Download
1 / 86
860 likes | 1.03k Views
A HŐMÉRSÉKLET ELŐREJELZÉSE. 1. A hő meteorológiai jelentősége és a hőmérséklet fogalma.
E N D
1. A hő meteorológiai jelentősége és a hőmérséklet fogalma A Nap elektromágneses sugárzásának átlagosan kevesebb, mint 50%-a a Föld felszínén nyelődik el és alakul hővé. Ehhez a hőmennyiséghez a légkör molekuláris hővezetés (nem effektív) útján közvetlenül, illetve közvetve felszíni párologtatás, illetve konvektív hőáram (effektív) formájában jut hozzá. Mivel a besugárzott energiamennyiség egyenlőtlenül oszlik el a Földön, ezért a termikus és így nyomási egyenetlenség miatt kialakulnak a nagy kiegyenlítő légáramlások, a nyomási képződmények (ciklon, anticiklon). Ezek a képződmények hivatottak kiegyenlíteni a nagy hőmérsékleti, illetve nyomási különbségeket az Egyenlítő és a pólusok között, ezért jelentősen módosítják a csillagászatilag lehetséges hőmérsékleti eloszlást! A hőmérséklet előrejelzése
Emiatt a hőmérséklet előrejelzésénél a besugárzási szempontok mellett figyelembe kell venni a légköri mozgások okozta hőmérséklet-változásokat is. Hőmérséklet: a levegő felmelegedési foka (a légköri molekulák és atomok átlagos mozgási energiája). Mérése 2 m magasságban, szabványosan kialakított körülmények között történik. Fontos, hogy mi ezt a hőmérsékletet érzékeljük, de a hőérzetünk ennél magasabb és alacsonyabb lehet a légköri nedvesség, illetve szélviszonyok függvényében. Pl. -nedves levegőben viszonylag magas hőmérsékletet melegebbnek érzünk, mivel szervezetünk kevésbé veszít hőt párologtatással. Ellenkező esetben a száraz levegőt egyéntől függően érezhetjük akár hidegebbnek is. -erős szélben az intenzívebb párologtatás miatt mindig alacsonyabbnak érezzük a levegő hőmérsékletét, de különösen igaz ez hideg légtömegben. A hőmérséklet előrejelzése
2. A hőmérséklet változásának okai • Használjuk fel a dinamikus meteorológiából jól ismert Euler- • féle operátort a hőmérséklet változásának kifejezésére: • kifejezi a hőmérséklet lokális megváltozását, azt a változást, amit a mérőállomáson regisztrálunk és ahova az előrejelzést készítjük. • 2.1. A hőmérséklet individuális megváltozása • Tekintsük (1) jobb oldali első tagját. Ezt a tagot kifejezhetjük a • termodinamika 1. főtételéből, amely tartalmazza: A hőmérséklet előrejelzése
2.1.1. A hőmérséklet nem adiabatikus megváltozása A hőmérsékletnek ezt a fajta változását kifejezetten a Napból érkező sugárzás (besugárzás) határozza meg, amely a felszínen elnyelődve hővé alakul és ez adódik át a légkör alsó rétegeinek. Ezt a felszínre vonatkozó sugárzási energia-mérleg (Q) szabályozza: G: Globálsugárzás (szórt+direkt)→ zömében rövidhullámú sugárzás, amelynek átlagosan 43%-a nyelődik el a felszínen és ez biztosítja a légkör alap-hőenergiáját, amely később mozgási-és egyéb energiává alakulhat. Függ: →földrajzi szélesség: a trópusokon nagy, pólusokon kicsi →évszak: a sugárzásban gazdag területek meridionális változása A hőmérséklet előrejelzése
→napszak: a nap magasságának periodikus változása. Éjszaka zérus, nappal eléri a maximumot, amely általában(!) a maximum-hőmérsékletet eredményezi. →felhőzet: a hőmérséklet előrejelzése szempontjából ez a legfontosabb tényező, ugyanis a felhőzet mennyisége és minősége érzékenyen befolyásolja a hőmérséklet napi menetét. A hőmérséklet előrejelzése
Különösen nyáron nagy ez az érzékenység, mivel az eleve nagy besugárzást a felhőzet takarása hirtelen megszünteti és egyéb hatások hiányában a felszín nem kap több energiát, amely hirtelen hőmérséklet-csökkenést okoz, miközben légtömegcsere nem történik, ugyanazon légtömegen belül következik be a csökkenés (hasonló jelenség játszódik le Napfogyatkozáskor is). Ez természetesen függ a megjelenő felhőzet típusától és mennyiségétől. Ha a délutáni gomolyfelhő képződés során a felhőzet nem haladja meg a 4 oktát, akkor 2-3 fokos visszaesés a jellemző. Ellenkező esetben akár a hőmérséklet további emelkedése is elmaradhat, sőt bizonyos esetekben a felhőzet késődélutánra csökken olyan mértékben, hogy akkor áll be a maximum-hőmérséklet. A gomolyfelhőkből kihulló esetleges zápor további jelentős hőmérséklet-visszaesést eredményez (lásd: 2.1.2.fejezet) A hőmérséklet előrejelzése
