Bevezetés - wes.sze.hu · 3 Bevezetés Napjainkban a klimatológia fontossága rendkívüli módon megnövekedett. Ennek oka a légkör megnövekedett szén-dioxid tartalma és ennek

3

Bevezetés

Napjainkban a klimatológia fontossága rendkívüli módon megnövekedett. Ennek oka a légkör megnövekedett szén-dioxid tartalma és ennek következménye, a lehetséges éghajlatváltozás. Változó éghajlat esetén pedig problémát jelenthet a szükséges élelem megtermelése a megváltozott körülmények között. Ezért az agroklimatológia is az érdeklıdés homlokterébe került. A figyelem az éghajlat változékonyságára irányult. Az éghajlatnak ugyanis a változékonyság a legfontosabb tulajdonsága. Az éghajlati változékonyságot pedig akkor érhetjük meg igazán, ha megismerük az éghajlati rendszer mőködését. Legalábbis a mőködésének a lényegét, s azt, hogy a mőködésén keresztül hogyan gyakorol hatást a mezıgazdasági termelésre. A mezıgazdaság termeli meg az emberiség számára az élelmet. Ezért az emberiség kiemelt figyelmet fordít arra, hogy az élelmiszertermelés folyamatosan biztosítsa az emberi szükségletet. Az éghajlat ingadozása jelentıs bizonytalansági tényezıje ennek a folyamatnak. De nemcsak az élelmiszertermelésben bizonytalanságot okozó éghajlat változékonyságáról van szó, hanem felmerül annak lehetısége is, hogy a változékonyság átfordul változásba. Ez pedig már a mezıgazdasági termelésben jelentıs átalakításokat kívánna meg. A klimatológusok, s minden olyan terület szakemberei, amelyre hatással van az éghajlat, emiatt nagy figyelmet fordítanak az éghajlat változékonyságának tanulmányozására. Különösen fontos a hatásvizsgálat a mezıgazdaság számára. Így az agroklimatológusok is jelentıs részt vállalnak az éghajlati ingadozás és annak mezıgazdasági hatásának elemzésében. A többirányú közelítés eredményeként az egyes szakemberek sokszor különbözıképpen értelmezik ugyanazokat a fogalmakat, sok esetben még az alapvetı tények megítélésében is jelentıs különbségek mutatkoznak. Ez a monográfia – címének megfelelıen – agroklimatológiai szemlélető, s alapvetıen az agroklimatológiai közelítéső külföldi munkák felfogására épül. Ebbıl a szempontból vizsgál minden jelenséget, ugyanakkor maximálisan törekszik arra, hogy a benne található megállapítások elméletileg megalapozottak, s a tényekkel egybehangzóak legyenek. S törekszik arra is, hogy a mezıgazdasági szakterületek szakemberei számára közérthetı formában mutassa be az éghajlati rendszer mőködését és annak a hatását. A szerzık köszönetüket fejezik ki az OTKA-nak, hogy a téma kutatását a T 034592 számú pályázat finanszírozásával támogatta.

AZ ÉGHAJLAT ÉS A NÖVÉNYTERMESZTÉS ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

4

A. AZ ÉGHAJLATI RENDSZER ÉS

AZ ÉGHAJLATI VÁLTOZÉKONYSÁG

1. Az éghajlat és a növénytermesztés

Az éghajlat és a növények közötti kapcsolat elemezése nagyon fontos feladat, hiszen az emberiség mindig adott éghajlati viszonyok között termeli meg a számára szükséges élelmet Mivel ezek a viszonyok az ember által nem szabályozhatók, a legfontosabb feladat, hogy alkalmazkodjunk hozzájuk. Ahhoz azonban, hogy alkalmazkodni tudjunk, meg kell ismernünk azokat a törvényszerőségeket, amelyeken keresztül az éghajlat a növények életét befolyásolja. Ahhoz, hogy az éghajlatnak a mezıgazdasági termelésre gyakorolt hatását megismerhessük, mindenekelıtt ismernünk kell az éghajlati rendszer mőködését, majd pedig ismernünk kell a légkör, valamint a mezıgazdasági termelés tárgyai és folyamatai közötti kölcsönhatásokat (1.1 ábra).

1.1 Az éghajlat és a növénytermesztés közötti kölcsönhatás

Az éghajlat bonyolult rendszer, amely hosszabb idıszakra vonatkozóan a légköri viszonyok adott állapotát jellemzi. Az éghajlati rendszer mindenkori állapota a rendszerre ható belsı erık (a légkör összetétele, a felhızet stb.), a külsı erık (napsugárzás, csillagászati hatások stb.), és a visszacsatolási hatások (a légkörben lévı vízgıztartalom változásai, a felhızet által okozott sugárzásbeli változások stb.), valamint az iparosodás kezdete óta fokozódó mértékben az emberi tevékenység által kiváltott hatások (légkörbe juttatott szennyezıanyagok, a felszíni viszonyok megváltoztatása stb.) következménye. Éghajlati viszonyok. A légkör állapotát hosszabb távon jellemzı éghajlatot a napsugárzás energiája tartja fenn. A beérkezı napsugárzás energiája és a földi kisugárzás energiája egyensúlyba kerülve egy olyan hımérsékletet alakít ki, amely mellett az éghajlati elemek egymással való kölcsönhatása,


5

valamint a többi környezeti rendszerrel való kölcsönhatása létre hozza az éghajlati elemek összefüggı rendszerét, amelyet éghajlati viszonyoknak nevezünk. Ezek a viszonyok adott egyensúlyi hımérséklet és adott környezeti viszonyok változatlansága mellett jellemzik egy adott hely éghajlatát. Az egyes éghajlati elemek értékei azonban még ilyen körülmények között sem ismétlıdnek, hanem egy meghatározott intervallumon belül állandóan ingadoznak. Ezért mondjuk azt, hogy az éghajlat legjellemzıbb tulajdonsága a változékonyság.

1.1 ábra. Az éghajlati rendszer és a növénytermelés közötti kölcsönhatás

Az éghajlati elemek értékeinek idıbeli változása során elıfordulhat, hogy az ingadozás változatlanul azonos érték körül megy végbe. Ilyenkor a jövıben hasonlóak maradnak az éghajlati viszonyok, mint korábban voltak. Ha azonban az ingadozás tartománya fokozatosan az alacsonyabb vagy a magasabb értékek irányába tolódik el, akkor a jövıbeli éghajlati viszonyok megváltoznak. Ekkor megváltozott éghajlati viszonyok között kell a szükséges élelmet megtermelni. Az éghajlatváltozás elırejelzése azonban napjainkban még nem megoldott feladat (Bartholy és Mika 1998). Az éghajlat mint erıforrás Az ember természeti környezetét a légkör (atmoszféra), a felszíni és felszín alatti vizek (hidroszféra), a szilárd talajfelszín (litoszféra) és az élıvilág (bioszféra) alkotják. Közülük az elsı három az élettelen természet összetevıit (abiotikus tényezık) foglalja magába, az utolsót pedig a növények, az állatok és végsı soron maga az ember (biotikus tényezık) jelentik.


6

Ezt a természeti környezetet vizsgálva 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 erıforrásoknak nevezzük (Thyll 1996). A természeti erıforrásokkal való tudatos és ésszerő gazdálkodás azonban szélesebb és komplexebb feladatot jelent, mint az erıforrások egyszerő hasznosítása. Különösn így van ez a mezıgazdaság területén (Petrasovits 1978). A légkör a Földet körülvevı légnemő burok, amelynek jelenlegi összetétele az élıvilággal szoros kapcsolatban alakult ki. A légkör és az élıvilág közötti szoros kapcsolat jelenleg is fennáll. Napjainkban is a légköri hatótényezık a legfontosabbak környezeti tényezık a növények növekedése, fejlıdése és produktivitása szempontjából. A haszonállatok élete is alapvetıen az általuk fogyasztott növényektıl függ, ezért közvetve a haszonállatok is a légköri viszonyok függvényei. Természetesen az állatok közvetlenül is érzékenyek a meteorológiai hatásokra, elsısorban a hımérsékletre és a nedvességre. Ily módon az egész élelmiszertermelés erıteljesen függ a meteorológiai viszonyoktól. Czelnai (1978) vizsgálatai szerint a légkörben végbemenı folyamatok a gazdasági tevékenységet mintegy 5-10 %-ban befolyásolják, a befolyásolás mértéke azonban a mezıgazdaság és vízgazdálkodás esetében a 30%-ot is meghaladhatja. A légkör állapotát hosszútávon az éghajlat jellemzi, amely megszabja, hogy egy adott helyen milyen növények termeszthetık, az év melyik idıszakában termeszthetık és milyen hatékonysággal termeszthetık. A meteorológiai viszonyok éven belüli és évek közötti ingadozásai az elsıdleges okai a terméshozamokban mutatkozó ingadozásoknak, egyes meteorológiai extrém jelenségek pedig (fagyok, aszály, jégesı stb.) a mezıgazdasági termelés alapvetı kockázati tényezıi. És ez még a magas agrotechnikai szint mellett folyó termelés esetén is igaz. Egy adott éghajlat azt is behatárolja, hogy az egyes gazdasági növényeknél milyen maxiláis hozamok érhetık el, milyen az adott terület éghajlati potenciálja (Antal 1978; Varga-Haszonits 1981; Láng 1983; Szász 1985). Mindent összevetve a légkör a mezıgazdaság számára egyrészt természeti adottságot jelent, másrészt a termelés erıforrása (Béll 1982) és kockázati tényezıje. A légköri erıforrások magukba foglalják

– a légkör anyagait (alapgázok, vendéggázok stb.), – a napsugárzás energiáját, – a légkör tulajdonságait (hımérséklet, nedvesség stb.) és


7

a légkörben lejátszódó folyamatokat (szél, csapadékképzıdés, párolgás stb.). A légkör anyagai. A légkört alkotó összetevık egyrészt a növényekkel folytatott anyagcsere folyamatokon keresztül, másrészt a sugárzási viszonyok befolyásolásán keresztül gyakorolnak hatást a növények és állatok életére. A légkört alkotó fıbb alapgázok (a nitrogén és az oxigén) közül mindkettı molekuláris formában fordul elı a felszín közelében, s mindegyik fontos az élet szempontjából. A nitrogén nélkülözhetetlen tápanyag a növények számára, amely egyedül csak a légkörben áll rendelkezésre. Innen kerül a talajba, majd a növények szervezetébe. Az oxigén a légzéshez nélkülözhetetlen. A levegıbıl veszi fel a növény, hogy a légzés végbemehessen. A vendég gázok közül a vízgız a legfontosabb. Egyrészt az élıszervezetek felépítésének fontos eleme, másrészt a fotoszintézis folyamán is az egyik alapvetı szervetlen anyag, ami a szerves anyag képzıdéshez szükséges. A fotoszintézis másik alapvetı anyaga a széndioxid ugyancsak légköri vendéggáz. Ezek azok a légköri anyagok, amelyek résztvesznek a légkör és a növények közötti anyagcserében, amelyen keresztül a légkör hatást gyakorol a növények életére. Az oxigén és a széndioxid az állatok légzésében is szerepet játszik. Az anyagcsere folyamatokon keresztül tehát a légkör összetevıinek közvetlen hatása érvényesül. A légkör összetevıi azonban közvetett hatást is kifejtenek. Egyrészt a légkörben lévı molekuláris nitrogén (N2), molekuláris oxigén (O2) és ózon (O3) kiszőrik a napsugárzásból az élıvilágra káros (sejtroncsoló) hatású ultraibolya sugarakat (ózonpajzs). Másrészt a légkörben található fontosabb vendéggázok: a vízgız (H2O), a széndioxid (CO2), a metán (CH4) és a dinitrogén oxid (N2O) a rövidhullámú napsugárzást átengedik, míg a talajfelszín hosszúhullámú kisugárzásának jelentıs részét elnyelik és visszasugározzák a felszínre (üvegházhatás), s ezzel emelik a felszín közeli légkör hımérsékletét. A napsugárzás energiája. A Napból érkezı sugárás szolgáltatja az energiát minden földi élet számára. Lényegében minden légköri energia forrása a Nap. Energiája szükséges a különbözı felszínek és a levegı felmelegítésére, a párolgáshoz, a légmozgáshoz, s egyéb légköri folyamatokhoz (Major 2001). Emellett a növények a napsugárzás energiáját használják fel arra, hogy szervetlen anyagokból szerves anyagokat állítsanak elı. A légzéskor lebomló szerves anyagokból származó energiát használják az élılények saját energiaszükségletük fedezésére. A napsugárzás energiája a légkörön keresztül jut el a földfelszínre. A légkörön áthaladva a légkör összetevıi közül a nitrogén, az oxigén és az ózon kiszőri az életre káros ultraibolya sugárzást. A felmelegedett talajfelszín által


8

kisugárzott energiát pedig a vízgız, a széndioxid és egyég üvegházhatású gázok jelentıs részben elnyelik, s visszasugározzák a földfelszínre. Ezáltal mintegy 33 fokkal melegebben tartják légkört annál, mintha az csak az alapgázokból állna. Az ultraibolya sugárzás elleni „védıpajzs” és az infravörös sugárzást visszatartó „hıtakaró” között a légkörön van egy ablak, amelyen keresztül az élet szempontjából nélkülözhetetlen fotoszintetikusan aktív sugárzás zavartalanul beérkezik. A légköri elemek. Az élet szempontjából a hımérséklet alapvetı fontosságú tényezı. Egyrészt az élet csak bizonyos hımérsékleti határok között létezhet, másrészt a hımérséklet erısen befolyásolja a biokémiai reakciók lefolyásának a sebességét. A légköri nedvesség szinte minden elıfordulásában (légnedvesség, csapadék, párolgás, talajban tárolt víz) befolyással van az életre. A víz alkotó eleme az élılények szervezetének, szervetlen anyagként fontos alapeleme a fotoszintézisnek, a tápanyagok vízben oldott formában jutnek el a növényi szervekhez, s a transzspiráció biztosítja az ehhez szükséges vízmozgást a talajból történı vízfelvételtıl a növényen át történı vízmozgáson keresztül, egészen a sztómákon át a levegıbe történı párolgásig. A légköri folyamatok. Az egyik, mezıgazdasági szempontból legfontosabb légköri folyamat a párolgás. Ennek döntı szerepe abban van, hogy a talajban lévı vizet és a vízben oldott állapotban lévı tápanyagokat eljuttatja az asszimiláló szervekhez. A folyamat mozgatóereje a napsugárzás és a levegı párabefogadóképessége (a telítési hiány). A levegıben lévı vízgızt az emelı mozgások a magasba viszik, ott lehől, kicsapódik, felhık képzıdnek, majd víz formájában visszahull a földfelszínre. Ez a folyamat pozitív oldala. A túlzott mértékő párolgás azonban hosszabb csapadékmentes idıszakkal párosulva erısen lecsökkentheti a talajban lévı vizet, akár olyan mértékig, hogy azt a növények már csak nehezen vagy egyáltalán nem tudják felvenni. S ez a növényzet számára pedig már káros. A különbözı légnyomású területek között a magas nyomású területrıl az alacsonyabb nyomású terület felé megindul a légáramlás (szél). A légáramlások más meteorológiai jellemzıkkel (hıméséklettel, nedvességgel stb.) rendelkezı légtömegeket szállítanak egyik helyrıl a másikra, s ezzel jelentıs befolyást gyakorolnak a növényi életre. A viharos erejő szél ugyanakkor megdöntheti a növényzetet, vagy a kevésbé kötött talajok felszínérıl a talajszemcséket felkapja és a növényállományra zúdítja (homokverés). A légköri erıforrások hosszútávú jellemzıi. A Napból a földfelszínre érkezı energia mennyisége, valamint a földfelszínrıl történı kisugárzás erıssége a változó légköri összetevık függvénye. Az ily módon szabályozott energia mennyisége erıs befolyással van az egyes légköri elemek alakulására


9

és a légkörben lejátszódó folyamatokra. Ezek együttesen alakítják ki a légkör pillanatnyi állapotát, az idıjárást és a hosszabb idıszakra meghatározott állapotát, az éghajlatot. Ezért sokszor nem is légköri erıforrásokról, hanem vele egyenértékően éghajlati erıforrásokról szoktak beszélni. Az éghajlat, mint természeti adottság. Hazánk egyik legfontosabb természeti erıforrása az éghajlat. Az éghajlat szerepe a mezıgazdasági termelésben azért különösen jelentıs, mert a növénytermesztés a szabad ég alatt folyik, vagyis mindig meghatározott környezeti, köztük meteorológiai viszonyok között végezhetı. Ezekhez a viszonyokhoz, területi sajátosságaikhoz a mezıgazdasági termelésnek alkalmazkodni kell. Így az éghajlat a szabad ég alatt folyó növénytermesztésnek feltételrendszere, amely megszabja, hogy egy adott helyen milyen növények termeszthetık, s azt is, hogy az év melyik idıszakában. Mivel a növények termesztése a szabadban történik, azt mondhatjuk, hogy egy adott termıhely éghajlata a növénytermesztés elsıdleges feltételrendszerét képezi. Mivel az éghajlat az egyik legkevésbé befolyásolható környezeti rendszer, elsıdleges feladatunk alkalmazkodni hozzá. Ehhez pedig mindenekelıtt meg kell ismernünk, hogy az adott termıhelyen milyen éghajlati viszonyok uralkodnak. Meg kell ismernünk azt a hatásmechanizmust, amelyen keresztül az éghajlat a növények életét befolyásolni képes. Az éghajlat, mint hatótényezırendszer. A termeléshez energia és nyersanyag szükséges. A növénytermelés az energiát és a nyersanyagot is a környezetétıl kapja. A szerves anyag termeléséhez szükséges energiát a napsugárzás biztosítja, a szerves anyagok képzéséhez szükséges szervetlen anyagok: a szén-dioxid és a víz, a légkörbıl kerülnek a növényekhez, de a légzéshez nélkülözhetetlen oxigén vagy a növények tápanyagellátása szempontjából fontos nitrogén is. Emiatt a légkört a növénytermesztés erıforrásának tekinthetjük. A légkör egy olyan közeg, amely állandó változásban van. Ugyanazok a hatótényezıi évente más-más intenzitással és/vagy tartammal jelennek meg. Ezek a légkörben lejátszódó változások azután befolyással vannak a növényekben lejátszódó folyamatokra. Hol gyorsítják, hol lassítják a növények életét meghatározó biokémiai folyamatokat. Ennek megfelelıen alakul a növények növekedése és fejlıdése is, s végsı soron a produktivitásuk is. Ez okozza az évrıl-évre történı termésingadozásokat. Az éghajlat, mint kockázati tényezı. A mezıgazdasági termelés sajátossága, hogy a megfelelı idıben, kellıen elıkészített magágyba vetett és gondosan nevelt növények sem biztos, hogy termést hoznak, vagy esetleg hoznak termést, de csak lecsökkentett mennyiségben. Egyes légköri tényezık ugyanis meghatározott intenzitási szintet elérve (fagy, szárazság, vihar stb.) a termést jelentıs mértékben károsíthatják, vagy teljesen el is pusztíthatják.


10

Ezért bizonyos légköri jelenségek a mezıgazdasági termelés káros tényezıi közé sorolhatók, amelyek egyúttal a termelés alapvetı kockázati tényezıit is jelentik. Az adott termıhelyen a növények a leggyakrabban elıforduló viszonyokhoz alkalmazkodnak. Ezért a kutatók egy jelentıs része úgy látja, hogy a növényekre a ritkán elıforduló és/vagy szélsıséges jelenségek sokszor nagyobb hatással vannak, mint a gyakran elıforduló viszonyok változása. Az extrém jelenségek jelentıs károkat okozhatnak a növények termelésében, sıt gyakran a növények teljes pusztulását is okozhatják, ezért az extrém jelenségek vizsgálatára is nagy gondot kell fordítani. Az éghajlat, mint a környezete által befolyásolt rendszer. A 21. század népességi és technikai viszonyait figyelembe véve, mindenkor szem elıtt kell tartani, hogy az egyes emberi tevékenységek jelentıs befolyással vannak a környezetünkre. Különösen vonatkozik ez az ipari termelésre, de a környezet-befolyásoló emberi tevékenységek közé sorolható a mezıgazdasági termelés is. A legismertebb ilyen mezıgazdasági tevékenységek: az erdıírtás, amely csökkenti a széndioxid elnyelését végzı zöld növényzetet, a mocsarak lecsapolása, mert csökkenti a párolgást és növeli az albedót, az öntözés, mert növeli a párolgást és csökkenti az albedót és azok a tevékenységek (szántás, ásványi eredető trágyák használata, tarlótüzek, erdıtüzek stb.), amelyek a levegıbe szilárd részecskéket vagy üvegházhatású gázokat juttatnak. Az emberi tevékenység éghajlat-befolyásoló hatása területi méretben – a hatás intenzitásától függıen – globális, regionális és lokális szinten szokott jelentkezni. A fenti felsorolásban trópusi erdık nagy mérető irtása jelenti a globális szintet, míg a többi tényezı inkább csak regionális vagy helyi szinten hat. Éghajlati potenciál. Az adott növény termesztése szempontjából optimális környezeti-éghajlati viszonyok között elérhetı maximális terméshozamot tekinthetjük lehetséges éghajlati potenciálnak, az adott környezeti-éghajlati viszonyok közötti maximális terméshozamot pedig tényleges éghajlati potenciálnak. A vegetációs periódusok évenként változó meteorológiai viszonyai jelentıs mértékben befolyásolják a terméshozamokat. Ezért a termésstabilitás alapvetıen a meteorolgóiai tényezık függvénye. A mindenkori terméshozamok és az éghajlati potenciál közötti különbség lényegében megmutatja, hogy az adott termıterület környezeti (meteorológiai) viszonyainak további kihasználásában milyen lehetıségek rejlenek.


11

A növénytermesztés hatása az éghajlatra A mezıgazdasági termelés is egyike azoknak a tevékenységeknek, amelyek hatással vannak az éghajlatra. Az emberi tevékenység éghajlat-befolyásoló hatása, a hatás intenzitásától függıen területi méretben három szinten szokott jelentkezni, mégpedig lokális, regionális és globális szinten. A mezıgazdásági tevékenység befolyása elsısorban lokális és regionális szinten jelentkezik, de bizonyos esetekben globális szinten is figyelembe kell venni. A mezıgazdasági tevékenység éghajlatra gyakorolt hatása – amint már korábban is bemutattuk – alapvetıen a következıkkel kapcsolatban figyelhetı meg: - az erdıirtás és a mezıgazdasági terület kiterjesztése, - az ásványi trágyák használata, - a melioráció és az öntözés alkalmazása és - a légkör összetételét befolyásoló tevékenységek végzése. Erdıirtás és a szántóterület kiterjesztése. Távérzékeléssel kapott adatokra épülı statisztikai becslések szerint a Földön az erdık által borított terület nagysága 50.106 km2. Ez hozzávetılegesen 10%-a az egész Föld felszínének és 33%-a a szárazföldek felszínének. A vegetáció által asszimilált széndioxid 42%-a az erdıkre esik. A mezıgazdasági célokat szolgáló erdıirtás, erdıtüzek, fakivágások és vegetáció-égetés miatt csökken a légköri CO2 elnyelése, s emiatt növekszik a légkör szén-dioxid tartalma. A vegetációtól megtisztított területeket rendszerint mezıgazdasági célokra hasznosítják, ezért felszántják. A mővelés alá vont talajok pedig a talaj-humusz oxidációja miatt fokozatosan vesztik el széndioxid tartalmukat, amely szintén a légköri széndioxid mennyiségét növeli. Ez évente jelentıs mennyiséget tehet ki, bár becsült értékei szerzınként eltéréseket mutatnak. Egyes szerzık szerint az erdık kiirtása és a szántóföldek növelése következtében eddig már 10.106 tonna széndioxid halmozódott fel a légkörben, s ez évente további 1-5.109 tonnával növekszik. Más szerzık becslése szerint viszont az évi növekedés elérheti a 10.109 tonnát. A légkör széndioxid tartalmának növekedése pedig az "üvegházhatás" néven ismert jelenség felerısödéséhez vezethet, ami fokozatos hımérsékletemelkedést idézhet elı. Az erdıirtás és a szántóföldek kiterjesztésének másik következménye a felszín sugárzásvisszaverı képességének, az albedónak a változása. Egyes adatok arra engednek következtetni, hogy az elmúlt 6000 év alatt az északi féltekén 0,138-ról 0,157-re növekedett az albedó, a déli féltekén pedig 0,141-rıl 0,154-re. Ez a növekedés valószínőleg a felszíni globális hımérséklet 0,13 fokos csökkenéséhez vezetett. Numerikus kisérletek azt mutatják, hogy a visszaverı képesség 10%-os változása a felszínen, az átlagos globális hımérséklet megközelítıleg 1 fokos változását eredményezheti. Egyes modellkísérletek szerint ha a szántóterület évente 1%-kal nıne, és az


12

albedó ezzel párhuzamosan a csernozjom talajnak megfelelı 0,07-rıl a mővelt területekre jellemzı 0,25-re emelkedne, akkor a Föld hımérséklete 1 fokkal csökkenne. Az utóbbi 200 év alatt a Földön a mezıgazdasági terület nagysága 8.106 km2-rıl 15.106 km2-re nıtt. 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 (hımérsékletben) bekövetkezett változások az északi féltekén legfeljebb csak regionális éghajlatmódosuláshoz vezethettek. Az erdıirtás és a szántóterület növekedése (talajmővelés) tehát egyrészt növeli a légkör CO2 tartalmát, s emiatt intenzívebb fotoszintézissel és emelkedı hımérséklettel lehet számolni. Másrészt növekszik az albedó is, ennek pedig a nagyobb sugárzásvisszaverı képesség miatt hımérsékletcsökkenés lehet a következménye. Ásványi eredető trágyák használata. A világszerte alkalmazott nitrogéntartalmú mőtrágyák mennyisége eléri az évi 36 millió tonnát. Használatuk következtében nitrogéntartalmú vegyü- letek kerülnek a légkörbe, amelyek növelik a légkörben az üvegházhatású gázok mennyiségét. Ugyanakkor emiatt a sztratoszférában lévı ózon-koncentráció is csökkenhet. Így a napból érkezı ultraibolya sugárzás nagyobb mennyiségben éri el a földfelszínt, ami kedvezıtlen az éghajlatra. Melioráció és öntözés. A melioráció területén legjelentısebb tevékenység: a mocsarak lecsapolása, a fásítás stb. és végeredményben maga az öntözés. Ez utóbbit azonban fontossága miatt kiemelten szokás kezelni. Az említett emberi tevékenységek elsısorban 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 te-rületen megnövekszik az albedó, ami csökkenti a hımérsékletet és így a párolgást is. A világ mezıgazdasági területeinek mintegy 17%-án folyik öntözéses gazdálkodás. Az öntözés megnöveli a talajok nedvességtartalmát, s ezért párolgás-növelı 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 észrevehetı 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. A légkör összetételét befolyásoló tevékenységek. A légkörbe kerülı anyagok jelentıs része természetes forrásokból (vulkánok, tengerek, sivatagok stb.) és ipari termelésbıl származik. Ezenkívül azonban a mezıgazdasági tevékenységek során is kerül szennyezı anyag a légkörbe.


13

Ilyenek például – a fosszilis tüzelıanyagok, amelyeknek elégetése következtében

jelentıs mennyiségő CO2 kerül a légkörbe, – a biomassza égetés (a véletlenül vagy szándékosan elıidézett

sztyeppe- és erdıtüzek, a tarlómaradványok elégetése stb.), amikor CO2 és szilárd részecskék kerülnek a légkörbe,

– a szőzföldek feltörése, amikor a szántás következtében a talajból CO2

kerül a levegıbe, – a trágyák bomlása, amelynek során metán keletkezik, – az árasztásos rizstermelés, amelynek során ugyancsak metán

keletkezik. A modern intenzív mezıgazdaságban lényegesen több energiára van szükség, mint amennyit a hagyományos mezıgazdaság irényelt, hiszen fosszilis tüzelıanyagok elégetése szükséges a szántóföldön végzett munkákhoz (pl. talajmővelés, aratás), a különbözı szállításokhoz (pl. betakarítás) és a szemszárításhoz. A fosszilis tüzelıanyagok elégetése és a biomassza maradványok elégetése során jelentıs mennyiségő szennyezıanyag kerül a levegıbe. Az egyes tényezık által okozott légköri szennyezıanyag-gyarapodás nagyságát külön-külön nehéz megítélni. Hozzávetılegesen az összes szennyezıanyagnak mintegy 10%-át teszi ki a mezıgazdasági tevékenységbıl származó rész. Ezek az anyagok egyrészt az üvegházhatást erısítik, másrészt a légkörbe került szilárd részecskék a formájuktól és átmérıjük nagyságától függıen verik vissza, vagy szórják szét a Napból érkezı sugárzást, a levegıben lévı víz kicsapódásához pedig kondenzációs magokként szolgálnak.

1.2 Beavatkozási lehetıségek Különbözı cselekvési módok A mezıgazdasági termelés szempontjából fontos, hogy megismerjük azoknak a területeknek az éghajlati viszonyait, ahol a növénytermesztés folyik, vagy ahol növénytermesztést szándékoznak folytatni (Varga-Haszonits 1987). Ezeknek az ismereteknek a birtokában ugyanis (1) kinemesíthetık olyan fajták és kidolgozhatók olyan agrotechnikai eljárások, amelyek az adott terület viszonyaihoz messzemenıen 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;


14

(3) a kiválasztott fajták és agrotechnikai eljárások számára ki lehet jelölni a meteorológiai szempontból kedvezı és kevésbé kedvezı területeket; (4) megállapítva a termesztett növények és az agrotechnikai eljárások számára kedvezı területeket, képet kapunk arról, hogy az adott termıterületet éghajlati szempontból hogyan lehet a legcélszerőbben hasznosítani. Az éghajlati tényezık évenkénti változékonysága a mezıgazdasági produktivitásban hasonló változékonyságot okoz, aminek a szükségletek kielégítésén keresztül gazdasági jelentısége is van. Gazdasági szempontból ez azt jelenti, hogy az éghajlati adottságok jelentıs mértékben befolyásolják azt, hogy egy ország egy adott terménybıl képes-e exportra termelni, milyen terménybıl képes a saját szükségleteit kielégíteni, s milyen terményekbıl szorul behozatalra. Tisztában kell lennünk azzal, hogy azok a természeti adottságok, amelyeknek mennyisége nem korlátlan, illetve elıfordulásuk helyhez és/vagy idıhöz kötött, fontos gazdasági tényezıvé válhatnak. Ugyanis, ha a természeti adottságok tekintetében az egyes területek különböznek egymástól, azaz az egyes területek kisebb vagy nagyobb mennyiségő természeti erıforrással rendelkeznek, akkor egy olyan ország, amely ezeket birtokolja, kisebb vagy nagyobb gazdasági értékre tesz szert, ha a lehetıségeit ki is tudja használni. Cselekvési lehetıségek Megfelelı éghajlati ismeretek birtokában a mezıgazdasági szakember számára az éghajlati erıforrások kihasználása érdekében a következı kézenfekvı cselekvési lehetıségek adódnak (1.2 ábra, Varga-Haszonits 1998): – energiaforrásként hasznosíthatunk egyes légköri tényezıket (napenergia, szélenergia), alkalmazkodhatunk a kialakult meteorológiai viszonyokhoz, védekezhetünk a kedvezıtlen hatásai ellen és bizonyos határok között befolyással lehetünk a lokális légköri viszonyokra. Ezek a cselekvési módok sokszor annyira egymásba fonódnak, hogy nagyon nehéz megmondani, melyik kapott nagyobb hangsúlyt egy adott esetben. Jó példa erre az öntözés. Ha az éghajlati adatok elemzése alapján úgy döntünk, hogy öntözni fogunk (s megvesszük a szükséges öntözıberendezéseket), akkor alkalmazkodunk a termıhely éghajlati viszonyaihoz. Ha ezután egy adott évben szárazság lesz, s mőködtetjük is az öntözıberendezéseket, akkor védekezünk az idıjárás káros hatása ellen. Ugyanakkor az öntözéssel be is avatkozunk a mikro- vagy mezomérető energetikai folyamatokba, s azokat módosítjuk is. Hiszen megváltoztatjuk a talaj sugárzásvisszaverı és sugárzáselnyelı képességét, hımérsékleti viszonyait, növeljük a párolgást, s ezzel növekszik a talaj feletti légtér nedvességtartalma stb. Nyilvánvalóan nem az a fontos, hogy minden esetben pontosan meg tudjuk mondani, mikor alkalmazkodunk, mikor védekezünk, s mikor avatkozunk be, hanem az, hogy elérjük a kívánt célt. Mindig szem elıtt kell azonban


15

tartanunk, hogy egy meghatározott tevékenységgel nemcsak egy bizonyos hatást érünk el, hanem egyéb olyan hatásokat (mellékhatásokat) is kiváltunk, amelyeket egyébként nem szándékoztunk létrehozni. Így például az öntözött területen ha magasabb hımérséklettel magasabb légnedvesség párosul, ez kedvezı lehet a növényi betegségek számára.

Energiaforrás-hasznosítás. Két jelentıs légköri erıforrás van: a napsugárzás energiája és a szélenergia. A napsugárzás energiája, mint megújuló erıforrás megkötése valamilyen eszközzel és átalakítása más, közvetlenül hasznosítható energiává (pl. villamos energiává) rendkívül nagy jelentıségő lenne. Jelentısége egyrészt abban van, hogy kiváltana nem-megújítható energiaforrásokból származó energiát, másrészt csökkentené a légkörbe bocsátott üvegházhatású gázok mennyiségét. Problémát okoz, hogy területenként változó mennyiségben és változó idıszakonként áll rendelkezésre (Major 1984; Imre 2001). A szélenergia, szintén

megújuló energiaforrás, az adott területen uralkodó szélviszonyok függvénye. Területi és idıbeli változékonysága még kifejezettebb, mint a napsugárzás energiájáé. Hazánk nem tartozik a szélenergiában gazdag területek közé. A „kisüzemi” hasznosítás területén (pl. tanyákon, kertekben stb.) azonban jobbak a lehetıségek. (Tar et al. 2001). Alkalmazkodás. A meteorológiai viszonyokhoz való alkalmazkodás elsısorban azt jelenti a növénynemesítı számára, hogy olyan fajtákat kell kinemesítenie, amelyek az adott helyen nagy biztonsággal termeszthetık. A növénytermesztı számára pedig azt, hogy olyan fajtákat kell a köztermesztésbe bevonnia (akár hazaiakat, akár külföldieket), amelyek jól alkalmazkodnak az adott termıhely meteorológiai viszonyaihoz. A mezıgazdasági termelésnek a meteorológiai viszonyokhoz való hozzáigazítása azonban nem merül ki abban, hogy kiválasztjuk a területen termeszthetı megfelelı fajtákat, hanem az

1.2 ábra. Az agrometeorológiai információk és a

mezıgazdasági döntések


16

agrotechnikai eljárásokat is a meteorológiai viszonyok figyelembe vételével kell megválasztani és alkalmazni. Ez mindenekelıtt azt jelenti, hogy mivel az intenzív gazdálkodás körülményei között fontos szerepet játszik az energiaszükséglet (a napsugárzás energiája és a bevitt pótenergia), ezt úgy kell kielégíteni, hogy a napsugárzás energiájának a felhasználási hatékonysága legyen a legnagyobb. Más szóval a cél a legnagyobb hozamok elérése a legkisebb pótenergia felhasználással. Védekezés. A mezıgazdasági termelés káros hatásoktól való megóvását jelenti. Ennek két fajtája ismeretes: az idıjárási károk elleni közvetlen védekezés és az idıjárás által kiváltott jelenségek elleni védekezés. A közvetlen idıjárási károk elleni védekezés két legismertebb formája: a fagyvédelem, amely a tavaszi és ıszi fagyoktól kívánja megvédeni a növényeket, s az öntözés, amely a szárazság okozta vízhiány pótlását jelenti. Jelentıs károkat okozhat még a csapadék és a szél által okozott erózió, s a magas hımérsékletek által a növényeknél kiváltott stresszhatás (pl. a szemszorulás) vagy a kedvezıtlen áttelelési viszonyok. E károk hatását csökkentik a mezıvédı erdısávok, a lejtıkön a terraszos mővelés. Elıfordulhat, hogy a meteorológiai viszonyok kedveznek a növényi betegségek kialakulásának és terjedésének, vagy az állati kártevık szaporodásának. Ekkor nem a meteorológiai viszonyok ellen, hanem az általuk kiváltott jelenség ellen kell védekezni. A lényeg azonban az, hogy az agrometeorológiai információk alapján tudunk felkészülni a védekezésre. Beavatkozás. A makrometeorológiai folyamatokba történı beavatkozás olyan mennyiségő energiát igényelne, hogy az napjainkban még nem áll rendelkezésre. De ha rendelkeznénk is ilyen mérető energiaforrással, a keletkezı egyéb hatások elıreláthatatlansága is akadályozná az alkalmazást. Egyes területek meteorológiai viszonyainak megváltoztatása ugyanis elıre nem látható változásokat idézhetne elı más területek felett, amelyek esetleg más tulajdonosokhoz, vagy más államokhoz is tartoznak. Meglehetısen korlátozottak a lehetıségeink arra vonatkozóan is, hogy a mezomérető folyamatokba beavatkozzunk. Bár történtek sikeres kisérletek mesterséges esıkeltésre, napjainkban a beavatkozás legsikeresebb és legelterjedtebb formája a jégesıelhárítás. A mezometeorológiai folyamatok módosítását idézik elı az erdısávok is, s a nagy kiterjedéső öntözött területek is. A mikrometeorológiai folyamatokba történı beavatkozásnak több formája is ismeretes: talajtakarás, talajmővelés, a sor- és tıtávolság által szabályozott állományklíma stb. Leggyakoribb az olyan zárt terek (üvegházak, fóliasátrak stb.) kialakítása, amelyekben a növények számára kedvezı meteorológiai viszonyok hozhatók létre.


17

Irodalom Antal E. 1978: Az éghajlati erıforrás és mezıgazdasági jelentısége. Idıjárás, 76: 302-303. oldal. Bartholy J., Mika J. 1998: Éghajlatelırejelzés, bizonyosságok, kételyek. Az éghajlatváltozás és következményei. OMSz, Budapest, 19-32. oldal. Béll B. 1982: Hazánk természeti erıforrásai-Légköri erıforrások. Idıjárás, 86: 45-50. oldal. Czelnai R. 1978: A légköri és szoláris erıforrások kutatása és feltárása. Idıjárás, 82: 185-191. oldal. Imre L. 2001: A napenergiahasznosítás hazai helyzete. A légköri erıforrások hasznosításának meteorológiai alapjai. OMSz, Budapest, 55-63. oldal. Láng I. 1983: Biológiai erıforrások. Kossuth Kiadó, Budapest. Major Gy. /szerk./ 1984: A légköri erıforrások hasznosítása az energiagazdálkodásban Magyarországon. OMSz Hivatalos Kiadványai, Budapest, LVII. kötet. Major Gy. 2001: A Föld napenergia kincse. A légköri erıforrások hasznosításának meteorológiai alapjai. OMSz, Budapest, 65-68. oldal. Petrasovits I. 1978: A mezıgazdaság természeti erıforrásai. Gödöllıi Agrártudományi Egyetem, Gödöllı. 84 oldal. Szász G. 1985: A klímapotenciál fogalma és alkalmazása a mezıgazdasági termelésben. In: Klímapotenciál és az agrometeorológiai információk népgazdasági használata. Magyar Meteorológiai Társaság, Budapest. Tar K., Keveiné Bárány I., Tóth P., Vágvölgyi S. 2001: A szélenergia hasznosíthatóságának lehetıségei Magyarországon. A légköri erıforrások hasznosításának meteorológiai alapjai. OMSz, Budapest, 41-54. oldal. Thyll Sz. /szerk./ 1996: Környezetgazdálkodás a mezıgazdaságban. Mezıgazda Kiadó, Budapest. Varga-Haszonits Z. 1981: A gazdasági növények terméshozamának éghajlati potenciálja. MTA X. Osztályának Közleményei, 14: No. 2-4, 253-270. oldal. Varga-Haszonits Z. 1987: Agrometeorológiai információk és hasznosításuk. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest, 248 oldal.

Varga-Haszonits Z. 1998: Agrometeorológiai gyakorlatok. Egyetemi jegyzet. Második, bıvített kiadás, Mosonmagyaróvár, 140 oldal.

AZ ÉGHAJLATI RENDSZER MŐKÖDÉSE ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

18

2. Az éghajlati rendszer mőködése Az éghajlat bonyolult rendszer, amely hosszabb idıszakra vonatkozóan a légköri viszonyok adott állapotát jellemzi. Az éghajlati rendszer mindenkori állapota a rendszerre ható belsı erık (a légkör összetétele, a felhızet stb.), a külsı erık (napsugárzás, csillagászati hatások stb.), és a visszacsatolási hatások (a légkörben lévı vízgıztartalom változásai, a felhızet által okozott sugárzásbeli változások stb.), valamint az iparosodás kezdete óta fokozódó mértékben az emberi tevékenység által kiváltott hatások (légkörbe juttatott szennyezıanyagok, a felszíni viszonyok megváltoztatása stb.) következménye. Az emberek a légkör alsó rétegeiben élnek és tevékenykednek. Ezért hasznos lehet a számunkra, ha meg tudjuk becsülni az éghajlati rendszert mőködtetı tényezık alakulását mind globális, mind pedig regionális szinten és meg tudjuk határozni azt a hatást, amelyet az élıvilágra és az emberi tevékenységre kifejtenek.

2.1 Fontosabb éghajlatalakító tényezık A Napból érkezı sugárzás A Nap fényesség-változásai. A Napból kibocsátott energiamennyiség a földi éghajlat központi meghatározója. Az éghajlat megváltoztatásának egyik közvetlen módja a Nap fényésségének a változása. A csillagok fejlıdésének elmélete szerint Naprendszerünk kialakulása óta a Nap mintegy 30%-kal növelte fényességét. Ez kapcsolatban van a hidrogén héliummá alakulásával, ami növeli a Nap sőrőségét, s kapcsolatban van a fúzió ütemével és az energiatermeléssel is. Ha a Nap fényessége hirtelen lecsökkenne 30%-kal, akkor a Föld gyorsan lényegesen hővösebbé válna. Ugyanakkor a Föld 3,8 milliárd évvel ezelıtti üledékes kızetei azt mutatják, hogy a kevéssé fényes korai Nap idején melegebb volt; s ezért lehetett folyékony víz a Földön. Más bizonyítékok is azt jelzik, hogy a Föld valóban melegebb volt régebbi története során és 2,7 milliárd évnél korábban nem léteztek eljegesedések. A kevéssé fényes korai Nap és a korai Föld meleg, földfelszíni éghajlatát együtt a „gyenge, fiatal Nap problémájá”-nak (faint young sun problem) nevezik. Ennek a paradoxonnak a legvalószínőbb megoldása, hogy a Föld korai korszakában erısebb volt az üvegházhatás, ami valószínőleg a nagyobb mértékő szén-dioxid koncentráció vagy egyéb biogeokémiailag szabályozott nyomgázok nagyobb koncentrációja miatt következett be. Az idısebb talajok tanulmányozása alapján kimutatható, hogy mintegy 400 millió évvel ezelıtt 16-szor nagyobb volt a szén-dioxid koncentráció. A szén-dioxid modellekbıl azt a következtetést lehet levonni, hogy a napállandó növekedése és a


19

szárazföldi növényzet kifejlıdése felgyorsította a szén-dioxid elnyelését, s ez 320-400 millió évvel ezelıtt (Paleozoikum) jelentıs szén-dioxid csökkenést eredményezett. Túl azon az elméleti megállapításon, hogy a Nap fényessége a története során növekedett, keveset tudunk a Nap fényesség-változásairól az éghajlati idıskálán. Bár a Nap egy nagyon dinamikus egység, széleskörően elfogadott, hogy egyszersmind egy stabil energiaforrás is. A napfoltok. A Nap a 6000 Kelvin fokos felszínének megfelelıen sugároz ki. Vannak azonban a Nap felszínén sötétebb területek, amelyeket napfoltoknak nevezünk, s amelyeknek felszín-hımérséklete 1700 K fokkal hővösebb, mint az átlagos felszínhımérséklet, s emiatt az energiakibocsátás csak mintegy 25%-a az átlagosnak. A napfoltok sötétségét az okozza, hogy a normál kifelé menı energiaáramlást a mágneses mezı erıs háborgásai megzavarják. Ezeknek a napfoltoknak a kiterjedése néhány száz kilométertıl néhány 10.000 kilométerig terjedhet, s egy-két nap hosszúságtól néhány hónapig maradhatnak fenn. Az átlagos napfolt egy-két hétig tart. A Nap látható korongjának mindössze 0-0,1%-át teszik ki a napfoltok. A napfoltok könnyen megfigyelhetık, ezért már régóta feljegyezték a számukat. Megjelenésükben felfedeztek egy 11 éves periódust. Kevésbé megbízható adatok szerint volt egy napfolt minimum 1645 és 1715 között, ami érdekes módon durván megfelel Európában a „kis jégkorszak”-nak. Vannak a Napon fényes területek is (faculae), amelyeknek felszínhımérséklete 1000 K fokkal melegebb az átlagos felszíhımérsékletnél és ezért 15%-kal nagyobb mennyiségő energiát bocsátanak ki. Amit az eddigi mérések alapján meg lehet állapítani, az lényegében annyi, hogy a Nap fényességváltozásai elhanyagolható hatást gyakorolnak az éghajlatra. Precíz mérési adatok csak egy-két évtizede állnak rendelkezésre. Lehetséges, hogy a Nap fényességváltozásai 80-100 éves idıskálán fontos tényezık lehetnek, de napjainban elfogadhatjuk azt a hipotézist, hogy a Nap fényessége gyakorlatilag konstans és ezen az alapon nem értelmezhetık a múlt éghajlatváltozásai. A Föld keringési paramétereinek változásai. A Föld egy ellipszis alakú pályán kering a Nap körül. Emiatt a Földnek a Naptól való távolsága az év folyamán változik. Ennek a pályának a legközelebbi pontja 147,1 millió kilométerre, a legtávolabbi pontja pedig 152,1 kilométerre van a Naptól. A Föld az északi félteke telén van napközelben, nyarán pedig naptávolban. A közepes naptávolság 149,6 millió kilométer. A Föld Nap körüli keringésének három olyan jellemzıje van, amelyek befolyással vannak az éghajlatra. Ezek: a Föld keringési pályájának excentricitása, az ekliptika ferdesége és a precesszió. Az excentricitás. Kepler német csillagász (1571-1630) felfedezte, hogy a Föld ellipszis alakú pályán kering a Nap körül. Emiatt van amikor a Föld közelebb van a Naphoz, van amikor eltávolodik attól. Mivel a beérkezı


20

napsugárzás mennyisége fordítva arányos a kibocsátási helytıl vett távolság négyzetével, a Föld napközelben nagyobb mennyiségő sugárzást kap, mint naptávolban. Kétszáz évvel Kepler után Leverrier francia csillagász megállapította, hogy a pálya alakja folyamatosan változik az elliptikusabb formától a köralakúbb formáig. Ha a Nap távolodik az ellipszis középpontjától, akkor az excentricitás növekszik, ha közeledik az ellipszis középpontjához, akkor az excentricitás csökken (2.1 ábra). Az excentricitás a középponttól való eltérésnek a mértéke. Az excentricitás nem állandó, hanem a bolygók mozgásának zavaró hatására ingadozik, tehát a többi bolygó

vonzóerejének a következménye. Ennek a változásnak körülbelül 100.000 éves periodicitása van. Emiatt a köralakhoz közeli formánál idıben egyenletesebb az év folyamán Földre érkezı sugárzás mennyisége, mint az elliptikusabb formánál, ahol a Naptól való távolság erısebben változik. Az ekliptika ferdesége. A Föld Nap körüli keringésének síkja nem esik egybe az Egyenlítı síkjával. A két sík egymással bezárt szögét nevezzük az ekliptika ferdeségének (2.1 ábra). Ez a szög egyúttal a Föld forgástengelyének dılésszöge is. A Naprendszer bolygói nem a földpálya síkjában mozognak, emiatt a vonzásuk, perturbáló hatásuk miatt az ekliptika ferdesége mintegy 40.000 éves periodicitással 22,1 és 24,5 fok között változik. Az

ekliptika ferdeségének ez a változása befolyással van a földfelszínre érkezı napsugárzás földrajzi szélességek szerinti eloszlására. Az ekliptika ferdesége jelenleg lassan csökken. Ezzel együtt csökken a Nap maximális deklinációjának értéke is. Ennek következtében a térítıkörök

2.1 ábra. A Föld Nap körüli keringésének paraméterei


21

az Egyenlítı felé, a sarkkörök pedig a pólusok felé közelednek, évente mintegy 14,5 méterrel (Gábris et al. 1998). A szoláris mérsékelt öv területe emiatt évente növekszik, a trópusi szoláris öv területe pedig évente 1000 km2-rel, a két sarkvidéki szoláris öv területe pedig évente 450 km2-rel csökken. A precesszió. Már Kr.e. 125-ben Hipparkhosz görög csillagász felfedezte, hogy a Föld északi pólusa nem mindig ugyanabba az irányba mutat. A pólus lassan vándorol egy kúpfelület mentén az ekliptika pólusának az iránya körül, hozzávetılegesen 22.000 éves periodicitással, s ezt nevezzük precessziónak (2.1 ábra). A precessziót az idézi elı, hogy a Nap és a Hold a Földre forgatónyomatékot gyakorol, s ez a forgástengelyt a keringési síkra merılegessé akarja tenni. Ezzel szemben a forgó Föld tömegének a tehetetlensége igyekszik a forgástengely irányát megtartani. A két erı eredıjeként a forgástengely (mint a búgócsiga) egy kúpfelület mentén az ekliptika pólusának iránya körül mozog (Gábris et al. 1998). Napjainkban a forgástengely hajlásszöge 23,5 fok. A precesszió hatására a tavaszi és ıszi napéjegyenlıség, illetve a téli és nyári napforduló helyzete a Föld elliptikus keringési pályája körül eltolódik, s 22.000 év alatt egy teljes ciklust ír le. Tizenegyezer évvel ezelıtt például a téli napforduló a keringési pályának közel ellenkezı végén volt. Feltételezések szerint a csillagászati tényezık sajátos kombinációja okozta az i. e. 6000 és 3000 között az északi féltekén uralkodó meleg éghajlatot, melyet mint klímaoptimumot ismerünk (Götz 1993). Kialakításában a földtengely dılése miatti kedvezıbb (5 %-kal magasabb) sugárzásellátás és a napközeli állapot júliusi idıpontja játszhatott közre. Ezek nyomán (a mai állapothoz képest) a mérsékelt szélességeken fekvı területek 2.5 fokkal magasabb középhımérséklete, 300 km-rel északabbra tolódó erdıhatár és az európai hegyekben 500 m-rel magasabbra nyomuló fahatár jelentkezett. A kor képi ábrázolásai is alátámasztják a feltételezett változásokat: a Nílus völgyébıl és a Szaharából elıkerült rajzok olyan állatokat (pld.: elefánt, zsiráf, strucc; a Szahara területén vízilóvadászat) ábrázolnak, melyek ma nem azon szélességeken honosak. Napállandó. Meghatározható, hogy közepes naptávolság (1,496.1011 m) esetén mekkora sugárzásmennyiség érkezik a légkör felsı határára. A Napból ugyanis a gömbfelületének és felszínhımérsékletének megfelelıen 4πR2·σT4 W·m-2 energiamennyiség távozik másodpercenként, ahol R a Nap sugara, T pedig a felszín hımérséklete, σ pedig a Stefan-Boltzman állandó. Ez a mennyiség közepes naptávolság (d) esetén egy 4πd2 felülető gömbön oszlik el. Ha S0 az egységnyi felületre érkezı sugárzásmennyiség, akkor az itt mérhetı sugárzásmennyiség (4πd2ּS0) megegyezik a Napból távozó sugárzásmennyiséggel, azaz


22

420

2 TR4Sd4 σ⋅π=π (2.1)

és ebbıl következik, hogy közepes naptávolságban az egységnyi felületre érkezı sugárzásmennyiség (S0):

42

2

0 Td4

R4S σ⋅

π

π= (2.2)

a 4π-vel történı egyszerősítés után, behelyettesítve a Nap sugarának (R) és a a közepes naptávolságnak (d) értékeit, azt kapjuk, hogy

248211

28

0 mW13535760)1067.5()10496.1(

)10965.6(S −− ⋅=⋅⋅⋅

⋅

⋅= (2.3)

Ezt az értéket nevezzük napállandónak. A Smithsonian Institute által végzett mérések alapján a napállandó értéke szintén 1353 Wּm-2-nek adódott (Gates 1980). Más meghatározások szerint azonban értéke 1353 és 1360 Wּm-2 között változik, ami 0,5%-os ingadozásnak felel meg. Leggyakrabban az 1360 Wּm2–es kerekített értéket szokták használni. Mőholdas mérések szerint az ingadozási tartomány 1360-1370 Wּm-2 Ez a mennyiség megközelítıleg egymilliárdod része a Napból kisugárzott energia-mennyiségnek (Campbell 1977). A napsugárzás útja a légkörben A légkör összetétele. A Napból érkezı sugárzásnak, miután elérte a légkör felsı határát, át kell haladnia a légkörön is, hogy elérje a földfelszínt. A napsugárzás a levegı molekuláin visszaverıdik, szóródik és elnyelıdik, egy része pedig keresztül halad, s eléri a földfelszínt. A légkör sugárzásáteresztı képessége szempontjából mindenekelıtt a légkör összetételét kell megvizsgálni, mert ez a meghatározó a beérkezı energia további sorsát illetıen. A légkör alapgázokból és vendéggázokból áll (6.1 táblázat). Az alapgázok mennyisége mintegy 80 km magasságig állandónak tekinthetı és idıben sem változik. A vendéggázok jellemzıje a nagyfokú idıbeli és térbeli változékonyság. Meg lehet különböztetni közöttük lassabban és gyorsabban változó mennyiségő gázokat (Mészáros 2002). A sugárzás összetételében a nitrogén és az oxigén kiemelkedı szerepet játszik azzal, hogy a nagy energiatartalmú és sejtroncsoló hatású ultraibolya


23

sugárzást nem engedik a földfelszínre lejutni. Különösen az ultraibolya sugárzás hatására keletkezı, s a Földet mintegy 20-30 km magasságban körülvevı ózonréteg kap fontos szerepet az élet szempontjából káros ultraibolya sugárzás kiszőrésében, míg a légkör a látható fény és az infravörös sugárzás tartományában érkezı sugarakat átengedi. A légkör azonban nemcsak gázösszetevıkbıl áll, hanem szilárd részecskék (aeroszolok) is találhatók benne. A természetes aeroszolok. Az aeroszolok leggyakrabban a tengervízbıl keletkeznek. A kisebb cseppek a tenger felszínérıl a levegıbe jutnak, ahol a víz elpárolgása után visszamarad a sószemcse. Jut aeroszol a szárazföldrıl is a levegıbe, a szél által végzett emelımozgások segítségével. Ezenkívül még az erdı- és bozóttüzek, a meteoritok és a növények (spóra, pollen) juttatnak szilárd részecskéket a levegıbe. Ezek nagysága változatos. Általában a levegıt alkotó molekuláknál kissé nagyobb mérettıl kezdıdıen akár néhány tíz mikrométer nagyságúak is lehetnek. A 20 mikronnál nagyobbak a gravitáció hatására hamar kihullanak. Többnyire a kisebb mérető aeroszolok dominálnak a levegıben. Az aeroszolok a napsugarak visszaverésében játszhatnak szerepet. A legnagyobb hatásuk a tengervízbıl származó kéntartalmú részecskéknek van, amelyeknek a felhıképzıdésben van jelentıségük. Ezek növelik a felhızet albedóját, s ezzel csökken a felszínre érkezı energia mennyisége. Osán et al. (2001) szerint a légköri aeroszol összetétele nem mutat szezonális változékonyságot, ez sokkal inkább a légtömeg kibocsátási helyétıl függ. Vulkánkitörések. A vulkánkitörések jelentıs mennyiségő hamut és egyéb szilárd szemcséket képesek a levegıbe juttatni. Ezek az anyagok feljutnak egészen a sztratoszférába. A nagyobb részecskék rövid idı után kihullanak, de az apróbbak hosszú ideig a levegıben maradhatnak. Ezek a hamu- és részecske-felhık a kitörés után szétterjednek a magas légkörben, s erıteljes sugárzáscsökkentı hatásukkal jelentıs befolyást gyakorolnak a meteorológiai viszonyokra. Nevezetes az 1815-ös indonéziai Tambora vulkán kitörése, amelynek során mintegy 150 km3-nyi hamu és szilárd részecske került a levegıbe. A kitörése ereje olyan nagy volt, hogy 50 km-es magasságba is képes volt részecskéket feljuttatni. Néhány hónap alatt a vulkáni felhı szétterjedt az egész Földön, s hatását Európában is lehetett észlelni. A részecskék két éven át fennmaradtak a sztratoszférában. Feljegyezték, hogy a kitörés utáni évben (1816) elmaradt a nyár Európában és Észak-Amerikában, mert az átlagosnál sokkal hővösebb volt. Észak-Amerikában szokatlan tavaszi és nyáreleji fagyok jelentkeztek, New Englandban pedig 15 cm-es hótakaró volt június második hetében. Nem valószínő azonban, hogy ezek a rendellenességek kizárólag a Tambora vulkán kitörésének tulajdoníthatók, mert az egész évtized (1810-1820) valamivel hidegebb volt az átlagosnál.


24

Koppány (1994) éghajlati állomások 150 éves hımérsékleti adatait vizsgálva azt tapasztalta, hogy az alacsonyabb hımérséklető idıszakok vulkanikus maximumokkal estek egybe, a maximumhımérsékletek pedig a vulkáni tevékenység viszonylagos hiányával. Mika et al. (1993) hazai viszonyok között a troposzférikus szulfát aeroszol feltételezett koncentráció változásainak felszínközeli légrétegekre gyakorolt hatását jelentısnek találták. A meteorológiai viszonyok hasonlóan nagy érzékenységét mutatták ki a vulkáni eredető aeroszolokkal szemben, ugyanakkor vizsgálataik szerint a sztratoszférikus háttér-aeroszol mennyiség megháromszorozódása csak csekély mértékben módosítaná az éghajlati jellemzık alakulását. A napsugárzást felfogó felszínek Az óceánok és szárazföldek eloszlása. A kontinensek és az óceánok eloszlása a Földön nem mindig volt olyan, mint napjainkban, mivel a kontinensek a történelmi idık folyamán vándoroltak. A geológiai idık folyamán ezért változott a kontinensek helyzete és egymáshoz viszonyított elhelyezkedése. A kontinensek és az óceánok elhelyezkedése természetesen befolyással volt az általános cirkulációra és a tengeráramlásokra is.

A kontinensek felszíne lehet csupasz (sivatag, sziklás terület), lehet növénytakaróval borított vagy felszíni vizekkel (folyók, tavak) szabdalt. A

2.2 ábra. A földfelszín topográfiája (Hartmann 1994)


25

sarkokhoz közeledve a szárazföldeken a hótakaróval borított terület a tengereken pedig a jég- és hótakaróval borított felszín nagysága növekszik. A különbözı borítottságú felszíneknek különbözı a sugárzásvisszaverı és sugárzáselnyelı képessége, különbözı a hıkapacitása és vannak egyéb eltérı fizikai tulajdonságaik, amelyek jelentıs befolyással vannak a légköri viszonyokra és az ezen keresztül az éghajlat alakulására. Tengerszint feletti magasság. A kontinensek és óceánok változó földi elhelyezkedése miatt más volt a hegységek elrendezıdése is. Az utolsó néhány millió évben alakult ki a Tibeti fennsík és a Himalája hegyvonulata is, amely az elıtte fekvı területeken a csapadék növekedését, a mögötte lévı területeken pedig sivatagosodást idézett elı. A Föld felszínén a tengerszinttıl a Mount Everest csúcsáig (8848 m) különbözı magasságú és kiterjedéső területekkel találkozunk (2.2 ábra). A tengerszint feletti magasság jelentıs befolyást gyakorol a sugárzás elnyelésére, mert a domborzat módosítja a sugarak beesési szögét. Ezen keresztül hatással van a hımérsékleti eloszlásra, a levegı áramlására, s az emelı hatások következtében a területre hulló csapadékmennyiségre is. Sugárzásvisszaverı képesség. A Napból érkezı sugárzásnak az a része, amely eléri a földfelszínt, még részben a különbözı felszínekrıl is visszaverıdik, s csak a fennmaradó részt nyeli el a felszín. Általában azt mondhatjuk, hogy a sötét, érdes és matt felületek nyelik el a legtöbb sugárzást és a világos, sima és fényes felületek pedig a legtöbb sugárzást verik vissza. Az elnyelt energiamennyiség hatására a felszín felmelegszik és a hımérsékletének negyedik hatványával arányos mértékben sugároz ki (Stefan-Boltzman törvény). Mika et al. (1992) a hazánkra jellemzı növényállományok és termıterületek albedó értékeit számszerősítve azt a megállapítást tették, hogy ennek a meteorológiai viszonyokra gyakorolt hatása hasonló nagyságrendő, mint a változó szén-dioxid koncentrációé. A vegetáció idıbeli változásai az albedó, s így az éghajlatbefolyásoló szerep további változékonyságát okozhatják. Dávid (1986, 1987) különbözı felszínek albedójának évi menetét határozta meg. A felszín típusától függetlenül jelentkezı januári maximum a hótakaróval áll összefüggésben. Tavasszal minimálisan csökken a különbözı felszínek albedójának változékonysága. Az évi elsı minimum – a nedves talajok és a ritkás lombozat miatt – áprilisban jelentkezik. A nyári idıszakban az érés és száradás nyomán fellépı színváltozás növeli az albedót. Megjegyzést érdemel, hogy a gyümölcsösök albedója lombosodástól ıszig szinte változatlan. A novemberi másodmaximum is csaknem egységesen tapasztalható, majd azt követıen jelentıs a növekedés a januári maximumig. Hazánkat felszíni sajátosságai alapján körzetekre bontva elıállította az egyes területek havonkénti albedó értékeit.


26

Várallyay (2002) szerint egy esetleges éghajlatváltozás hosszabb távon a felszínek (talajok) legkülönfélébb tulajdonságait befolyásolná. Számottevı hatást gyakorolna a talajképzıdési folyamatokra, azok vízgazdálkodási jellemzıire és a talajdegradációra is, e változások pedig érintenék a földhasználat és a termesztenı növény megválasztásának kérdését is. A földfelszíni kisugárzás A földfelszíni kisugárzás erıssége. A földfelszínrıl történı kisugárzás a Stefan-Boltzman törvény szerint a hımérséklet negyedik hatványával arányos:

4KISUG TQ εσ= (2.4)

ahol ε és σ (Stefan-Boltzman állandó) állandók, T pedig a földfelszín középhımérséklete Kelvin fokokban. Mivel a Föld középhımérséklete – mint korábban már bemutattuk – mintegy 15 Celsius fok. Az (2.4) formula által kifejezett Wien törvény szerint (minél alacsonyabb a hımérséklet, annál hosszabb a hullámhossz) a Föld hosszúhullámú sugárzást bocsát ki. Ennek a bolygóközi tér felé irányuló hosszúhullámú sugárzásnak is keresztül kell haladnia azonban a légkörön. A légkör összetétele és a légkörben található anyagok ezért szabályozni képesek, hogy a felszínrıl történı kisugárzásból mennyi jut a bolygóközi térbe. Ha a légkörben kevés az olyan anyag, amely képes elnyelni és visszasugározni a hosszúhullámú sugárzást, akkor a kisugárzásból származó energiaveszteség nagy lesz. Ha sok ilyen anyag van a légkörben, akkor az energiaveszteség kevés. A hosszúhullámú sugárzást elnyelı gázokat üvegházhatású gázoknak nevezzük, mert ezek úgy viselkednek, mint az üveg: a (Napból érkezı) rövidhullámú sugárzást átengedik, a földfelszínrıl távozó hosszúhullámú sugárzást azonban elnyelik és jelentıs részét visszasugározzák a felszínre. Az üvegházhatás elnevezés onnan ered, hogy ezt a jelenséget az üvegházak használatanál tapasztalták. Az üvegházhatású gázok. A légkörben található legfontosabb üvegházhatású gázok: a vízgız (H2O), a szén-dioxid (CO2), az ózon (O3), a metán (CH4), a dinitrogén-oxid (N2O)és a halogénezett szénhidrogének (CFC-11 és CFC-12). Vízgız. A légkörben található nagyon fontos vendéggáz. A vízgız légnemő halmazállapotú víz. Láthatatlan, nem azonos a szabadban látható, a látástávolságot rontó párával, mert az parányi, cseppfolyós állapotban lévı cseppecskékbıl áll.


27

A légkör vízgıztartalma a földfelszíni vizek párolgásából, s igen kis mértékben az élıszervezetek párolgásából származik. A vízgız a konvektív és turbulens emelımozgások segítségével kerül a magasabb légrétegekbe. A vízgız a troposzférában található. A hımérséklet magassággal való csökkenése miatt a vízgız még a troposzférában kicsapódik, felhık képzıdnek, majd visszahull a felszínre. Ez „hideg csapdát” jelent a vízgız számára. S mivel a sztratoszférában emelı mozgások nincsenek, csak nagyon kevés vízgız kerül a sztratoszférába. Emiatt a sztratoszféra meglehetısen száraz. A vízgız üvegházhatású gáz. Mivel – amennyiben a felszínek vízellátottsága biztosított – a hımérséklet emelkedésével nı a párolgás, erısödik a konvekció, tehát nı a légkör vízgıztartalma, ez az üvegházhatás szempontjából pozitív visszacsatolást jelent. Szén-dioxid. Az ipari forradalom kezdete óta a légkör szén-dioxid koncentrációja folyamatosan növekszik a fosszilis tüzelıanyagok elégetése és az erdıirtások következményeként. Az 1950-es évekre lehetségessé vált a szén-dioxid pontos és rutinszerő mérése. A Hawaii szigeteken 1958-ban a 3415 méter (11.200 láb) magasan lévı Mauna Loa hegyen létesítettek egy széndioxid mérı állomást. Ez a hely a Csendes-óceán közepe táján található, távol minden szén-dioxidot kibocsátó nagyvárosi területtıl. Az állomás az alacsonyabb lejtık trópusi erdıi felett helyezkedik el, ahol a növények asszimilációjából és légzésébıl származó szén-dioxid kibocsátás és felvétel befolyásolja csak a méréseket. Néhány évi mérés után világossá vált, hogy a légköri szén-dioxid koncentráció intenzíven növekszik és hogy a megfigyelésekben éves pulzáció található. Ez az éves pulzáció a növények vegetációs periódus alatti széndioxid elnyelését tükrözi, télen pedig a növényi asszimilációja erıteljes lecsökkenése miatt a szén-dioxid légköri felhalmozódását. Ugyancsak 1958-ban létesítettek egy szén-dioxid mérı állomást a Déli-sarkvidéken is, ahol hasonló eredményeket kaptak, mint a Mauna Loán mért adatok esetében, mert a légtömegek keverednek és elérik a Déli-sarkot is, de itt növényzet hiányában az asszimiláció és légzés okozta évi pulzáció kicsi volt. Az Északi- félteke magasabb széleségein késıbb létesített többi állomás adatai is hasonló viszonyokat tükröztek, emelkedı tendenciával és nagyobb évi változással. Az ipari forradalom elıtti idıszak légköri szén-dioxid koncentrációját Grönland és az Antarktisz jégsapkáiba szorult levegı alapján határozták meg. Neftel et al. (1982) 350-500 évvel ezelıtti idıszakra 271 ppm értéket adtak meg. Liss és Crane más adatok alapján 280-290 ppm értéket adtak meg (Gates 1993). Ha valaki az 1860 elıtti mérések adatait összegyőjti, akkor 275 ppm ipari forradalom elıtti értéket kap. Az utolsó jégkorszak idején, 40.000 évvel ezelıtt a légköri szén-dioxid koncentráció értéke 180 ppm volt.


