a vegetációs periódus átlagos hossza és egyre gyakrabban fordulnának elő rövidebb vegetációs periódusok. Valószínűleg a számszerű értékek is hasonlóképpen alakulnának. Felmelegedési időszak. A hőmérséklet alapján meghatározott vegetációs periódus vége és a következő évi vegetációs kezdete között van egy hűvös időszak, amelyben általában a vegetáció szünetel. A hűvös időszak végétől a


hőmérséklet fokozatosan emelkedik, s közben átlépi az egyes növények növekedéséhez szükséges küszöbhőmérsékleteket (bázishőmérsékleteket), majd eléri a meleg időszak kezdetét jelentő 15 fokos értéket. Ha a bázishőmérsékletek alsó határának tekintjük az 5 fokos értéket, akkor a felmelegedési időszakot, az 5 fok és a 15 fok átlépési időpontjai közötti időtartamként határozhatjuk meg. 3.4 táblázat A tavaszi felmelegedési és az őszi lehűlési időszakok hossza 1951-1990

Állomás Győr Szombathely Zalaegerszeg Kaposvár Pápa Tatabánya Martonvásár Iregszemcse Pécs Kecskemét Budapest Szolnok Szeged Békéscsaba Debrecen Nyíregyháza Miskolc Kompolt Balassagyarmat

Felmelegedési időszak Max. Átl. Min. 101 105 105 104 102 104 94 95 104 93 96 95 97 103 102 95 96 98 98

64 66 66 64 65 62 61 62 63 59 60 59 59 60 58 58 59 59 60

40 36 29 27 29 31 38 29 28 37 35 39 34 38 30 36 38 37 40

Max. 85 80 83 86 88 85 78 83 84 80 80 84 84 89 91 87 84 83 84

Lehűlési időszak Átl. Min. 58 57 60 58 58 57 53 56 55 54 54 54 55 56 56 55 55 53 57

41 25 44 28 34 27 29 28 27 31 37 38 31 38 37 39 40 38 42

A felmelegedési időszak adatait az 3.4 táblázat tartalmazza. Az átlagos tartamok a Dunántúlon általában 60 nap felettiek, az Alföldön és ÉszakMagyarországon 58-60 nap közöttiek. Ez gyakorlatilag közel 2 hónapos időtartamot jelent, ami szemmel láthatóan a Dunántúlon néhány nappal hosszabb. A leghosszabb és legrövidebb időtartamok azt mutatják, hogy ez az átmeneti szakasz lehet egy hónap vagy annál rövidebb tartamú is, de lehet 3 hónapnál hosszabb is. Ez pedig lényeges lehet a tavaszi mezőgazdasági munkák elvégzése szempontjából. A hazánkban termesztett növények bázishőmérséklete ugyanis


általában 5 és 15 fok közötti, így kiültetésük erre az időszakra esik. Ekkor kell tehát elvégezni a vetéselőkészitő és a vetési munkákat, ami néha közel 30 napra zsugorodik, néha több mint 100 napra elnyúlik. Ez az időszak a növények jelentős részénél a vegetatív növekedés idõszaka is. Ezért amikor rövid a felmelegedési szakasz, vagyis gyors a hőmérsékletemelkedés, akkor gyors a növény növekedése és fejlődése is. Emiatt az Alföldön átlagosan gyorsabb növény-növekedéssel és fejlődéssel lehet számolni, mint a Dunántúlon. Lehűlési időszak. Adatait ugyancsak a 3.4 táblázatban találjuk. Eszerint az őszi lehülési időszak – amely a 15 fokról 5 fokra történő hőmérséklet-csökkenés időszaka – átlagosan néhány nappal rövidebb, mint a tavaszi felmelegedési szakasz. Hossza a Dunántúlon 55-60 nap, az Alföldön 54–56 nap, Észak– Magyarországon 53–57 nap. A legrövidebb lehűlési szakaszok 25–32 nap közöttiek, a leghosszabbak 80–100 nap közöttiek. Ebben az időszakban történik több fontos növényünknél (kukorica, cukorrépa, szőlő ) a termés betakarítása, valamint az őszi gabonák vetése. Különösen a termés beérése szempontjából kedvezőtlen a gyors lehűlési folyamat, de – amint látható az adatokból – ez szerencsére ritka. Száraz és nedves időszakok

A száraz és nedves időszakok meghatározásához ismernünk kell az ariditási (szárazsági) index havi értékeit, amelyeket a következőképpen határozunk meg: ARI =

E0 P

(3.3)

A (3.3) összefüggésben ARI az ariditási index értéke, E 0 a levegő párologtatóképessége, P pedig a csapadékmennyiség. Ha a P értéke 1-nél kisebb, akkor P=1-et veszünk. Így az ariditási index azt fejezi ki, hogy a levegő a lehullott csapadékmennyiségnek hányszorosát lenne képes elpárologtatni, ha legalább 1 mm csapadék, vagy annál több hullana. Ez az index-érték alkalmas a száraz és nedves időszakok elkülönítésére, mert száraznak vehetjük azt az időszakot, amikor a levegő több vizet lenne képes elpárologtatni (E > P), mint amennyi csapadék formájában lehullott, s nedvesnek, amikor kevesebbet (E < P). Amikor a levegő éppen annyi vízet képes elpárologtatni, mint amennyi lehullott, vagyis amikor E=P, ezt tekinthetjük a száraz és nedves időszakokat elválasztó küszöbértéknek. S ezáltal lehetővé válik, hogy a hőmérsékleti periódusok analógiájára meghatározzuk a száraz és nedves periódusokat is:


SZI H = SZI V − SZI K =

    ARI a − 1 1 − ARI A =  D M + ⋅ n M  −  D a + ⋅ n a  ARI M − ARI A ARI m − ARI a    

(3.4)

Itt SZIH a száraz időszak hossza, SZIV a száraz időszak vége, SZIK a száraz időszak kezdete, D M a küszöbértéknél (1-nél) magasabb ariditási index-értékű őszi hónap középső napjának január 1-től számított sorszáma, ARIM a küszöbértékhez legközelebbi 1-nél magasabb, ARIA pedig a küszöbértékhez legközelebbi 1-nél alacsonyabb havi ariditási index ősszel. Az n M a küszöbértéknél magasabb ariditási indexű hónap napjainak a száma. A kisbetűs indexek a tavaszi hónapokra vonatkoznak, az indexek értelem szerinti jelentésével. A D a az 1-nél alacsonyabb ariditási indexű tavaszi hónap január 1-től számított sorszáma. Az n a pedig a küszöbértéknél alacsonyabb ariditási indexű hónap napjainak a száma. Az összefüggés jobb oldalán lévő első tag az 1-es küszöbérték őszi átlépésének időpontját (SZIV ), a második pedig a tavaszi átlépési időpontját (SZIK ) adja meg. Nyilvánvalóan a száraz időszak vége egyúttal a nedves időszak kezdete is, a száraz időszak kezdete pedig a nedves időszak vége. Így a nedves időszak hossza (NIH ): NI H = U − SZI V + SZI K

(3.5)

ahol U az év utolsó napjának sorszáma (365, szőkőévben pedig 366). Száraz időszak. A növénytermesztés szempontjából fontos ismernünk azokat az időszakokat is, amikor az év folyamán legkevesebb a nedvesség. Ezek az időszakok is évről-évre változnak, hol korábban, későbben kezdődnek vagy fejeződnek be. Így az egyes növények vegetációs periódusának is hol kisebb, hol nagyobb részét teszik ki. A száraz időszak kezdete. A 3.5 táblázatban találhatjuk az időszak kezdetének legkorábbi, legkésőbbi és átlagos időpontjait. Amint a táblázatból kitűnik, az egész ország területén számolni lehet azzal, hogy a száraz időszak már januárban elkezdődik. Ugyanakkor az is előfordulhat, hogy csak április közepe után kezdődik el. Egyes helyeken pedig a legkésőbbi kezdet május végére is eltolódhat.

134 A NÖVÉNYTERMESZTÉS ÉGHAJLATI FELTÉTELEI –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––– 3.5 táblázat A száraz időszak statisztikai jellemzői 1951-1990 Száraz időszak kezdete

Állomás


Max. 04.10 06.29 07.11 07.20 05.02 04.24 04.20 04.23 05.27 04.17 04.22 05.19 04.22 05.06 05.02 06.29 05.02 04.16 04.25

Átl. 03.07 03.17 03.22 03.17 03.13 03.09 03.11 03.12 03.10 03.07 03.05 03.09 03.03 03.12 03.11 03.10 03.10 03.08 03.14

Száraz időszak vége Min. 01.17 01.19 01.20 01.23 01.20 01.19 01.22 01.23 01.19 01.22 01.20 01.20 01.01 01.20 01.22 01.19 01.15 01.21 01.22

Max. 11.29 12.07 12.03 12.09 12.06 12.04 12.31 12.03 12.26 11.30 12.01 12.10 12.11 12.08 12.07 12.06 12.05 12.12 11.21

Átl. 10.28 10.06 09.29 10.09 10.03 10.23 10.28 10.16 11.03 11.01 11.02 11.03 11.04 10.30 10.27 11.09 10.17 10.30 10.18

Száraz

Min. 08.11 08.05 07.31 08.07 07.22 07.22 07.29 08.07 09.03 08.12 08.09 08.07 08.10 08.13 07.20 08.09 07.25 07.29 08.07

időszak tartama Max. Átl. 287 235 298 203 283 191 294 206 297 204 292 227 319 231 293 219 307 238 296 240 299 242 301 239 310 247 299 232 296 230 295 244 301 221 298 237 295 218

Min. 124 134 105 106 97 113 128 118 157 131 149 112 173 145 111 137 121 113 128

A 3.5 táblázatból kiolvashatjuk azt is, hogy március hónapban várható legnagyobb valószinűséggel a száraz időszak kezdete. Az alföldi megyékben azonban már március elején. Különösen igaz ez az Alföld középső és déli területeire. A legkorábbi kezdet az ország egész területén januárban várható. A legkésőbbi kezdet azonban a nedves években és főleg az ország legnedvesebb területein előfordulhat, hogy a nyári hónapok tevődik át. Bár a száraz időszak január és augusztus között – a nedvességi viszonyoktól függően – bármikor kezdődhet, az átlagos kezdete nagyvonalakban egybeesik az 5 fok átlépésének időpontjával, vagyis a vegetációs periódus kezdetével. A száraz időszak vége. A 3.5 táblázat szerint a száraz időszak befejeződésének legkorábbi időpontja július utolsó dekádja és szeptember első dekádja között várható. A Dunántúlon és Észak-Magyarországon inkább előbb, az Alföldön inkább csak augusztus közepén. Az átlagos befejeződési időpontok az ország


nagyobb részén októberre esnek, az Alföldön azonban inkább november elejére. A legkésőbbi befejeződési időpont az egész egész területén decemberig kitolódhat. Azt mondhatjuk tehát, hogy az év második felében, júliustól decemberig bármikor befejeződhet a száraz időszak. Átlagos befejeződési időpontja azonban a hőmérséklet 10 fok alá süllyedése után, de még az 5 fok alá süllyedése előtt bekövetkezik. A száraz időszak tartama. A 3.5 táblázat azt mutatja, hogy a száraz időszak a nyugati határszél mentén átlagosan 190-210 napig tart, a Dunántúl többi részén 210-240 napig, az Alföldön 230-250 napig, északibb fekvésű területeinken ismét 220 körüli a hossza. A legrövidebb száraz időszakok a Dunántúl délnyugati és középső területein fordulnak elő 100 nap körüli hosszúsággal. Az ország déli területein, a legrövidebb időszakok is elérhetik a 140-175 nap hosszúságot. A leghosszabb száraz időszakok 280 és 320 nap között változnak. Ebben az esetben is a Délnyugat-Dunántúl tűnik ki nedvesebb jellegével, az Alföld déli része pedig szárazabb mivoltával. Nedves időszakok. A korábbiakban említettük, hogy a száraz időszak vége egyúttal a nedves időszak kezdete, s a száraz időszak kezdete pedig a nedves időszak végét jelenti. Ezeket értékeket már tárgyaltuk az előzőekben. A nedves időszak hossza könnyen meghatározható a száraz időszak átlag értékei alapján, mivel a nedves időszak hosszának átlagértékei a száraz időszak átlagértékeit 365-re egészítik ki. Eszerint a Nyugat-Dunántúlon a leghosszabb a nedves időszak. Hossza itt meghaladhatja a 160 napot is. A vizsgált állomások jelentős részén egyébként 140-150 nap körüli. Csupán az Alföld déli részén lesz 120-130 nap körüli. A nedves időszak általában október közepén kezdődik és március közepéig tart, vagyis a lehullott csapadékmennyiség abban az időszakban haladja meg a levegő párologtatóképességét, amikor hazánkban éppen hűvös időszak van, s csak évelő növényeink és az őszi gabonák vannak a szabadban. Ez az időszak tehát a nedvesség felhalmozódásának szakasza. A felhalmozódás történhet folyamatosan, ha a talaj nem fagyott, a csapadék pedig eső formájában hull, vagy hó formájában, ha az rövid időn belül elolvad, s a talajba szivárog. Ha a talaj fagyott, s a csapadék hó formájában hull, akkor csak olvadás után kerül a víz a talajba. Ilyenkor a talaj vízzel való feltöltődése szakaszos, esetleg a tél végére koncentrálódik.


Fagymentes időszakok

A növények zavartalan termesztéséhez arra is szükség van, hogy a vegetációs periódusban ne süllyedjen a hőmérséklet fagypont alá, mert ez a növényeket károsítja, termésüket csökkenti. Ezért célszerű ismernünk azt az időszakot, amikor ezzel a veszéllyel már nem kell számolni. Ez az időszak az utolsó tavaszi fagy és az első őszi fagy közötti periódus, amelyet fagymentes időszaknak szokás nevezni. Mivel a minimum hőmérsékleteket a talaj feletti 200 cm-es és 5 cm-es magasságban is mérjük, célszerű a légköri és talajmenti fagyokat megkülönböztetni egymástól, ezért a fagymentes időszakot is meghatározzuk mindkét magasságra. A fagymentes időszakokat az 1951 és 1990 közötti 40 év adatai alapján számítottuk ki. 3.6 Táblázat A fagymentes időszak kezdete, vége és tartama 1951-90 Hely

A talaj feletti 5cm-ben Utolsó Fagymentes tavaszi fagy időszak


IV.26 V.04 V.01 IV.26 IV.27 V.01 IV.27 V.02 IV.25 IV.30 IV.30 IV.24 V.06 IV.30 IV.28 V.02 V.06 V.03 V.08

168 159 157 167 170 163 170 156 172 162 160 169 150 159 162 156 151 159 142

Első őszi fagy

X.11 X.10 X.05 X.10 X.14 X.11 X.14 X.05 X.14 X.09 X.08 X.10 X.03 X.06 X.07 X.05 X.04 X.09 IX.27

A talaj feletti 200 cm-ben Utolsó Fagymentes tavaszi fagy időszak

IV.14 IV.24 IV.23 IV.16 IV.21 IV.15 IV.14 IV.14 IV.10 IV.08 IV.02 IV.04 IV.11 IV.18 IV.16 IV.14 IV.26 IV.13 IV.25

186 175 176 191 183 192 198 188 204 197 211 201 193 186 188 185 169 192 171

Első őszi fagy

X.17 X.16 X.16 X.24 X.21 X.24 X.29 X.20 X.31 X.22 X.30 X.22 X.21 X.21 X.21 X.16 X.12 X.22 X.13


Fagymentes időszak 200 cm-ben. Adatait a 3.6 táblázat utolsó három oszlopában találhatjuk. Az időszak kezdete általában április első felében várható, a Nyugat-Dunántúlon és Észak-Magyarországon azonban csak április 20 után. Hozzávetőlegesen ebben az időszakban emelkedik a hőmérséklet is 10 fok fölé, s így számos növény számára kezdődik az intenzív növekedés időszaka. A fagymentes időszak két északi megyénk (Borsod-Abaúj-Zemplén és Nógrád) kivételével mindenütt október második felében fejeződik be. A hőmérsékletek is ekkor süllyednek ismét 10 fok alá, úgyhogy a fagymentes időszak és a 10 fok feletti hőmérsékletű időszak nagyjából egybeesik. A fagymentes időszak átlagos hossza északi és nyugati megyéinkben a legrövidebb, kevesebb mint 180 nap. Általában 180-200 nap hosszúságú, de három megyében 200 napnál is hosszabb. Fagymentes időszak 5 cm-ben. Természetesen a talaj mentén tavasszal későbben fejeződnek be a fagyok, ősszel pedig korábban kezdődnek, mert a talaj erőteljes kisugárzása esetén a talaj közvetlen közelében 0 fok alá süllyedhet a hőmérséklet akkor is, amikor 200 cm-ben csak pozitív hőmérsékletek fordulhatnak elő. Ez azonnal szembetűnik a 3.6 táblázat első három számoszlopának adataiból. Az időszak átlagos kezdete április vége, május eleje. A területi eloszlás itt csak hozzávetőlegesen mutatja a már megszokott elrendeződést. Azért az északi és a nyugati megyék most is kitűnnek a késői kezdési időponttal. A befejezési időpont eléggé homogén eloszlású. A talajmenti fagymentes időszak az ország egész területén átlagosan október első felében fejeződik be. A talajmenti fagymentes időszak tartama sem mutatja a már megismert jellegzetes területi eloszlást, bár az északi és nyugati megyék a legrövidebb fagymentes periódusú megyék közé tartoznak. Az átlagos tartam 150 és 175 nap között változik. Ez azt jelenti, hogy a vegetációs periódus öt hónapja, májustól szeptemberig gyakorlatilag fagymentesnek tekinthető, ami nem zárja ki azt, hogy esetenként ne forduljanak elő fagyok különösen az időszak elején és végén.

3.1.2 A vegetációs periódus meteorológiai viszonyai Hazánk éghajlati viszonyai meghatározzák azt az időszakot, amikor egyes növények termeszthetők. A különböző növények tenyészidőszakai azonban az évnek más–más szakaszaira esnek, amelyek a bázishőmérsékletek alapján jól megkülönböztethetők. Van azonban két olyan időszak, az őszi gabonák tenyészidőszaka és az egynyári növények tenyészidőszaka, amellyel általánosságban is jól jellemezhető az említett időszakban tenyésző növények


vegetációs periódusa. Havi adatok alapján ezeket mint október-júniusi időszakot és április-szeptemberi időszakot határozhatjuk meg. A felhasznált adatok az 1951–1990 közötti időszakra vonatkoznak. A táblázatok az adott vegetációs periódusra vonatkozó összegeket vagy átlagokat tartalmazzák. Az őszi gabonák vegetációs periódusának meteorológiai viszonyai Hazánkban a hüvösebb időjárást kedvelő gabonanövényeink termesztése általában október eleje és június vége között zajlik le. Ezért a havi adatok alapján az október-június időszakot elemezzük.

3.7 táblázat Az őszi gabonák vegetációs periódusa alatti fotoszintetikusan aktív sugárzás 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 1286 1287 1284 1271 1301 1308 1290 1320 1382 1354 1277 1337 1348 1319 1297 1245 1224 1248 1214

Átlag 1376 1366 1404 1394 1392 1386 1395 1398 1460 1443 1383 1427 1449 1424 1404 1369 1320 1382 1348

Maximum 1469 1490 1540 1510 1510 1524 1506 1505 1582 1574 1501 1540 1568 1579 1509 1494 1493 1518 1527

Min./Átl. 0,93 0,94 0,91 0,91 0,93 0,94 0,92 0,94 0,95 0,94 0,92 0,94 0,93 0,93 0,92 0,91 0,93 0,90 0,90

Max./Átl. 1,07 1,09 1,10 1,08 1,08 1,10 1,08 1,08 1,08 1,09 1,09 1,08 1,08 1,11 1,07 1,09 1,13 1,10 1,13

Fotoszintetikusan aktív sugárzás. Az 1951–1990 közötti adatokat a 3.7 táblázatban találhatjuk. Eszerint a legnagyobb sugárzási értékek az 1951–1990 közötti időszakban sugárzási értékek az ország déli területeire a jellemzők 1400


MJ⋅m-2 feletti értékekkel. Egyes években azonban előfordulhatnak itt 1600 MJ⋅m2 -hez közeli értékek és 1300 MJ⋅m-2-hez közeli értékek is. Tehát az átlag körüli ingadozás alig haladja meg a 10 %–ot. A legkisebb átlagok az északi megyékben találhatók, ahol 1210 és 1550 MJ⋅m-2 között ingadozik a fotoszintetikusan aktív sugárás értéke.Az egymásutáni éveket tekintve az 1950-es évek közepén volt egy sugárzásban szegény időszak, míg 1966 és 1968 között egy sugárzásban gazdag időszak. Ezenkívül volt egy–egy olyan év, amikor a sugárzás mennyisége az ország egész területén meghaladta az 1400 MJ⋅m-2 értéket (1963,1967). Voltak persze olyan évek is, amikor sehol nem érte el az 1400 MJ⋅m-2 értéket (1965, 1970, 1980). Hőmérséklet. A 3.8 táblázatban lévő adatok szerint a hőmérsékleti eloszlás nagyon hasonló a fotoszintetikusan aktív sugárzás eloszlásához. Alföldi megyéink a legmelegebbek, különösen a déli megyék. Vas, Zala, Szabolcs-Szatmár-Bereg, Borsod-Abaúj-Zemplén és Nógrád megyék a hidegebb területek. 3.8 táblázat Az őszi gabonák vegetációs periódusa alatti hőmérsékleti átlagok 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 5,6 5,3 5,2 6,0 5,3 5,6 5,7 5,8 6,1 5,8 6,2 5,7 6,0 5,5 5,3 4,8 4,7 5,1 5,0

Átlag 7,3 6,5 6,8 7,7 7,2 7,4 7,1 7,3 7,6 7,4 7,5 7,4 7,7 7,5 7,1 6,7 6,4 7,0 6,6

Maximum 9,1 8,1 8,5 9,8 9,0 9,2 9,1 9,4 9,2 9,2 9,2 9,1 9,6 9,5 8,8 8,6 8,2 8,8 8,5

Min./Átl. 0,77 0,82 0,76 0,78 0,74 0,76 0,80 0,79 0,80 0,78 0,83 0,77 0,78 0,73 0,75 0,72 0,73 0,73 0,76

Max./Átl. 1,25 1,25 1,25 1,27 1,25 1,24 1,28 1,29 1,21 1,24 1,23 1,23 1,25 1,27 1,24 1,28 1,28 1,26 1,29


Előfordultak 9 foknál magasabb vegetációs periódus átlagok is, de voltak olyan évek is, amikor alig haladta meg az 5 fokot. A 4 fokot meghaladó középhőmérséklet ingadozás elég jelentősnek mondható, hiszen a legnagyobb átlag majdnem kétszerese a legkisebbnek. A vizsgált 40 évi periódusban különösen meleg volt az 1961-es és az 1983-as vegetációs periódus. 1961–ben az egész országban 8 fok feletti átlagok voltak, de 1983-ban is csak néhány helyen maradt az átlaghőmérséklet 8 fok alatt. Hűvös volt az 1954-es, az 1963-as, az 1985-ös és az 1987-es év. Ez utóbbi két évben Borsod-Abaúj-Zemplén megyében és Szabolcs-Szatmár-Bereg megyében 5 fok alatti átlagok fordultak elő. Egymásutáni meleg évek nem tapasztalhatók, de hüvös vegetációs periódusok több évben egymásután is előfordulnak szinte minden évtizedben. Csapadék. Az átlagértékek – amint a 3.9 táblázatból kitűnik – 370 és 530 mm között változnak. A legtöbb csapadékot Somogy és Zala kapta. A 400 mm alatti átlagok az alföldi jellegű megyékre jellemzőek. 3.9 táblázat Az őszi gabonák vegetációs periódusa alatti csapadékösszegek 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 232 258 257 226 224 252 196 228 294 223 236 214 238 288 230 221 209 189 261

Átlag 391 408 482 523 415 442 382 443 460 381 377 374 364 426 405 371 402 404 450

Maximum 612 750 705 955 634 619 598 695 771 586 576 698 651 691 596 705 755 766 756

Min./Átl. 0,59 0,63 0,53 0,43 0,54 0,57 0,51 0,51 0,64 0,59 0,63 0,57 0,65 0,68 0,57 0,60 0,52 0,47 0,58

Max./Átl. 1,57 1,84 1,46 1,83 1,53 1,40 1,57 1,57 1,68 1,54 1,53 1,87 1,79 1,62 1,47 1,90 1,88 1,90 1,68


Egyes években természetesen jelentős eltérések is lehetnek az átlagtól. Találunk Zala megyében (1965) 750 mm-es értéket, de találunk 200 mm körüli értékeket is. Az ingadozás tehát jelentős. A maximum a minimum háromszorosánál is több lehet. Különösen az Alföldön gyakoriak a 300–400 mm közötti csapadékmennyiségek. Voltak évek, amikor a vegetációs periódus csapadékos volt. Ilyen évek: 1956, 1965, 1975, 1977. Kevés csapadékú évekkel inkább számolhatunk. Különösen szembetűnő az 1968–as év vegetációs periódusának nagyon kevés csapadékmennyisége, ami 180 és 310 mm között mozog. Meglehetősen kevés csapadék hullott 1976 tenyészidőszakában is. Az ország egy-egy részére jellemző alacsony csapadékmennyiség többször is előfordult. A kiemelten említett két évben a vegetációs periódus alatti csapadékhiány országos jellegű volt. Párologtatóképesség. Míg a csapadékmennyiség a növények számára vízbevételt jelent, addig a levegő párologtatóképessége a maximálisan lehetséges vízveszteséget jelenti. 3.10 táblázat Az őszi gabonák vegetációs periódusa alatti párologtatóképesség összegek 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 383 312 337 269 310 368 374 360 370 387 425 378 397 379 337 370 342 342 334

Átlag 468 383 405 459 411 464 465 459 505 494 513 459 477 475 459 447 416 487 428

Maximum 562 479 492 607 555 558 571 591 673 653 606 602 619 576 558 523 506 614 552

Min./Átl. 0,82 0,81 0,83 0,59 0,75 0,79 0,80 0,78 0,73 0,78 0,83 0,82 0,83 0,80 0,73 0,83 0,82 0,70 0,78

Max./Átl. 1,20 1,25 1,21 1,32 1,35 1,20 1,23 1,29 1,33 1,32 1,18 1,31 1,30 1,21 1,22 1,17 1,22 1,26 1,29


A 3.10 táblázatban látható adatok szerint a levegő párologtatóképessége a hőmérséklethez hasonló eloszlást mutat. Déli megyéinkre jellemzők a nagyobb értékek. Ezek 450 és 520 mm között változnak. Északi és nyugati megyéinkben 450 mm alatti értékek találhatók, sőt Vas megyében 400 mm alatt van a vegetációs periódus átlaga. A legnagyobb értékek 1961-ben és 1968-ban találhatók. Különösen magas értékek tapasztalhatók 1968-ban. Ekkor Bács-Kiskun megyében 650 mm feletti volt a párologtatóképesség. A legkisebb értékek 1980-ban és 1987-ben voltak. Ekkor az ország nagyobb részén 400 mm alatti értékek fordultak csak elő, Veszprém megyében 307 mm. Ennél kisebb értékeket csak Somogy megyében tapasztaltunk, ahol 1984-ben és 1985-ben nem érte el a 300 mm-t sem. Ebből látható, hogy hazánk területén az őszi gabonák vegetációs periódusa alatti párologtatóképesség elég tág határok között ingadozhat. A maximum több mint kétszerese lehet a minimumnak. Nagyon nagy párologtatóképességű és nagyon kis párologtatóképességű évek országos kiterjedésben csak egyszeregyszer fordulnak elő, nem ismétlődnek. Egyes országrészekben azonban számolni kell azzal, hogy mind a nagy párologtatóképességű, mind a kis párologtatóképességű évek többször egymásután is jelentkezhetnek. Így Pest megyében az 1971 és 1977 közötti időszakban minden évben magas volt a párologtatóképesség, míg Somogyban 1984 és 1987 között minden évben alacsony volt, 1984-ben és 1985-ben pedig 300 mm alatt maradt. Tényleges párolgás. A párologtatóképesség azt mutatja meg, hogy mennyi vízet lenne képes elpárologtatni a levegő, ha a párolgáshoz elegendő víz állna rendelkezésre. Ez tehát csak egy lehetőség; hogy valójában mennyi párolog el az függ még a rendelkezésre álló vízmennyiségtől is, s ezt a tényleges párolgás értéke mutatja (3.11 táblázat). A tényleges párolgás 40 évi átlagértékei a déldunántúli megyékben a legnagyobbak, mert itt általában energia is, víz is elegendő van a párolgáshoz. Ezek az értékek 350 mm körüliek. A legkisebb értékek Hajdú–Bihar és Szabolcs– Szatmár megyékben tapasztalhatók, s ez összefüggésbe hozható a talaj homokos jellegével. Itt 300 mm alatti értékek vannak. Voltak azonban egyes évek, amikor a vegetációs periódus alatti párolgás viszonylag magas volt. Ilyennek tekinthető 1961 és 1974. Ugyanakkor országosan kiemelkedően alacsony párolgási értékek találhatók 1968–ban. Ekkor egy–két kivételtől elteintve mindenütt 300 mm alatt volt a tényleges párolgás. Egyes országrészekben többször is előfordultak magas vagy alacsony értékek, sőt több egymásutáni évben is. Szabolcs-Szatmár-Bereg megyében például 1955 és 1960 között minden évben 300 mm-nél kevesebb víz párolgott el, míg Baranyában


1972 és 1975 között 360 és 440 mm közötti mennyiség. A szélső értékek között is meglehetősen nagy a különbség. A legmagasabb értékek meghaladják az 530 mm-t, a legalacsonyabbak pedig 220 mm alatt maradnak. 3.11 táblázat Az őszi gabonák vegetációs periódusa alatti tényleges párolgás adatok 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 251 279 310 299 257 295 226 251 270 225 242 217 217 248 215 237 249 276 258

Átlag 342 319 350 374 338 349 308 350 365 311 315 306 313 337 298 298 315 318 326

Maximum 399 392 433 491 402 422 371 450 533 390 402 391 409 437 385 384 388 382 400

Min./Átl. 0,73 0,87 0,89 0,80 0,76 0,85 0,73 0,72 0,74 0,72 0,77 0,71 0,69 0,74 0,72 0,80 0,79 0,87 0,79

Max./Átl. 1,17 1,23 1,24 1,31 1,19 1,21 1,20 1,29 1,46 1,25 1,28 1,28 1,31 1,30 1,29 1,29 1,23 1,20 1,23

Relatív párolgás. Ez az érték azt mutatja, hogy a tényleges párolgás hányadrésze a párologtatóképességnek. Mivel a tényleges párolgás legfeljebb akkora lehet, mint a párologtatóképesség, értéke elvileg 1-nél nem lehet nagyobb. Néha azonban előfordulhatnak 1-nél nagyobb értékek is, ami az egyes elemek mérésének és meghatározásának pontosságából is adódhat. Értékei a 3.12 táblázatban találhatók. A 40 évi átlagokból kitűnik, hogy e vegetációs periódus alatt a legkedvezőbb relatív párolgási értékek négy dunántúli megyénkben (Vas, Zala, Somogy, Veszprém) találhatók. Ezek az értékek 0,8 felettiek, ami azt jelenti, hogy a tenyészidőszak alatt a tényleges párolgás több mint 80 %-a a potenciális párolgásnak. A legkisebb értékek az alföldi megyékre jellemzők.