Ha sztratiform felhőzet van túlsúlyban (altostratus, cirrostratus, stratus, stratocumulus), akkor a hőmérséklet emelkedését csak a diffúz (szórt) sugárzás eredményezi, illetve ha a felhőzetben történik átmeneti felszakadás, akkor némi direkt sugárzás is melegíthet. Télen is szerepe van a felhőzetnek, de ekkor viszonylag kisebb a hőmérséklet emelkedés csökkentésének mértéke. Ősszel és télen gyakori a köd, amelynél szintén csak diffúz sugárzás tud melegedést kiváltani. Bármilyen évszakról is legyen szó tehát, a hőmérséklet előrejelzése előtt sok más tényező mellett elengedhetetlenül fontos a felhőzeti előrejelzés figyelembevétele!!! A hőmérséklet előrejelzése
A: Albedó→a felszín sugárzás-visszaverő képességét fejezi ki. Elsősorban a felszín típusától (nedves, száraz, textúra minősége, szárazföld, vízfelület) és az azt borító növényzettől vagy hótakarótól függ. A legnagyobb visszaverő képessége a hó felszínének van, ezért különösen télen nagy negatív hőmérsékleti anomáliákat okoz a nappali órákban, mivel a magas albedó miatt kevesebb energiát kap a légkör, azaz (G-A) kicsi. FONTOS: a hó hővezető képessége kicsi, ezért egyrészt megvédi a talajt a túlfagyástól, másrészt termikusan elszigeteli a talajt a légkörtől, így az éjszakai órákban a levegő sokkal erőteljesebben veszít hőt, mint hó nélkül. Mivel a numerikus modellek a hónak ezt a hatását még nem veszik kellően figyelembe, a szinoptikus által becsült hőmérsékleti viszonyok esetenként sokkal megbízhatóbbnak bizonyulnak. A hőmérséklet előrejelzése
K: Felszíni kisugárzás→a földfelszín hőmérsékleti (infravörös) kisugárzása révén hőt veszít, így a vele érintkező levegő is le fog hűlni. Függ: →évszak: a kisugárzási periódus (a hő leadása) hossza nyáron kicsi, télen nagy. →napszak: a kisugárzási periódus az éjszakai órákban van napnyugta és napkelte között. Ennek végeredménye általában (!) a minimum-hőmérséklet. →felszín típusa: hóval borított felszín felett a felszíni kisugárzás minimális, de a hidegebb hó felszíne jóval alacsonyabb minimum-hőmérsékletet eredményez!!! A hőmérséklet előrejelzése
V: Légköri visszasugárzás→a légköri vízgőz és egyéb gázok, nyomanyagok által elnyelt hosszúhullámú kisugárzás egy része visszasugárzódik a felszín felé→üvegházhatás. Elsősorban a légköri nedvesség és felhőzet mennyiségétől függ. A felhőzet, mint láttuk igen érzékenyen érinti a hőmérséklet nappali menetét. Ugyanez elmondható az éjszakai hőmérséklet alakulására is, nevezetesen felhős, borult és nedves légköri viszonyok mellett jelentős lesz a légköri visszasugárzás, amely csökkenti a kisugárzást. Ezért a hőmérséklet éjszakai menetét a tényleges vagy az effektív kisugárzás határozza meg: (K-V)! Pl. a köd képződése vagy az égbolt jelentős befelhősödése lassítja, majd megszünteti a hőmérséklet csökkenését, sőt egy idő után annak lassú emelkedését eredményezi az éjszakai órákban. A hőmérséklet előrejelzése
Megjegyzés: a hőmérsékletnek a fenti éjszakai és az előzőekben bemutatott nappali menete erősen függ a légtömeg típusától. (lásd: 3.1.1.fejezet). Megjegyzés: a felszín és a légkör közötti hőátadás nem egyforma hatékonyságú. A hővezetés csak a légkör legalsó néhány mm-es rétegére jellemző. Innen a hőt már a kialakuló függőleges légmozgások (lassú turbulens örvények, termikek) továbbítják a magasabb rétegekbe, illetve a légkör is elnyel némi sugárzást. A hőmérséklet előrejelzése
Most térjünk vissza egy kicsit az (1) egyenlethez. Abban az esetben, ha anticiklonális vagy izobártalan (gyenge nyomási gradiensű) mezőt jeleznek előre a numerikus modellek, azaz számottevő légmozgás (szél) nem várható, a hőmérséklet időbeli alakulását az előzőek fogják meghatározni, tehát: ahol, a Q időbeli változása az előzőekben leírt hatásokat tartalmazza, az ún. nem adiabatikus változásokat. Ilyen időjárási helyzet tehát elsősorban tartós anticiklonokhoz köthető, azonban a nyáron gyakran fellépő konvektív aktivitás miatt nem ritkán anticiklonban is, de különösen gyenge gradiensű mezőben záporok, zivatarok alakulnak ki. A hőmérséklet előrejelzése
2.1.2. A hőmérséklet adiabatikus változása Adiabatikus állapotváltozás: olyan fizikai folyamat, amelynél a levegő állapotváltozása a környezetétől elszigetelten megy végbe, azaz hőcserementesen. A meteorológiában a légkör függőleges légmozgásai közelítően adiabatikusnak tekinthetők, amely szerint egy felfelé mozgó individuális légrész saját belső hőjéből fedezi a tágulási munkára fordított energiát és így 1°C/100 m ütemben hűl, ha emelkedése közben nem történik kondenzáció (felhőképződés), utóbbi esetben ugyanis a felszabaduló párolgási hő lassítja a további hűlést. Nem adiabatikus állapotváltozás: itt a levegőrész a környezettel interakcióban van és így például hővezetéssel, sugárzással vagy hőáramlással (átkeveredéssel) zajlik a hőmérséklet változása(lásd az előző fejezetet). A hőmérséklet előrejelzése