28

Számos kutató véleménye szerint a földtörténeti korok folyamán a földi klíma egy meglepıen szők, 15 fokos intervallumban mozgott, mivel bár az ezt alapvetıen meghatározó sugárzásintenzitás és szén-dioxid tartalom jelentısen ingadoztak, de ezek egymás hatását kompenzálták (Antal és Szesztay 1996). A Mauna Loán és a Déli-sarkon végzett mérések 1958-ban 315 ppm légköri széndioxid koncentráció értéket mutattak, 1991-ben pedig már 355 ppm értéket, ami 1,78 ppm érték évi növekedésnek felel meg. Fontos kérdés, hogy mit hoz a jövı. Az egyik bizonytalanság a légköri szén-dioxid tartalom jövıbeli mennyiségének megítélésében, hogy nehéz megbecsülni a fosszilis tüzelıanyagok elégetésének évi növekedési ütemét. Az 1973 elıtti idıszakban az évi növekedési ütem 4,3% volt, azóta ez 2,25%-ra csökkent. Ha 2%-os évi növekedési ütemet tételezünk fel a fosszilis tüzelıanyagok elégetése miatt és 0.55%-os ütemet a levegıben keletkezett részre, akkor az iparosítás elıtti szén-dioxid tartalom megduplázódása (550 ppm-re növekedése) 2053-ra várható. Ha a fosszilis tüzelıanyagok elégetését azonnal megszüntetnék, akkor a megduplázódás csak a 22. században következne be. Ha viszont 4%-os évi növekedési ütemet veszünk figyelembe ( s a légkörben keletkezett szén-dioxid növekedési üteme változatlanul 0.55%), akkor a megduplázódás már 2032-re bekövetkezhet. Szem elıtt kell tartani azt is, hogy a szén-dioxid nem az egyetlen üvegházhatású gáz, s a többieknek a dinitrogén-oxid kivételével az évi növekedési üteme nagyobb, mint a szén-dioxidé. A légkör széntartalma számos bizonytalanságot tartalmaz. A légkör szén bevétele a fosszilis tüzelıanyagok elégetésébıl mintegy 5,3 Gt (gigatonna = milliárd tonna). Ebbıl a mennyiségbıl 3 Gt a légkörben marad. A fennmaradó évi 2,3 Gt mennyiséget az óceánok és az erdık nyelik el. Az óceánok évente 92 Gt szenet vesznek fel és 90 Gt-t juttatnak vissza a légkörbe. A szárazföldi bioszféra az asszimilációhoz 102 Gt szenet használ fel, s a légzés során 100 Gt-t ad le. A trópusi erdık irtása miatt mintegy 2 Gt szén kerül évente a légkörbe, bár ez a mennyiség meglehetısen bizonytalan érték. Lehetséges, hogy a szén-monoxid oxidációja miatt további évi 1 Gt kerül a légkörbe. Emiatt a légkör szénmérlege nem kiegyensúlyozott. Egyes kutatók véleménye szerint az óceánok nem képesek a légköri szén-dioxid többlet elnyelésére, különösen nem az Északi féltekén. Itt ugyanis a százaföldek aránya jóval nagyobb, mint a Déli féltekén. Ugyanakkor a szárazföldi ökoszisztémák nagyobb mennyiségő szén-dioxidot nyelnek el az Északi féltekén, mint a Déli féltekén. Ez az elnyelés elérheti az évi 2,0-3,4 Gt mennyiséget attól függıen, hogy a trópusokon, az erdıs területen és a tundra területén mennyi volt a kibocsátás. Ez az elnyelés szárazföldi és csupán a mérsékelt szélességekre jellemzı. Várható, hogy ha a Föld melegszik, akkor


29

a talaj erıteljesebb légzése következtében több szén-dioxid szabadul fel és ez jelentıs pozitív visszacsatolást jelent majd az üvegházhatás szempontjából. A földi széntárolás jelentıs. Becslések szerint az üledékek 22.106 Gt, az óceánok 34.400 Gt, a szárazföldi ökoszisztémák 1.760 Gt, a fosszilis tüzelıanyagok 12.000 Gt mennyiséget tartalmaznak, amelybıl 7.500 Gt visszanyerhetı. Nyilvánvaló ebbıl, hogy jelentıs potenciál áll rendelkezésre további szénnek a légkörbe juttatásához (Gates 1993). Dunkel (1985) vizsgálta a szén-dioxid függıleges profilját kukoricaállományban és felette a növény vegetációs periódusában és azt követıen. A szén-dioxid koncentráció magassággal történı szigorúan monoton csökkenését tekintette normál állapotnak; ez volt tapasztalható, ha a növényzet hatása nem érvényesült. Biológiai hatásra ez az alakulás módosult, s a 0-2 m-es rétegben jelentıs változás volt megfigyelhetı. A szél nagymértékő befolyását is kimutatta a koncentációviszonyokra. A növényállományok környezetében tapasztalható függıleges szén-dioxid áramlásra vonatkozó számítások minıségileg hasonló eredményt hoztak, mint ami a koncentráció értékek ismeretében várható volt: az éjszakai idıszakban az állomány felıl a kisebb koncentrációjú, állomány fölött elhelyezkedı légkör felé irányul a szállítás, a nappali órákban (különösen dél körül) lefelé irányuló szén-dioxid áramlás jellemzi a rendszert (Dunkel 1987). Ózon. Az ózon a természetben elsıdlegesen a sztratoszférában fordul elı. Mennyiségének mindössze 10%-a található a troposzférában. Az ózon több, mint üvegházhatású gáz, mivel mind az ultraibolya sugárzást, mind pedig a hosszúhullámú földi kisugárzást képes elnyelni. Az ultraibolya sugárzás elleni védelem azért fontos, mert ez a sugárzás bırrákot és genetikai mutációkat képes létrehozni. Mivel azonban a troposzférában lévı ózon az infravörös sugarakat is elnyeli, egyúttal üvegházhatású gáz is, amely szerepet játszik a földfelszínrıl távozó hı visszatartásában. A megfigyelések szerint a sztratoszférában található ózon jelentıs veszteségeket szenvedett, különösen az Antarktisz felett. A nagymértékő veszteség jelentıs ritkulást okozott az ózon által alkotott védırétegben. Ezt a jelentıs mértékő ritkulást nevezik ózonlyuknak. E jelenséget 1985-ben fedezték fel (Farman et al. 1985). Ezen keresztül nagyobb mennyiségő káros ultraibolya sugárzás éri el a földfelszínt. A nagymértékő ózonveszteség a halogénezett szénhidrogének használatának a következménye. A trópusokon nem tapasztaltak jelentıs ózonveszteséget. A közepes földrajzi szélességeken a sztratoszférikus ózon a 20. század utolsó két évtizedében 4-5 %/évtizedes csökkenési tendenciát mutatott. Az ezért elsısorban felelıs halogének légköri koncentrációja 1998-ban tetızött, ennek ellenére az ózonréteg teljes regenerációja csak a 21. század közepére várható (Bérces 1996).


30

Az alsó légkörben az ózonkoncentráció növekedni látszik (Európában évtizedenként 10%-kal s Haszpra (1991) szerint az elmúlt száz évben az Európa feletti alsó troposzféra ózon-koncentrációja megduplázódott). Az ózon a troposzférában szennyezıanyag, amely ködképzıdéshez és korrózióhoz vezet. Itt egyúttal üvegházhatású gáz is. Tehát, amíg a mennyisége csökken a sztratoszférában és ez aggodalomra ad okot a káros ultraibolya sugárzás elleni védelem csökkenése miatt, addig a troposzférában a növekedése okoz gondot, mert üvegházhatású gáz is. Kalmár (1993) vizsgálatai szerint az ózon a mezıgazdasági kultúrákra legveszélyesebb szennyezı anyagok közé sorolható a kén-dioxid, PAN, nitrogén-oxidok, fluoridok, nehézfémek és peszticidek társaságában, melyek hatására a legérzékenyebb reakciót mutató növények: dohány, szója, kukorica, búza, szılı, rizs. A károsítást alapvetıen kétféle hatásmechanizmussal magyarázzák: a./ ózonhatásra nagyobb mértékben mosódnak ki a tápanyagok a növények leveleibıl, s ez gátolja a növekedést b./ az ózon a sejtekben mőködı enzimek egy részét inaktiválja. A károk nagyon különbözıek: a néhány %-ostól az 50 %-ot meghaladó értékekig terjedhetnek (Borhidi 1991). Felszínközeli mérések azt mutatják, hogy az ózonkoncentráció napi maximuma a délutáni órákban, évi maximuma területtıl függıen tavasszal vagy nyáron következik be. A levegı ezen összetevıjének koncentrációját leginkább a sugárzás és a szélsebesség befolyásolja (Baranka 1996, El-Hussainy et al. 2003). Metán. A metán (CH4) viszonylag rövid élettartamú üvegházhatású gáz. A szén-dioxid mellett a másik fontos közremőködı az üvegházhatás kialakításában. Bár a légköri koncentrációja mindössze 1,7 ppmv, vagyis csak 0,5%-a a légköri szén-dioxid mennyiségének, a molekulánkénti infravörös sugárzás elnyelése 20-szor erısebb. A metán természetes és antropogén forrásokból kerül a légkörbe. Ez utóbbiak a jelenlegi kibocsátásnak mintegy 60-80%-át teszik ki. Jelentısebb természeti forrást jelent a nedves területeken a szerves anyagok lebomlása, az óceánokban és édes vizekben oldott gázok kiszabadulása, a termeszek anyagcseréje és a metánhidrát lebomlása. Az antropogén források közé tartoznak a szénbányászat, a benzingázok, a rizsföldek, a háziasított kérıdzık belsı fermentációja, a gazdasági állatok, a házi szennyvíz, szemétlerakók és a biomassza-égetés. A metán 90%-át tesszi ki azoknak a gázoknak, amelyek a szénben és benzinben találhatók és amelyek a fosszilis tüzelıanyagok elégetésekor felszabadulnak. A metán eltávolítható a légkörbıl, ha reakcióba lép a sztratoszférában található hidroxil gyökkel (OH-1), amelynek során vízgız keletkezik. A troposzférában a metán reakciója ózonképzıdéshez vezet. Mindkét reakciótermék: a sztratoszférában keletkezett vízgız és a troposzférában


31

keletkezett ózon egyaránt üvegházhatású gáz. Emiatt a metán kibocsátás közvetlen vagy közvetett módon az üvegházhatás növekedéséhez vezet. A metán légkörben való tartózkodásának átlagos élettartama 12-17 év. Az ipari forradalom kezdete óta a metán légköri koncentrációja több, mint a kétszeresére növekedett (0,7-rıl 1,7 ppmv-re emelkedett), minden valószínőség szerint a fosszilis tüzelıanyagok elégetése, a rizstermesztés, az állattenyésztés és a szeméttelepek növekvı terjedése következtében. Az 1970-es években a metán évi növekedése 0,02 ppmv volt. Ez az 1980-as években lelassult évi 0,01-0,013 ppmv-re. Az újabb adatok azt mutatják, hogy az évi növekedés ismét felgyorsult, a jelenlegi érték 0,8% évente. Ennek a jelentıs évi növekedés-ingadozásnak az okai nem ismertek (Rosenzweig és Hillel 1998). Dinitrogén-oxid. A dinitrogén-oxid (N2O) jelenlegi koncentrációja a légkörben 310 ppb (=0.3 ppm). Évi növekedési üteme 0,2%. Hozzávetılegesen olyan hosszú ideig marad a légkörben, mint a szén-dioxid. A legtöbb légköri dinitrogén-oxid a bioszféra természetes nitrogén ciklusából kerül a légkörbe, amelyben a talajban található denitrifikáló baktériumok és gombák játszanak közre. A légkörben tapasztalható kis mértékő növekedésének a forrása nem állapítható meg pontosan, de hozzákapcsolható a növekvı mőtrágya-használathoz és a fosszilis tüzelıanyagok elégetéséhez az üzemekben és a motorokban. Ezért a dinitrogén oxid növekedése a jövıben is folytatódni fog, mert fokozódik az állandóan növekvı lakosság élelmiszer- és energiaigénye. Külön említést érdemel, hogy ezáltal fokozódik a savas csapadék veszélye. E kártétel kiemelt forrása az emberi tevékenység következtében levegıbe kerülı kén-dioxid és nitrogén-oxidok (Nagy 1993). Halogénezett szénhidrogének (freonok). A halogénezett szénhidrogének (CFC-11 és CFC-12), amelyeket freon néven ismerünk, az 1960-as évek folyamán kerültek széleskörő használatba a hőtıberendezésekben és szórópalackokban (spraykben). Nevüket onnan kapták, hogy a metánban (CH4) lévı hidrogén atomokat fluor vagy klór atomokkal helyettesítik. A freon gázok kémialilag semlegesek, nem bomlanak szét és nem lépnek vegyi reakcióba más légköri gázokkal. Emiatt sokáig megmaradnak, s ha van utánpótlásuk, akkor egyre növekvı mennyiségben győlnek össze. Ez történt a légkörben is, ahol eleinte évi 10-15%-ban növekedett a mennyiségük, de napjainkra már ez a növekedés évi 4%-ra csökkent. Igen hatékony üvegházhatású gázok, mivel elnyelési sávjuk a 10 mikron körüli hullámhossz tartományba esik. A lebomlási ütemük lassú, a sztratoszférikus fotolízis az egyetlen eszköz, amellyel a légkörben lebonthatók. Százéves fennmaradási idejükkel minden valószínőség szerint a leghatékonyabb üvegházhatású gázok.


32

Egyensúlyi hımérséklet A Föld középhımérsékletét az 1860-as évektıl határozzák meg a földfelszíni állomások adataiból; eleinte mintegy 100 állomás, késıbb az 1960-as években már mintegy 1700 állomás adatait vették figyelembe. Ez a szám az 1960-as évektıl ismét csökkent (Gates 1993). Ezeknek az állomásoknak a nagyobb része a szárazföldeken létesült és csak kisebb része az óceánokon, noha az óceánok teszik ki a földfelszín hozzávetılegesen 70%-át. Figyelembe véve az adatok pontosságával kapcsolatos kételyeket a földi középhımérséklet megközelítıleg 15 foknak adódik. Hasonló érték adódik a Wien törvény (1.4) alapján is. A Wien-törvény szerint a kibocsátott sugárzás hullámhossza függ a hımérséklettıl: 2880TMAX =⋅λ (2.5) A T a hımérséklet Kelvin fokokban kifejezett értéke, a λMAX pedig a legnagyobb energiát szállító hullámhossz értéke mikronban. A földfelszín kisugárzása esetén a λMAX = 10 mikron. Ezt az értéket behelyettesítve az (1) formulába, meghatározhatjuk a T értékét, ami 288 Kelvin foknak (= 15 Celsius fok) adódik. Ez a hımérséklet nem változik, ha ugyanannyi energia érkezik a felszínre, mint amennyi onnan eltávozik. Ha a beérkezı energiamennyiség nincs egyensúlyban a kisugárzott energiamennyiséggel, akkor a felszíni középhımérséklet megváltozik. Ha több energia érkezik a felszínre, mint amennyi eltávozik onnét, vagy kevesebb távozik el, mint amennyi beérkezett, akkor a felszín hımérséklete emelkedik. Ha kevesebb energia érkezik a felszínre vagy több távozik, mint amennyi érkezik, akkor a felszín hımérséklete csökken.

2.2 Az éghajlat rendszer jellege Az éghajlat egy adott területen hosszú idıszakra vonatkozóan jellemzi a légkör állapotát. Mennyiségileg meghatározható, ha az adott helyen a meteorológiai elemek hosszabb naptári idıszakra középértékeit használjuk. A meteorológiai elemek ezen középértékeit nevezhetjük klimatológiai elemeknek, amelyek olyan jellemzıértékeket foglalhatnak magukba, mint pl. a havi vagy évi átlagos hımérséklet, csapadékösszeg, szélerısség, légnyomás, felhızet, légnedvesség stb. Így jellemezni tudjuk egy adott hely éghajlatát mondjuk azzal, hogy évi középhımérséklete 10 fok, évi átlagos


33

csapadékmennyisége pedig 600 mm. Az embernek azonban jóval több információra van szüksége annál, mint az évi középértékek. Egy gazdálkodó pl. szeretné tudni, hogy mekkora a csapadék évenkénti ingadozása, s telente általában mennyi ideig tartó és milyen vastag hótakaróra lehet számítani, milyen szélsıértékek fordulnak elı stb. Az éghajlat fontossága annyira alapvetı, hogy néha fel sem tőnik, természetesnek vesszük. Ha az éghajlat nem lenne többé-kevésbé olyan, mint amilyen valójában, akkor a bolygón az élet és a civilizáció sem úgy fejlıdött volna, ahogy fejlıdött. A vegetáció és a talaj típusának eloszlását a szárazföldön elsıdlegesen az adott hely éghajlata határozza meg. Az éghajlat sokféleképpen hat az emberi életre is, pl. befolyásolja az öltözködést és a lakóházak kialakítását. A modern világban, a múlt század nagy technikai haladása következtében azt gondolhatnánk, hogy az éghajlat már nincs jelentıs hatással az emberek életére. A valóságban azonban továbbra is nagyon érzékenyek vagyunk az éghajlat ingadozásaira és változásaira. Az élelmezési, a vízellátottsági és energia rendszerek olyan szorosan kapcsolódnak a társadalmi igényekhez, s annyira a jelenlegi éghajlati viszonyokhoz vannak optimizálva, hogy az éghajlat ingadozásai vagy tendenciózus változásai komoly problémát jelenthetnek az emberiség számára. Az éghajlati rendszer Az éghajlat lényegét tekintve egy olyan rendszer, amely magába foglalja az egymással is szoros kapcsolatban lévı légköri elemeket és hatásukra kialakuló légköri folyamatokat. Alapjában véve ez a rendszer hossszabb távon a légkör (az atmoszféra) állapotát jellemzi. Vagyis a légkör az a rendszer, amelyben az éghajlatot a legközvetlenebbül tapasztaljuk (Schneider és Londer 1984). A légkör azonban része a tágabb értelemben vett környezetnek (környezeti rendszernek), s ennek megfelelıen a környezet más rendszereivel folyamatos kapcsolatban van. A légkör és a többi környezeti rendszer közötti kölcsönhatások, amelyek befolyással vannak az éghajlatra, szintén részét képetik az éghajlati rendszernek. A nemzetközi éghajlati irodalomban a különbözı környezeti rendszereket (hidroszféra, litoszféra, krioszféra és bioszféra) az éghajlat részének tekintik. Az éghajlati rendszer fogalma és a környezeti rendszer fogalma azonban ez esetben nehezen különböztethetı meg. Az éghajlati rendszer energia-folyamatokat, energia-átalakulásokat (sugárzási és hıenergia), valamint az anyag (levegı, víz, aeroszol) állapotváltozásait és áramlását foglalja magába. Ezek a folyamatok, energia- és anyagáramlások az egyes rendszereken (atmoszféra, hidroszféra, litoszféra, krioszféra, bioszféra) belül és a rendszerek között is végbemennek,


34

s ezek fizikai, kémiai és biológiai folyamatokhoz kapcsolódnak (Lockwood 1979; Rosenzweig és Hillel 1998). Az éghajlati rendszer a környezeti rendszer része A földi környezet – mint említettük – több egymáshoz kapcsolódó rendszerbıl áll. Ezek a rendszerek a különbözı szférák:

– atmoszféra, – hidroszféra, – litoszféra, – krioszféra és – bioszféra.

Ezek a szférák kölcsönhatásban vannak egymással, ahol az „odahatás” és a „visszahatás” rendszerint nem egyforma erısségő. Az atmoszféra. A légkör a Föld külsı, gáznemő burka. A légkör vastagsága (mintegy 1000 km) csekély a Föld átmérıjéhez (12.742 km) képest, tömege (4,536·1015 kg) pedig kicsi a Föld tömegéhez (5973·1018 kg) képest. A légkör tömegének elhelyezkedését úgy kell elképzelni, hogy teljes tömegének 99%-a az alsó 31 km-es rétegben található, s 31 km felett már csak a teljes tömeg 1%-a helyezkedik el. Azt a légköri réteget, amelyben a légkört alkotó gázok keveredési aránya mindenütt azonos, homoszférának nevezzük. A homoszféra egynemőségét az állandóan mőködı keveredési folyamatok biztosítják. A homoszféra hozzávetıleges felsı határa 80-90 km magasságban van. E magasság felett a légkört alkotó gázok fajsúlyuk szerint rendezıdnek, ezért ennek a rétegnek heteroszféra a neve.

2.1 táblázat. A szárazföldek területének hasznosítása (Hartmann 1994)

Hasznosítás típusa Százalékos arány

Szántóföld és emberi élettér 10-13 Legelı 20-25 Nem-trópusi erdı (fıként tőlevelő) 10-15 Trópusi erdıs terület 13-18 Sivatag 25-30 Tundra, magas szélességi terület 6-9 Mocsár és láp, tó és folyó 2-3

A litoszféra. A Földön található szilárd talajfelszínő területek összességét litoszférának nevezzük. Szilárd talajfelszín a Föld felületének mintegy 30%-


35

át borítja. Ezek a szárazföldek. A szárazföldek és tengerek elhelyezkedése a Földön befolyással van az éghajlatra is. Ez az elrendezıdés a földtörténeti korok során változott, mivel a kontinensek vándoroltak. Jelenleg a Föld szárazföldjeinek 70%-a az északi féltekén található, s ez az asszimetria jelentıs különbségeket okoz a két féltéke éghajlatában. A szárazföldek topográfiája is kulcsfontosságú a szárazföldek éghajlatának alakulásában. A jelentıs tengerszint feletti magasságok az északi féltekén sokkal inkább kelet-nyugat irányban mutatnak változatosságot, elsısorban a közepes szélességeken, ahol a Himalája található. Az is fontos, hogy az ember mire használja a földet. Amint a 2.1 táblázat a hasznosított területek nagyságát a teljes terület százalékában kifejezve mutatja (Hartmann 1994). A szárazföldnek hozávetılegesen egyharmadát növénytermesztésre vagy az állatok legeltetésére használják, egyharmada erdıvel borított, egyharmada pedig sivatag vagy tundra. A történelem folyamán az ember az erdıvel borított területek egy részét szántóterületté vagy lakóterületté alakította, vagy pedig legelıvé tette. A túllegeltetés egyes helyeken a terület elsivatogosodását eredményezte (Sahel övezet). Az ember jelentısen közrejátszott a szárazföldek felszínének alakításában, s ezt a tevékenységét növekvı mértékben folytatja.

2.2 táblázat. A víz eloszlása a Földön (Hartmann 1994)

Vízforma Százalékos arány

Óceán 97 Jéghegy és gleccser 2.2 Talajvíz 0.7 Tó és folyó 0.013 Talajnedvesség 0.013 Légköri víz 0.0009 Összesen 100

Noha a szilárd felszín kisebb szerepet játszik az éghajlat alakításában, mint a légkör vagy a tengerek, mégis rendkívül fontos a számunkra, mivel az ember a szárazföldön lakik. Itt termeli a gabonanövényeket, amelyek élelmezésének legfontosabb forrásai, s a világ energiaigényének és fehérjeigényének nagyobb részét szolgáltatják. Az állati fehérjének mintegy 80%-a húsból, tojásból és tejtermékekbıl származik és csak 20%-a tengeri eredető. Végül az alapanyagok többsége a szárazföldön terem vagy a kontinensek bányáiban bányásszák.


36

A hidroszféra. A hidroszféra a Földön található folyékony halmazállapotú vizet foglalja magába. Ide tartoznak az óceánok, a tengerek, a tavak, a folyók és a felszín alatti vizek (2.2 táblázat). A Földön az óceánok és tengerek összefüggı víztömeget alkotnak, s a Föld egész területének 71%-át foglalják el. Arányuk azonban a két féltekén különbözı. Az északi félteke 61%-át borítják óceánok és tengerek, a déli féltekének pedig 81%-át. Az óceánok és tengerek jelentıségét elsısorban a víz nagy hıkapacitása jelenti, amellyel számottevı mennyiségő hıt képes tárolni, s hővösebb idıben a levegınek átadni. Az Egyenlítıtıl a pólusok felé történı energiaszállításnak mintegy a felét a tengerek végzik. A tengerek vize jelenti azt a víztartályt, amely a levegı vízgıztartalmának jelentıs részét szolgáltatja és ezzel hozzájárul a szárazföldek feletti csapadék- és hóhulláshoz. Az óceánok jelentıs mértékben befolyásolják a légkör összetételének alakulását is azzal, hogy a tengerek vízébıl szilárd részecskék (sószemek) és gázok (molekuláris oxigén) kerülnek a levegıbe, a levegı szén-dioxidja pedig a tengerek vízében oldódik. A krioszféra. A Földön található jég és hó borította felszíneket együttesen krioszférának nevezzük. A legnagyobb jég és hóborította területek az Antarktiszon, az Északi Sark környékén és Grönlandon vannak. Az Antarktiszon és Grönlandon a jég- és hótakaró alatt szilárd talajfelszín húzódik, az Északi Sark közelében pedig tenger. Napjainkban a szárazföldek 11%-át és a tengerek 7%-át fedi jég-és hótakaró. A jég- és hótakaró a fehér színe miatt elsısorban erıs sugárzásvisszaverı képességével fejti ki éghajlatot befolyásoló szerepét. Emellett jó hıszigetelı képessége miatt, szigetelı réteget képez a tengervíz felszíne és a levegı, valamint a talajfelszín és a levegı között. A tengerfelszín esetében megakadályozza, hogy a nagyobb hıkapacitása miatt a vízben tárolt hı a tengert fedı jég- és hótakaró feletti hidegebb levegı melegítésére fordítódjon. Ezért a jég- és hótakaróval borított tengerfelszínek felett hidegebb légköri viszonyok uralkodnak, mint ha a tengert nem borítaná jég- és hótakaró. Hasonló a helyzet azon szárazföldek felett, amelyeket hosszú idın át borít jég-és hótakaró. A jég- és hótakaró egyik alapvetı tulajdonsága az, hogy kiterjedése évszakosan változik. A hideg idıszakban keletkezı hótakaró, különösen a mezıgazdasági területeken játszik fontos szerepet, mert jelentıs védelmet nyújt az áttelelı növényeknek. A tavaszi lassú olvadás pedig lehetıvé teszi, hogy a hótakaróban felhalmozódott víz a növényi gyökerek által átszıtt felsı talajrétegekben (gyökérzónában) halmozódjon fel. A Föld vízkészletének mindössze 2%-a van fagyott állapotban, de ez magában foglalja az édesvíz készletének 80%-át.


37

A bioszféra. A bioszféra a szilárd kéregnek (a litoszférának), a vízburoknak (a hidroszférának) és a légkörnek (az atmoszférának) az a része, amelyben az élet lehetséges (Kovács 1977). Ha túlságosan kicsi egy égitest, akkor nem alakulhat ki rajta légkör, s így bioszféra sem. Meg lehet határozni azt a legkisebb égitest tömeget, amely mellett még légkör és bioszféra is kialakulhat. A Mars bolygó, amelynek tömege a Föld tömegének egy tizede, még e kritikus határ felett van (Kádár 1965). A bioszféra keletkezésének van egy másik feltétele is. Szükség van egy olyan égitestre, amely az élet keletkezéséhez és fenntartásához szükséges energiát szolgáltatja. Mivel a sugárzási energia a távolság négyzetével csökken, fontos az adott bolygónak az energiát szolgáltató égitesttıl való távolsága is. Ez az energiát szolgáltató égitest esetünkben a Nap. A bioszféra alsó határát különbözı szerzık különbözı értéknagyságokkal adják meg. A bioszféra határait mind vízszintes irányban, mind pedig függıleges irányban az szabja meg, hogy az életfeltételek hogyan alakulnak. Ahol valamilyen életfeltétel megszőnik, vagy meghaladja az élet szempontjából elviselhetı maximumot, ott húzhatók meg a bioszféra határai. Ez nem egyszerő feladat, mert a nagyszámú élılény között gyakran számolni lehet olyan fajokkal, amelyek képesek élettevékenységet folytatni a legtöbb élılény számára elviselhetetlen körülmények között is. Az életfeltételek idıbeli változásai is nehezítik e feladat egyértelmő megoldását. Egyes élılények kedvezıtlen körülmények között beszüntetik élettevékenységüket, majd az életkörülmények kedvezıre fordulása után – néha hosszabb idı után is (pl. hosszabb hideg vagy száraz idıszakok után) – újra folytatják a megszakított életmőködést. A függıleges irányú kiterjedés felsı határát általában 5000 m körül szokták meghúzni. Bár egyes spórák és baktériumok ennél nagyobb magasságokban is elıfordulhatnak. Az alsó határ másképpen alakul a szilárd talajban és a tengerben. Az elızı kiemelkedı jelentısége abban áll, hogy a szárazföldi élet hordozója. A talajba kapaszkodnak gyökereikkel a növények, a talajon él az állatok jelentıs része, a madarak és egyes tengeri állatok számára pihenıhelyül szolgál, s itt hozzák világra az utódaikat is, a rovarok nagy többsége pedig a talajban él számos egyéb apró élılénnyel együtt. Az élet a talajban fıleg a felsı néhány deciméterre koncentrálódik, bár egyes fák gyökerei lenyúlhatnak 10 m mélységig is. A barlanglakó élılények pedig nagyobb mélységekben is megtalálhatók, a kıolaj baktériumok még 1000 m alatt is tudnak élni. A tengerben is a felsı néhány 10 m–es rétegig található az élılények zöme, mert ide jut el a napsugárzás. A mélyebben fekvı tengerfenéken – úgy átlagosan 4000 m körül – ismét van egy olyan réteg, amelyben élılények élnek. Ezek a felszíni rétegekben élık aláhulló tetemeit használják táplálékul.


38

Azt mondhatjuk tehát, hogy a bioszféra mintegy 10 km vastagságú. Ebben a rétegben találhatók olyan életfeltételek, amelyekhez az élılények különbözı fajtái alkalmazkodni tudtak, s itt él a Földet benépesítı élıvilág majdnem teljes egésze. A vízszintes irányú kiterjedést úgy lehetne röviden jellemezni, hogy a bioszféra betölti az egész földfelszínt. Kétségtelen, hogy a hideg sarkvidék vagy a száraz sivatagok belseje felé haladva egyre gyérül az élet, de valamilyen formája rendszerint megtalálható. A legdúsabb az élıvilág a meleg és nedves trópusokon. A bioszférának azt a részét, ahol az emberi tevékenység érvényesül nooszférának nevezzük. A technika fejlıdésével a bioszféra egyre nagyobb része válik nooszférává. A Földnek azt a részét, ahol az élet elıfordul bioszférának nevezzük. A bioszféra mind felfelé a légkörben, mind pedig lefelé a szilárd talajban és a tengerekben mintegy 5-5 km vastagságú. Ugyanúgy mint a légkör (atmoszféra) vagy a hidroszféra, a bioszféra is jelentıs hıtárolásra képes, s állandóan kerülnek a légkörbe és távoznak a légkörbıl éghajlati szempontból és az élet szempontjából is fontos vegyületek. A különbözı anyagoknak a környezeti rendszerek közötti állandó körforgását biogeokémiai ciklusnak nevezik. A szén körforgása. Azt gondoljuk, hogy éghajlati szempontból a legfontosabb biogeokémiai ciklus a szén körforgása. A szén a légkörben szén-dioxid formájában fordul elı, s ebben a formában van jelen az óceánokban és más vízekben is. Az óceánok és a légkör közötti kapcsolat folytán évente sokkal több szén-dioxid kerül az óceánokból a légkörbe, mint amennyi a fosszilis tüzelıanyagok elégetése és az erdık kivágása következtében (Schneider és Londer 1984). A szén-dioxidot a növények képesek felvenni s belılük szénhidrátot elıállítani a fotoszintézis folyamán. Az északi féltekén minden évben tavasztól 3%-kal csökken a levegı szén-dioxid tartalma a növények asszimilációs tevékenysége következtében. Ez néhány tízmilliárd tonna szén-dioxidot jelent. A déli féltekén, ahol kevesebb a növényzet, a légkör és a növényzet közötti szén-dioxid csere, csak egyharmada az északi féltekén tapasztaltnak. Jelentıs szén-dioxid csere bonyolódik le tehát egyrészt az óceánok és a légkör, másrészt a vegetáció és a légkör között. A szén tehát más tápanyagokkal együtt (mint pl. a víz és a nitrogén) szükséges az élet fenntartásához. Éghajlati szempontból is kiemelt fontossága van a szén-dioxidnak. Noha a szén-dioxid a légkörnek mindössze 0,03%-át alkotja, az infravörös kisugárzás visszatartása miatt (üvegházhatás) alapvetı szerepet játszik mind az éghajlat alakulásában, mind pedig az éghajlat és az élet közötti kapcsolatban. Mivel az ipari forradalom kezdete óta a szén-dioxid tartalom folyamatosan


39

növekszik a légkörben, ezért állandó és hangsúlyozott figyelem irányul minden olyan jelenségre (pl. felmelegedés), amely az üvegházhatás következménye lehet. A nitrogén körforgása. A nitrogén fontos tápanyag. Sokféle formában elıfordul, de elsıdleges formája a molekuláris nitrogén (N2), ahogy a légkörben is található. A nitrifikáció folyamán a nitrogén megkötıdik és más kémiai elemekhez kapcsolódik. Megkötése történhet abiotikus úton pl. tőz által (beleértve a villámot is!) vagy biológiai úton, speciális nitrogén megkötı szervezetek útján. A nitrogén megkötését a rizóbium nevő baktérium végzi, amely a gazdanövényektıl kapja az energiát a nitrogén megkötéséhez. Ezek a baktériumok többnyire a pillangósok (lucerna, bab, borsó, vöröshere) gyökerein élnek. Mivel ezek a növények lehetıvé teszik a nitrogén megkötését, gyakran olyan növények (búza, kukorica, paradicsom stb.) közé vetik, amelyek nem tudnak ilyen feladatokat ellátni, s ezzel lehetıvé válik a természetes trágyázás. Ezek a növények gyökereiken keresztül felveszik a megkötött nitrogént, azután kémialag aminosavvá alakítják, majd pedig fehérjékké. A fehérjék formájában megkötött nitrogén, amelyet a növények tartalmaznak, kikerül a növényekbıl akkor, amikor a növényeket megeszik vagy amikor elpusztulnak. A megevett növények más élılényekbe kerülnek (állatokba és emberekbe), s a bennük lévı nitrogén ezek pusztulásával jut vissza a légkörbe, mint molekuláris nitrogén. Ha a növény elpusztul, akkor a denitrifikáló szervezetek szabadítják fel a bennük lévı nitrogént, s így kerül vissza a légkörbe. A nitrogén tehát a nitrifikáció útján kerül a talajba, vízbe, növényekbe, állatokba és a légkörbe, s végül denitrifikáció segítségével jut vissza a légkörbe. Ugyanakkor a nitrogén egyes formákban képes energiát is szállítani, amely éghajlati szempontból fontos. A nitrogén tehát kapcsolatot teremt a légkör, az élet és a biogeokémiai tápanyag ciklusok között. Irodalom Antal E. – Szesztay K. 1996: Climate and water in plant ecology. Idıjárás. Vol. 100. No. 1-3. 193.-206. oldal. Baranka Gy. 1996: Statistical analysis of the pollutant levels in Budapest. Idıjárás. Vol. 100. No. 1-3. 183.-192. oldal. Bérces T. 1996: Recent results on stratospheric ozone depletion. Idıjárás. Vol. 100. No. 1-3. 13.-21. oldal. Borhidi A. 1991: Az ózon hatása a növényzetre. Idıjárás. Vol. 95. No. 2-3. 128.-130. oldal. Campbell, I.M. 1977: Energy and atmosphere. A physical–chemical approach. John Wiley and Sons LTD, London.


40

Dávid A. 1986: Az albedó területi eloszlásának meghatározását célzó elızetes kutatások. Beszámolók az 1983-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 81.-98. oldal. Dávid A. 1987: Az albedó alakulása Magyarországon 1951-1980 között, számítások alapján. Beszámolók az 1984-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 74.-81. oldal. Dunkel Z. 1985: A szén-dioxid függıleges eloszlása kukorics állományban. Beszámolók az 1982-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 82.-97. oldal. Dunkel Z. 1987: Szén-dioxid függıleges fluxusaa kukoricaállományban. Beszámolók az 1985-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 65.-72. oldal. El-Hussainy, F. M. – Sharobiem, W. M. – Ahmed, M. D. 2003: Surface ozone observations over Egypt. Idıjárás. Vol. 107. No. 2. 133.-152. oldal. Farman, J. C. – Gardiner, B. G. – Shanklin, J. D. 1985: Large losses of total ozone in Antarctica reveal seasonal ClOx/NOx interaction. Nature. 315, 207.-210. oldal. Gates, D.M. 1980: Biophysical Ecology. Springer Verlag, New York, Gates, D.M. 1993: Climate Change and its Biological Consequences. Sinauer Associates, Inc. Publisher, Sunderland. Gábris Gy. - Marik M. - Szabó J. 1998: Csillagászati földrajz. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest, Götz G. 1993: Éghajlatunk jelene, múltja és jövıje. Beszámolók az 1990-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 130.-156.oldal. Hartmann, D.L. 1994: Global Physical Climatology. Academic Press, New York. Haszpra L. (1991): A felszínközeli ózon-koncentráció alakulása Európában. Idıjárás. Vol. 95. No. 2-3. 119.-127. oldal. Kádár L. 1965: Biogeográfia. Tankönyvkiadó, Budapest. Kalmár E. 1993: A levegı minıségének hatása a növényi produkcióra. Beszámolók az 1990-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 211.-216. oldal. Koppány Gy. 1994: Temperature variation in Europe and North America since the beginning of instrumental observations. Idıjárás. Vol. 98. No. 4. 227.-236. oldal. Kovács M. 1977: A környezetvédelem bológiai alapjai. Második javított kiadás. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest. Lockwood, J.G. 1979: Causes of Climate. Edward Arnold Publisher Ltd., London. Mészáros E. 2002: A környezettudomány alapjai. Akadémiai Kiadó, Budapest. Mika J. – Kovács E. – Dávid A. 1992: A növényzet és a talaj állapotának hatása a felszín-légkör rendszer albedójára. Beszámolók az 1988-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 165.-173. oldal. Mika J. – Kovács E. – Bozó L. 1993: A légköri aeroszoltartalom antropogén és természetes változásainak hatása a sugárzási mérlegre a Kárpát-medencében. Beszámolók az 1989-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 81.-89. oldal. Nagy Zs. 1993: A savas csapadék hatása a növényekre. Beszámolók az 1989-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 203.-211. oldal. Neftel, A. - Oeschger, H. - Schwander, J. - Stauffer, B. – Zumbrunn, R. 1982: Ice core sample measurements give atmospheric CO2 content during the past 40.000 yr. Nature, 295: 220-223. oldal.


41

Osán J. – Alföldy B. – Kurunczi S. – Török S. – Bozó L. – Worobiec, A. – Injuk, J. – Van Grieken, R. 2001: Characterization of atmospheric aerosol particles over Lake Balaton, Hungary, using X-ray emission methods. Idıjárás. Vol. 105. No. 3. 145.-156. oldal. Rosenweig, C. – Hillel, D. 1998: Climate Change and the Global Harvest. Potential Impacts of the Greenhouse Effect on Agriculture. Oxford University Press, New York. Schneider, S.H. - Londer, R. 1984: The Coevaluation of Climate and Life. Sierra Club Books, San Francisco. Várallyay Gy. 2002: Climate change and soil processes. Idıjárás. Vol. 106. No. 3-4. 113.-121. oldal.

AZ ÉGHAJLATI RENDSZER ÉS HATÁSÁNAK MODELLEZÉSE ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

42

3. Az éghajlati rendszer és hatásának modellezése

A napsugárzás szolgáltatja a hıt azokhoz a folyamatokhoz, amelyek során szoros kapcsolat van az óceánok, a kontinensek, a légkör, a hó, a jég, a vegetáció és a felhızet, valamint az áramlások, a szelek, a hıáramlások és nedves áramlások között. Bár rendszeresen megfigyeljük és mérjük a Földön az idıjárási és éghajlati adatokat, hogy megismerjük a légkörnek, mint komplex rendszerek a dinamikáját és képesek legyünk elırejelezni ennek a rendszernek a változásait, vagy pedig rekonstruálni múltbeli viselkedését, szükség van arra is, hogy valamilyen formában modellezzük. A légkör komplex rendszer. Lehetetlen a maga teljes valóságában leírni. A formáknak, a kölcsönhatásoknak és a változásoknak látszólag határtalan változatosságával állunk szemben. Szembenézve a természetnek ezzel a zavarba ejtı komplexitásával, a kutatók metanulták, hogy a figyelmüket egy kis érdeklıdési területre korlátozzák és megpróbálják megérteni az egész kis részeknek a viselkedését azért, hogy végül kicsinyenként az egészet felépíthessék.

3.1 Éghajlati rendszer mőködésének modellezése Globális éghajlati modellek A modell fogalma. A modell a valóság legyszerősített mása, amely a vizsgálandó rendszernek csupán az alapvetı elemeit tartalmazza. Tehát egy olyan leegyszerősített változat, amelyet arra használhatunk, hogy azon az érdeklıdésünket képezı komplexebb rendszer néhány fontosabb aspektusát megvizsgáljuk. Az általános cirkulációs modelleket (GCM = General Circulation Model) eleinte a légköri folyamatok modellezésére fejlesztették ki. Késıbb a légkörnek a többi környezeti rendszerrel (litoszféra, hidroszféra, krioszféra, bioszféra) való kölcsönös egymásra hatását is igyekeztek figyelembe venni, s ezeket a modelleket már globális éghajlati modelleknek (GCM = Global Climate Model) tekintették. A modellek a földfelszínt rácshálózattal fedik le. Egy-egy rácsnégyszöget általában 5 szélességi fok és 5 hosszúsági fok határol (van már 2,5-szer 4 fokos rácshálózat is). Az egyes rácsnégyszögekben lévı légkör függılegesen 2-20 rétegre van tagolva. Az egyes rácsnégyszögek felszíne lehet szilárd talaj, növényzet, víz, hó és jég. Szerepel ezenkívül a modellekben a


43

hegységek kiterjedése is. A légkörben pedig a felhızet típusát, szélességét és magasságát (vastagságát) veszik még számításba. Egyensúlyi modellek. Vannak éghajlati modellek, amelyek azt a feladatot tőzték ki célul, hogy meghatározzák az éghajlati jellemzıket arra az esetre, ha a légkör széndioxid-tartalma megduplázódik. A széndioxid-tartalom megduplázódását feltételezve, addig futatják a modellt, amíg az nem mutat energiaegyensúlyi állapotot, vagyis egy olyan állapotot, amelyben a felszínre érkezı és onnan távozó energia mellett ki nem alakul egy viszonylag stabil felszínhımérséklet. A modell által ilyen körülmények között meghatározott éghajlati paraméterek mutatják a megduplázott széndioxid-tartalom következtében megváltozott éghajlati viszonyokat. Tranziens modellek. A modellek másik változata lehetıvé teszi a fokozatosan növekvı széndioxid-tartalom mellett ugyancsak fokozatosan változó éghajlati viszonyok meghatározását. Ezek a modellek jó egyezést mutatnak a Földön megfigyelt tényleges éghajlati változásokkal. A lehetséges antropogén hatások következményeinek hosszútávú elırejelzésével olyan kutatások foglakoznak, amelyek célul tőzték ki az elkövetkezı évszázadon belüli éghajlatváltozások alakulásának elırejelzését. Erre a célra globális matematikai modelleket fejlesztettek ki, amelyek figyelembe veszik a levegı összetételétıl függıen beérkezı sugárzási energia mennyiségét és az atmoszféra-litoszféra-hidroszféra-krioszféra rendszerben a visszacsatolási mechanizmusokat. A GCM modelleket az évek folyamán állandóan fejlesztik, javítják, azonban messze vannak a tökéletestıl. A GCM modellek folyamatos felmelegedést jeleznek elıre az üvegházhatású gázoknak az emberi történelemben eddig nem ismert mértékő növekedése miatt. Vannak azonban bizonytalanságok ezekben az elırejelzésekben nagyrészt azért, ahogyan a GCM modellekben a felhızettel kapcsolatos visszacsatolási folyamatokat és az óceán és a légkör közötti kölcsönhatás dinamikáját kezelik. Ahogyan a modellezés egyre jobbá válik, különösen ahogyan a térbeli felbontás egyre jobbá és megalapozotabbá válik, s rendelkezésre állnak egyre kidolgozottabb és hosszabb idısorok, akkor várhatjuk, hogy jelentısen megjavulnak a hosszútávú éghajlati modell-elırejelzéseink. Schneider (1990) és Kellogg (1991) nagyon részletesen elemezte az éghajlatváltozás jövıbeli alakulásáról szóló vitát. A regionális éghajlati viszonyok modellezése Regionális éghajlati modellek. A regionális éghajlati modellekre vonatkozó igény hamar megfogalmazódott. Olyan modelleket dolgoztak ki, amelyek finomabb felbontásban modellezték az éghajlatot. Ezek figyelembe vették az adott régió topográfiáját, vegetációjának jellegét, a nagyobb


44

tavakat, általában az éghajlatot befolyásoló fontosabb helyi hatásokat, s így az éghajlati elemek regionális eloszlása fizikailag reálisabb módon volt megjelenítve ezekben a modellekben. A regionális modellek többnyire szorosan kapcsolódnak a GCM modellekhez. A leskálázás módszere. Ennek a módszernek az a lényege, hogy a nagy térségre vonatkozóan a GCM modellek eredményeit veszi figyelembe és a nagyobb térségek (megfigyelt vagy a GCM modell által megadott) éghajlati változói és a kisebb térségek éghajlati változói között empirikus-statisztikai összefüggéseket állapít meg (Bartholy, Matyasovszky, Weidingwr(Bartholy et al. 2001). Ilyen jellegő vizsgálatokat hazánkra vonatkozóan is végeztek (Bartholy és Matyasovszky 1998; Bartholy et al. 2001; Mika és Wantuchné Dobi I. 1998; Mika 2002). Ezek az összefüggések kevésbé használhatók, amikor az éghajlati elemek térbeli korrelációja kicsi. S csak arra a területre és adatintervallumra alkalmazhatók, amelyekre meghatározták ıket. Ezenkívül ezek nem ok-okozati összefüggések és így nem adnak magyarázatot a jelenségek alakulására. Az éghajlat elırejelzésének lehetıségei

Az éghajlati elırejelzések általában csak néhány hónapra szólnak. Többnyire az átlagoktól való várható eltérést valószínősítik. Tekintettel azonban arra, hogy a légkörben lejátszódó antropogén változások következményei hosszabb idın át különbözı hatásokat fejthetnek ki, amelyek érinthetik az élelmiszertermelést is, jelenleg az éghajlati kutatások egy része a 21. századi lehetséges éghajlatváltozások elırejelzésére irányul. Erre a célra globális matematikai modelleket fejlesztenek ki, amelyek a Napból érkezı energia, a légkör összetétele, a légkörben lejátszódó folyamatok és a különbözı környezeti rendszerek kölcsönhatásán alapulnak.

3.1 ábra. Az északi félteke középhımérsékletétıl vett eltérések tendenciájának

extrapolációja (Barry és Chorley 1998)


45

Az elırejelzéssel kpacsolatban általában háromféle modellstratégiát lehet azonosítani. Ezek Barry és Chorley (1998) szerint a következık.

Fekete doboz modellek. Ezek magukba foglalják a történeti idısorok jövı viszonyokra való statisztikai extrapolációját, anélkül, hogy a tényleges folyamatokra vonatkozóan lennének ismereteink. Erre látható egy egyszerő példa a 3.1 ábrán. Az ábra az északi félteke középhımérsékletének ingadozásait mutatja 1880 és 1980 között. Jól kivehetı, hogy egy szinuszos ingadozásra egy lineáris növekedési tendencia helyezıdik rá. Ez a 21. század végére, tehát 120 év alatt egy 0,6 fokos hımérséklet-emelkedést vetít elıre. Ez az elırejelzés eltekintve attól, hogy a hımérséklet-ingadozást reprezentáló pontokra meglehetısen gyengén illeszkedik a görbe, még azzal a vitatható feltételezéssel is él, hogy az elkövetkezı 120 évben az északi félteke középhımérsékletének ingadozását meghatározó tényezık súlya és összetétele változatlan marad azokhoz képest, amelyek az elızı évszázadban hatottak rá. Ebbıl világosan látszik, hogy ez egy egyszerő és nem kielégítı elırejelzés.

3.2 ábra. Az északi félteke középhımérsékletének extrapolációja (Barry és Chorley 1998) Szürke doboz modellek. Azon a feltevésen alapszik, hogy a legfontosabb változók hatása azonosítható, mérhetı és segítségükkel a múltbeli adatsorok kielégítı módon szimulálhatók és az eredményül kapott matematikai modell alkalmas arra, hogy a jövıbeli változások elırejelzésére használjuk. A 3.2


46

ábra mutat egy ilyen kísérletet arra vonatkozóan, hogy a légköri széndioxid és a szulfát aeroszolok koncentrációjának változása alapján lehetséges-e éghajlatváltozást elırejelezni. Ennek a módszernek a nehézségei az elırejelzéssel kapcsolatban két kategóriába sorolhatók. Az elmúlt idıszakok adataira egyesített hatást kifejezı görbe illesztése történt. A probléma az, hogy tartalmaz-e minden fontos változót? Hogy a hemiszférikus hımérsékletre gyakorolt tényleges és relatív hatásuk pontosan meghatározott-e? Ésszerő-e feltételezni, hogy mindenegyes változó hatása független a többi változó hatásától és így lehet-e kumulatív hatást számítani? Világos, hogy a széndioxid koncentráció pontos elırejelzése nehéz, s a szulfát aeroszoloké és egyéb aeroszoloké pedig még bizonytalanabb.

3.3 ábra. A Föld középhımérsékletének várható alakulása különbözı globális éghajlati modellek számításai alapján (Gates 1993)

Emiatt a szürke doboz elırejelzések, bár nagyobb tudományos egzaktság

benyomását keltik, mint a fekete doboz elırejelzések, ugyancsak messze vannak a megfelelı megoldástól. Nyilvánvaló tehát, hogy a globális éghajlati rendszerek bonyoltsága olyan nagy, hogy kizárja a múltbeli adatokra vonatkozó teljes bizalom alapján a statisztikailag vagy empirikusan


47

megalapozott modellek használatát, elınyben részesítve a numerikus modelleket. Fehér doboz modellek. A modellezés a légkör-szárazföld-óceán rendszerszerkezetének és mőködésének részletes megértésén alapul, ezért valamely jövıbeli állapotukat lehetséges szimulálni, alkalmazva a feltételezett hatásmechanizmust, különösen az antropogén hatásokat. Ez numerikus modellépítést jelent, ezért magába foglalja az egyetlen adatbázisba összehozott lokális, idıbeli és azon tulajdonságokra vonatkozó információkat, amelyek lehetıvé teszik az éghajlati folyamatokra és kölcsönhatásokra vonatkozó hipotézisek szimulálását. A fehér doboz típusú matematikai szimulációk – szemben a fekete és szürke doboz változatokkal – potenciálisan nagyon hatékonyak, de szükség van hozzá a komplex rendszer hatótényezıinek, állapotának, visszcsatolásainak, szállítási folyamatainak és változóinak (azaz paramétereinek) nagy mértékő megértésére, beleértve a légkör és az óceánok alapvetı törvényszerőségeit, amelyekre a modellek épülnek. A leghatékonyabb ilyen típusú modellek a légkör-óceán általános cirkulációs modellek (GCM), amelyek három dimenziós tereket használnak a vízszintes és függıleges mozgások nyomon követésénél. A legnagyobb elınyük a GCM modelleknek, hogy megkísérlik figyelembe venni a légkör-szárazföld-óceán rendszer szerkezetét és dinamizmusát. A hátrányuk, hogy ezt a maga teljességében nem lehet végrehajtani, mert óriási adatmennyiség szükséges mind a teszteléshez, mind pedig a futtatáshoz, s ami nagyon fontos, a jövıbeli hatásviszonyok ismeretének a hiánya. Éghajlati szcenáriók Az éghajlat elırejelzése nem megoldott feladat. Tisztában kell lennünk azzal, hogy a múltban és a jelenben mért adatok ismerete nem elégséges. Szükséges lenne ismernünk azt is, hogy az éghajlat-növény kapcsolat a jövıben hogyan alakul. Ez alapot adna a tervezéshez. Az éghajlat elırejelzése azonban nem megoldott feladat. Ha az éghajlat jövıbeni alakulásáról tájékozódni akarunk, akkor két lehetıségünk adódik (Easterling et al. 1992).adódik: 1) Feltételezzük, hogy az éghajlat alapvetıen nem változik. A jövıben is a sokéves adatsorok által meghatározott határok között ingadoznak az éghajlati elemek, s azokat vagy nem lépik túl, vagy ha átlépik, az csak a határok kitolódását eredményezi. 2) Feltételezzük, hogy ha az éghajlat a jövıben nem olyan lesz, mint a múltban volt (Rosenzweig és Hillel 1998), akkor

– „ha-akkor” típusú vizsgálatokkal felderíthetı, vagyis a lehetséges változásokat általunk megadott paraméterek segítségével elemezzük;


48

– analógiák keresése segítségével a várható eseményekhez a múltban lejátszódott hasonló eseménysort keresünk vagy – statisztikai modellekre épülı vizsgálatokkal, – globális éghajlati modellek (GCM) segítségével.

A szcenárió fogalma. Az éghajlatváltozás hatásának a becslésében elsı lépés az éghajlati szcenáriók elkészítése. Az éghajlati szcenáriókat úgy lehet definiálni, mint azoknak a jövıben várható éghajlati viszonyoknak a lehetséges változatait, amelyeknek alapján teszteljük az éghajlatváltozások hatásait és rájuk adott válaszokat (Rosenzweig és Hillel 1998). A szcenáriók alapján vizsgáljuk meg, hogy az éghajlatváltozás által mennyire sebezhetı a mezıgazdasági termelés és azt, hogy milyen küszöbértéknél válik a hatás negatívvá vagy súlyossá. A szcenáriókat használják még ugyanazon terület különbözı szektorai, valamint a különbözı területek azonos szektorai között az éghajlatváltozások által okozott sebezhetıség összehasonlítására. Emiatt hasznos az éghajlati szcenáriókat regionális szinten alkalmazni.

A szcenáriók típusai. Sokféle szcenáriót készítettek. Ezek a szcenáriók alapvetıen három csoportba sorolhatók. Ezek a következık.

Logikailag feltételezhetı változások. Ebbe a csoportba tartoznak azok a változások, amelyeknek bekövetkezése ésszerően feltételezhetı. Ezek a módszerek fokozatos átmenetet téleznek fel egy kiinduló állapotból. Különbözı átmenetek esetén az egyes elemek értékeit meghatározott mértékben vagy meghatározott arányban növelik vagy csökkentik. A módszer elınye, hogy a legfontosabb elemekre viszonylag egyszerően készíthetık vele hatásvizsgálatok. Hátránya, hogy az egyes elemek közötti valós kapcsolatokat nem veszi figyelembe.

Analógiás következtetések. A múltban elıfordult jellegzetes eseteket veszi figyelembe, feltételezve, hogy hasonló változások esetén hasonló viszonyok alakulnak ki a jövıben is. A módszer elınye, hogy a múltban már elıfordult reális eseményekre épít, beleértve az egyes elemek összefüggésén alapuló reális viszonyokat is. Hátránya, hogy nincs biztosíték arra, hogy a múltban elıfordult események hasonló módon játszódnak le. Sokszor elég egyetlen elem eltérı elıfordulása ahhoz, hogy jelentıs eltérések alakuljanak ki.

Matematikai modellek. Ebbe a csoportba tartoznak a globális éghajlati modellek, amelyek az éghajlati rendszert alkotó folyamatok matematikai formulázására épülnek, s szimulálják az éghajlatot a légköri folyamatokat meghatározó alapvetı egyenletek folyamtos megoldásával. Az egyenleteket olyan rácspontokra oldják meg, amelyek 300 és 1000 km közötti távolságra vannak egymástól. Ahogyan a számítógépek teljesítménye növekszik, úgy lehet a számításokat egyre sőrőbb rácshálózatra végezni. Függıleges irányban is mindig több réteget vonnak be a számításba.


49

Elınyük, hogy a légkört jellemzı valóságos viszonyokra épülnek. Ezeket mindig a rendelkezésre álló ismeretek alapján veszik számításba. Ez egyúttal a módszer hátránya is, mert a rendelkezésre álló ismereteink meglehetısen korlátozottak. Jelenlegi ismereteinkre építve különbözı modelleket lehet felépíteni, amelyek ugyanazon viszonyokra különbözı eredményeket adnak (3.3 ábra).

3.2 Éghajlati változékonyság fıbb jellemzıi Az éghajlat – mint már említettük – egy adott helyen, hosszabb idıszakra vonatkozóan a légkör állapotát jellemzı fogalom. Mivel hosszabb idıszakról van szó, az egymásután következı állapotokat leíró éghajlati (meteorológiai) elemek átlagaival szokták jellemezni. A megfigyeléseket és méréseket naponta végzik, s az egymásra következı napokban mért meteorológiai elemekbıl számítanak dekád, havi, évi és évtizedes átlagokat. Az átlagokkal jellemzett éghajlat azonban a valóságban nem létezik. Mivel az éghajlatot mégis átlagokkal jellemezzük, az éghajlati elemeknek ezek a hosszabb idıszakra számított átlagai könnyen azt a benyomást keltik, mintha az éghajlat állandó lenne. Az éghajlat azonban nem állandó, mert az egyes elemeinek az értékei nem ismétlıdnek, hanem különbözı szélességő tartományokon belül ingadoznak. Ezért azt mondhatjuk, hogy az éghajlat legfontosabb tulajdonsága a változékonyság. Az éghajlati változékonyságnak két formája ismeretes. Az egyik esetben a változékonyság abban nyilvánul meg, hogy hol magasabb, hol alacsonyabb értékek követik egymást, de az ingadozás rendszerint egy, a mindenkori szélsıértékek által meghatározott intervallumon belül marad. Ekkor éghajlatingadozásról beszélünk. A másik esetben az ingadozás intervalluma tolódik el valamilyen irányban: vagy számottevıen magasabb vagy számottevıen alacsonyabb értéktartományban megy végbe az ingadozás. Ha ez az eltolódás hosszabb idın át tartóssá válik, akkor éghajlatváltozásról beszélünk. Éghajlatingadozás

Nyilvánvaló, hogy az egyes elemek ingadozásának két interpretációja is lehetséges: az egyik az adott érték és az átlagérték közötti különbség, a másik az egymásra következı idıszakok értékei közötti különbség. Elıfordulhat, hogy a két különbözı interpretáció ellentétes eredményre vezet. Azonos definició esetén is eltérı következtetéseket lehet levonni, ha különbözı változókat használunk. Ugyanazon idıszakra (sıt azonos meteorológiai tényezıre is, mondjuk a nedvességre) két különbözı változó


50

esetén az egyik mutathat növekvı, a másik csökkenı tendenciát. A klimatológusok közötti vita elsısorban a definició és a változók önkényes megválasztása miatt van, nem pedig az eltérı interpretáció miatt (Schneider és Londer 1984). Amikor az éghajlatingadozást a középértékek körüli ingadozásokkal jellemezzük, az ingadozás abszolút nagyságát a maximum és a minimum közötti különbség adja meg. Természetesen maguk a szélsı értékek is változhatnak. A változás lehet valamelyik szélsı érték túllépése, ilyenkor éghajlati rekordról beszélünk. Lehet olyan jellegő is, hogy az értékek valamilyen irányban eltolódnak, s ennek megfelelıen a szélsı értékek is eltolódnak abba az irányba. Ekkor az egyik irányban a szélsı értékek körüli értékek gyakorisága megnövekszik, ebben az irányban többször is új rekordok születhetnek. Ugyanakkor a másik szélsıségnél jelentısen kisebb értékek születnek, a gyakran elıforduló értékek a középérték irányában visszahúzódnak. Egy idı után a folyamat visszafordul, s a másik irányban növekszik meg a középértéktıl vett eltérések száma. Különösen a növénytermesztés szempontjából fontos, hogy ne csak az átlagértékeket, hanem a szélsıértékeket, azok elıfordulásának idıszakait és gyakoriságait is ismerjük. Tehát nem elég azt tudni, hogy – mondjuk – egy adott helyen az évi középérték 10 fok, vagy az ıszi gabonák vegetációs periódusának a középhımérséklete 7 fok, hanem azt is ismerni kell, hogy mikor és milyen gyakorisággal fordulnak elı bizonyos küszöbérték alatti (pl. –10 fok alatti) és bizonyos küszöbérték feletti (pl. 30 fok feletti) értékek. Mezıgazdasági szempontból ezek sokszor fontosabbak, mint a sokévi átlagok, mert a növények rendszerint az átlagértékekhez közeli viszonyokhoz alkalmazkodnak, s kevésbé toleránsak az attól jelentıs eltérést mutató viszonyokkal szemben.

Az éghajlat változékonysága idıben és térben egyaránt megnyilvánulhat. Az idıbeli változékonyságot további két csoportra szokták osztani.

Megkülönböztetik: az éven belüli változékonyságot és az évek közötti változékonyságot.

A térbeli változékonyság fı jellemzıje az, hogy a meteorológiai elemek értékei egyik helyrıl a másikra változnak, ezért a hosszabb idıszakra meghatározott átlagaik is eltérnek egymástól. Általában a folytonos meteorológiai elemek értékei nagyobb területre vonatkozóan hasonló értékőek maradnak. A nem-folytonos elemek értékei azonban már kis távolságon belül is jelentısen eltérhetnek egymástól.


51

Éghajlatváltozás Éghajlatváltozásról akkor beszélhetünk, ha az éghajlati elemek ingadozásának tartományai vagy a magasabb vagy az alacsonyobb értékek irányában észrevehetı módon eltolódnak és ez az állapot hosszabb idıszakon át fennmarad. Az éghajlatváltozást nagyon nehéz definiálni, s nehéz megkülönböztetni az éghajlatingadozástól. Elıfordulhat, hogy az ingadozás tartománya jelentısen eltolódik a magasabb értékek irányába, s ott hosszabb ideig fennmarad. Ezt önmagában éghajlatváltozásnak lehet tekinteni. Azonban nem lehet kizárni, hogy egy hosszabb idıszak elteltével az ingadozás intervalluma az alacsonyabb tartományokba helyezıdik át. Ez esetben a két egymásutáni idıszakot együtt figyelembe véve ismét csak éghajlatingadozásról beszélhetünk. Extrém jelenségek A meteorológiai elemek értékei egy meghatározott intervallumon belül ingadoznak. Az intervallum határait az adott elem addig elıfordult legkisebb és legnagyobb értékei határozzák meg. Ezeket szokás a meteorológiában abszolút szélsı (abszolút minimum és abszolút maximum) értékeknek nevezni, vagy beszélhetünk abszolút rekordokról is. Természetesen az abszolút szélsı értékek is változhatnak az idık folyamán, amikor az egyes elemek értékei túllépik az addigi abszolút minimum vagy abszolút maximum értékét. Ekkor új rekord születik, s attól kezdve ez az érték jelöli ki az adott elem ingadozási tartományának megfelelı szintő határát. Szélsı értékek. A meteorológiai elemek egy adott helyen meghatározott értéktartományban fordulnak elı. Ennek a legalacsonyabb és a legmagasabb értékeit nevezzük szélsı értékeknek. Az egyes meteorológiai elemeknek a szélsı értékeikhez közeli, ritkábban elıforduló értékeit nevezzük extrém értékeknek. Az extrém értékeket általában a saját értékeikkel szokták megadni, jelezve, hogy a szélsı értéktıl számított milyen nagyságú intervallumba esnek. De megadhatók a középértéktıl vett eltéréssel is. Az extrém értékeknek fontos jellemzıjük az elıfordulási gyakoriságuk is. Az extrém jelenség elıfordulhat oly módon, hogy csak egyetlen meteorológiai elem lép túl egy bizonyos értéket (pl. nagy intenzitású zápor = felhıszakadás), s elıfordulhat úgy is, hogy egyszerre több meteorológiai elemnél fordul elı extrém érték (pl. a felhıszakadás orkánszerő széllel és jégesıvel jár együtt). Növényi küszöbértékek. Az agrometeorológiában nemcsak akkor beszélünk extrém jelenségekrıl, ha a meteorológiai elemek a szélsı értékekhez közeli értékeket vesznek fel, hanem akkor is, amikor a növényi


52

élet szempontjából fontos küszöbértékekeket meghaladnak. Ilyen érték lehet az, amelynél

– télen az áttelelı növények kifagynak, – tavasszal fagykárt szenvednek, – a fotoszintézis intenzitása nullára csökken, – intenzív, a fotoszintézis intenzitását túllépı légzést idéz elı, – a növényi gyökerek már csak nehezen vagy egyáltalán nem tudnak vizet

felvenni, – a levegı teljesen kiszorul a talajpórusokból, a gyökerek nem jutnak

oxigénhez stb. Természetesen több más, meteorológiai és növényi szempontból fontos

küszöbérték is létezik, itt csak néhány gyakrabban elıforduló küszöbértékre hívtuk fel a figyelmet.

Speciális küszöbértékek. Vannak olyan meteorológiai jellemzıértékek is, amelyek elsısorban növénytermesztési szempontból jelentısek. Ilyen

– a hımérsékleti összeg, amely azt szeretné kifejezni, hogy a hımérséklet intenzitásával és tartamával egyszerre hat,

– a nappali középhımérséklet, amely a fotoszintézis intenzitását befolyásolja,

– az éjszakai középhımérséklet, amely a sötétben végbemenı légzés intenzitására van hatással,

– a napi hımérsékleti ingás (a maximum és minimum közötti különbség nagysága), amely a nettó szerves anyag képzıdéssel mutat összefüggést,

– az evapotranszspiráció, amely a csupasz talaj és a növényzet együttes párolgását fejezi ki stb.

Mivel ezek az agrometeorológiai értékek szorosan kapcsolódnak valamilyen növényi tulajdonsághoz vagy életfolyamathoz, szélsı értékeik még fokozottabb jelentıségőek.

Kockázati tényezık. Mezıgazdasági szempontból azért kell a szélsı értékeknek kiemelt jelentıséget tulajdonítani, mert a növények általában a legnagyobb gyakorisággal elıforduló középérték körüli viszonyokhoz alkalamazkodnak, ezért az azoktól eltérı értékekre, különösen, ha nagy az eltérés, kedvezıtlen következményekkel reagálnak. Amikor az extrém jelenségek kárt okoznak a gazdasági növények termesztésében, akkor ez egyúttal azt is jelenti, hogy vagy a termékbıl várt bevétel elmaradása miatt, vagy a védekezési költségek miatt gazdasági kockázatot is jelentenek. küszöbérték is létezik, itt csak néhány gyakrabban elıforduló küszöbértékre hívtuk fel a figyelmet.


53

3.3 A hatáselemzés módszerei

Az éghajlat és a növények közötti kapcsolat elemezése nagyon fontos feladat, hiszen az emberiség mindig adott éghajlati viszonyok között termeli meg a számára szükséges élelmet Mivel ezek a viszonyok az ember által nem szabályozhatók, a legfontosabb feladat, hogy alkalmazkodjunk hozzájuk. Ahhoz azonban, hogy alkalmazkodni tudjunk, meg kell ismernünk azokat a törvényszerőségeket, amelyeken keresztül az éghajlati rendszer a növények életét befolyásolja. A hatáselemzés módszereit két nagy csoportba lehet osztani. A legkézenfekvıbb módszer a rendelkezésre álló meteorológiai és növényi adatoknak a matematikai-statisztikai módszerekkel történı elemzése. A másik lehetıség, hogy az adott idıszak ismeretei alapján a hatásmechanizmus mőködését leegyszerősített formában megkíséreljük matematikai összefüggésekkel meghatározni. Az agroklimatológiában alkalmazott modelleket sokféleképpen lehet rendszerezni. Ezekkel a kérdésekkel korábban Baier (1973; 1979; 1981), Biswas (1980), Sakamoto (1981) és Haun (1983) foglalkozott részletesen. A hazai viszonyok közötti alkalmazások elvi-módszertani kérdéseit és lehetıségeit (Varga-Haszonits 1987a) foglalta össze. Az éghajlat-növény kapcsolat modellezésének jelenlegi helyzetérıl Gates (1993), Wittwer (1995), valamint Rosenzweig és Hillel (1998) monográfiái adnak jó áttekintést. Az alkalmazott módszerek típusai Figyelembe véve az elmondottakat az agroklimatológiai hatáselemzések a következıképpen csoportosíthatók. Matematikai-statisztikai analízis. Ez a párhuzamos meteorológiai és növényi adatsoroknak mind az idıbeli, mind pedig a térbeli matematikai-statisztikai elemzését magába foglalja. Ebbe a témakörbe tartozik a sugárzás- és vízhasznosulás, a termésstabilitás és a terméspotenciál elemzése is (Rosenzweig és Hillel 1998). Erre jó példa az utóbbi idıszak hazai irodalmából Anda (1987), Stollár (1992) és Szász (1994) munkája. E modellek a fent említett szinte valamennyi típusra példát szolgáltatnak. Statisztikai modellek. A regresszióanalízis segítségével meghatározott fenológiai, növekedési és terméshozamra vonatkozó összefüggéseket foglalják magukba, ezért regressziós modelleknek is szokták nevezni ıket. Ezek a modellek különösen nagy szolgálatot tesznek a fenológiai és termésmodellek kidolgozásában. Meg kell azonban említeni, hogy számos


54

kutató (Katz 1977; Biswas 1980; Hayes al. 1982; Rosenberg 1982) kritizálta a regressziós modellek használatát, mert nincs megfelelı ok-okozati megalapozottságuk, nagyon nehéz elkülöníteni a meteorológiai és nem-meteorológiai (agrotechnikai) hatásokat és azon az értéktartományon túli értékekre, amelyekre meghatározták ıket, nem extrapolálhatók. Ez utóbbi problémát jelent az éghajlatváltozások hatásának elemzésénél is. Különösen alkalmasak az éghajlati ingadozások növényekre gyakorolt vizsgálatára. Az éghajlatváltozások elemzésénél a statisztikai modellekkel inkább a kisebb mérető változások elemezhetık. Hazai példaként megemlíthetı a Szabó et al. (1987), Varga-Haszonits (1987b), Varga-Haszonits és Tóth (1990), Erdıs és Lambert (1992) és Tar és Hajdu (1999) által kidolgozott modell. A vizsgálati növények között a legelterjedtebben termesztett szántóföldi növények (ıszi búza, cukorrépa) éppúgy megtalálhatók, mint a gyümölcs- (szılı) és zöldségfajok (főszerpaprika). Dinamikus modellek. Ezek a modellek lényegében félempirikus modellek, amelyekben nagyszámú mérési adat mutatja a növényeknek az éghajlat és a talaj hatásaira történı reagálását, kiegészítve számos fiziológiai információval (Gates 1993). A modellezés során felhasznált formulák egyaránt leírják az alapvetı fizikai és fiziológiai folyamatokat, valamint a növény és a környezete közötti energia és anyag szállítást. A napjainkig kifejlesztett éghajlat-növény modellek struktúrájában számos empirikus és ok-okozati összefüggés található. Ezeknek az összefüggéseknek az alapján képes a modell meghatározni a növény produktumát különbözı viszonyok között. Ezért szokták ıket egyszerően szimulációs modelleknek is nevezni. Ma már minden fontosabb növényre kidolgoztak dinamikus modellt. Ezek a modellek hozzákapcsolhatók a GCM modellekhez oly módon, hogy a GCM modellek által megadott kimeneti állapothoz, meg lehet határozni velük a növény produktumát. A modellben szereplı változókat aszerint is meg szokták különbözetetni, hogy az ember által szabályozhatók-e, vagy nem, illetve változó vagy állandó értéket képviselnek-e. Eszerint a következık változatok lehetségesek.