144 A NÖVÉNYTERMESZTÉS ÉGHAJLATI FELTÉTELEI –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––– 3.12 táblázat Az őszi gabonák vegetációs periódusa alatti relatív párolgás adatok 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 0,46 0,65 0,65 0,50 0,48 0,53 0,44 0,51 0,47 0,42 0,46 0,41 0,43 0,47 0,43 0,49 0,49 0,39 0,51

Átlag 0,73 0,84 0,87 0,82 0,83 0,76 0,67 0,77 0,73 0,64 0,62 0,68 0,67 0,72 0,66 0,67 0,76 0,66 0,76

Maximum 0,92 0,99 0,99 1,00 1,01 0,92 0,90 0,97 0,95 0,90 0,82 0,88 0,90 0,89 0,92 0,92 0,98 0,88 0,92

Min./Átl. 0,63 0,77 0,75 0,61 0,58 0,70 0,66 0,66 0,64 0,66 0,74 0,60 0,64 0,65 0,65 0,73 0,64 0,59 0,67

Max./Átl. 1,26 1,18 1,14 1,22 1,22 1,21 1,34 1,26 1,30 1,41 1,32 1,29 1,34 1,24 1,39 1,37 1,29 1,33 1,21

Ezek az értékek 0,60-0,70 közöttiek. Általában tehát azt mondhatjuk, hogy a tényleges párolgás az őszi gabonák vegetációs időszakában meghaladja a potenciális párolgás 60 %-át. Az egyes években is megmutatkozik ez a területi eltérés. A nyugat-dunántúli megyékben többször is találunk olyan egymásutáni éveket, amikor a relatív párolgás 0,9 feletti. Egyúttal az is kitűnik, hogy a 0,8 alatti értékek ritkák, a 0,75 alatti értékek pedig csak egy-egy évben fordulnak elő. Ugyanakkor az alföldi megyékben gyakran találkozunk 0,60 alatti értékekkel, sőt egyes esetekben még 0,50, egy alkalommal (Csongrád megye: 1962, Heves: 1968) pedig még 0,40 alatti értéket is találunk. Itt többször is előfordul, hogy több egymásutáni éven át 0,60 alatti értékekkel találkozunk. Ez rámutat arra, hogy az őszi gabonák vegetációs periódusának a megitélésében számolnunk kell a nedvesség-ellátottságban mutatkozó jelentős különbségekkel. Természetesen kimutatható néhány országosan magas párolgással, s néhány alacsony párolgással rendelkező tenyészidőszak. Magas párolgás jellemezte 1965-


öt, 1975-öt, 1980-at és 1985-öt. Alacsony párolgási értékek jellemzik 1952-öt, 1962-öt és 1968-at. Különös figyelmet érdemelnek az alföldi megyékben 1962ben észlelhető alacsony értékek, amelyek ekkor többségükben 0,50 alatt vannak. Ariditási index. Ez az érték a vegetációs periódus alatti potenciális párolgás (párologtatóképesség) és a lehullott csapadékmennyiség arányát fejezi ki, amint az (1.3) összefüggésből következik. Adatai a 3.13 táblázatban találhatók. 3.13 táblázat Az őszi gabonák vegetációs periódusa alatti ariditási indexek 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 0,73 0,42 0,54 0,57 0,59 0,72 0,73 0,69 0,63 0,77 0,87 0,66 0,69 0,66 0,69 0,70 0,56 0,68 0,56

Átlag 1,23 0,98 0,88 0,93 1,02 1,11 1,31 1,09 1,16 1,37 1,44 1,33 1,39 1,16 1,24 1,28 1,07 1,32 0,99

Maximum 2,33 1,65 1,87 2,69 2,38 2,09 2,91 2,59 1,84 2,85 2,41 2,39 2,48 1,90 2,15 2,37 2,42 3,25 2,11

Min./Átl. 0,59 0,43 0,61 0,61 0,58 0,65 0,56 0,63 0,54 0,56 0,60 0,50 0,50 0,57 0,56 0,55 0,52 0,52 0,57

Max./Átl. 1,89 1,68 2,13 2,89 2,33 1,88 2,22 2,38 1,59 2,08 1,67 1,80 1,78 1,64 1,73 1,85 2,26 2,46 2,13

A kép teljesen hasonló ahhoz, amit a relatív párolgás esetében felvázoltunk. Legszárazabb az Alföld középső része 1,30 feletti értékekkel, míg a DélnyugatDunántúlon az értékek 1,00 alatt maradnak. Északi határaink mentén ugyancsak az 1,00 alatti értékek jellemzők. Ez a táblázat jól mutatja a nedves és a száraz jellegű évek egymásra következésének gyakoriságát. Ugyanis – mint már említetük – az 1 feletti értékek a száraz jelleget, az 1 alattiak pedig a nedves jelleget jelzik. Láthatjuk, hogy az említett délnyugat-dunántúli megyékben gyakoribbak a nedves, mint a száraz jellegű tenyészidőszakok; az Alföldön pedig alig találunk nedves jellegű


vegetációs időszakokat. Meg kell azonban említeni, hogy a száraz jelleg nem erős, az értékek általában 2,00 alatt maradnak. Kivételt képez az 1968-as esztendő, amikor szinte az egész ország területén 2,00 feletti értékek voltak, sőt Hevesben még a 3,00-át is meghaladta. Ugyanakkor az 1953-as, 1965-ös és az 1975-ös év az egész ország területén nedvesnek tekinthető. Jól mutatkoznak a különbségek abban is, hogy a Délnyugat-Dunántúlon egymásután 7 év is lehet nedves, de 2-nél több egymásutáni száraz év csak ritkán fodul elő; az Alföldön viszont 10–nél több egymásutáni száraz év is előfordulhat, de 2-nél több egymásutáni nedves évvel nem találkoztunk. Az egynyári növények vegetációs periódusának meteorológiai viszonyai A melegebb időjárást kedvelő növények termesztése hazánkban lényegében az április és szeptember hónapok közötti időszakra esik. Ezért e hat hónap havi adatai alapján határoztuk meg az egynyári növények vegetációs periódusának meteorológiai jellemzőit 3.14 táblázat Az egynyári növények vegetációs periódusa alatti fotoszintetikusan aktív sugárzás 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 1500 1469 1494 1505 1477 1473 1508 1509 1560 1547 1466 1564 1566 1558 1528 1454 1440 1466 1438

Átlag 1636 1594 1657 1653 1646 1649 1662 1663 1717 1713 1653 1700 1716 1694 1681 1645 1591 1646 1609

Maximum 1741 1684 1807 1798 1768 1780 1803 1795 1833 1854 1779 1826 1889 1851 1828 1819 1729 1804 1766

Min./Átl. 0,92 0,92 0,90 0,91 0,90 0,89 0,91 0,91 0,91 0,90 0,89 0,92 0,91 0,92 0,91 0,88 0,91 0,89 0,89

Max./Átl. 1,06 1,06 1,09 1,09 1,07 1,08 1,08 1,08 1,07 1,08 1,08 1,07 1,10 1,09 1,09 1,11 1,09 1,10 1,10


Fotoszintetikusan aktív sugárzás. A 3.14 táblázat adatai szerint ebben a tenyészidőszakban is hasonló eloszlás tapasztalható, mint az őszi gabonák esetében, a sugárzásmennyiség értéke azonban lényegesen nagyobb. A déli megyéink kiemelkednek magasabb értékeikkel. A legkisebb sugárzásmennyiségek a Nyugat–Dunántúlra és az északi országrészre jellemzőek. Ezen a területen alapvetően az 1700 MJ⋅m-2 alatti értékek fordulnak elő gyakrabban. Számolni lehet azonban azzal, hogy több egymásutáni évben is 1600 feletti értékek követik egymást. Északi megyéinkben 1500 alatti értékek is vannak, de ezek egymásutáni években nem követik egymást. A déli megyékben – ahol a magas értékek a jellemzőek – 1800 MJ⋅m-2 feletti értékek is találhatók, az 1700 feletti értékek pedig akár 5-nél több egymásutáni évben is előfordulhatnak. Egyegy esetben azonban itt is találkozhatunk 1400 alatti értékekkel. 3.15 táblázat Az egynyári növények vegetációs periódusa alatti középhőmérsékletek 1951-1990

Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 15,2 14,4 14,6 15,3 15,0 15,1 15,3 15,2 15,5 15,5 15,6 15,6 15,7 15,4 15,2 14,9 14,5 15,0 14,8

Átlag Maximum Min./Átl. Max./Átl. 16,7 18,1 0,91 1,08 15,7 17,0 0,92 1,08 15,9 17,7 0,92 1,11 16,9 18,6 0,91 1,10 16,4 18,3 0,91 1,12 16,9 18,4 0,89 1,09 17,1 18,6 0,89 1,09 16,9 18,3 0,90 1,08 17,1 19,3 0,91 1,13 17,4 19,0 0,89 1,09 17,4 18,9 0,90 1,09 17,5 19,1 0,89 1,09 17,6 19,7 0,89 1,12 17,4 19,4 0,89 1,11 17,1 18,8 0,89 1,10 16,9 18,6 0,88 1,10 16,6 18,2 0,87 1,10 17,2 18,8 0,87 1,09 16,4 18,1 0,90 1,10


Hőmérséklet. Adatait a 3.15 táblázat tartalmazza. A 40 évi átlagok megközelítőleg 2,0 fokos területi eltérést mutatnak: Csongrád megyében 17,6 fok, Vas megyében pedig 15,7 fok a tenyészidőszak középhőmérséklete. Voltak évek, amikor az átlagosnál jóval melegebb volt a vegetációs periódus. Ilyen volt az 1963-as és 1983-as év is. Voltak hüvös tenyészidőszakú évek is, például 1978 és 1980. Feltűnő, hogy az 1970-es évek második felében a vegetációs periódusok hüvösek voltak. Ugyanakkor az 1950-es elején melegek. Csapadék. A 3.16 táblázat szerint a 40 évi átlagok mintegy 150 mm-es területi különbségen belül változnak. A legmagasabb értékek a Délnyugat-Dunántúlon találhatók (445, 439 mm), legkisebbek Szolnok, Pest és Csongrád megyében (302, 304, 309 mm). A legmagasabb vegetációs periódus alatti csapadékmennyiség meghaladja a 600 mm-t, a legkisebb pedig 150 mm alatt marad. 3.16 táblázat Az egynyári növények vegetációs periódusa alatti csapadékösszegek 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 215 252 267 269 184 212 164 215 222 164 172 139 172 191 157 168 215 172 181

Átlag 331 393 445 439 379 360 315 384 387 312 304 302 309 332 342 337 382 339 351

Maximum 494 686 661 647 544 580 501 583 635 475 496 490 506 456 682 534 541 542 581

Min./Átl. 0,65 0,64 0,60 0,61 0,49 0,59 0,52 0,56 0,57 0,53 0,57 0,46 0,56 0,58 0,46 0,50 0,56 0,51 0,52

Max./Átl. 1,49 1,75 1,49 1,47 1,44 1,61 1,59 1,52 1,64 1,52 1,63 1,62 1,64 1,37 1,99 1,58 1,42 1,60 1,66

Nagyon kevés csapadék hullott 1952-ben, 1962-ben és 1983-ban. Ilyenkor is megmutatkozik az Alföld szárazabb jellege. Csapadékosnak tekinthető az 1951-


es, 1965-ös, 1966-os, és 1972-es év. Szembetűnő, hogy az alföldi megyék, különösen az ország középső része milyen csapadékszegény. Előfordulhat, hogy egymásután három vegetációs periódusban is kevés csapadék hullik. A Délnyugat–Dunántúlon viszont lehet egymásután több nagy csapadékú év is. Párologtatóképesség. A 3.17 táblázatban látható adatok szerint a 30 évi átlagok a déli megyékben a legnagyobbak és a nyugat-dunántúli megyékben a legkisebbek. Az egyes megyékben található értékek mintegy 200 mm-es intervallumon belül változnak. 3.17 táblázat Az egynyári növények vegetációs periódusa alatti párologtatóképesség adatok 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 579 493 523 557 349 512 601 569 635 623 669 578 606 588 476 560 533 556 519

Átlag 722 600 606 672 636 714 773 712 782 788 822 739 766 758 730 720 671 798 684

Maximum 884 740 743 841 880 941 964 944 990 1019 1019 1062 1113 1009 995 924 847 978 853

Min./Átl. 0,80 0,82 0,86 0,83 0,55 0,72 0,78 0,80 0,81 0,79 0,81 0,78 0,79 0,78 0,65 0,78 0,79 0,70 0,76

Max./Átl. 1,22 1,23 1,23 1,25 1,38 1,32 1,25 1,33 1,27 1,29 1,24 1,44 1,45 1,33 1,36 1,28 1,26 1,23 1,25

Az alföldi megyékben egy–egy esetben 1000 mm feletti értékek is tapasztalhatók, de 700 mm alatti értékek is előfordulhatnak. Egymásután több évben is kialakulhatnak 800 mm feletti értékek, de valamivel 600 mm feletti értékek is. A Nyugat-Dunántúlon a 700 mm–nél nagyobb értékek ritkák, 500 mm alatti értékek azonban többször is találhatók, rendszerint nem egymásutáni években. A legalacsonyabb érték 400 mm alatti (Veszprém megye: 1980).


Különösen 1952–ben voltak magasak a tenyészidőszak alatti párologtatóképesség értékek. Magas értékek jellemzték még 1962-őt, 1968-at és 1983-at is. Kicsi volt a párologtató-képesség 1965-ben, 1975-ben és 1980-ban. Tényleges párolgás. Ezek az értékek – amint a 3.18 táblázatban látható – Zala és Somogy megyében a legnagyobbak (461, 465 mm), az ország középső területein pedig a legkisebbek (370-390 mm). Legnagyobb értékei meghaladhatják az 500 mm-t, legkisebb értékei viszont a 300 mm-t sem érik el. Különösen nagy párolgási értékek jellemezték 1965-öt és 1975-öt. Alacsonyak voltak viszont a párolgási értékek 1952-ben, 1962-ben és 1983-ban. 3.18 táblázat Az egynyári növények vegetációs periódusa alatti tényleges párolgás adatok 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 314 337 338 319 321 291 273 310 338 255 254 275 256 356 276 271 302 303 295

Átlag 419 438 461 465 433 430 394 452 455 378 379 382 387 430 390 397 437 417 417

Maximum 575 510 527 573 545 618 531 557 624 510 543 544 554 530 560 540 543 567 562

Min./Átl. 0,75 0,77 0,73 0,69 0,74 0,68 0,69 0,69 0,74 0,67 0,67 0,72 0,66 0,83 0,71 0,68 0,69 0,73 0,71

Max./Átl. 1,37 1,16 1,14 1,23 1,26 1,44 1,35 1,23 1,37 1,35 1,43 1,42 1,43 1,23 1,44 1,36 1,24 1,36 1,35

Relatív párolgás. A 3.19 táblázatból látható, hogy ezek az értékek a szokott területi eloszlási képet mutatják, dunántúli magas értékekkel és alföldi alacsony értékekkel. Jól kivehetők a száraz évek: 1952, 1961, 1968 és 1983. Ekkor is kítűnik az Alföld szárazabb és a Dunántúl nedvesebb jellege. Az Alföldön néha egészen


alacsony értékek találhatók, amikor a tényleges párolgás a potenciális párolgásnak csak 20-25 %-a. Ebben a vegetációs periódusban magas értékek az egész országra kiterjedően alig találhatók. Talán ilyen jellegű évnek tekinthető 1965, 1966 és 1985. 3.19 táblázat Az egynyári növények vegetációs periódusa alatti relatív párolgás adatok 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 0,41 0,50 0,45 0,39 0,39 0,38 0,29 0,36 0,35 0,25 0,26 0,29 0,23 0,36 0,29 0,32 0,39 0,32 0,38

Átlag 0,59 0,74 0,77 0,71 0,71 0,62 0,52 0,65 0,59 0,49 0,47 0,53 0,52 0,58 0,55 0,57 0,67 0,54 0,62

Maximum 0,86 0,98 0,97 0,92 0,98 0,92 0,88 0,94 0,85 0,81 0,75 0,92 0,84 0,87 0,97 0,93 0,97 0,81 0,89

Min./Átl. 0,69 0,68 0,58 0,55 0,55 0,61 0,56 0,55 0,59 0,51 0,55 0,55 0,44 0,62 0,53 0,56 0,58 0,59 0,61

Max./Átl. 1,46 1,32 1,26 1,30 1,38 1,48 1,69 1,45 1,44 1,65 1,60 1,74 1,62 1,50 1,76 1,63 1,45 1,50 1,44

Jellemző a relatív párolgásra,hogy a Dunántúlon a magasabb értékek a gyakoribbak, beleértve többszöri egymásra következésüket is, az Alföldön pedig az alacsonyabb értékek, s ezek is több egymásutáni évben előfordulhatnak. Ariditási index. A 3.20 táblázat arról tanuskodik, hogy az ariditási index értékei ebben a vegetációs periódusban jóval nagyobbak, mint az őszi gabonák tenyészidőszakában. Az átlagértékek az Alföldön a legmagasabbak, 2,50 felettiek. A Dunántúl nyugati és középső területein értékük 2,00-nél kisebb marad. BorsodAbaúj-Zemplén megyét ugyancsak 2,00 alatti érték jellemzi.

152 A NÖVÉNYTERMESZTÉS ÉGHAJLATI FELTÉTELEI –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––– 3.20 táblázat Az egynyári növények vegetációs periódusa alatti ariditási index értékek 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Minimum 1,35 0,74 0,80 0,92 0,87 0,99 1,25 0,99 1,04 1,32 1,45 1,22 1,30 0,14 0,85 1,05 0,99 1,38 0,94

Átlag 2,32 1,62 1,44 1,63 1,82 2,17 2,66 1,99 2,20 2,78 2,91 2,66 2,76 2,42 2,39 2,40 1,89 2,54 2,11

Maximum 3,67 2,94 2,78 2,91 3,98 3,94 5,68 3,82 3,82 6,21 5,66 6,29 5,65 4,33 5,19 4,81 3,56 5,67 3,65

Min./Átl. 0,58 0,46 0,56 0,56 0,48 0,46 0,47 0,50 0,47 0,47 0,50 0,46 0,47 0,06 0,36 0,44 0,52 0,54 0,45

Max./Átl. 1,58 1,81 1,93 1,79 2,19 1,82 2,14 1,92 1,74 2,23 1,95 2,36 2,05 1,79 2,17 2,00 1,88 2,23 1,73

Az egyes években az átlagértékektől jóval eltérő értékek is kialkulhatnak. A Nyugat-Dunántúlon lehetségesek nedves évek (1-nél kisebb ariditási index-szel), az Alföldön nem. Az Alföldön viszont 6,00 feletti értékek is előfordulhatnak. Jellegzetesen száraz évek voltak 1952, 1961, 1962, 1983. Ezekben az években egyes alföldi megyékben 6,00 feletti értékek is tapasztalhatók. Különösen BácsKiskún, Pest, Jász-Nagykun-Szolnok és Csongrád megyére jellemzőek a magas szárazsági index értékek. Viszonylag nedvesebb évnek tekinthető: 1954, 1965, 1966, 1972.

A TERMŐTERÜLET ÉGHAJLATI JELLEMZÉSE 153 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

3.2 A termőterület éghajlati jellemzése

Ismerve hazánk éghajlati viszonyait, képet alkothattunk arról, hogy a növénytermesztés szempontjából milyen klimatikus lehetőségeink vannak. Láttuk azt is, hogy az éghajlati tényezők hogyan befolyásolják gazdasági növényeink fejlődését és produktivitását. Ezek a tényezők azonban nemcsak egy adott helyen hatnak, hanem mind az általuk biztosított természeti lehetőségek, mind pedig az általuk előidézett hatások bizonyos területi eloszlást is mutatnak. E területi eloszlásnak az ismerete lehetőséget ad a számunkra, hogy az ország termőterületét minél racionálisabban hasznosítsuk.

Agroklimatológiai körzetek Általános gyakorlat, hogy az adott termőterület körzetesítését évi adatok alapján végzik. Az így megállapított körzetek azonban a valóságban sem az őszi gabonák vegetációs periódusára, sem az egynyári növények vegetációs periódusára numerikusan nem jellemzőek. Ezért ettől a gyakorlattól eltértünk és közvetlenül az egyes tenyészidőszakok meteorológiai jellemzőit vettük figyelembe. Fontos annak eldöntése is, hogy a vizsgált meteorológiai elemek közül melyikeket vegyük alapul a körzetek elkülönítésénél. Ha sok elemet veszünk figyelembe, akkor a térképes ábrázolás áttekinthetetlenné válik. Túlságosan mozaikszerű lesz. S így gyakorlati célokra alig használható képet ad a területről. Ha viszont kevés elemet vonunk be a vizsgálatba, akkor ügyelnünk kell arra, hogy azok a növények élete szempontjából alapvető elemek legyenek, amelyeket más további elemek számításba vétele legfeljebb csak módosítani tud. Ilyen alapvető elemek a szerves anyag termeléshez nélkülözhetetlen energia (a fotoszintetikusan aktív sugárzás) és a víz. Ez utóbbi többféle meteorológiai elemmel is jellemezhető. Célszerű olyan jellemzőt választani, amely a biomassza előállításánál ugyancsak döntő szerepet játszó transpirációval szoros összefüggést mutat. Ezért választottuk a potenciális párolgás és a csapadék hányadosaként előállított ariditási indexet. Ez a jellemző érték – amint láttuk – jól mutatja az aszályból származó károkat is. Sőt a potenciális párolgáson keresztül a hőmérsékleti hatásokat is. Így lényegében komplex jellemzőértéknek tekinthető. Az őszi gabonák vegetációs periódusa alatti termőkörzetek. Mivel e munka során az agroklimatológiai analízist a havi adatok alapján végeztük, az őszi gabonák vegetációs periódusaként az október-június időszakot vettük figyelembe. A június vége ugyanis mind az őszi árpa, mind az őszi búza esetében az érési időpont jó közelítésének tekinthető. A fotoszintetikusan aktív sugárzás. A vegetációs periódus alatti fotoszintetikusan aktív sugárzás mennyiségét a 3.2 ábrán tüntettük fel. Látható az

154 A TERMŐTERÜLET ÉGHAJLATI JELLEMZÉSE –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

ábrából, hogy az október-június időszakban az Alföld déli és a Dunántúl délkeleti része a sugárzásban leggazdagabb. Itt 1450 MJ⋅m-2-nél nagyobb mennyiségű fotoszintetikusan aktív sugárzás éri el a talajfelszínt. A sugárzás mennyisége ettől a területtől észak és nyugat felé is csökken. Az észak felé történő csökkenés az erőteljesebb. Igy az észak-magyarországi hegyvidék kapja a legkevesebb sugárzást ebben az időszakban. Ezen a területen a sugárzás mennyisége nem éri el az 1350 MJ⋅m-2 értéket.

3.2 ábra Fotoszintetikusan aktív sugárzás területi eloszlása az október-június időszakban (1951-90)

Az ariditási index. A meterológiai elemek közül a nedvesség a másik tényező, amely jelentős mértékben befolyásolja a szárazanyag termelést. A kérdés csupán az, hogy melyik nedvességi jellemzőértéket alkalmazzuk a nedvesség hatásának kimutatására. Olyan jellemzőt célszerű választani, amely nemcsak a vízbevételt, hanem a vízkiadást is magában foglalja,vagy amelynek a termésképződésre gyakorolt közvetlen hatása közismert (pl. transpiráció, relatív párolgás). A hosszabb időszakra való kiterjeszthetőség miatt az ariditási indexet választottuk. Azonkívül ez a jellemzőérték nemcsak a terméshozammal való kapcsolat kimutatására alkalmas, hanem a szárazság okozta terméscsökennés kimutatására is, amint arra már az aszállyal kapcsolatos vizsgálatoknál


rámutattunk. Az őszi gabonák vegetációs periódusának ariditási index értékeit a 3.3 ábrán tüntetük fel.

3.3 ábra Ariditási index területi eloszlása az október-június időszakban (1951-1990)

Megállapítható, hogy nagyjából hasonló övezetes rendet mutatnak, mint a fotoszintetikusan aktív sugárzás alapján meghatározott lehetséges termésmennyiségek. A legszárazabb területnek az Alföld középső része, főként a Tisza Szolnoktól délre eső része körüli terület mutatkozik 1.35 feletti értékekkel (ami azt jelenti, hogy a levegő még ebben az időszakban is 35 %-kal több csapadékot tudna elpárologtatni annál, mint amennyi leesik). E területtől mind észak, mind nyugat felé haladva egyre kisebbek lesznek az index értékei, de a párologtatóképesség mindenütt meghaladja a lehullott csapadékmennyiséget, kivéve a Dunántúl délnyugati területeit. Itt 1-nél kisebb értékek találhatók, vagyis több csapadék hull ebben az időszakban, mint amennyi elpárologni képes. Az észak-magyarországi területeken csak kis mértékben múlja felül a párologtatóképesség a lehullott csapadékmennyiséget. Hasonló a helyzet a Dunántúl nagyobb részén is, kivételt képez a viszonylag szárazabb Kisalföld. Agroklimatológiai körzetek. A bemutatott két alapvető meteorológiai tényező jó lehetőséget ad éghajlati körzetek elkülönítésére, hiszen az övezetes eloszlás mind két tényező esetében hasonló. A 3.4 ábra az őszi gabonák


tenyészidőszakának agroklimatológiai körzetesítését mutatja fotoszintetikusan aktív sugárzás és az ariditási index segítségével.

be,

a

3.4 ábra Agroklimatológiai körzetek az október-június időszak adatai alapján (1951-1990)

Látható az ábrán, hogy a Délkelet–Dunánátúl és az Alföld déli része az ország sugárzásban leggazdagabb területe. Ennek középső része egyúttal az ország legszárazabb területe is (I.b). A Délkelet–Dunántúl és a Tiszántúl középső és déli része kevésbé száraz (I.a). Ez az I. körzet tehát sugárzásban gazdag, középső részein nagyon száraz, két szélén kevésbé száraz vidéke hazánknak. A II. körzet ugyancsak két szektorra osztható. Egy száraz és egy mérsékelten száraz részre. A fotoszintetikusan aktiv sugárzás mennyisége 1400 MJ⋅m-2 alatt marad. A száraz terület a Dunántúlon a Mezőföldet és a Kisalföldet foglalja magába, a Dunától keletre pedig az Alföld északi részeit. A nedvesebb területek a magasabb hegyeinket foglalják magukba. A III. körzet lényegében az ugyancsak 1400 MJ⋅m-2 alatti sugárzásmennyiséget kapó Nyugat- és Délnyugat-Dunántúlt valamint Észak-Magyarország Szlovákiával határos részeit foglalja magában. Az egynyári növények vegetációs periódusa alatti termőkörzetek. Az egynyári növények között elsősorban a kukoricát kell említeni. Kétségtelen, hogy


a legtöbb növény ebben az időszakban éli a vegtációs idejét, azonban meglehetősen különböző időszakot ölel át a vetéstől az érésig terjedő szakasz. A fotoszintetikusan aktív sugárzás. Eloszlását a 3.5 ábrán láthatjuk. Rögtön megállapítható, hogy sok hasonlóságot mutat az őszi gabonák tenyészidőszaka alatti viszonyokkal. Ugyanis ebben az időszakban is az Alföld déli és a Dunántúl délkeleti része a sugárzásban leggazdagabb, s a sugárzás mennyisége mind észak, mid pedig nyugati irányban fokozatosan csökken. Látszik azonban két észrevehető különbség is. Az egyik a fotoszintetikusan aktív sugárzás abszolút értékeiben mutatkozik. A déli területek ekkor 1700 MJ⋅m-2 feletti mennyiségeket kapnak. Bár ez a tenyészidőszak lényegesen rövidebb, mint az őszi gabonáké, a sugárzásmennyiség általában 250 MJ⋅m-2-rel több, mint az őszi gabonák vegetációs periódusában. A másik szembetünő különbség abban látható, hogy ebben az időszakban a Nyugat-Dunántúlon is van egy hasonlóan alacsony értékű terület, mint Észak-Magyarországon.

3.5 ábra A fotoszintetikusan aktív sugárzás területi eloszlása az április-szeptember időszakban (1951-1990)

Az ariditási indexek. A 3.6 ábrán az egynyári növények vegetációs periódusának ariditási indexei által meghatározott területi eloszlás látható. Az övezetes rend szinte változatlan képet tár elénk, mint amit már az előzőekben megszoktunk. A tenyészidőszak sajátosságát az abszolút értékek jelentik, amelyekből azonnal szembetűnik az őszi gabonák tenyészidőszakánál lényegesen


szárazabb jellege. Változatlanul a Közép-Tisza vidéke a legszárazabb. Itt az ariditási indexértékei 2.50 felettiek, ami jelentősen meghahaladja az őszi gabonák vegetációs időszakának hasonló értékeit. Ismét kitűnik ÉszakMagyarország és a Dunántúl nagy részének kevésbé száraz jellege és a Kisalföld szárazabb volta. A Délnyugat-Dunántúl ebben az időszakban is a legkevésbé száraz. Az index értékei 1.70 alattiak, tehát még ezen a terülen is mintegy 70 százalékkal több csapadékot tudna elpárologtatni a levegő.