a) Lehűlést okozó adiabatikus változások Olyan függőleges légmozgásokról van szó, amelyek a talaj közeli hőmérséklet csökkenését okozzák. Ilyen változások csapadékhullásnál, illetve lejtőszeleknél (bóra) alakulnak ki. Csapadékhullás: a felhőkből kihulló csapadék a felhő alatt lévő, kevésbé nedves, telítetlen levegőben párologni fog, emiatt nedves adiabatikusan melegszik és így hidegebb lesz a környező levegőnél. Ezért tapasztaljuk a hőmérséklet csökkenését esős időben, illetve nyáron egy záporeső környezetében. Utóbbi esetben a jelentős hőmérséklet-különbség miatt ún. kifutó-szél alakul ki, amely átmeneti szélrohammal jellemezhető és igen heves zivatarokhoz kötődik (lásd későbbiekben). A hőmérséklet előrejelzése
Hideg lejtőszél (bóra): a hegyen átbukó levegő a hegy lee-oldalán lefelé áramlik, tehát adiabatikusan melegszik. Ha viszont a hegy luv-oldalán áramló levegő sokkal hidegebb, mint a lee-oldali légtömeg, illetve ha a lefelé áramló levegő nedves környezetbe kerül, akkor a melegedés ellenére a lejtő lábához érkező levegő hidegebb lesz környezeténél, emiatt ott lokális hőmérséklet-csökkenést idéz elő. b) Melegedést okozó adiabatikus változások Olyan függőleges légmozgásokról van szó, amelyek a talaj közeli hőmérséklet emelkedését okozzák. Ilyen változások elsősorban az orográfia okozta lejtőszeleknél fordulnak elő. Főnszél: az előző esethez hasonlóan a levegő itt is a hegy luv-oldalán emelkedésre kényszerül, belőle felhő-és csapadék képződik. A hőmérséklet előrejelzése
A lee-oldalon a levegő leáramlása során adiabatikusan összenyomódik, tehát melegszik és így szárad is (távolodik telítettségi állapotától).Itt azonban a lee-oldali levegőben a hegy lábához érkező, leáramló levegő sokkal melegebb lesz és így lokális hőmérséklet-emelkedést okoz. Nálunk elsősorban télen és tavasszal fordulnak elő ilyen hirtelen hőmérséklet-emelkedések főként erőteljes nyugati, illetve északi légáramlás esetén. Előbbi esetén az Alpokon átbukó levegő idézi elő a kiszáradást és melegedést, míg utóbbi esetében az Északi-Kárpátok okozza. Pl.2007.január 19-re virradóra orkán erejű szelet okozó hidegfront vonult át hazánk felett. A front előtti erőteljes nyugati áramlásban az Alpok keleti lábánál, Ausztriában és Szlovákia délnyugati részén éjfél után rövid idő alatt20 fokig melegedett a levegő, Sopronban 18 fokot mértek. A hirtelen hőmérséklet-emelkedés után gyors visszaesés volt, ekkor ugyanis a főn már megszűnt, tehát megszűnt a pozitív hőtöbblet, „normalizálódott” a légkör. A hőmérséklet előrejelzése
2.2. A hőmérséklet advektív változása Tekintsük ismét az (1) egyenletet, annak jobb oldali második tagját. Ez a tag fejezi ki a hőmérsékletnek az advekció útján történő változását. Az eddigiekben többnyire mezoméretű vagy ennél kisebb térbeli skálán bekövetkező hőmérséklet-változásokról volt szó. Például a besugárzás okozta hőmérséklet alakulása erősen függ a felszíni adottságoktól, földrajzi fekvéstől, időben pedig gyakran szabályos, periodikus változásokat mutatnak. Ezeket a többnyire lokális skálán jelentkező és gyakran szabályos napi menetet mutató változásokat az advekcióval együtt járó makroméretű légköri képződmények, az időjárási rendszerek gyengíthetik vagy időnként teljesen el is nyomhatják, mivel ekkor az advektív hatások kerülnek előtérbe. A hőmérséklet előrejelzése
Advekció: az advekció latin szó, szállítást jelent. Hőmérsékleti advekción valamely helyen (ahova például az előrejelzést készítjük) az oda érkező levegő eltérő hőmérséklete által okozott hőmérséklet-változást értjük. (4) alapján elmondható, hogy a hőmérsékleti advekció nagysága egyenesen arányos a horizontális hőmérsékleti gradienssel (például tudjuk, hogy ez frontoknál nagy szokott lenni), illetve a horizontális szélsebesség nagyságával és irányával (ciklonokban nagy a nyomási gradiens, ezért nagy a szél is). Gyengébb a meleg-advekció Maximális a meleg-advekció A hőmérséklet előrejelzése
