Mozdúlni kezd a levegı, Halk, de hővös fuvalom jı, És tılem suttogva kérdi: Nem legjobb-e sosem élni? Petıfi Sándor: Édes öröm, ittalak már… (részlet)
Nyomásfelületek, abszolút és relatív topográfiák Makra László
A légnyomás térbeli eloszlása → bárikus gradiens; → a szél sebessége és iránya; → a légtömegek áthelyezıdése; Definíció: A légnyomás területi eloszlásának rendszerét légnyomási, vagy bárikus mezınek nevezzük. A bárikus mezı ábrázolható az • adott magassági szintre vonatkozó légnyomáseloszlás izobártérképével; (z = konstans, izobárok, a magasságot a tengerszinttıl számítják, leggyakrabban: z = 0) • adott nyomásfelület magasságát feltüntetı nyomástopográfiai térképpel (abszolút topográfia); (p = konstans, izohipszák, a magasságot a tengerszinttıl számítják, leggyakrabban: p = 850, 700, 500, 300, 200, 100, 50, 25 mb, jelölése: pl. AT 700 ≡ a 700 mb-os nyomásfelület abszolút topográfia térképe)
Feladat: Az abszolút topográfiák izohipszái alapján hogyan számíthatjuk ki a geosztrófikus szél sebességét? Másképp: a bárikus gradiens hogyan fejezhetı ki az izohipsza gradiens segítségével? Azaz: Az abszolút topográfia értelmezése
dp = dn
dz f =? dn
Tekintsük az egymással párhuzamos p, p – dp, p + dp nyomásfelületek függıleges metszetét. A z + dz és a p szintek metszetében lévı B pontot vetítsük le a p + dp szintre. A kapott B’ -pontból szerkesszük meg a z + dz -vel párhuzamos z sík metszetét, mely az A pontban metszi a p felület síkmetszetét. A p nyomásfelület vízszintessel bezárt szöge:
dz tgα = dn
Kapcsolatot keresve a magasság- és a nyomásváltozás között, tekintsük a sztatika alapegyenletét:
dp = − g ⋅ ρ ⋅ dz Ebbıl fejezzük ki dz-t:
1 dz = − ⋅ dp g⋅ρ
Most helyettesítsünk be a tg α formulájába:
1 dp tgα = − ⋅ g ⋅ ρ dn A kétféle módon kifejezett tg α jobboldalai megegyeznek:
dz 1 dp =− ⋅ dn g ⋅ ρ dn
Mivel a
dz dn
izohipsza gradiens vektor a z + dz szint felıl a z szint
felé irányul, ezért elıjele negatív. Ekkor:
dp dz = g⋅ρ⋅ dn dn
Írjuk föl a geosztrófikus szél sebességét meghatározó formulát:
1
dp vg = ⋅ 2 ⋅ ω ⋅ ρ ⋅ sin ϕ dn Most írjuk be ebbe a képletbe a bárikus gradiensnek az izohipsza gradienssel kifejezett értékét (az elızı egyenlet!):
g dz vg = ⋅ 2 ⋅ ω ⋅ sin ϕ dn ⇒ az izohipsza gradiensen alapuló formula elınye: kiküszöböli a magassággal változó ρ levegısőrőséget; ⇒ bármely nyomásszint abszolút topográfia térképére egységesen alkalmazható; Munkaformula gyakorlati célokra: • az AT -térképeken a nyomásszint magasságának izohipszáit vertikálisan 40 m-enként ábrázolják; • az AT -térképeken a szomszédos izohipszák közötti távolságot a nyomásfelület mentén km-ben adják meg;
Eszerint:
∆z = 40 m ∆n (km) = 103·∆n (m) g = 9,80665 m⋅s-2 ω = 7,292⋅10-5 s-1
Behelyettesítve kapjuk:
9,80665 40 2689 vg = ⋅ 3 = −4 1, 458 ⋅10 ⋅ sin ϕ 10 ⋅ ∆n sin ϕ ⋅ ∆n
m ⋅ s −2 ⋅ s ⋅ m ⋅ m−1
⇒ m ⋅ s −1
⇒ Az abszolút topográfiák izohipszái a légáramlás irányát, a légrészek áramlási pályáit éppen úgy határozzák meg, mint az izobárok;
AT 700 3080 m m 3000
A
M
3040 mm 3040
3000 m 3000 m
M A 3080 m 3000 m 3000300
3040 m 3000 m
Definíció: Azokat a nyomástopográfiai térképeket, ahol az izohipszák két megadott nyomásfelület függıleges menti távolságának értékeit tüntetik föl, relatív topográfiáknak nevezzük. Jelölése: RT p2 / p1
A relatív topográfiák fizikai tartalmát a két adott nyomásfelület vertikális távolságát megadó formula szemlélteti:
∆z = 67,345 ⋅ Tm ⋅ (log p1 − log p2 ) • mivel p1 és p2 adott ⇒ ∆z kizárólag Tm -tıl függ; • nedves levegı esetén Tm helyett Tvm -mel számolunk;