3.6 ábra Ariditási index területi eloszlása az április-szeptember időszakban (1951-1990)

Agroklimatológiai körzetek. A 3.7 ábrán láthatók az április-szeptemberi időszak éghajlati körzetei, amelyek lényegében ugyanolyan övezetes rendben helyezkednek el, mint az őszi gabonák esetében. A szembetűnő különbség az, hogy ebben az időszakban elkülöníthető még egy negyedik körzet is. Az I. körzet ismét az ország déli határvidéke. Itt a fotoszintetikusan aktív sugárzás mennyisége meghaladja az 1700 MJ⋅m-2 értéket. A legszárazabb terület nagyjából egybeesik az őszi gabonák vegetációs periódusa alatti legszárazabb területtel, az ariditási index értékei azonban jelentősen nagyobbak, 2.50 felettiek. A kevésbé száraz terület valamivel kisebb, csak a Délkelet-Dunántúlra terjed ki. Az ariditási index értékei itt 2.50 alattiak. A II. körzet az 1650-1700 MJ⋅m-2 sugárzásmennyiségű vidékeket jelenti. Ebben a körzetben a Balatontól délre eső területek kevésbé szárazak (2.00 alatti


ariditási indexértékekkel), mint a körzet középső és keleti részei (2.30 feletti ariditási indexértékekkel). A III. körzetben a fotoszintetikusan aktív sugárzás értékei 1650 MJ⋅m-2 alattiak. Az ariditási index értékei a magasabb fekvésű helyeken kisebb (2.00– 2.20), mint a Kisalföldön és az Alföld északkeleti részein. A IV. körzet a Délnyugat-Dunántúl és Észak-Magyarország területét foglalja magába. A fotoszintetikusan aktív sugárzás mennyisége itt is 1650 MJ⋅m-2 alatti, de az ariditási indexek értékei 2.00 nem érik el.

3.7 ábra Agroklimatológiai körzetek az április-szeptember időszak adatai alapján 1951-1990

Összefoglalva: azt mondhatjuk, hogy hazánk területi éghajlati szempontból olyan övezetekre osztható, amelyek közül mindkét tenyészidőszakban a DélAlföld kapja a legtöbb sugárzást és a legszárazabb is. Innét észak és nyugat felé haladva mind a sugárzás mennyisége, mind pedig a szárazság mértéke fokozatosan csökken. A legkevesebb sugárzás Észak-Magyarországra jut. A legnedvesebb terület mindkét vegetációs periódusban a Délnyugat–Dunántúl. Az elmondott eloszlásbeli hasonlóságon túl azonban jelentős abszolút értékbeli különbségek vannak az egyes vegetációs periódusok között. Mivel a körzetesítés


alapjául szolgáló meteorológiai tényezők a termésképződésnek is alapvető tényezői, ezért a két időszakot külön kell kezelni. Az egyes ábrákon feltüntetett körzetek határait az alapul vett meteorológiai elemek értékei alapján határoztuk meg. Ezek lehetőséget adnak arra, hogy (1) az adott elemek és a terméshozamok közötti kapcsolat ismeretében képet kapjunk arról, hogy azonos fajtát és minden egyéb tényezőre homogén területi eloszlást feltételezve, az éghajlat hogyan befolyásolja a produktivitás területi változékonyságát; (2) az adott elemek évek során végbemenő ingadozása (az éghajlatingadozás) hogyan befolyásolja az egyes területek hozamainak az alakulását; (3) az adott elemek valamilyen irányban történő változása (az éghajlatváltozás) milyen hatással lenne az egyes növények hozamaira, illetve hazánkban történő termesztésére.

Éghajlati potenciál A növénytermesztés éghajlati feltételei nemcsak azt szabják meg, hogy egy adott területen milyen növények termeszthetők, hanem azt is, hogy várhatóan milyen maximális hozamok érhetők el. A klimatikus feltételek által biztosított lehetséges maximális hozamokat szokás éghajlati potenciálnak nevezni. Néha megkülönböztetik az elméletileg lehetséges maximális hozamoktól a ténylegesen lehetséges maximális hozamokat. Az elméletileg lehetséges éghajlati potenciálon azt a termésmennyiséget értjük, amely az adott területen lehetséges legnagyobb sugárzásmennyiség és meghatározott sugárzáshasznosulás mellett képződhet, egyéb tényezők optimális szintjét feltételezve. A ténylegesen lehetséges éghajlati potenciálon pedig a tényleges éghajlati viszonyok mellett kialakuló maximális terméshozamokat szokás érteni. Az éghajlati potenciál az alapvető termésbefolyásoló elemek figyelembe vételével számítható. Ezek az elemek a zöld növények életfeltételeit jelentő fotoszintetkusan aktív sugárzás (Q FA ), a hőmérséklet (T) és víz (W), amelyet különböző nedvességi elemekkel reprezentálhatunk. A számításnál abból indulunk ki, hogy optimális hőmérsékleti és vízellátottsági viszonyok mellett a keletkező biomassza mennyiségét egyedül a rendelkezésre álló energia, s a növénynek az energiát hasznosító képessége (ε) határozza meg. A fotoszintézis egyenletéből következik, hogy a másik alapvetően fontos elem a víz, végül pedig a biokémiai reakciókat szabályozó hőmérséklet. E két utóbbi elem, ha értéke nem optimális, akkor csökkenti a képződő biomassza mennyiségét. Emiatt úgy kell őket figyelembe venni, hogy optimális esetben értékük 1–et adjon, attól eltérő esetekben pedig 1–nél kisebb értéket, vagyis a maximum arányában fejezzék ki a lehetséges hatásokat. Ennek megfelelően az éghajlati potenciál a következő függvénnyel számítható:


Y( t ) = f (Q FA ) ⋅ f (T ) ⋅ f ( W )

(3.6)

Vizsgáljuk meg először azt az esetet, amikor a hőmérséklet és a vízellátottság optimális. Ekkor f (T) és f (W) függvények értéke 1, tehát az éghajlati potenciál az Y( t ) = f (Q FA )

( 3.7)

formulával számítható. A lehetséges maximális sugárzáshasznosulás. A Napból a Föld felszínére érkező sugárzási energia a talaj és a levegő felmelegítésére, a talajban és a talajfelszínén lévő víz elpárologtatására, valamint fotoszintézisre használódik fel. Ez utóbbi – amint láttuk – nagyon kicsi érték. Ha meg szeretnénk határozni a maximálisan lehetséges értékét, akkor induljunk ki a sugárzáshasznosulás elemzéséből. Tételezzük fel azt az esetet, hogy a földfelszínre érkező sugárzásnak a fotoszintetikusan aktív része (Q FA ) teljes mértékben fotoszintézisre használódik fel. Ekkor nyilván annyi biomassza képződik – ami abszolút maximumnak tekinthető (Y AMAX ) –, ahányszor az egységnyi biomassza létrehozásához szükséges energiamennyiség: Q 0 = 17000 Jg-1 (Penman 1971, Petr et al. 1985) előállítható a teljes fotoszintetikusan aktív sugárzásmeny-nyiségből. Tudjuk azonban, hogy a napsugárzás energiája teljes egészében nem fordítódhat fotoszintézisre, hiszen egyéb folyamatokhoz is szükség van energiára. Az is nyilvánvaló, hogy az sem fordulhat elő, hogy semmennyi energia nem fordítódik fotoszintézisre, tehát hogy a sugárzáshasznosulás nulla legyen, mert akkor nem volnának zöld növények és így nem volna élet sem. A zöld növények tehát a leérkező sugárzási energia egy meghatározott részét (ε) fordítják biomassza (Y BIO ) előállítására, ezért a (3.7) egyenlet így írható végleges formában:

YBIO = ε

Q FA Q0

(3.8)

Ez esetben felmerül a kérdés, mekkora a lehetséges maximális sugárzáshasznosulás (ε). Erre a kérdésre két kiindulópontból közeledve lehet választ adni. Az egyik út – Burgos (1986) gondolatmenete alapján – a földfelszínre érkező sugárzás felhasználásának becsült értékéből következtet a


maximálisan lehetséges sugárzáshasznosulás értékére. A másik út – Campbell (1977) gondolatmenete alapján – a fotoszintetikusan aktív sugárzás középső hullámhosszához tartozó fotonok energiáját veti össze az 1 mol-nyi anyagban megkötött energia mennyiségével. 1) Először a Burgos–féle gondolatmenet lépéseit elemezzük. a) A fotoszintetikusan aktív sugárzás a földfelszínre érkező sugárzásnak mintegy 45–55%–át teszi ki. Vegyük alapul ennek az alsó határát a 45%–ot, s tételezzük fel, hogy ennyi érkezik a növényállományok felső határára. b) Ebből a sugárzási energiából mintegy 5–10%–nyi visszaverődik a növényállományról (Jones 1983, Rosenberg et al. 1983). Vegyük a visszavert értéket 10%–nak, akkor a növényállományok számára már csak 35% áll rendelkezésre. c) A növényeknek életfolyamataik lebonyolításához is energiára van szükség, amelyet a már megkötött energiának a légzés során felszabadított részével fedez a növényállomány. Ezt az energiamennyiséget a fotoszintézis által megkötött teljes energiamennyiség egy harmadára becsülik (Burgos 1986). Vagyis a b pontban meghatározott energiamennyiségnek mintegy 11–12%–a az életfolyamatok fenntartására fordítódik. Így végül hozzávetőlegesen a növényállományra érkező sugárzásnak maximálisan mintegy 23–24% az, ami a fotoszintézis során hasznosulni képes. A (3.8) egyenletben szereplő ε maximális értéke eszerint 0,23-0,24 lehet. 2) Végezzük el a maximálisan lehetséges sugárzáshasznosulás becslését a Campbell-féle gondolatmenet alapján is. Amint ismeretes a sugárzási energia diszkrét mennyiségek, kvantumok formájában terjed. Planck törvénye alapján egy foton energiája (E) a következő összefüggéssel adható meg: E = hν =

hc λ

(3.9)

ahol h a Planck állandó, amelynek értéke 6,626⋅10-34 J⋅s-1, ν a rezgészám, amely kifejezhető a sugárzás terjedési sebességének és hullámhosszának arányával, amelyben a sugárzás terjedési sebessége ugyancsak állandónak tekinthető, s értéke: c = 3⋅108 m⋅s-1. Egy molnyi anyagmennyiséggel számolva a (3.9) egyenletet meg kell szorozni az Avogadro számmal, amelynek értéke: N = 6,023⋅1023 . Ekkor E=

Nhc 0,119725194 = λ λ

(3.10)


Ebbe az egyenletbe behelyettesítve az egyes hullámhosszak méterben (1 nm=10-9 m) kifejezett értékeit, megkapjuk az egyes hullámhosszakhoz tartozó fotonok energiamennyiségét. A fotoszintetikusan aktív sugárzás tartományát különböző szerzők különbözőképpen adják meg. Vannak szerzők, akik a 400–700 nm közötti sávot, vannak, akik a 380–750 nm közötti sávot, mások pedig a 380–710 nm közötti sávot tekintik fotoszintetikusan aktívnak. A sáv megadásánál a felső határnak van nagyobb jelentősége, mert amint a (3.9) és (3.10) egyenletből is látható a foton energiatartalma és a hullámhossz között fordított arányban van. Tehát a hosszabb hullámhosszak kisebb energiát hordoznak. Felmerül tehát az a kérdés, hogy mennyi az a legkisebb energiamennyiség, amely a fotokémiai reakciók kiváltásához szükséges. Ez Gorisina (1979) szerint 147 kJ⋅mol-1, Campbell (1977) szerint pedig 150 kJ⋅mol-1, ami viszont azt jelenti, hogy a 800 nm hullámhosszúságú sugárzás is aktív már fotoszintetikusan, a 750 nm felsőhatár esetén ez az érték 160 kJ⋅mol-1, 710 nm esetén pedig 170 kJ⋅mol-1. Mivel a fotoszintézishez szükséges szén-dioxid felbontásához 531 kJ⋅mol-1 és a víz (H 2 O) felbontásához pedig 498 kJ⋅mol-1 enrgiára van szükség, a fotoszintézis beindításához legalább 4 foton energiája szükséges. A valóságban azonban csak 8 foton energiája képes kiváltani a fotoszintézis megindulását. A maximális sugárzáshasznosulást úgy számíthatjuk ki, hogy a fotoszintetikusan aktív sugárzás 380 nm és 710 nm közötti sávját vesszük alapul. A tartomány középső hullámhosszának a 445 nm hullámhossz felel meg, ahol 1 foton energiája a (3.9) egyenlet szerint 269 kJ⋅mol-1 . Mivel a fotoszintézishez 8 foton energiája szükséges, ezért a fotoszintézis során elnyelt (abszorbeált) energiamennyisége: 8⋅269 = 2152 kJ⋅mol-1. Ugyanakkor a fotoszintézis során képződött 1 mol szénhidrát (CH 2 O) 470 kJ⋅mol-1 energiát köt meg. A hatékonyság tehát ε=

Kémiailag hasznos energia 470 = = 0,22 Összes abszorbeáltenrgia 2152

(3.11)

vagyis 22%. A két különböző módszerrel számított sugárzáshasznosulási érték tehát közel van egymáshoz. Azt mondhatjuk ennek alapján, hogy egyes kutatók becslése szerint a Napból érkező energiának maximum 22-24%-a hasznosítható a zöld növények által. A valóságban azonban – mint láttuk – a növények csak legfeljebb néhány százalékot képesek hasznosítani. A sugárzás alapján számított maximális terméshozamok. Ismerve a sugárzás időbeli és térbeli változásait, azt várhatjuk, hogy lesznek olyan évek, amikor nagyobb sugárzásmennyiség miatt nagyobb lehetséges hozamok várhatók, s ezek


is az ország déli – sugárzásban gazdagabb – területein nagyobb terméshozamokat eredményeznek, mint az északi és a nyugati határszélhez közeli részeken. Ez minden növényre érvényes megállapítás. Az előzőekben már vizsgáltuk néhány fontosabb gazdasági növényünk sugárzás alapján lehetséges maximális hozamainak országos alakulását (lásd 2.6 és 2.7 táblázatok). Elemezzük most a területi különbségeket! Őszi búza. Az őszi búza maximális hozamait 3 %–os sugárzáshasznosulást feltételezve számítottuk ki, mivel – mint az őszi búza sugárzáshasznosulásának tárgyalásánál láthattuk – a megyei termésátlagok alapján a sugárzáshasznosulás mértéke már megközelíti a 2 %–ot. A kapott eredményeket a 3.21 táblázat tartalmazza. 3.21 táblázat A sugárzás alapján számított maximális terméshozamok (kg/ha) 1951-1990 Állomás Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

Őszi búza 9761 9697 9659 9829 9770 9749 9837 9952 10287 10206 9718 10105 10240 10027 9961 9679 9334 9777 9546

Őszi árpa 7158 7111 7083 7208 7165 7149 7214 7298 7544 7485 7127 7410 7509 7353 7304 7098 6845 7169 7000

Kukorica 9637 9381 9414 9724 9619 9657 9758 9813 10082 10120 9697 10030 10140 9909 9932 9695 9402 9700 9474

Cukorrépa 52041 50659 50834 52511 51943 52146 52695 52988 54442 54646 52362 54164 54758 53510 53634 52350 50771 52379 51158

Napraforgó 3662 2862 2876 3695 3655 3669 3708 3729 3831 3845 3685 3812 3853 3766 3774 3684 3573 3686 3121

Burgonya 28912 28144 28241 29173 28857 28970 29275 29438 30245 30359 29090 30091 30421 29728 29796 29084 28206 29099 28421

Szőlő 14324 14036 14125 14303 14298 14336 14450 14553 14956 14954 14349 14885 14812 14752 14585 14189 13858 14253 14267

Látható, hogy 3 %–os sugárzáshasznosulás esetén az ország egész területén 8 és 11 t/ha közötti terméshozamokkal lehetne számolni. Kedvező sugárzási viszonyok mellett mindegyik megyénkben előfordulhatnának 10 t/ha feletti hozamok. Az is látható, hogy Baranya, Bács–Kiskun, Szolnok, Csongrád és


Békés megyékben a 10 t/ha feletti hozamoknak nagyobb lenne az előfordulási gyakorisága. Ez tükröződik a 30 évi átlagokban is, mivel az átlagok is 10 t/ha felettiek. A ténylegesen lehetséges potenciál Borsod és Nógrád megyékben a legalacsonyabb, 9.6 t/ha alatti értékekkel. A ténylegesen lehetséges potenciálnak az adott éghajlati időszakra vonatkozó maximális értékeit tekinthetjük az elméletileg lehetséges potenciálnak. Ezek az értékek 10.3 és 11.1 t/ha között mozognak.Tehát ha sikerülne hozzávetőlegesen 1 %–kal növelni az őszi búza sugárzáshasznosítását, akkor átlagosan 9–10 t/ha–os megyei átlagterméssel számolhatnánk. S amint a táblázatból is kitűnik ezt legkönnyebben déli határaink mentén érhetnénk el. Őszi árpa. A potenciál adatokat a 3.21 táblázatban találjuk. Az értékek alacsonyabbak, mint a búza esetében, de ez esetben csak 2 %–os sugárzáshasznosulással számoltunk, mert mint az árpa sugárzáshasznosulási viszonyait vizsgálva tapasztalhattuk, a tényleges értékek nem érik el az 1.5 %– ot sem. A területi eloszlás hasonló, mint a búzánál, a déli megyék dominanciáját mutatják. Ezekben a megyékben gyakran fordulnak elő 7.5 t/ha feletti értékek. Ezt tükrözik az átlagok is. Legkisebbek az átlagok Borsod és Nógrád megyékben, hasonlóan, mint a búza esetében. Az elméletileg lehetséges maximumok – 2 %– os hasznosulást feltételezve – 7.5 és 8.2 t/ha között változnak. Kukorica. Potenciál értékei a 3.21 táblázatban találhatók. Ezeket az értékeket 2 %–os hasznosulást feltételezve számítottuk. Az abszolút értékek 8 és 11 t/ha között ingadoznak. A déli megyékben a 10 t/ha feletti értékek gyakoribbak, mint a többi megyében. Itt az átlagok is 10 t/ha felettiek. A legalacsonyabb értékek viszont két nyugat–dunántúli megyében: Vasban és Zalában fordulnak elő. Vas megyében a tényleges potenciál a 30 év alatt egyszer sem érhette volna el a 10 t/ha értéket. Az elméletileg lehetséges maximumok 9.9 és 10.9 t/ha között mozognak. Cukorrépa. Potenciál adatait a 3.21 táblázatban láthatjuk. A számításnál 12 %–os sugárzáshasznosulást vettünk alapul. A kukoricánál tapasztalt területi eloszlás tárul elénk. A maximumok ismét Baranya, Bács–Kiskun, Szolnok és Csongrád megyékben találhatók. A minimum Vas megyében. Az átlagok mindenütt 50 t/ha felett vannak. Megjegyezzük, hogy a cukorrépánál az eddigiekhez képest jelentősebb évi ingadozás tapasztalható. Az értékek 45 és 59 t/ha között változna. Az elméletileg lehetséges maximumok 53 és 59 tonna között vannak. Napraforgó. Potenciál értékeit a 3.21 táblázatban találjuk. A számítást 1 %–os sugárzáshasznosulást alapul véve végeztük. A területi eloszlás hasonlatos a kukoricánál tapasztalthoz. A már említett négy megyében (Baranya, Bács– Kiskún, Szolnok és Csongrád) az átlagok meghaladják a 3.8 tonnát. Két nyugat–


dunántúli megyénkben (Vas és Zala) viszont nem érik el a 3 tonnát. A potenciál értékek ingadozása a napraforgónál is jelentős, 3.3 és 4.3 t/ha között változik. Az elméletileg lehetséges maximumok 3.7 és 4.3 tonna között mozognak. Burgonya. Potenciál értékeit a 3.21 táblázatban tüntettük fel. A számításokat 5 %–os sugárzáshsznosulás figyelembe vételével végeztük. Az egynyári növényeknél már megszokott kép tárul elénk. A maximumot mutató négy megyében (Baranya, Bács–Kiskun, Szolnok és Csongrád) az átlagok 30 tonna felett vannak. Vas, Zala és Nógrád megyében alig haladják meg a 28 tonnát. Az ingadozás is számottevő: az értékek 25 és 34 tonna között változnak. Az elméletileg lehetséges maximumok 29 és 34 tonna közöttiek. Szőlő. Potenciál adatai a 3.21 táblázatban találhatók. A számítást 3 %–os sugárzáshasznosulás feltételezésével végeztük. A potenciál értékek ingadozása a vizsgált növények között a szőlőnél a legnagyobb. vannak évek és megyék, amikor a szőlő potenciális hozamai még a 2 tonnát sem érték volna el, s vannak évek és megyék, amikor a 20 tonnát is megközelítették volna. A szőlő esetében a korábban megszokott övezetes rend egy kissé felborul. Érdekes módon a legnagyobb potenciál átlagok Győr-MosonSopron megyében adódnának, a legkisebbek pedig Szabolcs-Szatmár-Bereg és Hajdú-Bihar megyében. Az elméletileg lehetséges potenciál is meglehetősen nagy változékonyságot mutat, értékei 7 tonna és 20 tonna közöttiek.

EXTRÉM ÉGHAJLATI JELENSÉGEK 167 ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

3.3 Éghajlati káros jelenségek Az éghajlati elemek hol pozitív, hol negatív irányban befolyásolják a növények növekedését, fejlődését és produktivitását. Értékeik emelkedése vagy süllyedése során azonban elérhetnek egy olyan intenzitási szintet, amely után a növényeket már mindenképpen kedvezőtlen hatások érik, egy idő után valamilyen károsodást szenvednek, hosszabb idő után vagy nagyobb intenzitás esetén pedig el is pusztulhatnak. Az ilyen éghajlati elemeket szokták extrém jelenségeknek, káros tényezőknek vagy több elem vagy tényező együtthatásaként jelentkezve káros jelenségnek nevezni. Ezek a jelenségek felléphetnek a hideg időszakban (nyugalmi időszakban), ekkor általában hűvös időjárással kapcsolatos hatások a jellemzők (alacsony hőmérsékletek, hótakaró stb.). Felléphetnek azonban a vegetációs időszakban is. Ekkor a kezdeti időszakban még mindig a hűvös időjáráshoz, hóolvadáshoz kapcsolódó jelenségek dominálnak (tavaszi fagyok, belvíz), majd elérve a meleg időszakot előtérbe kerülnek a meleg időszakhoz kapcsolódó extrém jelenségek (magas hőmérsékleti stressz, szárazság, intenzív csapadékok stb.). A vegetációs periódus vége felé közeledve ismét a hűvös időjárással járó extrém jelenségek hatnak (őszi fagyok, belvíz stb.). Az éghajlati extrém jelenségeket alapvetően – de nem kizárólag - az 1951–1980 közötti időszak adatain elemeztük.

Áttelelési viszonyok A hideg időszak – mint láttuk – általában a november közepe és március közepe közötti időszak. Ekkor a napi középhőmérsékletek rendszerint 5 fok alatt maradnak. Ebben az időszakban gazdasági növényeinknek csak egy része, az őszi gabonák, a gyümölcsfák és a szőlő van a szabadban. Ezekre a növényekre az alacsony hőmérsékletek károsan hatnak, egy bizonyos hőmérsékleti küszöb alatt. Ez a hőmérsékleti hatás azonban függ még attól is, hogy van–e hótakaró, amely vastagságától függően védelmet jelent a növények számára. Havazás és hótakaró. Azokban az időszakokban, amikor a hőmérséklet nulla fok alá képes süllyedni, megvan a lehetőség arra, hogy a csapadéknak egy része hó formában hull le. Ez az időszak gyakorlatilag október elején kezdődik és eltarthat június elejéig. Az első és utolsó havazás átlagos napjai – az 1901-1940 közötti időszak 40 évi adatai alapján – azonban ennél szűkebb intervallumot jelölnek ki. A 3.22 táblázatból látható, hogy – a 200 m alatti tengerszint feletti magasságokban – az első hóesés átlagos időpontja november második, harmadik dekádjára esik. Az

168 EXTRÉM ÉGHAJLATI JELENSÉGEK ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

átlagos utolsó hóesés időpontja pedig március utolsó dekádjára. Tehát átlagosan mintegy 110-140 olyan nap van Magyarországon, amikor hóeséssel lehet számolni. Budapest 50 évi hóadatai alapján a legkorábbi hóesés október 3-án volt (1944-ben). Volt azonban olyan év is (1934), amikor az első – mérhető mennyiségű – csak december 27-én hullott le. Az utolsó hóesés időpontja az 50 évi adatsor alapján május 16 volt (1940-ben), de 1952-ben május 17-én is esett hó. Előfordult azonban az is 1921-ben, hogy február 15 után már nem volt hóesés. Az eddigi legkésőbbi hóesés az ország északi területén fordult elő, amikor 1918-ban még június első napjaiban is esett hó. 3.22 táblázat Az első és utolsó havazás átlagos napjai

Első havazás Utolsó havazás Első havazás Utolsó havazás

Szombathely

Veszprém

XI.12. III.27. Letenye XI.17. III.23.

XI.19. III.29. Kalocsa XI.26. III.26.

Bp., Meteorológiai Bp., Szabadság- Kékestető Intézet hegy XI.19. XI.8. X.19. III.25. IV.9. IV.26. Kecskemét Szeged Debrecen XI.26. XI.28. XI.18. III.23. III.20. III.29.

A tengerszint feletti magassággal természetesen egyre hosszabb lesz az az időszak, amelynek folyamán havazással lehet számolni. Budapest Szabadsághegyen (473 m) már november első dekádjában található a havazás első napjának átlagos időpontja, az utolsó havazás átlagos időpontja pedig már április első dekádjára tolódik. A Kékestetőn pedig már október középső dekádjában van a havazás első átlagos időpontja, az utolsó havazás átlagos időpontja pedig április középső dekádjában. Az adatokból kitűnik, hogy a havazás első napja egyre korábbi időpontra esik, az utolsó napja pedig egyre későbbi időpontra, így a havazás első és utolsó napja közötti időszak hossza a tengerszinti magassággal folyamatosan növekszik. A havas napok száma 14 és 26 között változik. Havi eloszlásban novemberre jut 1-3 nap, decemberre 2-6 nap, januárra 3-7 nap, februárra 3-6 nap, márciusra 24 nap. A legkevesebb havas nap az ország középső, alföldi területein található. Innen északi vagy nyugati irányban haladva a havas napok száma nő. Hótakarós napon értjük azt a napot, amikor a talajt legalább 1 cm vastag, összefüggő hóréteg borítja. Ha a hótakaró összefüggő réteget alkot, de vastagsága nem éri el az 1 cm-t, akkor hólepelről beszélünk. Ha a hótakaró nem alkot összefüggő réteget, de kisebb-nagyobb területeket befed, akkor ezeket hófoltoknak nevezzük.


A hótakarós időszak tartama a legrövidebb az Alföld déli területein, ahol átlagosan 30-35 hótakarós napot találunk. Hasonlóan kevés hótakarós napot találunk a Mátrától délre fekvő sík területeken, észak felé a Hernád völgyében, a Dunántúlon pedig a Mezőföldön. Az Alföld északkeleti tájai felé haladva a hótakarós napok száma fokozatosan növekszik, Szabolcs-Szatmár-Bereg megye területén már eléri a 45-50 napot. Ugyancsak növekszik a hótakarós napok száma az Északi -Középhegység területén, ahol átlagosan 100 napnál is tovább fedheti hótakaró a talajfelszínt. Természetesen a hótakarós napok száma a tengerszint feletti magassággal is gyorsan növekszik. A Dunántúl dombos vidékein a hótakarós napok átlagos száma 40-50 nap között mozog. A Kisalföldön azonban csak 35-40 hótakarós napra lehet számítani. A Bakony 300 méternél magasabb területein 50-nél több a hótakarós nap. Negatív hőmérsékletek. Az elmondottak miatt az 3.23 táblázat a napi minimum hőmérsékletek előfordulását hótakarós és hótakaró nélküli esetekre bontva mutatja be. Láthajuk, hogy leggyakrabban a –5 és –10 fok közötti értékek fordulnak elő. Az átlagos előfordulásban nincsenek észrevehető különbségek amiatt, hogy hótakaró borítja-e a talajt vagy sem. Az ilyen hőmérsékletek valamivel gyakrabban fordulnak elő azonban a hótakaró nélküli napokon. Számuk 7 és 16 között változik. A nagyobb előfordulás az északi megyékre jellemző, a hótakaró nélküli esetekben. Míg a hótakarós esetekben az Alföld északkeleti része és a Nyugat–Dunánátúl mutat nagyobb átlagos gyakoriságot. A –5 és –10 fok közötti minimum hőmérsékletek hótakarós esetben a legtöbb alkalommal 1963-64 telén fordultak elő.Számuk az országban mindenütt meghaladta a 20 napot, egyes megyékben (Vas, Zala, Veszprém, Hajdú– Bihar) pedig még a 30-at is. Ezenkívül 5-20 alkalommal hótaró nélkül alakultak ki ilyen hőmérsékletek. Előfordultak olyan évek is, amikor a –5 és –10 fok közé eső minimumok átlagos száma 20 felett volt. Az 1963-64–es télen a hótakaróval vagy hótakaró nélkül előforduló –5 és –10 fok közötti minimumok együttes száma mindegyik megyénkben meghaladta a 30-40–et. Az 3.23 táblázat következő két oszlopa a –10 és –15 fok közötti minimumokat tartalmazza. Átlagos számuk 1 és 7 között változik. Ebből a hótakaró nélküli minimumok száma 1 és 4 között, a hótakarós minimumok száma 4 és 7 között ingadozik. Az is szembetűnő, hogy a hótakarós minimumok száma közel kétszerese a hótakaró nélkülieknek.