Az előzőek alapján nyilvánvaló, hogy ha a szél iránya merőleges a hőmérsékleti gradiens mezejére, ebben az esetben nem történik hőmérsékleti advekció, a két vektor skaláris szorzata ugyanis zérus lesz. Ellenkező esetben (lásd időjárási frontok) jelentős lesz a hőmérsékleti advekció hatása a hőmérséklet alakulására. Pl. Hidegfront esetén a front mögötti hideg levegő advekciója a hőmérséklet csökkenését okozza, de ez csak abban az esetben igaz, ha a hidegfront előtti légtömeg sokkal melegebb. Télen ugyanis gyakran előfordul, hogy a talaj közelében fagyos levegő helyezkedik el, ezért a front átvonulása után átmenetileg hőmérséklet-emelkedést tapasztalhatunk (álcázott hidegfront). Ez egyébként annak köszönhető, hogy a légkör alsó 1000 m-es rétege termikusan elég gyakran elszigetelődik a magasabb légkörtől, erősen jelentkezhetnek a felszíni hatások (lásd: 3.1.2. fejezet (hőmérsékleti inverzió) A hőmérséklet előrejelzése
ÖSSZEFOGLALÁS: a 2.1 és a 2.2 fejezetben tárgyalt hőmérséklet-alakító tényezők általában együtt lépnek fel és egymásra is hatással vannak, hiszen az erős helyi, felszíni hatás mérsékli az advektív hatást és fordítva. Pl. erős hidegfront betörésnél, amely mögött szibériai eredetű, kontinentális hideg levegő advektálódik, a beérkező légtömegnek a besugárzás és a melegebb felszínnel való érintkezése útján történő melegedése (transzformációja) elenyésző lesz a hideg-advekció okozta hűlés mellett. Ilyenkor, ha a hidegfront napközben érkezik, akár a hőmérséklet nappali emelkedési szakasza is elmaradhat és ebben az esetben a napi maximum-hőmérséklet hajnalban alakul ki (!). Az eset folytatásaként és az ellenpéldát is érzékeltetve, a beáramlott hideg levegő egy idő után „nyugalomba jut”. A hőmérséklet előrejelzése
Ez egyrészt az egyre erősödő helyi hatásnak, másrészt a felépülő anticiklonnak köszönhető. Ebben az esetben az advekció szinte teljesen elmarad és pusztán a Nap „ereje” és a térség földrajzi adottsága, a felszín borítottsága irányítja a hőmérséklet alakulását. A tapasztalat és az (1) egyenlet is azt mutatja, hogy a hőmérséklet pozitív szélső értékeit erős besugárzás, derült égbolt és erős meleg-advekció okozhatja az év bármely szakában, de különösen a téli szezonban (lásd idei tél melegrekordjai!). Ezzel szemben a negatív szélső értékekért nem feltétlenül az erős hideg-advekció a felelős, hanem az ezt követően nyugalomba kerülő és helyi hatásoknak erősen kitett hideg légtömeg főleg, ha az vastag hótakaróval is érintkezik. A hőmérséklet előrejelzése
3.A hőmérséklet előrejelzésének megfontolásai A számítógépes előrejelzés elterjedése előtt a szinoptikus gyakorlatban kizárólag a szakmai tapasztalat, az időjárás fizikai szemléletmódja volt az egyetlen eszköz arra, hogy a hőmérséklet várható alakulásáról képet kapjunk. Manapság a numerikus modellek már kész információt, ún. számszerű becslést nyújtanak az előrejelző szakember számára, ennek ellenére sok esetben történik meg a modell eredményeinek felülbírálása, ellenőrzése, mivel a hőmérsékletet alakító tényezők közül néhányat a szinoptikusnak kell „mellékelni” a modell eredményekhez, ún. minőségi becslésekkel kell kiegészíteni a modell eredményeit. Számszerű becslés A hőmérséklet előrejelzése
3.1. A maximum-hőmérséklet előrejelzése Def: Az adott napon 06 és 18 UTC között mért legmagasabb nappali hőmérséklet. A 2. fejezetben a hőmérséklet változásának okait vizsgáltuk, de ezzel csak kvalitatív következtetéseket vonhatunk le, nekünk pedig számszerű előrejelzésre van szükségünk. Például arra a kérdésre, hogy egy adott napon Budapesten milyen maximum-hőmérséklet valószínű az eddigiek alapján nehezen tudnánk válaszolni. A probléma látszólag egyszerűen megoldható, ugyanis a numerikus előrejelző modellek hőmérsékleti előrejelzését felhasználva csak le kell olvasni az adott rácsponti értékeket. Azonban a bevezetőben is említettük, hogy pusztán a modellek használata nem elegendő, a végső szót a szinoptikusnak kell kimondani!! A konkrét módszer bemutatása előtt elevenítsük fel a légkör vertikális tulajdonságait és annak ábrázolási technikáját. A hőmérséklet előrejelzése
3.1.1. Légtömeget jellemző vertikális profilok A légkör vertikális állapotáról a rádiószondás felszállások adnak felvilágosítást (TEMP). Ezek alapján készülnek el a topográfiai térképek is (AT925,850,700,500,300 hPa). A légkör vertikális tulajdonságának viszonyait az ún. adiabata lapokon tanulmányozhatjuk (stüvegram, emagram, tefigram). Azonkívül, hogy a diagramokon ábrázolhatjuk a geometriai állapotgörbét (hőmérsékleti-, nedvességi-és szélprofil), egy légrészecske individuális állapotváltozását is követhetjük (adiabatikus folyamatok: főn, bóra, csapadék hűtő hatása) és vizsgálhatjuk a labilitási viszonyokat is (lásd: később: légköri konvekció, zivatarok). Mi most elsősorban a hőmérséklet előrejelzésére vonatkozó szempontokat nézzük, a későbbiekben azonban részletesen foglalkozunk a felszállások egyéb gyakorlati alkalmazásaival is. A hőmérséklet előrejelzése