⇒ a relatív topográfiák hımérsékleti térképek; A fenti formulából:
0, 01435 ⋅ ∆z Tvm = log p1 − log p2
A gyakorlati meteorológiában leggyakrabban használt RT -térképek: • • •
RT 500 / 1000: a tropszféra alsó felének hımérsékleti viszonyai; RT 300 / 500: a tropszféra felsı felének hımérsékleti viszonyai; RT 700 / 1000: a tropszféra alsó harmadának hımérsékleti viszonyai;
AT -térképek: a szél sebességét és irányát jelzik különbözı magassági szintekben; RT -térképek: az adott légréteg hımérsékletét határozzák meg;
⇒ ha egy RT izohipszáira ráhelyezzük a közbülsı nyomásfelület AT izohipszáit, akkor adott koordináták fölött meghatározhatjuk a várható hımérséklet-változás elıjelét és mértékét;
A hımérséklet advektív megváltozásának megállapítása prognosztikai jelentıségő; Elemzése leggyakrabban: RT 500 / 1000 és AT 700 térképek együttes alkalmazásával; A hımérséklet mellett más meteorológiai jellemzık advektív változása is elemezhetı.
A felhı kimerült, A szélvihar elült, Lágyan zsongó habok Ezer kis csillagot …..Rengetnek a Dunán. Arany János. V. László (részlet)
A légkör egyensúlyi állapotai
Az idıjárási folyamatok várható fejlıdésének elemzése → létrejöhetnek-e / felerısödhetnek-e a légkörben függıleges légmozgások, vagy sem; • • •
intenzív feláramlások → felhı- és csapadékképzıdés; leszálló légmozgások → a felhızet feloszlik, a levegı kiszárad; függıleges légmozgások → a levegı átkeveredik, a felszín közeli szennyezıanyag koncentrációk felhígulnak;
Hogyan következtethetünk függıleges légmozgások kialakulására? A légkör egyensúlyi állapotának a tanulmányozásával;
Tekintsünk egy légoszlopot, s abban tetszıleges magasságban egy levegırészecskét, melynek állapotjelzıi megegyeznek a környezet levegıjének állapotjelzıivel. Vegyük azt a gyakori esetet, amikor az adott levegırészecske adiabatikusan vertikális elmozdulást végez, s eközben a rá ható nyomás (saját/individuális nyomás ≡ p) állandóan azonos marad a környezetének azonos magasságban ható nyomással (környezeti/lokális nyomás ≡ p* ). Azaz: p = p* A légrészecske saját (individuális) állapothatározói: ρ , p, T, A környezı levegı (lokális) állapothatározói: ρ* , p*, T*,
A vertikálisan elmozduló légrészecske ún. individuális hımérséklete (T) általában nem lesz egyenlı környezetének ún. lokális hımérsékletével (T*); Mivel
⇒
p = p*
ρ ⋅ R ⋅ T = ρ * ⋅R ⋅ T * ρ ⋅ T = ρ * ⋅T * T ρ* = T* ρ
Innen adódik, hogy a T és T*, illetve a ρ és ρ* között az alábbi relációk lehetségesek: a. ha T < T* ⇒ ρ > ρ* b. ha T > T* ⇒ ρ < ρ* c. ha T = T* ⇒ ρ = ρ*
Vezessük be a következı jelöléseket: Γ = a légrészecske környezetének függıleges menti lokális hımérsékleti gradiense; γ = száraz adiabatikus hımérsékleti gradiens; β = nedves adiabatikus hımérsékleti gradiens; Tegyük föl továbbá, hogy:
T 0 = T 0* , ahol
T0 = a légrész kezdeti állapotban felvett individuális hımérséklete; T0* = a környezı levegı lokális hımérséklete;
Ha a légrész ∆z mértékő vertikális elmozdulást végez, a végállapotban a következı hımérsékleteket veheti föl: vertikális elmozdulás
individuális
lokális hımérséklet
emelkedés süllyedés
T = T0 – γ·∆z T = T0 – β·∆z T = T0 + γ·∆z
T* = T0 – Γ·∆z T* = T0 + Γ·∆z
Az elızıkben feltettük, hogy a kiindulási állapotban az individuális és a lokális hımérsékletek megegyeznek, azaz: T0 = T0*; • emelkedésnél a kondenzációs szintig γ-val, afölött β-val számolunk; • süllyedésnél mindig γ -val számolunk;
Tekintsük a függıleges menti individuális és lokális hımérsékleti gradiensek következı relációit: 1. 2. 3.