170 EXTRÉM ÉGHAJLATI JELENSÉGEK –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––– 3.23 táblázat A napi hőmérsékleti minimumok előfordulása a téli hónapokban (1951-1980) Megye

Győr-Moson-Sopron Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Esztergom Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Szolnok Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár-Bereg Borsod-Abaúj-Zemplén Heves Nógrád

-50 hó nélkül

-100 hóval

hó nélkül DUNÁNTÚL 10 9 2 11 11 2 10 13 2 9 7 2 8 10 1 9 9 2 13 10 2 13 9 2 10 10 1 ALFÖLD 10 9 2 10 8 1 12 10 2 12 10 2 11 9 2 11 12 2 13 11 4 ÉSZAK-MAGYARORSZÁG 16 10 4 16 7 3 13 10 3

-150 hóval

-150 alatt hó hóval nélkül

4 6 5 5 6 5 6 5 5

0 0 0 0 0 0 0 0 0

3 3 3 3 3 2 2 2 2

6 4 6 5 6 7 7

0 0 0 0 0 0 0

2 2 3 4 4 3 3

6 5 6

0 0 0

5 2 5

Csak néhány megyében (Fejér, Csongrád, Szabolcs–Szatmár) fordult elő, hogy a –10 és –15 fok közötti minimumok száma egy évben, hótakaró nélküli esetben, meghaladta a 10–et, Borsod-Abaúj-Zemplén megyében pedig a 20-at (1954-ben). Hótakarós esetben minden megyében van olyan év, amikor 10-nél, sőt 20-nál is többször előfordulnak egy-egy évben. Legnagyobb gyakoriságuk megyénként váltakozva 1962–63 vagy 1963–64 telére esik. Az 3.23 táblázat utolsó két oszlopa a –15 foknál alacsonyabb minimumok átlagos előfordulását mutatja. Eszerint hótakaró nélkül az ilyen alacsony hőmérsékletek átlagos száma nálunk ebben a 30 évben nem érte el az egyet. A hótakaróval együtt előforduló esetek száma 2 és 5 között mozog. Hótakaró nélkül –15 fok alatti minimumok Zala és Csongrád megyében a vizsgált 30 év alatt egyszer sem fordultak elő, Veszprém, Fejér, Pest, Szolnok, Békés és Hajdú-Bihar megyében pedig csak egyszer. Egyetlen olyan év sem volt


azonban más megyében sem, ahol számuk egy adott évben meghaladta volna a 20at. Amint az átlagos értékekből látható, hótakaróval együtt már gyakoribbak az ilyen alacsony minimum értékek. Általában minden második évben lehet számítani előfordulásukra. Hideg években számuk minden megyében meghaladhatja a 10-et, van ahol a 15-öt is, Bács-Kiskun, Csongrád, SzabolcsSzatmár, Borsod-Abaúj-Zemplén és Nógrád megyében pedig még a 20-at is. A téli negatív hőmérsékletek hatásai. A téli fagyok hatása lehet közvetlen és közvetett. A közvetlen hatás jellemzője, hogy közvetlenül a negatív hőmérséklet az, amely károsítja a növényt. Ilyen jellegű az elfagyás vagy megfagyás és a kifagyás. A közvetett hatás esetében a negatív hőmérsékletek hatása a talajon keresztül érvényesül. Ide sorolható a szomjanhalás és a felfagyás. A növényeknek azt a tulajdonságát, amellyel képesek védekezni e hatások ellen télállóságnak nevezzük. A különböző növények a téli negatív hőmérsékletekre különbözőképpen reagálnak, ennek megfelelően a télállóságuk is különböző. Télállóságuk rendszerint összefügg a származási helyükkel, öröklött tulajdonság, amely nemesítéssel alakítható. Elfagyás (megfagyás). Úgy alakul ki, hogy a negatív hőmérséklet hatására a sejtnedv megfagy és a sejtekben apró jégkristályok képződnek. A sejtnedv térfogata a megfagyáskor közel 10 %-kal megnövekszik, s a térfogatukban megnövekedett jégkristályok a sejtek falait szétszakítják. Újabban a sejtek pusztulását a protoplazma kiszáradásával is magyarázzák. Ez olyan esetekben szokott bekövetkezni, amikor a felengedés gyorsan megy végbe. Ilyenkor a sejtközökben végbemenő párolgás és a szöveteken keresztül történő kiszívódás következtében a protoplazma jelentős vízveszteséget szenved. Ha a felmelegedés lassan megy végbe, akkor a megolvadt jégkristályok vizét a sejtek felszívják és a növény újraéled. Kifagyás. Ha a hőmérséklet nagyon alacsonyra süllyed, akkor a protoplazma maga is megfagy, ennek következtében elvíztelenedik, a benne lévő fehérje anyagok kicsapódnak és a növény elpusztul. Ezt nevezzük kifagyásnak. Főleg hótakaró nélküli, kemény fagyok esetén lehet rá számítani. A növények a fagy közvetlen hatásai ellen többféle módon védekezhetnek. Az egyik ilyen lehetőség a növényi sejtek cukortartalmának a növelés. Ezáltal a sejtnedv töményebb lesz, s így csökken a sejtnedv megfagyásának és a fehérjék kicsapódásának a veszélye. Az oldatok ugyanis alacsonyabb hőmérsékleten fagynak meg, mint a tiszta víz. A fagypontsüllyedés mértéke függ az oldat töménységétől. Minél töményebb az oldat, annál alacsonyabb a fagypontja. Télen a növényi sejtek oldattöménysége nagyobb, mint tavasszal és ősszel, ezért télen jóval alacsonyabb hőmérsékletek kellenek ahhoz, hogy a növényi sejtek megfagyjanak. Tavasszal megkezdődik a cukor keményítővé alakulása,


emiatt a sejtek cukormennyisége csökken, a sejtek felhígulnak és a növény fagyérzékenyebbé válik. Emiatt az elfagyás jelensége általában nem télen, hanem inkább későtavasszal és koraősszel a vegetációs időszakban szokott jelentős károkat okozni. Szomjanhalás. Ezzel a jelenséggel is elsősorban hótakaró nélküli kemény fagyok esetén kell számolni. Lényege abban van, hogy a talajhőmérsékletek fokozatos süllyedésével a növényi gyökérsejtek áteresztőképessége (permeabilitása) csökken és emiatt nehezebbé válik a tápanyagfelvétel is. Ha a talaj megfagy, a gyökerek már csak nagyon kevés vizet és tápanyagot képesek felvenni, majd a víz és tápanyagfelvétel meg is szűnik, s a növény elpusztul. Ha a talajfagy csak egy vékonyabb felső talajrétegre terjed ki, akkor a mélyebben lévő gyökerek még képesek vizet és tápanyagot felvenni. Ha azonban a talajfagy a mélyebben fekvő gyökereket is eléri, akkor a növény még abban az esetben is elpusztulhat, ha egyébként a levegő hőmérséklete lehetővé tenné a növény fejlődését. Különösen nagy a veszély akkor, ha a levegő kis nedvességtartalma és a szél fokozzák a transzspirációt. Felfagyás. Ez a jelenség annak következtében alakul ki, hogy a talajban lévő víz hideg téli éjszakákon megfagy. Térfogata megnagyobbodik, s mivel csak felfelé képes terjeszkedni, az adott talajrész felemelkedik, s felemelkedése közben a talajgyökereket elszakítja. Ha elég magasak a nappali hőmérsékletek, akkor a fagyott, felemelkedett talajrész megolvad és visszatér eredeti helyére. Ha az éjszakai és nappali hőmérsékletváltozások hatására ez a talajmozgás gyakran ismétlődik (a talaj harmonikázik), akkor jelentős károk keletkezhetnek a téli növényállományokban. Ez a jelenség többnyire a tél vége felé, a tavasz elején szokott előfordulni, amikor az éjszakai fagyokat nappali olvadás követi. Ha a fagy csak a talaj felső vékony rétegére terjed ki, s nem éri el a gyökérzet zömét, akkor csak kisebb károkat okoz. Ha mélyebbre is lehatol, akkor már a gyökerek jelentős részét képes elszaggatni, sőt az ismétlődő felfagyás az egész növényt is kiemelheti a talajból, s a növény táplálék hiányában elpusztul. Korábbi vetésű, az ősz és a tél folyamán mélyebben meggyökeresedett növényekben a felfagyás okozta károk is kisebbek. A felfagyást a magasabb talajnedvesség segíti. Minél nedvesebb ugyanis a talaj, annál a nagyobb a fagyás következtében keletkező térfogatnövekedés. Ezért különösen veszélyesek az esők után fellépő fagyok. Nedves talaj esetén még 7 mm-es talajmozgások is kilakulhatnak. A felfagyással szemben elsősorban azok a növények tanúsítanak nagyobb ellenállást, amelyeknek a gyökerei rugalmasak. A hótakaró káros hatásai. A hótakaró jelentős védőhatást nyújt a növényeknek a nagyon alacsony téli negatív hőmérsékletekkel szemben. Ha a


hótakaró hosszasan megmarad vagy nagyon vastag lesz, akkor különböző kedvezőtlen hatások forrása lehet. Ilyen a kipállás és a megfulladás. Kipállás. Bekövetkezésére akkor lehet számítani, ha a hó nem fagyott talajra hull. Ekkor a növények még vegetatív tevékenységet folytatnak. A hótakaró alatt azonban nem kap napsugárzást a növény, ami a fotoszintézishez nélkülözhetetlen, emiatt fokozatosan gyengül s végül, ha ez a helyzet tartósan fennmarad, akkor elpusztul. Ez a jelenség előfordulhat oly módon is – különösen tél vége felé –, hogy a hótakaró alatt a talajfagy felenged, s így a növény élettevékenysége a hótakaró alatt is megindul. Túlságosan vastag és tartós hótakaró esetén a kipállás fagyott talaj esetén is előfordulhat. Megfulladás. Olyankor következik be, amikor a hótakaró tetején jégkéreg keletkezik vagy pedig olyankor, amikor az olvadó hólé a hótakaró alatt összegyűlik és jéggé fagy. Ilyenkor a növény nem kap levegőt és oxigénhiány miatt elpusztul.

Későtavaszi és koraőszi fagyok A vegetációs periódus elején és végén van egy olyan periódus, amikor a napi középhőmérsékletek ugyan a növény bázishőmérséklete felett vannak, de még számolni kell – az éjszakai órákban – fagypont alatti értékekkel is. Ezek a fagyok a növény fejlettségi állapotától függően különböző mértékű károkat okozhatnak, esetleg teljesen el is pusztíthatják a növényt. Emiatt célszerű tudni, hogy tavasszal meddig, ősszel pedig mikortól kell fagyokra számítani. A későtavaszi és koraőszi fagyok különböző típúsúak lehetnek. Kisugárzási fagyok. Olyan esetekben alakulnak ki, amikor a nappali felmelegedés még nem olyan erős, hogy az éjszakai lehülés ne tudná 0 fok alá hűteni a levegőt. Az éjszakai lehűlésnek olyan derült, szélcsendes éjszakák kedveznek, amikor a levegő nedvességtartalma alacsony. A kisugárzási fagyok esetében a lehűlés a talajfelszínen kezdődik és intenzitásától és időtartamától függően egyre magasabb rétegeket ér el. Ezek ellen a fagyok ellen többnyire eredményesen lehet védekezni. Advektív fagyok. E fagyok jellegzetessége, hogy a 0 fok alatti hőmérséklet nem az adott helyen alakul ki, hanem fagypont alatti hőmérsékletű légtömegek szállítják egy adott terület fölé. Emiatt nem kötődnek az éjszakai lehűléshez, nappal is előfordulhatnak, s nem csak a talajmenti légrétegekre, hanem nagyobb magasságokra is kiterjednek. Az elmondottak miatt az advektív fagyok ellen nem tudunk eredményesen védekezni. Keverék típusú fagyok. Olyankor fordul elő, amikor a nappali felmelegedés már elég erős ahhoz, hogy az éjszakai lehűlés nem tudja a hőmérsékletet 0 fok alá


csökkenteni. Ekkor, ha olyan – főleg sarki eredetű – hideg légtömegek áramlanak be, amelyeknek harmatpontja 0 fok alatt van, akkor derült, szélcsendes éjszakákon – a kisugárzás következtében – a hőmérséklet képes fagypont alá csökkenni. A fagypontnál magasabb harmatpontú levegőben amikor a lehűlés eléri a harmatpontot (a telítettségi értéket), akkor a vízgőz kicsapódik, harmat vagy köd képződik és hő szabadul fel, s ez akadályozza a kisugárzást. E típus kialakulásához tehát advekcióra és erős éjszakai kisugárzásra egyaránt szükség van. Általában a május közepe után előforduló fagyok (fagyos szentek) sorolhatók ebbe a típusba. Légköri fagyok. Az 3.24 táblázatban tüntetük fel az utolsó tavaszi és az első őszi fagyok bekövetkezési időpontjainak 30 évi jellemzőit. A táblázat első három adatoszlopa a 200 cm–es magasságban mért fagyok tavaszi határnapjait mutatja. Ebből kitűnik, hogy az egész ország területén előfordulhat, hogy már márciusban megszűnnek a fagyok. Leginkább március harmadik dekádjában. Az átlagos időpontok szinte egész április hónapra kiterjednek. Legkorábban az ország középső területén következnek be, már április első dekádjában. Legkésőbben pedig a nyugati és északi országrészben, április harmadik dekádjában. A legkésőbbi bekövetkezési időpontok egy-két kivétől eltekintve május hónapra esnek. Fejér, Pest és Szolnok megyében már április végéig befejeződnek a fagyok, de az ország északi területein csak május végén. Az 3.24 táblázat utolsó három adatoszlopa a 200 cm-ben mért első őszi fagyok határnapjait tünteti fel. Eszerint az őszi fagyok már szeptember második felében megkezdődhetnek. Baranyában a legkorábbi időpont októberre tolódik. Az átlagos időpontok október második felére esnek, van ahol egészen a hónap végére húzódnak el. A legkésőbbi időpontok a megyék többségében már novemberben bekövetkeznek, de néhány megyében csak december elején. A növénytermesztés szempontjából különösen a tavaszi fagyok jelentősek, mert a fiatal növényekben a fagy nagyobb károkat tud okozni. Emiatt nagyobb a fagyvédelem jelentősége is ebben az időszakban. Ha ismerjük az egyszeri fagyvédekezés költségét (K), s tudjuk, hogy átlagosan hányszor (n) kell faggyal számolnunk, akkor egyszerű kiszámolni a fagyok miatti átlagos termelési többletköltséget (TTK): TTK = n⋅K

(3.12)

E feladat megoldásához az agrometeorológia az n értékek megadásával járulhat hozzá. célszerű az átlagos fagy előfordulások számát dekádonként megadni, amint azt az 3.24 táblázatban tettük. A fagyok száma ugyanis fokozatosan csökken, s így látható, hogy mind kevesebb beavatkozásra van


szükség. Tehát mérlegelhető, hogy a korábbi vetés miatti terméstöbbletből származó többletbevétel vagy primőrnél a korábbi érés miatti magasabb ár mennyire kompenzálja a fagyvédekezésből adódó többletköltséget. 3.24 táblázat A fagymentes időszak kezdete, vége és tartama (1951-90) Hely

A talaj feletti 5cm-ben Utolsó Fagymentes Első őszi tavaszi fagy időszak fagy Győr IV.26 168 X.11 Szombathely V.04 159 X.10 Zalaegerszeg V.01 157 X.05 Kaposvár IV.26 167 X.10 Pápa IV.27 170 X.14 Tatabánya V.01 163 X.11 Martonvásár IV.27 170 X.14 Iregszemcse V.02 156 X.05 Pécs IV.25 172 X.14 Kecskemét IV.30 162 X.09 Budapest IV.30 160 X.08 Szolnok IV.24 169 X.10 Szeged V.06 150 X.03 Békéscsaba IV.30 159 X.06 Debrecen IV.28 162 X.07 Nyíregyháza V.02 156 X.05 Miskolc V.06 151 X.04 Kompolt V.03 159 X.09 Balassagyarmat V.08 142 IX.27

A talaj feletti 200 cm-ben Utolsó Fagymentes Első őszi tavaszi fagy időszak fagy IV.14 186 X.17 IV.24 175 X.16 IV.23 176 X.16 IV.16 191 X.24 IV.21 183 X.21 IV.15 192 X.24 IV.14 198 X.29 IV.14 188 X.20 IV.10 204 X.31 IV.08 197 X.22 IV.02 211 X.30 IV.04 201 X.22 IV.11 193 X.21 IV.18 186 X.21 IV.16 188 X.21 IV.14 185 X.16 IV.26 169 X.12 IV.13 192 X.22 IV.25 171 X.13

Látható, hogy márciusban még az első két dekádban hozzávetőlegesen minden második nap védekezni kell, a harmadik dekádban pedig csak többnyire 2-3 napot. Áprilisban már csak dekádonként 1-2 napról van szó. Májusban pedig már olyan kevés alkalommal volt fagy, hogy átlagos számuk egyik dekádban sem érte el az 1-et. Természetesen az egyes években májusban is vannak fagyok, legnagyobb számmal az első dekádban. A legtöbb ekkor Vas és Zala megyében tapasztalható, a 30 év alatt mintegy 11-12 esetben. Május második dekádjában számuk már az említett két megyében is csak 4-5. Május harmadik dekádjában mindössze néhány megyében s csupán egy-két esetben volt fagy. Pest és Szolnok megyében pedig május folyamán egyáltalán nem fordult elő fagyos nap.


Talajmenti fagyok. A talajfelszín feletti 5 cm-es magasságban mért fagyok határnapjait a 3.24 táblázatban találhatjuk. Eszerint főleg a Dunántúlon már március utolsó napjaiban befejeződhetnek a talajmenti fagyok. Másutt többnyire csak április első dekádjában. Az átlagos időpontok április utolsó és május első dekádjára esnek. Itt már jól megmutatkozik, hogy nagyon nehéz szabályos területi elrendeződést találni.Ez természetes is, hiszen a rendkívül változatos talajfelszín feletti 5 cm-es magasságról van szó. Még változatosabb eloszlást mutatnak a fagyok legkésőbbi dátumai, amelyek általában május második felére esnek, azonban egyes helyeken áthúzódnak június hónapra is.

Magas hőmérsékletek A növények fotoszintetizáló tevékenysége erősen függ a hőmérséklettől. A szerves anyag képződése a bázishőmérséklet feletti hőmérsékletek mellett növekvő hőmérséklettel fokozatosan emelkedik, míg el nem éri a maximumát. Az ehhez tartozó hőmérsékleti érték az optimum hőmérséklet. E felett a hőmérséklet emelkedésével a szerves anyag képződés intenzitása egyre kisebb lesz, s elér egy olyan értéket, amelynél a légzésből származó veszteség nagyobb lesz, mint az ugyanazon idő alatt képződött szerves anyag mennyisége. Ezért a magas nappali hőmérsékletek a növények számára kedvezőtlenek. A hőmérséklet azonban nemcsak a fotoszintézis intenzitását, hanem a légzés intenzitását is erőteljesen befolyásolja. Ennek különösen az éjszakai órákban van jelentősége, amikor a fotoszintézis szünetel. Ekkor a légzés intenzitásától függ, hogy mekkora lesz a szerves anyag leépülés. Minél magasabb a hőmérséklet annál nagyobb veszteséggel kell számolni. Ezért a magas éjszakai hőmérsékletek is károsak a növények számára. A meteorológiában azokat a napokat, amelyeken a napi maximum értéke meghaladja a 25 fokot nyári napnak, amikor meghaladja a 30 fokot hőség napnak , amikor meghaladja a 35 fokot forró napnak nevezzük. Hazánkban 35 fok feletti értékek ritkán fordulnak elő, ezért kizárólag a 25-30 fok és 30-35 fok közötti értékek előfordulását elemezzük. Ezenkívül megvizsgáltuk azt is, milyen gyakran várhatók 18 foknál és 20 foknál melegebb éjszakák. Nyári napok. Április elejétől október végéig történő előfordulásuk átlagos értékeit, valamint az időszak alatti összegeiket a 3.25 táblázat tartalmazza. Látható, hogy március hónapot fel sem tüntettük, mert akkor a 25 fok feletti maximumok ritkák. Az ország legmelegebb területén is csak 5-6 ilyen nap volt márciusban, de vannak olyan területek is, ahol egyetlen egy ilyen nap sem volt. Áprilisban is csak 1-2-re lehet számítani. Májusban már több, 4–7 is előfordulhat, júniusban pedig már 11-14 is. Ez pedig azt jelenti, hogy az őszi


gabonák éréséig mintegy 15–20 ilyen nappal kell számolni. Ez kedvezőtlen az őszi gabonákra, mert azok optimum hőmérséklete 25 fok alatt van. 3.25 táblázat A nyári napok átlagos száma Állomás

IV.

V.

VI.

VII.

VIII.

IX.

X.

Győr-Moson-S. Vas Zala Somogy Veszprém Komárom-Eszt. Fejér Tolna Baranya Bács-Kiskun Pest Jász-Nagykun-Sz. Csongrád Békés Hajdú-Bihar Szabolcs-Szatmár Borsod-Abaúj-Z. Heves Nógrád

1,1 0,6 0,6 1,3 1,2 1,0 1,0 1,2 1,0 1,3 1,2 1,1 1,5 1,6 1,4 1,3 1,3 1,2 1,1

5,6 4,1 4,5 7,1 5,5 6,1 5,9 6,1 5,2 6,8 5,9 6,7 7,3 7,8 6,7 5,9 6,7 5,7 5,2

11,2 9,6 11,3 11,7 11,1 12,4 11,7 12,2 11,8 13,1 12,2 13,3 13,1 13,1 12,2 11,8 12,5 12,7 11,4

13,0 12,8 13,7 14,2 13,4 13,9 13,5 13,4 14,5 14,7 13,0 14,7 14,5 14,3 14,6 14,0 14,3 14,3 13,5

11,8 11,1 12,0 13,1 12,2 13,0 12,9 11,9 13,4 13,9 13,2 14,5 14,2 13,5 13,1 13,5 13,4 13,1 12,6

6,4 4,7 5,8 7,6 6,6 7,2 7,1 8,1 7,8 8,3 7,0 9,5 9,9 9,7 8,5 7,2 7,6 7,5 6,6

0,6 0,1 0,4 1,0 0,5 0,9 0,9 1,1 1,0 1,3 0,8 1,5 1,8 1,8 1,2 0,5 0,6 0,5 0,6

Vegetációs periódus 49,6 42,6 48,3 55,2 50,4 54,4 52,5 53,7 54,8 59,3 53,4 61,0 62,4 61,8 57,8 54,2 56,5 55,2 50,9

A nyári napok száma július–augusztusban a legnagyobb, 13-15 körüli. Szeptemberben számuk 5–10 között mozog, októberre lecsökken 1-2-re. A meleg időszak folyamán számuk 40 és 65 között változik. A nyugati határ mentén lévő megyéinkben számuk 50 alatt marad, legmelegebb alföldi megyéinkben pedig 60 fölé emelkedik. Hőség napok. Adataik a 3.26 táblázatban találhatók. Május előtt általában nem szoktak előfordulni. Májusban átlagosan legfeljebb 1 ilyen nap várható, júniusban 2-3, júliusban 3-8. Ebben a hónapban van a legtöbb hőség nap. Augusztusban a számuk 3-6–ra csökken, s szeptemberben már ismét csak 1 várható. Az egész meleg időszak folyamán a nyugati megyékben mintegy 8 hőség nap várható, a legmelegebb alföldi megyékben pedig 20-21.

178 EXTRÉM ÉGHAJLATI JELENSÉGEK –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––– 3.26 táblázat A hőségnapok (t max >30 fok) és a forró napok (t max >35 fok) száma (a forró napok száma zárójelben) Év 1951 1952 1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980

Mosonmagyaróvár 11 25 (3) 14 18 4 8 11 (4) 14 5 8 19 (1) 20 18 12 7 2 23 14 (2) 8 13 13 (1) 12 15 10 4 14 8 1 10 5

Pécs 23 45 (12) 19 15 (1) 4 21 (3) 20 (5) 18 5 5 17 (1) 17 24 5 9 4 17 14 7 14 21 (1) 6 12 19 0 6 5 5 16 7

Kecskemét 26 (1) 46 (12) 24 25 (1) 6 16 23 (6) 31 (4) 14 (2) 15 22 (3) 25 25 (2) 31 11 12 31 20 (3) 17 14 25 18 20 20 10 11 5 1 12 7 (1)

Békéscsaba 38 (2) 49 (14) 25 33 (1) 10 20 (2) 27 (5) 34 (4) 19 (1) 17 (1) 21 (4) 28 32 24 13 12 31 (1) 26 (1) 15 16 28 (1) 23 (1) 20 20 (1) 14 14 18 4 17 (2) 9

Kompolt 28 41 8 14 4 15 19 21 12 10 24 27 29 33 6 9 22 18 9 9 13 18 15 15 5 11 6 0 13 2

(1) (7)

(3) (2) (1) (3) (1) (1)

(3)

Nyíregyháza 25 37 10 16 3 16 20 20 10 6 21 17 26 28 8 2 26 15 6 7 18 22 8 13 10 12 6 2 13 4

(2) (5) (1) (2) (4) (1) (1) (2)

(1)

(2)


3.27 táblázat A 18 foknál és 20 foknál melegebb éjszakák száma (a 20 foknál melegebb éjszakák száma zárójelben) Év 1951 1952 1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980

Mosonmagyaróvár 3 5 6 2 3 1 (1) 5 (1) 3 0 0 6 0 6 2 3 1 6 3 2 3 6 5 3 9 3 2 1 2 1 4 (1)

Pécs 2 16 7 5 4 4 21 16 15 7 6 15 22 8 10 2 20 10 6 12 17 13 7 16 2 3 5 1 16 2

(3) (1)

(9) (4) (3) (1) (1) (1) (5) (1) (1) (2)

(3) (3) (1) (6) (1)

(1) (3)

Kecskemét 18 20 10 8 9 3 15 11 11 3 10 18 24 9 5 5 15 8 7 6 12 25 6 15 5 4 3 2 5 4

(4) (4) (1) (1) (3) (3) (2) (3) (2) (6) (2) (1) (2) (3) (1) (1) (3) (4)

(1)

Békéscsaba 17 22 13 16 6 11 22 15 14 10 4 8 12 7 5 2 10 6 1 6 7 10 5 11 4 2 0 0 4 1

(2) (8) (2) (1) (1) (7) (3) (1) (1) (3) (2)

(1) (1)

(3) (1)

(1)

Kompolt 12 15 14 15 7 3 18 9 13 2 5 6 13 5 5 4 7 6 7 8 14 18 3 12 6 4 4 2 5 3

(3) (5) (6) (6) (1) (5) (2) (1) (2) (1) (4) (1)

(1) (4) (1) (1)

Nyíregyháza 8 12 8 5 3 5 12 7 11 3 4 5 8 9 4 1 12 3 1 5 7 12 11 11 7 4 4 1 8 7

(1) (2) (1) (1) (1) (3) (1) (1) (1)

(1) (1)

(1) (1) (3)

(1)

Meleg éjszakák. A 3.27 táblázat tartalmazza a 18 foknál és 20 foknál melegebb éjszakák számát. A táblázatból látható, hogy Mosonmagyaróváron vannak olyan évek, amikor 18 foknál magasabb hőmérsékletű éjszakák nem fordultak elő. A többi vizsgált helyen ilyen nem volt. Mosonmagyaróváron a 18 fok feletti éjszakák száma egyetlen évben sem haladta meg a 10–et. Pécsett, Kecskeméten


és Békéscsabán számuk elérheti a 22-25-öt. Az Alföld északibb területein, Kompolton már a 18 fok feletti éjszakák száma 20 alatt marad, Nyiregyházán pedig 15 alá csökken. A 20 foknál melegebb éjszakák száma Mosonmagyaróváron legfeljebb évente 1, de ez is csak a 30 év közül ötben fordult elő. Pécsett a 30 év közül 19ben volt ilyen éjszaka, s volt olyan év is (1957), amelyben 9. Kecskeméten és Békéscsabán ugyancsak 19 évben észleltek 20 fok feletti hőmérsékletű éjszakát, s a legnagyobb előfordulásuk egy évben 6-8 volt. Kompolton és Nyiregyházán 15-16 évben tapasztalatak ilyet, s legnagyobb évi előfordulásuk 3–6 volt. A magas hőmérsékletű nappalok és éjszakák elemzésénél még azt is figyelembe kell venni, hogy ezek gyakran járnak együtt száraz időszakokkal, ezért terméshozamra gyakorolt hatásuk vizsgálatánál ezt a tényt is figyelembe kell venni. Ma még nem tisztázott, hogy meleg és száraz időszakokban melyik hatás hogyan érvényesül.

Vízhiány és víztöbblet Az előzőekben bemutattuk a növényeket károsító főbb hőmérsékleti hatásokat. Ezek azonban – mint említettük – nem egyszer együttjárnak különböző mértékű vízhiánnyal, amely ugyancsak kedvezőtlen a növények szerves anyag képzése szempontjából. A vízhiány kialakulásának előfeltétele a csapadékhiány és a levegő intenzív párologtatóképessége. E kettő együttes ismerete lehetőséget ad arra, hogy tájékozódjunk hazánk vízellátottságának alakulásáról. Így nemcsak a vízhiány kialakulásának lehetőségéről, hanem a víztöbbletről is, ami szintén káros lehet a növények számára, mert kiszorítja a talajpórusokból a levegőt (oxigént). Az éghajlati jellemzést az ariditási index segítségével végezzzük el. Az ariditási index évi menete. Az ariditási index havi adatait az 3.28 táblázat mutatja. Látható, hogy az egész országra vonatkozóan kirajzolódik egy olyan évi menet, amelyben január hónap a legerőteljesebben nedves jellegű. Innét egészen májusig a száraz jelleg fokozatosan növekszik. Júniusban, bár a levegő párologtatóképessége tovább növekszik, a csapadék maximum hatására visszaesés következik be. A maximális értékek július, augusztus vagy szeptember hónapokra esnek. A júliusi maximumok Zala, Somogy és Nógrád megyékre jellemzőek, az augusztusi maximumok Győr-Moson-Sopron megye kivételével a többi dunántúli megyére, valamint Bács-Kiskun és Pest megyére, a szeptemberi maximumok pedig a többi megyére, amelybe elsősorban alföldi jellegű megyéink tartoznak. Az őszi hónapokban az ariditási index fokozatosan csökken, amíg el nem éri a januári minimumot.