Geometriai állapotgörbe (emagram) Az alapkoordináták a hőmérséklet és a légnyomás (magasság). A görbével a hőmérséklet (T), harmatpont (Td) és a szél függőleges (w) profilját olvashatjuk le, amely az adott légtömeget jellemzi. HŐMÉRSÉKLET A sokéves átlagos troposzférikus hőmérsékleti gradiens γ= 0,65°C/100 m, tehát ilyen mértékben csökken a hőmérséklet a magassággal (az emelkedő légrész száraz adiabatikus gradiense pedig Γd=1°C/100m). Ennél azonban előfordulnak jóval kisebb, illetve magasabb értékek is az időjárási helyzettől és a légtömegtől függően. A későbbiekben fogjuk látni, hogy a légtömeg ismerete elősegíti azt, hogy megbecsüljük a talaj közeli hőmérséklet várható értékét a légtömegre jellemző vertikális hőmérsékleti gradiens alapján. A hőmérséklet előrejelzése
Nedves adiabata (Γs) Száraz adiabata (Γd) Légnyomás Szélprofil A hőmérséklet geometriai görbéje (γ, T) A harmatpont geometriai görbéje (Td) Hőmérséklet A hőmérséklet előrejelzése
3.1.2. A maximum-hőmérséklet előrejelzése a légtömeg hőmérsékleti rétegződésének figyelembevételével A szinoptikus gyakorlatban ez a legelterjedtebb módszer a hőmérséklet becslésére, ugyanis ezzel lehet meghatározni, hogy egy adott légtömegen belül, amit a rádiószondás felszállás által szolgáltatott vertikális profil jól jellemez, milyen maximális hőmérséklet fordulhat elő figyelembe véve a 2. fejezetben tárgyalt hőmérséklet alakító tényezőket (felhőzet, csapadék, szél (advekció), adiabatikus mozgások stb.). Elv:az adott nyomási felület magasságának és a felszínig terjedő hőmérsékleti profilra jellemző ún. környezeti hőmérsékletigradiens (γ) ismeretében egyszerű számolással meghatározható a felszín közeli légtömeg-hőmérséklet*, majd a hőmérsékletet befolyásoló tényezők mérlegelésével a nappali maximum-hőmérséklet. *Az a maximális felszín közeli hőmérséklet, amely egy adott légtömegre jellemző és tiszta, zavartalan időjárási körülmények (zavartalan besugárzás) mellett alakulhat ki. Ezt jelentősen befolyásolja a felhőzet, csapadék és az advekciók erőssége, amelyek végül a nappali maximum-hőmérsékletet állítják be. A hőmérséklet előrejelzése
▪Az adott nyomási felület magasságát a numerikus modellek előrejelzései alapján határozhatjuk meg. Nyilvánvaló, hogy ciklonok területén lesznek a legalacsonyabb, anticiklonoknál pedig a legmagasabb értékek. ▪A nyomási felület és a felszín közötti hőmérsékleti gradiens (γ) meghatározása már kissé bonyolultabb és igazából ez a leglényegesebb sarokpontja a hőmérséklet előrejelzésnek. Mint ahogy említettük, az átlagos hőmérsékleti gradiens a troposzférában 0,65°/100 m. Ez azonban egy átlagos érték, ugyanis a hőmérséklet függőleges változása nem lineáris, hanem szakaszosan változó mértékű. Emiatt bizonyos helyeken előfordulnak ennél lényegesen nagyobb értékek is, de vannak olyan esetek is, amikor negatív előjelet vesz fel, vagyis a magassággal nem csökken, hanem emelkedik a hőmérséklet. Ezt nevezzük hőmérsékleti inverziónak. A hőmérséklet előrejelzése
Inverziók típusai Derült és szélcsendes időjárásnál tud látványos lenni, tehát anticiklonokhoz kötődik leginkább. • Kisugárzási inverzió: az éjszakai órákban a talajfelszín lehűl, ezzel egyidejűleg lehűl a vele érintkező levegő is és ez a lehűlés a kisugárzási időszak alatt egyre vastagabb rétegre terjed ki. Hajnalra az inverziós hőmérsékleti eloszlás több száz méter magasságot is elérhet, de ez nagyban függ az évszaktól és a felhőzeti, valamint szélviszonyoktól.(lásd: minimum-hőmérséklet előrejelzése) 139m 15,4 fok 165m 15,8 fok 286m 18,2 fok 621m 16 fok A hőmérséklet előrejelzése
A kisugárzási inverzió vastagsága nyáron minimális, tavasszal, de különösen ősszel jelentős lehet, télen viszont az 1 km-t is meghaladhatja az inverziós réteg, de itt már nemcsak a kisugárzásnak van szerepe (lásd: hideg légpárna) • Zsugorodási inverzió: ez elsősorban a magasban (1-3 km) bekövetkező hőmérsékleti „rendellenesség”, amely különösen az anticiklonokban uralkodó tartós, leszálló légmozgások alkalmával alakul ki, mivel ezek lokális melegedést okoznak a száraz adiabatikus ereszkedés közben. Ennek elsősorban a konvektív folyamatok meggátlásában van jelentősége, mintegy záró réteget képeznek a felhőknek. Csökken a hőmérsékleti görbe meredeksége A hőmérséklet előrejelzése