Γ<γ Γ>γ Γ=γ
telítetlen levegıben telítetlen levegıben telítetlen levegıben
4. 5. 6.
Γ<β Γ>β Γ=β
telítetett levegıben telítetett levegıben telítetett levegıben
Határozzuk meg az emelkedı légrész egyensúlyi állapotát az alábbi kiindulási paraméterek ismeretében:
Γ < γ ∆z > 0 Emelkedéskor az individuális levegıben: a lokális levegıben:
T = T0 − γ ⋅ ∆z T * = T0 − Γ ⋅ ∆z
Vonjuk ki a rendre a bal-, illetve a jobboldalakat egymásból:
T − T * = (Γ − γ ) ⋅ ∆z Innen, mivel Γ < γ és ∆z > 0 ⇒ T < T*; Ugyanakkor tudjuk, hogy ha T < T* ⇒ ρ > ρ* Hogyan magyarázzuk ezt az eredményt? Ha a száraz légrész a megadott feltétel (Γ < γ) mellett emelkedik, ∆z úthossz megtétel után, a végállapotban saját hımérséklete (T) kisebb lesz, mint a környezeté (T*) ⇒ ennélfogva sőrőbb lesz, s visszasüllyed a kiindulási magasságba. Vertikális elmozdulás esetén az individuális és lokális hımérsékleti gradiensek többi relációjára is a végállapot egyensúlyi helyzete hasonló módon határozható meg.
A légrész egyensúlyi állapotának összefoglaló táblázata egyensúlyi állapot
telítetlen
telített levegı
szilárd ingatag semleges
Γ<γ Γ>γ Γ=γ
Γ<β Γ>β Γ=β
A légrész egyensúlyi állapotának grafikonjai
Γ γ
γ Γ Γ
γ
γ : folyamatos; Γ : szaggatott
Definícó: A lokális hımérsékleti gradiens szerinti, a légkörben ténylegesen tapasztalható magassági hımérsékletváltozás grafikonja a hımérsékleti állapotgörbe.
A leggyakoribb eset a légkörben: A felemelkedı légrész hımérséklete elıször γ szerint, majd a kondenzációs szint fölött β szerint változik. Mivel β < γ ⇒ ∃ olyan Γ , hogy β ≤ Γ ≤ γ ⇒ száraz adiabatikus szakasz: a légrész egyensúlyi állapota szilárd; ⇒ nedves adiabatikus szakasz: a kondenzációs szint fölött, egy bizonyos magasság elérése után az emelkedı légrész melegebbé válik környezeténél;
⇒ e két szint között a légrész egyensúlyi állapota feltételesen ingatag, azaz e két szint között még a Γ ≤ β reláció áll fenn; azaz e két szint között bármely pontban a β görbéjéhez húzott érintı meredeksége nem nagyobb, mint a Γ meredeksége;
Feltételesen ingatag egyensúlyi állapot β
A feltételesen ingatag egyensúlyi állapot vertikális zónája
γ
INGATAG EGYENSÚLY ÁLLAPOT 1. Kialakulásának oka: • a talajfelszínen erıs fölmelegedés, de a magasabban fekvı légrétegek késıbb melegszenek ⇒ megnı Γ ⇒ bekövetkezik a Γ > γ vagy a Γ > β állapot → ingatag egyensúly; • magasabb légrétegekben hideg beáramlás → lehőlés; de a talajfelszín késıbb hől ⇒ megnı Γ ⇒ bekövetkezik a Γ > γ vagy a Γ > β állapot → ingatag egyensúly;
zivatarcellák – az ingatag egyensúlyi állapot példái
2. Évszakos és napszakos elıfordulása: mérsékelt öv: tavasz – ısz, délelıtt: helyi fölmelegedés → gomolyfelhı-képzıdés: Cu Hu → Cb ⇒ helyi zápor, zivatar (trópusok) délután: a talaj lehől ⇒ szilárd egyensúly ⇒ a felhızet feloszlik;
SZILÁRD EGYENSÚLYI ÁLLAPOT 1. Jellemzıi: Fennállásakor spontán feláramlások nincsenek ⇒ felhıképzıdés nincs; ⇒ csapadékképzıdés nincs; ⇒ a szennyezıanyagok felhalmozódnak;