Szembetűnő, hogy négy hónap (november, december, január és február) az egész ország területén nedves jellegű (az ariditási index 1–nél kisebb). Ehhez csatlakozik még öt dunántúli megyében és két északi megyében egy nedves jellegű március. A legnedvesebb jellegű két hónapban, decemberben és januárban a lehullott csapadéknak csak 10–20 %–a képes elpárologni, februárban ez az érték már meghaladhatja a 20, sőt a 30 %-ot. Március az átmeneti hónap. Van ahol a lehullott csapadéknak csak 65-95 %–át tudja elpárologtatni a levegő, van ahol 440 %-kal többet is. Áprilistól már az egész ország területén a száraz jelleg dominál. Májusban már a csapadék kétszeresénél több is el tudna párologni alföldi jellegű területeinken. A júniusi visszaesés után júliusban már a májusinál magasabb értékek dominálnak. Van, ahol – mint említettük – beáll a maximum. Alföldi jellegű megyéinkben az ariditási index értéke mindenütt meghaladja a 2,25-öt, Szolnok és Csongrád megyében a 3,00-át is. Augusztus és szeptember a maximumok ideje. A maximum beálltakor hat alföldi megyében az ariditási index 3,00 feletti. Az őszi csökkenés meredekebb, mint a tavaszi emelkedés, mert a szeptemberi maximumok után is a november már ismét nedves jellegű. Ekkor a lehullott csapadéknak csak 30-45 %-a képes elpárologni. 3.28 táblázat Ariditási index értékek (1951-1990)


1 0.17 0.15 0.15 0.14 0.18 0.12 0.13 0.14 0.16 0.17 0.16 0.13 0.17 0.11 0.11 0.13 0.14 0.14 0.10

2 0.30 0.32 0.27 0.29 0.34 0.26 0.23 0.29 0.34 0.30 0.30 0.28 0.33 0.24 0.22 0.21 0.20 0.22 0.16

3 1.13 0.75 0.74 0.82 0.94 1.09 1.11 0.92 1.08 1.13 1.39 1.13 1.24 0.97 1.00 1.07 0.93 1.06 0.78

4 1.97 1.63 1.35 1.34 1.52 1.81 1.97 1.69 1.45 1.90 2.41 2.03 1.98 1.80 1.85 2.14 1.83 2.18 1.67

5 2.19 1.38 1.36 1.53 1.72 1.89 2.29 1.90 1.90 2.28 2.39 2.00 2.30 2.05 2.02 2.33 1.69 2.10 1.85

6 1.93 1.39 1.31 1.29 1.55 1.71 2.07 1.59 1.65 2.04 2.29 1.94 2.01 1.61 1.60 1.70 1.43 1.74 1.62

7 2.69 1.65 1.52 1.88 1.75 2.32 3.24 2.19 2.57 3.13 3.12 3.31 3.15 2.82 2.52 2.35 2.16 3.17 2.49

8 2.24 1.74 1.51 1.75 1.66 2.32 2.70 2.09 2.56 3.42 3.39 3.04 2.92 3.02 2.35 2.29 1.91 2.52 2.44

9 2.48 1.56 1.30 1.58 1.63 1.96 2.82 1.96 2.57 3.15 3.16 3.03 3.23 3.11 2.70 2.41 2.17 3.03 2.02

10 1.55 1.04 0.92 1.13 1.30 1.46 1.54 1.41 1.88 1.94 1.86 2.03 2.43 1.91 1.84 1.58 1.37 1.78 1.19

11 0.42 0.33 0.31 0.35 0.43 0.36 0.33 0.36 0.44 0.43 0.40 0.43 0.49 0.45 0.42 0.37 0.31 0.38 0.29

12 0.20 0.15 0.14 0.15 0.22 0.14 0.13 0.15 0.20 0.16 0.15 0.14 0.15 0.12 0.11 0.10 0.11 0.12 0.10


A bemutatott adatok alapján jól nyomon követhető a szárazság mértékének területi eloszlása. A Dunántúl nedvesebb volta nemcsak a nedves időszak hosszában és intenzitásában mutatkozik meg, hanem abban is, hogy a száraz időszakban is kisebb a szárazság intenzitása. Az Alföld szárazabb jellege pedig abban jelentkezik, hogy a nedves időszak hossza rövidebb (az intenzitásban csak márciusban van jelentősebb különbség), a száraz időszak pedig hosszabb és lényegesen erősebb intenzitású. Mivel a 2,00-nél nagyobb ariditási indexek a növényekre kedvezőtlen hatást jelentenek, az elmondottakból az is kitűnik, hogy amikor hazánkban a hőmérséklet lehetővé teszi a növények termesztését, egyúttal a vízhiány is fontos tényezővé válik. Belvíz. Előfordulhat, hogy a talajra hulló csapadék nem képes a talajba jutni és a talaj felszínén felhalmozódik és egy ideig fennmarad. Ekkor belvízről beszélünk. Ez főként a tél vége felé szokott előfordulni – még a jó vízvezető képességű és nem telített talajokon is –, amikor a pozitív hőmérsékletek hatására a hó elolvad, az alatta lévő fagyott talaj miatt azonban nem tud a talajba szivárogni. Létrejöhet oly módon is, hogy a téli csapadék – enyhe teleken – folyamatosan a talajba kerül, s a kicsi párologtatóképesség miatt képes feltölteni a felső talajrétegeket oly mértékig, hogy a talaj már nem lépes több vizet befogadni, ezért a víz a felszínen összegyülemlik. A felszínen összegyülemlő és tartósan fennmaradó víz káros lehet a növénytermesztésre. Káros hatásai lehetnek közvetlenek és közvetettek. Ezeket a hatásokat Petrasovits és Balogh (1975) a következőkben foglalta össze. Az időszakos vízbőség káros közvetlen hatásai. A belvíz levonulása után az okozott közvetlen károk többnyire gyorsan megállapíthatók. A jelentősebb közvetlen károk a következők. 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 koratavaszi belvizek egyaránt érinthetik. Az őszi gabonák esetében a talaj magas víztartalma már akkor is kárt okozhat, ha a víz nem borítja el a talajfelszínt, de a levegőt kiszorítja a talaj pórusaiból. Különösen nagy a kár, ha a vetés még nem erősödött meg kellően. A csírázás idején is már a rövidebb ideig (7-11 napos) tartó belvíz is teljesen kipusztíthatja a vetést. Ha hosszabb ideig (3-4 hét) tart a belvíz, akkor a fulladás okozta károk jelentősek lehetnek, egyes esetekben a vetés teljesen kipusztulhat. A terméscsökkenés tavaszi 11-15 napos belvizek esetén 40-70 %-osak, hasonló időtartamú nyár eleji belvizek esetében pedig 70-100 %-osak lehetnek. Az évelő takarmánynövények közül pl. a lucerna viszonylag jobban, a vöröshere pedig kevésbé viseli a vízzel való borítottságot. Jelentős a kár tavasszal,


ha a növényzet sarjadzása után következik be a vízzel való borítottság. Ilyenkor a víz hőmérsékletétől függően egy hetes vízzel való borítottság után 25-40 %-os lehet a kár. Huzamosabb elárasztás esetén természetesen akár 100 %-os is lehet a kár. A tenyészidőszakban, amikor a víz hőmérséklete már eléri vagy meghaladja a 20 fokot a herefélék megsárgulnak, fejlődésükben visszamaradnak, 7-11 napos vízzel való borítottság esetén kiritkulnak, 11-15 nap után pedig már kipusztulhatnak. A gyümölcsösökben a kora tavaszi vízzel való borítottság még akkor sem okoz kárt, ha huzamosabb ideig (11-16 napig) tart. A gyümölcsösök termésére akkor válik károssá a vízzel való borítottság, ha a törpe törzsű gyümölcsfák koronájának egyrésze is víz alá kerül. Egyébként a vízzelborítottság inkább a köztes növények termésében tesz kárt. A rétek legelők esetében a vízzel való borítottság február végéig, március elejéig nem káros. A gyepek növénytársulásában részt vevő herefélék aránylag rövid ideig tűrik a vízzel való fedettséget. Ezzel szemben a fűfélék túlnyomó része 15 napos vízborítás után is tovább él. A vízborítás jelentős kárt okozhat, ha a kaszalás és a behordás közötti időszakban következik be, ekkor a szénatermés 80100 %-kal is csökkenhet. 2. A tavaszi munkák késleltetése. A télvégi vagy koratavaszi belvíz elsősorban azzal okoz kárt, hogy késlelteti a tavaszi talajelőkészítést és 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. A belvíz azért terméscsökkentő hatású, mert – a talajban lévő életet a vízbőség károsan befolyásolja, – a nagy nedvesség miatt a talaj szerkezete romlik, és – a túlzottan nedves talajokon végzett munkák minősége sem megfelelő. A terméscsökkenés jelentős mértékű is lehet. A len esetében például kéthetes késés 40-50 %-os csökkenést, egy hónapos késés pedig már akár 80 %-os csökkenést is okozhat. Minél tovább tart a belvíz, a károk annál jelentősebbek lehetnek. Ha a talajfelszínen a víz hosszabb ideig fennmarrad, akár az egész tavasz folyamán, akkor egyes növények vetését az adott évben meg is kadályozhatja. 3. Az őszi betakarítás akadályozása. Néha az őszi esőzések is előidézhetnek belvizeket. Ilyenkor rendszerint nagyobb mennyiségű csapadék hull, amely alacsonyabb hőmérséklettel párosul, ezért a párolgás is lecsökken. S ha a talajban elegendő mennyiségű víz volt, akkor a talajok könnyen feltöltődhetnek vízkapacitás körüli értékre vagy annál magasabb értékre, s ezáltal járhatatlanná válnak. Ilyenkor például a kukorica vagy a cukorrépa betakarítása késik, ritkább esetekben lehetetlenné válik.


Az időszakos vízbőség káros közvetett hatásai. A belvíznek nemcsak közvetlen hatásai, hanem közvetett hatásai is jelentős károkat okozhatnak. Az egyik ilyen közvetett hatás, hogy a belvíz után a talajnedvesség még hosszabb ideig magas marad, s ha erre újabb nagy mennyiségű csapadék (pl. kiadós zápor, felhőszakadás) hull, akkor a talaj nem képes befogadni a rázuduló nagy mennyiségű vizet, s újból belvíz keletkezik. A másik gyakori közvetett hatás, hogy a régebbi gazdasági épületek (sőt még a lakóházak egy része is) jelentős része ú.n. „tömésfal”-lal készült, ezért ha vizet vesz fel, elveszti tartását és összeomlik. Az aszály meteorológiai vonatkozásai. A víz mindenféle élet nélkülözhetetlen eleme. Hiánya különféle zavarokat idézhet elő. Minél hosszabb ideig tart a vízhiányos állapot, annál jelentősebb veszélyt jelent az élőszervezetekre. A vízhiányos állapot kialakulásának okai elsősorban meteorológiai jellegűek, hatásában pedig főleg a vízgazdálkodást (ívóvízellátás, folyók vízállása, talajvízszint stb.) és a mezőgazdasági termelést érintik. Ennek megfelelően az ezzel kapcsolatos problémákkal elsősorban meteorológusok, hidrológusok és mezőgazdasági szakemberek foglalkoznak. Ők pedig érdeklődési körüknek megfelelően eltérő módon közelednek magához a jelenséghez, s különbözőképpen határozzák meg. Az aszály definiciója. Ha egy jelenséget tanulmányozni kívánunk, mindenekelőtt magát a jelenséget kell világosan meghatároznunk. Meg kell tudni mondanunk, mit értünk az adott jelenségen. Ez rendszerint nem könnyű dolog, mert a feladat önmagában is ellentmondást hordoz. Világos ugyanis, hogy mielőtt tanulmányoznánk egy adott jelenséget, meg kell tudnunk mondani, hogy mit értünk azon a jelenségen. Tulajdonképpen mi az, amit tanulmányozni akarunk. De az is nyilvánvaló, hogy egy jelenséget akkor tudnánk a legjobban meghatározni, ha már mindent tudunk róla. Ezért mindig abból kell kiindulni, ami ismerettel (akár tapasztalati, akár tudományos) már az adott jelenségről rendelkezünk. A vízhiányról annyit mindenesetre tudunk, hogy a köznyelvben, ha egy dolog vizet tartalmaz, azt nedvesnek nevezzük, ha nem tartalmaz vizet, azt száraznak nevezzük. Egy dolog száraz jellege tehát annak kis víztartalmával függ össze. Amennyiben a vízhiányt meteorológiai szempontból nézzük, akkor az sem közömbös, hogy egy ilyen állapot (vagyis, amikor kevés a víz) mennyi ideig tart. Amikor a száraz jelleg hosszabb ideig tart, akkor száraz időszakról vagy szárazságról szoktak beszélni. Egy ilyen időszak folyamán maga a vízhiány is egyre nagyobb lesz, s ekkor már aszályról beszélünk. Az aszályt nagyon sokféleképpen definiálták. Ennek az oka az, hogy e jelenség különböző tudományterületeket érint, s ennek megfelelően az egyes kutatók


különböző szemlélettel közeledtek a problémához, s maga a közelítés is többféle lehet. Az aszály fogalom meghatározása történhet konceptuálisan, amikor kizárólag magát a jelenséget kívánjuk megragadni (értelmezni) és történhet gyakorlati szempontból, amikor a jelenséget következményeivel együtt akarjuk jellemezni. E fogalom meghatározásához való közelítés alapvetően négy terület ismereteinek és szempontjainak figyelembe vételével történhet. Ezek: a meteorológia, a hidrológia, a mezőgazdaság és a társadalmi-gazdasági viszonyok. Ahhoz, hogy egyáltalán megítélhessük az egyes definiciók helyességét tisztában kell lennünk e jelenség kialakulásának okaival. Arra a kérdésre kell tehát válaszolnunk: hogyan alakul ki az aszály? Ezzel kapcsolatban Wilhite és Glantz (1987) idézi Tannehill 1947-ben leírt, de napjainkban is nagyon találó gondolatait: "Az aszályra nincsen jó definició. Valójában ritkán ismerhetjük meg az aszályt, csak akkor, amikor találkozunk eggyel. Először üdvözöljük a csapadékos időszak utáni első derült napot. Majd ahogy a csapadékmentes napok folyatódnak, örülünk a hosszabb, kellemes időjárásnak. Amikor ez már tovább tart, elkezdünk kissé aggódni. Napokkal később pedig már kezdjük bajban érezni magunkat. A kellemes időjárás első csapadékmentes napja azonban éppúgy hozzájárul az aszályhoz, mint az utolsó nap, de senki nem tudja megmondani milyen erősségű lesz, míg az utolsó nap be nem következik, ami után ismét megjön az eső..." Az aszály kialakulásához tehát az első lépés az, hogy egy napon nem esik az eső. Ekkor azonban még senki sem gondol aszályra, csak akkor, amikor az egymásutáni csapadékmentes napok száma egyre növekszik. Ennek alapján teljesen egyértelműen azt mondhatjuk, hogy az aszály hosszan tartó csapadékhiány. Ez azonban tisztán fogalmi meghatározás, hiszen ebből nem tudhatjuk meg, hogy melyek a következményei. A csapadékhiány ugyanis legalábbis a meleg időszakot figyelembe véve - a párolgás növekedésével, majd ennek lassúlása miatt a légnedvesség csökkenésével jár együtt. Ez a légköri aszály. 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 definiciók pedig abban térnek el egymástól, hogy a csapadék, a csapadék és párolgás vagy a talajnedvesség adataira épülnek. Vagyis 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 definició terjed el, amely szerint az aszály tartós és jelentős vízhiány.


E definició egyszerű, világos és rugalmas. Nem tartalmaz semmi megkötést arra vonatkozóan, hogy mit értünk vízhiányon, sem arra vonatkozóan, hogy mikor tekintjük jelentősnek és tartósnak. Így egy adott vizsgálat során maga a kutató határozhatja meg a jelentős vízhiányt jelentő küszöbértéket, s azt is, hogy ezt milyen hosszú időszakra vonatkozóan elemzi. Emiatt az adott definició rugalmasan alkalmazható különböző vizsgálatok esetén. A meteorológust természetesen először az a kérdés foglalkoztatja, hogyan alakulnak ki a tartós és jelentős vízhiányt előidéző időszakok. Az aszály kialakulásának okai. A tartós és jelentős vízhiány kialakulásának folyamatát a 3.8 ábrán szemléltetjük, mely a már bemutatott 2.12 ábra alapján készült. Az első lépés nyilvánvalóan az, hogy ne hulljon csapadék. Ezért vannak olyan kutatók, akik egy meghatározott küszöbérték alatti csapadékmennyiség előfordulásához kötik az aszályt. A vízutánpótlás megszűnése tehát az első lépés. Ahhoz pedig, hogy ne essen csapadék, olyan makrometeorológiai viszonyokra van szükség, ahol leszálló légáramlások vannak (anticiklonáris helyzet), amelyek akadályozzák a felhőképződést.

3.8 ábra . Az aszály kialakulásának okai


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 növényeken 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 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 mélyen a termőréteg alatt elhelyezkedő talajvízszint. Így a talaj vízkészlete egy olyan kritikus érték alá csökkenhet, ami megnehezíti a növények vízfelvételét. Ezért a növénytermesztés szempontjából az aszály jellemzésére az egyik legjobb mutató a talaj hasznos vízkészlete. Természetesen, hogy melyik növény számára mi a kritikus érték, az attól is függ, hogy milyen az adott növény szárazságtűrő képessége. Minél vízigényesebb a növény, annál magasabban van az a küszöbérték, amely alatt a növény már szenved a vízhiánytól, s megfordítva, minél kisebb vízigényű a növény, annál alacsonyabban van a kedvezőtlen víztartalmat jelentő küszöbértéke. Amikor a vízhiány hosszantartó és jelentős mérvű, akkor tehát aszályról beszélünk. S ez a növénytermelés szempontjából kisebb-nagyobb termésveszteséget vagy terméspusztulást is jelenthet. Ezért gazdasági szempontból az aszályt a termelés kockázati tényezői közé kell számítani. Emiatt nemcsak az a fontos, hogyan alakul ki az aszály, hanem az is, hogy az egyes területeken milyen intenzitással és milyen gyakran fordul elő. Szükség van tehát a szárazság és az aszály valamilyen számszerű jellemzővel történő meghatározására is. Az aszály számszerű jellemzése. Az aszály jellemzésére szolgáló módszerek négy csoportba sorolhatók. Közülük azonban az első módszer, a kizárólag a csapadékmennyiség alapján történő meghatározás, napjainkban már nem használatos, mert ma már lehetőségünk van a párolgás meghatározására is. Emiatt a módszert inkább csak történeti szempontból tartottuk szükségesnek megemlíteni. A többi módszerrel kapcsolatos numerikus jellemzőket az jellemzi, hogy mindegyiknek van egy különbségen és egy hányadoson alapuló változata. 1. A lehullott csapadékmennyiség alapján meghatározott száraz időszak. Ebben az esetben kétféle eljársát szoktak követni: a) olyan időszakokat határoznak meg, amelyek folyamán a lehullott csapadékmennyiség a sokévi átlag meghatározott százaléka alatt marad;


b) a lehullott csapadékmennyiség olyan napi értékét adják meg (pl.3-5 mm), amelynél a napi párolgásmennyiség rendszerint nagyobb, így az adott napok száraz jellegűek. 2. A potenciális és a tényleges párolgás mennyiségét összehasonlító módszer. Ez a módszer jobb, mint önmagában a csapadékmennyiség használata, mert az elpárolgó víz, elsősorban a transzspiráción keresztül közvetlen kapcsolatban van a növények produktivitásával. A módszernek ugyancsak két változata van. a) A párolgáskülönbség (PK) abszolút értékét a következőképpen határozhatjuk meg: (3.13)

PK = E – E 0

b) A relatív párolgás (RP) értéke ugyancsak használható a száraz jelleg meghatározására: RP =

E E0

(3.14)

3. A csapadék és párolgás mennyiségének összehasonlításán alapuló módszer. A párolgás esetében lehet használni a potenciális párolgást (párologtatóképességet) és a tényleges párolgást egyaránt. Itt a potenciális párolgásra vonatkozóan mutatjuk be a formulákat, de ugyanezen összefüggések érvényesek a tényleges párolgásra is, ha a potenciális párolgás (E 0 ) helyébe a tényleges párolgást (E) helyettesítjük be. a) A vízhiány (VH) abszolút értékeit a következőképpen határozzuk meg: VH = P − E 0 ahol P jelenti a lehullott csapadékmennyiséget.

(3.15)

b) A relatív vízmérleget reprezentálja a csapadékmennyiség és a párolgásmennyiség hányadosa. Ezt írhatjuk a következő formában: HI =

P E0

(3.16)

Ekkor humiditási (nedvességi) indexnek (HI) nevezzük. Írhatjuk azonban ariditási (szárazsági) index (ARI) formába is:


E0 (3.17) P Ezek az indexek azt fejezik ki, hogy a levegő a lehullott csapadékmennyiségnek hányad részét vagy hány százalékát képesek elpárologtatni. Mindkét esetben a küszöbérték 1, amely a száraz és a nedves viszonyokat elválasztja egymástól. Így lehetővé válik a száraz és nedves időszakok szétválasztása. 4. A talajnedvességnek a maximális értékéhez történő hasonlításán alapuló módszer. Szintén kétféle változatban lehet felírni. a) Különbségen alapuló változatát a következőképpen lehet felírni: ARI =

TH = WMAX − W

(3.18)

ahol TH a talajnedvességhiány, W MAX a maximális hasznos víztartalom, W a tényleges hasznos víztartalom. b) A relatív talajnedvesség az egyik legfontosabb jellemzőérték. A következő formában lehet megadni: W (3.19) Wmax segítségével a talaj növények által felvehető vízkészletét tudjuk becsülni. Természetesen nagyon sokféle jellemzőértéket vagy indexet lehet alkotni, s alkottak is ilyeneket. Itt csak az alapvető és fizikai értelemmel bíró értékeket soroltuk fel. Ezek lehetővé teszik az éghajlat szárazság szempontjából történő jellemzését, a száraz időszakok hosszának és intenzitásának meghatározását. Száraz időszakok előfordulása. A száraz időszakok éghajlati jellemzésénél a szárazsági vagy nedvességi index értékeit szoktuk használni. Vegyük alapul a szárazsági indexet.Ez azt mutatja meg, hogy a levegő párologtatóképessége a lehullott csapadéknak hányszorosát lenne képes elpárologtatni. A 3.29 táblázat az 1951-1990 időszak 40 évi adatai alapján mutatja be a száraz időszak jellemzőit. A vízellátottságnak is évi menete van. Mindenekelőtt megállapíthatjuk, hogy Magyarországon a csapadék és párolgás egymáshoz viszonyított aránya alapján általában 4 olyan hónap van, amikor lényegesen több csapadék hull, mint amennyit a levegő képes elpárologtatni. Wr =

190 EXTRÉM ÉGHAJLATI JELENSÉGEK –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––– 3.29 táblázat A száraz időszak főbb jellemzői Állomás


A száraz időszak A száraz időszak A száraz időszak kezdete vége tartama Max. Átl. Min. Max. Átl. Min. Max. Átl. Min. 100 66 17 333 301 223 287 235 124 180 76 19 341 279 217 298 203 134 192 81 20 337 272 212 283 191 105 201 76 23 343 282 219 294 206 106 122 72 20 340 276 203 297 204 97 114 68 19 338 296 203 292 227 113 110 70 22 366 301 210 319 231 128 123 71 23 337 289 219 293 219 118 147 69 19 360 307 246 307 238 157 107 66 22 334 305 224 296 240 131 112 64 20 335 306 221 299 242 149 139 68 20 344 307 219 301 239 112 112 62 21 345 308 222 310 247 173 126 71 22 342 303 225 299 232 145 122 70 22 341 300 201 296 230 111 180 69 19 338 313 221 304 244 137 122 69 15 339 290 206 301 221 121 106 67 21 346 303 210 298 237 113 115 73 22 325 291 219 295 218 128

A növényekre gyakorolt hatása. Az aszály mezőgazdasági jelentőségét az adja meg, hogy terméscsökkentő hatása van. A terméscsökkentő hatás azonban nehezen meghatározható. Sok esetben – különösen így van ez a nyári időszakban – nagyon nehéz elválasztani a vízhiány és a magas hőmérséklet hatását egymástól. Persze télen is szerepet játszhat az aszály folyamán, hogy a fagyott talajból a növények nem tudnak vizet felvenni. Lényegében az aszály a vízhiány és a kedvezőtlen hőmérséklet sajátos kombinációjaként is felfogható.

Záporesők, zivatarok és jégesők A csapadékhullás során két olyan jelenség is előfordulhat, amely mezőgazdasági szempontból jelentőséggel bír. Az egyik az, hogy milyen hevességű a csapadékhullás, a másik, hogy folyékony vagy szilárd halmazállapotú csapadék hullik-e.


Záporesők. Mezőgazdasági szempontból fontos lehet, hogy meghatározott idő alatt mennyi csapadék hull le, mert a rövid idő alatt lehullott nagy mennyiségű csapadék jelentős károkat képes okozni. Az időegység alatt (1 másodperc, 1 perc, 1 óra) lehullott csapadékmennyiséget csapadékintenzitásnak nevezzük. Amikor rövid idő alatt nagy mennyiségű csapadék hull le, vagyis nagy a csapadékintenzitás, akkor záporesőről beszélünk, amikor kivételesen nagy mennyiségű csapadék hull rövid idő alatt, vagyis kivételesen nagy a csapadékintenzitás, akkor pedig felhőszakadásról. A nagy csapadékintenzitás, különösen, ha nagy szélsebességgel jár együtt, akkor a növényeket megdöntheti, elfektetheti. A lehulló csapadékvíz jelentékeny része a felszínen elfolyik, a művelt területeken esetleg egyáltalán nem hasznosul, a lejtős területeken lefolyik, s a mélyebb területeken összegyűlik. Az elfolyás egyúttal azt jelenti, hogy a csapadékmérő alapján nagyobb mennyiségű csapadékvizet tartunk nyilván, mind amennyi a valóságban hasznosulhat vagy hasznosul. A lejtőn lezúduló víz pedig jelentős mennyiségű talajt is magával vihet, s észrevehető eróziós károkat okozhat. A nagyintenzitású, heves záporokban a lehulló csapadék területi eloszlása gyorsan változik. A záporesőn belüli csapadékhullás területi eloszlása egyenlőtlen. Viszonylag kis távolságokon belül is jelentős különbségeket találunk. Rendszerint a heves záporoknak, felhőszakadásoknak van egy belső magja, ahol a csapadékhullás rendkívül intenzív, s amelytől távolodva minden irányban egyre kisebb intenzitással egyre kevebb csapadék hull. Jó példa erre az 1932 július 11-én megfigyelt budapesti felhőszakadás (Bacsó et al. 1953). A felhőszakadás magja Budapest délkeleti részén volt, ahol az Ecseri úti csapadékmérő állomás környékén eleinte 5 mm/perc intenzitású volt a csapadékhullás, majd egy óra alatt 90 mm esett, a teljes lehullott csapadékmennyiség pedig 112 mm volt. Ugyanakkor Buda déli részén csak 5-20 mm, Pest északi részén pedig csak 10-30 mm az összes csapadékmennyiség. Nyilvánvalóan egy meghatározott távolságon túl már egyáltalán nem hullott egy csepp sem. Ezeknek a heves záporoknak, felhőszakadásoknak a tanulmányozása meglehetősen nehéz feladat, mert nagyon sűrű csapadékmérő hálózatot igényel. A budapesti városi hálózat esetében ez a vizsgálat nagy vonalakban elvégezhető volt. Természetesen az ország más területein is hasonló módon várható ezekben a csapadék területi eloszlása, csak másutt nem rendelkezünk hasonló sűrűségű állomáshálózattal. A záporesőket – mint már említettük – az jellemzi, hogy rövid idő alatt nagy mennyiségű csapadékot adnak. Érvényes azonban rájuk az a törvényszerűség, hogy intenzitásuk az időtartammal csökken, vagyis minél tovább tart a csapadékhullás, annál kisebb az átlagos intenzitása.


A csapadékmérők leolvasása minden nap reggel 7 órakor történik. Így legjobb áttekintésünk a napi csapadékmennyiségekről van. Az egy napnál rövidebb időszak alatt hulló csapadékok tanulmányozása is fontos azonban vízgazdálkodási és mezőgazdasági szempontból. Ez utóbbi esetben a már korábban említett elfolyás és talajerózió miatt. Bacsó (1959) az egy óra alatt lehulló csapadékokat három csoportba osztotta (3.9 ábra): – kis mennyiségű csapadék: 0,1-0,9 mm/óra; – közepes mennyiségű csapadék: 1,0-4,9 mm/óra és – nagy mennyiségű csapadék: ≥ 5 mm/óra.

3.9 ábra . Az 1 óra alatt lehulló csapadékok

Az ábrán látható, hogy a kis mennyiségű csapadékok határozott évi menetet mutatnak, december-januári maximummal és júliusi minimummal. A kis


csapadékú órák száma december-januárban több, mint háromszorosa a júliusi értékeknek. Ez azt mutatja, hogy a téli csapadék zöme "csendes esők" formájában hull le. Ekkor lényegesen kisebb szerepet játszanak a záporok. Érdekes, hogy a közepes csapadékú órák évi menete meglehetősen egyenetlen, több maximumot és több minimumot is mutat. A fő maximum az őszi hónapokra esik, kifejezetten a november hónapra jellemző, amikor hazánkban a csapadéknak másodmaximuma van. A tavaszi hónapokban is meglehetősen gyakran lehet közepes csapadékhozamú órákra számítani. Érdekes, hogy februárban is, amikor a csapadéknak minimuma van. Legkevesebb közepes csapadékú órára júliusban és szeptemberben lehet számítani. A fő minimum júliusban található. A nagy csapadékhozamú órák főként április és október között fordulnak elő leggyakrabban. A maximumuk május-júniusban van. Ez egybeesik a fő csapadékmaximummal. A minimum télen van, majdnem eléri a nulla értéket, ami azt jelenti, hogy nagyon ritkán lehet számítani arra, hogy a tél hónapok folyamán legalább egy olyan óra legyen, amelyben a lehullott csapadék mennyisége meghaladja az 5 mm/óra értéket. Azt láthatjuk tehát, hogy a havi csapadékmennyiséget télen főként a kis csapadékú órák adják, ősszel a közepes hozamú órák, nyáron pedig egyértelműen a nagy csapadékú.órák. A vegetációs időszakra tehát elsősorban a közepes és nagy csapadékú órák a jellemzők, ami azt jelenti, hogy a havi csapadékösszegek rövidebb idő alatt hullanak le. Zivatarnak nevezzük az olyan záporesőt, amely villámlással és mennydörgéssel jár együtt. Jégesők. Jégesőről akkor beszélünk, ha a csapadék kisebb-nagyobb jégdarabok formájában hull 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 jégdarabbá alakul. Ha a képződött jégdarab elég nagy, s nagy sebességgel hullik át a levegőn, akkor nincs ideje elolvadni a melegebb légrétegekben s különböző nagyságú jégdarabok formájában hull le a földfelszínre. A nagyobb intenzitású záporesők során előfordulhat, hogy jégeső is esik. Többnyire esővel vegyesen lehet észlelni, egy-egy esetben azonban rövid időre egymagában is előfordulhat (tiszta jégeső). Területi kiterjedése rendszerint kisebb, mint a záporesőé, s többnyire élesen elhatárolható foltokban vagy sávokban esik. Ezért precíz megfigyelése nagyon sűrű hálózattal lenne csak lehetséges. A rendelkezésre álló megfigyelő hálózattal csak a megfigyelő állomások "látókörébe" eső jégesőket lehet észlelni. Ezért feltételezhető, hogy az észlelések adatainál a tényleges gyakoriság nagyobb.