Hideg légpárna: olyan inverziós hőmérsékleti eloszlás, amely a téli időszakban napközben sem oszlik fel, és az időjárási körülményektől függően tartósan (akár hetekig is) fennmarad. A Kárpát-medence szinoptikus-klimatológiai sajátosságainak egyike. A hideg légpárna időszakában a légkör alsó 1000-1500 m-es rétege abszolút stabilis, így megszűnnek az átkeverő mozgások, amely egyébként minden inverziós rétegre jellemző, csak ebben az esetben ennek kiterjedése számottevő és megszűnéséhez erős dinamikai (szél erősödése) és termikus hatások (magasban lehűlés) szükségesek. Az inverziós réteg vastagsága az 1500 m-t is elérheti a téli időszakban A hőmérséklet előrejelzése
Az előző példák tehát hangsúlyozzák, hogy a légkörnek különösen az alsó 1000, esetenként 1500 m-es rétegében, tehát a peploszférában gyakran jelennek meg γ negatív értékei, amelyet mindenképpen mérlegelnünk kell a maximum-hőmérséklet előrejelzésnél. Egy ilyen mérlegelési módszer, ha a szinoptikus megnézi az éjféli állapotgörbét (felszállás), majd az előrejelző modellek alapján meghatározza a görbe további változását (HAWK-Aladin*), az inverziós rétegek vastagságának és erősségének mértékét. Mindezek híján marad a szinoptikus tapasztalata, amely szerint hideg légpárnás helyzetben (amikor a jelenség tartósan megmarad) az inverziós réteg alulról elkezd vékonyodni vagy úgyis mondjuk, hogy az állapotgörbe alulról elkezd „kirugódni”. Ez azért következik be, mert egyrészt napközben a diffúz sugárzás alulról melegít, másrészt az inverziós rétegben képződő köd vagy stratus felhőzet effektív kisugárzási felülete hűt. *Az OMSZ-nél alkalmazott HAWK meteorológiai munkaállomáson opcionálisan rendelkezésre állnak az ALADIN numerikus modell TEMP előrejelzései. A hőmérséklet előrejelzése
Állapotgörbe kirugódási folyamata hideg légpárna esetén 139m -0,3fok 255m -1,1 fok 336m 0,8 fok 139m 0,8 fok 238m 2,6 fok 311m 3,8 fok Az inverzió alulról lassan szűnik, kirugódási folyamat (a köd, illetve a stratus megemelkedik mérsékelve ezzel a rossz látási viszonyokat) Éjszaka képződő inverzió (köd, stratus megjelenése) A hőmérséklet előrejelzése
Hőmérsékleti profilok a nyári félévben A besugárzási félévben a γ nagyobb értékeivel találkozunk, azaz a hőmérséklet sokkal gyorsabban csökken a magassággal, mint a téli félévben. Ennek elsősorban az az oka, hogy a felszín közeli légréteg az erős besugárzás miatt sokkal jobban felhevül, mint a téli hónapokban, viszont a magasabb légrétegek ehhez képest kisebb mértékben melegednek, hiszen ott már nem érvényesül a felszín hatása. Az előzőekben bemutatott inverziók közül kizárólag a hajnali kisugárzási inverzió a jellemző, illetve egy-két esetben a zsugorodási inverzió gátolhatja a zivatarok kialakulását. A nyári félévben tehát, amikor a globálsugárzás jelentős, a légtömegre vonatkozó vertikális hőmérsékleti gradiens 1°C/100 m körül van, amely megegyezik az individuálisan elmozduló légrész száraz adiabatikus hőmérsékleti gradiensével, amelyet labilitási szempontból indifferens rétegződésnek nevezünk és ennél a rétegződésnél indulhat meg nyáron a nappali gomolyfelhő képződés is (lásd később: légköri konvekció). Ennél az indifferens rétegződésnél mondjuk azt, hogy az állapotgörbe „kirugódott” állapotú és ez természetesen a nappali órákban következik be a peploszférában (peplopauza alatt). A hőmérséklet előrejelzése
Most nézzük meg, hogy egy légtömeg hőmérsékleti rétegződése alapján hogyan határozható meg a felszínre vonatkozó légtömeg-hőmérséklet: Egy adott légtömeg felszínre vonatkozó hőmérsékletének számítása: T'=T(AT)+γ.dz(5) ahol T'a már korábban említett légtömeg-hőmérséklet,T(AT) az adott nyomási szintre vonatkozó hőmérséklet, a már jól ismert geometriai (környezeti) hőmérsékleti gradiens, amely tehát nyári félévben átlagosan 1-nek vehető és dz a nyomási szint magassága. A képletben szereplő γdz tag inverziós rétegződés esetén nyilvánvalóan negatív lesz. Megjegyzés: különösen kontinentális hideg légtömegekben előfordul izotermikus rétegződés is, azaz γ=0. A hőmérséklet előrejelzése