(1) Külsı vagy ember által nem befolyásolható változók, amelyek elsısorban a meteorológiai változókat (sugárzás, hımérséklet, csapadék stb.) foglalják magukba.

(2) Szabályozható, az emberi tevékenységgel összefüggı változók, amelyek alapvetıen az agrotechnikához kapcsolódó tevékenységeket (vetési idıpont, vetésmélység, sor- és tıtávolság, mőtrágyamennyiség, öntözıvízmennyiség stb. megállapítása) ölelik fel.

(3) Rendszer paraméterek, amelyek az analitikus kifejezések állandói.


55

Az ily módon felépített dinamikus modellek lehetıvé teszik, hogy velük meghatározzuk a növények idıbeli gyarapodását (innen van a dinamikus modell elnevezés). A naponként értékek alapján történı nyomon követés pedig lehetıséget ad a növények meteorológiai elemek iránti érzékenységének a vizsgálatára is. Dunkel (1984) szerint a növényállomány viselkedésének 1-2 meteorológiai paraméterrel történı leírása eredendıen pontatlan eredményt ad. Ugyanakkor megfontolandó, hogy a termésbecslés pontosítása érdekében mind több tényezı figyelembevétele arányosan nagyobb haszonnal jár-e. A dinamikus modelleket a következı feltételek mellett lehet használni:

1. Feltételezzük, hogy gyomok, betegségek és rovarok nem fordulnak elı, s így nincsenek semilyen hatással a növényre.

2. A tápanyagok korlátlan mennyiségben állnak rendelkezésre. 3. A talaj normál állapotú: nem savas, nem lúgos, nincsenek benne

mérgezı elemek, s nem hiányoznak belıle a szükséges ásványi anyagok.

4. Extrém meteorológiai jelenségek (jégesı, aszály stb.) nem fordulnak elı.

A hazai dinamikus modellekre példaként említhetjük Varga-Haszonits (1991), Bussay (1992) és Lakatos (1995) publikációját.

3.4 ábra. Az agrometorológiai modellek elvi felépítése A modellek felépítése A modellek kidolgozásához mindenekelıtt szakszerően felépített adatbázisra van szükség (3.4 ábra). Az adatokat a meteorológiában elsısorban egységes alapelvekre alapozott hálózatszerő megfigyelésekkel győjtik. Ezeket a megfigyeléseket ki lehet egészíteni az egyéb


56

intézményekben végzett megfigyelések adataival, a különbözı helyeken végzett kísérletek adataival, valamint a szakirodalomban található publikációk által közölt adatokkal. Egy ilyen adatbázis elég széleskörő lehet ahhoz, hogy azon különbözı problémákat lehessen tanulmányozni rajta. Az adatbázisban rendelkezésre álló párhuzamos meteorológiai és növényi adatsorok lehetıvé teszik tapasztalati összefüggések meghatározását. Természetesen az is egy lehetıség, hogy elméleti ismeretek alapján olyan görbéket illesszünk az adatokra, amelyek a kapcsolatokat az elméletnek megfelelı matematikai formában írják le. Ilyen esetekben mindig a legjobban illeszkedı görbét kell választani, több azonos értékő megoldás esetén pedig a legegyszerőbbet (Jones 1983). A párhuzamos meteorológiai és növényi adatsorok közötti kapcsolatok elemzésére a legkézenfekvıbb a matematikai-statisztikai módszereket választani. Ezek lehetıvé teszik, hogy az adatbázis nyujtotta lehetıségeket a vizsgálati cél elérése szempontjából maximálisan kihasználjuk. A statisztikai módszerek alkalmazásakor az okoz problémát, hogy az idıbeli változásokat nehezebben lehet figyelembe venni. Újabban azonban egyre általánosabb az a törekvés, hogy a statisztikai módszerekkel is kövessük az idıben egymásra épülı hatásokat. A meteorológiai elemek és a növényi életjelenségek közötti kapcsolatot természetesen lehet úgy is vizsgálni, mint idıben változó, dinamikus folyamatot. Erre a célra szolgálnak a dinamikus modellezés módszerei. A legújabb törekvések arra irányulnak, hogy a statisztikai és dinamikus módszerek elınyeit egyesítsék (Fr÷re és Popov 1979; Polevoj 1983). Ezért azt mondhatjuk, hogy a idıjárás-növény modellek fontos jellemzıje a folyamat-orientáltság (Sakamoto 1981). Az idıjárás-növény modellek készítésekor azt is szem elıtt kell tartani, hogy milyen célra készülnek. Amennyiben az a cél, hogy a légkör és a növények közötti kapcsolatot minél jobban megismerjük, akkor a talaj-növény-légkör rendszert a lehetı legnagyobb részletességgel kell leírnunk. Ennek ismerete a mezıgazdasági termelés során segíti a környezethez való minél jobb alkalmazkodást, hogy minél kisebb pótenergia befektetéssel, minél több termést lehessen elıállítani. Az idıjárás-növény modellekkel történı vizsgálatok során a statisztikai modelleknek az az elınye, hogy velük történeti adatsorokat is fel tudunk dolgozni. Ez pedig lehetıvé teszi, hogy a köztermesztésben alkalmazott fajták hosszú adatsoraira dolgozzunk ki modelleket. Hátránya e modelleknek, hogy csak olyan tényezıkkel dolgozhatunk, amelyekre vonatkozóan a megfigyelések rendelkezésre állnak. A szántóföldi kísérletekre épülı modellek elınye az, hogy elıre megtervezett kísérletekre építjük a modellünket, hátránya emiatt, hogy csak viszonylag rövid adatsorok állnak a rendelkezésünkre.


57

Vannak olyan modellek, amelyek a már elvégzett eredményes kutatásokra támaszkodva a várható terméshozam elırejelzését tőzik ki célul. E modelleknél a legfontosabb megadni, hogy

1. az érést megelızıen mennyi idıvel elıbb tudjuk kiadni az elırejelzést, 2. milyen prediktor változókra építjük a modellt és 3. milyen az elırejelzés beválási valószínősége.

Növeli a prognózis modellek értékét, ha az érés elıtt minél korábban, minél stabilabb prediktor változókra építve és minél nagyobb beválási valószínőséggel tudjuk elkészíteni az elırejelzést.

3.5 ábra. Az agrometeorológiai modellek tér- és idıbeli osztályozása A modellek tér- és idıbeli reprezentativitása Az egyes modellek abban is különböznek egymástól, hogy milyen nagyságú területre és milyen idıtartamra érvényesek. Tér- és idıbeli reprezentativitásuk alapján Sakamoto (1981) osztályozta a modelleket. Ennek az osztályozásnak a hazai viszonyokra módosított változatát (Varga-Haszonits 1987) a 3.5 ábrán mutatjuk be.


58

Elsı generációs modellek közé azokat a modelleket soroljuk, amelyek 100 km2-nél nagyobb területre és dekádnál hosszabb idıtartamra vonatkoznak. Ide tartoznak tehát azok a modellek, amelyek pl. havi adatokkal, fenofázisra vagy vegetációs periódusra vonatkozó adatokkal dolgoznak. Ide sorolhatjuk tehát a meteorológiai elemek és fenofázisok, valamint a vegetációs periódus egésze alatti meteorológiai elemek és a sugárzáshasznosulás, a vízhasznosulás vagy a terméshozam közötti összefüggéseket meghatározó modelleket, valamint az országos átlagok alapján kidolgozott modelleket. Második generációs modelleknek tekinthetık a 10 és 10000 km2 közötti területnagyságra és nap, dekád vagy hónap hosszúságú idıtartamra vonatkoznak. Ide sorolhatók tulajdonképpen a dekád és havi meteorológiai adatok, valamint a megyei termésátlagok közötti kapcsolatot elemzı modellek. A harmadik generációs modellek a kis területre és rövid idıtartamra vonatkozó modelleket foglalják magukba. Ebben az estben a terület nagysága nem haladja meg az 50 km2-t, az idıtartam pedig óra vagy nap nagyságrendő. Ebbe a csoportba többnyire a szántóföldi kísérletek alapján kidolgozott modellek sorolhatók. E modellektıl várható a talaj-növény-légkör rendszer legrészletesebb leírása, s éppen kis tér- és idıbeli hatósugaruk miatt elırejelzésre kevésbé alkalmasak. A modellek tesztelése A modell kidolgozása után meg kell gyızödni arról, hogy a modell által kapott eredmények mennyire egyeznek meg a ténylegesen mért adatokkal. Mivel sztochasztikus kapcsolatról van szó, a kettı teljes megegyezése nem várható. Kis eltérés esetén a modell a gyakorlatban felhasználható, nagyobb eltérés esetén azonban a modell további javítása szükséges. A szakirodalomban található modellek túlnyomó többsége nem verifikált. Ennek elsıdleges oka az adathiány, amikor pedig vannak adatok, azok sok esetben általánosan nem hozzáférhetıek, mert egyes intézmények tulajdonát képezik. A verifikáció elsı és legfontosabb feltétele tehát, hogy kellı mennyiségő adattal rendelkezzünk. Amennyiben ez a lehetıség megvan, akkor célszerő az adatbázist két részre osztani: bázis mintára, amelyen a modellt kidolgozzuk és tıle független teszt mintára, amelyen ellenırizzük. Az adatok kettéosztása történhet térbeli, idıbeli és tér- és idıbeli alapon (Varga-Haszonits 1977). A verifikáció lényege, hogy a modell által meghatározott értékek és a valóságról más úton szerzett információkból (pl. mérésekbıl) származó értékek között végzünk összehasonlítást. A kettı között minél kisebb az eltérés, annál jobbnak tartjuk a modellt, és megfordítva, minél nagyobb az eltérés, annál gyengébb a modellel történı közelítés.


59

Irodalom Anda A. 1987: A kukorica néhány sugárzás, hı- és vízháztartás komponensének alakulása a N-ellátottság függvényében. Növénytermelés. 36: 161-170. oldal. Baier, W. 1973: Crop-Weather Analysis Model: Review and Model Development. Journal of Applied Meteorology, 937-947. oldal. Baier, W. 1979: Note on terminology of crop-weather models. Agricultural Meteorology, 20: 137-145. oldal. Baier, W. 1981: Crop-Weather Analysis Models. Application of Remote Sensing to Agricultural Production Forecasting, 108-118. oldal. Barry, R.G., Chorley, R.J. 1998: Atmosphere, weather and climate. Seventh edition. Routledge, New York, 409 oldal. Bartholy J., Matyasovszky I. 1998: A Kárpát-medence hımérsékleti és csapadék viszonyainak alakulása a globális felmelegedés tükrében. AZ éghajlatváltozás és következményei. OMSz, Budapest 117-125. oldal. Bartholy J., Matyasovszky I., Weidinger T. 2001: Regional climate change in Hungary: a survey and a stochastic downscaling method. Idıjárás. Vol. 105. No. 1. 1.-17. oldal. Bell, C.J. 1981: The Testing and Validation of Models. In: D.A. Rose and D.A. Charles-Edwards: Mathematics and Plant Physiology. Academic Press, London, 299-309. oldal. Biswas, A.K. 1980: Crop-climate models: A review of state of the art. In: J.Ausubel and K.A.Biswas eds.: Climatic Constraints on Human Activities. IIASA Proceedings Ser. V. 10, Pergamon Press, Oxford. 75-92. oldal.

Bussay A. 1992: A meteorológiai tényezık hatása a burgonya terméshozamára. Beszámolók az 1988-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 243.-248. oldal. Dunkel Z. 1984: Szántóföldi növények fejlıdésének (tömeggyarapodásának) dinamikus (szimulációs) modellezése. Beszámolók az 1988-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 269-284. oldal.

Erdıs L., Lambert K. 1992: Új modell a termésátlagok elırejelzésére. Beszámolók az 1987-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 68.-77. oldal. Fr÷re M., Popov, G.F. 1979: Agrometeorological Crop Monitoring and Forecasting. FAO 37. Gates, D.M. 1993: Climate Change and its Biological Consequences. Sinauer Associates, Inc. Publisher, Sunderland. 280 oldal. Haun, J.B. 1983: Mathematical Models in Agrometeorology. CAgM Report, No. 14, 10 oldal. Hartmann, D.L. 1994: Global Physical Climatology. Academic Press, New York, 408 oldal. Hayes, J.T., O’Rourke, A., Terjung, W.H., Todhunter, P.E. 1982: A feasible crop yield model for worldwide international food production. International Journal of Biometeorology, 26(3): 239-257. oldal. Jones, H.G. 1983: Plants and Microclimate. Cambridge University Press, Cambridge, 323 oldal. Kellogg, W.W. 1991: Response to skeptics of global warming. Bull. Am. Meteorol. Soc. 74: 499-511. oldal. Lakatos L. 1995: A dry matter mass growth model for maize based on meteorological and nutrient supply data. Idıjárás. Vol. 99. No. 2. 93.-111. oldal.


60

Mika J.,-Wantuchné Dobi I. 1998: Kis globális klímaváltozások és idıbeli leskálázása hatásvizsgálati célokra. AZ éghajlatváltozás és következményei. OMSz, Budapest, 105-116. oldal. Mika J. 2002: A globális klímaváltozásról. Fizikai Szemle, No. 9. 258-268. oldal. Polevoj, A.N. 1983: Teorija and raszcsot produktivnosztyi szelszkohozjajsztvennih kultur. Gidrometeoizdat, Leningrád, 105 oldal. Rosenberg, N.J. 1982: The increasing CO2 concentration in atmosphere and its implication on agricultural productivity. II: Effect through CO2-induced climatic change. Climatic Change, 4: 239-254. oldal. Rosenweig, C., Hillel, D. 1998: Climate Change and the Global Harvest. Potential Impacts of the Greenhouse Effect on Agriculture. Oxford University Press, New York, 324 oldal. Sakamoto, C.M. 1981: The technology of Crop-weather Modelling. Food-Climate Interactions, 383-398. oldal. Schneider, S.H. 1990: The global warming debate heats up: An analysis and perspective. Bull. Am. Meteorol. Soc. 71: 1291-1304. oldal. Schneider, S.H., Londer, R. 1984: The Coevaluation of Climate and Life. Sierra Club Books, San Francisco, 563 oldal. Stollár A. 1992: Agroklimatológiai körzetek almaállományra. Beszámolók az 1988-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 213.-221. oldal. Szabó M., Ángyán J., Forgács M., Tirczka I. 1987: Magyarország klimatikus adottságainak biometriai elemzése az ıszi búza termésátlaga és minısége szempontjából. Növénytermelés. 36(1) 17-29. oldal. Szász. G. 1994: Szántóföldi növények szoláris energiahasznosítása Magyarországon. Növénytermelés. 43(5) 403-416. oldal. Tar K., Hajdu E. 1999: Connection between vine production and meteorological variables on the Great Hungarian Plain. Idıjárás. Vol. 103. No. 3. 161.-176. oldal. Varga-Haszonits Z. 1977: Agrometeorológia. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest. Varga-Haszonits Z. 1987a: Idıjárás-növény modellek elvi-módszertani kérdései. Idıjárás, 91: 176-186. oldal. Varga-Haszonits Z. 1987b: Két szakaszban közelítı idıjárás-termés modell. Beszámolók az 1985-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 173.-183. oldal. Varga-Haszonits Z., Tóth R. 1990: A cukorrépa terméshozama és az idıjárás közötti alapösszefüggések. Beszámolók az 1986-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 45.-57. oldal. Varga-Haszonits Z. 1991: Dinamic simulation model for winter wheat based on meteorological decade data. Acta Ovariensis. Vol. 31. No. 1. 13-20. oldal. Wittwer, S.H. 1995: Food, Climate, and carbon Dioxide. The Global Environment and World Food Production. Lewis Publishers, New York, 236 oldal.

ÉGHAJLATVÁLTOZÁS: ÉRVEK ÉS ELLENÉRVEK ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

61

4. Éghajlatváltozás: érvek és ellenérvek

Mark Twain, vagy talán a barátja: Charles Dudley Warner mondta, hogy mindenki az idıjárásról beszél, de senki nem tesz érte semmit. Nos úgy látszik, bárki mondta is ezt, napjainkban már más a helyzet. Hosszú ideje már mindnyájan teszünk valamit az idıjárásért, jóllehet akaratunkon kívül. Valójában változtatjuk, s nem szükségszerően tesszük jobbá. Amit teszünk, globális méretekben tesszük az Ipari Forradalom kezdete óta azzal, hogy a fosszilis tüzelıanyagok elégetésével, az erdık irtásával és a mezıgazdaságilag mővelt területek kiterjesztésével növeljük a sugárzást befolyásoló gázok mennyiségét a légkörben. Ezzel megváltoztatjuk a légkör összetételét, annak a légkörnek az összetételét, amelyben az idıjárási és éghajlati jelenségek lebonyolódnak, amelyben élünk és termesztjük a táplálékul szolgáló növényeket. Az elkövetkezı évtizedekben ennek a befolyásolásnak a következményei jelentıs változásokat idézhetnek elı a mezıgazdasági termelésben (Rosenzweig és Hillel 1998).

4.1 A lehetséges éghajlatváltozás jelentısége

Napjainkban már olyan sokat beszélnek és írnak a küszöbönálló éghajlatváltozásról, hogy sokakat összezavarnak vele. Az e tárggyal foglalkozó és egyre gyarapodó szakirodalom technikai jellegő, bonyolult, részletes és eltérı véleményeket képvisel. Vannak meteorológusok, akik azt várják, hogy a Föld középhımérséklete az elkövetkezı évszázadban néhány fokkal megemelkedik és hogy a jelentıs melegedés messzemenı változásokat fog elıidézni. A várható változások magukba foglalják a vegetációs zónák eltolódását, a csapadék mennyiségének és eloszlásának változását (ezért a folyók vízhozamának és a talajvíznek a változását is), a gelccserek olvadását, az óceánok vízének növekedését, a tengerek vízszintjének emelkedését és a tengerpartok vízzel való elárasztását. A kutatók általában az elvárásaikat a bizonytalanság beismerésével bástyázzák körül. Kevésbé visszafogottak az újságírók, vannak akik dramatizálják a globális felmelegedést, vannak akik katasztrófaként mutatják be, vannak akik jelentéktelennek tüntetik fel. A riadót fújók túlzásai nem kell, hogy meggondolatlan cselekedetekre sarkaljanak bennünket, de azt sem szabad, hogy fatalista módon beletörıdjünk a feltételezett csapásba, hogy az éghajlatváltozásra nemet-mondók elégedettsége elutasítassa velünk a beavatkozás lehetıségét. Ehelyett amennyire lehet igyekeznünk kell megismerni a tényleges folyamatokat és figyelembe kell venni, hogy a megfelelı idıben mit tudunk tenni.


62

Elızmények és a nemzetközi háttér

A fosszilis tüzelıanyagok elégetésével és az erdık irtásával az emberi tevékenység az ipari forradalom kezdete óta mintegy 25%-kal növelte a légköri széndioxidtartalmat és ez a növekedés folytatódik. A széndioxid látszólag csekély légköri koncentrációja (0,035% vagyis az egy tized százalék egy harmada) ellenére fontos szerepet játszik a Föld által kisugárzott hı visszatartásában. Vannak egyéb üvegházhatású gázok (metán, nitrogén oxid, halogénezett szénhidrogének) is, amelyek még kisebb koncentrációban vannak jelen a légkörben, de hasonló módon csapdába tudják ejteni a távozni készülı hıt. A halogénezett szénhidrogének csak az utolsó 50 évben kerültek a légkörbe. Tehát ha folytatódik az üvegházhatású gázok koncentráció-növekedése a légkörben, akkor elıbb vagy utóbb a földfelszín melegedni fog. Egy ilyen felmelegedés pedig hatással lesz a párolgás és a csapadék regionális eloszlására, a fotoszintézis és légzés biofizikai folyamataira és valójában az egész hı- és vízháztartás szabályozására mind a természetes ökoszisztémákban, mind pedig az agroökoszisztémákban. A megfigyelt hımérsékleti trend és a megnövekedett üvegházhatás közötti kapcsolat nincs abszolút módon bizonyítva. A „jel” (azaz a reális hosszútávú változás) nehezen választható szét a „zaj”-tól (a nyilvánvaló rövidtávú ingadozásoktól). A meteorológiai elemek tér- és idıbeli változékonysága igyekszik elfedni a bennük futó tendenciát. A vulkánkitörések, mint pl. a Fülöp szigeteken a Pinatubo kitörése 1991-ben, nagy mennyiségő szulfát aeroszolt jutatott a sztratoszférába, amely a beérkezı napsugárzás jelentıs részét visszaverte úgyhogy a globális földfelszíni hımérséklet néhány évre alacsonyabb lett. Az ipari tevékenységbıl és a biomasszaégetésbıl származó aeroszolok (légszennyezıdés) hasonló hőtıhatást idézhetnek elı. Egy másik fontos tényezı, amely hőtıhatású lehet: a felhızet mennyiségének a növekedése. Mindenesetre vannak arra utaló jelek, hogy az elırejelzett felmelegedés már elkezdıdhetett. Az éghajlati rendszer túlságosan nagy ahhoz, hogy ellenırzött kísérleteket tegyen lehetıvé, ezért a kutatók matematikai modelleket alkalmaznak (amely magába foglalja a légkört, az óceánokat és a kontinenseket), hogy leírják az ismert folyamatokat és a lehetséges kölcsönhatásaikat. Ezeknek a modelleknek az eredményeit használják a következı évtizedek éghajlati trendjeinek az elırejelzésére. Ezeknek a modelleknek az erıssége, hogy a jelenleg rendelkezésre álló legjobb ismereteinket integrálják, ebbıl következik, hogy a gyengeségeik is azok: tükrözik az ismereteink nem kielégítı voltát. Emiatt az eredményeik még bizonytalanok és kritikátlanul nem szabad elfogadni ıket. Azonban az elırejelzéseik következményeit meg


63

kell vizsgálni, miközben folytatjuk a keresést az éghajlatváltozás empirikus bizonyítékai után. Mivel valószínő, hogy az ilyen változások hatással lesznek a mezıgazdasági termelésre, az energiafelhasználásra és a fejlett és fejlıdı országok gazdaságaira egyaránt, ezért szükséges felvértezni magunkat a potenciális éghajlatváltozásra vonatkozó jelenlegi ismeretanyaggal és számításba kell venni a lehetséges intézkedéseket. A Metorológiai Világszervezet (WMO) és a United Nations Environment Programme (UNEP) 1988-ban létrehozott egy nemzetközi szervezetet, az International Panel on Climate Change (IPCC)-t, hogy felmérje az éghajlatváltozással kapcsolatban rendelkezésre álló tudományos információkat és az éghajlatváltozás környezeti és társadalmi-gazdasági hatásait és értékelje a reagálási stratégiákat. A Framework Convention on Climate Change az ENSz által 1992-ben tartott Környezet és Fejlıdés konferencián kezdeményezett egy globális egyezményt, amelyet több, mint 100 ország írt alá. Ez a nemzetközi reagálási folyamatnak jól érzékelhetı kezdete volt. Az éghajlat és a szükséges élelem megtermelése

Egyre nehezebb a világ népességét élelemmel ellátni, mert a népesség állandóan növekszik, a termıföld, a víz és a vegetatív erıforrások pedig folyamatosan degradálódnak a meghosszabbodott túlhasználat miatt. A jövıben ezt a helyzetet súlyosbíthatja még az éghajlati rendszert befolyásoló várható felmelegedési folyamat. Számos kiegészítı tudományterülettel össze kell fogni azért, hogy a lehetséges éghajlatváltozás mezıgazdaságra gyakorolt hatásának complex vizsgálatát elvégezhessük. Ezek a releváns tudományterületek: a meteorológia, hidrológia, talajtan, növényfiziológia és az ökonómia.

Az éghajlat jelentıs hatással van az élelmiszertermelésre, mert a hı, a fény és a víz a legfontosabb tényezık, amelyek befolyással vannak a gazdasági növények életére. Ezeknek a tényezıknek az optimum intervallumuktól eltérı értékei terméscsökkenést idézhetnek elı. Az 1930-as aszály idején az USA-ban a Great Plain déli területein 200.000 farmgazdaság ment csıdbe. Az 1988-as aszály az amerikai közép-nyugaton vezetett a kukoricatermés 30%-os csökkenéséhez. Mindkét aszályhoz átlag feletti hımérsékletek társultak. Másrészt a melegebb és hosszabb tenyészidıszakok azokon a területeken, ahol jelenleg a növénynövekedést nem a nedvesség-szegénység, hanem a hővösebb éghajlati viszonyok korlátozzák (pl. Kanada és Oroszország), a növekvı üvegházhatás miatt megnövekedett produktivitással lehet számolni.

Ha a légköri széndioxid felhalmozódása a hımérsékleti és csapadék rendszer változása nélkül játszódna le, akkor ez valójában áldás lenne a


64

növénytermesztésre. A széndioxid a fotoszintézis folyamatának alapvetı alkotó eleme, amelyet a növények a napsugárzással mőködtetnek és ezt a gázt a talajból származó vízzel kombinálva szénhidrátokat állítanak elı, végsı soron élelmet minden ember és állat számára. A növények a széndioxid megnövekedett mennyiségére általában megnövekedett fotoszintézis intenzitással reagálnak, mert a széndioxid abszorpciót megkönnyíti a külsı levegı és a levelekben lévı belsı levegı széndioxid koncentrációja közötti nagyobb különbség (nagy gradiens).

Amikor a környezı levegıben a széndioxid koncentráció növekszik, akkor a növény a sztómáit részlegesen bezárja, ezáltal csökkenti a levélfelület egységre esı transzspirációt. Azonban a teljes növényre vonatkozó transzspiráció nem változik lényegesen, mert a nagyobb levélnövekedés (a fotoszintézis nagyobb ütenme miatt) részlegesen kompenzálja a levélfelület egységre jutó csökkent transzspirációt. Egy nettó javulás ezért elıforulhat a növény vízhasznosításában, amelyet úgy definiálhatunk, mint a biomassza felhalmozódás és a bevetett területrıl elpárologtatott víz mennyiségének hányadosát. További biofizikai hatások közé számítjuk az éghajlatváltozás és a széndioxid változás talajtermékenységre és a betegségekre gyakorolt hatását. A párhuzamos folyamatok elemzése komplex feladat, amely mind a fiziológiai, mind pedig az éghajlati változások relatív nagyságának mennyiségi becslését megköveteli.

A biofizikai hatások annak a társadalmi-gazdasági szférának a változásaihoz vezethetnek, amelyben a mezıgazdasági termelık dolgoznak. Az egyes gazdálkodók reagálásai az éghajlatváltozásra magában foglalhatják a növényfajta kiválasztását, a mővelési mód megválasztását, az öntözést és a növényvédelmet. Végül a gazdálkodók képességétıl függ, hogy mennyire hatékonyan alkalmazkodnak, s ez meghatározhatja az egyes gazdaságok sikerét vagy károsodását és befolyásolhatja a mezıgazdaságtól erısen függı regionális vagy nemzeti gazdaságokat. A mezıgazdasági termelıüzemekben végbemenı változások módosíthatják az enrgiafelhasználást, a vízigényt, a raktározást és szállítást és az élelmiszer kereskedelmet.

A nemzeti mezıgazdasági politika kritikus meghatározója a termelıüzemek változó viszonyokhoz való alkalmazkodásának. Egy fontos következtetés, hogy az idıjárási anomáliák miatti kockázat becslését figyelembe kell venni. Ha idıben elırelátjuk az ilyen anomáliák lehetséges nagyságát és elıfordulási gyakoriságát, akkor az idıben történı alkalmazkodással mérsékelni lehet a társadalmi költségeket.

Korunkban az élelmiszertermeléssel kapcsolatban két problémával kell szembenézni: az egyik az emberiség létszámának gyors ütemben történı növekedése, a másik az üvegházhatású gázok által okozott globális felmelegedés.


65

A mezıgazdasági fejlıdés, ahol végbement, nem csak a természetes ökoszisztémát cserélte fel mesterségesen fenntartott ökoszisztémára, hanem hat a környezetére is a megnövekedett erózióval, elfolyással és azzal, hogy a mőtrágyák és növényvédıszerek kémiai anyagokat juttatnak a felszíni vizekbe és a talajvízbe. Ezenkívül, ha nagyobb mérető éghajlatváltozás lesz, akkor a növény- és állattenyésztési zónák eltolódnak. A mezıgazdaság olyan helyeket foglal el, ahol most erdık vannak, vagy más kevésbé mesterséges ökoszisztémák. Az ilyen kölcsönhatás a mezıgazdaság és a természetes ökoszisztémák között kiterjed az egész Földre, megváltoztatva a talajeróziót, a vízviszonyokat, a kémiai anyagok használatát és a vadon élı állatok élıhelyeit. A Föld középhımérséklete több, mint 100 éve fokozatosan növekszik, s feltehetıen tovább fog növekedni a jövıben is a növekvı ipari termelés és az erdık irtása következtében. Ennek a tevékenységnek az eredménye az olyan üvegházhatású gázok felhalmozódása a légkörben, mint a széndioxid, a dinitrogén oxid, a metán, az ózon, a halogénezett szénhidrogének és mások. Ezek a vegyületek a vízgızzel együtt áteresztıek a rövidhullámú napsugárzással szemben, de elnyelik az infravörös kisugárzást. A jelenlétük a légkörben tehát csökkenti a földfelszínrıl a külsı térbe történı hıveszteséget – ez az üvegház hatás – , s ezáltal melegebbé teszi s földfelszínt. Az üvegházhatású gázok hosszú élettartamúak, ha egyszer a légkörbe kerülnek, akkor ott maradnak évtizedekre vagy évszázadokra. Ez azt jelenti, hogy ha ezeknek a gázoknak a kibocsátása folyamatosan történik, akkor koncentrációjuk fokozatosan növekedni fog a légkörben messze a jövıben is és a földfelszín melegebbé válik. De egyúttal arra is ösztönöz, hogy hamarosan tennünk kell valami, hogy megkezdjük e folyamat enyhítését.

4.2 Az üvegházhatás és a globális felmelegedés

A természetes üvegházhatás, emeli a bolygónk középhımérsékletét, s mivel ez a Földnek mint egésznek a melegedését jelenti, ezért globális felmelegedésrıl szoktak beszélni. Ez egyáltalán nem jelenti azt, hogy az egész Földön mindenütt melegedéssel kell számolni. Az egyes területek középhımérsékletei bármely irányban jelentıs mértékben eltérhetnek a Föld középhımérsékletétıl.

Az emberi behatásra megváltozott légköri összetétel következtében megnövekedett az esély a további felmelegedésre. Meg kell tehát ismerni az üvegházhatású gázok különbözı forrásait, a felmelegedést elıidézı gázok hatásának gyengülését és erısödését és elı kell állítani ezeknek a Föld éghajlati rendszerére gyakorolt befolyásának következményeit elırejelzı matematikai modelleket. Ezek a modellek nemcsak a felmelegedést jelzik


66

elıre, hanem a hidrológiai rendszer megváltozását és a tengerszint emelkedését is.

A felmelegedéssel kapcsolatban meg kell vizsgálnunk néhány megoldatlan kérdést is. Az üvegházhatás Az üvegházhatás korai értelmezése. A földi üvegházhatás alapelméletét már a 19.század óta ismerik. Az 1800-as évek elsı évtizedeiben Fourier francia fizikus és matematikus felismerte, hogy a légkör a napsugárzást átengedi, s így az eléri a földfelszínt, de a Föld által kibocsátott hı egy részének eltávozását meggátolja. Összehasonlította a jelenséget a napsugárzásnak kitett, üvegborítású konténerben lejátszódó folyamattal, amely akadályozza a sugárzási hı távozását. Az 1860-as években Tyndall a természetfilozófia brit professzora megmérte a különbözı gázok és légköri összetevık sugárzáselnyelését. Arra a következtetésre jutott, hogy a levegıben inkább a vízgız, mint a nitrogén és az oxigén a hısugárzás elsıdleges szelektív elnyelıje. İ felismerte a „szénsav”-at (CO2) is, mint hosszúhullámú sugárzáselnyelıt, sıt még arra is gondolt, hogy a geológiai korok éghajlatváltozásait a légköri összetevıkben bekövetkezett változások okozhatták. Hangsúlyozva a vízgız okozta felmelegedést, Tyndall színes, drámai stílusban a következıket írta: “A vízgız Angliában a vegetáció élete szempontjából szükségesebb, mint az emberek számára a ruházat. Ha egy nyári éjszakára kivonjuk a levegıbıl azt a vízgızt, amely beborítja az egész országot, biztosak lehetünk abban, hogy minden növény elpusztul, amely érzékeny a fagyra. A szántóföldek és a kertek melege eltávozik a térbe és a Nap egy olyan sziget felett kelne fel, amelyet a fagy tart vasmarkában.” Három évtizeddel késıbb, Arrhenius svéd kémikus az üvegházhatásban a „szénsav” szerepére összpontosított. İ összekapcsolta a légköri széndioxid változását a felszíni hımérséklet változásával. Arrhenius továbbfejlesztette azt az elméletet, amely szerint a széndioxid (CO2) hozzájárulhatott ahhoz, hogy a földtörténeti korok folyamán hideg és meleg periódusok váltakoztak egymással. Felismerte azt is, hogy az ipari fejlıdés (amely abban az idıben évi 500 millió tonna szén elégetésén alapult) a légkör széndioxid-tartalmának jelentıs növekedését idézheti elı. İ feltételezte azonban, hogy a légköri széndioxid antropogén növelését részben kiegyensúlyozza a mészkı és egyéb ásványi karbonátok szilikátok szétmállása útján történı képzıdése. Arrhenius eredeti, bár durva számításokat végzett arra vonatkozóan, hogy a széndioxid koncentráció megduplázódása a földfelszíni hımérséklet 5,5 fokos


67

emelkedését okozhatja. Meg kell jegyezni, hogy ez az eredmény nincs messze napjaink bonyolult globális éghajlati modelljei segítségével kapott becslésektıl (Rosenzweig és Hillel 1998). Az ipari forradalom kezdete óta az emberi tevékenység következtében egyre több széndioxid kerül a levegıbe. Annak ellenére, hogy a légköri széndioxid mennyisége jól kimutatható évszakos ingadozást mutat, az átlagos évi széndioxid koncentráció fokozatos emelkedése is tapasztalható (4.1 ábra).

4.1 ábra. A havi átlagos szén-dioxid koncentráció értékei Mauna Loa (Hawaii szigetek) megfigyelı állomáson

Az üvegházhatás és a felszíni középhımérséklet. A földfelszínre érkezı napsugárzás szolgáltatja gyakorlatilag az összes energiát, amely a bioszférában lejátszódó folyamatokat mozgásban tartja. Majdnem a teljes napsugárzás a 0,15 és a 4,0 mikrométer közötti hullámhosszon érkezik le. Több, mint 90%-a pedig a látható fény tartományában a 0,3 és 0,7 mikrométer között. A légkörön áthaladó sugárzás intenzitása csökken a vízgız és más gázok által okozott visszaverıdés, szóródás és elnyelés következtében. Befolyásolják még ezt a levegıben lebegı aeroszolok is (finom részecskék, amelyeknek átmérıje 10-3-tól 10 mikrométerig terjed). Átlagosan a légkör a napsugárzás 30%-át visszaveri a bolygóközi térbe, többet ott, ahol felhızet van, kevesebbet, ahol derült az ég. Ehhez járul még, hogy a légkör alsó rétege, a troposzféra a beérkezı sugárzás mintegy 20%-át elnyeli (attól függıen, hogy mennyi aeroszolt és port tartalmaz). Ennek az elnyelt sugárzásnak egy részét a légkör infravörös sugárzás formájában kisugározza a földfelszín felé. A napsugárzásnak az a része, amelyet sem


68

vissza nem vert, sem el nem nyelt a légkör, eléri a földfelszínt, s ott vagy visszaverıdik vagy elnyelıdik. Az elnyelt napsugárzás következtében a földfelszín felmelegszik, s saját sugárzást bocsát ki, amely 4 és 50 mikrométer közötti hullámhosszúságú infravörös vagy hısugárzás. Mivel a két spektrum között csak egészen csekély átfedés van a beérkezı napsugárzást általában rövidhullámú sugárzásnak, míg a földfelszín kisugárzását hosszúhullámú sugárzásnak nevezzük. A földfelszínrıl történı kisugárzás egy részét a levegı elnyeli és visszasugározza a földfelszínre, a visszamaradó rész a bolygóközi térbe távozik. A földfelszínre érkezı és a földfelszínrıl távozó energia-áramok a nap folyamán és az év folyamán változnak. Hosszabb idıszakot figyelembe véve azonban a földfelszín által elnyelt napsugárzás mennyisége és a földfelszín által kisugárzott hısugárzás mennyisége egyensúlyban van egymással, ezért a földfelszín középhımérséklete többé-kevésbé állandónak tekinthetı. (Nyilvánvaló, ha a Föld több sugárzást nyelne el, mint amennyit kisugároz, akkor a földfelszín hımérséklete emelkedne, mert a felszín melegedne, ha pedig többet sugározna ki, mint amennyit elnyel, akkor a földfelszín hımérséklete csökkenne, mert a felszín hőlne.) Ha a légkör a földfelszín által kisugárzott hosszúhullámú sugárzás számára átbocsájtó lenne, vagyis nem tudná egy részét visszatartani, akkor a földfelszín átlagos egyensúlyi hımérséklete meglehetısen hideg lenne, mégpedig –18 fok. A valóságban azonban a kifelé menı sugárzás egy részét a légkörben lévı vízgız (amely a légkörben átlagosan 1 térfogatszázalékot tesz ki), a felhıkben lévı vízcseppek és egyes nyomgázok (amelyeket azért neveznek így, mert kis koncentrációban, vagyis csak „nyomok”-ban vannak jelen a légkörben) elnyelik, s ezáltal a földfelszín középhımérsékletét +15 fokra emelik, s ezzel a földi élet számára kedvezı környezetet teremtenek. A hosszúhullámú sugárzást elnyelı gázok: a vízgız (H2O), a széndioxid (CO2), az ózon (O3), a metán (CH4) és a dinitrogén oxid (N2O) a légkörben természetes módon fordulnak elı. A felmelegedést a földfelszín hosszúhullámú kisugárzásának részbeni csapdába ejtése okozza, s ezt nevezik természetes „üvegházhatás”-nak. Azért hívják így, mert a folyamat nagyban hasonlít az üvegházak felmelegedéséhez. Az üvegházat borító üveg a látható fény számára átlátszó, míg az infravörös sugárzás számára részben átlátszatlan. Az üvegházba belépı napsugárzás az üvegház belsejében elnyelıdik, hıvé alakul, s azután infravörös sugárzás formájában kisugárzódik. Ezt a kisugárzást az üveg részben visszatartja, vagyis csapdába ejti, azaz visszatartja a hıt, amely egyébként eltávozna. Az üvegház belseje emiatt felmelegszik, amíg el nem ér egy olyan hımérsékletet, amelynél a kimenı sugárzása intenzitása megegyezik a beérkezı sugárzás intenzitásával (energia terminusokban). A beérkezı és kimenı sugárzás mennyiségének egyenlıvé válásával azután az


69

üvegház egy magasabb hımérséklet melletti egyensúlyi állapotot képes fenntartani, mint azt megelızıen (4.2 ábra). Az üvegtetı tehát lehetıvé teszi, hogy a napsugárzás belépjen az üvegházba, ahol az a talajon elnyelıdik, és felmelegíti az üvegház belsejét, mert az üveg átlátszatlan az infravörös sugárzás számára, ezért az nem tudja elhagyni az üvegházat, s felmelegedést okoz az üvegtetı alatt.

4.2 ábra. Az üvegházhatás az üvegházban és a légkörben A természetes és antropogén eredető üvegházhatás A szomszédos bolygók középhımérsékletei. A bolygók légköre különbözı mértékben engedi át a beérkezı napsugárzást és a kimenı hısugárzást. A légköri üvegházhatás néhány bolygó felszínét melegebbé teszi, mintha a bolygónak nem lenne légköre. A Földhöz legközelebbi bolygók légkörének összetétele és tömege, valamint a felszíni hımérséklete bizonyítékul szolgál az üvegházhatás létezésére (4.1 táblázat). A Venus sokkal melegebb, mint a Föld, de ennek csak egy részére ad magyarázatot, hogy közelebb van a Naphoz. A felszíni hımérséklet 523 fokkal melegebb, mintha nem lenne a vastag, széndioxidban gazdag légkör. (A felszíni nyomás 90-szer nagyobb, mint a Földön.) Ezzel ellentétben a Marson nagyon vékony a légkör (a nyomás csak 0,007 része a földfelszíni légnyomásnak). Bár a légkörnek több, mint 80%-a széndioxid, a Mars felszíni hımérséklete meglehetısen alacsony, mindössze -47 fok, a rendkívül vékony légköri üveghatású gáz „takaró” miatt. Még így is a felszíni hımérséklet 10 fokkal melegebb, mintha nem lenne a vékony takarót adó széndioxid gáz a légkörben.


70

4.1 táblázat. A természetes üvegházhatás az egyes bolygókon (IPCC 1990)

Képes-e a légköri széndioxid-tartalom rendkívül gyors emelkedése véletlenül kiváltani egy olyan mérető üvegházhatást, mint a Venuson tapasztalható? Egy ilyen rémálomszerő forgatókönyvre ajánlott mechanizmus: egy valószínőleg melegebb éghajlaton végbemenı nagyobb párolgásból származó vízgız növekedés, amíg a hımérséklet el nem ér egy olyan fokot, amelynél a kalciumkarbonátos sziklák elkezdenek szétesni és még több széndioxid szabadul fel. Ekkor az óceán párologna és a bolygónk forró és száraz lenne. Szerencsére ennek a bekövetkezése nagyon valószínőtlen, hála a Föld Naptól való nagyobb távolságának és a megnövekedett páratartalommal együttjáró napsugárzás-intenzitás csökkenésnek. Amikor napjainkban megnövekedett üvegházhatásról beszélünk, akkor csak egy átlagosan néhány fokos melegedést jelentı tendenciára gondolunk. Azonban ez a néhány fokos melegedés is okozhat jelentıs és széleskörően érvényesülı következményeket. A glaciális-interglaciális idıszakok széndioxid koncentrációjának változását jelzı paleoklimatológiai adatok (amelyek régóta halmozódó jégtakarókba szorult levegıminták segítségével rekontruálhatók) megerısíteni látszanak a földi üvegházhatásra vonatkozó Arrhenius-féle hipotézist. Ezek pozitív korrelációt mutatnak a légköri széndioxid koncentráció és azon hımérsékletek között, amelyek a különbözı múltbeli geológiai korokban uralkodtak. A metán-szint és a hımérséklet szintén korrelálódik egymással. Az elmúlt 160.000 évben jelentısen magas széndioxid és metán szint fordult elı a melegebb interglaciális idıszakokban, míg relatíve alacsonyabb széndioxid szint volt a glaciális (eljegesedett) idıszakokban. Mindazonáltal a múltbeli széndioxid és metán koncentráció és a hımérséklet közötti okozati összefüggést nehéz bizonyítani, mivel e három tényezı változásai együtt fordultak elı az óceáni cirkuláció és a biogeokémiai ciklusok változásaival.

Bolygó

A földi nyomás-hoz vi-

szonyított nyomás

A fontosabb üvegházha-tású gázok

Az üvegház-hatás hiányá-ban számított felszínhımér-

séklet (Co)

A megfi-gyelt felszí-ni hımér-séklet (Co)

Az üveg-házhatás

miatti melegedés

Vénusz 90 >90% CO2 -46 477 523

Föld

1 ~0,4% CO2 ~1% H2O

-18

15

33

Mars 0,007 >80% CO2 -57 -47 10


71

A Föld egyensúlyi hımérséklete. A Föld egyensúlyi hımérséklete jelenleg 15 fok. Emellett a hımérséklet mellett van a beérkezı és távozó energia mennyisége egyensúlyban. A tisztán nitrogénbıl és oxigénbıl álló légkör felszínhımérséklete. A Föld légköre alapvetıen nitrogénbıl és oxigénbıl áll, amelyeket kétatomos molekulák alkotnak. Ezek elnyelik az ultraibolya sugárzást, de átlátszóak a látható fény és az infravörös sugárzás számára. Ha a Föld légköre csak nitrogénbıl és oxigénbıl állana, akkor a felszíni hımérséklet –18 fok lenne. Ezt a következıképpen határozhatjuk meg (Hartmann 1994). Egy testnek a kisugárzási hımérséklete az a fekete test hımérséklet, amelyen a testnek a hıt ki kell sugározni ahhoz, hogy energiaegyensúly alakuljon ki. E mellett a hımérséklet mellett a test az általa elnyelt energiának megfelelı mennyiségő energiát sugároz ki, vagyis a napsugárzásból elnyelt energia = a kisugárzott energia (4.1) Elıször számítsuk ki a napsugárzásból elnyelt energia mennyiségét. Ehhez szükség van mindenekelıtt a napállandó értékére (S0) , amely közepes Nap-Föld távolság esetén megadja a napsugárzásra merılegesen elhelyezett 1 m2 felületre érkezı energiamennyiséget. A bolygóra érkezı energiamennyiség egyenlı a napállandó szorozva a bolygónak a napsugárzás útjába esı felületével (4.3 ábra). Ez tulajdonképpen egy „árnyékfelület” (Hartmann 1994), amely a Föld átmérıjének megfelelı nagyságú kör területe (r2π) , mivel a Föld légköre olyan vékony, hogy az árnyékterület szempontjából nem vesszük figyelembe. Feltételezve, hogy a napsugárzás planetáris albedónak (α) megfelelı része visszaverıdik, ebben az esetben a napsugárzásból elnyelt energia = S0(1-α)⋅r2π (4.2) A következı lépésben a kisugárzott energia mennyiségét kell meghatározni. A test által egységnyi felületen (1 m2) kisugárzott energiamennyiség = σT4. A kisugárzás a Föld teljes felületén történik (4r2π), mert a felmelegített felszín a megvilágított és sötét területeken egyaránt kisugároz. Tehát a kisugárzott energia = 4r2π⋅σT4 (4.3) Ha a két energiamennyiséget egymással egyenlıvé tesszük, s az egyenlet mindkét oldalán r2π-vel egyszerősítünk, akkor a következıt kapjuk:


72

40 T)1(4

Sσ=α− (4.4)

Ebbıl a kisugárzó felszín hımérséklete meghatározható. Ha a kapott összefüggésbe behelyettesítjük az S0 napállanó (1367 W⋅m-2), az α planetáris albedo (0,3) és a σ Stefan-Boltzman állandó (5,67⋅10-8 W⋅m-2⋅K-4) értékét, akkor a következıt kapjuk:

C18K2551067.5

)3.01(4

1367)1(

4

S

T 04

8

4

0

−≈=⋅

−

=σ

α−

=−

(4.5)

Amennyiben a Föld légkörét csupán nitrogén és oxigén alkotná, amely nem képes visszatartani a Föld felszínérıl történı infravörös hıkisugárzást, akkor változatlan albedót feltételezve a Föld felszínhımérséklete 255 K fok lenne (vagyis –18 C fok).

4.3 ábra. A Föld napsugárzást felfogó felszíne (Hartmann 1994)

Az üvegházhatás által kialakított felszínhımérséklet. A légkör azonban alapgázokon kívül tartalmaz vízgızt, széndioxidot és más üvegházhatású gázokat. Az üvegházhatású gázoknak van néhány sajátos tulajdonságuk. Átlátszóak a látható fény tartományában és ezért lehetıvé teszik, hogy a napsugárzás majdnem akadálytalanul keresztül hatoljon a légkörön. Ugyanakkor erıs elnyelési sávokkal rendelkezik az infravörös tartományban, különösen a 10 mikron körüli tartományban, ahol a Föld a legtöbb hıt sugározza ki. Az üvegházhatású gázok az energiát minden irányban kisugározzák, részben felfelé, részben oldalirányban, részben pedig lefelé. Így az energia egy része


73

visszatér a talajra és az alsó légkörbe és ez kiegészítı felmelegítést jelent. Emiatt a Föld felszínhımérséklete 288 K fok, azaz +15 C fok, ami azt jelenti, hogy a Föld középhımérséklete 33 C fokkal melegebb, mintha a légkör csak tisztán nitrogénbıl és oxigénbıl állna. Ez a különbség tehát az üvegházhatású gázok jelenlétének tulajdonítható.

A Föld középhımérséklete emelkedik. Az okot a fizikai törvények szolgáltatják. Tudjuk, hogy az üvegházhatású gázok, amely elnyelik az infravörös kisugárzást, melegebbé teszik az alsó légkört és a földfelszínt, a felsı légkört (a sztratoszférát) pedig hidegebbé.

4.4 ábra. A Föld szárazföldi mérésekre alapozott sokévi középértékétıl vett évenkénti eltérések

Valóban a földfelszín globális középhımérséklete az elmúlt 130 év alatt mintegy 0,6 fokos emelkedı tendenciát mutat (4.4 ábra). A déli félgömb középhımérséklete egy elég stabil emelkedı tendenciát mutat ezen idıszak alatt, míg az északi félteke középhımérséklete az 1940-es évekig emelkedést mutat, ezután egy 30 éves lehőlési tendencia mutatkozik, majd 1970 után ismét melegedés tapasztalható. A globális felszíni hımérséklet a két félteke adatainak együttes figyelembe vételén alapul. Az egész Földre vonatkozóan a 10 legmelegebb év közül 7 meleg év 1980 és 1990 között volt.Annak a valószínősége, hogy ilyen felmelegedési trend természetes okok miatt elıforduljon a becslések szerint a szárazföldre vonatkozóan kevesebb, mint 1%, az óceánokra vonatkozóan pedig kevesebb, mint 3%. Iványi (1997) 1891-1992 közötti adatokat elemezve vizsgálta a hımérséklet alakulásának törvényszerőségeit. Melegedési tendenciát tudott kimutatni globálisan, mindkét féltekére, valamint – Afrika kivételével – az összes


74

kontinensre – természetesen eltérı mértékben. E melegedés az utolsó két évtized folyamán vált egyértelmővé. A téli hónapok hımérsékleti viszonyaiban mutatkozott a legjelentısebb változás. Kondratyev (2002) úgy általánosította az éghajlatváltozással kapcsolatos vizsgálatok tapasztalatait, hogy amíg a XX. századi (s különösen annak néhány utolsó évtizedbeli) globális felmelegedés ténye valószínősíthetı, addig az ezért felelıs tényezıket, illetve a felmelegedéshez való hozzájárulásuk számszerő értékeit illetıen heves viták zajlanak. A sztratoszféra hımérséklete csökken. A sztratoszférában az üvegházhatású gázok növekedése nagyobb sugárzásveszteséget okoz, s emiatt csökken a sztaroszféra hımérséklete. A sztratoszférában lévı ózon csökkenése miatt csökken az ultraibolya sugárzás elnyelése és ez ugyancsak a melegedést mérsékli a sztratoszférában.Ez a két folyamat együtt eredményezi a sztratoszféra hőlését. Angell (1986) kimutatta, hogy az évszázad utolsó negyedében a tropopauza rétege (9 és 16 km magasban a földfelszín felett) és az alsó sztratoszféra (16 és 20 km között) lehőlt és ez növekvı magassággal nagyobb ütemő hımérséklet-változást (hımérsékleti gradienst) eredményezett. Az alsó sztratoszféra lehőlése nagyobb volt a déli féltekén, mint az északi féltekén. A rádiószonda és a mőhold mérések adatai szerint a középsı sztratoszférára (30 km) is jelentıs lehőlési trend mutatható ki az északi félteke közepes és magas szélességein. Az a tény, hogy a sztratoszféra az utóbbi 30 évben hőlési tendenciát mutat, fontos bizonyítéka az üvegházhatásnak. Az antropogén eredető üvegházhatás. Az ember az ipari tevékenysége során számos üvegházhatású gázt juttat a légkörbe. Ezeknek a gázoknak a többsége a természetben csak igen kis koncentrációban fordul elı. Az emberi tevékenység azonban néhány sugárzási szempontból aktív gáznak a légkörbe kerülését teszi lehetıvé, s ezzel mesterségesen növeli az üvegházhatást. Legjelentısebbek e gázok közül a széndioxid, a metán, a dinitrogén oxid, és néhány klórfluorkarbonát (CFC). (Ez utóbbi gázokat a hőtıszekrényekben, spray-k és borotvahabok hajtóanyagaként szokták használni). A földfelszínrıl történı hıkiáramlás fokozottabb megakadályozása miatt ezeknek az antropogén eredető gázoknak – növekvı koncentrációban – lehetıségük van arra, hogy megemeljék a planetáris energiamérleget, ami a felszínhımérséklet emelkedéséhez és a hidrológiai rendszer megváltozásához vezet. Ezeknek az éghajlati következményeknek az eredményét nevezik „globális felmelegedés”-nek, ami bizonyos veszélyeket jelent, amelyeket meg kell indokolni, vagy még inkább meg kell szervezni az összehangolt társadalmi cselekvést a gázok kibocsátásának szabályozására acélból, hogy minimalizáljuk a növekvı üvegházhatást és mérsékeljük a negatív következményeket.


75

A felmelegedés kimutathatóságának bizonytalansága A felmelegedés bizonyíthatósága erısen vitatott kérdés. Mindenekelıtt kellene találni olyan „jel”-et, amelyrıl egyértelmően megállapítható, hogy a felmelegedést mutatja, s így választ adna arra a kérdésre, hogy a felmelegedés elkezdıdött-e. A jelnek olyan kell lennie, amelyet az éghajlatingadozás által keltett „zaj” nem nyom el. A földfelszíni középhımérséklet meghatározása. A Föld középhımérsékletét már az 1860-as évektıl meghatározták. Az elsı idıszakban csak mintegy 100 állomás adata állt rendelkezésre, elsısorban természetesen a szárazföldrıl. Késıbb az állomások száma fokozatosan növekedett és az 1960-as években már mintegy 1700 állomás adata állt rendelkezésre. Az 1960-as évek után ez a szám ismét csökkenni kezdett (Gates 1993). Ezeknek az állomásoknak a nagyobb része a szárazföldeken települt és csak kisebb része az óceánokon, noha az óceánok (70 %) és a száraföldek (30%) aránya éppen fordított eloszlást kívánna meg. Mivel idınként az állomások elhelyezése is változott, a középhımérsékletet nem azonos helyen lévı, s nem azonos számú adatból határozták meg. Azonkívül a megfigyelési idıszak kezdete óta változtak a mérımőszerek, a megfigyelési idıpontok és módszerek, a megfigyelık, s változott a telepített állomások környezete. Külön ki kell emelni, hogy a megfigyelıállomások gyakran városokba települtek, a környezetük egy idı után beépült. A városok épületei, betonból és aszfaltból készült útjai több hıt nyelnek el, mint a természetes környezet. Azonkívül itt lényegesen kevesebb hı fordítódik párolgásra és a szél párolgást növelı hatása sem érnyesül úgy, mint a szabad természetben. Emiatt a városok hımérséklete magasabb, mint környeztüké. Ez az oka annak, hogy a városok „hısziget” hatásáról beszélnek. Egyes kutatók szerint a földfelszíni középhımérséklet emelkedésében mintegy 0,1 fok tekinthetı a városok „hısziget” hatásának (Rosenzweig és Hillel 1998). Tárkányi et al. (1987) borult, szeles idıjárási helyzetekben alig találtak különbséget Budapest különbözı elhelyezkedéső és beépítettségő területeinek hımérséklete között, ám derült, szélcsendes napokon 1-1.5 fokos, derült, szélcsendes éjszakákon 2-3 fokos különbség is kialakult fıvárosunk belsı területei és a külsı, lazábban beépített részek között, mely különbség hótakaróval borított talajoknál, derült, szélcsendes éjszakákon akár 5-7 fokra is nıhetett. Unger et al. (2000) a 160 ezres lakosságú Szeged esetén vizsgálták e városi „hısziget” hatást. Szintén szoros összefüggést találtak a beépítettség illetve a városközponttól való távolság és a „hısziget” hatás között, mely utóbbi több fokot is elérhetett. További bizonytalanságot jelent, hogy Unkasevic (1996) szerint a városi hıtöbblet illetve a beépítettség


76

felszíni viszonyokat megváltoztató hatása miatt a csapadékmennyiség is növekedhet; Belgrád esetén ez évente átlagosan kb. 10 % többletet okoz. A természetes és antropogén hatás megkülönböztetése. A légkör összetételében a széndioxid viszonylag kis koncentrációban szerepel. A környezeti rendszerekben történı körforgása miatt idıben még ez a kis mennyiség is változhat, részben egy adott éven belül, részben az egyes években mutathat más-más értéket. Az adott ingadozáson belül a természetes és az emberi tevékenység következtében fellépı változásokat nagyon nehéz egymástól elkülöníteni. Ugyanez mondható el a felszíni középhımérséklet évi ingadozásairól is. A hımérséklet évek közötti változékonysága magába foglalja mind a természetes, mind pedig az emberi tevékenység által elıidézett hatásokat anélkül, hogy a kettıt meg tudnánk különböztetni. Sok kutató úgy véli, hogy a földfelszíni középhımérséklet jelenlegi emelkedı tendenciája belefér a természetes ingadozás intervallumába (Rosenzweig és Hillel 1998). A légkör-óceán kölcsönhatás szerepe. A víz hıkapacitása nagyobb, mint a szárazföldeké. Ez azt jelenti, hogy ugyanolyan mennyiségő sugárzás hatására a szárazföldek gyorsabban felmelegszenek, mint a tenger. A tenger tehát képes hıt visszatartani, aminek elısorban a lehülési (éjszaka, hővös idıben, télen) idıszakban van jelentısége, amikor a tenger ad át hıt a környezetének és ezzel mérsékli a lehőlést. A légkör és az óceánok közötti kölcsönhatás számos mozzanata még nem ismeretes teljes mértékben. Ilyen az óceánok hıátadást késleltetı szerepe, az óceánoknak a széndioxid körforgalomban játszott szerepe stb. Szükséges tehát a légkör-óceán kölcsönhatás mélyebb elemzése ahhoz, hogy az éghajlat jövıbeli alakulásáról pontosabb képet alakíthassunk ki. A légköri aeroszolok hőtıhatása. Felmerül annak a lehetısége is, hogy a légköri aeroszol mennyisége kompenzálja vagy legalábbis csökkenti az üvegházhatásból származó felmelegedést. Az aeroszolok szerepe abban nyilvánul meg, hogy a légkörbe érkezı sugárzást visszaverik és szórják, s ezzel hőtıhatást fejtenek ki. A troposzférikus aeroszol származhat az ipar által kibocsátott füstbıl és egyéb szennyezıanyagokból, a városi szennyezıanyagok levegıbe emelésétıl, a lecsupaszított területekrıl és a homokos területekrıl száramazó porból stb. Az aeroszol részecskék kondenzációs magokként is szolgálhatnak, ami felhıképzıdéshez vezet, a felhık pedig erıteljesen visszaverik a beérkezı sugárzást. Ezzel az aeroszolok hőtıhatása tovább növekedhet. A troposzférában található aeroszolok mintegy egy hétig képesek a légkörben maradni, azután kihullanak, utánpótlásuk azonban folyamatos. A sztratoszférikus aeroszol elsısorban a vulkánkitörések eredménye. A hatalmas erejő robbanások nagy mennyiségő szennyezıanyagot juttatnak a


77

sztratoszféra magasságába, ahol azok a sztratoszférikus széllel szétterjedve jelentıs sugárzáscsökkenést eredményezhetnek. A vulkánok által a sztratoszférába lövellt aeroszolok 1-3 éven át a légkörben maradhatnak, s jelentıs (0,2-0,5 fokos) hőtıhatást eredményeznek. Ez volt tapasztalható minden nagyobb vulkánkitörés után. A 20. században a Fülöp-szigeteken lévı Mount Pinatubo vulkán kitörése volt a legerısebb. A vulkán 20 millió tonna kéndioxidot juttatott 25 km magasságba. A kitörést követı évben a földfelszíni középhımérséklet 0,3 fokkal lett alacsonyabb, az Északi Félteke középhımérséklete pedig 0,5 fokkal. A kitörést követı második, harmadik évben az aeroszolok fokozatos kihullása miatt a hőtıhatás is fokozatosan csökkent. Az egyenlítıhöz közeli vulkánok kitörése nagyobb és erıteljesebb hatást gyakorol az éghajlatra, mint a magasabb szélességeken lévıké. A felhızet szerepe. Amikor a vízgız kicsapódik és felhık képzıdnek, akkor tulajdonképpen kettıs hatással kell számolni. Egyrészt a felhızet a beérkezı napsugárzás erıteljes visszaverı hatása következtében hőtıhatást gyakorol az éghajlatra. Ezzel egyidıben azonban növeli a felmelegedést, mivel a földfelszíni kisugárzást nem engedi a bolygóközi térbe távozni, hanem annak egy részét visszasugározza a felszínre, s ezzel segíti a magasabb felszíni hımérséklet kialakulását. Mőholdas mérések szerint a két hatás megközelítıleg azonos nagyságú, de azért általában a hőtıhatás egy kissé erısebb. A felmelegedés erısödése erıteljesebb párolgást és nagyobb légköri vízgıztartalmat eredményez, ami vastagabb és sőrőbb felhıtakaró kialakulását teszi lehetıvé, ez pedig növeli a hőtıhatást. A felmelegedéssel növekvı felhızet tehát az üvegházhatáshatással szemben negatív visszacsatolást jelent, vagyis növekvı felmelegedés, növekvı felhızet és növekvı hőtıhatás. A felhızet szerepe attól is függ, hogy a felhızet hogyan változik a felmelegedés hatására. Ha a felhızet az alacsonyabb magasságokban válik sőrőbbé és vastagabbá, akkor több sugárzás verıdik vissza és a hőtıhatás erısödik. Ha a vízgızt erıs konvektív áramlások emelik a magasba és gyorsan kihulló záporok alakulnak ki, akkor a nagy légnedvesség miatt a kisugárzott energia jelentıs része visszakerül a felszínre és a pozitív visszacsatolás érvényesül. Irodalom Angell, J.K. 1986: Annual and seasonal global temperature changes in the troposphere and low stratosphere, 1960-1985. US Department of Agriculture. Monthly Weather Review 114: 1922-1930. oldal. Abelson, P.H. 1992: Agriculture and Climate Change. Science 247: 9. Gates, D.M. 1993: Climate Change and its Biological Consequences. Sinauer Associates, Inc. Publisher, Sunderland. 280 oldal.


78

Hartmann, D.L. 1994: Global Physical Climatology. Academic Press, New York. 411 oldal. Iványi Zs. 1997: Variations ansd trends of land surface air temperature, 1891-1992. Idıjárás. Vol. 101. No. 3. 161.-171. oldal. Kane, S.J., Reilly, J., Tobey, J. 1992: An Imperial Study of the Economic Effects of Climate Change on World Agriculture. Climate Change 21: 17-35. oldal. Katz, R.W., Brown, B.G. 1992: Extreme events in a changing climate: Variability is more important than averages. Climatic Change 21: 289-302. oldal. Kondratyev, K. Y. 2002: Global climate change and the Kyoto Protocol. Idıjárás. Vol. 106. No. 2. 1.-37. oldal. Mearns, L.O., Katz, R.W., Schneider, S.H. 1984: Extreme high temperature events: Changes in their probabilities with changes in mean temperature. Journal of Climate and Applied Meteorology 23: 1601-1613. oldal. Mészáros E., Molnár A. 2001: A brief history of aerosol research in Hungary. Idıjárás. Vol. 105. No. 2. 63.-80. oldal. Rosenzweig, C., Hillel D. 1998: Climate Change and the Global Harvest. Potential Impact of the Greenhouse Effect on Agriculture. Oxford University Press. Oxford, 324 oldal. Schneider, S.H. 1989: The Changing Climate. Scientific American 261(3): 70-79. oldal. Schneider, S.H. 1990: The Global Warming Debate Heats Up: An Analysis and Perspective. Bulletin of American Meteorological Society 71: 1292-1304. oldal. Schneider, S.H. 1994: Detecting Climate Change Signals: Are There Any „Fingerprints”? Science, 263: 341-347. oldal. Schneider, S.H. 1997: A nagy földi laboratórium. Kísérlet, amelyben bolygónk a tét. Kulturtrade Kiadó, Budapest, 199 oldal. Tárkányi Zs., Vértessy M., Wágner M. 1987: A hımérséklet alakulása Budapest különbözı beépítettségő területein a főtési idıszakban. Beszámolók az 1984-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 92.-104. oldal. Unger J., Bottyán Zs., Sümeghy Z., Gulyás Á. 2000: Urban heat island development affected by urban surface factors. Idıjárás. Vol. 104. No. 4. 253.-268. oldal. Unkasevic, M. 1996: The effect of Belgrade on urban precipitation. Idıjárás. Vol. 100. No. 4. 337.-349. oldal. Wittwer, S.H. 1980: Carbon Dioxide and Climate Change: An Agricultural Perspective. Journal of Soil and Water Conservation 35(3): 116-120. oldal. Wittwer S.H. 1995: Food, Climate and Carbon Dioxide. The Global Environment and World Food Production. Lewis Publisher, New York, 236 oldal.

ADATGYŐJTÉS ÉS ADATELEMZÉS ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

79

B. AZ ÉGHAJLATI ELEMEK

ÉRTÉKEINEK INGADOZÁSAI

5. Adatgyőjtés és adatelemzés

Az élıvilág szempontjából azért van a meteorológiai viszonyoknak jeletısége, mert azok egy adott helyen keretet szabnak az élıvilág létezésének. Vannak meteorológiai küszöbértékek, amelyek kijelölnek egy olyan intervallumot, amelyben biztosítva vannak az élılények mőködéséhez szükséges kedvezı meteorológiai feltételek. Az intervallumot határoló alsó küszöbértéknél alacsonyabb vagy az intervallumot határoló felsı küszöbértéknél magasabb értékek kedvezıtlenek az élılények számára, sıt egy bizonyos értéken túl már nemcsak károsodásukat, hanem pusztulásukat is okozhatják. Amikor tehát egy hely vagy terület (termıterület) meteorológiai viszonyait elemezzük, akkor elsısorban azt vizsgáljuk, hogy mennyire felel meg az élıvilág számára szükséges követelményeknek. Ezeket az elemzéseket a lehetıségekhez képest minél hosszabb megfigyelési adatsorok alapján kell elvégezni. Ugyanis csak a hosszú adatsorok biztosítják azt, hogy a meteorológiai viszonyokkal kapcsolatban feltárt állapotok ne csupán egy adott idıszak átlagos viszonyonyait, hanem a változékonyságot mutassák meg. Ma már a nemzetközi irodalomban is olvasható olyan megállapítás, hogy „a változékonyság fontosabb, mint az átlagok” (Katz és Brown 1992; Wittwer 1995). Elıször tehát ki kell választanunk azokat az állomásokat, amellyel az adott helyet reprezentálni kívánjuk. Itt – az agroklimatológiai elemzés miatt – az egyik szempont, hogy minden megyére vonatkozóan kiválasszunk egy reprezentatív állomást, mivel a terméshozamok megyei átlagokként vannak megadva. A másik szempont, hogy éghajlati változékonyság vizsgálatához, olyan állomásokra is szükségünk van, ahol hosszú meteorológiai adatsorok állnak a rendelkezésünkre. A hosszú adatsorok azonban bizonyos nem-meteorológiai változásoknak is ki vannak téve, ezért elıször meg kell vizsgálnunk a rendelkezésre álló adatokat, hogy mennyire megbízhatóan tükrözik a meteorológiai elemek változásait.