A meteorológiai állomások megfigyelései alapján sokévi átlagban évi 1-3 jégesővel lehet számolni. Bacsó (1959) szerint egy közepes nagyságú községet figyelembe évi számuk az 5-6-ot is elérheti. Budapest 75 évi adatai alapján a jégesők előfordulásának szabályszerű évi menete van, amelynek során a késő őszi napoktól már gyakorlatilag nem kell számolni jégesővel, vagy legalábbis nagyon ritkán fordul elő jégeső. Márciustól megnövekszik a gyakoriságuk, amely májusjúniusban éri el a maximumát. Még július-augusztus hónapokban is lehet rájuk számítani, szeptembertől azonban egyre ritkábbá válnak. Kártételük közvetlen és közvetett. Közvetlen kártételük abban nyilvánul meg, hogy megrongálják a növényzetet, s ezzel lassítják a növekedését, fejlődését, lecsökkentik a terméshozamot. Természetesen az is előfordulhat, hogy kisebbnagyobb terülten teljesen elpusztítják a növényzetet. Közvetett hatásuk abban nyilvánul meg, hogy a levelek roncsolásával fogékonyabbá teszik a sérült növényt a betegségekkel szemben. A légköri frontokban képződött jégesők ellen nem lehet védekezni. A felmelegedés következtében fellépő konvektív feláramlás során csak akkor alakul ki jégeső, ha kevés a levegőben a szilárd részecske. A kicsapódás az adott részecskékre történhet csak, emiatt ezek olyan mértékű jégdarabokká nőhetnek, hogy a melegebb légrétegekben sem képesek teljesen elolvadni. Ha viszont a jégesőképződés magasságába – rakéták segítségével – szilárd részecskéket (többnyire ezüst jodidot) juttatunk, akkor kisebb jégdarabok képződnek, amelyek a földfelszínre érve már esőcseppekként érkeznek. Így a konvektív úton képződött jégesők ellen lehet védezni.

AZ ÉGHAJLAT ÉS A SZÁNTÓFÖLDI NÖVÉNYEK 195 ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––-

4. AZ ÉGHAJLAT ÉS NÉHÁNY FONTOSABB GAZDASÁGI NÖVÉNY 4.1 Az éghajlat és a szántóföldi növények Az őszi búza A búza a világ egyik legfontosabb gazdasági növénye. A legkülönbözőbb éghajlatú területeken termeszthető, mert nagymértékben képes alkalmazkodni az éghajlati viszonyokhoz. Az Egyenlítőhöz közeli területektől a magasabb északi és déli szélességekig megtalálható. Általában az északi féltekén a 20. szélességi foktól a 60. fok körüli szélességekig, a déli féltekén pedig a 20. szélesség és 4050. szélesség közötti területeken termesztik. Feltételezik, hogy viszonylag szárazabb területről származik, mert eléggé jól alkalmazkodik a szárazabb jellegű sztyeppi éghajlathoz. Nedvesebb és melegebb éghajlatokon a növényi betegségek gyakran károsítják. Széles körű elterjedtségre utal, hogy az év mindegyik hónapjában aratják valahol. Sugárzási viszonyok. A búzalevelekre érkező napsugárzásnak a kalászolás előtti szakaszban mintegy 15-20 százaléka verődik vissza. Hazai mérések alapján Weingartner (1968) az átlagos sugárzásvisszaverő képességet 21-22 százaléknak találta. A legerőteljesebb az elnyelés a spekturm kék és vörös tartományában, különösen a vörösben. A növekedés és a sugárzás közötti kapcsolat meglehetősen bonyolult. Gyenge sugárzás esetében a növény hajlamos a megnyúlásra, ugyanakkor a gyenge fotoszintézis igyekszik mérsékelni ezt a folyamatot. Hasonló mondható el a levelek növekedéséről is. Minél erősebb a sugárzás, annál rövidebbek, de szélesebbek és vastagabbak is lesznek a levelek. Mivel a sugárzásintenzitással a hosszúság gyorsabban változik, mint a szélesség, az egyes levelek felülete alacsony sugárzásintenzitásnál a legnagyobb, de az egész növény levélfelülete a sugárzásintenzitással növekszik, mivel növekszik a hajtások száma. A búza így elönyösen képes kihasználni a sugárzástöbbletet. A búza sugárzásfelvétele a kelés utáni időszakban a levelek kialakulásával gyorsan növekszik. A levélfelület 1-es értékénél a ráeső sugárzásnak már több mint a felét elnyeli. A levélfelület további növekedésével a sugárzáselnyelés lassan nő, s hozzávetőlegesen az 5 körüli levélfelület-indexnél éri el a maximumot. A levélfelület további növekedésével azután a sugárzáselnyelés

196 AZ ÉGHAJLAT ÉS A SZÁNTÓFÖLDI NÖVÉNYEK ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––-

csaknem állandó marad. Az elmondottak miatt a levélfelület nagysága jelentős befolyással van a fotoszintézisre. De a fotoszintézis attól is függ, hogy mennyi sugárzás jut be az állomány belsejében levő levelekhez; ez pedig függ a levelek nagyságától, dőlési szögétől, árnyékoló hatásától (Anda és Hunkár 1984). Természetesen a levelek optimális elhelyezkedése nem jelenti egyúttal az optimális fotoszintézist, mert azt még más tényezők (szélsebesség, szén-dioxidkoncentráció stb.) is befolyásolják. A búzakalászok a növényállomány felső rétegében helyezkednek el, ezért a felső levelekkel együtt a búzaszemeket növelő asszimiláció fő forrásai. Emiatt viszont a növény alsó szintjeiben elhelyezkedő levelek kisebb hatással vannak a temés kialakulására. Hőmérsékleti viszonyok. Az elvetett búzamag meglehetősen változatos meteorológiai viszonyok mellett képes csírázni. Ha a talajban elegendő a nedvesség, akkor elsősorban a hőmérséklet határozza meg a csírázás és a kelés ütemét. A búza csírázása általában már 50C körül megindul, és a hőmérséklet emelkedésével a csírázási ütem is növekszik. A csírázás szempontjából a 20250C-os hőmérsékletek az optimálisak. A 350C feletti hőmérsékletek már nem kedvezőek.

4.1 ábra Polevoj által készített hőmérsékleti hatásgörbe


Hasonlóan alakulnak a búza vegetatív szakaszának a hőmérsékleti viszonyai is. A búza a szárbaindulás és a kalászolás közötti szakaszban a legérzékenyebb a hőmérsékletre. Az optimum-hőmérséklet ebben az időszakban is 20-250C. A 350C-nál magasabb értékek változatlanul kedvezőtlenek. A reproduktív szaksz azután kezdődik, hogy a növény elérte a fajtára jellemző magasságot, és megkezdődik a virágzás. Ebben az időszakban különösen a magas hőmérsékletre érzékeny. Általában a 300C feletti nappali és a 250C feletti éjszakai hőmérsékletek kedvezőtlenek. Az optimálisnak tekinthető nappali hőmérsékletek ekkor is 20-250C között vannak. A hőmérséklettel kapcsolatban elmondottakat jól reprezentálja a Polevoj (1981) által készített hőmérsékleti hatásgörbe (4.1 ábra), amely jó közelítéssel a növény egész tenyészidőszakára jellemző. Nevességi viszonyok. Hazánkban-mint már korábban bemutattuk-az őszi búza októberi vetése után nedves időszak kezdődik, amikor a lehullott csapadék mennyisége meghaladja azt a vízmennyiséget, amelyet a levegő elpárologtatni képes. Emiatt a talaj nedvességtartalma növekszik. Még tavasszal, a vegetáció újraindulása idején is elegendő nedvesség van a talajokban. Előfordulnak azonkban olyan évek, amikor már tavasszal is vízhiánnal kell számolni. A szárba induló búza viszont ebben az időszakban jelentős asszimilációt folytat, ekkor a legjelentősebb a szervesanyag-termelése. Ekkor tehát kedvező vízellátottságra van szüksége.Kedvezőtlen vízellátottság akkor szokott kialakulni, ha ősszel és télen kevés csapadék hullott, tavasszal pedig száraz, meleg az időjárás. Ez hátrányosan befolyásolja a növény fejlődését, a vegetatív szervek nem növekszenek megfelelően, és a levélfelület is kisebb lesz. A kalászolás-virágzás időszakában a növénynek szintén jelentős a vízigénye. Ebben az időszakban az okozhat problémát, hogy a rossz vízellátás hatására a virágszervek elhalnak, és emiatt kedvezőtlenül alakul a megtermékenyítés, így a termés csökkeni fog. A növényfejlődés és az időjárás. Hazánkban az őszi búza fenofázisainak bekövetkezési időpontjait és tartamait Szakály (1963) és Varga-Haszonits (1974) vizsgálta. A fenofázizok meghatározása lehetővé teszi, hogy a meteorológiai hatásokat a növény természetes periódusai alapján elkülönítve is vizsgálhassuk. A vetés-kelés időszak általában október második felére esik. Az őszi búza vetése többnyire október 10. és 20. között történik. Előfordulhat egy-egy helyen, hogy egyes években már szeptemberben vagy október elején elvetik, de eltolódhat a vetése október 20. utánra is. A vetés időpontja az időjáráson kívül még számos tényezőtől függ. Az itt közölt értékek tájékoztató jellegűnek tekinthetők. A kelés október végétől november közepéig várható. Késői vetés esetén azonban előfordulhat, hogy az őszi búza csak tavasszal kel ki.


A vetés-kelés átlagos hossza 12 és 22 nap között változik. A fázishossz elsősorban a hőmérséklettől függ. Minél magasabb a hőmérséklet, annál rövidebb ideig tart a fázis. Ha az időszak átlaghőmérséklete 60C körüli, akkor 20 napnál is több telik el, mire a búza kikel. Viszont 14-150C-nál magasabb hőmérsékletek esetén a kelési idő hozzávetőlegesen 7 nap. Magasabb hőmérsékletek esetén a fázistartam nem rövidül. A legszorosabb összefüggést a kelés a hőmérséklet és a napfénytartam, valamint a hőmérséklet és a globálsugárzás hányadosaként meghatározott komplex értékkel mutatja. Ez utóbbival való összefüggésének a korrelációs együtthatói meghaladják a 0,90 értéket. Az elmondottak mindegyik fejlődési fázisra érvényesek. Ebben az időszakban átlagosan 35-110 óra napsütés, 9-12,50C közötti a középhőmérséklet, 10-45 mm a csapadék és 20-40 mm a párologtatóképesség. A szárbaindulás-kalászolás átlagos időpontjai az április első dekádjának végétől május első dekádjának végéig terjedő időszakra esnek. A kalászolás május 20. és június 5. között várható. A szárbaindulás-kalászolás időszak hossza 20 és 49 nap között változik. Igen erősen függ a hőmérséklettől. Az őszi búza lényegében ekkor reagál a legérzékenyebben a hőmérsékleti változásokra. Egyfokos hőmérséklet-válozásra ekkor néhány napos fázishosszváltozással felel a növény. Amennyiben az időszak átlaghőmérséklete 140C alatt van, a fenofázis több mint 40 napig is eltarthat. A 200C-nál magasabb átlaghőmérsékletek eredményeként 20 napnál rövidebb lesz a fázis. A hatfokos hőmérséklet-különbségre tehát 20 napos fáziseltolódás a válasz. Ez jól mutatja a fázis érzékenységét. Az időszak középhőmérséklete 13-170C, napsütéses óráinak száma 150-350, csapadéka 70-80 mm, párologtatóképessége 25-70 mm. A kalászolás-viaszérés időszaka május vége, június eleje és július közepe között játszódik le. A fenofázis hossza 37 és 46 nap között változik. Általában 160C körüli átlaghőmérsékletek esetén 45 napnál hosszabb lesz, 200C felett pedig 40 napnál rövidebb. Az időszak folyamán a középhőmérséklet 18-210C, a napsütéses órák száma 310-390, a csapadék 75-160 mm, a párologtatóképesség 50-90 mm. Produktivitás és időjárás. A növények élete szempontjából nagy jelentőségű a levélfelület kialakulásának az üteme. A folyamatra erősen hatnak a meteorológiai tényezők, ugyanakkor a meteorológiai tényezők hatása elsősorban a levélfelületen keresztül érvényesül. A téli hónapokban a levélfelület nagysága alig változik (Szalai és Varga-Haszonits 1980), március végétől május elejéig viszont rohamosan növekszik, majd egy ideig nem változik jelentősen, június hónapban pedig már csökken. A gyors növekedés időszaka tehát lényegében egybeesik a szárbaindulás-kalászolás időszakkal, ami ismét arra utal, hogy ebben az időszakban miért olyan érzékeny a növény a meteorológiai viszonyok iránt.


A növény szárazanyag-termelése a levélfelület növekedésével párhuzamos folyamat. A szárbaindulás-kalászolás szakaszban tehát igen erőteljes szárazanyagtermelés is folyik. Ekkor játszódik le a növény magasságbeli növekedése is, amely a kalászolással fejeződik be. 4.1 táblázat Őszi búza komplex meteorológiai hatásindexei megyénként (1951-95) Győr Vas -M-S

1951 1952 1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995

0,93 0,95 1,28 0,90 1,06 0,93 1,05 0,76 1,04 1,01 1,17 1,08 0,83 1,00 0,86 0,98 1,15 1,06 0,97 0,86 1,07 0,97 1,01 1,15 0,95 1,03 0,98 1,06 0,84 1,09 0,85 0,90 1,00 1,11 1,06 0,84 0,94 1,07 1,11 0,89 1,04 1,01 0,77 0,97 1,01

0,88 1,02 1,34 0,98 1,06 0,86 1,04 0,82 0,98 1,04 1,10 1,05 0,92 1,05 0,77 1,06 1,18 1,20 1,09 1,03 1,10 0,95 1,06 1,28 1,02 1,08 1,05 1,06 0,81 1,13 0,87 1,02 0,92 1,15 0,92 0,80 0,91 1,07 1,07 1,17 1,07 0,96 0,82 0,87 0,88

Zala

0,91 0,94 1,22 1,03 1,12 0,78 1,05 0,89 0,90 1,11 1,03 1,04 0,93 1,01 0,90 1,04 1,20 1,18 1,14 0,94 1,27 0,85 1,08 1,21 0,92 1,16 1,09 1,05 0,86 1,13 0,88 1,02 0,97 1,14 0,85 0,81 0,89 1,09 1,03 1,19 1,11 0,97 0,87 0,88 0,86

So- Vesz- Kom Fejér Toln Bara Bács- Pest Jász- Cson Béks Haj- Sza- Bor- Hevs Nó- Orsz. mogy prém Eszt a nya K. N-Sz grád dú -B Sz-B. A-Z. grád átl.

1,06 0,96 1,24 0,79 1,18 0,88 1,04 0,87 0,95 1,03 1,11 1,20 0,97 0,99 1,03 1,00 1,12 1,14 1,14 0,84 1,24 1,02 1,12 1,21 0,88 1,11 1,05 1,08 0,84 1,16 0,90 1,02 1,07 1,12 0,95 0,85 0,90 1,16 1,07 1,16 1,10 1,05 0,83 0,76 1,09

0,98 0,99 1,22 1,00 1,02 0,94 1,03 0,72 1,06 0,97 1,18 1,22 0,92 1,06 0,96 1,05 1,17 1,03 1,07 0,91 1,13 0,98 1,07 1,26 0,94 1,07 0,98 1,17 0,83 1,23 0,91 0,96 0,95 1,12 1,03 0,83 0,89 1,04 1,10 1,04 1,03 1,00 0,70 0,81 0,98

1,10 0,84 1,03 1,01 1,07 0,99 1,03 0,75 1,12 1,10 1,24 1,16 0,82 1,03 1,12 1,03 1,17 1,00 1,00 0,89 1,12 1,06 1,11 1,20 0,96 1,04 1,02 1,07 0,75 1,28 0,90 0,92 1,06 1,21 1,14 0,86 0,97 1,10 1,15 0,86 1,01 1,01 0,63 1,05 1,07

1,08 0,86 1,03 0,84 1,07 1,03 1,10 0,79 1,18 1,12 1,33 1,07 0,78 1,02 1,16 1,09 1,23 1,00 1,07 0,82 1,10 1,02 1,03 1,20 0,95 1,05 1,08 1,08 0,75 1,21 0,94 0,96 1,11 1,22 1,13 0,91 0,96 1,09 1,12 0,90 0,99 0,90 0,68 1,05 1,15

1,15 0,74 1,21 0,76 1,20 0,94 1,14 0,82 1,07 1,14 1,17 1,11 0,87 0,99 1,08 1,11 1,18 1,08 1,05 0,76 1,15 1,03 1,18 1,23 0,92 1,14 1,10 1,07 0,79 1,19 0,90 0,98 1,07 1,10 1,06 0,97 0,85 1,11 1,04 1,07 1,06 0,94 0,83 0,97 1,00

1,13 0,75 1,24 0,74 1,18 0,94 1,19 0,87 1,13 1,05 1,05 1,23 0,94 0,91 0,96 1,15 1,09 1,15 1,14 0,85 1,18 1,04 1,16 1,19 0,87 1,15 1,09 1,05 0,89 1,11 0,91 1,00 1,05 1,16 1,00 0,97 0,90 1,10 0,99 1,13 1,02 1,03 0,96 0,94 0,99

0,99 0,66 1,17 0,80 1,20 1,09 1,21 0,88 1,21 1,11 1,17 0,99 0,76 0,90 1,07 1,11 1,25 1,05 1,05 0,81 1,16 1,10 1,12 1,17 0,95 1,13 1,10 1,11 0,72 1,16 0,87 0,94 0,95 1,17 1,05 0,95 0,87 1,12 1,12 1,06 1,09 0,73 0,72 1,00 1,08

1,04 0,83 0,92 0,90 1,02 1,11 1,13 0,88 1,20 1,07 1,21 1,01 0,84 0,90 1,14 1,06 1,24 1,04 0,98 0,85 1,12 1,09 1,10 1,14 0,99 1,00 1,06 1,18 0,79 1,23 0,89 0,95 0,97 1,23 1,12 0,87 0,93 1,12 1,09 1,00 1,08 0,80 0,53 1,14 1,11

1,11 0,85 1,08 0,69 0,96 0,92 1,06 0,89 1,18 1,14 1,30 0,96 0,99 1,04 1,22 0,95 1,16 0,94 1,14 0,78 1,01 1,10 1,14 1,12 1,02 1,07 1,13 1,18 0,77 1,18 0,95 1,01 0,82 1,13 1,05 0,90 0,89 1,16 1,13 0,97 1,17 0,81 0,57 1,16 0,95

1,24 0,64 1,26 0,71 1,13 0,90 0,99 0,80 1,14 1,02 1,25 0,93 0,99 1,12 1,21 0,99 1,14 1,01 1,18 0,78 1,11 1,13 1,15 1,12 0,85 1,12 1,12 1,05 0,77 1,13 0,99 0,97 0,82 1,10 1,07 1,02 0,91 1,14 1,10 1,01 1,12 0,72 0,65 1,10 0,96

1,20 0,73 1,17 0,70 1,14 0,89 0,97 0,88 1,11 1,09 1,21 0,98 0,98 1,11 1,22 1,05 1,15 1,09 1,15 0,72 1,09 1,06 1,16 1,07 0,88 1,13 1,18 1,07 0,86 1,08 1,03 1,01 0,89 1,15 1,03 0,93 0,88 1,08 1,09 1,09 1,13 0,79 0,60 1,11 0,96

1,17 0,73 1,05 0,75 1,20 0,82 1,13 0,82 1,17 1,20 1,16 1,01 0,86 1,00 1,16 0,99 1,18 1,16 1,14 0,74 1,01 1,12 1,20 1,11 0,94 1,06 1,17 1,16 0,85 1,05 0,95 1,05 0,98 1,24 0,93 0,89 0,88 1,13 1,10 1,10 1,17 0,85 0,66 1,16 0,96

1,12 0,91 1,05 0,87 1,04 0,86 1,09 0,88 1,19 1,05 1,01 1,00 0,79 1,00 1,01 0,99 1,08 1,20 1,10 0,93 1,24 1,24 1,32 0,97 0,92 1,06 1,03 1,07 0,88 0,95 0,90 1,05 0,99 1,16 0,85 0,98 0,91 1,24 1,05 1,30 1,15 0,88 0,67 1,08 1,00

1,01 0,87 0,98 0,90 1,05 0,84 1,17 0,92 1,27 1,04 1,10 1,15 0,65 0,88 1,21 1,00 1,17 1,12 1,09 0,80 1,06 1,12 1,20 1,14 0,96 1,05 1,06 1,13 0,84 1,06 0,90 1,09 1,03 1,23 0,91 0,92 0,85 1,21 0,99 1,10 1,08 0,86 0,59 1,11 1,01

1,10 0,95 0,98 0,83 0,90 0,99 1,07 0,89 1,15 1,14 1,25 1,18 0,84 0,85 1,21 0,97 1,17 1,06 1,10 0,79 1,01 1,16 1,09 1,26 0,97 1,03 1,02 1,13 0,73 1,16 0,94 0,98 1,01 1,25 1,05 0,89 0,93 1,16 1,02 1,01 1,10 0,79 0,46 1,08 1,09

1,05 0,89 0,95 0,84 0,91 0,81 0,93 0,70 0,92 0,72 0,87 0,83 0,66 0,64 0,92 0,80 0,89 0,88 0,79 0,65 0,85 0,67 0,78 1,00 0,68 0,80 0,77 0,83 0,61 0,87 0,68 0,69 0,78 0,90 0,80 0,72 0,80 0,84 0,72 0,74 0,73 0,61 0,38 0,78 0,67

1,09 0,86 1,14 0,85 1,08 0,92 1,07 0,82 1,08 1,04 1,13 1,03 0,83 0,94 1,03 0,99 1,11 1,04 1,04 0,80 1,07 1,01 1,08 1,14 0,91 1,05 1,04 1,07 0,79 1,13 0,90 0,98 0,98 1,17 1,03 0,92 0,94 1,16 1,12 1,11 1,15 0,97 0,76 1,14 1,16


A 4.1 táblázatban az őszi búza terméshozamára vonatkozó komplex meteorológiai indexeket tüntettük fel. Az index értékeit úgy számítottuk ki, hogy a terméshozamra gyakorolt nem meteorológiai hatásokat az Y(t) trendfüggvénnyel fejeztük ki, a meteorológia hatásokat pedig a trendtől vett eltéréseknek tekintettük. Ennek lényege, hogy feltételezzük, az adott növényfajta, adott agrotechnika mellett, átlagos meteorológiai viszonyokat figyelembe véve a trendfüggvénynek megfelelő terméshozamot adna. Amennyiben a tényleges terméshozam ettől eltér, az a meteorológiai viszonyok hatására történik. A komplex meteorológiai indexet (KMI) célszerű a tényleges terméshozam (Y) és a trendérték Y(t) hányadosaként megadni: KMI= Y/Y(t)

(4.1)

s így az indexérték azt fejezi ki, hogy a tényleges termés a meteorológiai tényezők hatására hányadrésze a trendértéknek. Ha az összefüggést 100-zal megszorozzuk, akkor a hatást százalékban kapjuk. A táblázatból kitűnik, hogy van néhány olyan év, amikor minden vagy szinte minden megyében a trendértéket meghaladó volt a termés, illetve a trendérték alatt maradt a hozam. Mindenekelőtt az 1953-as év volt az egyik legkedvezőbb a komplex indexek alapján. Ekkor a terméshozamok minden megyében elérték, sőt meghaladták a trendértéket. A legjelentősebb pozitív hatás Heves megyében volt, itt a trendhez képest 35 százalékos terméstöbblet adódott. Egyébként a 30 év alatt ez volt a legnagyobb pozitív irányú terméshozamanomália. Ezt 1951-ben Szolnok (33 százalék), Heves (30 százalék) és Nógrád (30 százalék) eredményei csak megközelítették. Egyértelműen pozitívnak tekinthető még az 1961-es és az 1967-es esztendő is. Az 1970 utáni évek közül pedig az 1974-es és 1980-as év emelkedik ki. Egyértelműen kedvezőtlen évnek tekinthető 1958, 1963, 1970 és 1979. Ezekben az években egyes megyékben több mint 20 százalékkal a trendérték alatt maradt a terméshozam. A legkedvezőtlenebb terméshozamarány Békésben található 1963-ban, amikor a hozam 35 százalékkal a trendérték alatt maradt. A táblázatból láthatjuk, hogy az időjárás hatására minden megyére jelllemző a + 20 százalékos termésingadozás, abszolút értékben pedig a 35 százalékos. Az őszi árpa Az őszi árpa fontos takarmánygabonánk. Az őszi búza és a kukorica után az árpa foglalja el a legnagyobb vetésterületet hazánkban. Világméretekben is


előkelő helyet foglal el a vetésterület nagyságát illetően. Az árpatermesztés északi határa-hasonlóan az őszi búzáéhoz-valamivel a 60. szélességi kör felett van. Ezeken a területeken azonban már csak rövid tenyészidejű tavaszi fajták teremnek. Itt az árpa a legfontosabb kenyérgabona. Délen még az Egyenlítő környékén is termesztik. Az őszi árpa a hűvősebb éghajlat növénye. Mivel éréséhez nem kíván nagyobb meleget, június második felében már aratható, elsőként a gabonafélék közül. A télállósága kisebb, mint az őszi búzáé. Különösen a hótakaró nélküli hidegekre érzékeny. Az őszi árpa a száraz tavaszt jobban elviseli, mint a tavaszi érpa. Az aszály ritkábban károsítja, mert június közepére többnyire beérik. Sugárzás viszonyok. Az őszi árpa levelei fejlettségi állapotuktól függően a rájuk eső sugárzásnak mintegy 19-24 százalékát visszaverik. A legtöbb sugárzást az érés idején veri vissza, a legkevesebbet a kelés és a kalászolás között. Hazai mérések alapján Weingartner (1968) az átlagos sugárzásvisszaverő képességét 21 százaléknak találta. Általában csapadékhullás utáni napokon, amikor a levelek több nedvességet tartalamaznak, tehát sötétebbek, a növény sugárzásvisszaverő képessége 2-3 százalékkal csökken, száraz időszakban pedig 3-5 százalékkal növekszik. Az őszi árpa sugárzásfelvétele hasonlóképpen alakul, mint az őszi búzáé. A kelés után, a levelek kialakulásával gyorsan növekszik, majd 5 körüli levélfelület-indexnél elér egy olyan értéket, amelynél tovább már nem növekszik. Ekkor a sugárzáselnyelés többnyire 75-85 százalék felett van. A növényállomány sűrűségétől, magasságától és a napmagasságtól függően különböző mennyiségű sugárzás jut le az alsó levelek szintjére. Becslések szerint az alsó levélszintekhez az állomány felső szintjére érkező sugárzásnak kevesebb mint 20 százaléka jut le. Hőmérsékleti viszonyok. A hőmérsékleti igénye is hasonlít az őszi búzáéhoz. Vetése már 3-40C-os napi középhőmérsékletnél lehetséges. Ilyen hőmérséketek mellett a csírázás már megindul. Az optimumhőmérsékletek a 20250C-os intervallumba esnek, a 300C feletti értékek már nem kedvezőek, 350C felettiek pedig az asszimiliáció jelentős visszaesését okozzák. Márciusban a magasabb hőmérsékletek a kedvezőbbek, áprilistól azonban a magas hőmérsékletek már kedvezőtlenek. A tavaszi hónapokban inkább hűvősebb időt igényel. Nedvességi viszonyok. A víz iránti igénye a szárbaindulás és a kalászolás közötti időszakban a legnagyobb. Az árpánál is ekkor a leggyorsabb a levélfelület növekedése és az asszimiláció. A kalászolás utáni időszakban csökken a vízigénye. A növényfejlődés és az időjárás. A növényfejlődés és a meteorológiai elemek között kapcsolatot Szakály (1968) és Varga-Haszonits (1964) elemezte.


Az őszi árpát általában szeptember végén, október elején vetik. A kelése október első két dekádjában várható. A vetés-kelés időszak hossza 10 és 30 nap között változik. Láthatjuk, hogy ez a fenofázis hosszabb, mint az őszi búza hasonló fejlődési szakasza. Ennek oka Szakály szerint, hogy az őszi árpa a vetés idején megfelelő talajnedvességet igényel. Ha ez nincsen meg, akkor kelése igén megkéshet. Természetesen szerepet játszik a növény későbbi vagy korábbi kikelésében a hőmérséklet is. A középhőmérséklet 10C-os emelkedése a fázistartamot 2-3 nappal megrövidíti, csökkenése pedig ugyanennyivel meghosszabítja. Ebben az időszakban 11 és 150C közötti léghőmérsékleti középértékkel lehet számolni. A napsütéses órák száma 60-140, a csapadék mennyisége 10-30 mm, a párologtatóképesség pedig 25-55 mm. A szárba indulás éprilis közepe táján figyelhető meg, a kalászolás pedig május 20. táján szokott bekövetkezni. A szárbaindulás-kalászolás időszak hossza átlagosan 20 és 40 nap között ingadozik. A fázistartam alatt általában 13 és 150C közötti középhőmérsékletekre lehet számítani. Alacsony hőmérsékletek esetén a fázistartam hosszabb, magasabb hőmérsékletek esetén rövidebb lesz. Ez az időszak a meteorológiai elemek iránti legérzékenyebb szakasz. A napsütéses órák száma 170-270, a csapadékmennyiség 35-75 mm, a párologtatóképesség 75-120 mm ebben az időszakban. A május második dekádjára eső kalászolást követően többnyire június harmadik dekádjában következik be az érés, a kalászolás-érés időszak hossza átlagosan 30-45 nap. A növény a hőmérsékletre ekkor kevésbé érzékeny, mint a kalászolás előtti szakaszban. Magasabb hőmérsékletek esetén azonban korábban bekövetkezik az érés, mint alacsonyabb hőmérsékletek esetén. Az időszak középhőmérséklete 17 és 200C között, a napfénytartam értékei 275 és 360 óra, a csapadék mennyisége 55 és 120 mm, a párologtatóképesség pedig 140 és 190 mm között szokott változni. Produktivitás és időjárás. Az őszi árpánál a levélfelület kialakulása és ezzel párhuzamosan az asszimiliáció gyors növekedése a tavasz elején, főként a szárbaindulás-kalászolás időszakban játszódik le. A 4.2 táblázatban az őszi árpa komplex meteorológiai indexeit tüntettük fel, amelyeket a trendérték arányában fejeztünk ki. Az időjárás hatása-láthatjuk-ez esetben is jelentős, 20-30 százalékos terméstöbbletet eredményezett. A terméscsökkentő hatás ugyancsak meghaladhatja a 30 százalékot. Az időjárás okozta termésingadozás tehát az agortechnika mindenkori szintje mellett + 30 százalék fölött is lehet.