Az (5) formula természetesen akkor használható nagy megbízhatósággal, ha γ értékét az adott nyomási szinttől egészen a talajig jól ismerjük. Elmondható, hogy a nyári félévben az imént említett átlagos 1°C-os érték az esetek többségében jó közelítéssel alkalmazható az egész peploszférában (a légkör alsó 1500 m-es rétege) és ilyenkor azt mondjuk, hogy a légkör száraz adiabatikus rétegződésű (mivelγ~Гd). A felszín feletti közvetlen légrétegben (egy-két száz méteres réteg) ún. szuperadiabatikus (überadiabatikus) rétegződés is előfordul, amely nyilvánvalóan 1 foknál nagyobb hőmérséklet-csökkenést fog jelenteni a magassággal. Ez a felszín közeli légréteg jelentős felhevülése miatt következik be különösen zavartalan napsütés és száraz légköri viszonyok mellett. Ebben az esetben az (5) formulában figyelembe kell venni ezt a hatást, vagyis 100-200 m-en keresztül γ>1 értékével kell számolni. A hőmérséklet előrejelzése
Forró nyári napon az alsó légréteg jelentősen felhevül, amely jelentős termikképződést produkálhat (vitorlázók örömére). A környezeti profil (γ) párhuzamos a száraz adiabatákkal (1°C/100m); indifferens rétegződés; kirugódott az állapotgörbe Überadiabatikus rétegződés (γ>1) A hőmérséklet előrejelzése
●Az (5) formula alkalmazásánál tehát feltesszük, hogy γ közelítően konstans. Ilyen közelítően lineáris hőmérséklet eloszlás teszi lehetővé, hogy a 850 hPa-os hőmérséklet alapján meg tudjuk becsülni a talaj-közeli hőmérsékletet. Ebben az esetben tehát a T(AT) a 850 hPa-os szintre vonatkoztatható és a nyári félévre jellemző. ●A téli félévben azonban ez a szint már ritkán lesz alkalmas, mivel a gyakori inverziók miatt a 850 hPa-os szint alatt a γ változni fog. Éppen ezért jobb közelítésnek bizonyul a 925-hPa-os szint alkalmazása, de ezt is mérlegelni kell. Általában elmondható: → Hideg légpárnás helyzetben egyik szint sem lesz jó és így az (5) formula sem alkalmazható, de a szinoptikus tapasztalata mindezek hiányát pótolhatja a már korábban leírtak alkalmazásával (lásd: hideg légpárna). →Egyéb esetekben, ha a légtömeg nem szibériai eredetű, a 925-hPa-os szint az esetek többségében alkalmazható T(AT)-nek. →Szibériai és kontinentálisan formálódó hideg légtömeg esetében előfordulhat, hogy a 850, illetve a 925 hPa-os szint hőmérséklete meg fog egyezni a légtömeg-hőmérséklettel (izotermikus rétegződés). A hőmérséklet előrejelzése
Összefoglalásként elmondható, hogy mielőtt a hőmérséklet becslését elvégezzük, előtte meg kell győződnünk arról, hogy a nappali órákban az állapotgörbe eléri-e a „kirugódott”állapotát (γ=1) vagy az alatt marad. Nyári félévben az állapotgörbe kirugódása egészen a 850 hPa-os szintig megtörténik, ezért a AT 850 alapján jó közelítéssel becsülhető a hőmérséklet. Téli félévben a görbe kirugódása leggyakrabban csak 925 hPa-ig történik meg, de hideg légpárna esetén, illetve szibériai hidegbetörésnél még idáig sem. Tulajdonképpen így a hőmérséklet előrejelzése a légtömeg hőmérsékleti rétegződésének (γ) előrejelzését is magába foglalja, vagyis szükséges az adott légtömeg eredetét is megvizsgálni. Ne felejtsük el, hogy a fentiek a légtömeg-hőmérséklet becslésére vonatkozó megállapítások. A légtömeg maximum-hőmérsékletét a talaj közelében jelentősen befolyásolja a felhőzet, csapadék és a szél (advekció). Éppen ezért az állapotgörbe kirugódása mind a nyári, mind a téli félévben sokkal gyorsabban vagy lassabban következhet be, mint kizárólag zavartalan besugárzás mellett. A hőmérséklet előrejelzése
3.1.3. A légtömeg-hőmérsékletet befolyásoló tényezők A talaj közeli maximum-hőmérséklet és az általunk bevezetett légtömeg-hőmérséklet csak zavartalan besugárzás és nyugodt időjárási körülmények között egyezik meg(T’=Tmax). Emiatt célszerű megvizsgálni a légtömeg-hőmérsékletet befolyásoló tényezőket. ●Sugárzási viszonyok Az adott légtömeg alsó, felszínnel érintkező rétegében a Nap sugárzásának jól ismert periodikus változásából származó hőmérsékleti rétegződés változást okozza. Tulajdonképpen két részből áll: van egy éjszakai kisugárzási rész és ezt követi a nappali besugárzási rész. Mindkét résznek meghatározott, jellegzetes hőmérsékleti rétegződését kell megismernünk. A hőmérséklet előrejelzése
Az éjszakai szakaszban a hőmérsékleti rétegződés az alsó egy-két száz méteren a kisugárzási inverzióval jellemezhető (γ<0) A hőmérséklet előrejelzése
Ezt követi a nappali besugárzási szakasz, amelynél fokozatosan megszűnik az inverzió és a délutáni órákra az alsó légréteg jelentősen felmelegszik (γ>1 is lehet), tehát kirugódik az állapotgörbe, a hőmérséklet eléri maximális értékét! T850=19°C Ttalaj(max)=34°C A hőmérséklet előrejelzése
Ebben az esetben azonban, érzékeltetve az évszakos különbségeket, az állapotgörbe csak 990 hPa-ig, azaz kb. 350 m-ig rugódott ki annak ellenére, hogy sokat sütött a nap. Egy ilyen T850-es légtömeg a nyári félévben 15 fokot eredményezett volna, most azonban csak 5 fokot. A hőmérséklet előrejelzése