80

5.1 Az állomások kiválasztása Az agroklimatológiai vizsgálatok párhuzamos meteorológiai és mezıgazdasági (fenometriai, fenológiai, terméshozam stb.) adatsorok elemzésére épülnek. Éghajlati vizsgálatokról lévén szó, múltbeli adatok értékelését kell elvégezni. Ehhez meg kell találni azokat a helyeket, ahol gyakran különbözı intézmények, egymástól nem nagy távolságban, ugyanabban az idıben meteorológiai és mezıgazdasági adatgyőjtést végeztek. Mivel a meteorológiai megfigyelıhelyek viszonylag sőrőn helyezkednek el az ország területén, a mezıgazdasági megfigyelések pedig inkább intézményekhez kötöttek vagy valamilyen területi egységet (pl. megye) reprezentálnak, a mezıgazdasági megfigyelıhelyekhez igazodva választottuk ki a meteorológiai állomásokat. A meteorológiai állomások között pedig oly módon tettünk különbséget, hogy mezıgazdasági szempontból mennyire reprezentatívak és milyen hosszúságú adatsorokkal rendelkeznek. Referencia állomások A megfigyeléseket és méréseket erre a célra kijelölt helyen végzik. Ezeket a megfigyelıhelyeket nevezzük meteorológiai állomásoknak. A meteorológiai megfigyelıhelyeken a méréséket és a megfigyeléseket nemzetközi elıírásoknak megfelelıen végzik, s az adatokat meghatározott idıközönként a nemzeti meteorológiai központokba továbbítják. Az egyes nemzeti meteorológiai központok a beküldött adatokat ellenırzik, feldolgozzák, tárolják és kutatási valamint információs célokra felhasználják. A meteorológiai megfigyelıhelyek (állomások) változó sőrőségben behálózzák az egész országot. Ebbıl a hálózatból választottuk ki azokat az állomásokat, amelyeket az agroklimatológiai vizsgálatokban felhasználtunk. Mivel az agrometeorológiában párhuzamosan megfigyelt meteorológiai és mezıgazdasági adatokkal dolgozunk, a meteorológiai állomásokat úgy kellett kiválasztanunk, hogy az állomások meteorológiai és mezıgazdasági szempontból reprezentatívak legyenek, – az állomásokon mért meteorológiai adatokat pedig a fenológiai és termésadatokkal összefüggésbe lehessen hozni. Mivel a termésadatok megyei átlagokként állnak rendelkezésünkre, az állomások kiválasztásánál is a megyéket vettük alpul. Az országos hálózatból megyénként egy megfigyelıhelyet választotunk ki, összesen tehát 19 állomást. Ezeket nevezzük referencia állomásoknak. Ezek betőrendi sorrendben a következık: Balassagyarmat, Budapest, Békéscsaba, Debrecen,


81

Gyır, Iregszemcse, Kaposvár, Kecskemét, Kompolt, Martonvásár, Miskolc, Nyíregyháza, Pápa, Pécs, Szeged, Szolnok, Szombathely, Tatabánya és Zalaegerszeg. Ezeknek az állomásoknak az adatait használtuk fel az utóbbi évtizedek (1951-1990 közötti 40 év és az 1951-2000 közötti 50 év) éghajlati viszonyainak az elemzésére, valamint a növényi (fenológiai és terméshozam) adatokkal való összefüggések meghatározására. Hosszúsorozatú állomások A meteorológiai elemek hosszú idıszakra vonatkozó értékeinek és ingadozásainak meghatározására csak azokat az állomásokat tudjuk felhasználni, amelyek hosszú idı óta végeznek megfigyeléseket. Ezért ezek az állomások adottak. A számuk nem túlságosan nagy. Vannak azonban olyan állomások is, ahol kisebb megszakításokkal ugyan, de hosszabb ideje végeznek megfigyeléseket. Amennyiben ezen állomások 50 km-es körzetében találtunk megfigyeléseket végzı állomást, akkor a hiányzó idıszakok adatait azon állomások adataival pótoltuk. Ez a nemzetközi irodalomban szokásos eljárás. Sőrő meteorológiai hálózat fenntartása ugyanis meglehetısen költséges. Ezért ha a szomszédos állomások meteorológiai idısorai közötti korrelációs koefficiensek 0,7 felettiek, akkor nincs szükség arra, hogy a két állomás közé még telepítsenek meteorológiai állomást (Linacre 1992), mert egyik állomás adata a másikéval pótolható. Ezt az eljárást alkalmaztuk a hosszú sorozatok kialakításánál. Erre a hazai adatsorok lehetıséget adnak (5.1 és 5.2 táblázat). Az éghajlat idıbeli változékonyságságának elemzésére így 25 állomásra vonatkozóan tudtunk hosszú sorozatú adatsort elıállítani. Ezt – mint az elızıekben már említettük – az ország nem nagy kiterjedése mellett meglehetısen sőrőnek tekinthetı, egyes állomásokon hosszabb-rövidebb idıszakon át végzett megfigyelések tették lehetıvé. A kiválasztott állomások a következık: Bábolna, Baja, Balassagyarmat, Budapest, Debrecen, Eger, Iregszemcse, Jászberény, Kalocsa, Kaposvár, Kecskemét, Keszthely, Miskolc, Mosonmagyaróvár, Nyíregyháza, Orosháza, Pápa, Pécs, Sopron, Szarvas, Szeged, Székesfehérvár, Szombathely, Túrkeve és Zalaegerszeg. Ezeken az állomásokon az 1881-1990 közötti 110 év vagy az 1881-2000 közötti 120 év adatait vizsgáltuk. Ezenkívül van két állomás: Békéscsaba és Gyır, amelyeknek a csapadék-adatait a 20. századi viszonyok elemzéséhez felhasználtuk, a leghosszabb megfigyelési sorral rendelekezı Budapest hımérsékleti adatait az 1781-2000 és csapadék-adatait az 1841-2000 közötti idıszakra vonatkozóan is elemeztük.


82

5.2 Az adatelemzés módszertani alapjai A meteorológiai adatok győjtése mintegy 200-250 évvel ezelıtt kezdıdött. A megelızı korokból a geológiai módszerek vagy a történelmi feljegyzések útján kaphatunk tájékoztatást. A hazánkra vonatkozó történelmi feljegyzésekbıl kivehetı meteorológiai adatokat Réthly (1962; 1970; 1999) győjtötte össze és adta ki. Az adatok Amikor a valóság valamely részére vonatkozóan megfigyelést vagy mérést végzünk az eredmény többnyire szám formájában adódik. Ez a szám abban különbözik a közönséges számtól, hogy ez mindig a valóság valamely részéhez kötıdik, míg a szám "egy általában vett" mennyiséget jelent. A kapott, valósághoz kötıdı szám is csak akkor válik azonban adattá, ha valamilyen formában rögzítjük. Vagyis az adat felfogható úgy, hogy a megfigyelés vagy mérés "maradandóvá", mások által is hozzáférhetıvé vált formája. Az adat tehát abban különbözik a matematikában használatos "tiszta" számoktól, hogy a matematikai szám olyan absztrakció, amely elvonatkoztat minden egyedi, "minıségi" mozzanattól. Az adat pedig - amikor szám formájában jelenik meg - tapasztalati szám, amely elszakíthatatlan attól a dologtól, amelyre vonatkozik. Azokat az adatokat, amelyek közvetlenül a valóság jelenségeinek megfigyelésébıl vagy mérésébıl adódnak, mért (megfigyelt) adatoknak vagy alapadatoknak nevezzük. Ilyen alapadatoknak tekinthetjük például a hımérsékletet, csapadékmenyiséget stb., de az agrometeorológiában a fenológiai (pl. kelési idıpont, virágzási idıpont, érési idıpont, fenofázistartam stb.) és termésadatokat (pl. szerves anyag mennyiség, terméshozam) is. Azokat az adatokat, amelyeket az alapadatokból határozunk meg, származtatott adatoknak nevezzük. Ilyenek lehetnek az alapadatokból számított statisztikai jellemzık (pl. középérték, gyakoriság stb.), de ide soroljuk az olyan adatokat is, amelyeket ugyancsak az alapadatokból számítunk, de maguk is a valóság egy jelenségét jellemzik, például: ha a párolgást nem mérjük, hanem a meteorológiai adatokból számítjuk. Tehát származtatottnak tekintünk egy adatot akkor, ha azt az alapadatokból állítottuk elı. Varga-Haszonits (1992) vízellátottságot befolyásoló tényezık vizsgálatának eredményeként olyan modellt dolgozott ki, amellyel a növényi párologtatás és az állomány alatti talajnedvesség számítása a rendelkezésre álló éghajlati adatokból kielégítı pontossággal megoldható. Az adatokat aszerint is meg szokták különböztetni, hogy a valóságot számszerően jellemzik-e vagy csupán minıségi megállapítást tartalmaznak.


83

Azokat az adatokat, amelyek a valóságról minıségi megállapítást tartalmaznak kvalitatív adatoknak nevezzük. Ilyen lehet például a meteorológiában: a felhızet fajtája, a felhızet mennyisége, a csapadék fajtája, a talajállapot stb., az agrometeorológiában még a fizikai talajféleség: homok, homokos vályog, vályog, agyagos vályog, agyag; a növényfajta: Bánkúti, San Pastore, Bezosztaja stb.; fenológiai jelenségek: vetés, kelés, virágzás, érés stb. Ezek az adatok tehát minıségileg különböznek egymástól, nem lehet közöttük nagyságrendi összehasonlítást tenni. Természetesen egyes esetekben rendelkezhetünk róluk mennyiségi adatokkal is, ilyenek pl. a felhızet mennyisége, a talajállapot, a fenológiai jelenségek idıpontjai stb., amelyek összehasonlíthatók. Azokat az adatokat, amelyek a valóság jelenségeit mennyiségileg jellemzik, kvantitatív adatoknak nevezzük. Az agrometeorológiai adatok többsége ebbe a kategóriába tartozik. Általában arra törekszünk, hogy az adatokat számokkal fejezzük ki, még akkor is, ha az adat eredetileg nem egyetlen szám formájában adódik. Pl. ha a kalászolás idıpontját szeretnénk statisztikai elemzés alá venni, akkor a kalászolás idıpontjait az év napjainak sorszámával adjuk meg (vagyis azt rögzítjük, hogy január 1-tıl számítva az év hányadik napján következett be, május 20 helyett tehát normál (nem szökı) évben azt írjuk hogy: 140). Az adatok győjtésének módszerei. Az agrometeorológiában az adatok győjtésének alapvetı módszerei a következık. 1. Hálózatszerő megfigyelések. A megfigyeléseket és méréseket erre a célra kijelölt helyeken, egységesen alkalmazott mőszerekkel és betanított megfigyelıkkel végzik. A hálózatokat rendszerint a nemzeti meteorológiai szolgálatok szervezik, s a megfigyelési és mérési eredményeket is ık győjtik. 2. Szántóföldi kísérletek. Az adatgyőjtés alkalmi jellegő. A megfigyelések és mérések a rendelkezésre álló legkorszerőbb mőszerek segítségével elıre megtervezett célból történnek, jól képzett megfigyelık segítségével. Itt már jelentıs mértékben alakíthatók a körülmények is. 3. Zárt terekben végzett kísérletek. Az adatgyőjtés ebben az esetben is meghatározott célokat követ. Általában a legkorszerőbb mőszerekkel végzik. Nagy elınye, hogy a környezeti körülmények viszonylag széles határok között változtathatók. Ide tartozanak a klímakamrák, üvegházak és a fitotrónok. 4. Távérzékelés. Elınye az elıbbi módszerekkel szemben, hogy nem csupán pontméréseket tesz lehetıvé, hanem egy nagyobb térségre vonatkozóan szolgáltat adatokat. Ide tartoznak a sárkányrepülıvel, repülıvel és mőholdakkal végzett mérések. Az adatok megbízhatóságának kritériumai. Az adatok győjtése egyúttal azonban felvet néhány problémát az adatok megbízhatóságával kapcsolatban. Ezeket röviden a következıkben lehetne összefoglalni. 1.Idıbeli homogenitás. A meteorológiai megfigyeléseket mőszerek segítségével vagy anélkül emberek végzik, akik a mőszereket meghatározott


84

környezetbe helyezik, s ott mőködtetik. Miközben mindhárom tényezıben folytonos változások mutathatók ki. Az idıbeli homogenitás tehát alapvetıen a következı tényezıktıl függ: a) Mőszerek. Nyilvánvaló, hogy az eltelt 200-250 év alatt – a technika változásának megfelelıen – állandóan változtak a meteorológiai megfigyelésekhez alkalmazott mőszerek. S ez így lesz a jövıben is. Ezért a mőszerek közötti eltéréseknek megfelelıen mind a mérési pontosság, mind pedig a mérések módja változhat, s így a mérési hiba nagysága és jellege is változik. b) Megfigyelık. Az idık folyamán gyakran változnak maguk a megfigyelést végzı emberek is. İk tapasztaltságuknak, emberi tulajdonságaiknak megfelelıen különbözı hibákat követnek el, amelyek befolyással vannak a mérési pontosságra. A nem-mőszeres megfigyelések esetében pedig a fı hibaforrást maga az ember jelenti. c) Környezet. A meteorológiai megfigyeléseket és méréseket adott természeti körülmények között kell végezni. A természetben azonban állandó változások mennek végbe (a fák megnınek, leveleik lehullanak, kipusztulnak; a megfigyelıállomást emberi létesítmények veszik körül stb.), amelyek mind befolyással vannak a megfigyelések és mérések eredményeire. Ezenkívül megváltozhat a környezet azért is, mert az adott állomást a korábbi helyérıl egy másik helyre helyezik át. Ez leginkább a lakott települések terjeszkedése miatt szokott bekövetkezni. Pl. A meteorológiai állomás környezete fokozatosan beépül, olyan létesítmények veszik körül, amelyek már befolyással vannak a megfigyelt elemek értékeire. Ilyen esetben célszerő a megfigyelı állomást egy másik, zavaró körülményektıl mentes helyre telepítani. d) Egyéb hatások. Ebbe a csoportba tartozik minden olyan változás, amely az elızı három alapvetı csoport egyikébe sem sorolható. Ilyen pl. amikor a megfigyelıállomást egy adott helyrıl egy tıle távolabbi helyre kell helyezni, természeti (villámcsapás, tőz stb.) vagy emberi kártétel miatt az állomás mőszereit ki kell cserélni, ilyen amikor megváltoztatják a megfigyelési szabályokat (pl. más idıpontokban történik a megfigyelés) stb. Az elmondottak miatt a megfigyelésekben nem-meteorológiai okok miatt észrevehetı változások (inhomogenitás), esetleg törések vagy ugrások következhetnek be, amelyeknek a meteorológiai viszonyokban létrejövı változásoktól való megkülönböztetése fontos lehet. Ennek a kérdésnek az objektív vizsgálatához tulajdonképpen szükség lenne a megfigyelı állomások mindenre kiterjedı történetére, ami sajnos az esetek többségében nem áll a rendelkezésünkre. 2. Térbeli reprezentativitás. Természetes, hogy a felszín mindenegyes pontjára, s a felette lévı magasságok minden szintjére nem lehet mőszert


85

elhelyezni. Ezért képet kell kialakítani magunknak arról, hogy megfigyelési és mérési adataink milyen nagyságú térségre érvényesek. A meteorológiai adatok esetében mindenekelıtt azt kell tudnunk, hogy alapvetıen a makrometeorológiai folyamatok határozzák meg a légkör tulajdonságait, amelyet a mezo- vagy mikrometeorológiai hatások módosíthatnak. Ez azt jelenti, hogy a változások idı- és térbeli tendenciái párhuzamosak a makro-, mezo- és mikrometeorológiai folyamatokban, az eltérések csupán az abszolút értékekben mutatkoznak, bizonyos idıszakokban (pl. borult idıben) pedig alig vagy egyáltalán nem jelentkeznek. A mérések két méteres magasságba helyezésével közismerten a mikrometeorológiai hatások kiiktatására törekedtek. Ugyanakkor az állományban zajló biológiai folyamatokra végsı soron az abban tapasztalható (mikro)meteorológiai viszonyok hatnak, így az állomány fölött mért értékek használata kisebb pontatlanságokhoz vezethet. Hunkár (1993) például azt vizsgálta, hogy milyen hatással van a vetésfehérítı bogár populáció dinamikájára, ha a meteorológiai állomás adatai helyett a ténylegesen ható, búzaállományban mért hımérsékleti értékeket használja. Úgy találta, hogy sőrő növényállomány esetén akár 8-10 nappal korábban jelentkeztek a változások, s az egyedszám és a kártétel várható értékét is nagyobbnak prognosztizálták a mikroklíma adatok alapján. Vannak olyan meteorológiai elemek, mint pl. a légnyomás és a hımérséklet, amelyek nagy térségre érvényesek, a sugárzás, a légnedvesség és a párolgás már jobban függ mezometeorológiai hatásoktól is. A csapadék reprezentativitása pedig erısen függ attól, hogy ciklonáris tevékenységbıl származik vagy pedig helyi záporok, zivatarok következménye. 3. Növényi adatsorok reprezentativitása. Bár e fejezetben alapvetıen a meteorológiai adatok megbízhatóságával foglalkozunk, egy rövid megjegyzést a fenológiai adatok homogenitásáról is érdemes tenni. Ebben az esetben a fajta illetve az agrotechnika egyik évrıl a másikra történı megváltozása okozhat problémát, ezért érdemes ezek hatását számszerősíteni. Varga-Haszonits (1977) vizsgálatai szerint az ıszi búzánál, Tölgyesi (1992) vizsgálatai szerint pedig a kukoricánál az éréscsoporton belüli fajtaváltás nem okoz észrevehetı inhomogenitást a fenológiai adatsorban. Az adatok homogenitásának vizsgálata Az évek múlásával a meteorológiai állomásokon egyre több és több adat győlik össze. A megfigyelési sorok egyre hosszabbá válnak, és mind több adatot lehet figyelembe venni az éghajlati elemzésben. Általános szokás, hogy ezek az adatok azonnal felhasználásra kerülnek a szinoptikus idıjárás elemzésekben és elırejelzésekben. Az állomások helye, a mőszerek elhelyezése és a megfigyelések szabályai ezért olyanok, hogy megfelelnek az


86

operatív szolgálat követelményeinek. Azonban az idı múlásával, a civilizáció fejlıdésével a meteorológiai adatok használata sokoldalúbb és bonyolultabb lett, a követelmények pedig idırıl-idıre változtak. Így az állomások helye, a mőszerek elhelyezése és a megfigyelés szabályai is változtak. Inkább kivételnek tekinthetı, mint szabálynak az a törekvés, hogy megırizzék a megfigyelések folyamatosságát, ami az éghajlatingadozások tanulmányozása szempontjából alapvetı fontosságú. Bizonyos mértékig az adatok homogenitása azt jelenti, hogy egy eléggé nagy terület viszonyait jellemzı meteorológiai adatok egységesen reprezentatívak. A homogenitás problémája azonban valójában ennél mélyebb értelmő. Azok a leghosszabb sorozatok, amelyeknek az éghajlatingadozások tanulmányozásában a legnagyobb szerepe van, azok nagyobb részt az egyre növekvı városok területeirıl származnak. Ennek következtében ezeknek a környezete a beépítettség módosulása miatt folyamatosan változott és eltért a várost körülvevı szabad területek viszonyaitól. Természetesen nemcsak a városok beépítettsége gyakorolt hatást a történelmi éghajlati mérési sorok homogenitásának alakulására, hanem olyan munkák is, mint a táj átalakítása (a mezıgazdaságilag mővelt területek növelése), a mocsarak lecsapolása, víztározók és mesterséges tavak létesítése és minden olyan emberi tevékenység, amely változást idézett elı a helyi természeti viszonyokban. Regionális léptékben a természeti táj átalakítása a talaj megmővelése következtében, vagy nagyobb területek öntözése, vagy az erdık irtása és újratelepítése és egyéb környezetbefolyásoló tevékenységek észrevehetı módon befolyással vannak az éghajlatra. Az iparosodott területeken a levegıbe került szennyezıanyagok további módosítást jelentenek. Az ember tehát egy ideje már képes arra, hogy tevékenységével befolyásolja az éghajlatot, s ezek a változások ritkán különböztethetık meg a természetes változásoktól. Egy meteorológiai adatsort akkor tekintünk homogénnek, ha az elemértékek ingadozásait kizárólag a meteorológiai viszonyok okozzák (Conrad és Pollack 1950). A feldolgozás elıtt tehát célszerő a meteorológiai adatsorok homogenitását megvizsgálni, hogy nem tartalmaznak-e nem-meteorológiai okok által elıidézett változásokat is. Erre különféle módszerek állnak rendelkezésre. Idı- és térbeli homogenitás. Az elsı lépésben azt kell vizsgálni, hogy idıben homogén-e az adatsor. A vizsgálat meglehetısen bonyolult. Ismeretes, hogy vannak olyan meteorológiai változások, amelyek az elemértékekben jelentkezı ingadozásokat okoznak. Nehéz azonban eldönteni, hogy melyek a meteorológiai elemek természetes változékonysága által elıidézett ingadozások, s melyek a nem-meteorológiai okok által létrehozott


87

ingadozások. Más szóval általában nem lehet eldönteni, hogy egy adatsor abszolút homogén-e. Ugyanakkor világos az is, hogy a meteorológiai viszonyok által meghatározott légköri állapotok általában nagyobb területre jellemzıek, ezért az általuk okozott változások nem korlátozódnak egyetlen helyre, kivéve a kistérségre jellemzı jelenségeket, mint pl. egy helyi zivatar, záporesı stb. Ez még inkább így van, ha havi vagy évszakos átlagokkal dolgozunk. Hosszabb idıszakot figyelembe véve tehát a helyi eltérések kikompenzálódhatnak, a változások tendenciája pedig nagy térségre érvényes. Nagyon valószínőtlen tehát, hogy azonos nem-meteorológiai jelenségek két különbözı helyen párhuzamosan elıfordulnának, bár mesterségesen ilyen jelenségeket is létre lehet hozni. Grafikus elemzés. A homogenitás elemzésének egy másik lépése lehet egy grafikon elkészítése, amelyen két egymás melletti állomás adatsorait hasonlítjuk össze (Linacre 1992). Az összehasonlítás eredményessége függ az inhomogenitás formájától és függ a vizsgált meteorológiai elemtıl is. A hımérséklet esetében a legkézenfekvıbb a két egymás melletti állomás sorai közötti különbségeket meghatározni és a kapott adatokat egy grafikonon ábrázolni. Ha ezeket az adatokat grafikusan ábrázoljuk, akkor a nagyobb eltérések, mint „csúcsok” jól felismerhetıvé válnak. Hasonló eljárást lehet alkalmazni a csapadékok esetében is a két egymás melleti állomás hányadosaira vonatkozóan is. Meg kell azonban jegyezni, hogy bár a grafikus elemzés nagyon hasznos, mert segít felismerni az eltéréseket, nem jelent megbizható felismerést a sorokban lévı homogenitásra vagy inhomogenitásra vonatkozóan. Homogenitás teszt. A klimatológiai vizsgálatok kezdeti idıszaka óta az éghajlati adatsorok homogenitásának objektív elemzése arra alapozódik, hogy az egymás melleti állomások adatsorait páronként összehasonlítják. A hımérséklet esetében a két egymás melleti állomás adatsorai közötti különbségeket képezik, majd egy statisztikai teszttel megvizsgálják, hogy az értékek ingadozása véletlen jellegő-e. A csapadék esetében a két állomás adatsorainak a hányadosaival végzik el ugyanezt a vizsgálatot. Amennyiben a vizsgálat ahhoz a következtetéshez vezet, hogy az ingadozásokban statisztikailag szignifikáns nem-véletlen jelleg van jelen, akkor a két sor sort nem tekinthetjük homogénnak (Conrad and. Pollak 1950). Amennyiben a szubjektív elemzés vagy a statisztikai vizsgálat arra az eredményre vezet, hogy az adatsorban nincs nem-meteorológiai hatásból származó kiugró ingadozás, akkor az adatsort relatíve homogénnek tekinthetjük. Amikor a két sor nem tekinthetı teljes mértékben homogénnek, de a sorok közötti különbségek normál eloszlásúak, akkor meghatározhatjuk a két sor közötti korrelációs koefficienseket. A relatíve homogénnek tekinthetı adatok tartalmazhatnak jelentıs ingadozásokat, de nem tartalmaznak törésszerő, észrevehetı változásokat. Ebben az esetben a magas korrelációs


88

koefficiensek azt mutatják, hogy a szomszédos állomásokon a hımérsékletingadozások párhuzamosak és ezért az állomások által határolt területen a hımérsékletmérések reprezentatívak. A korreláció szorosságára vonatkozóan Godske (1969) önkényesen a 0,80 értéket javasolta. Más szerzık viszont elegendınek találják a 0,70-es értéket (Linacre 1992). Amikor az inhomogenitást valamilyen nem-meteorológiai változás okozza (mondjuk pl. az állomás áthelyezése miatt), akkor a változás elıtti és a változás utáni különbségi sorok középértékei közötti t próbát kell elvégezni. Ha az inhomogenitás formája nem ismert és az állomások közötti különbségsor nem normális eloszlású, akkor nem-paraméteres módszereket kell alkalmazni. Mitchell (Climate Change 1966) szerint a viszonylagos (relatív) homogenitás meghatározása során a következı hiányosságokat kell szem elıtt tartani:

(a) A viszonylag rövid adatsorok, amelyeken a relatív homogenitás vizsgálatok alapulnak csak a nagyobb eltérések felismerését teszik lehetıvé. A kisebb eltérések, amelyek azonban gyakorlati szempontból jelentısek lehetnek, felismeretlenek maradnak.

(b) Minden olyan adatsorban, amelyet bevonunk a vizsgálatba, szükséges pótolni a hibás adatokat. Az ilyen pótlások azonban meglehetısen megbizhatatlanok lehetnek.

(c) A két adatsor összehasonlításán alapuló módszer kétértelmő következtetésekhez vezethet, amikor néhány további adatsorral összehasonlítva egyszer homogenitást, egyszer inhomogenitást mutat.

(d) A vizsgálat hiányossága, hogy egy adott sor egy másik sorral viszonylagos (relatív) homogenitást mutat, akkor az még nem jelenti azt, hogy az abszolút homogenitás is fenáll a két sor között.

(e) Általános esetben, amikor ismert esemény (pl. egy állomás másik helyre telepítése) okoz abszolút inhomogenitást az egyik sorban, nincsen objektív módszer ennek a hatásnak a megszüntetésére, mielıtt egy másik sorral összehasonlítanánk.

A homogenitás elemzésének egy alternatív formája, amelyben az elıbb említett hiányosságokat el lehet kerülni, amikor a vizsgálatba vett sorokat csak egyetlen másik sorral hasonlítjuk össze, amelyet az egyes környezı állomások átlagainak a sorából állítunk elı. Ilyenformán a relatív homogenitás tényét közvetlenül nagyobb megbízhatósággal át lehet fordítani a sorban lévı abszolút inhomogenitásra vonatkozó információvá. Ebben az eljárásban több állomás sorából képezünk egy átlagos regionális adatsort, ami kétségtelenül több megfontolástól is függhet. Mégpedig attól, hogy az adott éghajlati elemet milyen sőrőn mérik az adott területen, milyen hosszúságúak a mérési sorok, milyen gyakoriak a megfigyelési hibák, milyen gyakoriak az


89

állomásáthelyezések, s hogyan alakulnak egyéb, olyan tényezık, mint a terület éghajlatának egyöntetősége. A homogenitás problémájának fontosságát az is jelzi, hogy a WMO 2003-ban útmutatót jelentetett meg e tárgyban. (Aguilar et al. 2003). Az egyes éghajlati elemek homogenitása. Nyilvánvaló, hogy a homogenitás problémája különbözı éghajlati elemek esetében különbözı módon jelentkezik. A következıkben a mezıgazdasági szempontból legfontosabb hımérséklet és csapadék adatsorainak homogenitásával kapcsolatos problémákat vizsgáljuk meg. Hımérséklet. A hımérıt felfedezése után a levegı hımérsékletének a mérésére is használták. Azonban különbözı típusú hımérıket készítettek, amelyek eltérı mérési eredményeket szolgáltattak. Számos nehézség adódott abból is, hogy a használt folyadék nem volt eléggé tiszta, a skálát a hımérı tartójára vésték, s az üveg hamar elöregedett. Ezenkívül különféle hımérıskálákat használtak, amelyeknek az átszámítása is okozhatott hibát. Ezért általában azt kell mondani, hogy az 1750 elıtti hımérsékleti adatokat nem lehet eléggé megbízhatóaknak tekinteni (Climate Change 1966). A levegı hımérsékletének a mérésénél a kezdetek óta problémát jelentett a hımérık elhelyezése. Emellett a hımérıt árnyékolni is kellett, s az árnyékolást különbözıképpen oldották meg. A különbözı árnyékolási módok következtében átlagosan 1-3 C fok eltérés adódhat az egyes mérési módok között. Közép-Európában is ehhez hasonló volt a helyzet. Jelenleg általánossá vált a hımérıház használata. Hiba adódhat abból is, hogy a középértéket hány mérésbıl számították. Elsısorban a napi középértékek meghatározásánál fordul elı, hogy óránkénti, napi háromszori vagy napi négyszeri mérésekbıl határozzák meg a középértéket. Sıt egyes területeken (pl. Egyesült Államok) a napi középértéket gyakran a maximum és minimum adatból határozzák meg. Mivel a többi középérték meghatározásánál a napi középértékeket szokás alapul venni, ez a hiba a havi, évszakos és évi középértékekben is benne foglaltatik. Csapadék. Aligha várható, hogy egy hosszú megfigyelési sorban a csapadék-adatok az egyes állomások között jól összehasonlíthatók maradnak. Ennek oka az, hogy a csapadék erısen függ egy adott hely viszonyaitól (kitettség, felszíni formák stb.). Ezért egy helynek a fekvését, magasságát és kitettségét a csapadékmérı elhelyezésekor figyelembe kell venni. A homogenitás-vizsgálat problémái. Egy adott meteorológiai elemnek egy adott pillanatban mért értékét (m(t)) több összetevıbıl álló értéknek lehet tekinteni. Ugyanis a meteorológiai elem t-edik idıpontban mért értéke (m(t)) úgy fogható fel, mint egy adott idıszakra vonatkozó középérték (mK), a t-edik idıpontban a középértéktıl vett eltérés (i(t)), amely az ingadozást okozza és a véletlen hatásokat okozó ingadozás (e(t)) együttese, azaz


90

)t(e)t(im)t(m K ++=

Ha feltételezzük, hogy véletlen hatás nincsen (e(t)=0), akkor az elem ingadozásának a nagyságára a következı összefüggés adódik:

)t(im)t(m K =− Az i(t) érték azonban maga is egy összetett érték, amely magába foglalja a meteorológiai (mh(t)) és a nem meteorológiai (eh(t)), egyéb hatásokat is:

)t(eh)t(mh)t(i += Jelenleg nincs objektív módszer arra, hogy az ingadozásokból kiszőrjük a nem-meteorológiai hatásokat. Ezért a megfigyelési sorok vizsgálatakor abszolút homogenitás nem állapítható meg, csak relatív homogenitás, amikor szubjektív (pl. „szemmel történı”) megállapítás vagy statisztikai vizsgálatok alapján az adatsorokat homogénnek tekinthetjük. Az elmondottakból az is következik, hogy akkor azt sem tudjuk pontosan meghatározni, hogy a meteorológiai hatásoknak milyen mértékben okozói a természetes hatások és milyen mértékben az antropogén hatások. Hazai adatsorok tesztelemzése Szentimrei (1994) már végzett hazai adatokon inhomogenitás elemzést, azonban ı az összehasonlítást nem hazai állomások alapján végezte, hanem egy távolabbi állomás adatairól tételezte fel, hogy az homogén, s ennek alapján végzett összehasonlító vizsgálatot. Egy ilyen esetben azonban az esetleges éghajlati különbségeket is számításba kell venni, ami – a korábban elmondottakat figyelembe véve – csak bonyolítja az összehasonlítást. Mi a hazai adatsorok homogenitásának vizsgálatát tőztük ki célul. Abból az általánosan elfogadott feltételezésbıl (Conrad és Pollack 1950; Linacre 1992) indultunk ki, hogy a nem-meteorológiai hatások az egymáshoz legközelebb fekvı állomások adatsorainak összehasonlítása alapján mutathatók ki a legegyszerőbben. Az egymáshoz közel fekvı állomásokról feltételezhetı, hogy azonos makrometeorológiai hatásoknak vannak kitéve, ezért az adatsorokban lévı eltéréseket nagy valószínőséggel nem-meteorológiai hatások idézik elı. A felfedezhetı eltérések tehát az inhomogenitás jelei. Az eltérések hiánya pedig viszonylagos homogenitásról tanúskodik. Hımérsékleti adatsorok. Hazánk területe észak-déli irányban mintegy 300 km, nyugat-keleti irányban pedig hozzávetılegesen 600 km kiterjedéső. Egy


91

ilyen nagyságú terület termikus tényezıit többnyire ugyanazon makrometeorológiai folyamatok irányítják. Különösen igaz ez, ha havi átlagértékeket veszünk figyelembe. Az várható tehát, hogy hazánk meteorológiai állomásain nagyvonalakban párhuzamosan változnak a hımérsékleti értékek. Ha ez igaz, akkor az egyes meteorológiai állomások között szoros korrelációs kapcsolatnak kell lennie.

5.1 táblázat. Az évi középhımérsékletek közötti összefüggések korrelációs együtthatói (1901-2000).

Az évi középhımérsékletek teljes mértékben megfelelnek ennek a várakozásunknak. Minden állomás adatsorát összefüggésbe hoztuk az összes többi állomás adatsorával, akár mellete lévı állomás volt, akár nem. Ez lehetıvé teszi a területi összehasonlítást. Eszerint ha egy állomás 100 évi adatsorában csak két olyan adat volna, amelyek eltérnek a többi állomásétól, akkor az állomás korrelációs értékeinek sora is a többitıl észrevehetıen eltérı volan. Amint az 5.1 táblázat mutatja, az évi középhımérsékletek közötti kapcsolat korrelációs koefficiensei az összes esetre vonatkozóan mindössze néhány esetben maradnak csak 0,80 alatt. Linacre (1992) szerint 0,70 feletti korrelációs koefficiensek esetén télen Angliában a napi minimum-hımérsékletek több, mint 300 km-re reprezentatívak. A kapott adatok tehát a hazai hımérsékleti adatsorok jó reprezentativitását mutatják.

Állomás

Bud

apes

t

Deb

rece

n

Kap

osvá

r

Kec

skem

ét

Mis

kolc

Mos

onm

agya

róvá

r

Nyí

regy

háza

Páp

a

Péc

s

Sze

ged

Szo

mba

thel

y

Zal

aege

rsze

g

Budapest 1,00 0,90 0,88 0,92 0,91 0,90 0,90 0,91 0,93 0,91 0,91 0,91Debrecen 1,00 0,84 0,94 0,90 0,88 0,96 0,82 0,81 0,85 0,85 0,81Kaposvár 1,00 0,86 0,81 0,87 0,86 0,82 0,82 0,80 0,86 0,82Kecskemét 1,00 0,89 0,90 0,93 0,85 0,84 0,86 0,87 0,84Miskolc 1,00 0,83 0,88 0,87 0,87 0,91 0,81 0,88Mosonmagyaróvár 1,00 0,88 0,85 0,81 0,76 0,95 0,82Nyíregyháza 1,00 0,78 0,81 0,83 0,86 0,79Pápa 1,00 0,92 0,89 0,85 0,91Pécs 1,00 0,94 0,82 0,91Szeged 1,00 0,77 0,89Szombathely 1,00 0,84Zalaegerszeg 1,00


92

Megvizsgáltuk az egymás melletti állomások évi középhımérsékleteinek homogenitást a Conrad és Pollack (1950) által ajánlott egyszerő módszerrel is. Eszerint az évi középhımérsékleti adatsorok a vizsgált állomásokon relatíve homogénnek tekinthetık.

5.2 táblázat. Az egyes megfigyelıhelyek évi csapadékösszegei közötti kapcsolat korrelációs koefficiensei (1901-2000).

A 100 évi havi középhımérsékletek adatsorai ugyancsak jó reprezentativitást mutatnak. A téli hónapokban: decemberben a korrelációs koefficiensek 0,85 felettiek voltak, januárban az összes korrelációs értéke 0,90 felett volt, míg februárban ismét akadt néhány 0,90 alatti érték, de 0,85-nél ezek is magasabbak. Tavasszal szintén a 0,85 feletti korrelációs érékek a jellemzıek. Nyári hónapokban elıfordult már néhány 0,80 van alatti érték is, de ezek is mind 0,75 felett voltak, közel a 0,80-hoz. Az ıszi hónapokban már csak 0,80 feletti értékek fordultak elı. A területi összehasonlítás ebben az esetben is azt mutatta, hogy nem volt olyan állomás, amelynek a korrelációs értékekbıl álló adatsora a többitıl lényegesen eltért volna. Csapadék adatsorok. A csapadékról tudjuk, hogy térben és idıben nagyon változékony elem. Az évi csapadékösszegek közötti összefüggés korrelációs koefficiensei ezért 0,50 és 0,80 között változnak, amint az 5.2 táblázat mutatja. Ha ez egymáshoz közeli állomások közötti kapcsolatokat vizsgáljuk azonban (az értékek vastagon nyomtatva), akkor már 0,70 feletti korrelációs

Állomás

Bék

éscs

aba

Bu

dap

est

Deb

rece

n

Gyı

r

Kap

osv

ár

Kec

skem

ét

Mis

kolc

Mo

son

mag

yaró

vár

Nyí

reg

yház

a

Páp

a

Péc

s

Sze

ged

Szo

mb

ath

ely

Zal

aeg

ersz

eg

Békéscsaba 1,00 0,60 0,76 0,46 0,53 0,68 0,74 0,46 0,71 0,53 0,61 0,78 0,73 0,52Budapest 1,00 0,64 0,70 0,63 0,75 0,67 0,55 0,68 0,67 0,71 0,71 0,63 0,64Debrecen 1,00 0,55 0,52 0,67 0,76 0,49 0,85 0,55 0,59 0,70 0,46 0,48Gyır 1,00 0,65 0,61 0,52 0,76 0,61 0,87 0,58 0,51 0,78 0,70Kaposvár 1,00 0,58 0,56 0,58 0,54 0,68 0,73 0,64 0,59 0,69Kecskemét 1,00 0,77 0,48 0,67 0,62 0,73 0,73 0,56 0,52Miskolc 1,00 0,52 0,80 0,57 0,63 0,66 0,43 0,46Mosonmagyaróvár 1,00 0,54 0,74 0,50 0,47 0,71 0,73Nyíregyháza 1,00 0,57 0,59 0,63 0,48 0,52Pápa 1,00 0,62 0,57 0,79 0,73Pécs 1,00 0,75 0,60 0,60Szeged 1,00 0,52 0,55Szombathely 1,00 0,73Zalaegerszeg 1,00


93

együtthatókat kapunk. Ez pedig azt mutatja, hogy az évi csapadékösszegek kisebb területet figyelembe véve szintén reprezentatívak. Irodalom Aguilar, E., I. Auer, M. Brunet, T.C. Peterseon, J. Wieringa 2003: Guidelines on Climate Metadata and Homogenization. WCDMP-No. 53, WMO, Geneva. Climatic Change 1966: Report of Working Group of the Comission for Climatology. Prepared by J.M. Mitchell chairman, B. Dzerdzeevskii, H. Flohn, W.L. Hofmeyr, H.H. Lamb, N. Rao, C.C. Wallén. Technical Note No. 79. World Meteorological Orgaization, Geneva. 79 oldal. Conrad, V., Pollak, L.W. 1950: Methods in Climatology. 2nd Rev. Ed. Harvard University Press, Cambridge, Massachusetts, 459 oldal. Godske, C.L. 1969: The future of meteorological data analysis. Data Processing for Climatological Purpose. WMO Technical Note 100, 52-63. oldal. Hunkár M. 1993: A mikroklíma hatása a vetésfehérítı bogár populáció dinamikájára. Beszámolók az 1989-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 185.-193. o. Katz, R.W. - Brown, B.G. 1992: Extreme events in a changing climate: Variability is more important than averages. Climatic Change 21: 289-302. oldal. Linacre, E. 1992: Climate Data and Resources. Routledge, London, New York. 366 oldal. Réthly A. 1962: Idıjárási események és elemi csapások Magyarországon 1700-ig. Akadémiai Kiadó, Budapest. 450 oldal. Réthly A. 1970: Idıjárási események és elemi csapások Magyarországon 1701-1800-ig. Akadémiai Kiadó, Budapest. 622 oldal. Réthly A. 1999: Idıjárási események és elemi csapások Magyarországon 1801-1900-ig. Országos Meteorológiai Szolgálat, Budapest. Szentimrei T. 1994: Magyarországi hımérsékleti adatsorok inhomogenitásának becslése. Éghajlati és Agrometeorológiai Tanulmányok 2., OMSz, Budapest, 42 oldal. Tölgyesi L. 1992: Az idıjárás és a kukorica fejlıdése közötti kapcsolat. Beszámolók az 1987-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 78-86. o. Varga-Haszonits Z. 1977: Agrometeorológia. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest, 224 oldal. Varga-Haszonits Z. 1992: Az ıszi búza vízellátottsága és vízfogyasztása. Beszámolók az 1987-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 103.-117. o. Wittwer, S.H. 1995: Food, Climate, and Carbon Dioxide. The Global Environment and World Food Production. Lewis publisher, New York, 236 oldal. World Meteorological Organization 2003: Guidelines on Climate Metadata and Homogenization. World Climate Programme, Data and Monitoring. Geneva, 51 oldal.

A LÉGKÖR ÉS RÉTEGZİDÉSE ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

94

6. A légkör és rétegzıdése A légkör a Földet körülvevı gáznemő burok. Ezt a gáznemő burkot a Föld gravitációs ereje tartja a bolygó körül, s az a Naptól vett távolságnak megfelelıen kialakult hımérséklet, amely a levegımolekulák számára nem teszi lehetıvé, hogy a kozmikus sebességre felgyorsuljanak és a bolygóközi térbe távozzanak. Ez a Földet körülvevı, a felszínre tapadó és tartósan fennmaradó gáznemő anyag egyúttal az elsıdleges feltétele annak, hogy itt élet kialakulhasson. A légkör az élettel való állandó kölcsönhatásban alakult az idık folyamán, s vette fel jelenlegi összetételét és szerkezetét. Ez a kölcsönhatás napjainkban is fennáll és az emberiség fejlıdése következtében napjainkban már az emberi tevékenység is befolyással van légköri viszonyok alakulására.

6.1 A bolygók légköre A földi légkör nem kivételes jelensége Naprendszerünknek, mert a bolygók jelentıs részének, még magának a Napnak is van légköre. Csupán a kisebb tömegő bolygók (mint egyes holdak vagy kisebb mérető bolygók) nem rendelkeznek légkörrel, mert tömegüknél fogva nincs olyan vonzerejük, hogy képesek lennének megtartani az ıket körülvevı gáznemő burkot.Ennek megfelelıen a Merkur és a kisebb tömegő holdak kivételével a Naprendszer többi bolygójának szilárd tömegét gáznemő anyagokból álló burok veszi körül, amelyet légkörnek nevezünk. A bolygók keletkezésekor a nem illó fémek és vegyületek szilárd kérget alakítottak ki, az illékony vegyületek pedig légkörként maradtak vissza. A Naphoz legközelebb esı bolygókon a nagy forróság miatt azonban fokozatosan elpárologtak a könnyő elemek (H, He). Így a Merkuron is a Nap közelsége miatti forróság következtében olyan erıteljes hımozgás alakult ki, hogy a bolygó gravitációs vonzása nem volt elegendı a légkört alkotó anyagok visszatartására. A kisebb tömegő holdak - köztük a mi Holdunk - sem tudták visszatartani az illékony anyagokat. Így ezeken a bolygókon légkör nem alakult ki (Gábris et al. 1998). A földi légkör elsısorban összetételénél fogva lehetıvé teszi az életet. Összetétetele azonban a Naprendszerben egyedül álló. Még a környezı bolygók légkörének összetétele is jelentısen eltér a földi légkörétıl. A Merkurnak, ha volt is légköre, a Napból érkezı nagy mennyiségő hı és a bolygó kis tömege miatti csekély vonzóereje miatt már régen elpárolgott a bolygóközi térbe. A pontosabb mérések azonban azt mutatták, hogy valamilyen gázfeldúsúlás tapasztalható a felszín körül, ezt azonban földi


95

értelemben nem lehet légkörnek nevezni, mert a felszíni nyomás kisebb, mint 2⋅10-12 millibár. A Vénusz alsó légköre kifejezetten szén-dioxid légkör, ahol a CO2 részaránya 96% körüli. Találunk itt még nitrogént (3,5%-ban), oxigént (legfeljebb 0,1%-ban), kis mennyiségben nemes gázok is elıfordulnak és változó mennyiségben nagyon kevés vízgız (0,01%-ban) is. A felszín közelében a légkör igen sőrő. Ennek ellenére az alsó 30 km-es réteg átlátszó, bár az őrszondák észleltek ködszerő foszlányokat. A sőrő légkör következtében a légnyomás igen magas (10 MPa). A hımérséklet 455-475 C0 értékek között változik. Meglepı, hogy a lassú forgás ellenére szinte nincs különbség a besugárzott és a sötétben lévı oldal hımérséklete között. E jelenség magyarázata még nem ismeretes. Az adott összetétel és a magas hımérséklet miatt a légkör sőrősége mintegy 70-szer nagyobb, mint a földi légköré. A felhızet 30 és 70 km magasságok között helyezkedik el. A felhızónában a legfontosabb összetevı a kénsav. A felhık elsısorban kénsav cseppekbıl állnak. A felhıréteg alsó szintjében ammónia jelenlétét is kimutatták (0,01-0,1%-ban). A Naphoz közelebb keringı Vénusz jóval több energiát kap a Naptól, mint a Föld. Szoláris állandójának értéke (2600 W/m2) majdnem kétszerese a földi értéknek. Emiatt tehát a Vénusznak melegebbnek kellenne lennie, mint a Földnek. A tényleges értékek azonban jóval meghaladják az elméletileg lehetséges értékeket. A jelentıs hıtöbblet egyik okozója a nagyobb szén-dioxid tartalom és a sőrőbb légkör miatti erısebb üvegház hatás lehet. Mindenesetre a Vénuszon uralkodó magas hımérsékletek miatt nem feltételezhetı, hogy ott élet létezik. A Mars légköre is jelentısen eltér a földi légkörtıl. A légkör fı összetevıje a szén-dioxid, ugyanúgy mint a Vénuszon, de a gázburok sőrősége kicsi. A felszínen az átlagos légnyomás 6,1 hPa (6,1 millibár), vagyis alig több, mint a földi légnyomás 160-ad része. A felsı légkörben (120-130 km felett) a levegı összetételében a szén-dioxid rovására nı a nitrogén és a szén-monoxid részaránya. A Marson nulla fok feletti hımérsékletek csak ritkán fordulnak elı. Az eddig észlelt legmagasabb hımérsékletek +13 Celsius fok (Mars-3, 1972) és +24 Celsius fok (Mariner-7, 1969) a déli félteke nyarán fordultak elı, amikor a Mars napközelben van. Egyébként csak jóval nulla Celsius fok alatti értékek a fordulnak elı. A hımérséklet napi menetében a napi ingadozás értéke mintegy 60 fok, jóval meghaladja a Földön elıforduló értékeket. Az eddigi mérések szerint a Mars szélrendszere a hasonló tengelyforgás és tengelyferdeség következtében meglehetısen hasonlít a földi általános légkörzéshez. A különbségek a marsi óceánok hiányából és a bolygó erısen excentrikus pályájából adódnak. A légnyomásnak jelentıs napi változásai


96

vannak. Ennek megfelelıen – a Viking szondák mérései szerint – a helyi szeleknek világosan kimutatható napi menete van. Az éjszakai gyenge légáramlások reggel 5-6 óra tájban felerısödnek, maximumuk a déli órákban van, ettıl kezdve erısségük csökken, s éjfélre szinte teljes szélcsend van. A marsi légkör vízgıztartalma (7-8 km3) nagyon kevés, a földi légkör vízgıztartalmának (12300 km3) csak elenyészı része. Lényegében a marsi légkör vízgıztartalma mintegy 0,02-0,05 mmcsapadéknak, a földi légköré pedig 20-30 mm csapadéknak felel meg. A felszínen a víz csak szilárd állapotban fordul elı. Folyékony állapotban lévı víz elıfordulására eddig nincsenek egyértelmő bizonyítékok. A felszíni víz jelentıs része a nyáron is megmaradó sarki jégsapkákban tárolódik. Ezeknek víztartalma elolvadásuk esetén mintegy 10 mm vastagon fedné a felszínt. A felszín alatti vízkészletre csak közvetett bizonyítékok vannak. mennyisége nagyjából a sarki jégsapkákban tárolt víz mennyiségének felelhet meg. Az őrkutatási adatok szerint a Mars bolygó légköri viszonyai meglehetısen zordak, az élet számára nehezen elviselhetınek tőnnek, de nem zárják ki egyértelmően az élet elıfordulásának a lehetıségét. A Jupiter légköre vastag és sőrő, hidrogénbıl és héliumból áll. Ammónia, metán és víz csak nagyon kis mennyiségben (0,1 %) van jelen. A légkör összetétele azt mutatja, hogy a Jupiter ugyanabból az anyagból alakult ki, mint a Nap. Újabb vizsgálatok szerint, a bolygó felszíne ott kezdıdik, ahol a légkör nyomása olyan nagy, hogy a hidrogén cseppfolyósodik. A légkör és a felszín határán tehát lényegében csak a sőrőség változik, a kémiai összetétel nem. Egyik érdekessége, hogy lényegesen több energiát sugároz ki, mint amennyit a Naptól kap. Ma még nem ismeretes, hogy az energiatöbblet honnan származik. A Szaturnusz légkörében a hidrogén, a hélium, az ammónia és a metán a legfontosabb összetevık. A bolygót körülvevı gárburok vastagsága valószínőleg még a Jupiterénél is nagyobb. Az egyensúlyi hımérséklete nagyobb, mint az a naptávolságból következne, ezért a Szaturnusznál is több a saját maga által termelt hıbıl származó hıenergia, mint amennyit a Napból kap. Az Uránusz légkörérıl viszonylag kevés az adat. A Voyager-2 őrszonda mérései szerint a légkör összetételében a hidrogén jelentıs, de metán, ammónia és fagyott víz elıfordulása is valószínősíthetı. A légkörben a forgásiránnyal megegyezı szeleket észleltek. A bolygó sajátossága, hogy forgástengelye csaknem a keringési pálya síkjában fekszik (mindössze 8 fokos szöget zár be vele), mégis a bolygó Nap felé nézı pólusának környéke hozzávetılegesen olyan hımérséklető, mint az


97

egyenlítı körüli, alacsony napállású területeké. Ebbıl ugyancsak a Jupiternél és a Szaturnusznál megismert belsı hıtermelésre lehet következtetni. A Neptunusz légköre hasonló összetételő, mint az Uránuszé. A Voyager-2 fényképezése óta kék bolygóként tartják számon. A fıleg hidrogénbıl és héliumból álló felsı légkörének metántartalma adja a Földhöz hasonló kék színét. Felhızónájában a Naprendszer legnagyobb sebességő szelei fújnak. A bolygónak valószínőleg nincsen szilárd felszíne. Forró, 7000 Celsius fok körüli belsejében kis mennyiségő olvadt kızetmag lehet, ami fölött víz feltételezhetı. Az elızı bolygókhoz hasonlóan belsı hısugárzást sikerült megfigyelni. A Plútó légköre fıleg metánból áll. A számított hımérsékletek –220 Celsius fok körüliek. Ez lehetıvé teszi a szilárd metán szublimálódását és megfagyását is. Ez a bolygó kis mérete miatt nem illeszkedik a Jupiter típusú bolygók sorába. Az élet lehetıségei a bolygókon. A földi értelemben vett élet meghatározott fizikai és kémiai feltételeket kíván. A legfontosabb fizikai feltétel, hogy a bolygó felszíni hımérsékletének 200 és 300 Kelvin fok között kell lennie. A Föld felszíni középhımérséklete 283 Kelvin fok. Ennek a követelménynek megfelelıen a Nap és bármely más hıt kisugárzó csillag körül van egy olyan gömbhéj, amelynek belsejében ezek a hımérsékletek kialakulhatnak. Ennek határai azonban a bolygók különbözı sugárzási tulajdonságai miatt elmosódottak. A Naprendszerben a Vénusz ennek a zónának a belsı határfelületén található, a Föld és a Mars pedig a zóna belsejében van. E zónán belül is szükséges azonban, hogy a hımérséklet ne legyen tartósan 273 Kelvin fok (0 Celsius fok) alatt, mert akkor az élethez nélkülözhetetlen víz nem lehet folyékony állapotban. További fizikai feltétel, hogy a bolygónak olyan méretőnek kell lennie, hogy a tömegvonzás a gáznemő burkot alkotó levegı molekulákat képes legyen a bolygó körül megtartani. A levegı molekulák pedig olyan átlagos sebességgel mozogjanak, ami a szökési sebesség egy ötöde (a Földön a szökési sebesség 11,2 km/s) alatt marad. Földi viszonyok között ez teljesül, mert a levegı molekulák átlagos mozgási sebessége (0,6 km/s). Ilyen viszonyok mellett olyan kevés levegı molekula távozik csak a bolygóközi térbe, hogy a légkör változatlan formában millió évekig képes fennmaradni. A kémiai feltétel alapja, hogy a bolygónak meghatározott kémiai összetételő légkörének kell lennie. Ebben a légkörben a szabad oxigén arányának nem szabad nagyon kicsinek lennie. Ezenkívül szénnek és nitrogénnek kellı mennyiségben jelen kell lennie. Végezetül a központi csillagnak, a Naprendszerben a Napnak, néhány milliárd évesnek kell lennie, mert ennyi idıre van szükség ahhoz, hogy az élet kialakulhasson. Ezért valószínő, hogy a Tejút számos csillagának


98

megfelelı övezetében lévı bolygókon még nem alakulhatott ki élet (Gerencsér 2000).

6.2 A földi légkör A közel gömbalakú Földet légkör veszi körül, amelyet a tömegvonzás erejével kapcsol magához. A légkör a Föld külsı anyagtartománya, amely együtt forog a Földdel, s amelynek kiterjedése igen nagy, alapfelszíne lényegében megegyezik a Föld felszínével (5,099507.108 km2). A felsı határán pedig fokozatosan megy át a bolygóközi térbe. Az élılények a Földet körülvevı levegıburok, a légkör alsó rétegeiben élnek és kizárólag csak itt tudnak létezni. A levegı körülveszi az élılényeket, s elegedhetetlen életfeltételt jelent minden élet számára. A levegı mindenütt jelen van. Ha a Földet a világőrbıl nézzük, halványkék gömbnek látjuk, amelynek széleit fénylı udvar teszi elmosódottá. A bolygónkat körülvevı légkör elhatárolja a Földet a világőrtıl és megvédi a földi életet a világőrbıl érkezı káros sugárzástól, s azoktól az élıszervezetekre veszélyes nagy hımérséklet-ingadozásoktól, amelyek a világőrben a nappalok és éjszakák váltakozását kísérik. A légkör kiterjedése A légkör felsı határa. A meteorológusok egy része elméleti úton úgy határozza meg a légkör felsı határát, hogy a felsı határt abban a magasságban tételezi fel, ahol a Föld vonzóereje (amely a távolság négyzetével csökken) és a forgás következtében fellépı centrifugális erı (amely a forgástengelytıl távolodva növekszik) egyensúlyban van egymással. Ez a Föld felszínétıl mintegy 30 ezer kilométer magasságban következik be. Ez azt jelentené, hogy a légkör vastagsága a Föld sugarának (6370 km) több, mint négyszerese lenne. Ebben a magasságban, sıt még e magasság egy tizedében sem lehet azonban észrevenni olyan fizikai jelenségeket, amelyek a légkör jelenlétére utalnának. Nem valószínő tehát, hogy a légkör ilyen vastag lenne. Az említett két erın kívül ugyanis figyelembe kell még venni a légrészecskék hıelnyelése következtében fellépı hımozgást is, amely lehetıvé teszi a légrészecskék számára a Föld vonzóerejébıl történı kiszabadulást, már lényegesen kisebb magasságokban is. Sokan ezt a magasságot 1000 kilométerre becsülik, pontosan azonban nagyon nehéz pontosan meghatározni a magasságát, mivel a légkör anyaga fokozatosan megy át a bolygóközi tér anyagába.


99

Ha jól meggondoljuk, a légkör felsı határának megadása egyúttal a Föld anyag-tartományának a bolygóközi tér felé történı elhatárolását is jelenti. Ennek a határnak a megvonásánál két alapvetı szempontot kell figyelembe venni: a) azokat a légrészecskéket tekinthetjük a légkör részének, amelyek a Földnek a Nap körüli mozgása és a tengely körüli forgása során együtt mozognak vele; b) a légkör részének tekintett gáztömegnek anyagi öszszetételében különböznie kell a bolygóközi anyagtól. A légkör alsó hatása. Nem könnyő - bármilyen furcsán hangzik is - a légkör alsó határának a megadása sem. E határ pontos kijelölése azért ütközik nehézségekbe, mert a levegı behatol a szilárd talaj pórusaiba, sıt bizonyos mértékben még a víztömegekbe is. Az elmondottak ellenére mégis egyszerőbb dolog a légkör alsó határának kijelölése. Hiszen a szárazföldek (szilárd rész) és a vizek (folyékony halmazállapotú rész) felszíne felismerhetıen jelzi a levegıtömeg (gázhalmazállapotú rész) kiterjedésének, más halmazállapotú anyagokkal való érintkezésének vonalát. Ez gyakorlati szempontból teljesen elegendı számunkra, még akkor is, ha tudjuk, hogy a különbözı halmazállapotú részek találkozásánál mindig van egy - változó nagyságú - átmeneti zóna. Sıt aez az átmeneti zóna a talajban rendkívül fontos, mert ha nem lenne levegı a talajban, akkor a növényzet nem tudna létezni (a gyökerek nem kapnának oxigént). A légkör összetétele Az ókori Görögországban a levegıt, mint egyszerő és egynemő elemet a világot alkotó elemek egyikének tekintették. Anaximenész görög filozófus szerint minden létezı dolog a levegıbıl származik, mindennek ısanyaga a levegı. A különbözı dolgok a levegı sőrősödése és ritkulása következtében alakulnak ki. Az 1700-as évektıl ismerjük, hogy a levegı nem egy egyszerő és egynemő elem, hanem különbözı gázok elegye, s a levegıt alkotó alapvetı gázok összetétele nem függ a földrajzi környezettıl., ugyanolyan a szárazföldek, mint a tengerek felett, az egyenlítıi területeken és a sarkvidéki területeken. A levegı különbözı gázok keveréke. Ezek túlnyomó része vegyi elem (nitrogén, oxigén, argon), s csak kisebb arányban fordulnak elı benne vegyületek (vízgız, széndioxid). Ezenkívül találunk a légkörben szilárd részecskéket (por, égési termékek) és biológiai anyagot (virágpor, apró élılények).


100

6.1 táblázat. A levegı kémiai összetétele. (Mészáros 2002)

Gáz Kémiai jel Térfogat % Mennyiség

Tartózkodási

idı

Állandó mennyiségő gázok

Nitrogén N2 78,084 ~106 év Oxigén O2 20,946 3,8·103 év Argon Ar 0,934 – Neon Ne 18,18 ppm* – Hélium He 5,24 ppm ~107 év Kripton Kr 1,14 ppm –

Változó mennyiségő gázok

Szén-dioxid CO2 360 ppm 4 év Metán CH4 1,7 ppm 10 év Hidrogén H2 0,55 ppm 2 év Dinitrogén-oxid N2O 0,31 ppm 150 év Freonok ~10-3 ppm ~100 év Metil-klorid CH3Cl 0,6·10-3 ppm 1,5 év Karbonil-szulfid COS 0,5·10-3 ppm 40 év

Erısen változó mennyiségő gázok

Víz H2O 0,4-400·105 ppb+

9 nap

Szén-monoxid CO ~100 ppb 0,1 év Ózon O3 ~30 ppb 5-10 nap Nitrogén-dioxid NO2 0,01-2,0 ppb 3 nap Ammónia NH3 0,01-2,0 ppb 5 nap Kén-dioxid SO2 0,01-5,0 ppb 2 nap Dimetil-szulfid (CH3)2S 0,001-0,05

ppb <1 nap

Szénhidrogének** 1-10 ppb 0,5-10 nap

* ppm a térfogat milliomod (10-6) része; + a térfogat milliárdod (10-9) része; ** metán nélkül A magasabb légrétegekben a levegı összeteételérıl csak a 20. század 30-as éveiben lehetett elıször adatokat győjteni. Ekkor bocsátották fel az elsı szondákat, amelyek a nagyobb magasságokból hoztak mintákat. Késıbb az ilyen vizsgálatokat automatikusan mérı berendezések és rakéták segítségével végezték. Ezeknek a vizsgálatoknak az alapján meg lehetett állapítani, hogy a


101

levegı összetétele a 80-100 km-es magasságig lényegében nem változik, csak 100 km felett változik annyiban, hogy az argon (a „legnehezebb” gáz) mennyisége az oxigén és nitrogén mennyiségéhez képest csökken. A talajfelszín feletti 100 km-es légrétegben tehát a levegı alapvetıen azonos összetételő marad, ami azzal magyarázható, a levegıben lejátszó légmozgások, légtömegcserék a nagy légtömegek áramoltatásával az alsó és felsı rétegekben megfelelı átkeveredést biztosítanak (Rákóczi 1998). Az állandó keveredés megakadályozza azt, hogy a levegıben lévı gázok a magassággal sőrőség szerint szétváljanak. A levegı kb. 500 km magasságig alapvetıen nitrogén-oxigén összetételő. A kozmikus sugárzás hatására azonban a gázok molekulái felbomlanak és atomos állapotot vesznek fel. A 400 km-es magasságban már túlnyomó részt egy atomos oxigént találunk és megjelenik a nitrogén egy atomos formája is. A levegı összetétele kb. 600 km magasságban kezd változni. Itt már kezd túlsúlyba kerülni a hélium, tovább haladva a bolygóközi tér felé, pedig a hirogén. Ennek következtében a levegı összetétele kezd fokozatosan közeledni a bolygóközi tér anyagának összetétele felé. A bolygóközi teret kitöltı gáz összetétele ugyanis 76% hidrogén és 23% hélium. Lényegében ebbıl a két elembıl van a legtöbb a világegyetemben. A száraz légkört 78 %-ban molekuláris nitrogén (N2) és 21 %-ban molekuláris oxigén (O2) alkotja. A fennmaradó 1 %-ot fıleg nemes gázok (argon, neon, xenon stb.) töltik ki. Ezt a gázkeveréket nevezzük levegınek. Ezenkívül találhatók még a légkörben vegyületek (szén-dioxid, vízgız, ózon), szilárd anyagok (földi és kozmikus eredető por stb.) és biológiai anyagok (virágpor, baktériumok stb.). A légkört alkotó anyagokat egyszerőbb áttekintés végett a következı csoportosítás szerint vizsgálhatjuk. Alapgázok. Ide tartoznak a légkört alkotó vegyi elemek: a nitrogén, az oxigén, a hidrogén és egyéb, kisebb mennyiségben jelenlévı nemesgázok (kripton, argon, xenon, neon, hélium, radon). A légkörben mind a hat nemesgáz megtalálható. Legnagyobb mennyiséget az argon képvisel, a többiek csak nyomokban fordulnak elı. A neon és a kripton jelentıségét azonban aláhúzza, hogy az ipar számára egyedül a levegıbıl hozzáférhetık. Az alapgázok aránya a levegıben állandónak tekinthetı (körülbelül 70-90 km magasságig). Számszerő arányaikat a 6.1 táblázatban tüntettük fel. A táblázatból látható, hogy a két legjelentısebb elem, a nitrogén és az oxigén nem atomos eloszlásban, hanem kétatomos molekulák formájában van jelen a légkör jelentıs részében. Ez alól többnyire csak a légkör igen nagy magasságokban lévı rétegei kivételek. Biológiai szempontból a légkörben található gázok közül az oxigén a legfontosabb. Mennyisége a légkörben közel állandónak tekinthetı, mert az


102

élılények által a légzés során elhasznált oxigént a növények a fotoszintézis melléktermékeként keletkezett oxigénnel pótolják. Nitrogén (N2). A légkörben - a tömegszázalékot tekintve - a nitrogén részaránya a legnagyobb, 75 százalék. Mivel a tenger szintjén 1 cm2 alapterülető légoszlop súlya 1,03 kg, a földfelszín minden négyzetcentimétere felett mintegy 0,77 kg szabad nitrogén van. A Földön rendelkezésre álló, a bioszférával történı cserefolyamatokban résztvevı nitrogénbıl mintegy 99,4 % (=3,8.1018 t) a légkörben található, 0,5 % a hidroszférában, 0,05 % a talajban és 0,0005 százalék a biomasszában. A talajban elsısorban a humusz tartalmazza a nitrogént, 98 %-át szerves anyagokban megkötve, a többit ásványi alakban. A felsı talajrétegekben nagyobb mennyiségő nitrogén található, mint az alsóbb talajrétegekben. A nitrogén minden élıszervezet számára nélkülözhetetlen, mint a fehérjék, nukleinsavak és egyéb, az élıszervezetekben elıforduló vegyületek alkotórésze. A növény az egyetlen olyan szervezet, amely szervetlen nitrogénvegyületekbıl szerves nitrogén-vegyületeket képes létrehozni. Minden más élılény, az ember és az állat is csak a növények által a szerves anyagokba beépített nitrogént képes felhasználni, mégpedig vagy közvetlenül a növények, vagy a növényevı állatok elfogyasztásával. A légköri nitrogén jelentısége a mezıgazdaság számára abban áll, hogy bár a magasabb rendő növények a légkör molekuláris oxigénjét nem tudják közvetlenül hasznosítani, a légkör az egyetlen forrása ennek a fehérjetermeléshez nélkülözhetetlen anyagnak. Oxigén (O2). Az oxigén a légkör és a növény közötti anyagcsere alapvetı anyaga, amely a légkörnek - térfogatszázalékban kifejezve - mintegy 21 %-át teszi ki. Ez a mennyiség viszonylag állandónak tekinthetı, így a növények földfeletti részei oxigénnel mindig kielégítıen el vannak látva. Oxigénhiány többnyire csak a gyökérrendszernél lép fel, fıként olyan esetekben, amikor a talaj erısen tömörített vagy nagyon sok vizet tartalmaz, ezért eltávozik belıle a levegı. A földfeletti részeknél oxigénhiánnyal csak akkor számolhatunk, ha a termıhelyet hosszabb idın át víz borítja, s így a növény földfeletti részei huzamosabb idın át víz alá kerülnek. A légköri oxigén egyetlen forrása a zöld növények fotoszintézise. A légköri oxigén jelenlegi szintje tehát a növények fotoszintetizáló tevékenységének az eredménye. Egyes kutatók úgy vélik, hogy ha a fotoszintézis megszünne, akkor az oxigén eltünne a légkörbıl (Dvorakovszkij). A fotoszintézis folyamán felszabaduló oxigén mennyiségét az élılények lélegzése során felvett oxigén mennyisége kompenzálja. Hosszabb idıszakot figyelembe véve, ezért az oxigén mennyisége nem változik. Mivel a légköri oxigén mennyisége meghaladja a növények oxigén


103

iránti igényét, a növényi élet szempontjából a légköri oxigén nem korlátozó tényezı. Változó mennyiségő gázok. A legfontosabbak: a vízgız, a széndioxid és az ózon. Közülük a vízgız mennyisége helyrıl helyre és idıben is igen jelentıs mértékben változik, míg a széndioxid és az ózon mennyiségének változása csak kis mértékő. Rajtuk kívül vannak még kisebb mennyiségben elıforduló gázok is. E légköri gázok azonban bár fontosak az élet szempontjából, valamint a hosszúhullámú sugárzási energia elnyelése és kibocsátása szempontjából, a légkörnek csak kis részét alkotják. Fı szerepük a földfelszín hosszúhullámú kisugárzásának elnyelésében és jelentıs részének a felszínre történı visszasugárzásában van. Ezzel emelik a felszínen a hımérsékletet. Ezt a jelenséget nevezik üvegházhatásnak (a rövidhullámú sugárzást átengedik, a hosszúhullámú sugárzást visszatartják), az ezzel a tulajdonsággal rendelkezı gázokat pedig üvegházhatású gázoknak. Ezeknek a gázoknak a koncentrációja nagyon érzékeny az emberi tevékenységre. A legfontosabbak üvegházhatású gázok, amelyeket a 2. fejezetben részletesen ismertettünk. Szilárd részecskék. Túlnyomórészt felszíni eredetőek, a csak kisebb mértékben származnak a bolygóközi térbıl. Ez utóbbiak vagy eredetileg is porszerőek, s a Föld vonzóerejének következtében kerülnek a légtérbe, vagy mint szétrobbanó meteorok a légkörön való áthaladás folyamán válnak porszerővé. A felszínrıl a levegıbe jutó részecskéket a függıleges mozgások emelik a magasba. Ezek részint a természet erıinek mőködése (pl. vulkáni tevékenység) következtében, részint emberi tevékenység (por, korom, stb.) útján kerülnek a levegıbe. Túlnyomó részük mikroszkópikus nagyságú, s 1 cm3 levegıben több ezer is található belılük. Számuk az ipari városok levegıjében megnövekszik, de a magassággal erısen csökken. Jelentıségük abban van, hogy rájuk csapódik ki a levegıben lehőlt vízgız, s így a felhı- és a csapadékképzıdésben nélkülözhetetlenek. Ha a levegıben nem volnának ilyen részecskék, a vízgız nem tudna kicsapódni, s nem képzıdnének felhık, nem hullana csapadék. Negatív hatásukkal is számolni kell. Nagy mennyiségben erısen szennyezik a levegıt. Ez bizonyos koncentráció felett káros lehet a növényzetre és az emberi egészségre, de megnövekszik a felhı- és ködképzıdés is, s emiatt csökken a besugárzás. Biológiai anyagok. Részint növényi, részint állati eredetőek. Ilyenek a virágpor, a különbözı baktériumok, vírusok, s egyéb apró organizmusok. A légkörben ezek is erısen változó mennyiségben vannak jelen. A légmozgások is szállítják ıket.