2. Speciális esetei: • izotermia; • hımérsékleti inverzió; talaj közeli inverzió oka: erıs talaj menti lehőlés, fıként hóborította felszín fölött derült téli éjszakákon; inverzió a magasabb légrétegekben oka: egy hideg légréteg fölött leszálló légmozgások alakulnak ki ⇒ fölmelegedés;
• erıs hımérsékleti inverzió; csak talaj közelben; hó- és jégfelszíneken (szélsıséges esetek): Antarktisz, Grönland, Kelet-Szibéria: (tfelszín = -50 ºC; -60 ºC; t1,5 km – 2 km = -25 ºC; -30 ºC); tengerpartokon, hideg tengeráramlásokkal: alulról hőtik a levegıt; Dél-Amerika: É-Chile, Peru → Perui áramlás; Észak-Amerika: Közép-Kaliforniai partok → Kaliforniai áramlás; Délnyugat-Afrika: → Benguela áramlás;
Egyszer megláttam a ködöt A nagy fényességek mögött. És meghallottam egyszer én, Hogy túl harcom vad zörején, Akárha lent, akárha fönt, A szegényé csupán a csönd. A köd, a csönd sosem ragyog. Én már ködbıl, csöndbıl vagyok. József Attila: Ködbıl, csöndbıl (részlet)
Inverziós hımérsékleti rétegzıdés → szünetelnek a vertikális légmozgások ⇒ nagyvárosok levegıjében ekkor feldúsulnak a szennyezıanyagok;
SZMOG = SMOKE + FOG (FÜSTKÖD); Des Voeux, 1905
…a főszálak elszomorodtak, Kis homlokukat eltakarták, A bogarak szivére köd jött S a főszálakat összemarták. József Attila: A paradicsom életté lesz (részlet)
1. London típusú szmog (redukáló szmog): Keletkezése: a fosszilis tüzelıanyagok (szén) elégetése ⇒ nagy koncentrációban SO2 + korom kerül a levegıbe ⇒ a levegı lehől ⇒ kondenzáció a koromszemeken; Keletkezı anyagok: (H2O + SO2) ⇒ H2SO3; Létrejöttének idıjárási feltételei: mérsékelt öv, téli félév, inverziós légállapot, magas relatív nedvesség, t = 1 ºC ; 4 ºC, Bioklimatológiai következményei: tüdıtágulás, hörghurut, véralvadás, tüdıgyulladás;
Szélsıséges példája: London, 1952. december 14-18 (5 nap); (SO2)ccmax = 3700 µg⋅m-3; -3 (SO2)EUEU-küszö szöb = 100-150 µg·m (napi közép); (SO2)WHO = 125 µg·m-3; (füst)ccmax = 4460 µg·m-3; -3 (BS) EUEU-küszö szöb = 50 µg·m ; Részletek még: Makra László (honlap) → oktatási segédanyagok → Regionális idıjárási helyzetek és légszennyezettség → Légszennnyezettség történet II.
Brummog a bıgı, elhervad a hold, Fenékig issza a vıfély a bort, Már szürkül lassan a ködös határ, És a határban a Halál kaszál... Juhász Gyula: Tápai lagzi (részlet)
2. Los Angeles típusú szmog (oxidáló, vagy fotokémiai szmog): Keletkezése: nyáron, erıs napsugárzás (u.v.) hatására, közlekedési eredető szennyezıanyagok NOx, CH) közremőködésével, fotokémiai reakciók révén; Keletkezı anyagok: O3, PAN (= peroxi-acetil-nitrát), HNO3, H2O2; Létrejöttének idıjárási feltételei: nyár, stabil légállapot → pl. Kaliforniai hideg áramlat; Bioklimatológiai következményei: ha cc(PAN) > 0,02 ppm ⇒ órákon belül károsít emberi egészséget, vegetációt, épített környezetet;
Füstköd nagyváros fölött
redukáló szmog
London, 1952. december 14-18.
Füstköd nagyváros fölött oxidáló/fotokémiai szmog
Los Angeles, 2003. augusztus 10.
Mára befejeztük, jó éjszakát!