A sugárzási viszonyokat a Nap sugárzásának periodikus változásán kívül , amint az a 2. fejezetben is látható volt, meghatározza a felhőzet is. Ha csak felhőzettel számolunk, akkor megbecsülhető a felhőzet és a légtömeg által együttesen meghatározott nappali maximum-hőmérséklet: Tmax(F)=T(AT)+γ.dz-F (6) ahol F a felhőzet figyelembevételét jelenti természetesen negatív előjellel. A felhőzeti paraméter egzaktabb meghatározása bonyolult, mert jelentősen függ az adott légtömegtől, a felhőzet típusától, az időtartamtól és a széltől is, amelyet ebben az esetben gyengének veszünk. Ennek ellenére bizonyos mérlegelési szempontokat és a szinoptikus tapasztalatait követve megbecsülhető a felhőzet hőmérséklet-csökkentő hatása. A hőmérséklet előrejelzése
Ennek kapcsán elmondható: ● jelentős felhőzet a téli félévben okozza a legnagyobb negatív anomáliákat (azaz Tmax<<T’(925)). Ilyenkor ugyanis a felhőzet többnyire réteges, összefüggő, tehát csak diffúz sugárzás érkezhet, viszont ez a sugárzás is meglehetősen rövid ideig tart. ● nyáron a felhőzet jelentős része a délutáni órákban jelenik meg, tehát a maximum-hőmérséklet beállta idején és a felhőzet alapvetően gomolyos szerkezetű (T’(850)~Tmax). ● nyáron is érkezhet frontális felhőzet, amelynél Tmax<T’(850), de az eltérés közel sem olyan nagy, mint télen kivéve, ha a frontális felhőzetből már csapadék is hull. Csapadékhullásnál további csökkentést kell figyelembe venni a maximum-hőmérséklet előrejelzésénél. A hőmérséklet előrejelzése
●Adiabatikus változások A 2. fejezetben is említett folyamatokról van szó. ►Csapadékhullás Egy adott légtömegen belül kialakuló hulló csapadék, a légtömeg környezetébe történő bepárolgása miatt hűtő hatást fejt ki, azaz a légtömeg a nedves hőmérsékletére hűl le. Azt, hogy a hulló csapadék mennyire fogja lehűteni a légtömeget, a környező levegő relatív nedvessége határozza meg. Eszerint, minél szárazabb az a légtömeg, amelyben a csapadékhullás kialakul, annál nagyobb lesz a lehűlés vagy úgyis mondhatjuk, hogy annál nagyobb lesz a különbség a légtömeg száraz és nedves hőmérséklete között. A legnagyobb különbségek főként nyáron fordulnak elő a délutáni záporok környezetében. Frontális csapadéknál ez a hűtés jóval gyengébb, mivel ekkor a környezet is jóval telítettebb, ugyanis közben légtömeg advekció is történik. A hőmérséklet előrejelzése
A csapadék hullásának sebessége szintén meghatározza a lehűlés mértékét, nevezetesen gyenge intenzitás mellett jóval kisebb, mint heves csapadék esetében. Utóbbinál ugyanis a nedves leáramlás adiabatikusan történik, így a környezetből nincs idő hőt felvenni, amely a párolgásból származó hő veszteséget pótolni tudná. Mint a későbbiekben fogjuk látni, közvetett módon ez okozza a záporok, zivatarok környezetében kialakuló hirtelen szélrohamokat (akár10-15 fokos hőmérséklet-csökkenés is kísérheti). Természetesen frontális csapadékhullásnál ilyen szélrohamok nincsenek, amely azt is jelenti, hogy a hűtő hatás nem olyan számottevő (általában 5 fokon belül marad). A minőségi becslések mellett természetesen a modellek előrejelzésére is támaszkodhatunk, mivel a felhő-és csapadékrendszerek hűtő hatásával is számolnak, de kizárólag nagytérségű rendszereknél (ciklonok és frontok). A hőmérséklet előrejelzése
Valóság Előrejelzés A helyi záporok hűtő hatását nagyfelbontású (MM5) modellek veszik figyelembe, illetve mi is végezhetünk becslést erre vonatkozóan az adiabatalapok (pl. emagramm) segítségével. A hőmérséklet előrejelzése
Mivel a csapadék által okozott hőmérséklet csökkenés felülmúlja a felhőzet hatását, a két jelenség szimultán fellépése ellenére a felhőzeti tag nem jelenik meg külön: Tmax(P)=T(AT)+γ.dz-P (7) ahol P jelenti a csapadékhullás hűtő hatását. Mivel nyáron a délutáni helyi záporok gyakran a maximum-hőmérséklet beállta közben, vagy azután alakulnak ki, ezért ezek nem a maximum-hőmérséklet fenti abszolút értékét befolyásolják, hanem a hőmérséklet napi menetét. A fenti képletnek tehát akkor van jelentősége, ha a csapadéktevékenység még a légtömeg-hőmérséklet beállta előtt kezdődik el és ezután tartós marad, ilyenkor ugyanis mindenképpen arra kell számítanunk, hogy a hőmérséklet napi emelkedő szakasza lényegesen kisebb lesz, sőt téli időszakban el is maradhat. A T(AT) tag tehát a csapadékhullás előtti ún. száraz hőmérsékletet jelenti, amely a csapadékhullás miatt fog lehűlni a megfelelő nedves hőmérsékletre. A hőmérséklet előrejelzése