104

A légkör rétegzıdése A Föld vonzóereje következtében a légkör tömege a földfelszín közelében sőrősödik (7.1 táblázat) és felfelé haladva fokozatosan ritkábbá válik. A mintegy 5,5 km-es alsó rétegben koncentrálódik a légkör fele, s hozzávetılegesen 30 km felett már csak 1 %-a, 100 km felett pedig csupán 1 ezreléke található. A 100 kilométer feletti magasságban a légkör már annyira ritka, hogy majdnem vákuumnak tekinthetı (Péczely 1979). A légkör kémiai és fizikai sajátosságai is változnak a magassággal. Az alsó mintegy 80-100 km-es rétegben a levegı összetétele és átlagos molekulatömege azonban nem változik. Ezt a réteget ezért homoszférának nevezzük. Felfelé haladva a levegı molekulatömege a magassággal jelentısen csökken. Emiatt növekszik az atomos oxigén aránya, a légkör külsı határa felé közeledve pedig a levegmolekulák többségét a hélium és hidrogén alkotja. A légkörnek a 80-100 km magasságok feletti változó összetételő részét heteroszférának nevezzük. A 7.1 táblázatból látható, hogy a légkör tömegének ezred részénel is kevesebb az a levegıtömeg, amely a heteroszférát alkotja, ezért a különbözı vizsgálatoknál csupán a homoszféra összetételét szokták figyelembe venni. A Föld felszínétıl 200-500 kilométeres magasságban keringı meteorológiai mőholdak esetében a levegı ellenállása miatt alig tapasztalható súrlódás és felmelegedés. Ez a levegıtömeg alulról felfelé haladva több rétegre oszlik (6.1 ábra). Az egyes rétegek leírását egy korábbi munkára támaszkodva adjuk meg (Máhr és Varga-Haszonits 1978). Troposzféra. A földfelszín felett elhelyezkedı legalsó és legsőrőbb réteget troposzférának nevezzük. Erre a rétegre a földfelszín erıs befolyást gyakorol, mert a függıleges irányú légmozgások eljuttatják a felszíni hatásokat a magasabb rétegekbe is. A troposzférában végbemenı állandó átkeverı mozgások következtében a levegı összetétele nem változik. Ebben a rétegben van a vízgıztartalom hozzávetılegesen 90 %-a, a széndioxidtartalom és a győjtınéven aeroszolnak nevezett szilárd részecskék nagy része. A réteg vastagsága az Egyenlítıtıl a sarkok felé csökken. Legvastagabb az Egyenlítı felett, mintegy 18 km, a közepes szélességeken - ahol hazánk is fekszik - kb. 11 km, a sarkvidékeken pedig még alacsonyabb, átlagosan 8 km. A magassággal csök-ken a levegı sőrősége, nyomása, hımérséklete, vízgıztartalma. Mivel a légkör tömegének jelen-tıs része a földfelszínhez közeli rétegekben kon-centrálódik, itt a legnagyobb a levegı sőrősége és nyomása. Felfelé haladva a levegı egyre ritkábbá válik és a nyomása is csökken.


105

A légkör hıkészle-tének csak jelentéktelen hányadát kapja közvet-lenül a Nap sugárzása révén. Hıtartalmának növelése a napsugárzás által felmelegített föld-felszín közvetítésével történik. Ezért a földfelszíntıl felfelé távolodva a hımérséklet fokozatosan csökken.

A vízgıznek a magas-sággal való csökkenését azzal magyarázhatjuk, hogy a gıznyomásnak minden hımérsékleten van egy maximális értéke, amit ha elér, a levegı telítetté válik. Ez az érték magas hımérsékletek esetén nagy, alacsony hımérsékletek esetén pedig meglehetısen kicsi. Mivel a hımérséklet a légkörben felfelé haladva egyre csökken, egyre kevesebb vízgızt tud befogadni a levegı. Egy adott hımérsékletnél ugyanis a vízgız eléri a telítettségi gıznyomást, ezért további lehülés esetén kicsapódik. A troposzféra felsı határán van egy átmeneti réteg, amely hol jól

felismerhetı, hol elmosódottabb formában észlelhetı. Ezt a vékony réteget tropopauzának nevezzük. A tropopauza azzal különül el a troposzférától, hogy ebben a rétegben megszőnik a hımérséklet magassággal való csökkenése. Sztratoszféra. E rétegek felett egy olyan réteg helyezkedik el, amelyben a hımérséklet már nem csökken a magassággal. Ezt a réteget nevezzük sztratoszférának. A sztratoszférára az alacsony hımérsékletek jellemzıek. Az Egyenlítı felett -80 fok, a közepes szélességek felett -55 fok, az északi sark felett

6.1 ábra. A légkör rétegzıdése.

(Barrry és Chorley 1998 alapján átalakítva)


106

pedig -45 fok körüli hımérsékletek uralkodnak, amelyek felfelé haladva lassan ugyan, de fokozatosan változnak. A sztratoszférában a levegı sőrősége és nyomása a magassággal csökken. Itt szinte egyáltalán nincs vízgız, és szilárd részecskék is csak elenyészı mértékben vannak jelen, levegıje rendkívül tiszta, felhıvel csak a legritkább esetben lehet találkozni, akkor is elsısorban a troposzféra határának közelében. Újabb kutatások szerint a sztratoszférában is vannak jelentıs vízszintes és függıleges mozgások is. Ennek hatására a levegı éppen olyan összetételő, mint a troposzférában. A sztratoszféra felett szintén található egy átmeneti réteg, amelyet sztratopauzának neveznek. Ez a réteg mintegy 50 km magasságban helyezkedik el. Mezoszféra. Ez a réteg a sztratoszféra feletti magasságokban található. A mezoszféra azonban korántsem olyan egységes rétege a légkörnek, mint a troposzféra és a sztratoszféra. Több, egymás felett elhelyezkedı tartományra osztható. A legalsó tartományt, amely 50 és 55 km között helyezkedik el, a hımérsékletnek a magassággal való erıteljes emelkedése jellemzi. A tartomány felsı határánál a hımérséklet már nulla fok közelében van. A második tartományban - 55 km felett - a hımérséklet a magassággal igen lassú csökkenést mutat, gyakorlatilag állandónak tekinthetı. Ez a tartomány mindössze néhány kilométer vastagságú. E felett a vékony réteg helyezkedik el a mezoszféra harmadik tartománya. Ezt a réteget a hımérsékletnek a magassággal való közel olyan mérvő csökkenése jellemzi, mint ami a troposzférában tapasztalható. A 70-80 km közötti réteg már nagyon hideg, s gyakorlatilag állandó hımérséklető. A mezoszférát is egy átmeneti réteg választja el a felette levı rétegektıl, amelyet mezopauzának nevezünk. Ez a réteg 80-82 km magasságban fekszik, s -90 fok körüli értékeivel az egész légkör leghidegebb szintje. Termoszféra. A mezopauzától a 800 km magasságig terjedı légköri réteget szokás termoszférának nevezni. A termoszféra elnevezést az indokolja, hogy ebben a rétegben a hımérséklet nagyon magas értékeket ér el. A 100 kilométeres magasságban már 70 fok körüli hımérsékletek fordulnak elı, a felsı határnál pedig 1000 fok feletti értékek is lehetségesek. Ebben a rétegben tehát a hımérséklet a magassággal rohamosan nı. Ez a hımérséklet-emelkedés minden bizonnyal az atomos oxigén által elnyelt ultraibolya sugárzás következménye. Ezek a hımérsékletek azonban lényegében elméleti jellegő értékek. Ugyanis a gázok hımérsékletét az atomok és molekulák átlagos mozgási energiája határozza meg. Ez a mozgási energia a számtalan összeütközés során átlagolódik ki. A légkör alsó, legsőrőbb rétegeiben a molekulák igen gyakran ütköznek, így a molekulák


107

között állandó mozgásenergia-csere megy végbe. A 300 km körüli magasságban azonban már olyan ritka a levegı, hogy egy molekula kb. 10 kilométernyi utat tesz meg, amíg egy másik molekulával találkozik. Ilyen körülmények között a hımérséklet tulajdonképpen csak a molekulák sebességének, illetve mozgási energiájának jellemzésére szolgál, ezért a gáz fizikai állapotát a hımérséklet kevéssé jellemzi. Mivel 70 km felett az elmondottak miatt a levegı hımérsékletét közvetlen méréssel nem lehet meghatározni, a nyomás, a sőrőség és más adatok alapján számítják ki. Ekkor tehát a hımérséklet már nem a mindennapi értelemben vett "hideg"-et vagy "meleg"-et jelenti. A hımérsékleti érték itt csak a különálló részecskék (molekulák, atomok, ionok, elektronok) állapotát jellemzi. Exoszféra. A termoszféra felett a légkör felsı határáig terjed az exoszféra, amelyet ugyancsak az említett magas hımérsékletek jellemeznek. A levegı sőrősége azonban ebben a már annyira kicsi, hogy a molekulák hatalmas sebességgel száguldoznak, s csak a legritkább esetben ütköznek össze egymással, vagy egyáltalán nem is találkoznak. Nagyon nehéz meghatározni, hogy hol végzıdik az atmoszféra és hol kezdıdik a bolygóközi tér, mert a magasság növekedésével a levegı fokozatosan ritkul és a légkör szinte észrevétlenül megy át a világtérbe, ahol már csak különálló molekulák vannak. Irodalom Barry, R.G., Chorley, R.J. 1998: Atmosphere, weather and climate. Seventh edition. Routledge, London, 409 oldal. Gábris Gy., Marik M., Szabó J. 1998: Csillagászati földrajz. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest, 338 oldal. Gerencsér F. 2000: Meteorológiai, csillagászati, földrajzi értelmezı szótár. Inter M.D., Budapest, 315 oldal. Máhr J., Varga-Haszonits Z. 1978: Az idıjárás elırejelzése és a mindennapi élet. Gondolat Kiadó, Budapest, 212 oldal. Mészáros E. 2002: A környzettudomány alapjai. Akadémiai Kiadó, Budapest, 210 oldal.

Péczely Gy. 1979: Éghajlattan. Tankönyvkiadó, Budapest, 336 oldal. Rákóczi F. 1998: Életterünk a légkör. Mundus Kiadó, Budapest, 302 oldal.

A LEVEGİ NYOMÁSA, MOZGÁSA ÉS A LÉGTÖMEGEK ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

108

7. A levegı nyomása, mozgása és a légtömegek

A levegı, mint gáznemő elegy körülveszi a Földet. Súlyával a Földre nehezedik, amit légnyomásnak észlelünk. Sőrőségbeli változásai a légnyomásban is változásokat idéznek elı, aminek következtében a levegı mozgásba jön. A levegı a különbözı felszínek felett – a felszíni hatásoknak megfelelı jellegzetességeket vesz fel – aminek következtében különbözı sajátosságú légtömegek alakulnak ki. Ezek a légtömegek is képesek egyik helyrıl a másikra vándorolni, s így egyik hely légköri sajátosságait – a vándorlás során elszenvedett átalakulásoknak megfelelıen – egy másik helyre szállítani.

7.1 A légnyomás A levegınek – bár nem látjuk, csupán érzékeljük (pl. a kezünk mozgatásával) – van tömege. A Földet körülvevı gáznemő anyag (a légkör) a nehézségi erı hatására a Föld felszínére nehezedik és a súlya adja a levegı nyomását. A légnyomás tehát a földfelszín egységnyi területe feletti légoszlop súlyát jelenti. A légnyomás jellemzıi A légnyomás egysége. A légnyomás egységeként eleinte a millimétert használták, majd késıbb áttértek a millibárra. Jelenleg az SI rendszerben elfogadott Pascalt használják. Pascal. A levegı a nehézségi erı hatására a földfelszínhez tapad, súlyával a földfelszínre nehezedik, s ennek következtében nyomóerıt gyakorol rá. A felületegységre gyakorolt nyomerıt nevezzük légnyomásnak. A nyomást (p) ezért úgy határozzuk meg, hogy az a felületegységre ható nyomóerı (F) és a felületegység (A) hányadosa, azaz

A

Fp = (7.1)

Az erı mértékegysége a Newton (N), a felületegységé pedig a m2. Ezért a nyomás mértékegysége a N/m2, amit Pascal (Pa) nevezünk. Tehát az 1 m2 felületegységre ható 1 Newton nyomóerı 1 Pascal nyomást fejt ki.


109

Az 1 Newton erı az, amely 1 kg tömeget 1 m/s2 gyorsulással mozgat. Így a Newton dimenziója kg·m·s-2, a felületegység egysége m2, ezért a Pascal mértékegysége: kg·m-1·s-2 Millibar. A légnyomás mérésére tehát a felületegységre ható erı szolgál, amit korábban din⋅cm-2 egységekben szoktak megadni. Ennek milliószorosa a bar:

A meteorológiában a bar ezred részét szokták használni mértékegységül, s ezt millibarnak nevezzük. Pascal és millibar közötti kapcsolat. Az SI rendszer bevezetése óta a nyomás egységeként azonban a Pascal-t használjuk. Egy millibarnak 100 Pascal fele meg, azaz

A tengerszinti átlagos légnyomás. A levegı nyomását kimutató elsı kísérletet Torricelli hajtotta végre. Egy kb. 1 m hosszú, egyik végén zárt, higannyal teljesen megtöltött üvegcsövet helyezett egy higannyal telt edénybe. Az üvegcsıbıl a higanynak csupán egy része folyt ki, s a csıben maradt higanyoszlop felett légüres tér keletkezett. Az edényben lévı higany felszínének minden pontjában a nyomás ugyanakkora. A csövön kívül a felszínre a levegı nyomása nehezedik, a csı belsejében pedig a higanyoszlop súlyából száramazó nyomás, mert a higanyoszlop felett légüres tér van. Ez azt jelenti, hogy a higanyoszlop nyomása és a levegı nyomása egyensúlyban van egymással. A h magasságú ρ sőrőségő higanyoszlop súlya: h·ρ·g, ahol g a nehézségierı. A 45. földrajzi szélességen, a tengerszintjében mért g érték és 0 fokos hımérséklet esetén a higanyoszlop magassága 76 cm (760 mm) volt a Torricelli-féle kísérletben. S ezt tekintették egy atmoszféra (atm) nyomásnak. Ha meg akarjuk határozni az 1 atmoszféra (atm) nyomás értékét, akkor a rendelkezésre álló adatok alapján kell számítani a higanyoszlop súlyát. Ekkor a h=0,76 m, a ρ=13595 kg·m-3 , a g=9,80665 m·s-2 vagyis kapjuk hogy a nyomás (p)

21 skgm325.101p −− ⋅⋅=

2

6101cm

dinbar =

hPaPacm

dinmbmillibar 110010)(1

2

3 ===


110

Ez pedig ugyanennyi Pascal (Pa) értéknek, ami azonos N·m-2 értéknek felel meg. A különbözı nyomásegységek átszámítása. Korábban a légnyomást a Torricelli-féle kísérleten alapuló higanyos barométerekrıl közvetlenül milliméterben leolvasható higanyoszlop magassággal (Hg mm) is meg szokták adni, mivel a 45. földrajzi szélességen, tengerszintnek megfelelı magasságban az 1 mm magas, nulla fokos higanyoszlop nyomása 1 Hg mm. ezt a nyomási egységet torrnak is nevezik. Napjainkban azonban már nem használatos. Az egyes nyomásegységek között a következı összefüggések vannak:

1 atm = 101.325 Pa = 1013,25 hPa =1013,25 mb = 760 Hg mm (torr)

Ezen összefüggések birtokában a régebbi egységekben meghatározott nyomás egyszerően átszámítható SI egységre. A légnyomás változása a magassággal. A légnyomás a földfelszínen a legnagyobb. Az alsó rétegek a felülrıl rájuk nehezedı nyomás elıl nem tudnak kitérni, mivel az ıket körülvevı légoszlopok is hasonló nyomás alatt álló részecskékbıl épülnek fel. Ezért a rájuk nehezedı nyomással szemben ugyanolyan erejő ellennyomást fejtenek ki, s így nyugodt légkörben minden réteg határfelületén egyensúly alakul ki. A légkörben felfelé haladva egyre kisebb lesz az adott hely feletti légoszlop súlya, a magassággal tehát a légnyomás csökken. Ha egy kis dz magassággal emelkedünk, akkor a dz magasság-emelkedéssel a légnyomás is kisebb lesz dp értékkel. A vékony dz magasságú rétegen belül a levegı ρ sőrőségét állandónak tekinthetjük. A nyomáscsökkenés pedig a dz magasságú réteg súlyának megfelelı ρ·g·dz értékkel lesz kisebb, ahol g a nehézségi gyorsulás, azaz: dzgdp ⋅⋅ρ−= (7.2) Ezt az összefüggést a légköri statika alapegyenletének nevezik. Az egyenlet jobboldalán lévı negatív elıjel azt fejezi ki, hogy a magasság (dz) növekedésével a légnyomás (dp) csökken. Az egyenletet átalakítva a magasságszerinti nyomáscsökkenés:

gdz

dp⋅ρ−= (7.3)

A földfelszínen (z = 0 magasságnál) a gáz sőrősége ρ0, a nyomása p0. Ekkor a sőrőségnek a nyomással való arányossága miatt


111

0

0

pp

ρ=

ρ (7.4)

ebbıl pedig

pp0

0ρ=ρ (7.5)

Ezt az értéket a (3) egyenletbe helyettesítve kapjuk, hogy

pp

g

dz

dp

0

0 ⋅⋅ρ

−= (7.6)

Az egyenletet átrendezve:

dzp

g

p

dp⋅

⋅−=

0

0ρ (7.7)

Az egyenletet integrálva, majd exponenciális alakra hozva a barométeres magasság formulát kapjuk:

z

p

g

ep

p ⋅⋅

−= 0

0

0

ρ

(7.8)

A barométeres magasságképlet – mivel a légköri statika alapegyenletébıl származik –szigorúan véve csak akkor érvényes, ha a légkör egyensúlyban van, tehát légmozgás nincsen. meg kell azonban jegyezni, hogy mivel a mozgások következtében fellépı hatások kicsik, lényegében véve a (7.8) összefüggés légmozgások esetén is használható. A barométeres magasság formula segítségével a felszínen mért nyomásnak és a hegyeken vagy repülıgépeken mért nyomásnak az ismeretében a z magasság meghatározható. Ugyanakkor a (7.8) formula alkalmas arra is, hogy a meghatározzuk, hogy a felszíni nyomás arányában hogyan csökken a magassággal a légnyomás (7.1 ábra). Látható az ábrán, hogy a légnyomás 5,5 km magasságban a földfelszíni nyomás felére csökken, majd további 5,5 km emelkedve a 11 km-es magasságban már a negyedére, újabb 5,5 km-es emelkedés után pedig, 16,5 km-es magasságban már a nyolcadára és így tovább. Az említett szinteket az ábrán vastag vonallal jelöltük.


112

7.1 ábra. A légnyomás változása a magassággal Az elmondottak következtében légkör tömege nem egyenletesen oszlik el, hanem a földfelszín közelében sőrősödik össze. A magassággal való csökkenést célszerőnek látszott táblázatos formában is bemutatni (7.1. táblázat). A táblázat számításai a (7.8) egyenlet alapján történtek. A függvény a magassági nyomás és a földfelszíni nyomás arányát adja meg. A számításnál a következı értékeket vettük alapul: a tengerszintjén a levegı sőrősége ρ0 = 1,292 kg ·m-3, a tengerszinjére meghatározott nyomás értéke p0 = 101325 Pa, a nehézségi gyorsulás g = 9,80665 m·s-2, a z magasságértékeket pedig méterben adtuk meg. A kapott eredmények szerint a légkör tömegének a fele – mint már említettük – az 5,5 km-es magasság alatt helyezkedik el. Tovább emelkedve a 11 km magasság felett már csak a légkör tömegének a negyede található, a 31 km-es magasság felett pedig már csak 1 %-a. A 80 km-es magasság felett a légkör már olyan ritka, hogy ott csupán a tömegének 1 ezreléke helyezkedik el. Tovább távolodva a földfelszíntıl a légkör fokozatosan megy át a bolygóközi térbe (Péczely 1979). A földfelszínen élı ember szervezete az ott uralkodó nagyobb légnyomáshoz és sőrőbb levegıhöz alkalmazkodott. Magasabb szinteken a ritkább levegıben a lélegzetvétel során kevesebb oxigént vesz fel, mint a földfelszínen. Ezért a szervezet nem megfelelı oxigénellátottsága miatt rosszullét, eszméletvesztés stb. léphet fel. Az állatoknál is hasonló problémák lépnek fel, amit a hegyi legelık hasznosításánál kell figyelembe venni. Mivel hegyeink lényegében véve 1000 m alatti magasságúak, hazánk hegységeiben ilyen probléma nem merül fel.

0,00

0,10

0,20

0,30

0,40

0,50

0,60

0,70

0,80

0,90

1,00

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55

Magasság (km)

Nyo

más

arán

y


113

A légnyomás napi menete. A légnyomás napi periódikus ingása egyike a légkör legszabályosabb és legrégebben ismert jelen-ségeinek. A napi menet kettıs hullámból áll. Az elsı hullámhegy délelıtt 10 órakor következik be, az elsı hullámvölgy pedig délután négy óra (16 óra) tájban. A második maximum ideje este 10 óra (22 óra), a minimumé pedig hajnali 4 óra. A két hullám közül a nappali hullám valamivel nagyobb, mint az éjszakai hullám. A hullámok amplitúdója az

egyenlítı vidékén a legnagyobb, növekvı földrajzi szélességgel csökken, a 60. Szélességi kör felett már alig észrevehetı. A légnyomás napi kettıs hullámának asszimetriája arra utal, hogy két különbözı lengésidejő hullámból tevıdik össze. Az egyik a napi besugárzásból származó hımérsékleti hullám, a másik a légkör rezgésébıl származó hullám, amelynek rezgésideje 12 óra. A 12 órás hullám azonnal felismerhetı, nyilván ez az erısebb. Ezt a 24 órás hullám csak módosítani tudja. A mérsékelt övre jellemzı aperiódikus napi változásokat, illetve az általuk létre hozott napi szélsıségeket idıjárási jelenségek váltják ki. Rendszerint egy másik helyen kialakult légtömeg idéz elı az adott hely viszonyaitól eltérı jelenségeket. A légnyomás évi menete. A légnyomás évi menetében a különbözı felszínek hatása jól érvényesül. Általában magas napállás idején a szárazföldek felett alacsony a nyomás, alacsony napállás idején pedig magas. A tengerek felett éppen fordítva van: magas napállás idején magas nyomás a jellemzı, alacsony napállás idején pedig alacsony nyomás. A sarkvidékeken kettıs hullám található: tavasszal és késı ısszel maximum van, júliusban és januárban pedig minimum. A hegyvidékek felett nyáron, amikor a felszálló áramlások az uralkodóak, akkor alacsony nyomás, télen, amikor a leszálló áramlások az uralkodók, akkor magas nyomás a jellemzı.

7.1 táblázat. A légnyomásnak és a légkör tömegének

a csökkenése a magassággal

55.0 km 0.00150.0 km 0.00240.0 km 0.0130.0 km 0.0222.0 km 0.0621.0 km 0.0720.0 km 0.0816.6 km 0.1311.0 km 0.2510.0 km 0.295.5 km 0.501.0 km 0.88

0 km 1.00

Magasság Nyomásarány


114

A légkör tömege és súlya A levegınek - éppenúgy, mint minden más anyagnak - van tömege és súlya. A tenger szintjén a levegı nyomása – amint láttuk – 760 mm magas higyanyoszloppal tart egyensúlyt. A higany 1 cm3-ének súlya 13,595 g, így az 1 cm2 feletti 76 cm magas higyanyoszlop súlya: 76·13,595 = 1033,3 g. Mivel ez tart egyensúlyt az 1 cm2 felszín felett lévı légoszloppal, a légoszlop súlya 1,03 kg. A technikai számításokban általában az 1 cm2 felszín feletti légoszlop súlyát kereken 1 kg-nak szokták venni. A földfelszín minden négyzetcentiméterére tehát hozzávetılegesen 1,03 kg súly nehezedik. Ennek ismeretében kiszámíthatjuk a légkör súlyát, – ismerve a Föld sugarának hosszát: R = 6.370.000 m, – meghatározhatjuk a Föld felszínének nagyságát: F = 4R2π = 5,0965.1014 m2. Ha 1 cm2-re 1,03 kg súly nehezedik, akkor 1 m2-re 10300 kg. A Föld felszínének nagyságát, amelyet m2-ben kaptunk meg, meg kell tehát szorozni 10300-rel, s akkor megkapjuk a légkör súlyát kilogramban, s ez 5,25·1018. Ha tonnában akarjuk megkapni, akkor ezt el kell osztani 1000-rel, vagyis a légkör súlya = 5,25.1015 tonna.

7.2 A légáramlások iránya és sebessége

A levegı mozgását, áramlását szélnek nevezzük. A levegı mindig a nagyobb nyomású helyrıl mozog a kisebb nyomású hely felé, s arra törekszik, hogy a nyomáskülönbségeket kiegyenlítse. A szél általában a levegı vízszintes irányú mozgását jelenti. A légáramlás a vízszintes irányú áramlásokon kívül azonban a függıleges irányú áramlásokat is magába foglalja. A szelet irányával és sebességével jellemezzük A légáramlás hiánya a szélcsend. A légáramlások egyrészt közvetlen befolyást gyakorolnak a növények életére, másrészt a többi elem befolyásolásán keresztül fejtik ki hatásukat. Ezenkívül intenzitásuk oly mértékben megerısödhet, hogy a növényeknek károkat okozhatnak. A légköri egyensúly és felbomlása Cirkuláció. A kisebb hıkapacitású felszínek, amelyeknek kisebb hımennyiségre van szükségük ahhoz, hogy hımérsékletüket egy fokkal emeljék, azonos intenzitású besugárzás esetén jobban felmelegszenek, mint a nagyobb hıkapacitású felszínek, amelyeknek több hıt kell magukba fogadni ahhoz, hogy hımérsékletüket emeljék. Ezért az erısebben felmelegedett talaj feletti levegı vezetés útján több hıt kap, mint a hővösebb felszín feletti


115

levegı. A felmelegedett levegı kitágul, felemelkedik és melegebb levegıt juttat a magasba (felszálló légáramlás). Helyére a hővösebb (magasabb nyomású) helyrıl áramlik a levegı (talajmenti szél). A hővösebb helyrıl eláramló levegı helyébe a felette lévı légrétegekbıl érkezik utánpótlás (leszálló légáramlás). A melegebb felszín felett feláramlott és összegyülemlett (dinamikus okok miatt magas nyomású) levegı pedig a hővös helyen leáramló levegı helyére helyezıdik át (magassági szél). A levegınek ezt a körforgásszerő áramlását nevezzük cirkulációnak. Amikor a cirkuláció különbözı hımérsékletek hatására alakul ki, akkor termikus

cirkulációnak hívjuk (7.2 ábra).

7.2 ábra. A termikus cirkuláció kialakulása.

(Máhr és Varga-Haszonits 1978) A levegı áramlása – mint említettük – a nagyobb nyomású helyrıl a kisebb nyomású hely felé történik. Ez a folyamat a nyomáskülönbségek kiegyenlítésére, az egyensúly helyreállítására törekszik. Azonban ha a felmelegedések és lehőlések, mint a nyomáskülönbségek elıidézıi, továbbra is fennmaradnak, akkor a termikus cirkuláció által kiváltott légáramlások is folytatódnak. A lehőlések és felmelegedések megszőnése estén viszont helyreáll az egyensúlyi állapot.


116

A troposzférában végbemenı légmozgások jelentıs része a besugárzás okozta felmelegedések következménye. Vannak azonban olyan légmozgások is, amelyek a megelızı vagy a folyamatban lévı légmozgások hoztak létre. Ezek keletkezése tehát nem termikus, hanem dinamikus okokra vezethetı vissza. Gradiens erı. Többször is említettük már, hogy a levegı a nagyobb nyomású helyrıl a kisebb nyomású hely felé áramlik. Természetesen a nagyobb nyomású hely légnyomása (P2) és a kisebb nyomású hely légnyomása (P1) közötti különbség (∆P = P2 – P1) nagysága közrejátszik az áramlás erısségének alakításában. A légnyomáskülönbséget tehát a légáramlás mozgatóerejének tekinthetjük. Célszerő azonban az egységnyi távolságra (z) esı légnyomáskülönbséget (dP/dz) mértékegységül választani, amit légnyomási gradiensnek nevezünk. Az általa meghatározott erıt gradiens erınek hívjuk, s a következı formában adjuk meg:

dz

dPF = (7.9)

A gradiens erı nagysága meghatározza a légáramlás sebességét. Minél nagyobb a gradiens erı, annál intenzívebb az áramlás. Súrlódás. A levegı mozgása vagy közvetlenül a felszín felett történik, vagy már olyan magasságban, ahol a mozgó levegı nem találkozik a felszín egyenetlenségeivel. Sík területen sem egyenletesen síma a felszín, hanem a különbözı magasságú növények (pl. fő, bokrok, fák), a felszínen található természetes (pl. domborzat) és mesterséges tárgyak (pl. épületek) érdessé teszik. A felszín felett áramló levegı útjában ezek akadályt jelentenek, fékezik az áramlás sebességét, súrlódást okoznak. Hasonló tapasztalható a felszín felett magasabban elhelyezkedı légrétegekben történı áramlás esetén is, ahol az egymás mellett elmozduló levegırészek molekuláinak egymáshoz való ütközése következtében az áramlás ugyancsak lelassul. A súrlódásnak ez a formája a belsı súrlódás. Mindkét esetben a légáramlást módosító, fékezı erı lép fel és ezt az erıt súrlódásnak nevezzük Amikor az egymáson elmozduló levegırészek egymáshoz viszonyított sebessége nullára csökken, a súrlódás megszőnik. A súrlódás (S) a következı formulával írható le: vkS ⋅= (7.10) ahol k a súrlódási felszín érdességétıl függı tényezı, v pedig a szélsebesség. A súrlódás nemcsak a légáramlás sebességét csökkenti, hanem az eltérítı erıt is akadályozza az eltérítésben.


117

Eltérítı erı. A nyomáskülönbségek által elıidézett mozgás következtében a levegı a magasabb nyomású helyrıl az alacsonyabb nyomású hely felé áramlik. Eközben azonban a Föld saját tengelye körüli forgása miatt eltérítı hatást fejt ki rá. Ez a következıképpen képzelhetı el. A Föld mindenegyes pontja egy nap (24 óra) alatt a Föld tengelye körül egy teljes fordulatot tesz. Mivel az egyenlítıtıl a sarkok felé haladva a szélességi körök kerülete egyre csökken, ezért a hely kerületi sebessége az alacsonyabb szélességi köröktıl a magasabbak felé haladva fokozatosan csökken. A 60. szélességi körön lévı hely kerületi sebessége már csak közel fele az Egyenlítın lévınek. A Föld felszínén, egy adott hely felett elhelyezkedı levegı együtt forog (nyugatról kelet felé) a Földdel és felveszi az adott hely forgási sebességét. A levegı tehát délrıl észak felé történı áramlás esetén kiindulóhelyének nagyobb kerületi sebességével forog nyugatról kelet felé, miközben saját sebességével mozog észak felé. Észak felé haladva egyre kisebb kerületi sebességő helyek fölé kerül, s mivel gyorsabban mozog náluk, egyre keletebbre kerül, azaz eredeti délrıl észak felé történı haladási irányától – a kiindulási hely felıl nézve – jobbra elhajlik. Ha viszont északról dél felé áramlik a levegı, akkor a kisebb kerületi sebességő helyek felıl halad a magasabb kerületi sebességő helyek felé. Dél felé haladva ezért egyre lassabban mozog az alacsonyabb szélességek magasabb kerületi sebességeihez képest, vagyis lassabban forog kelet felé, tehát az alatta forgó helyekhez viszonyítva visszamarad. Így a kiinduló hely felıl nézve megint csak jobbra tér el. Azt az erıt, amely a mozgó levegıt eredeti mozgási irányától (a legnagyobb nyomáskülönbség helyén a magas nyomástól az alacsony nyomás felé mutató iránytól) eltéríti, eltérítı erınek vagy Coriolis erınek nevezzük. Amennyiben a Föld nem forogna a tengelye körül a levegı mozgásának irányát a gradiens erı határozná meg. Forgó Föld esetében azonban az áramló levegı eltér a gradiens erı irányától, s úgy tőnik, mintha az irányváltoztatást egy az áramlás irányára merıleges erı okozná, amelynek nagyságát a következı összefüggésel lehet megadni: ϕω sin2 ⋅⋅⋅= vmP (7.11) ahol P az eltérítı erı, m a levegı tömege, ω a földforgás szögsebessége, v az áramló levegı sebessége, ϕ pedig a földrajzi szélesség. Az Egyenlítın a ϕ=0, ezért a P=0, vagyis nincsen eltérítés. Az Egyenlítıtıl a sarkok felé haladva, tehát a földrajzi szélesség (ϕ) növekedésével az eltérítı erı is növekszik. Az eltérítés arányos a szélsebességgel (v) is, ezért nagyobb szélsebességnél nagyobb az eltérítés is. Az eltérítı erı következménye, hogy az északi féltekén minden légáramlás jobbkéz felé, a déli féltekén pedig balkéz felé tér ki. Így a dél felıl fújó szél


118

az északi féltekén fokozatosan nyugati széllé, a déli féltekén pedig keleti széllé válik. A levegı mozgására az említett három erı: a gradiens erı, a súrlódás és az eltérítı erı van a legnagyobb hatással. Természetesen forgó mozgások esetén számolni kell a cenrtifugális és centripetális erıvel is (ahogyan azt a fizikában már megismertük). A magassággal felfelé haladva a súrlódás egyre kisebb lesz, a légmozgások irányát és sebességét a gradiens erı és az eltérítı erı határozza meg. Különbözı irányú légmozgások A levegı mozgása történhet vizszintes, függıleges és ferde irányban. Amikor a levegı nem mozog – mint már említettük – akkor szélcsendrıl beszélünk. Minden légáramlásnak (szélnek) két alapvetı jellemzıje van: az iránya és a sebessége. A szél irányának azt az irányt nevezzük, amely irányból a levegı a megfigyelıhöz érkezik. Az irány megjelölésére többnyire az égtájakat szoktuk használni. Eszerint például, ha a szél délfelıl érkezik hozzánk, akkor déli szélrıl beszélünk. Szélsebességen pedig a levegı által idıegység alatt megtett útat értjük, amit m/s-ban vagy km/óra-ban szoktunk kifejezni. Az 1 m/s = 3,6 km/óra szélsebességnek felel meg. Korábban a szélsebességet Beaufort fokokban mérték és adták meg. A Beaufort fokok a természetben tapasztalt szélhatások alapján határozták meg a szél sebességét. Ma már ez nem használatos. Ha valahol szerepel ilyen érték, azt célszerő SI egységekre átszámítani. Vízszintes légmozgások. Légáramlás vagy szél oly módon keletkezik, hogy azonos magassági szintben különbözı légnyomású levegıtömeg kerül egymás mellé. Ekkor a magasabb nyomású helyrıl megindul a levegı áramlása az alacsonyabb nyomású hely felé. Nyugodt, szélcsendes idıben az egyes felszínek felett önálló hıgazdálkodású és vízgazdálkodású légtömegek alakulnak ki. Ha ez az önálló hı- és vízgazdálkodás idıben zavartalanul folyhatna, és ennek az állapotnak semmi nem vetne véget, akkor az egyes légtömegek között jelentıs sőrőségbeli, nyomásbeli, hımérsékletbeli és víztartalombeli különbségek jönnének létre. Ezek a különbségek azonban nem képesek hosszabb idın át fennmaradni, hanem egy meghatározott értéket elérve, a nyugalmi helyzetet felborítják, s a különbözı helyeken keletkezett légtömegek mozgásba jönnek. E mozgás során a levegı tömegek keveredhetnek, a köztük lévı különbségek mérséklıdhetnek, s egy adott helyrıl az egyik légtömeg a másikat kiszoríthatja. Így alakul ki a légmozgás,


119

amely az egyes területek hıgazdálkodásbeli eltéréseit igyekszik mérsékelni, esetleg kiegyenlíteni. A szélsebesség változása a magassággal. Gyakorlati célra a sebesség magassággal való változását a következı függvénnyel lehet meghatározni:

α⋅= zvv 12 (7.12) ahol v2 jelenti a szélsebességet jelenti m/s-ben z méter magasságban, v1 a szélsebesség 1 m magasságban, z az a magasság méterben, amelyre vonatkozóan a szélsebességet meghatározzuk, α pedig egy olyan kitevı, amelynek értékét egy adott helyen végzett magassági szélmérésekbıl határozták meg. Általában a tapasztalati mérések alapján a kitevı értéke 1/5 (0,20) és 1/3 (0,33) között változik. Az egyenlet azt fejezi ki, hogy növekvı magassággal a szélsebesség növekszik. Ekkor már ugyanis a felszíni súrlódás nem érvényesül, csak a levegı belsı súrlódása jelent szélsebesség-csökkentı hatást. A szélnyomás. Az áramló levegı, amikor valamilyen tárgy kerül az útjába, nyomást gyakorol rá. Ezt nevezzük szélnyomásnak. A szélnyomás nagysága (PNY) egyenesen arányos a levegı sőrőségével (ρ) és áramlási sebességével (v), de függ az áramló levegıt felfogó tárgy alakjától (α) is, azaz

2NY v

2

1P ⋅ρ⋅α⋅= (7.13)

ahol a PNY értéke Pa (Pascal) egységekben adódik. A szélnyomás hatását növeli, hogy az áramlás útjában lévı tárgy hátoldalán az elıoldalra gyakorolt nyomással egyirányú szívóerı lép fel, s így a tárgyra tulajdonképpen a két erı együttesen (összegezetten) hat. A széllökés. A szélsebesség idıben nem állandó, hanem folyamatos változások jellemzik. Amikor hirtelen megnövekszik, azt széllökésnek nevezzük. A szélsebesség hirtelen megnövekedésekor, vagyis amikor széllökést észlelünk, akkor a szélnyomás is jelentısen megnövekszik, s ez a hirtelen nyomásnövekedés okoz kárt a növényállományokban is. A növények alkati felépítésüknél fogva erre különbözıképpen reagálnak. A kedvezıtlen hatás rendszerint a nagy levélfelülettel rendelkezı növények esetében nagyobb. Ez a növényállományok megdöntésénél játszik szerepet, amint a késıbbiekben látni fogjuk. Az áramlás formái. A vízszintes irányú légáramlás lehet rendezett jellegő, amikor a légrétegek egymással párhuzamos pályán mozognak, vagyis amikor az egyenletes sebességgel mozgó légrészecskék egymáshoz viszonyított helyzetüket áramlás közben nem változtatják meg. Ekkor lamináris


120

áramlásról beszélünk. Az ilyen jellegő áramlás azonban a légkörben meglehetısen ritka, mert a súrlódás miatt a légrészecskék az áramlási iránytól könnyen eltérnek, s az áramlás rendezetlenné, örvényessé válik. Az örvényes áramlásban résztvevı levegırészek az egymásba ütközés miatt függıleges irányban is kiválhatnak az áramlásból és emiatt függıleges irányú átkeveredést is okozhatnak. Az ilyen jellegő áramlást nevezzük turbulens áramlásnak. Függıleges légmozgás. A felmelegedett felszín – mint ismeretes – csak a vele érintkezésben lévı vékony levegıréteget melegíti fel. E rétegbıl az erısebben felmelegedett levegı felszáll (konvekció), s helyére a felsı rétegekbıl alacsonyabb hımérséklető levegı érkezik. Meglehetısen nagy labilitást biztosító függıleges hımérsékleti gradiensek mellett ez a folyamat jelentıs felszálló és leszálló mozgásokat hozhat létre, amelyek néha nagyobb területre is kiterjedhetnek. Ezt a hımérsékleti okokból keletkezett függıleges levegıcserét nevezzük konvektív áramlásnak. Kicserélıdés. Ha a levegıben elképzelünk egy vízszintes felületet, konvekció és a turbulencia következtében ezen a vízszintes felületen keresztül állandóan áramlanak felfelé is, lefelé is légrészecskék. Ez a levegı-kicserélıdés azonban együttjár azzal is, hogy a légrészecskék magukkal viszik különbözı tulajdonságaikat, pl. hıt, vízgızt, mozgás-mennyiséget, szennyezıanyagokat stb., s ezeknek a levegıbeli eloszlását a keveredés megváltoztatja. A konvekció és a turbulencia arra törekszik, hogy a levegı tulajdonságai függıleges irányban minél jobban kiegyenlítıdjenek. Mivel a függılegesen helyet változtató légrészecskék magukkal viszik elızı helyükön (pl. a talaj közelében) kialakult tulajdonságaikat (pl. hımennyiség, vízgıztartalom, szennyezıanyag-tartalom stb.) és szállítás közben pedig keverednek, az egyes tulajdonságok kiegyenlítıdésével lehet számolni. A felfelé irányuló szállítómozgások által történı szállítások lényegében két tenyezıtıl függenek:

1) a felfelé áramló légmozgások sebességétıl és 2) és az egyes légköri tulajdonságok magasságbeli különbségeitıl, azaz a

gradiensüktıl. Egy vízszintes felületegységen idıegység alatt áthaladó tulajdonság-mennyiség (M) nagyságát a következı összefüggéssel lehet meghatározni:

dz

dmKM ⋅= (7.14)

ahol K a kicserélıdés intenzitását jellemzı érték, a kicserélıdési együttható, dm a levegı valamilyen tulajdonságának a változása, dz pedig a függıleges


121

magasságkülönbség. A dm/dz tehát a levegı vizsgált tulajdonságának függıleges gradiensét jelenti.

7.3 ábra. Termikus egyensúlyihelyzetek: stabilis; b) labilis; c) indifferens (Máhr és Varga-Haszonits 1978)

Az összefüggés tulajdonképpen a levegı egy adott tulajdonságának függıleges irányban történı terjedési sebességét adja meg. A kicserélıdési folyamat tehát a kicserélıdés intenzitását kifejezı kicserélıdési együtthatótól és az adott elem függıleges gradiensétıl függ. Ha gradiens felfelé mutat, akkor felfelé történı áramlásról, ha lefelé mutat, akkor lefelé történı áramlásról van szó. A felszálló légáram-lásoknak elsısorban hı-mérsékleti szempontból van jelentıségük. A felszálló levegı ugyanis emelkedés közben egyre kisebb nyomás alá kerül és ennek következtében kitágul. Ez a számára munkavégzést jelent, ami-hez energiára van szüksége. A szükséges energiát a gyors emelkedés miatt a környezetébıl nem tudja felvenni, ezért ennek a


122

munkának az elvégzésére saját belsı hıjét használja fel (hıcserementes, adiabatikus változás), aminek következtében lehől. Termikus egyensúly. A felszín közelében mozgó levegı a melegebb felszíntıl hıt vesz fel, a hővösebb felszínnek pedig hıt ad le, vagyis környezetével állandó hıcserét bonyolít le. Ez addig történik, amíg a két közeg hımérséklete ki nem egyenlítıdik. A magasabb rétegekben áramló levegı állapotváltozásai azonban többnyire hıcserementesek (adiabatikusak). Egy állapotváltozást akkor nevezünk hıcserementesnek (adiabatikusnak), ha az állapotváltozások során a rendszer sem nem ad le hıt a környezetének, sem nem vesz fel hıt a környezetébıl. Ekkor, ha egy levegıtömegre ható külsı nyomás valamilyen okból lecsökken, akkor a levegı megnöveli térfogatát. A térfogat növelése munkavégzést jelent, amihez energiára van szükség. Ez az energia többnyire hıenergia, s az adott levegıtömeg hıkészletébıl vonódik el, ezért az lehől, hımérséklete csökken. Amennyiben a külsı nyomás ismét magasabb lesz, akkor a kitágult levegı összenyomódik, s az összenyomás által kifejtett munka révén keletkezı hı hatására emeli a hımérsékletét. Az adiabatikus változásoknál a hımérséklet és a térfogat változása szoros összefüggésben van egymással. Ilyen esetekben, ha levegı száraz, tehát nem tartalmaz vízgızt, akkor száraz adiabatikus változásokról beszélünk (7.3 ábra) A száraz adiabatkius hımérsékletváltozás értéke 100 méterenként 1 fok. Vizsgáljuk meg, hogy termikus hatásra hogyan változhat meg az egyensúlyi állapot.

1) Elıször elemezzünk egy olyan esetet, amikor a környezı levegı függıleges hımérsékleti gradiense 0,6 fok/100 m. Legyen a levegı hımérséklete a felszínen 20 fok, akkor felette 500 m magasságban már csak 17 fok lesz. Ugyanakkor adiabatikus emelkedést feltételezve (gradiens = 1/100 m), a felszálló levegı 500 m magasságban már 15 fokra hől le, vagyis a felszálló levegı hővösebb lesz, mint a környezete. Mivel a hővösebb levegı sőrőbb és nehezebb a környezeténél, fokozatosan süllyedni fog. Ez a süllyedés addig fog tartani, amíg a hımérséklete és a környezet hımérséklete nem lesz azonos. Az ilyen légköri állapotot, amelyben a felfelé vagy lefelé kimozdított levegı visszatér a kiindulási helyzetébe, stabilis egyensúlyi állapotnak nevezzük.

2) Vizsgáljunk meg egy olyan esetet, amelyben a környezı levegı hımérsékleti gradiense 1,5 fok/100 m. Legyen a felszínen a levegı hımérséklete ismét 20 fok, akkor most a felette lévı 500 méteres magasságban már csak 12,5 fokos lesz a hımérséklet. Adiabatikus emelkedést feltételezve (gradiens = 1 fok/100 m), 500 méteres emelkedés után a levegı hımérséklete megint 15 fok lesz. De ez ebben az esetben magasabb érték, mint a környezeté, ezért a levegı


123

tovább fog emelkedni. Ez a felfelé áramlás addig fog tartani, amíg a felszálló levegı a saját hımérsékletével azonos hımérséklető légrétegbe nem ér. Az ilyen légköri állapotot, amelyben az eredeti helyérıl kimozdított levegı az adott irányban önmagától is képes folytatni az útját, labilis egyensúlyi állapotnak nevezzük.

3) A következı esetben tételezzük fel, hogy a környezı levegı hımérsékleti gradiense 1 fok/100 m. A levegı hımérséklete a felszínen változatlanul 20 fok, s így felette 500 m magasságban 15 fokra fog süllyedni. Adiabatikus emelkedés esetén (gradiens = 1 fok/100 m) a felszálló levegı hımérséklete is 15 fok lesz 500 m magasságban. Emiatt a hımérséklet a felszálló levegıben és a környezetében is azonos lesz. Ezért a levegı a környezetével azonos sőrőségő és súlyú lesz, s így sem tovább emelkedni, sem visszasüllyedni nem fog. Az ilyen légköri állapotot, amelyben az eredeti helyérıl kimozdított levegı marad azon a helyen, ahova felemelkedett, indifferens egyensúlyi állapotnak nevezzük.

A felszálló légáramlásokkal nagyobb magasságokba emelkedı levegı magával viszi tulajdonságait, így a vízgıztartalmát is. A felszálló levegı addig a hımérsékleti értékig hől le, amelyen a vízgız telítetté válik. Ekkor megindul a kicsapódás, ha a levegıben rendelkezésre állnak azok a kismérető szilárd magok (kondenzációs magok), amelyekre a kicsapódás megtörténhet. Természetesen a levegı egyensúlyi állapota a levegı vízgıztartalma és a felhızet jelenléte miatt módosulhat, ha hımérsékletet befolyásoló kicsapódás vagy párolgás megy végbe. Ferde irányú légmozgások. A ferde légáramlásoknak a különbözı topográfiai képzıdmények (halmok, dombok, hegyek), akadályok feletti átáramlás során van jelentıségük. A különbözı ferde irányú légáramlások során a levegı felemelkedése hasonlóképpen történik, mint a függıleges légmozgások esetében. A növények szempontjából mindenekelıtt a magas hegységeken való átemelkedést kell megemlíteni. Ennek során a szélirány felıli oldalon a felemelkedı levegıben lévı vízgız kicsapódik, felhık keletkeznek, aminek következtében csökken a napsütéses órák száma és a napsugárzás mennyisége, de a felhıkben lévı víz is kihullik az emelkedı oldalon. Így a hegy túlodalán a leszálló levegıben már a felhıoszlatás érvényesül, s a magas hegységek mögötti területek emiatt szárazak. Szélviszonyok hazánk területén Hazánk a Kárpátok, az Alpok és a Dinári Alpok koszorúja által meghatározott medence középsı részén fekszik. Ebbe a magas hegységek által körülvett medencébe a szél legkönnyebben a legalacsonyabban fekvı


124

területeken tud bejutni. Azonban, amint látni fogjuk, nemcsak a magashegységek eltérítı és módosító hatása játszik szerpet szélviszonyaink alakulásában, hanem magának a medencének a belsı tagoltsága is. A medence földrajzi adottságai tehát rányomják bélyegüket a szélviszonyokra. Hazánk területén az uralkodó szélirányokat és szélsebességeket a téli és a nyári félévre vonatkozóan mutatjuk be, érzékeltetve a lehetséges változásokat.

7.4 ábra. Az átlagos szélirány és szélsebesség területi eloszlása a téli félévben.

(Bacsó et al.1953) Téli félév. Láthatjuk a 7.4 ábrán, hogy az uralkodó szélirányokat nyilak jelzik, amelyeknek hosszúsága megfelel az adott szélirány százalékban kifejezett gyakoriságának. A nyugat felıl beáramló levegınek az Alpok és a Kárpátok állja útját, ezért az megkeresve a két hegység közötti szabad területet, a Duna völgyén (ú.n. dévényi kapun) keresztül ömlik be a medence területére. Emiatt a Kisalföldön az uralkodó szélirány északnyugati. Ugyanakkor a hegyek közötti összeszőkült területen beáramló levegı fel is gyorsul, amit a Kisalföldön tapasztalt nagy szélsebességek jeleznek. Azután a szélsebesség csökken, de a Dunántúli Középhegység vonalához érve – mivel függıleges irányban összeszőkül – emelkedni kezd és felgyorsul. Az északnyugati sirányú szelek az ország középsı déli részén hagyják el az ország területét. A dévényi kapun beáramló levegı egy része dél felé fordul, ezért a Nyugat-Dunántúlon az északias szélirány válik uralkodóvá.


125

Az Északi Középhegységtıl délre találjuk a legkisebb szélsebességő területet. Itt a széliránya is rendezetlenné válik, mert a szélárnyékban fellépı örvénylések következtében a szélirány különbözı irányokba fordulhat. A Kárpátok győrőjének másik olyan alacsony része, ahol a levegı könnyebben beáramolhat a Kárpát-medencébe az Erdıs Kárpátok 1000 méter alatti vonulata. Itt nemcsak északkelet és kelet felıl érkezı levegı áramlik be a medencébe, hanem észak felıl, sıt elıfordulhat, hogy a nyugat felıl áramló levegı a német-lengyel síkságon áthaladva az Erdıs Kárpátokon át kerül a medencébe.

7.5 ábra. Az átlagos szélirány és szélsebesség területi eloszlása a nyári félévben

(Bacsó et al.1953) Az Erdıs Kárpátok felıl beáramló levegı a Tiszántúl keleti részén áramlik végig, uralkodóvá téve az északkelti szélirányt, s ugyancsak az ország középsı déli területein keresztül távozik. Ezeken a területeken a szélsebesség ismét nagyobb lesz, mint az ország középsı, északi területeire jellemzı szélárnyékos viszonyok között tapasztaltuk. Nyári félév. A nyári félév szélviszonyai nagyon hasonló képet mutatnak a téli félévi viszonyokhoz. Az uralkodó szélirányokban nem mutatkozik változás. A szélsebesség viszonyai is csak annyiban változnak, hogy az északkeleti területeken megnövekszik a félévi átlagos szélsebesség a télihez képest (7.5 ábra). Látható az ábrán, hogy a Dunántúl középsı és északi területein megmarad az északnyugatias szélirány, nyugati és délnyugati részén pedig az északias szélirány. A Tiszántúl keleti területein is az északkeleti szélirány marad az


126

uralkodó, az ország északi középsı területeire pedig változatlanul jellemzı marad a szélirányok rendezetlen eloszlása. A nyári félév szélviszonyai tehát a téli félév szélviszonyaihoz képest csak az északkeleti területek szélerısségében mutatnak eltérést.

7.3 Légtömegek és frontok Egy adott hely éghajlatának a megértéséhez szükség van arra, hogy megismerjük, a légáramlások honnan szállítanak oda levegıt és a különbözı légáramlások által odaszállított levegı milyen tulajdonságokkal rendelkezik. S amikor a különbözı irányokból szállított levegı találkozik egy adott helyen kialakult levegıvel, akkor milyen folyamtok játszódnak le. A légtömegek A légtömeg fogalma. A különbözı, nagy kiterjedéső felszínek felett, ha a levegı nyugalomba kerül, nincsen légmozgás, akkor a levegı egy idı után felveszi a környezete és közte kialakult kölcsönhatás által meghatározott fizikai állapotot. Ennek az állapotnak a kialakulása a nyugalmi állapot kezdetétıl néhány napot (3-7) vesz igénybe. S ekkor létrejöhetnek olyan néhány százezer négyzetkilométer alapterülető és néhány ezer méter magasságú légtestek, amelyek a legfontosabb fizikai jellemzık (hımérséklet, vízgıztartalom stb.) tekintetében viszonylag homgénnek tekinthetık. Ezeket a nagykiterjedéső, viszonylag homogén fizikai jellmezıkkel rendelkezı légtesteket légtömegeknek nevezzük. A légtömeg fizikai jellemzıit a légkör és a környezete, elsısorban a felszín közötti kölcsönhatás alakítja ki. Az adott földrajzi szélességnek és évszaknak megfelelı besugárzás mennyisége szabja meg a rendelkezésre álló energiát, s ennek megfelelıen alakul a levegı hımérséklete. A hımérséklet pedig szerepet játszik a párolgás intenzitásának az alakításában, ennek megfelelıen a levegı vízgıztartalmának az alakulásában. A felemelegedés következményeként kialakuló felszálló légmozgások szilárd anyagokat (por, virágpor stb.) juttatnak a légkörbe, ami befolyással van a levegı szennyezettségének és átlátszóságának az alakulására. A légköri emelımozgások, a vízgıztartalom és a szilárd anyagok pedig az alapját képezik a felhıképzıdésnek. A felhık egyrészt csökkentik a rövidhullámú besugárzást, ezzel mérsékleik a felszíni hımérséklet emelkedését, másrészt akadályozzák a felszíni kisugárzás bolygóközi térbe történı távozását, s ezzel mérsékleik a felszíni hımérséklet lehülését, egyúttal pedig forrásai a felszínre érkezı csapadéknak.


127

A légtömegek tulajdonságai. A légtömegeket a légmozgások képesek az egyik helyrıl a másikra szállítani, ahol egy ideig még megırzik a keletkezési helyükön kialakult viszonyokat. Vándorlásuk során és egy másik helyen való tartózkodás során azonban a változó környezeti hatásokkal érintkezve fokozatosan átalakulnak. A fı tényezık, amelyek meghatározzák a légtömegek természetét és viszonylagos homogenitásukat a következık (Barry és Chorley 1998).

(1) A légtömeg keletkezési helyének környezeti viszonyai (aminek következtében kialakulnak a légtömeg sajátos tulajdonságai),

(2) a légtömeg mozgási útvonalában lévı környezeti viszonyok (aminek következtében változnak a légtömeg tulajdonságai) és

(3) a légtömeg kora. A légtömegeket elsısorban a földrajzi származási helyük (sarkvidéki, mérsékeltövi, trópusi) és a kialakulási helyükön található, nagy területre jellemzı felszín (szárazföldi, tengeri) alapján vagy pedig a velük szomszédos légtömegekkel való meteorológiai összehasonlítás (hideg, meleg, száraz, nedves) alapján szokták megkülönböztetni, elnevezni és osztályozni. A légtömeg keletkezési helyének környezeti tulajdonságai. A sugárzás és a függıleges keveredés képes egyensúlyt kialakítani a felszíni viszonyok és a felette elhelyezkedı légtömeg között, ha az adott légtömeg 3-7 napon át az adott földrajzi helyen marad. A légtömegek keletkezési helyei többnyire hozzávetılegesen egyforma felszínő kiterjedt területek, amelyek felett kvázi stacionárius nyomásrendszerek vannak. A légtömegeket alapvetıen két tényezı alapján osztályozzák. Ezek egyike a keletkezési hely hımérsékleti viszonyai, amelynek alapján megkülönböztetnek arktikus, poláris és trópusi légtömegeket, a másik a keletkezési helyükön a felszín típusa, amikor szárazföldi és tengeri típusokat különböztetünk meg. A légtömeg mozgási útvonalának környezeti tulajdonságai. Amikor egy légtömeg eltávolodik a keletkezési helyétıl, akkor nem úgy mozog, mint egy szilárd tömb, amelyben a belsı struktúra változatlan marad, hanem az új környezet felszíni viszonyaival érintkezve és a légkörben lejátszódó dinamikus folyamatok következtében folyamatos változáson megy át. A felszíni viszonyok. A légtömegben végbemenı változásokban jelentıs szerepet játszik a felszín, akár úgy hogy egy hideg légtömeg meleg talajfelszín fölé érkezik (vagy megfordítva), akár azáltal, ahogyan a napsugárzás a talajt felmelegíti. Tehát a felszín a fölé érkezı légtömeget hőtheti is, melegítheti is. Ritkább eset az, ha egy légtömeg hosszabb távon megközelítıleg változatlan hımérséklető felszín felett mozog. A változás abból adódik, hogy az alulról történı főtés növeli a légtömeg instabilitását. Ez a hatás viszonylag gyorsan megy végbe, s a légtömeg jelentıs vastagságban elhelyezkedı réteigeit érinti. A hideg talaj viszont hımérsékleti


128

inverziót hoz létre, ami jelentıs mértékben korlátozza a lehőlés magasabb rétegekre való kiterjedését. Ezért a hőlés elsısorban a kisugárzáson keresztül lejátszódó folyamat, amely csak fokozatosan megy végbe. A párolgás megnövekedése is okoz változásokat, növeli a levegı vízgıztartalmát. Ugyanígy a levegı vízgıztartalmának kicsapódása is, amely felhık keletkezéséhez, majd a légköri nedvesség kihullásához vezet. Mindkét esetben változik a légkörben a látens hı mennyisége is. Légköri dinamikus folyamatok. Ezek természetesen a légtömeg mozgásával összefüggı nyomásváltozásokhoz és keveredési mozgásokhoz kapcsolódnak. Különösen jelentıs lehet a turbulens keveredésnek a légtömeg tulajdonságait módosító hatása. Különösen a felszín feletti alacsonyan fekvı rétegekben, ahol a súrlódás növeli a turbulenciát és ezáltal felfelé szállítja a hıt és a nedvességet. A légtömeg kora. Lényegében a légtömegek mozgása a légtömeg átalakulásával és a szomszédos légtömegekkel való keveredésével jár együtt. Ez együttjár azzal, hogy a légtömeg keletkezési helyén kialakult tulajdonságai módosulnak vagy átalakulnak. Általában a légtömeg alsó réteigeiben lévı levegı gyorsabban alakul át, mint a felsı rétegekben lévı levegı. Az az idı, amelyen át a légtömeg képes megırizni eredeti tulajdonságait az erısen függ a keletkezési hely nagyságától és az adott területet befolyásoló nyomási mezı típusától

A légtömegek típusai. A légtömegeket – mint korábban már említettük – a földrajzi származási helyük, az ott található jellegzetes felszín vagy az ıket körülvevı légtömegekkel való meteorológiai összehasonlítás alapján szokták megkülöntetni, elnevezni és osztályozni. A meredeken beesı napsugárzás hatására felmelegedett egyenlítıi területek és a lapos szögben érkezı napsugárzásból kevés energiát kapó sarkvidéki területek között jelentıs hımérsékleti és nyomásbeli különbségek alakulnak ki. Ezek a különbségek azonben nem nıhetnek egy bizonyos határon túl, mert a nyomáskülönbségek miatt keletkezı légáramlás megindítja a kiegyenlítıdési folyamatot. Az egyenlítı és a sarkvidékek közötti levegıcsere több szakaszban történik. Az elsı szakasz az egyenlítı és a szubtrópusi magasnyomású területek (térítıkörök) közötti szabályszerően jelentkezı passzátáramlás. A második szakasz a szubtrópusi magasnyomású területek és a szubarktikus alacsony nyomású területek közötti övezet, a nyugati szelek övezete, ahol a levegı csere fıként a vándorló ciklonok és anticiklonok közvetítésével bonyolódik le. A harmadik szakaszban a szubarktikus alacsonynnyomású területek és a lehőlés miatt magasnyomású sarkvidéki területek között a keleti szelek övezete terül el, ahol a keleti szelek uralmának rövidebb-hosszabb ideig tartó megszakításával végzik a légmozgások a levegı keverését.


129

Az egyenlítı és a sarkvidék közötti levegıcsere nemcsak az egyenlítı és a sarkvidék energiabevétele miatti különbségek következtében alakul ki, hanem belejátszanak ebbe még a különbözı felszínek eltérı energiagazdálkodási tulajdonságai is. Ebben a fı szerepet a hatalmas kiterjedéső szárazföldek és tengerek játszák, amelyek egymástól meglehetısen eltérı energiagazdálkodási tulajdonsággal rendelkeznek.

7.6 ábra. A Magyarországra érkezı légtömegek származási helyei

A hazánk területére beáramló légtömegeket a következı típusokba szokták sorolni (Bacsó 1973; Péczely 1979; Rákóczi 1998): sarkvidéki (arktikus=A), mérsékeltövi (poláris=P), szubtrópusi (trópusi=T) és egyenlítıi (ekvatoriális=E) légtömegek, s mindegyik fajtán belül megkülönböztetnek még szárazföldi (kontinentális=c) és tengeri (maritim=m) típusokat. Ezek származási helyükrıl történı áramlását szemlélteti a 7.6 ábra.


130

(1) Sarkvidéki légtömeg (A). Származási helye az Északi Jeges Tenger medencéje. Minden évszakban hideg, viszonylag kis vízgıztartalmú, tiszta, átlátszó levegıjő légtömeg.

a) Sarkvidéki tengeri légtömeg (mA). Származási helye az Atlanti-óceán északi része. Hideg, nem túlságosan nedves, csekély szennyezettségő, átlátszó levegı. A sarkvidék tengeri területein is jóval alacsonyabbak mind a téli, mind pedig a nyári hónapok középhımérsékletei. Ezért ez a levegı még a több ezer kilométeres úton bekövetkezett átalakulások ellenére is minden évszakban lehőlést hoz.

b) Sarkvidéki szárazföldi légtömeg (cA). Származási helye Oroszország és Finnország északi területe. Különösen hideg és száraz, nem olyan tiszta, mint a tengeri eredető levegı. Ez a levegı mind télen, mind pedig nyáron jóval hidegebb a nálunk lévı levegınél, ezért mindenképpen jelentıs lehülést képes okozni. Viszonylag ritkán fordul elı, s meglehetısen nehéz megkülönböztetni a sarkvidéki tengeri légtömegektıl, ezért a 7.6 ábrán külön nem jeleztük.

(2) Mérsékeltövi légtömeg (P). Származási területe a mérsékelt öv. Változó hımérséklető, vízgıztartalmú és szennyezettségő.

a) Mérsékeltövi tengeri légtömeg (mP). Származási helye az Atlanti-óceán magasabb és közepes földrajzi szélességő területe. Télen a hımérséklete a lehőlt kontinens feletti levegınél melegebb. Ilyenkor tehát meleg légtömegnek minısül. Nyáron viszont a felmelegedett kontinens feletti levegınél hidegebb. Ilyenkor hideg légtömegként viselkedik.Vízgıztartalma télen és nyáron egyaránt magas, szennyezettsége kicsi. Ez a levegı téli hónapokban 2-10 fokkal magasabb hımérséklető levegıt hoz hozzánk, ami enyhülést jelent hımérsékleti szempontból. Más a helyzet nyáron, amikor hővös tengeri levegıként áramlik hozzánk és ezért 5-15 fok közötti hımérsékletcsökkenést is okozhat. Mivel hazánk a nyugati szelek övezetében fekszik, ennek a légtömegnek a megjelenése gyakori hazánkban.

b) Mérsékeltövi szárazföldi légtömeg (cP). Származási helye Oroszország európai területének közepes földrajzi szélességő területei. Télen hideg, nyáron meleg, vízgıztartalma kicsi, levegıje szennyezett. Téli beáramlása esetén 5-15 fokos hımérsékletesést jelenthet. Mivel száraz is, az éjszakai lehőlés is felerısödik. Nyáron ugyanezeken a keleteurópai területeken közel hasonló hımérsékletek uralkodnak, mint nálunk, ezért


131

vagy nem okoz hıemelkedést vagy esetleg kisebb mértékő melegedést jelent.

(3) Szubtrópusi légtömeg (T). Származási helyük a 20-40. földrajzi szélességek közötti terület. A hazánkban található levegı hımérsékleténél télen is, nyáron is melegebb. Vízgıztartalma változó, meglehetısen szennyezett.

a) Szubtrópusi tengeri légtömeg (mT). Származási helye az Atlanti-óceán déli része vagy a Földközi-tenger medencéje. meleg, nedves levegıt szállít hazánk légterébe. Szennyezettsége kicsi. Páratartalma attól függ mennyi ideig tartózkodik a tenger felett. Mivel melegebb a nálunk lévı levegınél, érkezése után növeli a párolgást.

b) Szubtrópusi szárazföldi légtömeg (cT). Származási helye Afrika északi része. Meleg levegıt hoz. Mivel a Földközi-tenger felett érkezik hozzánk, vízgıztartalma is viszonylag magas. Szennyezettsége jelentıs. A legszennyezettebb a hozzánk érkezı légtömegek között. Ez a levegı télen is olyan helyrıl érkezik hozzánk, ahol a januári középhımérséklet 10-15 fok körül van, nyáron pedig a júliusi középhımérséklet 25-30 fok. Tehát minden évszakban melegebb levegıt hoz hozzánk.

(4) Egyenlítıi légtömeg (E). Származási helye Afrika vagy az Atlanti-óceán trópusi területe. Közép-Európa felett csak a magasabb légrétegekben észlelhetı, ott is inkább kizárólag a nyári idıszakban. A talajközeli légrétegekben nem fordul elı (Péczely 1979). Ennek oka az, hogy hozávetılegesen 20. déli és 20. északi szélességi fokok között közötti övezetben a passzát szelek mind a déli féltekén, mind pedig az északi féltekén a levegıt az Egyenlítı felé szállítják. Az egyenlítı felıl a magasban érkezı levegı a szubtrópusi magasnyomás területén a felszín felé leáramlik, s onnan már átalakult formában, térítıkör környéki levegıként áramlik a magasabb szélességek felé.

A légtömegek érkezése természetesen az adott helyen addig uralkodó idıjárás megváltozásával jár együtt. Az ide érkezı légtömegek származási helyüktıl hosszú útat tesznek meg hazánkig, ezért sohasem a származási helyüknek megfelelı tulajdonságokkal, hanem a már útközben módosult tulajdonságokkal érkeznek hozzánk (Bacsó 1959). Itt tartózkodásuk alatt a tulajdonságaik tovább módosulnak, s nem egyszer éghajlatunkra jellemzı sajátos idıjárástípust alakítanak ki.


132

A légköri frontok Hazánk légterében leggyakrabban a sarkvidéki és mérsékeltövi légtömegek vagy a mérsékeltövi és szubtrópikus légtömegek találkoznak egymással. Az egymással érintkezı légtömeg közötti, a fizikai tulajdonságokban jelentıs különbségeket mutató átmeneti zóna az idıjárási front. Ennek az átmeneti zónának a vastagsága néhány száz métertıl néhány kilométerig terjedhet. Az érintkezı légtömegek méretéhez képest azonban ez az átmeneti zóna meglehetısen keskeny, ezért szokás ezt frontfelületnek is nevezni, e választófelületnek a felszínnel alkotott metszésvonalát pedig frontvonalnak. Az idıjárási frontokat aszerint különböztetjük meg egymástól, hogy melyik légtömeg mozog a másik felé. Ha a meleg levegı mozog a hideg levegı felé, akkor melegfrontról, ha a hideg levegı mozog a meleg levegı felé, akkor hideg frontról beszélünk. Abban az esetben, ha a front hosszabb ideig egy helyben marad, vagy csak kisebb mértékő váltakozó irányú mozgásokat végez, akkor veszteglı frontról beszélünk. Mivel a légtömegek többnyire mozgásban vannak, maguk a frontok is mozognak. Az érintkezı légtömegek sebessége azonban nem egyforma, általában a hideg frontok gyorsabban mozognak. Ha mozgásuk közben utolérik az elıttük haladó meleg frontot, akkor a két front egybeolvad. Ilyen esetben okklúziós frontról beszélünk. Az idıjárási frontok a földfelszínen hosszan elnyúlnak. Hosszú néha több ezer kilométer is lehet, ezért hatásuk rendszerint nagy területre terjed ki. Különösen egyes emberek és az állatok érzékenyek a fronthatásokra. Ezek a hatások azt jelentik, hogy az egy adott helyen élı szervezetre a helyre érkezı légtömeg miatt, hirtelen megváltozott légköri tulajdonságok hatnak. Meleg front. A meleg front esetében a meleg levegı közeledik a hideg levegıhöz. Amikor eléri a nehezebb hideg levegıt, akkor azon feláramlik. Ezért szokták ezt a frontot felsiklási frontnak is nevezni. A front mentén felemelkedı levegı lehül, majd amikor eléri a vízgız telítési hımérsékletét, megkezdıdik a kicsapódás, valamint a felhı- és csapadékképzıdés. A keletkezı elsı felhık vékony cirrus felhık már jóval a front érkezése elıtt megjelennek, s jelzik a front érkezését. Ezeket követik a cirrostratusok és az altostartusok. A felhık folyamatosan vastagodnak, s egyre közelebb kerülnek a felszínhez. Közvetlenül a frontvonal elıtt a legvastagabbak. Megjelennek a nimbostratus felhık, amelyek a troposzféra jelentıs részére kiterjedhetnek, s jelentıs mennyiségő csapadékot is adnak. A csapadék általában csendes esık formájában hullik le. Hideg front. Ennél a frontnál a hideg levegı erıteljes beáramlással megemeli az elıtte lévı meleg levegıt. Ezért ezt a típust szokták betörési frontnak is nevezni. A hideg levegı a talajon nyomul elıre, ezért a súrlódás


133

következtében az áramlása lassul, emiatt a frontfelszín emelkedése meredekebb lesz, mint a meleg front esetében. Mivel a beáramló hideg levegı ékszerően alányomul a meleg levegınek, s ezek az emelımozgások váltják ki a felhı- és csapadékképzıdést, ezért a felhı- és csapadékzóna viszonylag keskenyebb sávra korlátozódik. A gyors emelés következtében azonban a levegı erıteljes lehőlése nagy függıleges felhızetet, cumulonimbusokat hoz létre, amelybıl záporszerő csapdék hullhat, gyakran villámlás és mennydörgés kíséretében. Okklúziós front. Amikor egy gyorsan haladó hideg front utolér egy elıtte lassabban haladó meleg frontot, akkor a hideg levegı a meleg levegıt a magasba emeli .Az ilyen esetet oklúziós frontnak nevezzük. A frontok képzıdése és megszőnése. A frontok úgyanúgy, mint az ıket létrehozó légtömegek keletkeznek, átalakulnak és megszőnnek. Irodalom Bacsó N., Kakas J., Takács L. 1953: Magyarország éghajlata. OMI Hivatalos Kiadványai XVII. kötet., Budapest, 226 oldal. Bacsó N. 1959: Magyarország éghajlata. Akadémiai Kiadó, Budapest, 302 oldal. Bacsó N. 1973: Bevezetés az agrometeorológiába. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest, 330 oldal. Barry, R.G., Chorley, R..J. 1998: Atmosphere, weather and climate. Seventh edition. Routledge, London, 409 oldal. Máhr J., Varga-Haszonits Z. 1978: Az idıjárás elırejelzése és a mindennapi élet. Gondolat Kiadó, Budapest, 212 oldal.