AZ ÉGHAJLAT ÉS A SZÁNTÓFÖLDI NÖVÉNYEK 203 ––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––4.3 táblázat Őszi árpa komplex meteorológiai hatásindexei megyénként (1951-95)

1951 1952 1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995

Győr Vas -M-S

Zala

So- Vesz- Kom Fejér Toln Bara Bács- Pest Jász- Cson Béks Haj- Sza- Bor- Hevs Nó- Orsz. mogy prém Eszt a nya K. N-Sz grád dú -B Sz-B. A-Z. grád átl.

0,82 0,80 1,28 0,85 1,26 1,00 1,25 0,99 1,23 1,06 1,17 0,97 0,57 0,90 0,84 0,98 0,94 1,07 1,00 0,91 0,92 1,09 1,08 1,14 0,97 1,06 1,05 1,05 0,86 1,12 0,83 0,86 1,10 1,10 1,04 0,78 1,03 0,99 1,19 0,98 1,11 0,97 0,80 0,99 1,07

0,86 0,77 1,12 0,99 1,24 1,01 1,30 1,06 1,06 1,18 0,97 0,86 0,79 0,84 0,92 0,96 1,00 1,10 1,03 0,76 1,11 0,95 1,06 1,10 1,02 1,13 1,09 0,96 0,91 1,17 0,89 0,84 0,98 1,09 0,88 0,71 1,09 1,09 1,10 1,19 1,03 1,05 0,95 0,98 0,89

1,00 0,68 1,19 0,76 1,30 0,96 1,26 1,02 1,14 1,05 1,00 1,10 0,96 0,83 1,00 0,84 0,87 1,04 1,02 0,78 1,07 1,03 1,16 1,05 0,92 1,11 1,01 1,00 0,90 1,13 0,89 0,84 1,17 1,09 0,96 0,74 0,94 1,13 1,04 1,20 0,99 1,05 0,93 0,95 0,97

0,77 0,85 1,33 0,93 1,18 0,85 1,29 1,04 1,18 1,16 1,08 0,97 0,70 0,77 0,78 1,06 0,98 1,01 0,89 0,87 0,99 1,09 1,05 1,25 1,03 1,11 1,13 1,08 0,76 1,18 0,78 0,92 0,86 1,17 0,83 0,72 1,04 1,09 1,27 1,28 1,04 0,94 0,77 1,00 1,00

0,92 0,83 1,15 0,93 1,18 0,93 1,23 0,95 1,25 0,93 1,14 1,07 0,70 0,91 0,86 0,91 0,91 1,04 1,10 0,88 0,98 1,08 1,13 1,18 0,98 1,09 0,98 1,08 0,77 1,12 0,88 0,73 0,97 1,12 1,00 0,79 1,02 1,03 1,23 1,17 1,18 1,03 0,72 0,91 1,02

1,03 0,71 1,08 0,93 1,17 0,96 1,49 1,00 1,14 0,88 1,17 0,96 0,50 0,90 0,98 0,85 0,91 1,07 1,03 0,85 0,94 1,08 1,20 1,17 0,99 1,16 1,15 1,08 0,82 1,16 0,86 0,67 1,08 0,99 1,04 0,81 0,97 1,04 1,21 0,96 1,21 1,02 0,70 1,00 1,10

0,98 0,74 1,16 0,76 1,31 0,96 1,21 0,90 1,27 0,97 1,20 1,08 0,82 0,86 1,01 0,80 0,87 1,04 1,05 0,95 1,00 1,11 1,06 1,04 0,91 1,06 1,03 1,02 0,75 1,13 0,91 0,82 1,11 1,20 1,02 0,88 0,95 1,07 1,15 0,98 1,13 0,94 0,76 1,03 1,04

0,98 0,58 1,29 0,71 1,35 1,02 1,29 0,92 1,18 1,09 1,12 1,11 0,96 0,84 0,97 0,80 0,82 1,05 0,96 0,82 0,98 1,02 1,23 1,06 0,89 1,06 1,02 0,98 0,88 1,14 1,01 0,90 1,12 1,10 0,94 0,85 0,89 1,07 1,05 1,08 1,09 1,03 0,83 1,05 0,97

1,03 0,57 1,25 0,71 1,28 1,04 1,31 0,96 1,24 1,01 0,97 1,14 0,90 0,81 0,93 0,95 0,87 1,06 1,05 0,80 1,01 1,05 1,14 1,15 0,87 1,12 0,99 0,93 0,87 1,02 0,93 0,90 1,15 1,13 0,98 0,82 0,96 1,07 1,04 1,16 0,99 1,04 1,00 0,92 0,95

0,94 0,54 1,17 0,69 1,31 1,00 1,38 0,95 1,37 1,13 1,16 1,16 0,98 0,96 1,05 0,88 0,94 1,00 0,96 0,81 0,97 1,04 0,99 0,98 0,87 1,05 0,97 0,98 0,64 1,04 0,80 0,76 0,93 1,09 2,03 0,77 0,89 1,10 1,18 1,06 1,14 0,76 0,81 0,97 0,99

1,03 0,75 1,01 0,84 1,18 1,12 1,25 0,90 1,28 0,94 1,13 1,01 0,72 0,87 1,09 0,95 0,95 1,10 0,93 0,84 1,02 1,08 1,10 0,95 0,94 1,07 1,07 1,13 0,79 1,17 0,85 0,81 0,99 1,16 0,98 0,71 1,00 1,11 1,25 1,20 1,20 0,82 0,61 1,11 1,02

1,14 0,84 1,03 0,62 1,15 0,87 1,18 0,94 1,37 1,08 1,25 0,95 0,87 1,01 1,10 0,82 0,89 0,89 0,96 0,75 0,91 1,11 1,06 1,11 1,01 1,08 1,19 1,11 0,80 1,16 0,98 0,91 0,91 1,09 0,92 0,81 0,74 1,12 1,22 1,22 1,19 0,88 0,66 1,16 0,97

1,21 0,59 1,19 0,64 1,22 0,92 1,15 0,85 1,35 0,99 1,16 0,90 0,94 1,06 1,07 0,93 0,93 1,00 1,07 0,77 0,95 1,06 1,01 1,04 0,89 1,05 1,08 1,00 0,84 1,14 0,90 0,86 0,97 1,22 1,12 0,93 0,89 1,05 1,13 1,07 1,14 0,78 0,77 1,10 1,05

1,06 0,70 1,15 0,59 1,30 0,87 1,11 1,01 1,35 1,15 1,11 0,98 0,90 1,04 1,11 0,96 0,94 0,96 1,00 0,72 0,91 1,05 1,08 1,07 0,89 1,02 1,06 0,97 0,92 1,08 0,96 0,92 0,95 1,10 0,94 0,87 1,05 1,09 1,18 1,20 1,09 0,83 0,79 1,07 0,95

1,02 0,74 1,10 0,69 1,33 0,80 1,22 0,92 1,38 1,19 1,20 1,08 0,73 0,86 1,05 0,97 0,86 1,01 0,85 0,80 0,91 1,13 1,11 1,12 0,98 1,04 1,13 1,07 0,80 1,09 0,88 0,82 0,99 1,23 0,82 0,77 0,88 1,39 1,14 1,28 1,07 0,83 0,68 1,11 0,98

1,04 0,82 1,06 0,82 1,09 0,88 1,24 0,98 1,35 1,07 1,06 0,94 0,77 0,92 0,87 0,98 0,89 1,09 0,90 0,98 1,14 1,21 1,23 1,10 1,01 0,77 1,03 1,05 0,78 1,02 0,87 0,78 0,96 1,16 0,71 0,88 1,03 1,30 1,14 1,48 1,16 0,84 0,63 0,97 1,00

0,94 0,87 1,05 0,84 1,16 0,92 1,23 0,90 1,18 0,93 1,37 1,25 0,62 0,81 1,19 1,13 0,93 0,98 0,85 0,75 0,97 1,08 1,09 1,11 1,02 0,99 0,98 1,10 0,90 1,14 0,77 0,77 1,10 1,08 0,84 0,81 0,77 1,42 1,23 1,42 1,21 0,92 0,40 0,97 1,09

1,00 0,80 0,94 0,77 1,04 1,13 1,46 1,01 1,25 0,99 1,23 1,11 0,70 0,84 1,14 0,90 0,89 1,02 0,98 0,68 0,84 1,10 1,01 1,20 0,94 1,01 1,09 1,08 0,81 1,17 0,94 0,88 1,07 1,12 0,92 0,67 0,95 1,36 1,16 1,25 1,13 0,72 0,43 1,12 1,20

1,02 0,77 0,95 0,81 1,12 1,17 1,51 0,87 1,32 0,81 1,12 1,00 0,61 0,84 1,08 1,09 1,06 1,13 0,93 0,78 1,01 0,96 0,96 1,22 0,95 0,94 1,03 1,07 0,90 1,12 0,91 0,80 1,03 1,12 0,98 0,87 0,95 1,21 1,09 1,20 1,14 0,82 0,49 1,36 0,94

0,67 0,58 0,72 0,60 0,75 0,66 0,77 0,66 0,76 0,68 0,72 0,69 0,60 0,64 0,68 0,65 0,64 0,69 0,67 0,61 0,67 0,70 0,71 0,71 0,66 0,69 0,69 0,69 0,62 0,72 0,64 0,62 0,68 0,72 0,68 0,61 0,66 0,72 0,73 0,73 0,71 0,64 0,58 0,69 0,68


A kukorica Legfontosabb takarmánynövényünk, az ország egész területén termesztik, vetésterülete meghaladja az összes szántóterület 20 százalékát. A kukorica szubtrópusi növény, ezért a hőigénye nagy. Az észak féltekén általában ott termesztik, ahol a júliusi középhőmérséklet meghaladja a 210C-ot. Egyes fajtái között a hőigény tekintetében eltérések lehetnek. Európában az 50. szélességi fokig termesztik. Ahol a nyári átlaghőmérséklet alacsony, zöldtakarmányként és silótakarmányként termesztik, ekkor termesztésének északi határa az 56-58. szélességi kör, Norvégiában pedig a 60. szélességi kört is eléri. A déli féltekén Argentínában a 38. szélességi körig, Új-Zélandban pedig a 42. szélességi körig termesztik. Európában 1000 m, Ázsiában 2000 m, Közép- és DélAmerikában 3000-4000 m tengerszint feletti magasságokig képes termést hozni. Sugárzási viszonyok. A kukorica a ráeső sugárzásnak átlagosan 20-25 százalékát veri vissza. A levélfelület növekedésével gyorsan növekszik, s 3-4 levélfelület-indexnél eléri a maximumát. A felső levélszintekben általában kisebb a sugárzáselnyelés, mint az alsóbb szintekben, ahol a szórt sugárzás érvényesül erőteljesebben. A kukoricacsövek szintjében az egyes fajták a látható fény tartományában a sugárzásnak 70-85 százalékát elnyelik. A talajközeli szintekben az elnyelés 90 százalék körüli. Az alsóbb levélszintekre azonban lényegesen kevesebb sugárzás jut le. Az infravörös tartományhoz közeli tartományokban az elnyelés 75-80 százalék. A növényállományba hatoló sugárzás mennyisége erősen függ az állomány sűrűségétől, a levélfelület nagyságától és vertikális eloszlásától. Hőmérsékleti viszonyok. A kukorica csírázásához szükséges hőmérsékletet a különböző szerzők különböző értéknek adják meg. Előfordulnak 8-100C-os értékek, talán a leggyakoribb a 10-120C, de találkozhatunk 12-140C-os értékkel is (Láng 1976). A csírázás optimum-hőmérséklete 340C körül van, a 40450C közötti értékek kedvezőtlenek. A fejlődés számára a 22-250C-os hőmérsékletek a kedvezőek, a 400C felettiek pedig már kedvezőtlenek. A kukorica számára nemcsak a nappali, hanem az éjszakai hőmérsékletek is nagyon fontos. Kedvező a növény számára, ha az éjszakai hőmérséklet nem száll 100C alá, sőt megfelelőbb, ha nem süllyed 14-150C. Hazánkban a kukorica tenyészideje folyamán mind tavasszal, mind pedig ősszel felléphetnek fagyok, amelyek károsíthatják a növényt és csökkenthetik a hozamokat. Az egyes termőhelyeken a fagyok előfordulásának gyakoriságában is eltérések mutatkoznak. Ezért az egyes termőhelyek megítélésénél nemcsak a fagyok erősségét, hanem a gyakoriságát is figyelembe kell venni. Nedvességi viszonyok. A kukorica a vízigényes növények közé tartozik. Antal et al. (1974) vizsgálta a kukorica optimális evapotranszspirációja napi


értékeinek menetét a tenyészidőszakban. Ez a 4.2 ábrán látható görbe egyrészt a növény fejlettségi állapotának, levélfelülete nagyságának, másrészt a meteorológiai tényezőknek a függvénye. A növény ennek megfelelően a nyári hónapokban igényli a legtöbb vizet, különösen július hónapban, amikor a napi vízfogyasztás megközelíti az 5 mm-t. A júliusi maximális vízigény után a növény vízszükséglete fokozatosan csökken, s szeptemberre megközelíti a májusra jellemző napi 2 mm-es éréket. A legnagyobb vízigény általában a kukorica virágzását megelőző és követő 10-14 napon keresztül jelentkezik. Ezért van nagy jelentősége a júliusi csapadéknak. Fontos az is, hogy a szükséges csapadék ne záporok, hanem csendes esők formájában essen le.

4.2 ábra Kukorica optimális evapotranszspirációjának menete a vegetációs periódusban Megvizsgálták, hogy a kukorica különböző állománysűrűségek esetén mennyi vizet fogyaszt. Azt találták, hogy csaknem 50 százalékos állománysűrűség-növekedésnél a vízszükséglet hozzávetőlegesen 20 százalékkal növekedett. A kukorica műtrágyázásának növelése az esetek zömében a vízigény növekedésével járt együtt, azonban-mint Tóth (1978) vizsgálatai kimutatták


hazánkban vannak olyan évek, amikor a műtrágyázás gazdaságosabb öntözés nélkül. A kukorica öntözővíz-szükségletéének területi eloszlását Antal et al. (1972) vizsgálatai alapján mutatjuk be (4.3 ábra). Az ábrán az Alföld déli területei tűnnek ki nagy öntözővíz-szükségletükkel, míg a Délnyugat-Dunántúlon nincsen öntözővízigény.

4.3 ábra A kukorica öntözővíz-szúkségletének területi eloszlása

Növényfejlődés és időjárás. A kukorica vetését hazánkban általában április közepétől május első napjáig végzik, amikor a talaj felső rétegeinek hőmérséklete eléri vagy meghaladja a 10-120C napi átlagértéket. A növény kelése május első és második dekádjában várható. A hőmérséklet növekedésével a fázistartam erősen csökken, a csökkenés megközelítőleg lineárisnak tekinthető. Tehát egyfokos hőmérséklet-emelkedés vagy- csökkenés 1-2 napos fázistartamcsökkenést vagynövekedést okoz. A vetés-kelés szakasz átlagos hossza: 10-15 nap. A léghőmérséklet 12 és 150C, a csapadék 13 és 25 mm között változik. A kelés-címerhányás szakaszban a legerőteljesebb a növény fejlődése. A május elején kikelt növénynél július első vagy második dekádjában következik be a címerhányás. A fázis átlagos hossza 60-70 nap. A napfénytartam értékei 550-


560 óra, a léghőmérsékleté 18 és 200C között alakulnak. A csapadék mennyisége 100-160 mm, a párologtatóképesség 270-310 mm. 4.3 táblázat Kukorica komplex meteorológiai hatásindexei megyénként (1951-95)

1951 1952 1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995

Győr Vas -M-S

Zala

So- Vesz- Kom Fejér Tol- Bara Bács- Pest Jász- Cson Béks Haj- Sza- Bor- Hevs Nógmogy prém -Eszt na nya K. N-Sz grád dú-B. Sz-B. A-Z. rád

0,89 0,59 1,14 0,97 0,94 1,07 1,18 1,21 1,30 1,42 0,93 1,08 1,03 0,99 0,85 1,15 0,93 1,00 1,00 0,93 0,87 0,93 0,83 0,89 1,12 0,77 0,89 0,86 1,02 1,04 1,00 1,29 0,99 1,06 1,22 1,04 1,19 1,02 1,06 0,68 1,12 0,72 0,85 1,01 1,16

0,96 0,58 0,90 1,10 1,10 0,84 1,18 1,31 1,38 1,37 1,04 1,20 0,85 1,11 0,80 1,22 0,89 0,96 1,01 0,94 0,80 0,89 0,91 0,84 0,97 0,83 0,88 0,98 0,95 0,93 0,99 1,31 0,95 1,19 1,09 1,10 1,15 1,02 1,04 0,91 1,19 0,71 0,78 0,99 1,10

1,02 0,48 1,13 1,07 1,09 1,03 1,16 1,11 1,02 1,25 0,89 1,19 0,98 1,16 1,03 1,05 0,93 0,86 1,06 0,94 0,81 0,91 0,92 0,91 1,04 0,82 0,97 1,00 1,01 0,92 1,00 1,31 0,98 1,17 1,14 1,01 1,11 0,85 1,07 0,71 1,29 0,76 0,77 1,02 1,19

0,87 0,53 1,08 1,03 1,04 1,05 1,19 1,26 1,42 1,51 1,02 1,10 0,99 1,13 0,77 1,20 0,80 1,07 0,92 0,97 0,84 0,92 0,84 0,85 1,04 0,80 0,90 0,94 0,98 0,89 0,99 1,28 0,93 1,18 1,10 1,11 1,13 1,09 1,08 0,89 1,20 0,60 0,89 0,99 1,04

0,87 0,51 1,21 0,99 1,00 0,98 1,29 1,15 1,28 1,35 0,81 1,20 1,07 1,12 0,98 1,13 0,95 0,83 1,01 0,92 0,84 0,91 0,87 0,88 1,02 0,77 0,83 1,02 1,06 1,00 0,99 1,31 0,97 1,10 1,15 1,00 1,09 1,03 1,09 0,76 1,27 0,73 0,76 1,11 1,03

1,00 0,49 1,12 1,10 1,08 0,94 1,29 1,18 1,14 1,27 0,85 0,93 1,27 0,97 0,90 1,03 0,91 0,95 1,04 0,98 0,95 1,00 0,94 0,88 1,11 0,81 0,83 0,88 0,96 1,03 1,11 1,19 0,95 1,09 1,18 1,11 1,24 0,99 1,08 0,47 1,12 0,74 0,69 1,15 1,33

1,03 0,62 1,05 1,08 1,13 1,02 1,21 0,98 1,04 1,22 0,84 0,93 1,13 1,08 1,04 1,05 0,89 0,85 1,09 0,95 0,92 0,96 0,93 0,93 1,15 0,79 0,92 1,02 0,97 1,02 1,10 1,23 0,95 1,00 1,19 0,97 1,24 0,81 1,09 0,40 1,37 0,85 0,73 0,97 1,39

1,07 0,58 1,11 1,01 1,10 0,87 1,20 1,13 1,10 1,10 0,78 1,24 0,98 1,15 1,07 1,00 0,92 0,87 1,10 0,90 0,87 0,96 0,98 0,92 1,07 0,74 1,00 1,02 1,04 0,99 1,03 1,21 1,07 1,03 1,09 1,05 1,18 0,81 1,02 0,60 1,29 0,80 0,83 1,04 1,22

1,18 0,43 1,01 0,98 1,10 0,86 1,20 1,01 1,27 1,20 0,82 1,28 1,08 1,16 1,03 1,02 0,91 0,90 1,09 0,96 0,87 0,89 0,88 0,96 0,99 0,78 0,99 0,97 0,95 0,93 1,00 1,22 1,15 1,23 1,08 1,15 1,03 0,79 1,02 0,69 1,23 0,85 0,84 0,94 1,22

1,20 0,53 1,09 1,12 1,08 0,91 1,20 1,02 1,06 0,95 0,74 1,01 1,00 1,12 1,09 1,09 0,98 0,90 1,01 0,92 0,92 1,01 0,92 1,01 1,14 0,88 1,01 1,07 1,02 0,94 0,98 1,21 0,97 0,85 1,01 1,11 1,17 0,85 1,03 0,70 1,39 0,78 0,82 0,98 1,23

1,07 0,50 1,04 1,08 1,12 0,84 1,26 1,20 1,33 1,08 0,88 0,87 1,19 1,10 1,04 1,04 0,88 0,82 1,07 0,91 0,86 0,99 0,88 0,81 1,22 0,81 0,95 1,10 1,04 1,06 1,12 1,21 0,88 0,76 1,11 0,97 1,24 1,04 1,24 0,50 1,48 0,70 0,58 0,94 1,38

0,98 0,45 0,87 1,23 1,20 0,82 1,19 1,01 1,44 1,21 1,15 0,92 1,24 1,08 1,06 1,02 0,84 0,76 1,18 0,90 0,89 0,95 0,99 1,00 1,08 0,71 0,90 1,08 0,98 1,05 1,05 1,07 0,75 0,68 1,04 1,08 1,06 1,28 1,43 1,04 1,52 0,78 0,56 0,71 0,98

1,22 0,36 1,08 1,04 1,18 0,90 1,24 0,95 1,27 0,74 0,98 1,07 1,12 1,18 1,18 1,07 0,95 0,90 1,05 0,84 0,87 1,01 0,93 1,00 0,89 0,90 0,97 1,03 1,06 1,00 1,08 1,24 0,76 0,88 0,99 1,17 1,12 0,92 1,06 0,85 1,46 0,85 0,79 0,98 0,99

1,08 0,46 1,04 1,02 1,17 0,83 1,14 0,96 1,30 1,07 1,13 1,20 1,15 1,13 1,16 1,03 0,83 0,86 1,08 0,74 0,97 0,96 0,97 0,98 0,96 0,74 0,93 0,99 1,03 1,02 1,12 1,21 0,97 0,87 1,01 1,18 0,94 0,91 1,23 0,96 1,45 0,72 0,74 0,80 1,12

1,22 0,36 1,08 1,04 1,18 0,90 1,24 0,95 1,27 0,74 0,98 1,07 1,12 1,18 1,18 1,07 0,95 0,90 1,05 0,84 0,87 1,01 0,93 1,00 0,89 0,90 0,97 1,03 1,06 1,00 1,08 1,24 0,76 0,88 0,99 1,17 1,12 0,92 1,06 0,85 1,46 0,85 0,79 0,98 0,99

0,75 0,52 1,17 1,00 1,17 0,98 1,36 1,21 1,43 1,30 0,81 1,17 1,10 0,98 1,03 1,16 0,90 1,04 1,04 0,86 0,90 0,95 0,96 0,86 1,03 0,73 0,82 0,77 0,99 0,72 1,02 1,16 1,07 1,21 1,06 1,23 1,00 1,33 1,19 0,96 1,25 0,69 0,69 0,61 1,24

0,92 0,45 1,14 1,02 1,20 0,83 1,31 1,41 1,50 1,41 0,68 1,03 1,05 1,08 1,00 1,07 0,81 0,90 1,06 0,81 0,81 1,01 0,99 0,88 1,11 0,83 0,73 0,83 0,97 0,87 1,12 1,27 1,13 1,14 1,12 1,04 0,89 1,24 1,17 0,73 1,31 0,67 0,75 0,78 1,26

1,10 0,49 0,94 0,88 1,08 0,74 1,26 1,17 1,64 1,40 0,94 0,97 1,34 1,26 0,96 0,99 0,78 0,73 1,07 0,85 0,78 1,02 0,87 1,00 1,07 0,85 0,86 0,96 1,07 0,99 1,03 1,03 1,02 0,88 1,12 1,07 0,87 1,23 1,58 0,75 1,51 0,63 0,53 0,74 1,23

1,21 0,59 1,05 0,82 1,07 0,59 1,27 1,25 1,40 1,43 0,81 0,62 1,23 1,01 0,89 1,04 0,77 0,97 1,16 1,01 0,94 1,19 0,91 0,89 1,17 0,89 0,87 0,93 0,95 0,85 0,94 1,01 1,00 0,97 1,18 1,14 1,19 1,14 1,33 0,63 1,29 0,62 0,61 0,92 1,33


A címerhányás és a nővirág megjelenése közötti időszak meglehetősen rövid, a címerhányás után néhány nappal már megjelennek a nővirágok. A fázis átlagos hossza 3-10 nap. Ebben az időszakban a napfénytartam értéke 35-70 óra, a hőmérséklet pedig 19 és 230C között váltakozik. A csapadék mennyisége általában 15 mm alatt marad, a párologtatóképesség pedig 20 és 45 mm közötti. A nővirág megjelenése és az érés közötti időszak átlagos hossza 55-75 nap. A nővirágok általában július második dekádja táján történő megjelenése után ugyanis az érés szeptember közepe és október eleje között várható. Ebben az időszakban a napsütéses órák átlagos száma 530-610, a hőmérséklet értékei pedig 17 és 210C között ingadoznak. Az átlagos csapadékösszeg 70 és 120 mm között van, a párologtatóképesség pedig 240-320 mm. Produktivitás és időjárás. A kukorica fotoszintézisének kompenzációs pontja a fotoszintetikusa aktív sugárzás 0,01-0,03 cal cm-2 min-1 értékénél (vagyis 14 és 21 W/m2 besugárzott teljesítmény között) van. Ezen érték alatt a légzés által lebontott szerves anyag mennyisége meghaladja a fotoszinézis folyamatában képződött szerves anyag mennyiségét. A kompenzációs pont feletti sugárzásértékek esetén gyorsan növekszik az asszimiláció mennyisége a 0,3-0,4 cal cm-2 min-1 (210-280 W/m2) értékig, majd a szerves anyag termelésének növekedése lelassul. A 0,4 cal cm-2 min-1 (280 W/m2) érték felett mintegy 40-50 mg szerves anyag termelődik négyzetdeciméterenként és óránként (Csirkov 1979). Meghatároztuk az időjárásnak a megyei termésátlagokra gyakorolt hatását (4.3 táblázat), amely tájékoztatást ad arról, hogyan alakultak hazánk területén a kukorica terméshozamai az időjárás függvényében. Látható, hogy az 1951-es évet leszámítva (amelynek eredményeit esetleg az alkalmazott módszer is erősen befolyásolta) is előfordulnak olyan évek, amikor egyes megyékben a kukorica terméshozamára gyakorolt komplex időjárási hatás a trendértéket több mint 20 százalékkal meghaladó többlethozamot eredményezett. S vannak olyan évek is, amikor az időjárás több mint 20 százalékkal csökkentette a trendértéknek megfelelő hozamokat. Az időjárás termésnövelő és terméscsökkentő hatása tehát a kukorica esetében is meghaladja a + 20 százalékot.

AZ ÉGHAJLAT ÉS A KERTÉSZETI NÖVÉNYEK 209 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

4.2 Az éghajlat és a kertészeti növények A szőlő A szőlő a mérsékelt égöv növénye. Egyes fajták jól alkalmazkodnak a hidegebb körülményekhez, azonban termesztésének északi határához közeledve egyre inkább jellemző, hogy a dombok és a hegyek déli lejtőin termesztik. Vannak olyan fajták is, amelyek a melegebb szubtrópusi területeken terjedtek el. A szőlő tehát jó ökológiai alkalmazkodóképességgel rendelkezik, ami lehetővé teszi nagy földrajzi elterjedését. Az északi félgömbön a 20. és 52., a déli féltekén pedig a 20. és 40. szélesség körök között termesztik. Vertikális irányban a trópusi területeken mintegy 3000 m magasságig, az 50. szélességi fok körül pedig általában 300 m magasságig termeszthető. Hazánkban a szőlőtermesztés földrajzi elhelyezkedése meglehetősen változatos képet mutat. Az ország északi részén, a Duna-Tisza közén és a Dunántúlon találunk nagyobb összefüggő termőterületeket. Ezeken helyezkednek el legfontosabb borvidékeink. Hazánk mezőgazdaságilag művelt területének csupán 2 százalékán folyik szőlőtermesztés. Ez a növény azonban a mezőgazdasági bruttó termelés 5-6 százalékát adja, a mezőgazdasági exportnak pedig hozzávetőlegesen 10 százalékát (Bernát 1981). Magyarország közel fekszik a szőlőtermesztés északi határához. Tőlünk északabbra kiterjedt szőlőtermelést már nem nagyon találunk, mivel NyugatEurópában a magasabb szélességeken a hűvös nyár, Európa keleti területein pedig a hideg tél akadályozza a gazdaságos termesztést. A nálunk alacsonyabb szélességi körökön fekvő mediterrán területeken viszont a napsütéses órák magas száma miatt gyors a beérés, ugyanakkor az illatanyagok és zamatanyagok képződése gyenge. A magyar borok a kiváló minőséget elsősorban éghajlati adottságainknak köszönhetik. Különösen kedvezően hat a minőség alakulására a száraz, meleg nyár és a hosszú, napsütéses ősz. Mivel történelmi borvidékeink a hegyek délies lejtőin helyezkednek el, a sugárzástöbblet következtében mezo- és mikroklimatikus hatás is érvényesül. Sugárzási viszonyok. A szőlő a fénykedvelő növények közé tartozik. Erdei viszonyokhoz való alkalmazkodásának eredményeképpen azonban nemcsak a közvetlen, hanem a szórt sugárzást is jól hasznosítja. Így a gyümölcsfákkal történő együttes telepítés esetén is képes megfelelő mennyiségű és minőségű termést hozni. A fák túlságos árnyékoló hatása azonban kedvezőtlen.