Péczely Gy. 1979: Éghajlattan. Tankönyvkiadó, Budapest. 336 oldal. Rákóczi F. 1998: Életterünk a légkör. Mundus Magyar Egyetemi Kiadó, Budapest, 302

oldal.

A NAPSUGÁRZÁS ÉRTÉKEINEK IDİBELI INGADOZÁSAI ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

134

8. A napsugárzás értékeinek idıbeli ingadozásai

A napsugárzás szolgáltatja a légkörben lejátszódó változásokhoz és mozgásokhoz és az élet számára szükséges energiát, a talaj és a levegı felmelegítésére, a víz elpárologtatására, a levegı mozgatására szolgáló energiát, valamint a növények fotoszintetizálásához elengedhetetlen energiát. A növények által hasznosítható energia a levegın keresztül – a légkör közvetítésével – jut el hozzájuk. A levegıt alkotó gázok és a levegıben lévı különbözı anyagok jelentıs mértékben képesek szabályozni a sugárzás idıtartamát, intenzitását és összetételét. A napsugárzásnak mind az idıtartama, mind pedig az intenzitása jelentıs az élet szempontjából. Természetesen fontos a napsugárzás összetétele is. A napsugárzásban lévı rövidhullámú (ultraibolya) sugarakat, amelyek az élet szempontjából károsak, a légkörben lévı molekuláris nitrogén és oxigén, valamint az ózon kiszőri. A földfelszín hımérséklete által meghatározott hosszúhullámú sugárzást pedig a légkörben lévı vízgız és szén-dioxid nagy mértékben visszatartja, emelve ezzel a felszínközeli hımérsékletet (üvegházhatás), ami az élet szempontjából kedvezı hımérsékleti intervallum kialakítása miatt fontos. A káros rövidhullámú sugárzástól védı úgynevezett „ózonpajzs” és a hosszúhullámú kisugárzást visszatartó, s a felszíni középhımérsékletet emelı „hıpaplan” között van egy ablak, amelyen a fotoszintézis számára szükséges energia zavartalanul beáramlik.

8.1 A napból érkezı sugárzás A Nap a hozzánk legközelebb esı csillag. A Napnak mintegy 80 %–a hidrogén, közel 20 %–a hélium, s elenyészı mennyiségben tartalmaz még nátriumot, káliumot és vasat. A Nap gáz halmazállapotú, amely plazma állapotban van (plazmának nevezzük az elektromos áramot jól vezetı folyadékokat és gázokat). Sugara 696.500 km, vagyis átmérıje mintegy 1,4 millió km (kb. 110 földátmérı hosszúságú), tömege 2⋅1033 g (ami hozzávetılegesen 330 ezerszer nagyobb, mint a Földé), átlagos sőrősége 1,41 g/cm3 (a Föld sőrőségének mintegy egynegyede). A belsejében uralkodó hımérséklet 10–20 millió Kelvin fok, felszíni hımérséklete megközelítıleg 5800 Kelvin fok (Gábris et al. 1998). A Napból történı sugárzás folyamata. A Nap felszínétıl a belseje felé haladva a sőrőség folyamatosan növekszik, s belsejében eléri a 70 g/cm3 értéket. A felszíntıl a belsı mag felé haladva a nyomás és a hımérséklet is rohamosan növekszik. A Nap belsejében uralkodó speciális fizikai


135

körülmények között (nagy nyomás, magas hımérséklet) négyhidrogén atom magfúzió (egyesülés) révén átlakul egy héliumatommá. Mivel négy hidrogénatom 0,03 atomsúly egységgel nagyobb tömegő, mint a keletkezett egy héliumatom, a tömegfelesleg energiává, elsısorban hıenergiává alakul. A Nap másodpercenként annyi (mintegy 3,8⋅1026 Joule) energiát bocsát ki, aminek fedezésére 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 egymilliárd év alatt (109–nel szorozva): 1,8921⋅1022⋅109 = 1,8921⋅1031 g/milliárd év. Ennyi tehát a Nap kisugárzás miatti hidrogén vesztesége egymilliárd év alatt. Mivel a Nap teljes tömege 2⋅1033 g, kiszámíthatjuk, hogy az egymilliárd év alatti veszteség ennek hány százaléka:

1 8921 10

2 10100 0 94605

31

33

,,

⋅

⋅⋅ = %

A napsugárzás fedezésére szolgáló hidrogénveszteség tehát egymilliárd év alatt megközelítıleg 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 több, mint 5 milliárd évig képesek változatlan szinten fedezni az energiatermelést. A napsugárzás mennyisége. 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 T= σ 4 (8.1) ahol σ a Stefan–Boltzman állandó (5,673⋅10-8 J⋅m-2⋅s-1⋅K-4), T pedig a hımérséklet Kelvin fokokban megadott értéke. Az I mértékegysége Wּm-2. A Nap kisugárzó felszínének hımérsékletét 5760 Kelvin foknak véve azt kapjuk, hogy

248 mW73,725.445.62576010673.5I −− ⋅=⋅⋅=

A Nap felszínének egy négyzetméterérıl tehát több, mint 62 millió W energia távozik másodpercenként. Ha ezt az értéket megszorozzuk a Nap


136

teljes gömbfelületének nagyságával, akkor megkapjuk, hogy a Nap teljes felületérıl mennyi sugárzás távozik másodpercenként. Tehát

226

482842NAP

mW10804824226,3

5760)1067,5(14,3)10965,6(4TR4I−

−

⋅⋅=

=⋅⋅⋅⋅⋅⋅=σ⋅π=

azaz 3,8ּ1026 Wּm-2 mennyiségő energia távozik a Napból másodpercenként. A Napból a sugárzás a bolygóközi tér minden irányában egyforma intenzitással terjed. A közepes Nap–Föld távolság (d): 1,496.1011 m. Egy ilyen sugarú gömb, melynek a középpontjában áll a Nap, felszínének a nagysága (GF):

232112 1081,2)10496,1(14,34d4GF ⋅=⋅⋅⋅=π= m2

A Földet a Napból érkezı 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 (FF):

14262 101,5)10371,6(14,34r4FF ⋅=⋅⋅⋅=π= m2 Ez a Föld teljes felülete. Ennek azonban mindig csak a fele (2,55⋅1014 m2) az, amely a napsugárzás irányába fordul. Ismerve mind a két adatot, meghatározhatjuk a kettı arányát:

923

14

109,01081,2

1055,2

GF

FF −⋅=⋅

⋅=

Vagyis a Napból kibocsátott sugárzásnak mindössze megközelítıleg egymilliárdod része az, amely a légkör felsı határára érkezik (Campbell 1977). A légkör felsı határára érkezı sugárzásmennyiség. A Föld egy ellipszis alakú pályán kering a Nap körül. Emiatt a Földnek a Naptól való távolsága az év folyamán változik. Ennek a pályának a legközelebbi pontja 147,1 millió kilométerre, a legtávolabbi pontja pedig 152,1 millió kilométerre van a Naptól. A Föld az északi félteke telén van napközelben, nyarán pedig naptávolban. A közepes naptávolság 149,6 millió kilométer. Meghatározható természetesen az is, hogy közepes naptávolság (1,496.1011 m) esetén mekkora sugárzásmennyiség érkezik a légkör felsı


137

határára. Ez az érték, amint a 2. fejezetben láttuk, megfelel a napállandónak (1353 W·m-2). S ez a mennyiség megközelítıleg egy milliárdod része a Napból kisugárzott energiamennyiségnek. Ugyanis ha a Föld Nap felé fordított fele területének a nagyságát, a 2,55ּ1014 m-2-t megszorozzuk az egységnyi területre esı sugárzásmennyiséggel (a napállandónak megfelelı 1353 Wּm-2 értékkel), akkor azt kapjuk, hogy a Föld megvilágított felére 3,450150000ּ1017 Wּm-2 energia érkezik. A Nap egész felületén kilépı energiamennyiség pedig 3,804824226ּ1026 Wּm-2 vagyis a kettı aránya:

9

26

17

48*28!2

02

109,010804824226,3

10450150000,3

))576010673.5()10965.6(14.34(2

)135314.34(

TR42

)Sr4(

−⋅=⋅

⋅=

=⋅⋅⋅⋅⋅⋅

⋅⋅

=σ⋅π

⋅π

Ez az érték megfelel a Campbell (1977) által megállapított megközelítıleg egy milliárdod résznek. Ezt azért kell hangsúlyozni, mert egyes szerzıknél csupán két milliárdod rész szerepel, de ez a tévedés feltehetıen abból ered, hogy ık nem csak a Föld megvilágított felével, hanem valószínőleg a Föld egész felületével számoltak.

8.2 Napfénytartam Csillagászatilag lehetséges napfénytartam

Az az energiamennyiség, amely a napsugárzásból egy adott idıtartam alatt a földfelszín egységnyi területére jut, csillagászati és légköri tényezık függvénye. A csillagászati tényezık a napsugárzás mennyiségének földgömbi eloszlását nagy mértékben meghatározzák, ezért a csillagászatilag lehetséges napfénytartam (a nappal hossza) és a maximáis globálsugárzás segítségükkel kellı pontosságal kiszámítható. A légköri tényezık lényegében a csillagászatilag lehetséges sugárzás idıtartamának és mennyiségének értékeit módosítják, hatásuk nehezebben megfogható, ezért a földfelszínre ténylegesen leérkezı sugárzás mennyisége csak jó közelítéssel számítható. A nappal hosszának meghatározása. Amennyiben a leérkezı sugárzásmennyiséget nem idıegységre, hanem arra az idıtartamra szeretnénk meghatározni, amelynek folyamán a sugárzást felfogó felszín ki van téve a sugárzásnak, akkor ismernünk kell a napkelte és napnyugta idıpontját. A napkeltétıl a napnyugtáig tartó idıszak – a nappal hossza (csillagászatilag lehetséges napfénytartam) – nem állandó, hanem az év folyamán változik. A


138

nappalok és éjszakák váltakozása a Föld tengelykörüli forgásának a következménye. A nappalok és éjszakák hosszának szélességi körönkénti és az év napjai szerinti változásait pedig a Föld Nap körüli keringése és forgástengelyének a keringés síkjával bezárt szöge okozza.

8.1 ábra. A Földre érkezı sugárzás A Nap a közel gömbalakú Föld felszínének feléje fordított felét világítja meg. A megvilágított terület középpontja az a pont, amely felett a Nap zenitben delel. A megvilágított területet határoló kört terminátorvonalnak nevezzük. A terminátorvonal síkjának a Föld forgástengelyével bezárt szöge egyenlı a Nap deklinációjával. A terminátorvonal síkjának a szélességi körökhöz viszonyított helyzete, s ezzel együtt a Nap deklinációja napról-napra változik. Emiatt a nappal hossza az adott hely földrajzi szélességétıl és a Nap deklinációjától függ (8.1 ábra). A nappal hosszát a gömbháromszögtan cosinus tétele segítségével határozhatjuk meg, amely szerint ω⋅δ⋅ϕ+δ⋅ϕ= coscoscossinsinzcos (8.2) vagy ω⋅δ⋅ϕ+δ⋅ϕ= coscoscossinsinhsin (8.3) Ismeretes, hogy a napmagasság szöge (h) és a zenitszög (z) 90 fokra egészítik ki egymást. Mivel az adott megfigyelıhelyen a ϕ értéke konstans, s


139

egy adott nap folyamán δ is állandónak tekinthetı, a nappal hosszát akár az (8.2) akár a (8.3) összefüggés alapján számíthatjuk. Napkeltekor és napnyugtakor, amikor a magassági szög nulla (h = 00), a zenitszög pedig 90 fok (z = 900), akkor cos z és sin h egyenlı nullával. Ezeket az értékeket az (8.2) vagy (8.3) egyenletbe helyettesítve, az óraszögre azt kapjuk, hogy

δ⋅ϕ−=δ⋅ϕ

δ⋅ϕ−=ω tgtg

coscos

sinsincos 0 (8.4)

Az éppen kelı vagy nyugvó, azaz a horizontban lévı Naphoz tartozó óraszög jele ω0. A (8.4) formula alapján az óraszög értéke kiszámítható, mivel a ϕ értékek általában ismeretesek, a δ értékei pedig a csillagászati évkönyvekbıl kivehetık. Amennyiben ez utóbbi – valamilyen oknál fogva – nem áll a rendelkezésünkre, akkor a Spencer-formulát lehet használni, amely a következı formában van megadva (Paltridge és Platt 1976; Bencze et al. 1982):

u3sin001480,0u3cos002697,0

u2sin000907,0u2cos002697,0

usin070257,0ucos399912,0006918,0

⋅+⋅−

⋅+⋅−

−⋅+⋅−=δ

(8.5)

ahol az u értékét a következı összefüggés adja meg:

kn365

2u ⋅

π= (8.6)

ahol nk az év k-adik napja, ha a január 1-et nullának, december 31-et pedig 364-nek vesszük. Mivel ω0 a délkörre szimmetrikus, vagyis ugyanannyi idı telik el napkeltétıl délig, mint déltıl napnyugtáig, a nappal hossza óraszögben kifejezve éppen 2ω0. Ha ezt az értéket óraegységekben akarjuk megadni, akkor abból kell kiindulnunk, hogy egy nap idıtartama: 24 óra (τ=24) alatt a Nap egy teljes kört ír le (2π=360 fok), ezért a napkeltétıl a napnyugtáig eltelt idı (t):

00 180

242

2t ω⋅=ω⋅

π

τ= (8.7)


140

Az Egyenlítın például, ahol ϕ = 0 fok, az ω = π/2 = 90 fok, s a nappalok hossza 12 óra. Nyáron az Egyenlítıtıl észak felé haladva, amikor δ > 0, a cos ω negatív lesz és értéke növekszik, s ω > π/2 esetén a nappalok egyre hosszabbak lesznek. A nyári napforduló idején (június 22-én), amikor δ = 23027’ a 66033’ északi szélességen (az északi sarkkörön) a cos ω = -1, azaz ω = 1800 és a Nap nem nyugszik le.

8.1 táblázat. Csillagászatilag lehetséges napfénytartam – 46. szélességi kör (óra)

E szélességi körtıl északra a Nap addig nem nyugszik le, amíg a következı egyenlıtlenség teljesül:

ϕ−δϕ

δ 090vagytg

1tg ff (8.8)

Ehhez hasonlóan a δ < 900 – ϕ esetén sarki éjszaka van.

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

1 8,5 9,5 10,9 12,6 14,1 15,3 15,5 14,7 13,2 11,6 10,0 8,8 2 8,5 9,5 11,0 12,6 14,2 15,3 15,5 14,6 13,1 11,5 9,9 8,7 3 8,5 9,6 11,0 12,7 14,2 15,3 15,5 14,3 13,1 11,5 9,9 8,7 4 8,6 9,6 11,1 12,7 14,3 15,4 15,5 14,5 13,0 11,4 9,8 8,7 5 8,6 9,7 11,1 12,8 14,3 15,4 15,5 14,5 13,0 11,4 9,8 8,7 6 8,6 9,7 11,2 12,9 14,4 15,4 15,4 14,4 12,9 11,3 9,7 8,6 7 8,6 9,8 11,2 12,9 14,4 15,4 15,4 14,4 12,9 11,3 9,7 8,6 8 8,6 9,8 11,3 13,0 14,4 15,4 15,4 14,4 12,8 11,2 9,6 8,6 9 8,7 9,9 11,3 13,0 14,5 15,5 15,4 14,3 12,8 11,2 9,6 8,6

10 8,7 9,9 11,4 13,1 14,5 15,5 15,4 14,3 12,7 11,1 9,5 8,6 11 8,7 10,0 11,4 13,1 14,6 15,5 15,3 14,2 12,7 11,1 9,5 8,5 12 8,7 10,0 11,5 13,2 14,6 15,5 15,3 14,2 12,6 11,0 9,5 8,5 13 8,8 10,1 11,6 13,2 14,7 15,5 15,3 14,1 12,6 11,0 9,4 8,5 14 8,8 10,1 11,6 13,3 14,7 15,5 15,3 14,1 12,5 10,9 9,4 8,5 15 8,8 10,2 11,7 13,3 14,7 15,5 15,2 14,0 12,5 10,9 9,3 8,5 16 8,9 10,2 11,7 13,4 14,8 15,5 15,2 14,0 12,4 10,8 9,3 8,5 17 8,9 10,3 11,8 13,4 14,8 15,5 15,2 13,9 12,4 10,7 9,2 8,5 18 8,9 10,3 11,8 13,5 14,8 15,5 15,2 13,9 12,3 10,7 9,2 8,5 19 9,0 10,4 11,9 13,5 14,9 15,6 15,1 13,8 12,2 10,6 9,2 8,5 20 9,0 10,4 11,9 13,6 14,9 15,6 15,1 13,8 12,2 10,6 9,1 8,4 21 9,0 10,5 12,0 13,6 15,0 15,6 15,1 13,8 12,1 10,5 9,1 8,4 22 9,1 10,5 12,0 13,7 15,0 15,6 15,0 13,7 12,1 10,5 9,1 8,4 23 9,1 10,6 12,1 13,7 15,0 15,6 15,0 13,7 12,0 10,4 9,0 8,4 24 9,1 10,6 12,2 13,8 15,1 15,6 15,0 13,6 12,0 10,4 9,0 8,4 25 9,2 10,7 12,2 13,8 15,1 15,6 14,9 13,6 11,9 10,3 8,9 8,5 26 9,2 10,7 12,3 13,9 15,1 15,5 14,9 13,5 11,9 10,3 8,9 8,5 27 9,3 10,8 12,3 13,9 15,2 15,5 14,9 13,5 11,8 10,2 8,9 8,5 28 9,3 10,8 12,4 14,0 15,2 15,5 14,8 14,8 13,4 11,8 10,2 8,8 29 9,4 - 12,4 14,0 15,2 15,5 14,8 13,4 11,7 10,1 8,8 8,5 30 9,4 - 12,5 14,1 15,2 15,5 14,7 13,3 11,7 10,1 8,8 8,5 31 9,4 - 12,5 - 15,3 - 14,7 13,2 - 10,0 - 8,5


141


1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

1 8,4 9,4 10,9 12,6 14,2 15,4 15,6 14,8 13,2 11,6 9,9 8,6 2 8,4 9,4 10,9 12,7 14,2 15,4 15,6 14,7 13,2 11,5 9,9 8,6 3 8,4 9,5 11,0 12,7 14,3 15,5 15,6 14,4 13,1 11,5 9,8 8,6 4 8,4 9,5 11,0 12,8 14,3 15,5 15,6 14,6 13,1 11,4 9,8 8,6 5 8,4 9,6 11,1 12,8 14,4 15,5 15,6 14,6 13,0 11,4 9,7 8,5 6 8,5 9,6 11,1 12,9 14,4 15,5 15,6 14,5 13,0 11,3 9,7 8,5 7 8,5 9,7 11,2 12,9 14,5 15,6 15,6 14,5 12,9 11,3 9,6 8,5 8 8,5 9,7 11,3 13,0 14,5 15,6 15,5 14,4 12,9 11,2 9,6 8,5 9 8,5 9,8 11,3 13,1 14,6 15,6 15,5 14,4 12,8 11,1 9,5 8,4

10 8,6 9,8 11,4 13,1 14,6 15,6 15,5 14,4 12,8 11,1 9,5 8,4 11 8,6 9,9 11,4 13,2 14,7 15,6 15,5 14,3 12,7 11,0 9,4 8,4 12 8,6 9,9 11,5 13,2 14,7 15,6 15,4 14,3 12,6 11,0 9,4 8,4 13 8,6 10, 11,5 13,3 14,7 15,6 15,4 14,2 12,6 10,9 9,3 8,4 14 8,7 10,0 11,6 13,3 14,8 15,7 15,4 14,2 12,5 10,9 9,3 8,4 15 8,7 10,1 11,7 13,4 14,8 15,7 15,4 14,1 12,5 10,8 9,2 8,3 16 8,7 10,1 11,7 13,4 14,9 15,7 15,3 14,1 12,4 10,8 9,2 8,3 17 8,8 10,2 11,8 13,5 14,9 15,7 15,3 14,0 12,4 10,7 9,1 8,3 18 8,8 10,3 11,8 13,5 15,0 15,7 15,3 14,0 12,3 10,6 9,1 8,3 19 8,8 10,3 11,9 13,6 15,0 15,7 15,2 13,9 12,3 10,6 9,1 8,3 20 8,9 10,4 11,9 13,6 15,0 15,7 15,2 13,9 12,2 10,5 9,0 8,3 21 8,9 10,4 12,0 13,7 15,1 15,7 15,2 13,8 12,1 10,5 9,0 8,3 22 9,0 10,5 12,0 13,7 15,1 15,7 15,1 13,8 12,1 10,4 8,9 8,3 23 9,0 10,5 12,1 13,8 15,1 15,7 15,1 13,7 12,0 10,4 8,9 8,3 24 9,0 10,6 12,2 13,8 15,2 15,7 15,1 13,7 12,0 10,3 8,9 8,3 25 9,1 10,6 12,2 13,9 15,2 15,7 15,0 13,6 11,9 10,3 8,8 8,3 26 9,1 10,7 12,3 14,0 15,2 15,7 15,0 13,6 11,9 10,2 8,8 8,3 27 9,2 10,8 12,3 14,0 15,3 15,7 15,0 13,5 11,8 10,2 8,8 8,3 28 9,2 10,8 12,4 14,1 15,3 15,7 14,9 13,5 11,8 10,1 8,7 8,3 29 9,3 - 12,4 14,1 15,3 15,7 14,9 13,4 11,7 10,1 8,7 8,3 30 9,3 - 12,5 14,2 15,4 15,7 14,8 13,3 11,6 10,0 8,7 8,4 31 9,3 - 12,6 - 15,4 - 14,8 13,3 - 10,0 - 8,4

Hazánk területén a 46., 47. és 48. szélességi körök haladnak keresztül. Ezekre vonatkozóan az év minden napjára kiszámítottuk a nappalok hosszát (a csillagászatilag lehetséges napfénytartamot). Láthatók az adatokból (8.1, 8.2 és 8.3 táblázat) a nappalok hosszának évi változásai, s az is megállapítható, hogy hazánk kis területi kiterjedése következtében az egyes szélességi körök adatai között nincsenek jelentıs különbségek. Tényleges napfénytartam Amennyiben nem lenne légkör, akkor a Föld felszínén a közvetlen napsugárzás a napkelte és a napnyugta közötti idıszakban folyamatosan érzékelhetı lenne. Ez az idıszak adja a csillagászatilag lehetséges napfénytartamot. A légkört alkotó összetevık azonban akadályt jelentenek a közvetlen sugárzás útjában. Különösen a légkörben található víz (vízgız, felhızet) és a szilárd anyagok (aeroszolok) akadályozzák a napsugárzást


142

abban, hogy elérjék a felszínt. Azt az idıszakot, amelynek során a földfelszínen a közvetlen napsugárzás mérhetı, tényleges napfénytartamnak nevezzük. A napfénytartam hosszát a napsütéses órák számával adjuk meg. A napi napsütés idıtartamát rendszerint tized órákban, a napnál hosszabb idıszakok esetében pedig egész órákban adjuk meg.


1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

1 8,2 9,3 10,8 12,6 14,3 15,5 15,8 14,9 13,3 11,6 9,8 8,5 2 8,3 9,3 10,9 12,7 14,3 15,6 15,8 14,8 13,2 11,5 9,8 8,5 3 8,3 9,4 10,9 12,7 14,4 15,6 15,8 14,5 13,2 11,5 9,7 8,4 4 8,3 9,4 11,0 12,8 14,4 15,6 15,7 14,7 13,1 11,4 9,7 8,4 5 8,3 9,5 11,1 12,9 14,5 15,6 15,7 14,7 13,1 11,3 9,6 8,4 6 8,3 9,5 11,1 12,9 14,5 15,7 15,7 14,6 13,0 11,3 9,6 8,4 7 8,4 9,6 11,2 13,0 14,6 15,7 15,7 14,6 12,9 11,2 9,5 8,3 8 8,4 9,6 11,2 13,0 14,6 15,7 15,7 14,5 12,9 11,2 9,5 8,3 9 8,4 9,7 11,3 13,1 14,7 15,7 15,6 14,5 12,8 11,1 9,4 8,3

10 8,4 9,8 11,3 13,1 14,7 15,7 15,6 14,4 12,8 11,1 9,4 8,3 11 8,5 9,8 11,4 13,2 14,8 15,8 15,6 14,4 12,7 11,0 9,3 8,3 12 8,5 9,9 11,5 13,3 14,8 15,8 15,6 14,3 12,7 10,9 9,3 8,2 13 8,5 9,9 11,5 13,3 14,9 15,8 15,5 14,3 12,6 10,9 9,2 8,2 14 8,6 10,0 11,6 13,4 14,9 15,8 15,5 14,2 12,6 10,8 9,2 8,2 15 8,6 10,0 11,6 13,4 14,9 15,8 15,5 14,2 12,5 10,8 9,1 8,2 16 8,6 10,1 11,7 13,5 15,0 15,8 15,5 14,1 12,4 10,7 9,1 8,2 17 8,7 10,1 11,8 13,5 15,0 15,8 15,4 14,1 12,4 10,7 9,0 8,2 18 8,7 10,2 11,8 13,6 15,1 15,8 15,4 14,0 12,3 10,6 9,0 8,2 19 8,7 10,2 11,9 13,6 15,1 15,8 15,4 14,0 12,3 10,5 8,9 8,2 20 8,8 10,3 11,9 13,7 15,1 15,8 15,3 13,9 12,2 10,5 8,9 8,2 21 8,8 10,4 12,0 13,8 15,2 15,8 15,3 13,9 12,2 10,4 8,9 8,2 22 8,8 10,4 12,0 13,8 15,2 15,8 15,3 13,8 12,1 10,4 8,8 8,2 23 8,9 10,5 12,1 13,9 15,3 15,8 15,2 13,8 12,0 10,3 8,8 8,2 24 8,9 10,5 12,2 13,9 15,3 15,8 15,2 13,7 12,0 10,3 8,7 8,2 25 9,0 10,6 12,2 14,0 15,3 15,8 15,1 13,7 11,9 10,2 8,7 8,2 26 9,0 10,6 12,3 14,0 15,4 15,8 15,1 13,6 11,9 10,2 8,7 8,2 27 9,1 10,7 12,3 14,1 15,4 15,8 15,1 13,6 11,8 10,1 8,6 8,2 28 9,1 10,8 12,4 14,1 15,4 15,8 15,0 13,5 11,7 10,0 8,6 8,2 29 9,2 0,0 12,5 14,2 15,5 15,8 15,0 13,5 11,7 10,0 8,6 8,2 30 9,2 0,0 12,5 14,2 15,5 15,8 14,9 13,4 11,6 9,9 8,5 8,2 31 9,2 0,0 12,6 0,0 15,5 0,0 14,9 13,3 0,0 9,9 0,0 8,2

Évi napfénytartam-összegek. A napkelte és a napnyugta közötti idıszak alatti, csillagászatilag lehetséges napfénytartam évi összegei hazánkban 4402-4403 órát tesznek ki (Varga-Haszonits et al. 2002). Ennyi lehetne maximálisan a napsütéses órák száma. Ebbıl azonban a szürkelet idıszaka és a borult idıszak alatt csak a szórt sugárzás hatása érvényesül, a direkt napsütés értéke nem mérhetı. Emiatt a tényleges napsütéses órák átlagos mennyisége kevesebb, mint a fele ennek az értéknek.


143

Az 1911-2000 közötti idıszak 30 évenkénti átlagai. Hosszabb napfénytartam adatsorokkal csak Budapesten rendelkezünk. Itt 1907 óta folynak napfénytartam mérések. Azért, hogy a vizsgálatban az éghajlatkutatásban szokásos módon teljes évtizedek álljanak rendelkezésre, az 1911-2000 közötti idıszakot elemeztük. A 8.4 táblázat tartalmazza az 1911-2000 közötti idıszak budapesti havi napfénytartam adatainak 10 év eltolódással számított 30 évi átlagait. Látható, hogy a 30 évi átlagokban is jelentıs változások lehetnek. A vizsgált idıszakban az évi összeg legkisebb 30 évi átlaga 1921 óra volt, míg a legnagyobb 2095 óra.

8.4 táblázat. A havi napfénytartam összegek 30 évi átlagainak ingadozásai

A havi összegek 30 évi átlagai között is jelentıs különbségek lehetnek. Januárban a legkisebb és legnagyobb 30 évi átlag között 10 óra a különbség, februárban közel 20 óra, márciusban pedig több, mint 20 óra. Áprilisban a különbség 15 órára esik vissza, de májusban már újra növekszik és meghaladja a 30 órát. Májustól augusztusig a különbség mindegyik hónapban 30 óra felett van. A legnagyobb júliusban, ekkor 46 óra. Szeptemberben és októberban 20 és 30 óra között van. Novemberben és decemberben 15 óra alá csökken. Az 1911-2000 közötti idıszak. A 90 évi adatsor azt mutatja, hogy a legkisebb évi napfénytartam-összeg 1912-ben fordult elı. Ekkor mindössze

Állomás

Jan

uár

Feb

ruár

Már

cius

Ápr

ilis

Máj

us

Jún

ius

Júl

ius

Aug

uszt

us

Sze

ptem

ber

Okt

óber

Nov

embe

r

Dec

embe

r

Év

1911-1940 55 87 136 185 261 278 304 268 195 131 70 38 20071921-1950 58 87 147 194 262 283 320 285 208 143 66 42 20951931-1960 59 85 140 196 250 275 310 283 213 145 60 43 20571941-1970 57 79 136 192 241 262 293 279 211 158 57 42 20061951-1980 53 78 135 181 232 251 274 262 200 154 58 44 19211961-1990 55 84 137 182 230 248 274 255 197 157 67 48 19351971-2000 63 97 145 186 241 252 275 263 192 147 71 52 1983

Maximum: 63 97 147 196 262 283 320 285 213 158 71 52 2095Átlag: 57 85 139 188 245 264 293 271 202 148 64 44 2001Minimum: 53 78 135 181 230 248 274 255 192 131 57 38 1921

Budapesti napfénytartam összegek


144

1533 napsütéses óra volt egész évben. A legtöbb napsütéses óra 1931-ben volt, ekkor 2300 órán át sütött a nap. A legkisebb és a legnagyobb évi napfénytartam-összeg közötti különbség majdnem eléri a 800 órát. A 90 évi átlagérték 1999 óra. A 90 évbıl összesen 13 évben volt 2200 óra vagy annál több napsütés. Meg kell említeni, hogy 1928 és 1932 között a napfénytartam összege minden évben meghaladta a 2200 órát. Ez az 5 éves idıtartam volt a 90 éves periódus legnapsütésebb idıszaka. A fennmaradó 7 év: 1935, 1943, 1946, 1949, 1967, 1997 és 2000 volt. Érdekes, hogy a 2200 napsütéses óra feletti évek mind a legnapsütésesebb 5 év után következtek be. Ugyanakkor 1600 óránál kevesebb napsütés csak 2 évben volt. Az egyik 1912-ben, a már említett 90 évi minimummal, a másik pedig 1970-ben (1557 óra).

Budapest

1907-2000

-600

-500

-400

-300

-200

-100

0

100

200

300

400

1900 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000

Évek

Kö

zép

érté

ktõ

l vet

t el

téré

sek

(óra

)

8.2 ábra. Budapest évi napfénytartam összegeinek ingadozásai (1907-2000) Az évi napfénytartam-összegek gyakorisági eloszlása azt mutatja, hogy a magasabb értékek fordulnak elı gyakrabban. A 90 évbıl mindössze 5 olyan év volt, amikor 1700 óra alatt volt a napsütéses órák összege. Leggyakoribbak tehát az 1700 és 2300 óra közötti évi összegek. A magasabb gyakorisági értékkel a 2000 óránál nagyobb napsütéső évek fordultak elı. Egyik évrıl a másikra is jelentıs változások voltak észlelhetık, amint az 8.2 ábrán látható. A 20. században három változási tendencia volt megfigyelhetı. A század elsı évtizedeiben emelkedett az évi napsütéses órák száma egészen az 1930-as évek közepéig. Innen fokozatos csökkenést


145

lehetett megfigyelni az 1970-es évek közepéig. Ettıl kezdve ismét az emelkedés volt jellemzı a század végéig. Jól látható a 8.2 ábrán, hogy a napsütésben leggazdagabb idıszak az 1920-as évek vége és az 1950-es évek eleje között található. Napsütésben szegény idıszak kettı is volt, az egyik a 20. század elsı évtizedében, a másik pedig 1970 és 1980 között. Bár hazánkban már a 20. század elején megkezdıdtek a sugárzásmérések (Major 1976), homogénnek tekinthetı hosszú sorozatok már csak a mőszerek folyamatos korszerősítése miatt sem állhatnak rendelkezésre. Tudjuk azonban, hogy a napfénytartam és a sugárzás adatok között szoros összefüggés van. Ezért ésszerőnek látszik feltételezni azt, hogy a globálsugárzás értékei hasonló évi változékonysági tendenciákat mutatnak. Mivel a sugárzás alakítja a léghımérsékletet, amint látni fogjuk, ezek a tendenciák a léghımérséklet évi ingadozásaiban is kimutathatók.

8.3 ábra. Az évi napfénytartam eloszlása Magyarországon

Az 1951-2000 közötti idıszak. Az 1951-1990 közötti 40 évi átlagokat egy korábbi monográfiában már közzétettük (Varga-Haszonits et al. 2002). A közölt adatok a 19 referencia állomásra vonatkoznak.. A 40 évi átlagok alapján a legalacsonyabb átlagos évi összeggel Miskolc rendelkezik (1790 óra), s azután a Délnyugat-Dunántúl következik (Szombathely 1846 óra, Kaposvár 1916 óra, Zalaegerszeg 1958 óra). A legtöbb napsütéses óra az ország középsı és déli területeire jellemzı (Kecskemét 2078 óra, Pécs 2070 óra, Szeged 2069 óra). A két terület között egy átmeneti zóna található,


146

amelynek értékei a két említett terület között közbülsı helyet foglalnak el (8.3 ábra).

8.5 táblázat. A napfénytartam évszakonkénti összegei (1951-90)

Ez az eloszlás lényegében jól egyezik a Major (1976) által megadott területi eloszlással. A Bacsó (1959) által a 20. század elsı 50 évére megadott átlagok is nagy vonalakban ezt az eloszlást mutatják. Azt kell mondanunk tehát, hogy a 20. század folyamán hazánkban a napfénytartam évi összegeinek eloszlásában nem történt jelentıs változás. Évszakos napfénytartam-összegek. Az 1951-1990 közötti 40 év évszakos adatait a 8.5 táblázat tartalmazza. Látható a táblázatból, hogy a tavaszi napsütéses órák száma jóval meghaladja az ıszi napsütéses órák számát. Ez részben azzal is magyarázható, hogy tavasszal hosszabbak a nappalok, mint ısszel, ezenkívül a három tavaszi hónap 1 nappal hosszabb is, mint a három ıszi hónap. A legtöbb napsütéses óra természetesen nyáron

Állomás Tavasz Nyár İsz TélGyır 560 759 401 188Szombathely 534 718 391 203Zalaegerszeg 554 778 419 207Kaposvár 533 777 412 194Pápa 556 773 416 203Tatabánya 557 776 410 198Martonvásár 562 791 416 191Iregszemcse 551 784 406 186Pécs 568 832 450 221Kecskemét 581 831 460 206Budapest 548 786 421 186Szolnok 576 824 447 195Szeged 567 831 465 205Békéscsaba 560 818 447 195Debrecen 576 809 437 183Nyíregyháza 564 781 413 172Miskolc 533 729 379 151Kompolt 558 774 422 186Balassagyarmat 539 747 400 182

Napsütéses órák száma


147

van. A nyári hónapok bármelyikében több napsütéses óra fordul elı, mint egész télen. Télen van tehát a legkevesebb napsütéses óra. Az évszakos értékek esetében a Bacsó (1959) közölt 1901-1950 közötti 50 év adatait összehasonlítottuk az 1951-2000 közötti 50 év adataival. A rendelkezésre álló állomások alapján azt látjuk, hogy tavasszal és nyáron csökkent a napsütéses órák száma, míg ısszel növekedett. Általában az elıbbi jellemzı a télre is, akkor azonban nem mindenütt csökkent a napfényes órák száma.

8.4 ábra. A napfénytartam évi menete

Havi napfénytartam-összegek. A csillagászatilag lehetséges napsütéses idıszakok és a nap sötét idıszakai szabályos ritmusban követik egymást. A világos és sötét idıszakok hossza azonban az év folyamán a Föld Nap körüli keringésének és tengelye körüli forgásának következtében folytonosan változik. A 8.4 ábrán a 90 évi adatsor havi adatai alapján láthatjuk a napfénytartam évi menetét. Az ábrán az átlagértékek mellett a maximum és minimum értékek is fel vannak tüntetve. A napfénytartam havi értékeinek ingadozása a nyári hónapokban a legnagyobb, s a téli hónapokban a legkisebb. Kiemelhetık még az ıszi hónapok alacsony minimum értékei.

Budapest1911-2000

0

50

100

150

200

250

300

350

400

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Hónapok

Nap

fény

tart

am (

óra)

Minimum

Átlag

Maximum


148

Az évi menet szempontjából elıször Budapest 90 évi havi átlagait elemezzük. A napfénytartam legkisebb havi értékei a legrövidebb nappalok idejére, decemberre esnek. A napfénytartam minimumának tehát alapvetıen csillagászati okai vannak. Meg kell azonban említeni, hogy december a legborultabb hónapjainak egyike, emellett gyakori a párásság és a köd is, így a kevés napsütésnek még meteorológiai okai is vannak. Decembertıl a nappalok hosszabbodásával fokozatosan növekszik a napsütéses órák száma is. Márciusban a napfénytartam átlagértékei már meghaladják a havi 100 órát, májusban pedig már a 200 órát is. A júniusi csapadékmaximum nagyobb borultsággal jár együtt, ezért a napsütéses órák maximuma nem a leghosszabb nappalok idején, júniusban van, hanem a derültebb és egy nappal hosszabb júliusban, amikor a még mindig jelentıs havi csapadékmennyiség inkább záporok formájában hull le. A rövidebb ideig tartó borultsággal hirtelen lezúduló nagyobb csapadékmennyiség után rendszerint hosszabb napsütéses idıszak következik. A három nyári hónapban átlagban 250-300 óra napsütéssel lehet számolni. Szeptemberre azonban már 200 alá csökken a napsütéses órák száma. Szeptember-október hónapokban még mindig jóval 100 óra fölött van a napfénytartam. Novemberben viszont – a csapadék másodmaximumával járó nagyobb borultság miatt – jelentısen 100 óra alá csökken, s így érkezünk vissza a már említett decemberi minimumhoz.

8.5 ábra. Mosonmagyaróvár átlagos napi napfénytartamai (1951-2000)

Mosonmagyaróvár1951-2000

y = 7E-09x4 - 5E-06x3 + 0,001x2 - 0,0178x + 1,8874R2 = 0,9617

0,0

2,0

4,0

6,0

8,0

10,0

12,0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

Az év napjai

Nap

süté

ses

órá

k


149

Az 1951-1990 közötti átlagértékek az ország minden megyéjében, a

kiválasztott referencia állomásokon rendelkezésre állnak. Ennek alapján a területi különbségeket is elemezni lehet, amint azt korábban már bemutattuk (Varga-Haszonits et al. 2002).

Napi napfénytartam-összegek. A 8.5 ábrán látható Mosonmagyaróvár napi adatai alapján a napfénytartam évi menete. Az évi menetnek – mint az már a havi adatok alapján is megállapítható volt – decemberben van a minimuma. Ekkor a napi átlagos napfénytartam nem éri el a 2 órát. Ebben a rövid nappalok mellett a gyakori borult idı és a köd is közrejátszik. A nappalok hosszabbodásával fokozatosan nı a napsütéses órák átlagos napi száma is. A tavaszi napéjegyenlıség után (az év 80. napja után) már átlagosan napi 5 óra napsütéssel lehet számolni. Ebben az idıszakban már a sugárzás intenzitása olyan, hogy a napi középhımérsékletek is 5 fok fölé emelkednek (amint a következı fejezetben látni fogjuk), s megkezdıdik a vegetációs periódus. A legtöbb napsütéses óra június végén, július elején várható (átlagosan több, mint napi 9 óra). Ezután megkezdıdik a napsütéses órák napi mennyiségének fokozatos csökkenése. Az ábrából jól kivehetı, hogy az ıszi csökkenés üteme közel hasonló a tavaszi emelkedés üteméhez. Október elsı dekádjában ismét 5 óra alá esik a napsütéses órák száma, végül eléri a decemberi minimumot.

8.3 Nappali borultság A napkelte és a napnyugta közötti idıszakban, amikor csillagászati szempontból napsütéses órákkal lehet számolni, a tényleges napsütés órái gyakran nem töltik ki ezt az idıszakot. Ennek meteorológiai okai vannak. Rendszerint a levegı megnövekedett vízgız- (felhızet, köd, párásság stb.) és/vagy a megnövekedett szilárd részecske tartalma (aeroszol tartalma) akadályozza azt, hogy a közvetlen napsugárzás elérje a földfelszínt. Ezért a csillagászatilag lehetséges napfénytartam napi értéke és a tényleges napfénytartam napi értéke általában nem esik egybe. A kettı közötti különbség, vagy ennek a csillagászatilag lehetséges napfénytartamhoz viszonyított aránya jól mutatja azt, hogy a meteorológiai viszonyok a nappal folyamán milyen mértékben befolyásolják a közvetlen sugárzást. A nappali borultság értékét ezért a következı formában határoztuk meg:

CS

TCSNAP H

HHB

−= (8.9)


150

ahol BNAP a nappali borultság értéke, HCS a csillagászatilag lehetséges napfénytartam, HT pedig a tényleges napfénytartam.

8.6 táblázat. A nappali borultság 40 éves átlagértékei (1951-90)

Janu

ár

Feb

ruár

Már

cius

Ápr

ilis

Máj

us

Júni

us

Júliu

s

Aug

uszt

us

Szep

tem

ber

Okt

óber

Nov

embe

r

Dec

embe

r

Év

Gyır 0.79 0.69 0.63 0.53 0.49 0.48 0.44 0.43 0.49 0.56 0.76 0.82 0.57

Szombathely 0.76 0.70 0.63 0.56 0.52 0.51 0.47 0.45 0.52 0.57 0.74 0.80 0.58

Zalaegerszeg 0.75 0.68 0.62 0.54 0.50 0.48 0.42 0.41 0.47 0.56 0.73 0.80 0.56

Kaposvár 0.78 0.71 0.63 0.56 0.52 0.49 0.41 0.40 0.47 0.57 0.75 0.81 0.56

Pápa 0.76 0.69 0.63 0.54 0.49 0.48 0.43 0.41 0.49 0.55 0.73 0.80 0.56

Tatabánya 0.77 0.71 0.64 0.54 0.48 0.47 0.43 0.42 0.49 0.56 0.74 0.81 0.56

Martonvásár 0.78 0.70 0.62 0.54 0.49 0.47 0.41 0.40 0.47 0.54 0.76 0.81 0.55

Iregszemcse 0.79 0.71 0.63 0.54 0.50 0.47 0.41 0.41 0.47 0.57 0.76 0.82 0.56

Pécs 0.75 0.67 0.61 0.53 0.48 0.44 0.37 0.37 0.44 0.51 0.72 0.78 0.53

Kecskemét 0.77 0.68 0.60 0.52 0.47 0.44 0.38 0.37 0.43 0.49 0.72 0.80 0.53

Budapest 0.79 0.71 0.63 0.55 0.50 0.47 0.42 0.40 0.46 0.53 0.76 0.82 0.56

Szolnok 0.78 0.69 0.61 0.53 0.47 0.44 0.39 0.38 0.44 0.50 0.74 0.81 0.54

Szeged 0.77 0.69 0.61 0.54 0.48 0.44 0.38 0.36 0.42 0.49 0.71 0.80 0.53

Békéscsaba 0.77 0.71 0.61 0.55 0.48 0.45 0.39 0.37 0.44 0.51 0.73 0.81 0.54

Debrecen 0.79 0.72 0.59 0.53 0.48 0.46 0.40 0.39 0.45 0.51 0.75 0.82 0.54

Nyíregyháza 0.81 0.72 0.60 0.54 0.50 0.48 0.42 0.41 0.47 0.54 0.77 0.84 0.56

Miskolc 0.84 0.74 0.64 0.56 0.51 0.52 0.46 0.44 0.51 0.59 0.79 0.86 0.59

Kompolt 0.78 0.71 0.61 0.54 0.49 0.48 0.43 0.41 0.47 0.53 0.76 0.82 0.56

Balassagyarmat 0.79 0.71 0.63 0.55 0.51 0.49 0.45 0.44 0.49 0.56 0.77 0.83 0.58

Országos átlag 0.78 0.70 0.62 0.54 0.49 0.47 0.42 0.40 0.47 0.54 0.75 0.81 0.56

A nappali borultság adatainak érzékeltetésére szokták még használni a relatív napfénytartamot is, ami a tényleges napfénytartam és a csillagászatilag lehetséges napfénytartam aránya (Bacsó et al. 1953, Bacsó 1959). Évi értékek. Az egész év folyamán 40 évi átlagban a lehetséges napsütéses órák számának mintegy 53-59%-ában volt borult idı, amikor csak a szórt sugárzás érvényesült (8.6 táblázat utolsó oszlop). A két legkevesebb napsütési (legmagasabb borultsági) érték Szombathelyre és Miskolcra volt jellemzı. Ez a két terület kapta a legkevesebb napsugárzást, az ország középsı és déli része pedig a legtöbb sugárzást (legkevesebb nappali borultságot).


151

Havi értékek. A 8.6 táblázat megerısít bennünket abban, hogy december hónap a leginkább borult és ködös a nappali órákban. Ekkor átlagosan az összes lehetséges napsütéses órának mintegy 80%-a borult, ködös és párás. A másik két téli hónapban ez az érték 70-80% között mozog. Téli hónapjainknak tehát nemcsak az a jellemzıje, hogy rövidek a nappalok, hanem még e rövid nappalok folyamán a lehetséges napsütés óráinak több, mint 70%-ára a borult, párás idı a jellemzı. A 70%-os vagy annál nagyobb értékek november, december, január és február hónapokra jellemzık. Ez az idıszak tehát az év legborultabb idıszaka. Bár a tavaszi hónapokban, mint késıbb látni fogjuk, növekszik a havi csapadékmennyiség, ami jelentıs felhızettel jár, a növekvı nappalhosszúságok miatt fokozatosan nı a napsütéses órák száma is. Ezért a borultság értékei márciusban és áprilisban meghaladják az 50%-os értéket. Május hónapban a borultság értéke még mindig 50% körül mozog. A nyári hónapok mindegyikében a borult órák száma a lehetséges napsütéses órák 50%-a alatt marad. Érdekes, hogy júniusban a leghosszabbak a nappalok, mégsem ebben a hónapban van a legtöbb napsütéses óra. Ennek két oka is van. Az egyik, hogy ebben a hónapban van a csapadékmaximum és emiatt a júniusi napsütés órák száma lényegesen elmarad a július-augusztusi értékektıl. A másik ok, hogy ebben az idıszakban több, mint 15 óra a lehetséges napsütéses órák száma; ezért az, hogy július és augusztus is egy nappal hosszabb júniusnál, jelentıs többletet jelent e két hónap számára. A legderültebb hónapunk az augusztus, de a derültség mértékét tekintve a július is alig marad el tıle. A nyár folyamán a leghosszabbak a nappalok és az említett két nyári hónapban a csapadék is rendszerint záporok formájában hull le. Vagyis rövid idı alatt nagyobb mennyiségő csapadék esik, aztán hosszabb ideig nem esik. Így a havi csapadékösszeg rövid idı alatt hullik le. Meg kell még említeni, hogy az esetek többségében szeptemberben is 50% feletti a napsütéses órák száma. Tehát a májustól szeptemberig terjedı idıszakban – amely nagy vonalakban megegyezik a 15 fok feletti hımérséklető idıszakkal – a napsütéses órák száma meghaladja a lehetséges napsütéses órák 50%-át. A másik két ıszi hónapra a napsütéses órák jelentıs mértékő csökkenése a jellemzı. Különösen igaz ez novemberre, amikor a csapadék másodmaximuma miatt megnövekedett felhızetre lehet számítani.


152

8.4 Globálsugárzás Csillagászatilag lehetséges globálsugárzás A csillagászati tényezık által meghatározott sugárzás mennyiségét legegyszerőbben úgy határozhatjuk meg, ha feltételezzük, hogy a Földet nem veszi körül légkör, s ezért a földfelszín egy adott pontján az idıegység alatt leérkezı sugárzás mennyisége kizárólag a napállandótól, a napsugarak beesési szögétıl és a nappalok hosszától függ. A napállandó a légkör felsı határán a sugárzásra merıleges felületegységre egységnyi idı alatt leérkezı sugárzás intenzitását adja meg. A napállandót közepes Nap-Föld távolságra szokták meghatározni. A csillagászati tényezık a napsugárzás földgömbi eloszlását nagymértékben meghatározzák, így a csillagászatilag lehetséges maximális globálsugárzás a segítségükkel kellı pontossággal meghatározható. A napsugárzás intenzitása változó naptávolság esetén. A napállandó értékét közepes naptávolságra határoztuk meg. A Föld azonban Nap körüli keringése során hol közelebb, hol távolabb helyezkedik el a Naptól. Ennek megfelelıen, a Naphoz közelebb nagyobb mennyiségő sugárzás érkezik hozzánk, mint nagyobb naptávolság esetén. Ez a különbség mind napközelben, mind pedig naptávolban az átlaghoz képest 3%-ot tesz ki. A számítások pontosítása érdekében azonban a naptávolság változásait is figyelembe lehet venni a következı formában:

20

0m r

rII

⋅= (8.10)

ahol Im a Napból a sugárzásra merıleges felszínre érkezı sugárzásmennyiség a tényleges naptávolság (r) esetén, I0 a napállandó (azaz a Napból a sugárzásra merıleges felszínre érkezı sugárzásmennyiség közepes naptávolság esetén), r0 a közepes naptávolság, r pedig a tényleges naptávolság. Az összefüggés meghatározható, ha a tényleges naptávolság adatai rendelkezésre állnak. Amennyiben ilyen adatokkal nem rendelkezünk, illetve ezeket az adatokat számítógépes programokba kívánjuk beépíteni, akkor a naptávolság változásait a következı formulával jó közelítéssel meghatározhatjuk (Paltridge és Platt 1976):


153

u2sin000077,0u2cos000719,0

usin001280,0ucos034221,0000110,1r

r2

0

⋅+⋅+

+⋅+⋅+=

(8.11)

Az u értéke ez esetben is megadható az (8.6) formulával. E számítások elvégzése után a (8.11) formula jobboldalán lévı mindkét mennyiséget ismerjük, tehát az Im értéke kiszámítható. Ez az összefüggés azonban – mint arra már felhívtuk a figyelmet – csak abban az esetben adja meg az idıegység alatt leérkezett sugárzás mennyiségét, ha a sugárzást felfogó felszín merıleges a beesı sugárzás irányára.

8.6 ábra. A beesési szög és az intenzitás kapcsolata

A napsugárzás intenzitása változó napmagasság esetén. A földfelszínre az esetek többségében nem merılegesen, hanem valamilyen szög alatt érkezik a sugárzás. A ferdén érkezı sugárzás azonban nagyobb felületen oszlik el, mint a merıleges felszín esetében (8.6 ábra), ezért ekkor az egységnyi felületre esı sugárzás mennyisége csökken. Mennyiségét a következıképpen határozhatjuk meg: zcosII mf ⋅= (8.12)


154

ahol If a ferdén beesı sugárzás mennyisége, a z pedig a zenitszög (a napsugaraknak a megfigyelési pontban húzott merılegessel bezárt szöge). Kifejezhetjük ezt az összefüggést a napmagasság szögével (a napsugaraknak a megfigyelıhely síkjával bezárt szögével) is: hsinII mf ⋅= (8.13) ahol h a napmagasság szöge. A csillagászatilag lehetséges globálsugárzás napi összege. A napi sugárzásmennyiségek kiszámításánál nem az idıegység alatti sugárzásmennyiségeket, hanem az egységnyi szögelfordulás alatti mennyiségeket összegezzük. A (8.12) és (8.13) formulákban az If érték az idıegység alatt leérkezı sugárzásmennyiségeket adja meg. Ezeket az összefüggéseket ezért úgy kell átalakítani, hogy az If értéke az 1 radián szögelfordulás alatti értékeket jelentse. Mivel az egy nap alatti τ idı folyamán 2π elfordulás történik, az 1 radián hossza τ/2π-szerese lesz az idıegység alatti szögelfordulásnak, azaz

ω⋅π

τ= d

2dt (8.14)

A napi sugárzásösszeget a (8.12) vagy (8.13) egyenlet napkeltétıl (ω = ω0) történı integrálásával kaphatjuk, feltételezve, hogy a nap folyamán δ = konstans:

∫ ∫ω

ω−

ω

⋅⋅==0

0

0

0mfmax dtzcosI2dtII (8.15)

A zenitszög (z) cosinusa és a napmagassági szög (h) sinusa a gömbháromszögtan cosinus tétele segítségével kifejezhetı ϕ, δ és ω ismert értékeinek a felhasználásával:

∫ω

ωω⋅δ⋅ϕ+δ⋅ϕ⋅⋅π

τ⋅=

0

0mmax d)coscoscossin(sinI

22I (8.16)

A (8.16) egyenletben az integrálást elvégezve a globálsugárzás maximális értékét kapjuk J/m2-ben:


155

( )00mmax sincoscossinsinII ω⋅δ⋅ϕ+ω⋅δ⋅ϕ⋅⋅π

τ= (8.17)

Behelyettesítve a (8.10) egyenletbıl az Im értéket, azt kapjuk, hogy

( )00

20

0max sincoscossinsinr

rII ω⋅δ⋅ϕ+ω⋅δ⋅ϕ⋅

⋅⋅

π

τ= (8.18)

A (8.18) formula szerint a légkör nélküli Föld felszínére egy nap alatt leérkezı sugárzás mennyisége a Nap-Föld távolságtól, a földrajzi szélességtıl, a nap deklinációjától és a nappalok hosszától függ.

8.7 táblázat. Csillagászatilag lehetséges globálsugárzás – 46. szélességi kör (MJ/m2)

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

1 10.0 13.9 20.5 29.0 36.2 40.7 41.3 38.0 31.6 23.7 15.9 10.9 2 10.1 14.1 20.8 29.3 36.4 40.7 41.2 37.8 31.3 23.4 15.7 10.8 3 10.1 14.3 21.0 29.6 36.5 40.8 41.2 37.6 31.1 23.2 15.4 10.7 4 10.3 14.7 21.6 30.1 36.9 41.0 41.1 37.3 30.6 22.6 15.0 10.5 5 10.3 14.9 21.9 30.3 37.1 41.0 41.0 37.1 30.3 22.4 14.8 10.4 6 10.3 14.9 21.9 30.3 37.1 41.0 41.0 37.1 30.3 22.4 14.8 10.4 7 10.4 15.1 22.1 30.6 37.3 41.1 41.0 37.0 30.1 22.1 14.6 10.3 8 10.5 15.3 22.4 30.9 37.5 41.2 40.9 36.8 29.8 21.8 14.4 10.3 9 10.6 15.5 22.7 31.1 37.6 41.2 40.8 36.6 29.6 21.6 14.2 10.2

10 10.7 15.8 23.0 31.4 37.8 41.3 40.7 36.4 29.3 21.3 14.0 10.1 11 10.8 16.0 23.2 31.6 38.0 41.3 40.6 36.2 29.0 21.0 13.8 10.1 12 10.9 16.2 23.5 31.9 38.1 41.3 40.6 36.0 28.8 20.8 13.6 10.0 13 11.0 16.4 23.8 32.1 38.3 41.4 40.5 35.8 28.5 20.5 13.4 10.0 14 11.1 16.7 24.1 32.4 38.5 41.4 40.4 35.6 28.3 20.3 13.3 9.9 15 11.2 16.9 24.4 32.6 38.6 41.4 40.3 35.4 28.0 20.0 13.1 9.9 16 11.3 17.2 24.6 32.8 38.8 41.5 40.2 35.2 27.7 19.7 12.9 9.9 17 11.4 17.4 24.9 33.1 38.9 41.5 40.1 35.0 27.5 19.5 12.8 9.8 18 11.6 17.6 25.2 33.3 39.1 41.5 39.9 34.8 27.2 19.2 12.6 9.8 19 11.7 17.9 25.5 33.6 39.2 41.5 39.8 34.6 26.9 19.0 12.4 9.8 20 11.9 18.1 25.7 33.8 39.3 41.5 39.7 34.3 26.7 18.7 12.3 9.8 21 12.0 18.4 26.0 34.0 39.5 41.5 39.6 34.1 26.4 18.5 12.1 9.8 22 12.1 18.7 26.3 34.2 39.6 41.5 39.5 33.9 26.1 18.2 12.0 9.8 23 12.3 18.9 26.6 34.5 39.7 41.5 39.3 33.7 25.9 18.0 11.8 9.8 24 12.5 19.2 26.9 34.7 39.8 41.5 39.2 33.5 25.6 17.7 11.7 9.8 25 12.6 19.4 27.1 34.9 40.0 41.5 39.0 33.2 25.3 17.5 11.6 9.8 26 12.8 19.7 27.4 35.1 40.1 41.5 38.9 33.0 25.1 17.3 11.4 9.8 27 13.0 20.0 27.7 35.3 40.2 41.4 38.8 32.8 24.8 17.0 11.3 9.8 28 13.1 20.2 27.9 35.5 40.3 41.4 38.6 32.5 24.5 16.8 11.2 9.9 29 13.3 - 28.2 35.7 40.4 41.4 38.5 32.3 24.3 16.6 11.1 9.9 30 13.5 - 28.5 36.0 40.5 41.3 38.3 32.0 24.0 16.3 11.0 9.9 31 13.7 - 28.8 - 40.6 - 38.2 31.8 - 16.1 - 10.0


156

A csillagászatilag lehetséges globálsugárzásnak a 46., a 47. és a 48. szélességi körökre számított értékeit a 8.7, a 8.8 és a 8.9 táblázat tartalmazza. A (8.18) formulával kapott sugárzásmennyiség légkör nélküli Földre vonatkozik, ezért egyúttal a lehetséges legnagyobb sugárzásmennyiség értéke is. Ha figyelembe vesszük a légkör hatását is, akkor ennek a mennyiségnek a csökkenésével kell számolni, elsısorban a légkör sugárzásvisszaverı- és sugárzáselnyelı képessége miatt. A legjelentısebb sugárzáscsökkentı tényezık a légkörben található vendéggázok és a szennyezı anyagok. Különösen jelentıs a felhızet sugárzáscsökkentı hatása. A globálsugárzás tényleges értékeinek számításánál ezeket a tényezıket a tényleges napfénytartam értékeivel szokták figyelembe venni.


1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

1 9,4 13,3 19,9 28,6 35,9 40,6 41,3 37,9 31,2 23,2 15,3 10,3 2 9,5 13,5 20,2 28,9 36,1 40,7 41,2 37,7 31,0 22,9 15,1 10,2 3 9,5 13,7 20,5 29,2 36,3 40,8 41,2 36,4 30,7 22,7 14,8 10,1 4 9,6 13,9 20,8 29,4 36,5 40,8 41,1 37,3 30,5 22,4 14,6 10,0 5 9,6 14,1 21,0 29,7 36,7 40,9 41,0 37,1 30,2 22,1 14,4 9,9 6 9,7 14,3 21,3 30,0 36,9 41,0 41,0 37,0 30,0 21,8 14,2 9,8 7 9,8 14,5 21,6 30,2 27,1 41,1 40,9 36,8 29,7 21,6 14,0 9,7 8 9,9 14,7 21,9 30,5 37,3 41,1 40,8 36,6 29,4 21,3 13,8 9,7 9 10, 14,9 22,2 30,7 37,5 41,2 40,8 36,4 29,2 21,0 13,6 9,6

10 10,1 15,2 22,4 31,0 37,7 41,2 40,7 36,2 28,9 20,8 13,4 9,5 11 10,2 15,4 22,7 31,3 37,8 41,3 40,6 36,0 28,6 20,5 13,2 9,5 12 10,3 15,6 23,0 31,5 38,0 41,3 40,5 35,8 28,4 20,2 13,0 9,4 13 10,4 15,8 23,3 31,8 38,2 41,4 40,4 35,6 28,1 20,0 12,8 9,4 14 10,5 16,1 23,6 32,0 38,3 41,4 40,3 35,4 27,8 19,7 12,7 9,3 15 10,6 16,3 23,8 32,3 38,5 41,4 40,2 35,2 27,6 19,4 12,5 9,3 16 10,7 16,6 24,1 32,5 38,6 41,4 40,4 35,0 27,3 19,2 12,3 9,3 17 10,8 16,8 24,4 32,8 38,8 41,5 40,0 34,7 27,0 18,9 12,1 9,2 18 11,0 17,1 24,7 33,0 38,9 41,5 39,9 34,5 26,8 18,7 12,0 9,2 19 11,1 17,3 25,0 33,3 39,1 41,5 39,7 34,3 26,5 18,4 11,8 9,2 20 11,2 17,6 25,3 33,5 39,2 41,5 39,6 34,1 26,2 18,1 11,7 9,2 21 11,4 17,8 25,5 33,7 39,4 41,5 39,5 33,9 26,0 17,9 11,5 9,2 22 11,5 18,1 25,8 34,0 39,5 41,5 39,4 33,6 25,7 17,6 11,4 9,2 23 11,7 18,3 26,1 34,2 39,6 41,5 39,2 33,4 25,4 17,4 11,2 9,2 24 11,8 18,6 26,4 34,4 39,8 41,5 39,1 33,2 25,1 17,2 11,1 9,2 25 12,0 18,9 26,7 34,6 39,9 41,5 37,8 32,9 24,9 16,9 11,0 9,2 26 12,2 19,1 27,0 34,9 40,0 41,4 38,8 32,7 24,6 16,7 10,8 9,2 27 12,3 19,4 27,2 35,1 40,1 41,4 38,6 32,5 24,3 16,4 10,7 9,2 28 12,5 19,7 27,5 35,3 40,2 41,4 38,5 32,2 24,0 16,2 10,6 9,3 29 12,7 - 27,8 35,5 40,3 41,3 38,3 32,0 23,8 16,0 10,5 9,3 30 12,9 - 28,1 35,7 40,4 41,3 38,2 31,7 23,5 15,7 10,4 9,3 31 13,1 - 28,3 - 40,5 - 38,0 31,5 - 15,5 - 9,4


157


1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

1 8,8 12,7 19,4 28,2 35,7 40,5 41,2 37,7 30,9 22,7 14,7 9,7 2 8,9 12,8 19,7 28,5 35,9 40,6 41,2 37,5 30,6 22,4 14,5 9,6 3 8,9 13,0 19,9 28,7 36,1 40,7 41,1 36,2 30,4 22,1 14,2 9,5 4 9,0 13,3 20,2 29,0 36,7 40,8 41,1 37,2 30,1 21,9 14,0 9,4 5 9,0 13,5 20,5 29,3 36,5 40,9 41,0 37,0 29,8 21,6 13,8 9,3 6 9,1 13,7 20,8 29,6 36,7 40,9 40,9 36,8 29,6 21,3 13,6 9,2 7 9,2 13,9 21,1 29,8 36,9 41,0 40,9 36,6 29,3 21,0 13,4 9,1 8 9,3 14,1 21,3 30,1 37,1 41,1 40,8 36,4 29,0 20,8 13,2 9,1 9 9,4 14,3 21,6 30,4 37,3 41,1 40,7 36,2 28,8 20,5 13,0 9,0

10 9,5 14,6 21,9 30,6 37,5 41,2 40,6 36,0 28,5 20,2 12,8 8,9 11 9,6 14,8 22,2 30,9 37,7 41,2 40,5 35,8 28,2 19,9 12,6 8,9 12 9,7 15,0 22,5 31,2 37,8 41,3 40,4 35,6 28,0 19,7 12,4 8,8 13 9,8 15,2 22,8 31,4 38,0 41,3 40,3 35,4 27,7 19,4 12,2 8,8 14 9,9 15,5 23,0 31,7 38,2 41,4 40,2 35,2 27,4 19,1 12,1 8,7 15 10,0 15,7 23,3 31,9 38,3 41,4 40,1 34,9 27,1 18,9 11,9 8,7 16 10,1 16,0 23,6 32,2 38,5 41,4 40,0 34,7 26,9 18,6 11,7 8,7 17 10,2 16,2 23,9 32,4 38,7 41,4 39,9 34,5 26,6 18,4 11,5 8,6 18 10,4 16,5 24,2 32,7 38,8 41,5 39,8 34,3 26,3 18,1 11,4 8,6 19 10,5 16,7 24,5 32,9 39,0 41,5 39,7 34,0 26,0 17,8 11,2 8,6 20 10,6 17,0 24,8 33,2 39,1 41,5 39,5 33,8 25,8 17,6 11,1 8,6 21 10,8 17,2 25,1 33,4 39,3 41,5 39,4 33,6 25,5 17,3 10,9 8,6 22 10,9 17,5 25,4 33,7 39,4 41,5 39,3 33,3 25,2 17,1 10,8 8,6 23 11,1 17,8 25,6 33,9 39,5 41,5 39,1 33,1 24,9 16,8 10,6 8,6 24 11,2 18,0 25,9 34,1 39,7 41,4 39,0 32,9 24,7 16,6 10,5 8,6 25 11,4 18,3 23,2 34,4 39,4 41,4 37,7 32,6 24,4 16,3 10,4 8,6 26 11,6 18,6 26,5 34,6 39,9 41,4 38,7 32,4 24,1 16,1 10,2 8,6 27 11,7 18,8 26,8 34,8 40,0 41,4 38,5 32,1 23,8 15,8 10,1 8,6 28 11,9 19,1 27,1 35,0 40,1 41,4 38,4 31,9 23,5 15,6 10,0 8,7 29 12,1 - 27,3 35,3 40,2 41,3 38,2 31,6 23,3 15,4 9,9 8,7 30 12,3 - 27,6 35,5 40,3 41,3 38,0 31,4 23,0 15,1 9,8 8,7 31 12,5 - 27,9 - 40,4 - 37,9 31,1 - 14,9 - 8,8

Tényleges globálsugárzás Az agrometeorológiában gyakran van szükség sugárzási adatokra, mérések viszont sokáig csak kevés helyen és meglehetısen rövid idıszakra vonatkozóan álltak rendelkezésre, ezért a megfelelı eredményt adó számítási formuláknak nagy jelentısége volt, s bár ma már a napfénytartamot és a globálsugárzást is elektromos eszközökkel mérik, így ugyanannyi helyen történhet a mérésük, érdemes áttekinteni az elterjedtebben használt képleteket. A globálsugárzás számítására többféle formulát is kidolgoztak. A napjainkban is legáltalánosabban használt formula Angström nevéhez főzıdik (Brichambaut 1966):

maxmax

global

S

S)k1(k

I

I−+= (8.19)


158

ahol Iglobal a tényleges globálsugárzás értéke, Imax a csillagászatilag lehetséges globálsugárzás értéke, S a tényleges napfénytartam, Smax pedig a csillagászatilag lehetséges napfénytartam (2ω0). A konstansra vonatkozóan Angström Stockholmban végzett mérések alapján k = 0,25 értéket kapott (Szivkov 1968). Amennyiben nem érvényesül a légkör sugárzást csökkentı hatása, vagyis az S = Smax, akkor Iglobal = Imax. Az Angström formulát a késıbbiek során a következı egyszerő formára redukálták:

+=

maxmax

global

S

Sba

I

I (8.20)

ahol a és b empirikus konstansok, amelyeket a rendelkezésre álló adatok alapján határozunk meg. A konstansok értéke egy adott helyen függ az alkalmazott idıintervallumtól (nap, pentád, dekád, hónap) és az évszaktól. Lényegében a légkör sugárzást csökkentı hatását fejezik ki egy adott földrajzi helyen, egy meghatározott évszakra és egy bizonyos idıintervallumra vonatkozóan. Amennyiben az a és b konstansok ismeretesek, a tényleges globálsugárzás értéke jó közelítéssel meghatározható, ugyanis

+=

maxmaxglobal S

SbaII (8.21)

A két empirikus konstanst a Föld számos helyére megállapították.. Black et al. (1954) a 6,3 fok déli szélesség és a 64,8 fok északi szélesség közötti 32 meteorológiai állomás havi adatai alapján a = 0,23 és b = 0,48 értékeket kaptak. Doorenbos és Pruitt (1977) az Egyenlítı és a 65. szélességi fok között a különbözı szerzık által végzett vizsgálatok eredményeit foglalták táblázatba. Eszerint az a értéke 0,10 és 0,33 között, a b értéke pedig 0,37 és 0,70 között változik. Az északi szélesség 43. és 52. foka közötti vizsgálatok alapján az a értéke 0,15 és 0,25 , a b értéke pedig 0,50 és 0,62 között ingadozott. Penman (1948) a =18 és b = 0,55 értékeket határozott meg. Ez utóbbiakat a potenciális párolgás számításánál használják világszerte. Az elmondottak arról tanúskodnak, hogy az empirikus konstansokat célszerő helyileg meghatározni, amennyiben a számításukhoz szükséges adatok rendelkezésre állnak. Az Angström formula konstansainak meghatározása hazai adatok alapján. Hazánkban 10 meteorológiai állomáson (Sopron, Keszthely, Pécs, Budapest,


159

Kecskemét, Szeged, Tiszaörs, Békéscsaba, Debrecen és Kisvárda) folytaksugárzásmérések 1958 és 1972 között. Ennek a 15 évnek a mérési adatait használtuk fel arra, hogy a párhuzamosan végzett napfénytartam-mérések adatai segítségével meghatározzuk az Angström formula a és b konstansait. A kapott eredményeket Varga-Haszonits és Tölgyesi (1990b) elemezte. A különbözı idıszakokra (nap, dekád, hónap) használhatjuk a kapott konstansokat, amelyeknek átlagos értéke: a = 0,24 és b=0,50. Ezek az adatok jó egyezést mutatnak a nemzetközi irodalomban talált adatokkal. A hazai adatok alapján meghatározott empirikus formula tehát a következı formában írható:

+=

maxmaxglobal S

S50,024,0II (8.22)

E formula segítségével rövidebb idıszakokra (nap, dekád, hónap) is meghatározhatók hazánkban a tényleges globálsugárzás értékei.