210 AZ ÉGHAJLAT ÉS A KERTÉSZETI NÖVÉNYEK –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

A szőlő sugárzási viszonyaira jelentős befolyással van a környezet sugárzásvisszaverő képessége és a termőterület fekvése, a topográfiai viszonyok. A nagy sugárzásvisszaverő felületek növelik a szórt sugárzást, ezért a száraz, világos színű homoktalajokon általában a sűrűbb ültetésű állomány, míg a kötöttebb, sötétebb színű talajokon a szélesebb sortávolság biztosít megfelelő sugárzáskihasználást. A napsugárzásnak kitett domb- és hegyoldalakon is sugárzástöbblet keletkezik a sík területekhez képest. Ez a helyzet a délies lejtőkön. Emiatt növekszik meg a délies lejtők jelentősége a termesztés északi határa felé közeledve, míg a sugárzásban gazdag szubtrópusi területeken az északi lejtőnek lesz kedvezőbb hatása. A lejtőknél a sugárzás kihasználásában szerepet játszik még az alkalmazott agrotechnika is. Berényi és Justyák (1956) vizsgálatai szerint a tokaj-hegyaljai lejtőkön például a kordonművelés mintegy 20 százalékos sugárzástöbbletet biztosított a karós műveléssel szemben. Hőmérsékleti viszonyok. A szőlő vegetációs tevékenységének megindulásához 10 fok körüli napi középhőmérsékletek szükségesek. Kozma (1964) szerint a szőlőtermesztés északi határa felé haladva a vegetációs tevékenység már 7-100C között megindul, dél felé viszont ehhez 10-120C hőmérsékletek szükségesek. Különbözik a bázishőmérséklet fejlődési fázisok szerint is. A rügyfakadás 10-130C-on, a virágzás 12-140C-on, a bogyóérés 15170C-on indul meg. A hajtásnövekedéshez és a virágzáshoz szükséges optimális hőmérséklet 25300C. Nagyjából hasonló az éréshez szükséges hőmérséklet is. A szőlő cukortartalmának a növekedése szempontjából a június-szeptember időszak középhőmérsékletének van jelentős szerepe. A középhőmérséklet 10C-os emelkedése 20 g/l cukorral növeli a termés cukortartalmát. A szőlőre a negatív éjszakai hőmérsékletek károsak. A kifakadt rügyek már 0 és -10C között károsodhatnak, a duzzadó rügyek azonban -3 és -40C közötti hőmérsékleteket is elviselnek. A hajtások és a középső, valamint az alsó levelek 10C alatti hőmérsékleteket még elviselnek. Ősszel a fagyok kisebb veszélyt jelentenek a szőlőre. Ilyenkor a levelek a -20C-ot, a zsendülő bogyók a -2, -30C-ot, az érett bogyók pedig még a -40C-ot is elviselhetik károsodás nélkül. A téli nyugalmi időszakban a szőlő -150C-os minimumokat is képes elviselni. A magas hőmérsékletek ugyancsak kedvezőtlenek lehetnek. A szőlőbogyó már 0 35 C felett megperzselődhet, a 400C feletti hőmérsékletkek pedig már nemcsak a bogyót, hanem a leveleket is megperzselhetik. A lomb perzselődésénél gyakoribb a szőlőbogyók megperzselődése. Nedvességi viszonyok. A szőlő közepes vízigényű növény. Egy gramm szárazanyag előállításához 250-300 g vizet párologtat el. Magának a növénynek a víztartalma a levelekben átlagosan 70-73, a hajtásokban 60-85, a szőlőfürt kocsányában 70-85, a bogyókban pedig 75-85 százalék között ingadozik. A növény többi részének a víztartalma ennél jóval kevesebb.


A növény vegetációs periódus alatti vízigényét Kozma és Füri (1974, 1975, 1978) vizsgálta behatóan. Eszerint a rügyfakadás után csaknem egy hónapig a növény vízszükséglete még kicsi, s nem változik jelentős mértékben. A virágzászsendülés szakaszban a vízigény ugrásszerűen megnövekszik, s eléri a maximumát. Majd a zsendülés és a szüret közötti időszakban a vízfelhasználás ismét csökken. Az egyes fajták esetében a vízfelhasználás és az öntözés szempontjából fontos vízhiány eltérő lehet. Kozma és Füri (1978) erre vonatkozó adatait a 4.4 táblázat mutatja be.

4.4 táblázat Néhány szőlőfajta vízigénye és vízhiánya különböző fenofázisokban Fajta

RügyfakadásVirágzás

VirágzásZsendülés

Afuz Ali Gloria Hungariae Olimpia Pannónia kincse Szőlőskertek királynéja

17 13 12 11 12

114 88 57 66 60

Afuz Ali Gloria Hungariae Olimpia Pannónia kincse Szőlőskertek királynéja

3 5 2 2 1

ZsendülésSzüret

SzüretLombhullás

RügyfakadásLombhullás

72 78 53 64 57

17 35 63 33 35

220 214 185 174 164

51 60 39 48 46

9 21 27 20 19

145 142 98 111 99

Vízigény (mm)

Vízhiány (mm)

82 56 30 41 33

Növényfejlődés és időjárás. A szőlő fejlődése tavasszal a nedvkeringéssel indul meg és a rügypattanásig tart (4.5 táblázat). Ez a fejlődési fázis akkor indul meg, amikor a talaj hőmérséklete a gyökerek zöme által elfoglalt rétegekben eléri a 7-80C-t, általában 8 és 20 nap alatt megy végbe a meteorológiai viszonyoktól függően. A második fejlődési fázis a rügypattanástól a virágzásig tart. A rügypattanás április második felében szokott megindulni. A virágzás általában június első dekádjában kezdődik. A fázis átlagos hossza 40-55 nap. A napsütéses órák száma ezalatt 310 és 420, a hőmérséklet 15-160C, a csapadék mennyisége 60-120 mm.


4.5 táblázat A szőlő fenofázisainak átlagos időpontjai 1959-1969 Megfigyelő helyek

Rügyfakadás

Virágzás kezdete

Virágzás vége

Zsendülés kezdete

Termésbeérés

Lombhullás vége

Badacsony Pécs Eger Kecskemét Tarcal

04.18 04.16 04.28 04.28 04.27

06.09 06.07 06.10 06.06 06.01

06.16 06.20 06.18 06.14 06.14

08.23 08.17 08.24 08.19 08.04

10.11 10.16 10.03 10.13 10.13

11.16 11.18 11.09 11.15 11.16

A harmadik fejlődési fázis a virágzás kezdetétől a zsendülés kezdetéig tart, tehát június első dekádjától augusztus második dekádjáig. A fenofázis átlagos hossza 60-80 nap. A napsütéses órák száma 550-720, a hőmérséklet általában 19 és 21 fok között változik. A csapadék mennyisége 120-200 mm. A negyedik fejlődési fázis a zsendülés kezdete és az érés közötti időszak. Ez augusztus harmadik dekádjától október első dekádjáig tart. Az átlagos fázistartam 40-70 nap. A napfénytartam 280-520 óra, a hőmérséklet 16-170C, a csapadék mennyisége pedig 50-130 mm. A meteorológiai tényezők közül a sugárzásnak, valamint a hőmérséklet és a sugárzás komplex értékének (a radiotermikus indexnek) van minden fenofázisban jelentős hatása. Minél kisebb a radiotermikus index, annál hosszabb a fázis tartalma és megfordítva: minél nagyob az indexérték, annál rövidebb a fázistartam. A hőmérséklet szerepe elsősorban a rügyfakadás és a virágzás között jelentős (Szakály 1974). Produktivitás és időjárás. A növény fotoszintetizáló tevékenysége elsősorban a sugárzástól függ, mivel azonban a sugárzás más tényezőkkel együtt hat, a különböző szerzők egymástól sokszor eltérő adatokat közölnek. Amirdzsanov (1980) szerint a kompenzációs pont a 0,0025 és 0,0075 cal cm-2 min-1 (=1,75 W/m2 és 5,25 W/m2) fotoszintetikus sugárzás között következik be. Ennél erősebb sugárzás esetén a szerves anyag képződésének folyamata felgyorsul. A fotoszintézis sugárzástelítettsége 0,1-0,3 cal cm-2 min-1 (70-210 W/m2) értéknél következik be. Ezen érték felett tehát a sugárzás növekedésével a fotoszintetizáló tevékenység intenzitása tovább már nem növekszik. Mivel a legtöbb növénynél a kompenzációs pont a 0,01-0,025 cal cm-2 min-1 (7-18 W/m2) értéktartományba esik, látható, hogy a szőlőnél már kisebb sugárzásnál is meghaladja a képződött szerves anyag mennyisége a légzés által lebontott szervesanyag-mennyiséget. Ugyanakkor a legtöbb gazdasági növény sugárzástelítettsége 0,25-0,35 cal cm-2


min-1 (175-245 W/m2) értéknél következik be, ami viszont nagyjából megegyezik a szőlőre vonatkozó értékkel. A szőlőtermés országos átlagai 1966-1995 7000

Terméshozam (kg/ha)

6000

5000

4000

3000

2000

y = -0.2686x3 + 8.3311x2 + 31.614x + 3274.8 R = 0.6229

1000

0 0

5

10

15

20

25

30

35

Évek

4.4 ábra A szőlőtermés országos átlagainak évenkénti ingadozásai

Az időjárásnak a szőlő terméshozamára gyakorolt hatását a 4.4 ábrán láthatjuk. Az időjárás hatása - az adatokból kivehetően - hasonlóan jelentős, mint más gazdasági növényeknél. A megyei termésátlagok az 1966-1995 közötti 30 évre állnak a rendelkezésünkre. Látható az ábrából, hogy az első 20 évben (1966 és 1985 között) fokozatosan emelkedtek a terméshozamok, az 1990 utáni években pedig visszaesés tapasztalható, aminek valószínűleg az agrotechnikai eljárásokban keletkezett kedvezőtlen hatásoknak tulajdonítható. A változások tendenciája (az ábrán folytonos vonal) – mint ismeretes – az agrotechnikai szintet jellemzi, a trend körüli ingadozások pedig az időjárás hatását. Minél nagyobb az ingadozás, annál jelentősebb az időjárás hatása, s megfordítva: minél kisebb az ingadozás, annál nagyobb a termésstabilitás. A 4.5 ábrán látható, hogy az első 15 évben (1966 és 1980 között) az országos termésátlagok az agrotechnikai szint körüli ±20%-os ingadozást mutatnak. Ez alól az 1966-os és az 1974-es év volt csupán a kivétel, amikor a terméscsökkenés meghaladta a 20%-ot. A legnagyobb termésingadozás az 1980 és 1990 közötti években volt, amikor a termésingadozás mindkét irányban meghaladta a 20%-ot.


Az 1990 utáni években az agrotechnikai szint körüli ingadozás ismét 20%-on belül maradt. A szőlőtermés országos átlagainak trendeltérései 1966-1995 0.40 0.30

trendeltérések

0.20 0.10 0.00 -0.10 -0.20 -0.30 -0.40 -0.50 1960

1965

1970

1975

1980

1985

1990

1995

2000

Évek

4.5 ábra A szőlőtermés országos átlagai trendeltéréseinek évenkénti ingadozásai

A nagy mértékű ingadozás jól mutatja az évről-évre változó időjárás hatását. Az alma Az alma a mérsékelt égöv növénye. Termesztésének határai mind az északi, mind pedig a déli féltekén a 35. és a 60. szélességi fok. A növény élete tehát az ebben az övezetben jellemző éghajlati viszonyokhoz alkalmazkodott. Sugárzási viszonyok. Az almafákon a levelek különböző sugárzási viszonyoknak vannak kitéve. A levelek egymást árnyékoló hatása a levélfelület növekedésével nő. A sugárzási viszonyok mind a gyümölcs színére, mind pedig fotoszintézisre jelentős hatással vannak. A fotoszintézis esetében az árnyékoló hatás azt jelenti, hogy a korona belsejében levő olyan levelek, amelyek a korona külső szélén a napsugárzásnak kitett levelekre érkező sugárzásnak csak az 50 százalékát kapják, a napsugárzásnak kitett levelek asszimilációjának átlagosan csak 25-30 százalékát érik el (Avery 1975). Hőmérsékleti viszonyok. Az almánál a rügyek duzzadása 60C körüli napi középhőmérsékletnél indul meg. Ha a hőmérséklet tartósan meghaladja ezt az


értéket, akkor az alma vegetatív tevékenysége zavartalan, a növekedés folyamatos. Az alma számára a kedvező hőmérsékletek tartománya 15 és 300C között van. Amikor a léghőmérséklet meghaladja a 350C-ot, akkor már a légzésből származó szervesanyag-leépülés rendszerint meghaladja a fotoszintézis során képződött szerves anyag mennyiségét. Az alma érzékeny a tavaszi és őszi fagyokra is. Az almarügyek számára a -40C, a virágok számára a -20C és a gyümölcsök számára a -10C a kritikus érték. Nedvességi viszonyok. Az alma vízigényének alakulását Gergely és Stollár (1977, 1980) vizsgálta részletesen. A fák vízfelvétele és transzspirációja a rügypattanás utáni időszakban fokozatosan növekszik. Ekkor az átlagos napi transzspiráció 12-16 l/fa. Augusztustól a fák transzspirációja ismét csökken, s a tavaszi értékekhez hasonló lesz. Mivel az alma nem tartozik a szárazságtűrő gyümölcstermő növények közé, öntözése célszerűnek látszik. Amint az előzőekben bemutattuk, a legnagyobb vízfogyasztás a nyári hónapkra esik (az évi vízfogyasztásnak mintegy a 70 százaléka), az öntözés iránti igény is ebben az időszakban a legjelentősebb.

4.6 ábra A hőmérséklet hatása az alma fejlődésére az I. szakaszban


Növényfejlődés és időjárás. A rügypattanás átlagos időpontja március végére, április elejére tehető. A virágzás április második felében, többnyire a harmadik dekádban következik be. A fázis átlagos időtartama 12-25 nap. A rügypattanástól a virágzásig terjedő időszak szoros kapcsolatban van a hőmérséklettel. Az összefüggés jellege olyan, hogy ha alacsonyabb értékeknél (9-100C) változik 1 fokot a hőmérséklet, akkor a növény erre 4-5 napos fáziseltolódással válaszol, ha magasabb értékeknél (14-150C), akkor csak 1-2 napos fáziseltolódással (4.6 ábra). Ez a fázis általában 6 és 180C között következik be. A virágzás kezdete és a sziromhullás vége közötti időszak hossza 12-25 nap, mivel az április második felében kezdődő virágzás után többnyire május első és második dekádjában fejeződik be a sziromhullás. A virágzás fázisának lebonyolódása szintén erőteljesen függ a hőmérséklettől. A fázis általában 9 és 240C közötti hőmérsékletek között zajlik. Az alacsonyabb (100C körüli) értékeknél 1 0C-os hőmérséklet változás 3-4 napos fázisváltozást, magasabb értékeknél (200C) pedig csak 1 napos fázisváltozást idéz elő (4.7 ábra).

4.7 ábra A hőmérséklet hatása az alma fejlődésére a II. szakaszban


A sziromhullás vége és a szedésre érettség közötti időszak átlagos hossza 130160 nap. A május első és második dekádjában befejeződó sziromhullás után ugyanis csak szeptember végén, október elején érik be a termés. Ebben az időszakban az átlaghőmérsékletek általában 16 és 240C között változnak, s szoros kapcsolatban vannak a fázis tartalmával. Az alacsonyabb értékeknél (17-180C körül) az 1 fokos hőmérséklet változás 10-11 napos fázistartam változást, magasabb értékeknél (200C körül) pedig csak 5-6 nap fázistartam változást okoz (4.8 ábra).

4.8 ábra A hőmérséklet hatása az alma fejlődésére a II. szakaszban

Produktivitás és időjárás. Szabadban, talajba süllyesztett tenyészedényekben fiatal almafák 163 levelén végzett vizsgálatok alapján Avery (1975) azt találta, hogy 0,0034-0,010 cal cm-2 min-1 (2,38-7 W/m2) fotoszintetikusan aktív sugárzásintenzitásnál található a kompenzációs pont. Ezután a sugárzás


erősségének növekedésével a fotoszintézis intenzitása is növekszik, s 0,17-0,24 cal cm-2 min-1 (120-170 W/m2) sugárzáserősségnél már az asszimiláció eléri a maximális 80 százalékát. Az asszimiláció a maximumát 0,40-0,47 cal cm-2 min-1 (280-330 W/m2) sugárzásintenzitásnál éri el. Ezek az adatok teljes napfényben levő levelekre vonatkoznak. Az árnyékban levő leveleknél az asszimiláció maximális értéke kisebb, és ezt már 0,27-0,47 cal cm-2 min-1 (190-330 W/m2) mellett elérik. Az árnyékban levő leveleknél ugyanakkor kisebb a légzésből származó anyagveszteség is, ami 20 foknál a maximális asszimiliáció 4-10 százaléka.

IRODALOM 219 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

Irodalom Amirdzsanov, A. G. (1980): Szolnyecsnaja ragyiacija I produktyivnoszty vinograda. Gidrometeoizdat. Leningrad. Anda A., Hunkár M. (1984): Fotoszintetikusan aktív sugárzás behatolása különböző sűrűségű őszi búza állományokba. Növénytermelés. Tom. 33. No, 4. 305-311. o. Antal E. (1978): Az éghajlati erőforrás és mezőgazdasági jelentősége. Időjárás, 82., 78-89. o. Antal E., Posza I., Tóth E. (1972): A kukorica öntözésének agrometeorológiai alapjai. Időjárás, 76. évf. 302-313. o. Antal E., Posza I., Tóth E. (1974): A kukorica hő- és vízháztartásrendszerének kapcsolata az öntözővíz-szükségletével. Beszámolók az 1971-ben végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, XXXVIII. kötet, Budapest, 142-158. o. Avery, D. J. (1975): Effects of climatic factors on the photosynthetic efficiency of apple leaves. In: Climate and Orchard, Commonwealth Agricultural Bureaux, 25-31. o. Bacsó N. (1946): Az éghajlattan elemei növénytermesztők számára. Budapest. Bacsó N., Kakas J., Takács L. (1953): Magyarország éghajlata. OMI Hivatalos Kiadványa XVII. kötet Bacsó N. (1959): Magyarország éghajlata. Akadémiai Kiadó, Budapest, 302 o. Batta E. (1954): Talajfagy adataink a gyakorlat szolgálatában. Beszámolók az 1954-ben végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, XIX. kötet, Budapest, 98-108. o. Baumgartner, A. (1979): Climatic variability and forestry. World Climate Conference, WMO, Geneva, 273-279. o. Béll B. (1982): Hazánk természeti erőforrásai – Légköri erőforrások. Időjárás, 86., 45-50. o. Berényi D. (1967): Mikrometeorológia. Akadémiai Kiadó, Budapest. Berényi D., Justyák J. (1956): Fenológiai felvételezés hegyvidéki szőlőállományban. Időjárás, 60. évf. 104-11. o. Bolin, B. (1979): Global ecology and man. World Climate Conference, WMO, Geneva, 24-38. o. Burgos, J. J. (1986): Equilibrum and extreme climatic conditions of world’s biomes and agrosystems.Land use and agrosystem management under severe climatic conditions. WMO Technical Note No. 148. 12-56. o. Campbell, I. M. (1977): Energy and atmosphere. A physical-chemical approach. John Wiley and Sons Ltd, London.

220 IRODALOM –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

Climate and Food (1976): Climatic Fluctuation and U.S. Agricultural Production. National Academy of Sciences. Washington. Conrad, V., Pollak, L. W. (1963): Methods in Climatology. Cambridge. Czelnai R. (1978): A légköri és szoláris erőforrások kutatása és feltárása. Időjárás, 82., 185-191. o. Csirkov, J. I. (1979): Agrometyeorologija. Gidrometeoizdat, Leningrad. Füri J., Kozma F. (1975): A szőlő evapotranszspirációja. II. Beszámolók az 1972-ben végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, XXXIX. kötet, Budapest, 280-284. o. Füri J., Kozma F. (1978): A szőlő tényleges evapotranszspirációja és öntözővíz-szükséglete. Beszámolók az 1975-ben végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, XLII. kötet, Budapest, 181-194. o. Geiger, R. (1961): Das Klima der Bodennahen Luftschicht, Spriger Verlag, Berlin. Gergely I., Stollár A. (1977): Az almaállomány vízháztartás-vizsgálatának eredményei. Beszámolók az 1973-ban végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, XLI. kötet, Budapest, 138-144. o. Gergely I., Stollár A. (1980): Almaültetvények és tenyészedényben nevelt fák vízfogyasztásának vizsgálata. Beszámolók az 1978-ban végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, XLIV. kötet, Budapest, 138-145. o. Gorisina, T. K. (1979): Ekologija rasztenyij. Viszsaja skola, Moszkva. Hare, F.K. (1981): Climate impact on food supplies: can it be identified? AAAS Selected Symposium, Westview Press, Inc., Boulder, 9-21. o Hartmann, D. L. (1994): Global Physical Climatology. Academic Press, New York, 408. o. Jones, H. G. (1983): Plants and microclimate. University Press, Cambridge. Kozma F. (1964): Szőlőtermesztés I. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. Kozma F., Füri J. (1974): A szőlő evapotranszspirációja. Beszámolók az 1971-ben végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, XXXVIII. kötet, Budapest, 215-226. o. Láng G. (1976): Szántóföldi növénytermesztés. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. Láng I. (1983): Biológiai erőforrások. Kossuth Kiadó, Budapest. Major Gy. szerk. (1984): A légköri erőforrások hasznosítása az energiagazdálkodásban Magyarországon. OMSz Hivatalos Kiadványai, LVII. kötet, Budapest. Mason, B. J. (1979): Some results of climate experiments with numerical models. World Climate Conference, 124-146. oldal. Mezőgazdasági statisztikai zsebkönyv (1990): Statisztikai Kiadó, Budapest. Morgan, W. B., Munton, J. C. (1971): Agricultural Geography. Methuen, London.

IRODALOM 221 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

Munn, R. E., Machta, L. (1979): Human activities that affect climate. World Climate Conference, WMO, 101-123. o. Palmer, C. W. (1965): Meteorological drought. Research Paper No. 45. Department of Commerce, Washington. Petrasovits I., Balogh J. (1975): Növénytermesztés és v0zgazdálkodás. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. Péczely Gy. (1979): Éghajlattan. Tankönyvkiadó, Budapest. Péczely Gy. (1981): Éghajlattan. Tankönyvkiadó, Budapest. Péczely Gy. (1986): A Föld éghajlata. Második kiadás.Tankönyvkiadó, Budapest. Penman, H. L. (1971): Water as factor in productivity. In: Wareing, P. F., Cooper, J. P. (ed.): Potential Crop production. A case study. Heinemann Educational Books, London. 89-99. o. Pethő M. (1993): Mezőgazdasági növények élettana. Akadémiai Kiadó, Budapest. Petr, J., Cerny, V., Hruska, L. (1985): A főbb szántóföldi növények termésképződése, Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. Polevoj, A. N. (1981): Metogyicseszkije poszobije po razrabotke gyinamikosztaticseszkih metodov prognozirovanyija urozsanosztyi szelszkohozjajsztvennih kultu. Gidrometeoizdat, Leningrad. Réthly A. (1962): Időjárási események és elemi csapások Magyarországon 1700-ig. MTA Budapest. Réthly A. (1970): Időjárási események és elemi csapások Magyarországon 1701-1800. MTA Budapest. Réthly A. (1999): időjárási események és elemi csapások Magyarországon 1801-1900. OMSz Budapest. Riley, D., Spolton, L. (1974): World weather and climate. University Press, Cambridge. Rosenberg, N. J., Blad, B. L., Verma, S. B. (1983): Microclimate.The biological enviroment. Wiley-Interscience Publication, John Wiley and Sons, New York. Slater L.E. (1981): Three approaches to reducing climate’s impact. Climate impact on food supplies. Westview Press, Boulder, Colorado, 99-130. o Sutcliffe, J. (1982): A növények és a víz. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. Szabó J. (1992): A víz földrajza. In: Általános természetföldrajz. Szerk.: Borsy Z. Nemzeti Tankönyv Kiadó, Budapest. Szakály J. (1963): Hazai őszibúza-fajták fenológiai jelenségei. Beszámolók az 1962-ben végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, XXVI. kötet, 334-348. o.

222 IRODALOM –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

Szakály J. (1968): A rozs és az őszi árpa kezdeti fejlődésének meteorológiai feltételei és a fejlődési szakaszok hőösszegei. Beszámolók az 1966-ban végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, XXXI. kötet, 152-162. o. Szakály J. (1974): Szőlő. In: Agroklimatológia és növénytermesztés. Budapest. 116-126. o. Szalai Gy., Varga-Haszonits Z. (1980): Az őszi búza terméshozamának előrejelzése csapadék- és hőmérséklet adatok alapján. Növénytermelés, 1. szám, 37-43. o. Szász G. (1985): A klimapotenciál fogalma és alkalmazása a mezőgazdasági termelésben. In: A klimapotenciál és az agrometeorológiai információk népgazdasági használata. Magyar Meteorológiai Társaság, Budapest. Thyll Sz. Szerk. (1996): Környezetgazdálkodás a mezőgazdaságban. Mezőgazda Kiadó, Budapest. Tóth E. (1978): A kukorica evapotranszspirációja, tényleges száma és vízhasznosítása különböző tápanyag- és vízellátás mellett. Beszámolók az 1975ben végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, LXV. kötet, 241-255. o. Varga-Haszonits Z. (1964): A megművelt talaj hőmérséklete. Beszámolók az 1963-ban végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, XXVII. kötet, 108-112. o. Varga-Haszonits Z. (1974): Magyarország éghajlati adottságai. In: Botos L. és Varga-Haszonits Z. szerk. Agroklimatológia és növénytermesztés, MÉMOMSz, Budapest, 5-16. o. Varga-Haszonits Z. (1977): Agrometeorológia. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. Varga-Haszonits Z. (1981): A gazdasági növények terméshozamának éghajlati potenciálja. MTA X. osztályának Közleményei. 14., No. 2-4, 253-270. o. Varga-Haszonits Z., Tölgyesi L. (1989): A növénytermesztés éghajlati jellemzői I-II. Alkalmazkodó Mezőgazdaság Rendszere, TK 5 Program, Tanulmány, Budapest, Varga-Haszonits Z. - Tölgyesi L. (1990): A globálsugárzás és a fotoszintetikusan aktív sugárzás számítása rövid időszakokra. Beszámolók az 1986-ban végzett tudományos kutatásokról, OMSz, Budapest, 83-106. o. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs., Schmidt R., Vámos O. (1999): A fontosabb gazdasági növények sugárzáshasznosítása Magyarországon. Növénytermelés, Tom 48, No.2, 189-197. o. Weingartner (1968): Különböző felszínek és növényállományok albedója. Beszámolók az 1967-ben végzett tudományos kutatásokról, OMI Hivatalos Kiadványai, XXXIV. kötet, 431-437. o. Wilhite, D. A., Glantz, M. H. (1987): Understanding the drought phenomenon: The role of definitions. Planning for drought. Toward a Reduction

IRODALOM 223 –––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

of Societal Vulnerability. Ed. By Wilhite, Easterling and Wood. Westview Press, Boulder, Colorado, 11-27. o. WMO CAgM Report (1983): Effects of climate variability on agriculture and of agricultural activities on Geneva. No. 17, Geneva. No. 17, Geneva.

A szöveg összeállításánál az alábbi, OTKA nyilvántartási szám feltüntetésével megjelent pulikációinkra alapoztunk: Varga-Haszonits Z., Varga Z. (1998): A meteorológiai tényezők hatása a kukorica fenofázisainak tartamára. Növénytermelés. Tom. 47. No. 5. 503-512. o. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs., Kajdi F., Vámos O. (1998): A meteorológiai tényezők szerepe a kukorica termésstabilitásának alakukásában. Acta Agronomica Óváriensis, Vol. 40, No. 1.27-35 o. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs., Kajdi F., Vámos O. (1998): A kukorica vízellátottsági viszonyainak éghajlati elemzése 110 éves éves adatsorok alapján. Acta Agronomica Óváriensis, Vol. 40, No. 1. 37-35. o. Varga-Haszonits Z. (1998): A vegetációs periódus alatti meteorológiai viszonyok hatása a termés alakulására. Meteorológiai Tudományos Napok 1998. 63-72. o. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs., Vámos O. (1999): Hazánk hőmérsékleti és csapadékviszonyainak elemzése 110 évi adatsorok alapján. Acta Agronomica Óváriensis. Vol. 41. No. 1. 75-88. o. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs., Schmidt R., Vámos O. (1999): A fontosabb gazdasági növények sugárzáshasznosítása. Növénytermelés. Tom 48. No.2. 189-197. o. Varga Z. (1999): A kukorica (Zea mays L.) vegetációs periódusa alatti meteorológiai viszonyok összehasonlító vizsgálata. Acta Agronomica Óváriensis.Vol. 41. No. 1. 61-73. o. . Varga-Haszonits Z., Varga Z., Vámos O., Lantos Zs., Schmidt R., Bussay A. (2000): Az 1951-90 közötti időszak termikus jellemzőinek agroklimatológiai elemzése. Acta Agronomica Óváriensis.Vol. 42. No. 2. 199-212. o. Varga-Haszonits Z., Vámos O., Varga Z., Lantos Zs., Schmidt R., Bussay A. (2000): Az 1951-90 közötti időszak nedvességi jellemzőinek agroklimatológiai elemzése. Acta Agronomica Óváriensis.Vol. 42. No. 2. 183-198. o. Varga Z., Varga-Haszonits Z., Lantos Zs. (2001): A kukorica hőmérsékleti és nedvességi igényének meghatározása a terméshozamokra gyakorolt hatás alapján. Növénytermelés (megjelenés alatt)

Tartalomjegyzék Oldal Bevezetés

1

1. Az éghajlat és a környezet 1.1 Az éghajlat és a mezőgazdasági termelés 1.2 Éghajlatalakító tényezők 1.3 Hazánk éghajlata és a földrajzi környezet

3 3 25 46

2. A növénytermesztés éghajlati feltételei 2.1 A termikus éghajlati elemek idő- és térbeli eloszlása 2.2 A higrikus éghjlati elemek idő- és térbeli eloszlása 2.3 A levegő nyomása és mozgása

63 63 94 119

3. A növénytermesztés éghajlati adottságai 3.1 Természetes periódusok, vegetációs periódus 3.2 Éghajlati körzetek, éghajlati potenciál 3.3 Éghajlati káros jelenségek

123 123 153 167

4. Az éghajlat és a fontosabb gazdasági növények 4.1 Az éghajlat és a szántóföldi növények 4.2 Az éghajlat és a kertészeti növények

195 195 209

Irodalom

219

Magyarország éghajlati erőforrásainak agroklimatológiai elemzése

Recommend Documents