8.7 ábra. Mosonmagyaróvár évi sugárzásösszegeinek ingadozása (1951-2000) Paál et al. (1993) hazánk sugárzási viszonyainak vizsgálata és modellezése kapcsán arra az eredményre jutottak, hogy a relatív napfénytartam 0.1-es növekedése – ami 0.5 fokos globális felmelegedés helyi hatásának felel meg – a nyári félév globálsugárzási értékének 8 %-os növekedését okozná a felhızet csökkenése révén.


4000

4100

4200

4300

4400

4500

4600

4700

1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000

Évek

Évi

su

gár

zásö

ssze

gek

(M

J/m

2)


160

Az évi sugárzásmennyiségek. Az egyes években különbözı mennyiségő sugárzás érkezik a talajfelszínre. A 8.7 ábrán láthatók az 1951-2000 közötti idıszak évi sugárzásmennyiségeinek ingadozásai Mosonmagyaróváron. Az évek közötti eloszlás érdekessége, hogy 1951 és 1985 között az évi sugárzásmennyiség lényegében 4100 és 4500 MJּm-2 között változott, de amíg 1951 és 1970 között az évek többségében 4300 és 4500 között ingadozott, 1971 és 1985 között inkább a 4100 és 4400 közötti értékek voltak a jellemzık. Majd az 1985 és 2000 közötti másfél évtizedben pedig már a 4300 és 4600 közötti értékek domináltak. Az 1951 és 2000 közötti idıszakban Mosonmagyaróváron 4068 MJּm-2 és 4611 MJּm-2 között változott az évi sugárzás mennyisége. Az átlagérték 4366 MJּm-2. tehát a maximum 6%-kal haladta meg az átlagot, a minimum pedig 9%-kal maradt az átlag alatt. Az évek közötti ingadozás tehát 10%-on belül maradt, ami arra mutat, hogy a sugárzás évek közötti változékonysága tekintetében a hazai növénytermesztésben az egyik legkevésbé változékony éghajlati elem. A havi sugárzásmennyiségek. A napsugárzás szolgáltatja a talaj és a levegı felmelegítésére szolgáló energiát, s a növények fotoszintetizálásához szükséges energiát. A növények számára szükséges energia a levegın keresztül – a légkör közvetítésével – jut el a növényekhez. A levegıt alkotó gázok és a levegıben lévı különbözı anyagok jelentıs mértékben képesek szabályozni a sugárzás erısségét és összetételét. Mosonmagyaróváron évi összegben minden négyzetméterre mintegy 4100-4600 MJ energia érkezik. A besugárzásból származó energiamennyiség a napsugárzás erısségétıl és a tartamától függ. Amint ismeretes, a napsugárzás intenzitása elsısorban a napsugarak beesési szögétıl függ, amely decembertıl júniusig fokozatosan növekszik, majd júniustól decemberig csökken. A napsugárzás tartamát alapvetıen a Földnek a Nap körüli keringése és a tengelye körüli forgása határozza meg. Ennek megfelelıen decemberben a legrövidebbek a nappalok, júniusban a leghosszabbak. A két idıszak között tavasszal nı a nappalhosszúság, júniustól pedig fokozatosan csökken. Ez okozza azt, hogy a közepes szélességeken a téli idıszakban kevés sugárzás érkezik, majd fokozatosan nı a leérkezı sugárzás mennyisége. A legnagyobb sugárzásmennyiség a nyári hónapokra jellemzı, s innen ismét csökken egészen a téli minimumig. Ez az éven belüli sugárzáseloszlás látható a 8.8 ábrán. A függvény korrelációs hányadosa 0,9963, ami majdnem determinisztikus összefüggést jelez. Nagyobb ingadozások elsısorban a júniusi csapadékmaximummal járó vastagabb és gyakoribb felhızet, illetve a júliusra jellemzı derült idıjárás miatt lépnek fel. Látható az ábrán, hogy decemberben megközelítıleg átlagosan napi 2-3 MJּm-2 energia érkezik a felszínre, míg június-júliusban ennek több, mint 7-


161

szerese: 22-23 MJּm2. Az év folyamán tehát a felszínre érkezı sugárzás mennyisége erısen változik. Március közepétıl október elejéig – vagyis a vegetációs periódus jelentıs részében – átlagosan naponta több, mint 10 MJּm-2 energiával lehet számolni, azaz hektáronként több, mint 100.000 MJ- lal. Ebbıl a gazdasági növények Burgos (1986) és Campbell (1977) elméleti

8.8 ábra. A havi sugárzásösszegek átlagos alakulása Mosonmagyaróváron (1951-2000) számításai alapján maximálisan 22-24%-ot lennének képesek felhasználni. A valóságban azonban a szerves anyag képzésére felhasznált energiamennyiség mindössze néhány százaléka a leérkezı teljes energiamennyiségnek. Hat szántóföldi növény (ıszi búza, ıszi árpa, kukorica, cukorrépa, napraforgó és burgonya) közül a cukorrépa hasznosította legjobban a sugárzást (2-10 %-ban), a napraforgó pedig a leggyengébben: sugárzáshasznosítási értéke 1% alatt maradnak (Varga-Haszonits et al. 1999). Vajda (1984) is kiemelte, hogy a cukorrépa, a mérsékelt égöv legfiatalabb növénye hozza le egységnyi területrıl a legnagyobb energiamennyiséget. Átlagos termést feltételezve hektáronként több 10 ezer MJ energiát épít be gazdaságilag hasznosítható részeibe; a kukorica ennek kb. ¾-ét, a burgonya 70 %-át, az ıszi búza valamivel több mint felét, míg a napraforgó átlagosan csupán harmadát. Ugyanakkor számos egyéb tényezı befolyásolja a növények efficienciáját: például a fajta és az agrotechnika. Tollenaar és Aguilera (1992) szerint az új kukorica hibrideknek az a tulajdonsága, hogy több szárazanyagot képesek akkumulálni, visszavezethetı a sugárzás jobb hasznosítására, az pedig annak


0,0

50,0

100,0

150,0

200,0

250,0

300,0

350,0

400,0

450,0

500,0

550,0

600,0

650,0

700,0

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Hónapok

Glo

bál

sug

árzá

s-ö

ssze

g (

MJ/

m2)


162

következménye, hogy kedvezıbb a reakciójuk a magasabb növényszámra és nagyobb a nıvirágzáskori LAI értékük. Anda (1992) sugárzáshasznosítási szempontból a KNY-i sorirányítást találta a legkedvezıbbnek. A sugárzás tehát olyan tényezı, amely napjainkban csak kis mértékben van kihasználva a növénytermesztésben. A napi sugárzásmennyiségek. Az 50 évi adatsor alapján meghatároztuk Mosonmagyaróvár napi átlagos globálsugárzás összegeit (8.9 ábra). Látható az ábrán, hogy a minimum a téli hónapokban van, aminek – mint tudjuk – csillagászati és meteorológiai oka van. A tavasz folyamán, március 20-a táján a leérkezı energiamennyiség meghaladja a 10 MJ/nap értéket, április 10-e táján pedig már a napi 15 MJ értéket is. A nyári hónapok jelentıs részében 20 MJ/nap érték körül ingadoznak a napi sugárzásmennyiségek. Augusztus közepe után fokozatos csökkenés következik, amelynek során szeptember elsı dekádjában elıször 15 MJ/nap alá, majd október elsı dekádjában pedig már 10 MJ/nap érték alá csökken a napi sugárzásmennyiség. S ezután fokozatosan csökken a decemberi minimum értékig.

8.9 ábra. A napi sugárzásösszegek átlagos alakulása Mosonmagyaróváron (1951-2000)

8.5 Fotoszintetikusan aktív sugárzás A globálsugárzás ismerete lehetıvé teszi, hogy meghatározzuk a növények szerves anyag termelése szempontjából fontos fotoszintetikusan aktív sugárzás mennyiségét is (Varga-Haszonits és Tölgyesi 1990a). A


0,0

5,0

10,0

15,0

20,0

25,0

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 320 340 360 380Az év napjai

Nap

i glo

bál

sug

árzá

s át

lag

(M

J/m

2)


163

fotoszintetikusan aktív sugárzás lényegében a globálsugárzásnak a 380 nm és a 720 nm hullámhossz-tartományba esı részét jelenti. A globálsugárzás és a fotoszintetikusan aktív sugárzás között szoros lineáris kapcsolat van, amelyet rendszerint egy konstanssal szoktak jellemezni: globalFAKS II ⋅α= (8.23)

ahol IFAKS a fotoszintetikusan aktív sugárzás mennyisége, Iglobal a globálsugárzás mennyisége, α pedig empirikus konstans. A konstans értékének meghatározásához ismernünk kell mind a globálsugárzás, mind pedig a fotoszintetikusan aktív sugárzás mennyiségét. Az elıbbi számítását az elızıekben ismertettük, az utóbbit pedig a Tooming-Guljajev formulával számítottuk, amely így írható fel: diffúzdirektFAKS I60,0I42,0I ⋅+⋅= (8.24)

ahol Idirekt a direkt sugárzás mennyisége, Idiffúz pedig a szórt (diffúz) sugárzás mennyisége. A számításokat az OMSz Központi Légkörfizikai Intézetébıl származó 10 évi mérési adatsor alapján végeztük el (Varga-Haszonits 1981). Az α értékek az egész év folyamán 0,4 és 0,6 között ingadoztak, a vegetációs periódus folyamán pedig szorosan követik a 0,5 értéket. Így jó közelítéssel α = 0,5. Általában ezt az értéket használják a nemzetközi irodalomban is. A fotoszintetikusan aktív sugárzás tehát a globálsugárzásból közvetlenül számítható a következı empirikus formulával: globalFAKS I5,0I ⋅= (8.25)

Ez az összefüggés lehetıvé teszi, hogy az agrometeorológiában szükséges számításokhoz a fotoszintetikusan aktív sugárzást is használhassuk, akár egy hónapra, akár egy hónapnál rövidebb idıszakra. A fotoszintetikusan aktív sugárzás adatai tehát a globálsugárzás adataiból egyszerően elıállíthatók (Varga-Haszonits et al. 2002). A két sugárzási érték közötti szoros lineáris kapcsolat miatt elegendı mindig az egyiket megvizsgálni, mert a másik adatai attól csak egy szorzóban térnek el. Hunkár (1985) a fotoszintetikusan aktív sugárzás vertikális profilját vizsgálta kukoricaállományban. Úgy találta, hogy az állomány 80 cm-es szintjébe beérkezı fotoszintetikusan aktív sugárzás az állomány fölött mért érték 65 %-a júliusban, s 55 %-a augusztusban, míg a talajközeli 20 cm-es szintbe beérkezı mennyiség már csak 30 illetve 35 %-a az állomány felsı határához lejutó mennyiségnek. Monteith (1981) arra hívta fel a figyelmet,


164

hogy nem az adott területre beérkezı sugárzás határozza meg a termést, hanem a növény által elnyelt mennyisége. Andrade et al. (2000) az elnyelt fotoszintetikusan aktív sugárzás növényenkénti szemszámra gyakorolt hatását vizsgálták és modellezték lineáris és nemlineáris közelítést is alkalmazva. Az elnyelt fotoszintetikusan aktív sugárzás több mint 75 %-ban magyarázta a növényenkénti szemszám változását. Irodalom Anda A. 1992: Mikroklíma-vizsgálatok eltérı vetésirányú cukorrépa állományban. Beszámolók az 1987-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 36.-44. oldal. Andrade, F.H., Otegui, M.E., Vega, C. 2000: Intercepted Radiation at Flowering and Kernel Number in Maize. Agronomy Journal. 92(1): 92-97. oldal. Bacsó N., Kakas J., Takács L. 1953: Magyarország éghajlata. OMI Hivatalos Kiadványa XVII. Kötet, Budapest, 226 oldal. Bacsó N. 1959: Magyarország éghajlata. Akadémiai Kiadó, Budapest, 302 oldal. Bencze P., Major Gy., Mészáros E. 1982: Fizikai meteorológia, Akadémiai Kiadó, Budapest, 300 oldal. Black, J.N., Pruitt, W.C., Prescott, A. 1954: Solar radiation and duration of sunshine. Quaterly Journal Royal Met. Soc., 80: 231-235. oldal. Brichambaut, Ch. P. 1966: Rayonment solaire échanges radiatifs naturels. Orosz fordítás. Izdatyelsztvo Mir, Moszkva. Burgos, J.J. 1986: Equilibrium 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. oldal. Campbell, I.M. 1977: Energy and atmosphere. A physical–chemical approach. John Wiley and Sons LTD, London. Doorenbos, J., Pruitt, W.C 1977: Crop water requirements. Irrigation Drainage papers 24 oldal. Gates, D.M. 1980: Biophysical Ecology. Springer Verlag, New York, 611 oldal. Gábris Gy., Marik M., Szabó J. 1998: Csillagászati földrajz. Hetedik, bıvített kiadás. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest, 338 oldal. Hunkár M. 1985: A fotoszintetikusan aktív sugárzás vertikális profilja kukorica-állományban. Beszámolók az 1982-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 125.-139. oldal. Major Gy. szerk. 1976: A napsugárzás Magyarországon. OMSz Hivatalos Kiadványai. Magyarország éghajlata 10. szám. Budapest. 78 oldal. Monteith, J.L. 1981: Does light limit crop production? In C. E. Johnson (ed.) Physiological processes limiting plant prductivity. Butterworths, London. 23-37. oldal. Paál A., Nagy Z., Kovács E., Mika J. 1993: Kísérlet a napfénytartam napi menetének figyelembevételére a felszínre jutó globálsugárzás kiszámításában. Beszámolók az 1990-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 113. 122. o. Paltridge, G.W., Platt, C.M.R. 1976: Raditive process in meteorology and climatology. Elsevier Scientific Publisher Company, Amsterdam. Penman, H.L. 1948: Natural evaporation from open water, bare soil and grass. Proc. Roy. Soc., London, 120-145. oldal.


165

Sellers, W.D. 1965: Physical Climatology. The University Press of Chicago, Chicago, London. Szivkov, Sz.I. (1968): Metodi raszcsota haraktyerisztyik szolnyecsnoj ragyiacii. Gidrometeoizdat, Leningrád. Tollenaar, M. - Aguilera, A. 1992: Radiation use efficiency of an old and a new maize hybrid. Agronomy Journal. 84: 536-541. oldal. Vajda I. szerk. 1984: A cukorrépa termesztése. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest. 308 oldal. Varga-Haszonits Z 1981: A gazdasági növények terméshozamának éghajlati potenciálja. MTA X. Osztályának Közleményei, 14/2-4, 253-270. oldal. Varga-Haszonits Z., Tölgyesi L. 1990a: A globálsugárzás és a fotoszintetikusan aktív sugárzás számítása rövid idıszakokra. Beszámolók az 1986-ban végzett tudományos kutatásokról, OMSz, Budapest, 83-106. oldal. Varga-Haszonits Z., Tölgyesi L. 1990b: Az alapvetı agroklimatológiai jellemzıértékek meghatározása. Agroökológiai Információs Rendszer Program, Tanulmány, Budapest, 57 oldal. 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. oldal. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs., Vámos O., Schmidt R. 2002: Magyarország éghajlati erıforrásainak agroklimatológiai elemzése. Lóriprint, Mosonmagyaróvár, 223 oldal

A HİMÉRSÉKLET ÉRTÉKEINEK IDİBELI INGADOZÁSAI ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

166

9. A hımérséklet értékeinek idıbeli ingadozásai

9.1 A leghosszabb hazai hımérsékleti idısor

Hazánkban a leghosszabb hımérsékleti megfigyelési sorral Budapest rendelkezik, ahol az 1780-as évektıl kezdve rendszeresen végeztek megfigyeléseket. Ez a 220 évi adatsor elsısorban hımérsékleti ingadozások tanulmányozását segíti elı.

9.1 táblázat. A havi középhımérsékletek 30 évi átlagainak ingadozásai Budapesten

Idıszak I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII Év

1781-1810: -0.9 0.8 4.5 11.7 17.8 20.7 22.8 22.4 18.0 11.3 5.1 0.3 11.2

1791-1820: -1.0 0.9 5.0 11.9 17.7 20.5 22.5 22.0 17.5 11.7 5.3 0.5 11.2

1801-1830: -1.2 0.4 5.3 11.8 17.6 20.4 22.3 21.5 17.3 11.5 5.3 1.2 11.1

1811-1840: -2.0 0.5 5.7 12.0 17.6 20.6 22.1 21.1 16.8 11.4 5.1 0.6 11.0

1821-1850: -2.0 0.5 5.0 12.4 17.7 20.7 22.2 21.3 16.7 11.5 5.0 0.8 11.0

1831-1860: -1.7 0.5 4.6 11.9 17.5 20.8 22.1 21.4 16.4 11.8 4.5 0.0 10.8

1841-1870: -1.5 0.7 4.8 12.2 17.6 20.8 22.2 21.4 16.7 11.9 4.6 0.0 10.9

1851-1880: -1.1 0.6 5.1 11.9 16.7 20.7 22.3 21.4 16.9 11.6 4.5 -0.5 10.8

1861-1890: -1.3 0.6 5.3 11.8 16.6 20.2 22.1 21.1 16.9 10.9 4.7 -0.5 10.7

1871-1900: -1.6 0.3 5.3 11.5 16.1 19.8 21.9 21.0 16.7 10.9 4.6 -0.3 10.5

1881-1910: -1.7 0.7 5.5 11.1 16.5 19.7 21.7 20.8 16.5 11.0 4.6 0.4 10.6

1890-1920: -1.2 0.9 6.1 11.2 16.4 19.7 21.5 20.7 16.3 11.0 4.6 1.4 10.7

1901-1930: -0.4 1.0 6.3 11.0 16.6 19.7 21.6 20.8 16.3 11.1 5.0 1.5 10.9

1911-1940: -0.1 0.8 6.2 11.2 16.7 19.7 22.0 20.7 16.6 11.1 5.6 1.2 11.0

1921-1950: -0.9 1.1 6.0 11.6 17.0 19.9 22.4 21.4 17.4 11.5 6.0 0.8 11.2

1931-1960: -1.3 0.8 5.6 11.6 16.7 20.1 22.2 21.3 17.3 11.2 5.6 1.3 11.0

1941-1970: -2.0 0.6 5.2 11.8 16.4 19.9 21.7 21.2 17.3 11.3 5.6 0.9 10.8

1951-1980: -1.6 0.8 5.3 11.0 15.8 19.5 21.0 20.4 16.4 10.9 5.2 0.7 10.5

1961-1990: -1.6 1.1 5.7 11.2 16.0 19.1 20.9 20.3 16.5 11.0 4.9 0.5 10.5

1971-2000: -0.6 1.5 6.0 11.1 16.2 19.2 21.2 20.9 16.3 10.7 4.5 0.9 10.7

Maximum: -0.1 1.5 6.3 12.4 17.8 20.8 22.8 22.4 18.0 11.9 6.0 1.5 11.2

Átlag: -1.3 0.8 5.4 11.6 16.9 20.1 21.9 21.2 16.8 11.3 5.0 0.6 10.8

Minimum: -2.0 0.3 4.5 11.0 15.8 19.1 20.9 20.3 16.3 10.7 4.5 -0.5 10.5


167

Harmincévenkénti átlagok. Az egyes hónapok adatait elemezve (9.1 táblázat), megállapítható, hogy a januári 30 évi átlagok mindig negatív értékek, s –0,1 fok és –2,0 fok között változtak, így az ingadozás 1,9 fok volt. Februárban a középértékek már pozitívak és kisebb mértékben (1,2 fokot) ingadoztak, mint januárban. A márciusi 30 évi átlaghımérsékletek 5 fok körüli értékre emelkedtek. A legalacsonyabb 30 évi átlagot ekkor 4,5 foknak, a legmagasabb 6,3 foknak találtuk. Az ingadozás mértéke az elızı hónaphoz képest nıtt (1,8 fok). Április 30 évi középértékei 11,0 fok és 12,4 fok között változtak. Május hónapban 15,8 fok és 17,8 fok között mozgott a 30 évi átlag. Június hónap középhımérsékletei 19,1 fok és 20,8 fok közöttiek voltak. A legmelegebb hónap július volt 20,9 fok és 22,8 fok közötti középhımérsékletekkel. Augusztus ennél alig volt alacsonyabb középhımérséklető (20,3 fok és 22,4 fok közötti értékekkel). Ezután nagyobb mértékő volt a középhımérséklet csökkenése. Szeptemberre már a 16,3 fok és 18,0 fok közötti értékek voltak a jellemzıek, októberre pedig a középértékek már 10,7 fok és 11,9 fok közé estek vissza. A novemberi középhımérsékletek 4,5 fok és 6,0 fok közöttiek. Végül decemberben a hımésékletek –0,5 fok és 1,5 fok közötti értékeket mutattak. Az évi középhımérsékletek 10,5 fok és 11,2 fok között ingadoztak.

9.1 ábra. Az átlag- illetve az átlagos minimum és maximum hımérséklet évi menete Budapest 220 évi adatsora alapján

Budapest1781-2000

-15,0

-10,0

-5,0

0,0

5,0

10,0

15,0

20,0

25,0

30,0

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Hónapok

Kö

zép

hı

mér

sékl

et

Maximum

Átlag

Minimum


168

Érdekessége a bemutatott értékeknek, hogy negatív 30 évi átlagok csak januárra jellemzıek, de decemberben is elıfordulnak. A harmadik téli hónapban: februárban viszont nem volt negatív 30 évi középérték. A nyári hónapok középhımérséklete meghaladta a 20 fokot. A januári havi középhımérséklet és a júliusi havi középhımérséklet közötti különbség 22 foknál nagyobb. Az éven belüli hımérsékleti változékonyság. Az 9.1 ábrán a havi középhımérsékletek eloszlása látható, ahol az átlag mellett a legalacsonyabb és legmagasabb havi középhımérsékleteket is feltüntettük, így a változékonyság is jól szemlélhetı. Láthatjuk, hogy a téli hónapokban a legnagyobb a havi középhımérsékletek változékonysága, mégpedig elsısorban azért, mert a középértéknél jóval alacsonyabb értékek is elıfordulnak mind a három téli hónapban. Márciustól a középhımérsékletek ingadozása lecsökken és az év további részében közel azonos szinten marad.

9.2 ábra. A budapesti évi középhımérsékletek ingadozásai (1781-2000) Az évek közötti hımérsékleti változékonyság. Kiszámítottuk Budapestre vonatkozóan az 1781-2000 közötti évi átlagos középhımérsékletet, amely 10,9 foknak adódott. Meghatároztuk az egyes évek középhımérsékleteinek a sokévi átlagtól vett eltéréseit (9.2 ábra). Az évi középhımérsékletek 9,1 és 12,8 fok között alakultak. Látható, hogy az elsı 40 évben az évi középhımérsékletek alakulásában nem fedezhetı fel emelkedı, sem süllyedı

Budapest

8,0

9,0

10,0

11,0

12,0

13,0

14,0

1780 1800 1820 1840 1860 1880 1900 1920 1940 1960 1980 2000

Évek

Kö

zép

hı

mér

sékl

et (

fok)


169

tendencia. Az 1820-as évektıl az 1880-as évekig süllyedı jelleg érvényesült. Ezt követıen az évi középhımérsékletek fokozatosan emelkedı tendenciát mutattak egészen az 1940-es évekig. Az 1940 és 1980 közötti idıszakban ismét csökkenı értékek tapasztalhatók, majd 1980 után erıteljes emelkedı tendencia alakult ki. Megfigyelhetı az ábrán az is, hogy amikor a középhımérsékletek nem mutattak változó tendenciát vagy süllyedtek, akkor az évek közötti ingadozás nagy volt. Amikor a középhımérsékleteknél emelkedı tendencia tapasztalható, akkor az évek közötti ingadozás jelentısen mérséklıdött.

Budapest1781-2000

0

5

10

15

20

25

30

35

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

Évi középhımérsékletek (Fok)

Gya

kori

ság

(es

etsz

ám)

1781-1890

1891-2000

9.3 ábra. A budapesti 220 évi adatsor gyakorisági eloszlásai 110 évi bontásban

Meg kell még említeni, hogy bár a levegı szén-dioxid tartalma mind világviszonylatban, mind pedig a hazai légtérben emelkedik, a budapesti évi középhımérsékletek nem mutatnak folyamatosan emelkedı tendenciát, mint a Föld középhımérséklete. Bár azt is meg kell jegyezni, hogy a Föld középhımérsékletében is felismerhetı egy csökkenı tendencia 1940 és 1980 között. A Föld középhımérséklete és Budapest középhımérséklete tehát az 1940-es évektıl mutat párhuzamosságot. Hasonló változási tendenciát mutat a 20. században a budapesti évi napfénytartam is. Emiatt nem zárható ki a változások okaként a napsugárzási viszonyokban bekövetkezı változás sem. A hımérsékleti viszonyok évek közötti ingadozásai jelentıs hatással lehetnek az élı szervezetekre is. A vetésfehérítı bogár gabonafélékre


170

gyakorolt károsító hatása például fıként a tél hımérsékleti viszonyaitól függ. Hideg tél esetén a betelepedés késıbb és kisebb populációval kezdıdik, de a hideget átvészelt, ellenállóbb imágók fokozottabb produktivitása általában képes kompenzálni e hatást (Lambert és Bézsenyi 1993). Ilyen szempontból is érdekes Csapó et al. (1992) vizsgálata. İk egy ún. fagyindex segítségével elemezték az 1901-87 közötti idıszak teleit, s megállapították, hogy az 1980-as évek közepén (tehát a 20. századi hımérsékleti trend szerint már felmelegedési idıszakban!) észlelt hideg telek csak az 1970-es évek különösen enyhe viszonyai után tőntek szélsıségesnek, hiszen a vizsgált 87 éves idıszakban többször fordultak elı súlyosabb téli fagykárok. Az évi középhımérsékletek gyakorisági eloszlása. A budapesti mérési adatok alapján rendelkezésre álló 220 évi sorozatot két 110 esztendıt felölelı részre osztottuk, s a 9.3 ábrán ezek gyakorisági eloszlását tüntettük fel. Ha a 9,5 fokos középhımérsékleteknél és a 12 fokos középhımérsékleteknél nem történne váltás az eloszlásban, akkor egyértelmő volna, hogy az 1781 és 1890 közötti elsı 110 év melegebb volt, mint az 1991 és 2000 közötti második 110 év. Ez megállapítható abból, hogy az 1781-1890 közötti idıszakot reprezentáló görbe a magasabb hımérsékletek felé tolódott. Mint korábban már említettük (az 5. fejezetben), a hımérséklet-mérések módszereiben változás történt. A 20. század elejétıl a hımérséklet-mérések az úgynevezett hımérıházban történnek, s a tapasztalt különbségek ebbıl is adódhatnak. Az azonban egyértelmő, hogy a bemutatott adatok melegedést nem mutatnak.

9.2 A naptári idıszakok középhımérsékletei

Harmincévenkénti átlagok. Elemeztük, hogy hogyan alakultak a 30 éves átlagok a 20. században, hogy lássuk, milyen módon ingadozott a sokévi átlaghımérséklet. Az adatok azt mutatják (9.2 táblázat), hogy a sokévi átlagok az elsı három 30 éves idıszakban fokozatosan emelkedtek, majd az 1931-1960-as idıszaktól csökkenı tendenciát mutatnak egészen az 1961-1990 közötti idıszakig. Az utolsó 1971-2000 közötti 30 évben ismét emelkedett a sokévi középhımérséklet. A 13 állomás átlagában a legmagasabb érték az 1921-1950 közötti idıszakban 10,6 fok volt, a leghővösebb 1961-1990 közötti idıszakban pedig 9,9 fok volt az átlag. A kettı különbsége 0,7 fok. Ha az egyes állomások 30 évi átlagainak ingadozásait elemezzük, láthatjuk, hogy Kecskeméten a legkisebb az ingadozás, mindössze 0,4 fok, Pécsett pedig a legnagyobb, 1,2 fok. Egy évszázad alatt a 30 évi átlagok ingadozásai tehát 0,4-1,2 fokos változásokat eredményezhetnek hazánk különbözı területein.


171

9.2 táblázat. A 20. század 30 évenkénti hımérsékleti átlagai

Évi középhımérsékletek. Az évi középhımérsékletek átlagos és szélsı értékeit a 9.3 táblázat és a 9.4-9.6 ábrák mutatják. A 100 év folyamán a legalacsonyabb hımérsékleteket 1940-ben mérték. Ekkor alakult ki a Nyíregyházán meghatározott 7,4 fokos érték, ami a 100 éves idıszak legalacsonyabb évi középhımérsékletének bizonyult. A legmagasabb értékek 1934-ben fordultak elı. Pécsett ekkor 12,9 fokos volt az évi középhımérséklet, ami a 100 év alatt a legmagasabb évi középhımérsékletnek adódott. A szegedi érték alig maradt alatta, ott az évi középhımérsékleti maximum 12,8 fok volt. A Nyíregyházát jellemzı 7,4 fok, s a Pécsett meghatározott 12,9 fok között 5,5 fokos különbség adódik. Budapest a legnagyobb városunk, ahol a városi „hısziget” hatására hasonló (9 fok körüli) az évi középhımérsékleti minimuma, mint a délibb fekvéső Szegednek vagy Pécsnek. Feltehetıen a melegítı hatás elsısorban a hővös idıszakokban jelentkezik,mert a maximumok esetében már nincs ilyen észrevehetı különbség Budapest és a többi állomás adata között. Emiatt Budapest rendelkezik az évi középhımérsékletek legkisebb ingásával. A többi állomáson az évi középhımérsékletek ingásai 3,6 és 4,4 fok között változnak. Ha figyelembe vesszük, hogy a globális éghajlati modellek többsége a szén-dioxid koncentráció megduplázódása idejére 1,5-4,5 fokos hımérséklet-emelkedést prognosztizál, s ezt a háromfokos intervallumot három egyenlı részre osztjuk (1,5-2,5; 2,5-3,5; 3,5-4,5), akkor látható, hogy az ingás értékei az elırejelzett hımérsékletemelkedés felsı egyharmadába tartoznak.

1901-1930 10.9 10.1 10.0 10.5 10.5 9.9 9.8 9.7 10.6 11.3 11.4 9.3 10.3 10.31911-1940 11.0 10.2 10.2 10.8 10.5 10.0 9.9 9.9 10.7 11.4 11.4 9.4 10.2 10.41921-1950 11.2 10.3 10.8 10.9 10.7 10.0 10.0 10.0 10.7 11.6 11.5 9.6 10.4 10.61931-1960 11.0 10.4 10.9 10.8 10.6 10.0 10.1 10.0 10.6 11.3 11.3 9.6 10.1 10.51941-1970 10.8 10.3 10.8 10.7 10.7 9.7 10.0 9.9 10.3 10.9 11.1 9.4 9.8 10.31951-1980 10.5 10.1 10.2 10.4 10.4 9.4 9.8 9.7 10.0 10.5 10.6 9.2 9.5 10.01961-1990 10.5 9.9 10.1 10.4 10.3 9.3 9.7 9.6 9.9 10.4 10.5 9.3 9.5 9.91971-2000 10.7 10.0 10.2 10.5 10.3 9.4 9.9 9.7 10.1 10.6 10.6 9.6 9.7 10.1

Harmincévenkénti évi átlagok

Bud

apes

t

Deb

rece

n

Ireg

szem

cse

Kap

osvá

r

Kec

skem

ét

Mis

kolc

Mos

onm

agya

róvá

r

Nyí

regy

háza

Zal

aege

rsze

g

Ors

zágo

s át

lag

Páp

a

Péc

s

Szeg

ed

Szom

bath

ely


172

9.3 táblázat. Az évi középértékek statisztikai jellemzıi (1901-2000)

7,4 - 7,8 7,8 - 8,2 8,2 - 8,6 8,6 - 9 9 - 9,4

9.4 ábra. 1901-2000 legalacsonyabb átlaghımérsékleteinek területi eloszlása

Állomás

Max

imum

Átl

ag

Min

imum

Max

imum

-Min

imum

Budapest 12.5 10.8 9.1 3.3Debrecen 11.8 10.2 7.8 4.0Iregszemcse 12.4 10.4 8.4 4.0Kaposvár 12.4 10.6 8.6 3.8Kecskemét 12.0 10.5 8.1 3.9Miskolc 11.9 9.7 7.5 4.4Mosonmagyaróvár 11.6 9.9 7.9 3.7Nyíregyháza 11.7 9.8 7.4 4.3Pápa 12.2 10.4 8.4 3.8Pécs 12.9 11.0 9.3 3.6Szeged 12.8 11.0 9.0 3.8Szombathely 11.3 9.5 7.6 3.7Zalaegerszeg 11.9 10.0 8.1 3.8

Évi középhımérsékletek


173

9,5 - 9,9 9,9 - 10,3 10,3 - 10,7 10,7 - 11

9.5 ábra. Az 1901-2000-es idıszak átlaghımérsékleteinek területi eloszlása

11,3 - 11,7 11,7 - 12,2 12,2 - 12,5 12,5 - 12,9

9.6 ábra. 1901-2000 legmagasabb átlaghımérsékleteinek területi eloszlása


174

Az évi középhımérsékletek ingadozásait a 9.7 ábrán tüntettük fel a vizsgált 13 állomás átlagértékei alapján. Az ábrán a változás tendenciáját egy polinommal ábrázoltuk. Eszerint az évszázad elsı évtizedeiben az évi középhımérsékletek lassú emelkedése volt tapasztalható. Az évszázad középsı évtizedei voltak a legmelegebbek, majd az 1950-es évek után csökkenés tapasztalható egészen az 1980-as évekig, s csak az 1980-as évektıl láthatunk újabb felmelegedési szakaszt. Ha az ábrán tapasztaltakat összevetjük a Föld felszíni középhımérsékletének menetével, akkor megállapíthatjuk, hogy az 1940 és 1980 közötti süllyedı szakaszban hazánkban jól kivehetı hımérsékletcsökkenés ment végbe. Ismert tény, hogy a hımérséklet alakulása elsısorban a Napból érkezı energiamennyiségtıl függ. Kézenfekvı az a gondolat tehát, hogy a hımérséklet alakulását a sugárzás mennyiségével célszerő összevetni. A sugárzási adatokat azonban csak viszonylag kevés helyen és nem túlságosan hosszú ideje mérik. Így a század folyamán a sugárzás eloszlásáról csak a budapesti napfénytartam mérések alapján kaphatunk képet, amelyek 1907-tıl állnak rendelkezésre. A 8. fejezetben bemutatott 8.2 ábrán az 1911-2000 között mért budapesti napfénytartam adatok évi ingadozásai láthatók. Különösen a század közepétıl feltőnı a napfénytartam és a hımérsékleti adatok párhuzamos alakulása.

9.7 ábra. Az évi középhımérsékletek ingadozásai a 20. században

Évi középhımérsékletek(Országos átlag)

7,0

8,0

9,0

10,0

11,0

12,0

13,0

1900 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000

Évek

Hı

mér

sékl

et (

fok)


175

Különbözı éghajlattípusok elıfordulásának gyakorisága. Hazánk központi fekvése azt eredményezi, hogy a kontinens nyugati részére jellemzı tengeri éghajlat, a déli területek mediterrán éghajlata és a kelet-európai kontinentális éghajlat is befolyásolja klímánkat. Ezért vizsgáltuk az egyes típusokra jellemzı hımérsékleti viszonyok elıfordulási gyakoriságát és az ebben megnyilvánuló tendenciákat. A kontinentális éghajlat hatása volt a legjelentısebb és ez érintette a legnagyobb területeket, míg a másik két típus jelentkezése ritkább és inkább lokális jellegő volt. Semilyen idıbeli tendencia nem volt észlelhetı az éghajlati típusok elıfordulásában, így éghajlatváltozás bizonyítékául sem szolgálhat. Az éven belüli legmagasabb és legalacsonyabb havi értékek közötti különbségek lehetıséget adtak arra, hogy éghajlati szempontból meghatározzuk az adott esztendı jellegét. A hideg telek és a meleg nyarak együttes elıfordulása az év kontinentális jellegét mutatja, az enyhe tél és meleg nyár mediterrán hatást mutat, míg az enyhe tél és hővös nyár tengeri jellegre utal. Az irodalmi adatok alapján általunk választott határértékek az alábbiak voltak: - kontinentális éghajlati típus: a legmagasabb havi középérték >= 20 0C, a legalacsonyabb érték pedig <= -3 0C; - mediterrán éghajlati típus: a legmagasabb havi középérték >= 22 0C, a legalacsonyabb érték ugyanakkor >= 0 0C; - tengeri éghajlati típus: a legmagasabb havi középérték <= 20 0C, míg a legalacsonyabb érték >= 0 fok. Az ezen típusokba be nem sorolható, keverék jellegő éveket külön nem jelöltük. Az ismertetett kritériumok alapján megvizsgáltuk, hogy a különbözı, hazánk éghajlatára hatást gyakorló éghajlati típusok hımérsékleti viszonyai milyen rendszerességgel fordulnak elı az egyes állomásokon. A 9.4 táblázatból látható, hogy leggyakrabban a kontinentális típus érezteti hatását; országos átlagban minden 10 évben kb. 3 alkalommal jelentkezik. Legnagyobb valószínőséggel Északkelet-Magyarországon várható: Debrecenben, Miskolcon és Nyíregyházán gyakorlatilag minden második év kontinentális. Az Alföldön már ritkábban fordul elı tiszta formájában, de a legritkább Nyugat- és Dél-Dunántúlon: Pécs, Szombathely és Zalaegerszeg esetén 20 % körüli az elıfordulás valószínősége. A mediterrán hatás számottevıen gyengébb, átlagosan minden tizenötödik évben várható. Ennél lényegesen valószínőbb a déli területeken (Pécs: 17 %, Szeged: 11%) és - feltehetıen a városklímának köszönhetıen – Budapesten (15 %). Minél távolabb helyezkedik el egy állomás az ország déli részétıl, annál kisebb a mediterrán hatás, hazánk északnyugati és északkeleti részein gyakorlatilag nulla. Tengeri jellegő hımérsékleti viszonyok elvétve fordulnak elı, leginkább a nyugati országrészben lehet ilyenekre számítani.


176

9.4 táblázat. A vizsgált éghajlattípusok elıfordulási száma az 1901-2000 között

kontinentális mediterrán tengeri

Budapest 24 15 0

Debrecen 49 2 0

Iregszemcse 28 6 4

Kaposvár 24 10 5

Kecskemét 42 6 0

Miskolc 50 0 0

Mosonmagyaróvár 25 2 7

Nyíregyháza 50 2 1

Pápa 27 10 3

Pécs 22 17 0

Szeged 35 11 0

Szombathely 17 2 5

Zalaegerszeg 23 3 4

Átlagosan 32.0 6.6 2.2

Az egyes típusok idıbeli elıfordulását vizsgálva úgy találtuk, hogy kontinentális jelleg az ország valamelyik részén (a 13 vizsgált állomásból legalább 1-nél) 60 %-os valószínőséggel jelentkezett. A 100-ból 28 évben legalább 7 állomáson, azaz az ország nagyobb részén érzıdött kifejezett kontinentális hatás, ebbıl 21 évben 10 állomás, s ezen belül 9 évben pedig az összes állomás kontinentális hımérsékleti hatást mutatott. Az egész országban egyenletes volt a kontinentális hatású évek eloszlása (1901, 1905, 1917, 1929, 1945, 1947, 1963, 1964, 1987). Valamilyen szintő mediterrán hatás az évek 22 %-ában volt kimutatható, de mindössze 4 olyan év volt, amikor ez legalább az ország felére kiterjedt. E 4 év: 1936, 1951, 1992, 1994; ez utóbbi évben 12 állomáson volt kimutatható a Földközi-tenger környékére jellemzı éghajlat hatása. A tengeri éghajlat hatása 10 évben mutatkozott meg, de szinte kizárólag csak a Dunántúl egy részén (mindössze 1 alkalommal volt észlelhetı Nyíregyházán is). Az 9.5 táblázat is ezen éghajlati típusok idıbeli alakulását mutatja be. A század 10 évtizedében és országos átlagban vizsgáltuk a 3 éghajlat elıfordulási gyakoriságát. Az eddigiekkel egybevágóan nem volt észlelhetı, hogy akármelyik típus a század bármely idıszakában számottevıen gyakrabban fordult volna elı, mint más idıszakokban, azaz ilyen szempontból nem támasztható alá jelentékeny éghajlatingadozás.


177

9.5 táblázat. A különbözı éghajlati típusok elıfordulása a 20. század évtizedeiben

Évtized sorszáma kontinentális mediterrán tengeri

1 3.9 0.0 0.4

2 2.5 0.6 1.2

3 2.8 1.5 0.1

4 3.9 0.9 0.0

5 5.9 0.3 0.1

6 2.3 1.3 0.0

7 4.5 0.0 0.0

8 0.4 0.2 0.4

9 3.7 0.2 0.2

10 2.0 1.6 0.0

Átlagosan 3.2 0.7 0.2

Havi középhımérsékletek. Az 1901 és 2000 közötti 100 év középhımérsékleteit elemeztük. A havi középhımérsékletek mintegy 22 fokos különbséget mutatnak a leghidegebb január és a legmelegebb július között. A januárra jellemzı középhımérséklet, amely a megvizsgált 13 állomáson mindenütt negatív volt, –0,5 fok és –3,0 fok között változott. A leghidegebb havi középhımérsékletet Miskolcon határozták meg, januárban: -2,8 fok volt. Meg kell említeni, hogy az északi-északkeleti országrészben mind a három téli hónapnak negatív a középhımérséklete. Ez a terület már átmenetet jelent a tılünk északabbra fekvı hidegebb mérsékelt övi éghajlattípusba. A február hónap középhımérséklete – a már említett észak-északkeleti országrész kivételével – mindenütt pozitív, nulla és 1,5 fok közötti értékekkel. Az 1 fok körüli középértékek a déli területekre jellemzık. Budapest esetében mindig célszerő szem elıtt tartani a városklíma okozta „hıhatást”. A tavaszi hónapokban a jelentıs hımérséklet emelkedés a meghatározó. Hozzávetılegesen 5 fokkal emelkedik az átlaghımérséklet minden tavaszi hónapban. Márciusban 5 fok körüli értékkel lehet számolni, áprilisban már 10 fok körüliekkel, májusban pedig már 15 fok körüliekkel. Az elsı nyári hónapra, júniusra még mindig jelentıs a hımérséklet emelkedése. Júniusban többnyire 18-20 fok közötti értékkel lehet számolni. A három nyári hónapban a középhımérsékletek 18 és 22 fok között ingadoznak. Július a legmelegebb hónap, általában 20 fok feletti


178

középhımérsékletekkel, de még augusztusban is a 20 fok feletti középértékek dominálnak. A Dunántúl délkeleti és az Alföld déli, középsı része a legmelegebb terület. A legmagasabb havi középhımérséklet Szegeden található, júliusban: 22,0 fok. Az ıszi hónapokra a 4-5 fokos hımérsékletsüllyedés a jellemzı. Szeptemberre a havi középhımérsékletek általában 15-17 fok körüli értékekre esnek vissza, októberben már csak 10 fok körüliek a középértékek, novemberben pedig mindössze 4-5 fokosak. Elérkezve az elsı téli hónaphoz a középértékek ismét nulla fok körüliek lesznek, de – az északi és északkeleti területek kivételével – még nulla és 1,5 fok közöttiek. A napi középhımérsékletek. A napi középértékeket a 20. század második felére, az 1951-2000 közötti idıszakra vonatkozóan elemeztük. A napi középhımérsékletek évi menetét a 9.8 ábrán mutatjuk be. Az ábrán Mosonmagyaróvár napi középértékeinek évi menete látható. A hımérsékleti értékeket 5 fokonként vastag vonallal jelöltük meg, hogy az egyes 5 fokonkénti idıszakok hossza jobban meghatározható legyen.

9.8 ábra. A napi középhımérsékletek évi menete

Láthatjuk az ábrán, hogy az év 70. és 80. napja között emelkednek a napi középhımérsékletek 5 fok fölé, majd a 100. és 110. napja között 10 fok fölé és a 130. és 140. napja között 15 fok fölé. Nagy vonalakban tehát azt mondhatjuk, hogy a tavaszi hımérsékletemelkedés az év 70. és 140. napja között zajlik le. Láthatjuk az ábrán, hogy a 15 fok feletti napi


y = 2E-14x6 + 8E-12x5 + 1E-09x4 - 9E-06x3 + 0,0024x2 - 0,0581x - 0,9471

R2 = 0,996-5,0

0,0

5,0

10,0

15,0

20,0

25,0

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 320 340 360 380

Az év napjai

Kö

zép

hı

mér

sékl

et (

fok)


179

középhımérséklető idıszak az év legmelegebb egybefüggı idıszaka, mert tartósan 20 fok feletti napi középhımérsékletekkel már nem lehet számolni. Húsz fok feletti idıszakok hosszabb-rövidebb ideig fennmaradhatnak, de nyáron is mindig számolni lehet azzal, hogy a napi középhımérsékletek ezen érték alá esnek. Az év 180. és 220. napja között van az év legmelegebb idıszaka 20 fok körüli napi középhımérsékletekkel. Ezután a napi középhımérsékletek fokozatosan csökkennek, s az év 260. és 270. napja között 15 fok alá csökkennek. Ezzel megkezdıdik az ıszi lehőlés idıszaka, amely többnyire az év 260. és 320. napja között zajlik le. A napi középhımérsékletek az év 290. napja körül 10 fok alá csökkennek, a 320. nap táján pedig 5 fok alá. Végül az év 360. napja után egészen a következı év 40. napja körüli idıszakig általában a negatív napi középhımérsékletek a jellemzık.

9.3 A világos és sötét napszakok középhımérsékletei A nap folyamán a napsütéses idıszak hımérséklete jelentıs befolyással van mind a fotoszintézis alakulására, mind pedig a légzés intenzitására, ám általában a szerves anyag beépítést jobban fokozzák, mint a lebontást. Az éjszakai hımérsékletek fıleg a légzés intenzitását befolyásolják. Emiatt szükség van arra, hogy a nappali és éjszakai átlaghımérsékleteket meghatározzuk. Ezen értékek számítását Went (1957) gondolatmenete alapján végeztük el.

9.9 ábra. A nappali középhımérséklet (fotohımérséklet) és az éjszakai középhımérséklet

(niktohımérséklet) meghatározása


180

Feltételezzük, hogy a hımérséklet napi menete szabályos szinuszgörbének felel meg. A napi maximum hımérséklet (tmax) és a napi minimum hımérséklet (tmin) közötti különbség, a napi hımérsékleti ingás (az amplitudó kétszerese) felénél történik a nappal és az éjszaka váltása mind a reggeli, mind pedig az esti órákban. Így az átlagos napi középhımérsékletnek a nappali amplitudó felénél, az éjszakai középhımérsékletnek pedig az éjszakai amplitudó felénél húzott vonal felel meg. A nappali középhımérsékletet Went fotohımérsékletnek (tphoto), az éjszakai középhımérsékletet pedig niktohımérsékletnek (tnycto) nevezte (9.9 ábra). Az elmondottaknak megfelelıen a nappali középhımérsékletet meghatározó formula:

)tt(4

1tt minmaxmaxphoto −−= (9.1)

Az éjszakai középhımérsékletet pedig a következı formulával számíthatjuk:

)tt(4

1tt minmaxminnycto −+= (9.2)

A számítás alapját az ország egész területét reprezentáló 19 állomás 1951 és 1990 közötti 40 éves napi adatai képezték. Meg kell jegyezni, hogy a nappali és éjszakai középhımérsékletek számítása lokális formulák segítségével is történhet (Goudriaan és van Laar 1994). Mivel hazánkban a nappali és éjszakai középhımérsékleteket még nem elemezték, meghatározásuknál az elméleti megfontolásokat vettük figyelembe, s nem dolgoztunk ki lokális formulákat. Ezt majd egy késıbbi munka keretében szándékozunk megvalósítani. Nappali középhımérsékletek. A jelentıségük – mint már említettük – abban van, hogy a növényeknél a megvilágított idıszakban játszódik le a fotoszintézis. Ezért ennek az idıszaknak a hımérséklete meghatározó a fotoszintézis szempontjából. Nappali középhımérsékletek (fotohımérsékletek) havi értékei. A nappali idıszak átlaghımérséklete januári minimummal rendelkezik (9.6 táblázat). A Dunántúlon és az Alföld déli részén a fotohımérséklet legalacsonyabb havi értéke, a januári havi átlagos fotohımérséklet is pozitív, az ország többi részén az átlagos januári fotohımérséklet – hasonlóan a januári havi


181

középhımérséklethez – negatív. A legalacsonyabb értékek ismét északkeleten (-1 oC körül), a legenyhébbek (0,4-0,8 oC) a Dél-Dunántúlon adódnak. A júliusi maximum értékek csupán pár tizedfokkal haladják meg az augusztusi átlagértékeket. Budapesten, valamint a Közép- és Dél-Alföldön 24 oC körüli, a Nyugat-Dunántúlon viszont 23 oC alatti nappali átlagok a jellemzıek. A fotohımérsékletek esetén a decemberi átlagok is 0 oC felettiek az egész országban. Az átlagos évi nappali középhımérséklet 11,9 és 13,3 oC közötti.

9.6 táblázat. A nappali középhımérsékletek (fotohımérsékletek) havi átlagai(1951-1990)

A fotohımérséklet napi középértékei. A 9.10 ábrán látható, hogy a -2 oC körüli minimum január 10-e táján fordul elı; nagyjából január 5-e és a hónap vége között süllyed fagypont alá a nappali hımérséklet. Az 5 oC átlépése március 10-e tájékán, a 10 oC-é pedig március végén történik meg. Csaknem további egy hónap múltán már 15 oC, további egy hónapot követıen 20 oC fölé nı a nappali idıszak hımérséklete. Az augusztus közepi 25 oC-ot közelítı maximális hımérséklető idıszakot követıen szeptember közepén csökken 20 oC alá, majd kb. 1 hónap múlva 15 oC, további 20 nap után 10 oC, s újabb 20 nap után november végére 5 oC alá. A fotohımérsékletek legkisebb napi középértékeinek az idıpontja az egész országban egységesen január 9.-14. közé esik. A legmagasabb nappali középhımérsékletek csak néhány északkeleti állomáson fordulnak elı július 14 táján, a vizsgált 19 állomásból 14 állomás esetén augusztus 7. és 15. közötti maximum a jellemzı. Az évi átlagos fotohımérsékletre jellemzı

Állomás

Jan

uár

Feb

ruár

Már

ciu

s

Áp

rilis

Máj

us

Jún

ius

Júliu

s

Au

gu

sztu

s

Sze

pte

mb

er

Okt

ób

er

No

vem

ber

Dec

emb

er

Év

Balassagyarmat -1.0 1.9 7.2 13.1 18.1 21.2 23.0 22.5 18.6 12.8 5.8 1.3 12.1Békéscsaba -0.1 2.8 8.2 14.0 19.0 22.2 24.0 23.7 20.0 14.3 7.4 2.3 13.2Budapest -0.1 2.6 7.8 13.7 18.6 21.9 23.8 23.4 19.5 13.7 6.6 2.1 12.8Debrecen -0.7 2.0 7.6 13.6 18.6 21.8 23.5 23.1 19.3 13.7 6.7 1.7 12.6Gyır 0.2 2.6 7.6 13.2 18.2 21.4 23.3 22.8 18.9 13.4 6.6 2.4 12.6Iregszemcse 0.2 2.8 7.7 13.4 18.1 21.4 23.3 22.9 19.2 13.7 6.9 2.4 12.7Kaposvár 0.8 3.3 8.1 13.5 18.2 21.5 23.4 23.0 19.4 13.9 7.4 2.9 13.0Kecskemét -0.2 2.6 7.9 13.8 18.7 22.2 24.1 23.6 19.6 14.0 7.0 2.2 13.0Kompolt -0.9 1.9 7.4 13.4 18.3 21.6 23.6 23.1 19.4 13.3 6.1 1.5 12.4Miskolc -1.4 1.6 7.3 13.4 18.3 21.5 23.4 22.8 18.9 12.9 5.8 0.9 12.1Nyíregyháza -1.3 1.4 7.2 13.4 18.5 21.6 23.4 22.8 18.9 13.0 6.1 1.2 12.2Mosonmagyaróvár 0.1 2.5 7.4 12.9 17.8 21.0 22.8 22.4 18.6 13.1 6.5 2.2 12.3Pápa 0.3 2.8 7.7 13.0 17.8 21.0 23.0 22.5 18.8 13.4 6.9 2.4 12.5Pécs 0.4 3.1 8.0 13.4 18.2 21.4 23.5 23.3 19.7 14.2 7.1 2.6 12.9Szeged 0.2 2.8 8.3 14.0 19.0 22.4 24.2 23.9 20.2 14.5 7.5 2.6 13.3Szolnok -0.3 2.6 8.1 13.9 18.9 22.3 24.2 23.8 20.0 14.1 7.0 2.1 13.1Szombathely -0.1 2.2 7.1 12.5 17.1 20.3 22.4 21.9 18.2 12.7 6.2 1.9 11.9Tatabánya 0.2 2.8 7.9 13.5 18.4 21.6 23.3 23.0 19.2 13.7 6.8 2.3 12.8Zalaegerszeg 0.3 2.8 7.6 12.8 17.4 20.8 22.6 22.1 18.5 13.0 6.7 2.2 12.3Országos átlag -0.2 2.5 7.7 13.4 18.3 21.5 23.4 23.0 19.2 13.5 6.7 2.1 12.6


182

területi alakulás a maximumok esetén is igaz: a 25,3 – 25,6 oC-os legmagasabb értékek az Alföld középsı és déli területein, a 24 oC alatti maximális nappali hımérsékletek pedig Nyugat-Dunántúlon és Észak-Magyarországon jelentkeznek. A fotohımérséklet legkisebb napi középértékeinek földrajzi eloszlása némileg eltérı: az 1 oC körüli értékek a Dunántúlon, a –3 oC alatti legalacsonyabb nappali hımérsékletek pedig Északkelet-Magyarországon tapasztalhatók.

9.10. ábra. A nappali és az éjszakai középhımérsékletek, valamint a napi ingás évi menete Éjszakai középhımérsékletek. Meghatározásuk a növények sötétben végbemenı légzése szempontjából fontos. Éjszakai középhımérsékletek havi értékei. A 9.7 táblázat az éjszakai középhımérsékletek, azaz a niktohımérsékletek átlagos havi értékeit mutatja be a vizsgált állomások esetén. A januári legkisebb havi középértékek az Északkelet-Magyarországot reprezentáló állomásokon (Balassagyarmat, Miskolc és Nyíregyháza) veszik fel legalacsonyabb, -4 oC alatti értékeket, míg a dél-dunántúli Kaposváron és Pécsett –2,3, illetve –2,5 oC-kal a legenyhébb január hónap átlagos éjszakai hımérséklete. A februári éjszakák még mindenütt 0 oC alattiak, márciustól novemberig viszont sehol nem fordulnak elı negatív havi éjszakai átlaghımérsékletek. A júliusi maximum területi eloszlása kissé eltér a januári minimumétól: a leghővösebb nyári éjszakák havi átlagai Nyugat-Dunántúlt jellemzik (Szombathely: 16,4 oC,


183

Zalaegerszeg: 16,5 oC), a legmelegebb pedig Budapestet (18,2 oC) és a Közép-Alföldet (18,1-18,2 oC). A július utáni csökkenés decemberben idéz elı ismét mindenütt negatív havi középértékeket (Kaposvárott a havi éjszakai középhımérséklet: 0,0 fok). Hazánk átlagos évi éjszakai hımérséklete 6,9 és 8,4 oC között mozog; a legalacsonyabb értékek Észak-Magyarországon és Nyugat-Dunántúlon, a legmagasabbak Budapesten (a városklíma miatt), Dél-Magyarországon és a Közép-Alföldön várhatók.

9.7 táblázat. Az éjszakai középhımérsékletek (niktohımérsékletek) havi átlagai (1951-1990)

A niktohımérséklet napi középértékei. A -5 oC körüli minimális értékek január második dekádjában realizálódnak, majd március elsı dekádjában megtörténik a 0 oC átlépése (9.10 ábra). Ezt követıen növekszik legdinamikusabban az éjszakai hımérséklet, így március és április fordulóján az 5 oC-ot, május elején a 10 oC-ot lépi át, s június közepére már 15 oC fölötti értékekkel számolhatunk. A 18 oC körüli maximum július közepén jelentkezik, majd a nyárvégi, ıszi idıszakban a csökkenés gyorsuló ütemővé válik. Szeptember közepétıl 15 oC alatti, november közepétıl 5 oC alatti éjszakák várhatók országosan, majd december második dekádjától fagypont alatti értékekre kell számítanunk. A niktohımérséklet évi menetének szélsı értékei a földrajzi elhelyezkedéstıl meglehetısen függetlenül jelentkeznek: az év leghidegebb éjszakája mindenhol január 9. és 17. között jelentkezik, a legmelegebb éjszaka pedig az ország egész területén július 14. A 9.7 táblázat elemzésekor már jeleztük, hogy évi átlagban Északkelet-Magyarország és Nyugat-

Állomás

Jan

uár

Feb

ruár

Már

ciu

s

Áp

rilis

Máj

us

Jún

ius

Júliu

s

Au

gu

sztu

s

Sze

pte

mb

er

Okt

ób

er

No

vem

ber

Dec

emb

er

Év

Balassagyarmat -4.1 -1.7 2.2 7.2 12.0 15.3 16.7 16.1 12.5 7.3 2.6 -1.5 7.1Békéscsaba -3.3 -1.3 3.1 8.2 13.0 16.2 17.6 17.2 13.6 8.3 3.5 -0.5 8.0Budapest -2.8 -0.6 3.5 8.6 13.3 16.6 18.2 17.7 14.0 8.9 3.6 -0.3 8.4Debrecen -3.8 -1.5 2.8 8.0 12.9 16.1 17.5 17.0 13.3 8.1 3.2 -1.0 7.7Gyır -2.7 -0.7 3.2 7.9 12.6 15.9 17.5 17.0 13.4 8.3 3.5 -0.2 8.0Iregszemcse -3.0 -0.9 3.0 7.8 12.3 15.8 17.2 16.7 13.3 8.2 3.3 -0.5 7.8Kaposvár -2.3 -0.4 3.4 8.1 12.5 15.9 17.3 16.8 13.4 8.5 3.8 0.0 8.1Kecskemét -3.2 -1.0 3.2 8.4 13.1 16.5 18.1 17.5 13.8 8.5 3.4 -0.5 8.2Kompolt -3.8 -1.4 2.8 8.0 12.8 16.0 17.6 17.2 13.7 8.2 3.0 -1.1 7.8Miskolc -4.6 -2.1 1.9 7.1 12.0 15.4 16.9 16.3 12.5 7.2 2.3 -1.9 6.9Nyíregyháza -4.2 -2.0 2.4 7.8 12.8 16.0 17.5 16.7 12.9 7.5 2.7 -1.4 7.4Mosonmagyaróvár -2.8 -0.9 2.9 7.5 12.0 15.3 16.8 16.5 13.0 8.0 3.3 -0.4 7.6Pápa -2.6 -0.6 3.2 7.7 12.2 15.5 17.0 16.6 13.3 8.4 3.6 -0.2 7.8Pécs -2.5 -0.3 3.6 8.3 12.9 16.2 17.9 17.6 14.2 9.3 3.9 -0.1 8.4Szeged -3.1 -0.9 3.2 8.3 13.1 16.4 17.8 17.4 13.7 8.6 3.7 -0.3 8.2Szolnok -3.5 -1.1 3.1 8.4 13.2 16.6 18.2 17.6 13.9 8.4 3.4 -0.7 8.1Szombathely -3.3 -1.4 2.3 6.9 11.3 14.7 16.4 16.0 12.6 7.5 2.7 -1.1 7.1Tatabánya -2.8 -0.6 3.4 8.0 12.7 16.0 17.3 17.0 13.6 8.6 3.7 -0.3 8.1Zalaegerszeg -3.1 -1.0 2.7 7.2 11.6 15.0 16.5 16.0 12.7 7.8 3.1 -0.7 7.3Országos átlag -3.2 -1.1 2.9 7.9 12.5 15.9 17.4 16.9 13.3 8.2 3.3 -0.7 7.8


184

Dunántúl rendelkezik a leghidegebb éjszakákkal, Budapest, Dél-Magyarország és Közép-Alföld pedig a legmelegebbekkel. Hasonló területi eloszlás figyelhetı meg a 17,4 és 19,2 oC közötti értékekkel jellemezhetı legmelegebb éjszaka vonatkozásában. Július 14. éjszakája Budapesten, Pécsett, Szegeden, Kecskeméten és Szolnokon a legmelegebb egy átlagos évben, míg Balassagyarmat, Szombathely, Zalaegerszeg a leghővösebb. A -6,3 és -3,8 oC közötti leghidegebb éjszaka területi változékonysága már némiképp eltérı képet mutat; Budapest mellett a dunántúli állomások (Kaposvár, Mosonmagyaróvár, Pápa, Pécs) éjszakái a legkevésbé hidegek, míg Északkelet-Magyarország a leghidegebb januárban (Balassagyarmat, Miskolc, Nyíregyháza). A hımérsékleti ingás. A maximum és minimum értékek közötti különbség adja az ingás értékét. A növénytermesztés számára általában a magas ingás értékek a kedvezıek, hiszen ha a nappali értékek magasabbak, az kedvezı a fotoszintézis számára, vagyis a szerves anyag képzıdésére, ha pedig az éjszakai értékek alacsonyak, akkor kicsi a légzés intenzitása, emiatt kevesebb szerves anyag bomlik le, ezért több lesz a növény számára megmaradó nettó szerves anyag mennyiség. A hımérsékleti ingás havi átlagai. A 9.8 táblázat az ingás havi átlagértékeinek alakulását szemlélteti. A legkisebb hımérsékleti ingásra decemberben lehet számítani: ekkor az ingás értéke 4,9 és 5,9 oC között változik. A legkisebb hımérsékleti ingások egyébként az ország északi fekvéső állomásain jellemzıek (Budapest, Nyíregyháza, Mosonmagyaróvár, Kompolt), a legnagyobbak a Dél-Alföldön (Békéscsaba, Szeged) és a Nyugat-Dunántúlon (Szombathely, Zalaegerszeg). Decembertıl a nyár második feléig növekednek az ingások, s július-augusztusban érik el maximális értéküket (11,2-13,0 oC). A júliusi maximum fıként a Dunántúl északi részére jellemzı. A maximum értékének területi eloszlása már nem volt ilyen tendenciózus: 12 oC alatti értékek Budapesten, Gyırben és Pécsett jellemzıek, 13 oC körüliek pedig Balassagyarmaton, Miskolcon és Szegeden. Az ingás évi átlaga 8,8-10,4 oC, a területi eloszlás itt sem egyértelmő, bár erıteljes egyszerősítéssel azt mondható, hogy a Dunántúlra alacsonyabb, az ország többi részére magasabb értékek adódtak. A 9.6, a 9.7 és a 9.8 táblázatban szereplı hımérsékleti értékek területi változékonysága egyaránt a termikus elemekre általában jellemzı 10-20 %-os tartományban mozog. A napi hımérsékleti ingás. Átlagos értékei 5 oC és 14 oC között mozognak. December második felében csaknem végig 5 oC körüli a napi hımérsékleti ingás. A januártól kezdve növekvı ingások március második felében érik el a 10 oC-ot, s augusztus közepén tetıznek, majd november elején ismét 10 oC alá csökkennek.


185

Az ingás alakulása általánosítható a legkevésbé. A minimum idıpontja december második fele (december 14.-31.), míg a maximum ideje július 8.-tól szeptember 15.-ig terjed. A területi eloszlás is itt a legnehezebben felismerhetı, akár az évi átlagok értékét vizsgáljuk (ahogyan azt a 9.8 táblázat kapcsán már megtettük), akár a 4,0 – 5,1 oC-os minimális, akár a 12,5 – 14,6 oC-os maximális napi ingadozások területi alakulását elemezzük. A legkisebb ingású nap átlagos értéke Balassagyarmat, Kompolt, Nyíregyháza és Mosonmagyaróvár esetén a legalacsonyabb, Békéscsaba, Szeged és Szombathely esetén a legmagasabb, a nyári maximum Budapest, Gyır, Kompolt és Pécs esetén a legkisebb, Békéscsaba, Miskolc és Szeged esetén pedig a legnagyobb.

9.8 táblázat. A napi hımérsékleti ingás havi átlagai (1951-1990)

Az ingás 40 éves abszolút rekordjait vizsgálva azt találtuk, hogy mindenütt volt olyan 24 órás idıszak, mikor a minimum és maximum különbsége 1 oC alatt maradt, s volt olyan nap is, mikor 20 oC-ot meghaladó ingás jelentkezett. Az abszolút szélsıségek tekintetében sem mutatható ki területi változékonyság: az alföldi Szolnokon volt a legnagyobb napi ingás (27,1 oC), az északi Kompolt (26,9 oC) a második, míg az északnyugati Mosonmagyaróvár (26,6 oC) a harmadik. A legkisebb maximumok: Budapesten 21,8 oC volt a legnagyobb ingás, Kecskeméten 23,1, míg Gyırben 23,3 oC.

Állomás

Jan

uár

Feb

ruár

Már

ciu

s

Áp

rilis

Máj

us

Jún

ius

Júliu

s

Au

gu

sztu

s

Sze

pte

mb

er

Okt

ób

er

No

vem

ber

Dec

emb

er

Év

Balassagyarmat 6.3 7.3 9.9 11.8 12.1 11.9 12.6 12.8 12.3 11.0 6.5 5.4 10.0Békéscsaba 6.4 8.1 10.2 11.6 11.9 11.9 12.8 13.0 12.8 12.0 7.7 5.8 10.3Budapest 5.4 6.4 8.6 10.1 10.5 10.5 11.1 11.2 10.8 9.5 6.0 4.9 8.8Debrecen 6.1 7.0 9.7 11.1 11.4 11.3 12.0 12.2 12.0 11.3 7.1 5.4 9.8Gyır 5.8 6.7 8.8 10.5 11.2 11.0 11.6 11.5 11.0 10.1 6.3 5.2 9.1Iregszemcse 6.3 7.3 9.4 11.1 11.5 11.3 12.1 12.4 11.9 10.9 7.2 5.7 9.8Kaposvár 6.3 7.3 9.4 10.9 11.5 11.2 12.1 12.4 12.0 10.9 7.1 5.6 9.7Kecskemét 6.0 7.2 9.4 10.9 11.3 11.5 12.0 12.2 11.8 10.9 7.1 5.5 9.7Kompolt 5.8 6.6 9.2 10.9 11.1 11.2 12.1 11.9 11.3 10.2 6.2 5.1 9.3Miskolc 6.5 7.5 10.8 12.5 12.7 12.3 12.9 13.0 12.7 11.5 6.9 5.5 10.4Nyíregyháza 5.7 6.8 9.4 11.2 11.5 11.3 11.9 12.1 11.8 11.0 6.7 5.0 9.6Mosonmagyaróvár 5.7 6.7 9.0 10.7 11.5 11.3 12.0 11.9 11.2 10.2 6.4 5.1 9.3Pápa 5.9 6.9 9.0 10.7 11.4 11.1 12.0 11.8 11.1 10.1 6.6 5.4 9.3Pécs 5.8 6.8 8.9 10.2 10.6 10.4 11.3 11.4 11.0 9.8 6.6 5.4 9.0Szeged 6.5 7.5 10.1 11.5 11.8 11.9 12.7 13.0 13.0 11.9 7.6 5.9 10.3Szolnok 6.3 7.4 9.8 11.1 11.4 11.5 12.1 12.3 12.2 11.4 7.2 5.6 9.9Szombathely 6.4 7.3 9.7 11.2 11.6 11.3 12.0 11.9 11.3 10.4 7.0 5.8 9.7Tatabánya 6.0 6.9 9.0 11.0 11.3 11.2 12.1 12.0 11.3 10.1 6.3 5.3 9.4Zalaegerszeg 6.7 7.7 9.7 11.1 11.8 11.6 12.2 12.2 11.6 10.5 7.2 5.9 9.9Országos átlag 6.1 7.1 9.5 11.1 11.5 11.4 12.1 12.2 11.7 10.7 6.8 5.5 9.6


186

9.4 Hımérsékleti összegek

A külföldi és hazai szakirodalomban gyakran talákozunk a hımérsékleti összeggel. Számításának alapgondolata az, hogy a hımérséklet nemcsak az intenzitásával, hanem a tartamával is hat a növényekre. A hımérséklet összegezése tehát az intenzitás és tartam együttesét kívánja kifejezni. Mivel hımérsékleteket összegezünk, a helyes kifejezés a hımérsékleti összeg. Általánosan elterjedt azonban a hıösszeg kifejezés is. Valójában azonban nem hımennyiségeket adunk össze, ezért ha a hıösszeg elnevezést használjuk, akkor is tisztában kell lennünk azzal, hogy hımérsékleteket összegezünk. A hımérsékleti összeg használatának lehetıségét az a tény is erısíti, hogy a sugárzási egyenleg és a hımérsékleti összeg között szoros összefüggés áll fenn (Budiko 1956). A hımérsékleti összeg tehát nemcsak a hımérséklet intenzitását és tartamát fejezi ki, hanem szoros kapcsolatban van az adott idıszak folyamán leérkezett sugárzásmennyiséggel. Számos publikáció foglalkozik a hımérsékleti összeg élı szervezetekre gyakorolt hatásával. Neild (1982) a fejlıdéshez szükséges hımérsékleti összegek alapján vizsgálta a cirok és a kukorica fejlıdését és termését kritikus körülmények között. Carter et al. (1991) az effektív hımérsékleti összeget használták 3 növény (szemes kukorica, napraforgó és szója) minimális termikus igényének kifejezésére, jelenlegi illetve egy esetleges éghajlatváltozás utáni termeszthetıségének jellemzésére és európai termesztési körzetének kijelölésére. A szemes kukorica beérésének minimális feltétele: 850 foknap 10 fok feletti effektív hımérsékleti összeg. A szerzık úgy találták, hogy –1 és +4 fok közötti változás az évi középhımérsékletben fokonként 300-330 km-rel tolná északabbra (lehőlés esetén délebbre) a kukorica termesztési határát. Egy másik megközelítésben az 1960-as évektıl 2020-ig terjedı idıszakban a termesztés északi határa évtizedenként kb. 50 km-rel tolódott északabbra. 2020 és 2050 között ez az érték 55-280 km-re nıne. Országokra lebontva becslést készítettek, hogy 2010-re illetve 2030-ra az adott országban milyen valószínőséggel lesz termeszthetı kukorica. Például 2030-ra csekély valószínőséggel, de elıfordulhat e növény Finnország és Svédország déli részén, Észak-Angliában, Észtországban és Ausztria magasabb fekvéső területein is. Csapó (1990) a szılı vegetációs periódusbeli agrometeorológiai igényeivel kapcsolatos vizsgálatokat végzett több borvidék többéves adatai alapján. A fakadás-szüret közötti idıszak pozitív hımérsékleti összegére 2650-3200 foknapos értéket kaptak. Zemankovicsné Hunkár (1992) a kártevık élettevékenységét jellemezte e paraméterrel: a vetésfehérítı bogár ıszi búzába való betelepedése a 6 fok feletti (effektív) hımérsékleti összeg 70 foknapos értékénél kezdıdött, s 160 foknapos értéknél fejezıdött be.


187

A hımérsékleti összegek számítása. A hımérsékleti összegeket – éppen azért, mert a hımérséklet intenzitásának és tartamának együttes megjelenítésével a növényekre gyakorolt hımérsékleti hatást akarják kifejezni – rendszerint a vegetációs periódus egészére vagy annak valamilyen részére szokták meghatározni. Általános formában a hımérsékleti összeget a következı összefüggés alapján szokás meghatározni (Varga-Haszonits 1977): ktnt ⋅=Σ (9.3) ahol Σt a hımérsékleti összeg, n azon idıszak napjainak a száma, amelyre vonatkozóan a hımérsékleti összeget meghatározták, tk ugyanazon idıszak középhımérséklete. A hımérsékleti összegek eltérı eredményeket adnak aszerint, hogy az idıszak hımérsékletét milyen formában határozzuk meg.

1. Amennyiben a vegetációs periódus folyamán a számításhoz minden (0 fok feletti) tk értéket figyelembe veszünk, akkor a pozitív hımérsékletek összegérıl beszélünk.

2. Amennyiben csak egy adott növény adott bázishımérséklete (tb) feletti hımérsékleteket összegezzük, akkor az aktív hımérsékletek összegérıl beszélünk. Azért nevezzük ezt aktív hımérsékleti összegnek, mert csak azokat a hımérsékletek összegezzük, amelyek hatással vannak a növényre. A számításnál tehát csak a tk > tb értékeket vesszük figyelembe.

3. Amennyiben csak egy adott növény bázishımérséklete feletti fokokat összegezzük, akkor az effektív hımérsékletek összegérıl beszélünk, mert csupán azokat a fokokat vesszük figyelembe, amelyek hatással vannak a növényre. Az effektív hımérsékleti összeg számításánál tehát a tk – tb értékekkel számolunk, amennyiben tk > tb.

A hımérsékleti összeg számításával kapcsolatban a kutatók már korábban is számos kifogást fogalmaztak meg (Wang 1963). A legfontosabb észreveteleket a következıkben soroljuk fel: 1) A növény életének különbözı szakaszaiban ugyanarra a környezeti tényezıre is különbözıképpen reagál. Ez vonatkozik a hımérsékletre is. A hımérsékleti összeg számításánál azonban ezt nem szokták figyelembe venni. 2) A bázishımérséklet a tenyészidıszak folyamán nem állandó. A hımérsékleti összeget azonban általában úgy számítjuk, hogy a bázishımérsékletet az egész tenyészidıszakra állandónak vesszük.


188

3) A hımérsékleti összeget azzal a feltétellel szokták meghatározni, hogy a növényfejlıdés (a fenofázisok hossza) és a hımérséklet közötti összefüggés lineáris. A (3) formulát alkalmazva ugyanis

kt

tn

Σ=

ahol n a fenofázis napjainak a száma. Látható ebbıl, hogy a hımérséklet és a fenofázis tartama között fordított, lineáris összefüggés van. A valóságban azonban ez a kapcsolat csak ritkán lineáris. 4) A hımérsékleti összeg egyedüli használata esetén nyilvánvalóan még azt is figyelembe kell venni, hogy a növényfejlıdés nemcsak a hımérséklettıl függ, hanem egyéb tényezık is befolyással vannak rá. A termikus idı. A növények növekedése, fejlıdése és produktivitása jelentıs mértékben függ a hımérséklettıl. A hımérsékleti hatás nemcsak attól függ, hogy a hımérséklet milyen értékig emelkedett vagy süllyedt, hanem attól is, hogy bizonyos hımérsékleti értékek mennyi idın keresztül hatottak a növényre. A hımérsékleti hatás tehát magában foglalja mind az intenzitást, mind pedig a hatás idıtartamát. Ennek az együttes hatásnak a kifejezésére – mint már bemutattuk – a hımérsékleti összeget szokás használni. Megfigyelték, hogy az egyes években a növények – függetlenül attól, hogy mikor vetették – hozzávetılegesen azonos hımérsékleti összegek hatására jutnak el bizonyos fejlettségi állapotba. Ezért, ha egy olyan koordináta-rendszerben ábrázoljuk a növények növekedését, amelyben a vízszintes tengelyen a hımérsékleti összeg, a függıleges tengelyen pedig a növekedés üteme van feltüntetve, akkor az azonos növekedési és fejlıdési állapotok lényegében véve azonos hımérsékleti összegeknél következik be. A növények növekedése és fejlıdése tehát a hımérsékleti összegek felhalmozódásával jól nyomon követhetı. Ezért nevezte Monteith (1981) a hımérsékleti összegek felhalmozódását termikus idınek. A 9.11 ábrán a GATE Kompolti Kutatóintezetében végzett 3 éves kísérlet adatai alapján bemutatjuk az ıszi búza levélfelületének, szármagasságának és szerves anyag tartalmának növekedését a hımérsékleti összeg, mint termikus idı függvényében. Láthatjuk az ábrán, hogy a 3 éves kísérletek adatai szerint a levélfelület növekedése 600 foknap értéknél lesz maximális, a szármagasság 1000-1200 foknap után már nem növekszik jelenetısen, s hasonló a helyzet a szerves anyag gyarapodással is, amely mintegy 1400 foknap után már nem folytatódik. Rögtön szembetőnik a három folyamat egymáshoz kapcsolódása


189

is, hiszen csak a levélfelület jelentıs csökkenése után áll le a szármagasság növekedése és a szerves anyag gyarapodása.

9.11 ábra. Az ıszi búza növekedése a termikus idı függvényében Mivel a három folyamat szorosan követi a hımérsékleti összeg alakulását, ezért bármely helyen meghatározhatjuk a hımérsékleti összeg alapján, hogy az ıszi búza e folyamatai a hımérsékleti összeg évi változásainak megfelelıen hogyan játszódnak le. Ha egy adott fajtára ismerjük ezeket az összefüggéseket, úgy az elemzést akkor is elvégezhetjük, ha az adott fajtát a vizsgált helyen sohasem termesztették. Tehát az elmondottak alapján bármely helyen meghatározhatjuk, hogy a tényleges vagy feltételezett hımérsékleti változások (éghajlatingadozás, éghajlatváltozás) milyen hatással lennének a növény növekedésére. Irodalom Budiko, M.I. 1956: Teplovoj balansz zemnoj poverhnoszti. Gidrometeoizdat, Leningrád. Carter, T.R., Porter, J.H., Parry, M.L. 1991: Climatic warming and crop potential in Europe /Prospects and uncertainties/. Global Enviromental Change. 1: 291-312 oldal. Csapó P. 1990: A szılıfajták fenofázisainakalakulása az idıjárástól függıen. Beszámolók az 1986-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 65.-77. oldal.


190

Csapó P., Szabó T., Tiringer Cs. 1992: A termésbiztonság egyes kérdései Magyarország szılıtermesztésében. Beszámolók az 1987-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 54.-67. oldal. Goudrian, J., van Laar H.H. 1994: Modeling potential crop growth processes. Kluwer, Dordrecht. Lambert K., Bézsenyi Á. 1993: A vetésfehérítı bogár kártételére vonatkozó agrometeorológiai vizsgálatok. Beszámolók az 1989-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 178.-184. oldal. Monteith, J.L. 1981: Climatic variations and the growth of crops. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society. Vol. 107, No.454: 749-774. oldal. Neild, R.E. 1982: Temperature and rainfall influences on the phenology and yield of grain sorghum and maize: a comparison. Agricultural Meteorology. 27: 79-88 oldal. Varga-Haszonits Z. 1977: Agrometeorológia. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest. Varga-Haszonits Z. 1984: A meteorológiai tényezık és az ıszi búza terméshozama közötti néhány alapvetı összefüggés. Beszámolók az 1984-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 105-118. oldal. Wang, J.Y. 1963: Agricultural Meteorology. Pacemaker Press, Milwaukee, Wisconsin. Went, F.W. 1957: Experimental control of plant growth. Chronica Botanica Company, Waltham. Zemankovicsné Hunkár M., Lambert K., Bézsenyi Á. 1992: A vetésfehérítı bogár az AGROSIM-W ökoszisztéma modellben, iiletve a megfigyelések tükrében. Beszámolók az 1988-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest 193.-202. oldal.

A NEDVESSSÉGI JELLEMZİK ÉRTÉKEINEK IDİBELI INGADOZÁSAI ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

191

10. A nedvességi jellemzık értékeinek idıbeli ingadozásai

A napsugárzással foglalkozó fejezetben ismertettük, hogy az éghajlat elsısorban az energiaellátottságon keresztül fejti ki hatását a növényekre. Meg kell azonban említenünk, hogy az energiaellátottság nem választható szét a vízellátottságtól. E két dolog szorosan kapcsolódik egymáshoz. Egy növény számára ugyanis, amikor a napsugárzás energiáját növekedésre fordítja, szükség van vízre is, különben az energia csak a növény hıjét növelné, s ezért a növény hıstressztıl szenvedne. Ezzel cseng egybe Szlovák et al. (1991) vizsgálata, mely szerint szoros, negatív kapcsolat mutatható ki a növények víztartalma és az állományhımérséklet között. Feltehetıleg ez arra vezethetı vissza, hogy a növények nagyobb víztartalma több elpárologtatható vizet jelent, s a transzspiráció hatékony eszköz a hımérséklet szabályozására. Hasonlóképpen, amikor a növény a vizet növekedésre fordítja, akkor energiára is szüksége van, mert különben a víz vagy elfolyik a felszínen, vagy átszivárog a talajon, mert a növény energia hiányában nem tudja azt felvenni. A megfelelı vízfelvétel azért is fontos a növények számára, mert vele együtt jutnak hozzá a vízben oldott tápanyagokhoz. A víz- és tápanyagellátás kapcsolatának számos vonatkozását Debreczeni és Debreczeniné (1983) összefoglaló monográfiában tekintették át. Csapó és Dénes (1987) vizsgálatai is a víz- és hıellátás kapcsolatának szorosságára utalnak; ık különbözı talajtípusok hıgazdálkodását hasonlították össze. Úgy találták, hogy a talaj hıgazdálkodását elsısorban víz- és levegıgazdálkodásuk határozta meg. A láptalajok bizonyultak a leghidegebbnek sötét színük ellnére, s ennek a magas víztartalom az oka. Az agyagtalajok is a hideg talajok közé tartoznak. A kisebb víztartalmú homoktalajoknak kicsi a hıvezetıképességük és hıkapacitásuk, s hımérsékletalakulásuk szélsıséges. A vályogtalajok a legkedvezıbb hıgazdálkodás szempontjából. Összefoglalva azt mondhatjuk, hogy az éghajlat hatását az energia és a víz kölcsönhatása határozza meg (Gates 1993). Az energia hatását a napfénytartam, a sugárzás intenzitása, a hımérséklet és a potenciális párolgás szerepe mutatja, míg a víz hatása a csapadék, a tényleges párolgás és a talajnedvesség befolyásán keresztül érvényesül. A nedvesség szerepét jelzi az is, hogy szélsıséges alakulása nagy károkat okoz. Czakó (1961) KSH-adatok alapján feldolgozta a növénytermesztés terméskieséseiért felelıs okokra vonatkozó adatokat. Azt találta, hogy a veszteségekért több mint 90 %-ban az idıjárással kapcsolatos károsító tényezık felelnek. Kiemelkedik az aszály (36 %), a jégkár (24 %), a


192

víztöbblet (árvíz, belvíz; 17 %) és a fagykár (12 %). Azonban nem csak a szélsıséges értékek hatása fontos: keszthelyi kísérletek alapján Hunkár (1990) tapasztalata az volt, hogy a hosszabb növekedési idıszak nagyobb biomassza produkcióval, s ezáltal terméssel jár együtt, a növekedési idıszak hosszát pedig az átlagosnál nedvesebb idıjárás növeli meg, azaz a termésre szerinte alapvetıen a nedvességi viszonyok hatnak.

10.1 Légnedvesség A levegıben lévı vízgız jelenti a levegı nedvességtartalmát. A vízgız a vízfelszínrıl, a csupasz talajfelszínrıl és a növénytakaró által elpárologtatott vízbıl származik. Keletkezhet az adott helyen, de akár távolabbi helyekrıl is szállíthatják a légáramlások. Ha a függıleges áramlások – elsısorban jelentıs felmelegedés esetén – a magasabb légrétegekbe emelik, akkor a hımérséklet magassággal való csökkenése miatt fokozatosan lehől, végül kicsapódik és felhık keletkeznek. A felhık esıfelhıkké állnak össze és a víz visszahull a talajfelszínre. A meteorológiában a levegıben lévı vízgıznyomását mérik. A levegı csak meghatározott mennyiségő vízgızt képes tartalmazni. Annak a vízgıznek a mennyisége, amit a levegı magába fogadhat, a hımérséklet emelkedésével fokozatosan növekszik. Amikor a levegı már több vízgızt nem képes befogadni, akkor telítési gıznyomásról beszélünk. A telítési gıznyomás (es) és a tényleges gıznyomás (ea) közötti különbséget telítési hiánynak (TH) nevezzük:

TH = ea – ea (10.1) A tényleges gıznyomás és a telítési gıznyomás arányát pedig relatív nedvességnek (rn) nevezzük. Ez a levegıben lévı vízgıznek ahhoz a vízgızmennyiséghez való arányát fejezi ki, amely adott hımérsékleten a telítettséget jelenti, vagyis

e

eRNs

a= (10.2)

Ha a relatív nedvesség értékét százalékban akarjuk megkapni, akkor a fenti képletet még 100-zal meg kell szorozni. A telítési gıznyomás a hımérséklet függvénye. Az összefügést a Magnus formulával lehet meghatározni:

t235

t45,7

1058,4es +

⋅

⋅= (10.3)


193

Ez a lehetıség azt jelenti, hogy a gıznyomás mérésével a telítési hiány vagy a relatív nedvesség is meghatározható. A relatív nedvességet egyébként a meteorológiai állomásokon higrográfok segítségével mérik.

10.1 ábra. A relatív nedvesség évi átlagának idıbeli alakulása Magyarországon (1951-90)

Évi átlagértékek. A relatív nedvesség évi átlagának 40 éves alakulását az 10.1 ábra mutatja be. A vizsgált idıszak elsı évtizedeit fokozatos és mérsékelt növekedés jellemezte, míg a 70-es évek második felétıl enyhe csökkenés jelentkezett a páratartalomértékeiben, melyek 72 és 79 % között mozogtak, az illesztett trendfüggvény pontjai pedig mindössze 2 %-os tartományon belül találhatók, ami jelzi ezen nedvességi jellemzı kiegyenlített hosszútávú alakulását. Évszakos átlagértékek. Szintén az 1951-90-es idıszak adatait felhasználva készítettük el a 10.2 ábrát, ami alapján meghatározhatjuk az évi menetet is. Az ábrán látható, hogy a relatív nedvesség évi menete tükörképe a hımérséklet évi menetének. A november-februári idıszakban a 80 % fölötti havi átlagok a jellemzık, a maximum decemberben 87 %-kal jelentkezett. A legnagyobb változás az átmeneti évszakokban észlelhetı: februártól áprilisig 14 %-kal (82-rıl 68 %-ra) csökkent, s szeptembertıl novemberig is több mint 10 %-kal változott (növekedett) a légnedvesség. A legalacsonyabb értékek a legmelegebb nyári idıszakban adódtak: a júliusi maximum 68 % alatti értékkel jelentkezett. A havi ingás (sokévi átlagban) közelítette a 20 %-ot.

71

72

73

74

75

76

77

78

79

80

1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990

Évek

Évi

átl

agér

téke

k (%

) (2

)


194

10.2 ábra. Relatív nedvesség évi menete hazánkban Napi átlagértékek. A relatív nedvesség a nap folyamán és az év folymán a hımérséklettel együtt változik, de fordított arányban. Amikor a hımérséklet süllyed, akkor a légnedvesség emelkedik és megfordítva, amikor a hımérséklet emelkedik, akkor a légnedvesség kisebb lesz.

10.3 ábra. A relatív nedvesség napi menete

Budapest1920-1950

0.0

10.0

20.0

30.0

40.0

50.0

60.0

70.0

80.0

90.0

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24

Óra

Rel

atív

ned

vess

ég (

%)

Január

Július

60

65

70

75

80

85

90

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Hónap

Rel

atív

ned

vess

ég


195

A relatív nedvesség napi menete lényegében tükörképe a hımérséklet napi menetének. A hımérsékleti minimum idején van a relatív nedvesség maximuma. Ez a téli hónapokban a korareggeli órákra, a nyári hónapokban pedig a hajnali órákra esik. A napkelte után a hımérséklet emelkedésével a relatív nedvesség fokozatosan csökken egészen a koradélutáni órákig. A hımérséklet maximuma idején van a relatív nedvesség minimuma. Ezután a hımérséklet csökkenése együttjár a relatív nedvesség emelkedésével. Meg kell még említeni, hogy a napi amplitudó (a maximum és a minimum közötti különbség) a téli hónapokban lényegesen kisebb, mint a nyári hónapokban. A relatív nedvesség január és július hónapokban 1920-1950 közötti 30 évi átlagok alapján meghatározott napi menetét Kakas vizsgálata alapján mutatjuk be (Bacsó et al. 1953) a 10.3 ábrán.

10.2 A csapadék

A meteorológiai elemek folyamatosan ingadoznak középértékeik körül. A folytonos elemeknél (pl. hımérséklet) általában kisebb az ingadozás intervalluma, mint a nem-folytonos elemek (pl. a csapadék) esetében. A nem-folytonos elemek ingadozása sok esetben meghaladja a középérték nagyságát is. Ezért különösen az olyan, mezıgazdasági szempontból fontos elem, mint a csapadék esetében fontos ismerni az ingadozás nagyságát. A csapadék esı, hó és jégesı formájában szokott hullani különbözı intenzitással. Az intenzitás erıssége elsısorban a vegetációs periódus folyamán lehet fontos, mert a nagy erıvel leérkezı csapadék (esı, jégesı) megdöntheti és rongálhatja a növényeket. Berzy és Fehér (1995) jégverés hatását szimulálták kukorica tesztnövényen. A címerhányás idıszakában jelentkezı károsító tényezı hatását találták a legnagyobbnak. A címerhányás elıtt és alatt jelentkezı mechanikus sérülésre a növény csak szemszám csökkenéssel, míg az az utáni jégverésre ezerszemtömeg csökkenéssel is reagált. Ugyanakkor a csapadék víz formájában a talaj felsı rétegeibe jutva növeli a talaj víztartalmát, s ezzel a növények rendelkezésére álló vízkészletet. Ilyen szempontból is a kisebb intenzitás a kedvezıbb. Váradi (1993) 20 állomás húszéves adatai alapján az évi maximális intenzitásokból empirikus és logaritmikusan normális eloszlásfüggvények segítségével határozta meg a mértékadó csapadékhozamok gyakoriságát 5 percestıl 3 órás idıközökig. Az 5 perces évi maximális csapadékhozamok húszéves átlaga 5-11 mm, elıforduló maximális értéke pedig területtıl függıen 9 és 25 mm között volt. Ugyanezen értékek a 180 perces idıközre 20-40 mm-nek, illetve 35-72 mm-nek adódtak. A húszéves adatbázis helyett egy szőkített, tizenötéves idıszak adatai alapján számított értékek eltérése általában mindössze néhány tized, maximum egy-két mm volt. Schirokné Kriston I.. (1994) a 30 mm-t


196

meghaladó, extrém napi csapadékok elıfordulását vizsgálta hazánkban az 1901-1990-es idıszakban. Úgy találta, hogy nem mutatható ki idıbeli változás a nagymennyiségő csapadékok elıfordulási gyakoriságában: az ország nyugati részén egy átlagos évben kb. kétszer, a dél-alföldi területeken nagyjából egy alkalommal lehet ilyen intenzív csapadékra számítani. A csapadék formája és intenzitása mellett nagy jelentıségő a gyakorisága is. Nagyon fontos a mezıgazdaság számára a rendszeres csapadékutánpótlás. Ha ez hosszabb idıre kimarad, akkor, a talaj víztartalmától függıen, a kialakuló szárazság károkat okozhat a növényekben. A csapadék jelenti a talajban tározott vízmennyiség legfontosabb utánpótlását. Ezért szükséges, hogy figyelemmel kísérjük napi, évszakos és évenkénti változékonyságát. A vizsgálatok fontosságát alátámasztja az is, hogy Nagy és Huzsvay (1995) illetve Pummer et al. (1995) kutatásai alapján fontos gazdasági növényünk, a kukorica termesztése szempontjából az éveket jól lehet jellemezni a téli idıszakban és a vegetációs periódus alatt lehullott csapadék mennyiségével, továbbá az is, hogy Csomor és Lambert (1987) 83 év megfigyelései alapján úgy találták, hogy Magyarország nyári csapadéka szélsıségekre hajlamos. Évi csapadékmennyiségek. A lehullott csapadék évi összegei jelentıs változásokat mutatnak. Az átlag értéke körüli ingadozás sokkal jelentısebb, mint a hımérséklet esetében. A 30 évenkénti változékonyság. A 20. század adatait 10 éves eltolással 30 évi szakaszokra csoportosítottuk. A kapott eredményeket az 10.1 táblázat tartalmazza. Látható a táblázatból, hogy az 1951-1980 közötti idıszaktól kezdve az évi csapadékösszegek sokévi átlaga fokozatosan csökkent.

10.1 táblázat. 30 évi csapadékátlagok a 20. században

Az is felismerhetı, hogy a dunántúli megfigyelıhelyeken a sokévi átlagok mindenütt 600 mm felett vannak, sıt az ország legcsapadékosabb délnyugati területein (Zalaegerszeg, Kaposvár) meghaladják a 700 mm-t is. E terület két állomásán még a vizsgált nyolc 30 évi idıszak legkisebb értéke is meghaladja

Évek

Bék

éscs

aba

Bud

apes

t

Deb

rece

n

Gyı

r

Ireg

szem

cse

Kap

osvá

r

Kec

skem

ét

Mis

kolc

Mos

onm

agya

róvá

r

Nyí

regy

háza

Páp

a

Péc

s

Szeg

.ed

Szom

bath

ely

Zal

aege

rsze

g

Ors

zágo

s át

lag

1901-1930 559 609 600 609 692 712 562 587 602 590 653 695 551 669 747 6291911-1940 583 608 604 608 692 739 553 598 599 600 639 685 578 648 771 6341921-1940 565 598 579 598 685 738 519 556 602 582 645 652 561 636 767 6191931-1960 570 607 570 607 658 750 522 586 614 580 664 652 561 643 735 6211941-1970 570 597 560 597 650 751 519 576 607 564 653 635 520 642 731 6121951-1980 578 565 562 565 641 746 534 600 587 549 627 644 515 617 709 6031961-1990 560 532 564 532 615 698 510 554 555 519 583 622 493 612 706 5771971-2000 555 527 550 527 617 646 497 542 564 506 576 627 490 593 694 567


197

a 600 mm-t. A többi dunántúli megfigyelıhelyen a legkisebb 30 évi átlagok is meghaladják a 600 mm-t. Meg kell azonban jegyezni, hogy a két kisalföldi megfigyelıhely: Gyır és Mosonmagyaróvár sokévi átlaga 600 mm alatt marad. Ez a terület tehát csapadékviszonyait tekintve inkább hasonlít az Alföldhöz, mint a Dunántúlhoz. Az alföldi területeken és az északi országrészben a sokévi átlagok 600 mm alatt maradnak. Csak két megfigyelıhelyen: Kecskeméten és Szegeden esnek a 30 évi átlagok – éppen az utolsó 30 évben (1971-2000) – 500 mm alá. Érdekes kérdés az is, hogy a csapadékviszonyok idıbeli alakulása mennyire hasonlít Magyarország különbözı részein. A 20. század havi csapadékösszegeinek menetét hasonlítottuk össze a hazánk teljes területét reprezentáló 14 állomás esetén. A vizsgálat eredményeit bemutató 5.2 táblázat a korrelációs együtthatókat jeleníti meg. Jól látható, hogy a földrajzi távolság növekedésével csökken az állomások közötti csapadékalakulási hasonlóság, azaz minél közelebbi állomáspárt vizsgálunk, általában annál szorosabb kapcsolat figyelhetı meg a havi csapadékösszegek között. A legszorosabb kapcsolat Pápa és Gyır (0,87-es korrelációs együttható), Nyíregyháza és Debrecen (0,85) illetve Nyíregyháza és Miskolc (0,80) között jelentkezett, s ezen állomáspárok távolsága 50 km körül van. Az észak- és nyugat-dunántúli állomásötös (Gyır, Mosonmagyaróvár, Pápa, Szombathely és Zalaegerszeg) esetén pedig például az összes együttható legalább 0,70-es értéket vett fel, de ugyanez igaz az északkelet- és kelet-magyarországi Békéscsaba, Debrecen, Miskolc és Nyíregyháza négyesre is. A 0,5 alatti legalacsonyabb értékek az ország két távoli pontjának csapadékviszonyai között adódtak (a minimum Miskolc és Szombathely között). Évek közötti változékonyság. Lényegében kétféleképpen szokták vizsgálni: mint a sokévi átlag körüli ingadozást, s mint az egymást követı évek közötti ingadozást. A 10.4 ábrán látható az éves csapadékösszegek 20. századi alakulása 15 állomás átlagában. Az ábra jól szemlélteti e nedvességi jellemzı nagymértékő idıbeli változékonyságát: a legmagasabb országos(nak tekinthetı) átlag kétszerese a legkisebbnek. Különösen érdekes, hogy ez az ingadozás akár egymást követı években is jelentkezhet (pld.: az 1910-es évek közepén). Lineáris trendfüggvényt illesztve a pontokra a százéves idıszakban mintegy 80 mm-es csökkenési tendencia mutatható ki, ami évtizedenként 8 mm-es csapadékcsökkenésnek felel meg.


198

10.4 ábra. Az évi csapadékösszeg alakulása hazánkban a 20. században (lineáris trend)

A 15 állomás átlaga1901-2000

400

450

500

550

600

650

700

750

800

850

900

1900 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000

Évek

Évi

csa

pad

ékö

ssze

g (

mm

)

10.5 ábra. Az évi csapadékösszeg alakulása hazánkban a 20. században (polinomiális trend)

Ezzel szemben az 10.5 ábrán azt láthatjuk, hogy az értékek tényleges alakulását jobban követı polinomiális trend használatakor a 90-es évek végén észlelhetı egy kismértékő emelkedés, minek következtében kb. harmadára,

A 15 állomás átlaga1901-2000

400

450

500

550

600

650

700

750

800

850

900

1900 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000

Évek

Évi

csa

pad

ékö

ssze

g (

mm

)


199

25 mm-re zsugorodik a csökkenési tendencia, ami évtizedenkénti 2,5 mm-es (vagy négyévenként 1 mm-es) csökkenést jelent. A 10.6-10.8 ábrák a 20. századi csapadékösszegek területi eloszlását mutatják be. A Dunántúl nagy részét kb. 350 és 400 mm közötti minimális csapadékösszeg jellemezte a 20. században, míg a tájegység délnyugati vidékén nem fordult elı 400 mm alatti érték. Ugyanakkor az ország területének legnagyobb hányadán 300 és 350 mm közötti minimum volt észlelhetı és Szeged környékén 250 mm alatti minimumot is feljegyeztek. Az átlagos csapadékok hasonló területi eloszlása 525 és 750 mm közötti értékekkel. 1000 mm fölötti évi csapadékösszegek a Duna vonalától keletre gyakorlatilag nem fordultak elı (az északkelet-magyarországi és a dél-alföldi régiókban még 900 mm-t meghaladó maximum sem jelentkezett), attól nyugatra viszont szinte mindenütt volt egy ennyire csapadékos év.

205 - 255 255 - 305 305 - 355 355 - 405 405 - 455 10.6 ábra. Az 1901-2000-es idıszak legkisebb évi csapadékösszegeinek területi eloszlása


200

525 - 570 570 - 615 615 - 660 660 - 705 705 - 750

10.7 ábra. Az 1901-2000-es idıszak átlagos évi csapadékösszegeinek területi eloszlása

825 - 893 893 - 961 961 - 1 029 1 029 - 1 097 1 097 - 1 165

10.8 ábra. Az 1901-2000-es idıszak legnagyobb évi csapadékösszegeinek területi eloszlása


201

A 10.9 ábra az évi csapadékösszegek gyakoriságát szemlélteti a legcsapadékosabb területet reprezentáló Zalaegerszeg és a legkevésbé csapadékos Kecskemét esetén. Zalaegerszegen az évi csapadékösszeg legvalószínőbben a 701-800 mm-es intervallumban helyezkedik el; az esetek körülbelül egy harmadában ennyi csapadék hullott a 20. században. A szomszédos kategóriákis elég gyakoriak: az esetek 75 %-ában 601 és 900 mm közötti mennyiségre lehetett számítani. 1000 mm feletti értékek csak elvétve, 400 mm alatti csapadékösszegek még elvétve sem fordultak elı a Délnyugat-Dunántúlon. Kecskeméten a 401-500 mm-es értékköz a leggyakoribb, szintén az esetek közel egy harmadában hullott ennyi csapadék, s a 401-700 mm-es értékköz gyakorisága 80 % fölötti. Az Alföld középsı részén 800 mm fölötti csapadék a 100 évben egyszer, 300 mm alatti mennyiség egyszer sem fordult elı.

10.9 ábra. Az évi csapadékösszegek gyakorisága

Évszakos csapadékmennyiségek. Tudjuk azt, hogy a különbözı növények esetén különbözı idıszakokhoz kötıdik a tenyészidıszak. A növények vízigénye ezért tenyészidıszakuk és azon belül pedig fejlettségi állapotuk szerint változik. Az ıszi gabonák általában október és július között tenyésznek, míg az egynyári növények a tavasz kezdete és az ısz vége elıtti idıszak valamely szakaszában. Vízigényük az egész vegetációs periódus folyamán jelentkezik, de kiemelten fontossá a virágzást közvetlen megelızı és követı idıszakban válik.

Az évi csapadékösszegek gyakorisága1901-2000

0

5

10

15

20

25

30

35

40

0 200 400 600 800 1000 1200 1400

Évi csapadékösszegek (mm)

Gya

kori

ság

(es

etsz

ám

ZalaegerszegKecskemét


202

10.10 ábra. A csapadék átlagos havi összegei Fontos megvizsgálnunk, hogy az egymást követı hónapokban hogyan változnak a csapadék átlagos összegei. Látható a 20. század adatai alapján elkészített 10.10 ábrán, hogy a vizsgált állomások átlagában a februári csapadékminimum (kb. 30 mm) után a havi csapadékösszegek folyamatosan emelkednek egészen a júniusi maximumig (kb. 70 mm). Ez a növénytermesztés szempontjából kedvezı jelenség, hiszen a tavasz kezdetétıl, amikor megkezdıdik a szántóföldi növények vetése, emelkedik a havi csapadékmennyiség. Mivel emelkedik a hımérséklet is, a párolgás is fokozatosan nagyobb lesz, s ezáltal az asszimiláló szervek vízszükségelete és tápanyagellátottsága biztosított. A nyári csapadékösszegek ugyan viszonylag magasak, ekkor viszont a csapadék jelentıs része záporok formájában hull le. Meg kell említeni, hogy az ország nyugati részén lévı állomásokon a csapadékmaximum júliusra tolódhat. Az ıszi csapadékeloszlás érdekessége, hogy ısszel kialakul egy másodlagos minimum és egy másodlagos maximum. A novemberi másodmaximum stabilnak látszik az évszázad folyamán, a minimum azonban ingadozik a szeptember és október között. Bacsó et al. (1953) és Bacsó (1959) az évszázad elsı 50 évének vizsgálata alapján úgy találta, hogy a másodminimum általában szeptemberben következik be. Lakatos (1993) szintén az ıszi csapadékalakulás mediterrán jellegét vizsgálta. Varga-Haszonits (1987) vizsgálatai viszont az 1951-1980-

Országos átlag1901-2000

0

10

20

30

40

50

60

70

80

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Hónapok

Csa

pad

ékö

ssze

g (

mm

)


203

as idıszakban októberben találták a másodminimumot. Az egész évszázadra vonatkozó adatsorokban ismét az októberi másodminimum a jellemzı. Napi csapadékmennyiség. A csapadék – mint korábban már említettük – nem folytonos elem. Lehullása egy-egy idıszakra korlátozódik, majd utána hosszabb-rövidebb csapadék nélküli idıszakok következnek. Ezért a nap 24 óráját figyelembe véve nem lehet a csapadék idıbeli alakulásáról, napi menetérıl beszélni. A csapadékos napok száma. Hazánkban átlagosan 110-160 csapadékos nap van; legtöbb a Dunántúlon, legkevesebb az Alföldön fordul elı. Általában elmondható, hogy ahol több a csapadék mennyisége, ott több a csapadékos nap is. A csapadék mesterséges pótlásának hatása. Az eddig elmondottakból következik, hogy öntözésre az Alföldön van leginkább szükség. Nedvesebb években öntözés hatására alig jelentkezik néhány százalékos terméstöbblet, míg egy száraz évben a pozitív hatás 50 % fölötti is lehet (Anda és Ligetvári 1992). Az öntözés eredményessége természetesen függ a növény fajától, fajtájától és fenológiai állapotától is. A zóldbab vízellátás szempontjából kritikus idıszaka a virágzás-terméskötés periódus, melynek nedvességi viszonyai az érés kezdetét is döntıen befolyásolják. Az érés idıszakában viszont már a vízellátás jelentısége kisebb (Novák 1982). Az optimális vízellátás a paradicsom minden vizsgált fajtatípusánál 30-50 %-kal növelte a termésmennyiséget a természetes vízellátású kezeléshez képest. Késıi fajták esetén mégsem ajánlható, mivel a jó vízellátás hatására az érésmenetben gyakran egy második csúcs jelentkezett, s az érésidı jelentısen meghosszabbodott. Ugyanakkor az érésdinamika kiegyenlítettebb jellege is kedvezınek bizonyult a konzervgyári ellátás szempontjából (Dávid és Anda 1985). Az öntözés számos közvetett következménnyel is jár, ıszi búza esetén például 1-2 %-os szemnedvesség növekedést okoz (Pepó és Pepó 1986).

10.3 Párolgás

Potenciális párolgás. Az agrometeorológiában a legfontosabb vízbevételi forrást: a csapadékot rendszeresen mérjük. A legnagyobb problémát a fı vízkiadás, a párolgás meghatározása jelenti. Tudományterületünkön általában háromféle felszín párolgását szoktuk vizsgálni. Ezek a vízfelszín, a csupasz talajfelszín és a növényállomány (csupasz talaj + növény) felszíne. Emellett említést érdemel az intercepció, ami a növény felületén felfogott és arról közvetlenül eltávozó víz mennyisége. Walkovszky (1982) felhívja a figyelmet, hogy bár régebben az intercepciót úgy tekintették, mint vízbevétel


204

veszteséget, a késıbbi kutatási eredmények alapján a transzspiráció csökkentésére gyakorolt hatás révén némileg ellensúlyozza azt. Ezért érdemes megkülönböztetni a nettó intercepciót, mely a bruttó intercepció és a transzspiráció csökkenés különbsége. Az alacsony, sőrő állományban a legnagyobb a párologtatást csökkentı hatás. A vízfelszínrıl történı közvetlen párolgás az a vízmennyiség, amely az adott meteorológiai viszonyok között maximálisan képes elpárologni. Mivel a szabad vízfelszínrıl történı párolgás esetén a párolgás intenzitását a víz nem korlátozza, így kizárólag a meteorológiai tényezıktıl (napsugárzás, hımérséklet, levegı párabefogadó-képessége, szél) függ. Ezért a vízfelszínrıl közvetlenül történı párolgást szokták a levegı párologtatóképességének vagy potenciális párolgásnak is nevezni. A meteorológiai tényezık ismerete egyúttal lehetıséget ad a számításukra is. Aszerint azonban, hogy az egyes számítási formulák milyen tényezıkre épülnek, különbözı számítási módok alakultak ki. A sugárzási egyenlegen alapuló módszer. Az egyik leginkább kézenfekvı módszer a potenciális párolgás meghatározására a sugárzási egyenlegbıl történı számítás. Ismerve a sugárzási egyenleg párolgásra fordított részét, meg lehet állapítani, hogy az adott energiamennyiség hány milliméter víz elpárologtatására elegendı, amennyiben a víz korlátlan mennyiségben áll rendelkezésre, vagyis

L

FAGQE N

POT−−−

= (10.4)

Ebben az összefüggésben EPOT a potenciális párolgás, QN a sugárzási egyenleg által meghatározott energiamennyiség, G a talajnak átadott energiamennyiség, A a levegınek átadott energiamennyiség, F pedig a növények által elnyelt (fotoszintézisre fordítható) energiamennyiség. Ez utóbbit csekély volta miatt, a nem a szerves anyag képzıdéséhez kapcsolódó számításoknál általában nem szokták figyelembe venni. Az L a víz egy grammjának azonos hımérséklető gızzé alakításához szükséges hımennyiség. Mivel ez a hımennyiség nem emeli a hımérsékletet, látens hınek nevezik. A (10.4) formula alkalmas arra, hogy segítségével megadjuk az elméletileg lehetséges maximális párolgás értékét. Ehhez azt kell feltételeznünk, hogy minden energia párolgásra fordítódik, azaz G = 0, A = 0, F = 0, a víz korlátlanul rendelkezésre áll és nincsen advekció. Ekkor


205

L

QE N

POT = (10.5)

Ahhoz, hogy az 1 g víz elpárologtatásához szükséges energiát megkapjuk Joule-ban kifejezve, a hımérséklet (t) ismerete szükséges: t34,22500L ⋅−= (10.6) A potenciális párolgásnak az (10.5) egyenletben megadott értékét használta Budiko (1956) a radiációs ariditási index meghatározására, amint azt a késıbbiekben látni fogjuk. A levegı párabefogadó-képességén alapuló módszer. Az elsı módszer, amelyet Dalton dolgozott ki a párolgás számítására, a telítési hiánynak és a szélsebességnek a figyelembe vételén alapult: )u(f)ee(E asPOT ⋅−= (10.7)

ahol EPOT a potenciális párolgás mennyisége, es a telítési gıznyomás, ea a tényleges gıznyomás, f(u) pedig a vízszintes szélsebességet kifejezı függvény, ahol u értéke a 2 méteres magasságban mért szélsebességet jelenti és km⋅nap-1 értékben van megadva. A formulával történı számításnál a legnagyobb problémát az f(u) függvény meghatározása jelenti, mivel a szél mérése általában nem 2 méteres magasságban történik. Ehhez járul még az a probléma, hogy a szélsebesség függvény megadásával visszük be a legnagyobb pontatlanságot a számításba. Emiatt ezt a tagot sokszor elhagyják, vagy speciálisan erre a célra kifejlesztett függvénnyel közelítik (Doorenbos és Pruitt 1977; Stigter 1980). Budiko (1956) telítési hiányra alapozott formulát is kidolgozott. İ azonban a szelet nem vette figyelembe. Számítási formulája a következı volt: )ee(DE asaPOT −⋅⋅ρ= (10.8)

ahol ρa a levegı sőrősége, D a diffúziós együttható, míg az (es-ea) különbség a telítési hiány. A diffúziós együttható értékeit (mm2/s) általában táblázatban adják meg. Azonban a 0 és 45 fok közötti hımérsékleti intervallumban a következı összefüggés alapján is kiszámítható:

5,212,293

TD

75,1

⋅

= (10.9)


206

ahol T a Kelvin fokokban megadott hımérsékletet jelenti. A telítési hiány értékeit meghatározhatjuk a meteorológiai állomásokon mért adatokból. A telítési gıznyomást a Magnus formula segítségével a hımérsékleti adatokból számíthatjuk. (Lásd a (10.3) egyenletet!) A legtöbb állomáson a tényleges gıznyomást és a relatív nedvességet is mérik. Amennyiben azonban csak egyik állna rendelkezésünkre, akkor a másik a relatív nedvesség képletébıl ((10.2) formula) számítható. A formulából a tényleges gıznyomás ismeretében a relatív nedvesség meghatározható. Ha pedig a relatív nedvességet ismerjük, akkor a tényleges gıznyomás egy ekvivalens átalakítás segítségével számítható: sna ere ⋅= (10.10)

Így a telítési hiány értékei számíthatók, s a telítési hiányra épülı formulákból a potenciális párolgás meghatározható. Mivel a levegı párabefogadó-képessége a hımérsékletnek is függvénye, ez a számítási módszer az advekciót is figyelembe veszi. A kombinált (Penman) módszer. Az elızıekben bemutatott – a sugárzási egyenlegen és a telítési hiányon alapuló – két számítási módszert Penman (1948) egyetlen formulában egyesítette:

γ+∆

γ+∆= aN

POTEQ

E (10.11)

ahol QN a sugárzási egyenleg által meghatározott energiamennyiség, Ea pedig a (7) formulájával (Ea=(es-ea)⋅f(u)) számolható. A ∆ és γ értékeit táblázatos formában szokták megadni. Amennyiben azonban a (10.11) egyenletet γ-val végigosztjuk, akkor a következı formában írható:

1

EQE aN

POT+ε

+⋅ε= (10.12)

Az ε = ∆/γ értékei pedig a hımérséklet függvényében meghatározhatók a következı negyedfokú összefüggéssel:

432 etdtctbta ++++=ε (10.13) ahol az empirikus együtthatók értékei a következık:

a = 0,68989833, b = 0,04370058, c = 1,13306⋅10-3,


207

d = 1,878⋅10-5, e = 1,5⋅10-7 A Penman formula a világon az egyik legjobban elterjedt függvény a potenciális párolgás számítására. A Penman formulát szokás félempirikus formulának is nevezni, mivel elméleti alapokra épül, de empirikus konstansokat használ együtthatóként. Elméleti megalapozottsága alkalmassá teszi a Föld bármely részén a párolgás számítására, empirikus konstansai miatt viszont az adott helyre kidolgozott lokális formulákhoz képest kevéssé pontos eredményeket ad. Hazai lokális formulák. Nyilvánvaló, hogy a legpontosabb eredményeket az adott területre kidolgozott formulák adják, mert ezek konstansait az adott területen végzett mérések alapján határozták meg. Ezeknek a formuláknak az érvényessége viszont csak arra a területre terjed ki, amelyre kidolgozták ıket. Ezért most csak a hazai agrometeorológiai vizsgálatokban leggyakrabban használt formulákat ismertetjük. Az Antal féle módszer. Antal (1968) evapotranszspirációs mérések alapján dolgozott ki párolgásszámítási formulát, amelyet a következı formában adott meg:

8,47,0asPOT )t1()ee(9,0E α+−⋅= (10.14)

ahol α = 1/273, es a telítési gıznyomás, ea a tényleges gıznyomás, t a napi középhımérséklet. Az EPOT dimenziója mm/nap. A Szász féle módszer. Szász (1973) párolgásszámítási formuláját a vízzel töltött 3 m2-es párolgási kád adataira alapozta:

⋅−⋅−⋅⋅β= )u(f)r1()21t(0095,0E 3

2

n2

POT (10.15)

Az EPOT dimenziója mm/nap. A t a napi középhımérséklet, rn a napi átlagos relatív nedvesség (e/E), az f(u) pedig a szélsebesség hatást kifejezı függvény. A β együttható az oázishatást fejezi ki, s a következı formában adható meg:

v

t

)c(

)c(

ρ

ρ=β (10.16)

ahol a számláló a talaj, a nevezı pedig a víz hıkapacitása. Agroklimatológiai módszer. Az agroklimatológiai tájékoztatórendszer kiépítésekor felmerült az igény olyan formula kidolgozására, amely a


208

meteorológiai megfigyelıhálózat méréseire épül. Erre a célra a legalkalmasabbnak a Meteorológiai Világszervezet által rendszeresített „A” típusú kád adatai látszottak. Ennek alapján Dunai et al. (1968) egy olyan összefüggést javasolt a potenciális párolgás meghatározására, amely a meteorológiai állomásokon mindenütt mért hımérséklet és relatív nedvesség adatok alapján egyszerően meghatározható. A javasolt formula:

kn

nPOT t

r2

r1E ⋅

−

−= (10.17)

A potenciális párolgás dimenziója: mm/nap. Az rn a relatív nedvesség napi középértékének századokban kifejezett értéke, tk pedig a napi középhımérséklet. A (10.17) formula ebben az alakban csak a vegetációs periódus idıszakára vonatkoztatható. Amennyiben a téli idıszakban a formulát a tk < 1 Celsius fok esetén is használni szeretnénk, akkor a tk érték helyett az (1 + t/273) kifejezést vesszük figyelembe. Amennyiben a (10.17) formulát egy napnál hosszabb idıszakra is használni szeretnénk, akkor a formulában tk az idıszak középhımérséklete, s az egyenlet jobboldalán lévı kifejezést megszorozzuk még az idıszak napjainak a számával (n):

ntr2

r1E k

n

nPOT ⋅

⋅

−

−= (10.18)

Így lehetıség nyílik arra, hogy a különbözı idıszakok potenciális párolgását ugyanazzal a formulával határozzuk meg. Potenciális evapotranszspiráció. Ismeretes, hogy korlátlan vízellátás mellett a párolgás elsısorban a rendelkezésre álló energiamennyiségtıl, a levegı párabefogadó-képességétıl és a légmozgástól függ. Ez utóbbi jelentısége abban van, hogy elszállítja a felszín felett felhalmozódott párát, s ezzel növeli a levegı párabefogadó-képességét. Emiatt a lokális formuláknál gyakran csak az energiamennyiséget vagy a hımérsékletet és a levegı párabefogadó-képességét veszik figyelembe (Varga-Haszonits és Tölgyesi 1991). Ha a párolgás közvetlenül a vízfelszínrıl történik, akkor a kapott érték a levegı párologtatóképességét vagyis a potenciális párolgást reprezentálja. A növények esetében azonban figyelembe kell még venni a párologtató felszín biológiai tulajdonságait is. Ezért a növényekkel borított felszínrıl történı potenciális párolgás, a potenciális evapotranszspiráció (PE) különbözik a szabad vízfelszínrıl történı potenciális párolgástól, s a következı összefüggéssel adható meg:


209

POTE)t(kPE ⋅= (10.19)

ahol k(t) az idıtıl függı biológiai paraméter, EPOT pedig a szabad vízfelszínrıl történı potenciális párolgás. A k(t) értékeket a szántóföldi növényekre Antal és Posza (1970), a kertészeti növényekre pedig Posza (1980) határozta meg evapotranszspirométerek segítségével (10.2 táblázat).

10.2 táblázat. A vízfogyasztást jellemzı növénykonstansok

Hónap/ dekád

İszi búza

İszi árpa

Kuko-rica

Cukor-répa

Burgo- nya

Zöld- borsó

Zöld- bab

Paradi- csom

Ubor- ka

3.1 - - - - - 0.38 - - - 3.2 - - - - - 0.40 - - - 3.3 - - - - - 0.42 - - - 4.1 0.63 0.71 - 0.54 0.55 0.46 - - - 4.2 0.77 0.73 0.47 0.54 0.55 0.51 - - - 4.3 0.92 0.77 0.49 0.56 0.57 0.59 - - - 5.1 1.02 0.24 0.52 0.58 0.60 0.70 0.48 - 0.44 5.2 1.08 0.91 0.56 0.62 0.68 0.87 0.49 0.47 0.46 5.3 1.06 0.99 0.62 0.70 0.83 1.01 0.52 0.53 0.51 6.1 0.99 1.03 0.71 0.82 0.98 0.94 0.58 0.60 0.57 6.2 0.88 1.04 0.80 0.94 1.02 0.69 0.67 0.70 6.3 0.74 1.01 0.89 1.00 1.00 0.60 0.79 0.82 0.72 7.1 0.59 0.93 0.94 0.98 0.95 - 0.91 0.95 0.82 7.2 0.49 0.76 0.97 0.94 0.86 - 0.91 1.08 0.96 7.3 - - 0.95 0.86 0.75 - 0.79 1.10 1.04 8.1 - - 0.91 0.79 0.67 - 0.66 1.01 1.03 8.2 - - 0.84 0.75 0.64 - 0.59 0.86 0.89 8.3 - - 0.76 0.73 0.62 - - 0.73 0.73 9.1 - - 0.65 0.71 0.60 - - 0.60 0.61 9.2 - - 0.65 0.71 0.60 - - 0.60 0.61 9.3 - - 0.53 0.70 - - - 0.51 -

10.1 - - - 0.68 - - - - - 10.2 - - - 0.68 - - - - - 10.3 - - - - - - - - -

A 10.2 táblázatban bemutatott értékeket felhasználva, meghatároztuk a k(t) értékek és a levélfelület közötti kapcsolatot ıszi búzára vonatkozóan. Ez az összefüggés a hımérsékleti összeg, mint termikus idı alapján is számítható. A GATE Kompolti Kutatóintezetében végzett hároméves kísérletek eredményei alapján a következı empirikus összefüggést kaptuk:

2

750KRtt

ae08,1)t(k

Σ−Σ−

⋅=Σ (10.20)


210

ahol Σt az 5 fok feletti aktív hımérsékleti összeget jelenti, ΣtKR az 5 fok feletti aktív hımérsékleti összeg azon értéke, amelynél a k(Σt) eléri a maximumát. Az a együttható értéke 1,5 ha a ΣtKR értéke <= 700 foknap, és 0,45 ha ΣtKR > 700 foknap. A (19) összefüggés tehát így is írható: POTE)t(kPE ⋅Σ= (10.21)

ahol k(Σt) a hımérsékleti összeg alapján meghatározott növényi paraméter. Ez az összefüggés lehetıvé teszi minden olyan növényre, amelyre vonatkozóan ismerjük a k(Σt) függvényt, hogy a potenciális evapotranszspirációt ne a naptári idıszak, hanem a növény fejlettségi állapotának figyelembe vételével számítsuk ki. Tényleges párolgás. A tényleges párolgás számításának az alapja, hogy a víz csak korlátozott mennyiségben áll rendelkezésre, tehát a párolgás intenzitása függ még a rendelkezésre álló vízkészlettıl is: PE)w(fE ⋅= (10.22) ahol E a tényleges párolgás, f(w) pedig a talajban rendelkezésre álló vízkészlet (a talajnedvesség) hatását kifejezı függvény. Az f(w) függgvényt kétféle közelítésben szokták meghatározni. Az egyik esetében a nedvességnek a talajból történı elpárolgását egyfázisú folyamatként értelmezik, azaz a kiszáradás folyamatát a szántóföldi vízkapacitástól a hervadáspontig egyetlen függvénnyel írják le és számítják. A kiszáradási függvény másik lehetséges közelítési módja a kétfázisú közelítés, amelynek az a lényege, hogy a vízkapacitásig telített talaj egy ideig a potenciális párolgásnak megfelelı mértékben szárad, vagyis ebben az elsı fázisban

E = PE Ez a fázis addig tart, amíg a talajnedvesség értéke nagyobb egy kritikus értéknél (w > wKR). A kritikus érték (wKR) a különbözı kutatók esetében különbözı lehet, általában 1 és 0,3 között változik. Leggyakrabban a 0,7 és a 0,5 értékeket szokták használni, vagyis feltételezik, hogy a maximális hasznos víztartalom 70 vagy 50 százalékáig a párolgás potenciális. A talajnedvesség értékét többnyire a relatív talajnedvességgel (wr) szokták megadni:


211

MAX

r w

ww = (10.23)

ahol w a talaj hasznos víztartalma, wMAX pedig a maximális hasznos víztartalom (szokták hasznos vízkapacitásnak is nevezni). A (10.22) összefüggésben szereplı f(w) függvényt az egyes kutatók különbözı formában adták meg. Elsısorban ebben különböznek egymástól a legismertebb számítási formulák. Thornthwaite módszer. Ebben a módszerben a kiszáradási függvény lineáris (Thornthwaite 1948):

PEw

wE

MAX⋅= (10.24)

Ez a módszer a szántóföldi vízkapacitástól a hervadáspontig a kiszáradási folyamatot egyenletesnek tekinti. Turc módszer. Abban különbözik az elızı módszertıl, hogy a kiszáradási folyamatot magasabb talajnedvesség mellett lassúbbnak tételezi fel, a rendelkezésre álló vízkészletet pedig nem a relatív talajnedvességgel jellemzi, hanem a lehullott csapadékmennyiség (P) és a vizsgált idıszak alatti talajnedvesség-változás (∆w) összegeként adja meg (Turc 1958). A csupasz talajra kidolgozott formula a következı:

2

POTE

wP1

wPE

∆++

∆+= (10.25)

A növények párologtatását leíró formulája még egy további tagot is tartalmaz. A potenciális párolgás meghatározására olyan formulát alkalmaz, amely csak a sugárzást és a hımérsékletet tartalmazza, a levegı párabefogadó-képességét nem. Ez a páradús levegıjő tengeri éghajlatoknál használható inkább, a változékony páratartalmú kontinentális éghajlatoknál kevésbé megfelelı formula. Turc módszerét Varga-Haszonits (1969) adaptálta hazai viszonyokra. A hazai adatokra módosított formula a következıképpen írható fel:


212

2

POT

0

0

E

Pw1

PwKE

++

+⋅= (10.26)

ahol K a különbözı talajtípusok hatását kifejezı állandó, w0 pedig a számítási idıszak elején a talaj nedvességtartalma. Jensen-Wright-Pratt módszer. Ez a módszer ismét a relatív talajnedvességre épül, de annak változását logaritmikusnak tekinti (Jensen et al. 1971):

PE)101log(

1100w

wlog

E MAX⋅

+⋅

= (10.27)

Holmes módszer. Ez a módszer jelentısen eltér az elızı kettıtıl, mert mind magas, mind pedig alacsony talajnedvesség esetén viszonylag lassan csökkenı párolgási viszonyokat tételez fel. Csupán a maximális hasznos víztartalom 30-70 %-a között mutat közel lineáris víztartalom-csökkenést. Analitikus formája a következı (Holmes 1962):

+

+

=

MAXw

wba

e1

PEE (10.28)

Ez az összefüggés logisztikus formában írja le a talajnedvesség csökkenését. Budiko módszer. Kétfázisú közelítést alkalmaz. Az elsı fázisban a párolgást – a korábban leírt módon – potenciálisnak tekinti. A második fázisban, a kritikus érték (wKR) alatt a talajnedvesség csökkenését lineárisnak veszi, vagyis a tényleges párolgást ebben a fázisban a következıképpen számítja:

PEw

wE

KR⋅= (10.29)

ahol wKR az a kritikus érték, ameddig a párolgás potenciálisnak tekinthetı. A módszert sok kutató használja. A wKR értéket általában 0,3 és 0,7 között szokták választani. Hazánkban a módszert Posza (1986) alkalmazta. İ a wKR

értéket 0,5-nek vette.


213

Holmes-Robertson módszer. İk is kétfázisú módszert alkalmaznak. Tehát az elsı szakaszban a párolgás potenciális. A második szakaszban a talajnedvesség csökkenését exponenciálisnak tekintették (Holmes és Robertson 1959):

PEeaE MAXw

wb

⋅⋅=

(10.30) A kritikus érték (wKR) ennél a formulánál 0,7. Hazai adatokon kidolgozott módszer. Ismerve a kiszáradási függvény meghatározására javasolt különbözı megoldásokat, azt a feladatot tőztük magunk elé, hogy a hazai adatokon megvizsgáljuk, melyik módszernek az alkalmazása látszik célszerőnek. Ehhez Mosonmagyaróvár és Martonvásár talajnedvesség-adatait használtuk. A következı összefüggést kívántuk meghatározni:

)w(f

PE

Er=

(10.31) Eredményül a következı összefüggést kaptuk:

+

+= MAXw

wba

e1PE

E

(10.32) Ebbıl a tényleges párolgás egyszerően meghatározható:

+

+

=

MAXw

wba

e1

PEE

(10.33) A formulában lévı konstansok értékei a következık. Csupasz talaj: homok a = 5,8 b = 11,3 vályog a = 4,9 b = -9,4 İszi búza: a = 4,2 b = -8,6 Kukorica: a = 4,0 b = -9,3 A formula konstansait egy tizedes pontossággal adtuk meg, mert ez elegendı a számításokhoz.


214

Relatív párolgás. A potenciális párolgás és a tényleges párolgás hányadosa, mint relatív párolgási érték (RE) vagy párolgási index, jól használható a talaj vízkészletének jellemzésére:

0E

ERE = (10.34)

A nedvességi viszonyok jellemzését a tényleges párolgásnak és a potenciális párolgásnak az egymáshoz való arányával, a párolgási index-szel is szokták jellemezni. Ebben az összefüggésben a potenciális párolgás az adott energiaviszonyok melletti maximális párolgást jelenti, a tényleges párolgás pedig az energiaviszonyok mellett a talajban rendelkezésre álló víz mennyiségétıl is erısen függ. Ezért ez az érték szoros összefüggésben van a talaj nedvességtartalmával.

10.11 ábra. A potenciális és tényleges párolgás évi menete

A párolgási index éghajlati értékének megadásakor a számlálóban a csupasz talaj tényleges párolgási értékét szerepeltettük, a potenciális párolgást pedig az „A” kád értékének számított értékét tettük. A potenciális párolgás értékének éghajlati szempontból jó közelítésének tekinthetı az „A” kád érték (Stanhill 2002), amelyet egy korábban Magyarországra meghatározott lokális formulával számítottunk ki (Dunay et al. 1968).


0,0

1,0

2,0

3,0

4,0

5,0

6,0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

Az év napjai

Pár

olg

ás (

mm

)

Potenciális

Tényleges párolgás


215

A 10.11 ábra a párolgási index számításához szükséges két elem, a potenciális párolgás és a tényleges párolgás alakulását mutatja be Mosonmagyaróvár 40 éves napi adatai átlagában. Az év elsı hónapjaiban a két görbe nagyjából együtt halad, s csak április közepén „nyílnak szét”. A nyár derekától a tényleges párolgás már csak kb. fele a potenciális értéknek. Az „összezáródás”az év utolsó két hónapjában ismét elég jól fedésbe hozza a pontsorokat. Említést érdemel még, hogy a tényleges párolgás 3 mm-es napi maximumértékei korábban jelentkeznek, mint a potenciális párolgás augusztus eleji, 5 mm körüli maximumai; addigra ugyanis már nincs elegendı nedvesség a tényleges párolgás közelítıleg magas értékeihez. A napi átlagértékek alapján meghatároztuk a relatív párolgás évi menetét a hazánk legnedvesebb területén fekvı Zalaegerszegre, valamint a legszárazabb területén fekvı Szegedre vonatkozóan (10.12 ábra).

10.12 ábra. A relatív párolgás évi menete két állomás esetén Látható az ábrán, hogy a téli idıszakban, amikor a csapadék mennyisége meghaladja a párolgás mennyiségét (vagyis amikor nedves idıszak van hazánkban), a párolgási index értékei akkor ingadoznak a legerısebben. Értékei azonban igen közel vannak ekkor a lehetséges maximális értékekhez mind a két területen. A nedves idıszakban tehát nem mutatkoznak jelentıs eltérések még a nedvességi szempontból szélsıséges területek között sem. A februári maximum után azonban a párolgási index értékei fokozatosan

0,30

0,40

0,50

0,60

0,70

0,80

0,90

1,00

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

110

120

130

140

150

160

170

180

190

200

210

220

230

240

250

260

270

280

290

300

310

320

330

340

350

360

370

Az év napjai

Rel

atív

pár

olg

ás

ZalaegerszegSzeged


216

csökkennek egészen egy augusztus közepén tapasztalható minimum-értékig. A száraz területen lévı Szeged esetében ezután némi emelkedés tapasztalható az index értékekben, majd szeptember közepén egy újabb hasonló mértékő minimum elıfordulása tapasztalható. Az ıszi idıszakban ismét emelkedik a párolgási index értéke és egyúttal növekszik a változékonysága is egészen a téli maximumig. Zalaegerszegen egy átlagos évben alig megy 70 % alá az index értéke, míg a rosszabb vízellátottságú Szegeden több mint 100 napig 40 % alatti értékek jellemzık. Megemlítjük még, hogy az évi menetet szemléltetı görbe a mutatott szabályosságok miatt polinommal is jól megadható, ami az éghajlati modellezés szempontjából fontos körülmény. A 10.13 ábrán Debrecen adatain mutatjuk be az évi menetet leíró hatodfokú polinomot, amelynek determinációs együtthatója (r2) 0,95, ami nagyon szoros kapcsolatot jelent.

10.13 ábra. A Debrecen relatív párolgási adataira illesztett görbe

Ariditási index. Petrasovits (1993) definíciója szerint az aszály a növénytermesztési tér tartós és olyan mértékő vízhiánya, amelynek során valamennyi környezeti tényezı közül a víz az elsıdlegesen korlátozó tényezı. Az aszály jelentıségét mutatja, hogy a 2000. évben a gabonafélék és ipari növények termésvesztesége 15-40 % között alakult, s 1,3 millió hektárt érintett az erıs vízhiány. Egy esetleges éghajlatváltozás hatását vizsgálva valószínősítik, hogy csekély mértékő, 1 fokot meg nem haladó

0,00

0,20

0,40

0,60

0,80

1,00

1,20

0 50 100 150 200 250 300 350 400


217

hımérsékletemelkedés is jelentısen rontja a növények nedvességi viszonyait a kritikus nyári idıszakban (Köles et al. 2003). Urbán (1993) áttekintette az aszály kialakulására, meghatározására és intenzitásának számszerősítésére vonatkozó hazai és nemzetközi irodalmat. Az aszálydefiníciókat négy csoportba sorolta, aszerint, hogy a csapadék alapján, a csapadék és átlaghımérséklet alapján vagy a talajnedvesség és növényi paraméterek alapján határozták meg, illetve külön említi az általános aszálydefiníciókat. A nedvességi index és szárazsági index, mint egyszerősített vízháztartási mutatószámok kiválóan alkalmasak az egyes évek vagy vegetációs periódusok nedvességi viszonyainak jellemzésére illetve a produktivitással való szoros kapcsolatuk miatt egyszerő elıállíthatóságuk ellenére alaposabb agroklimatológiai elemzésekre is (Varga-Haszonits 2002).

10.14 ábra. Az ariditási indexet meghatározó két elem évi menete A 10.14 ábra Mosonmagyaróvár 50 éves (1951-2000) napi adatai alapján az ariditási indexet alkotó két elem, a párologtatóképesség és a csapadék egymáshoz viszonyított alakulását mutatja be. Ha a csapadék értéke meghaladja a lehetséges kiadást, – ahogyan ez ez az év elsı két és fél hónapjában, illetve az utolsó nagyjából két hónapban történik – akkor az adott terület nedvesebbé válik, talajnedvessége csökken, ariditási indexe pedig 1 alatti értéket vesz fel. A Mosonmagyaróváron átlagosan 210 napos száraz idıszakban, az év 75. és 285. napja között viszont a kiadás haladja


0,0

1,0

2,0

3,0

4,0

5,0

6,0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

Az év napjai

Mill

imét

er

Párologtatóképesség

Csapadék


218

meg a bevételt, így a raktározott vízkészlet csökken. Különösen így van ez az év 150. és 250. napja között, amikor az ariditási index értéke 2 fölött van. Berzsenyi (1994) az évjárat kukoricára gyakorolt hatását különbözı érésidejő hibrideknél a növényszámmal összefüggésben vizsgálta, s a szárazságtőrés értékét számszerősítette az egyes hibridekre. Pálfi és Gulyás (1986) három napig letális vízhiány közelében tartott kukoricahibridek virágzáskor izolált leveleinek magasabb prolinkoncentrációja és a jobb szárazságtőrés között talált kapcsolatot. Pásztor és Tóth (1993) különbözı szójafajták jelentısen eltérı szárazságtőrését felismerve szintén a fajtaválasztás – mint hatékony védekezési módszer – jelentıségét hangsúlyozták.

10.4 Talajnedvesség

10.15 ábra. A relatív talajnedvesség alakulása az 1951-90-es idıszakban

Évek közötti változékonyság. A 10.15 ábra az ország két különbözı nedvességi állapotú területét reprezentáló Szeged és Zalaegerszeg esetén mutatja be a relatív talajnedvesség 1951 és 1990 közötti alakulását. Jól érzékelhetı a nagyjából párhuzamos menet, s az a kb. 15 %-os talajnedvesség különbség, amennyivel a zalaegerszegi görbe magasabban fut. Az évek közti ingadozás 25 % körüli: Szegeden 50 és 75 %, Zalaegerszegen kb. 65 és 90 %

40

50

60

70

80

90

100

1951 1956 1961 1966 1971 1976 1981 1986

Évek

Rel

atív

tal

ajn

edve

sség

SzegedZalaegerszeg


219

közötti éves értékek tapasztalhatók. Az idıbeli alakulás tendenciája mindkét állomás esetén csekély, néhány százalékos csökkenést mutat. Éven belüli változékonyság. Vizsgáljuk meg hogyan alakulnak hazánkban a talajnedvességi viszonyok. A korábban kidolgozott talajnedvesség-számítási modell segítségével (Dunai et al. 1968, Dunai et al. 1969) meghatároztuk a talajnedvesség napi értékeit is az 1951-1990 közötti idıszakra.

10.16 ábra. A relatív talajnedvesség évi menete két állomás esetén Érdekessége a talajnedvesség évi menetének (10.16 ábra), hogy a téli hónapokban, a talajnedvesség maximuma idején a 40 évi átlagértékek egészen közel vannak a maximum értékekhez (különösen Zalaegerszegen). Majd amikor a talaj elkezd fokozatosan szárazabbá válni, az átlagértékek egyre jobban közelítenek a minimum értékekehez. A minimum értékeket – hasonló a párolgási index értékekhez – augusztus közepén érik el - Zalaegerszegen ez 60 % fölötti, Szegeden viszont jóval 50 % alatt van. (Szegeden jó 4 hónapig van a kritikus, öntözési határnak is tekinthetı 50 % alatt a relatív talajnedvesség.) A párolgási index értékek tehát nagyon jól jellemzik a talajnedvességi viszonyokat. A maximum értékek az ország legnedvesebb délnyugat-dunántúli részén az egész év folyamán közel vannak a maximális hasznos víztartalom értékéhez. Július elején és szeptember hónapban található egy-egy szárazabb idıszak, amelybıl az ıszi idıszak látszik jelentısebbnek. Az ország legszárazabb délkeleti területein a

Relatív talajnedvesség1951-1990

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0 50 100 150 200 250 300 350

Az év napjai

Rel

atív

ért

ékek

(%

) Zalaegerszeg

Szeged


220

maximum értékek a nyár közepétıl az ısz végéig meglehetısen alacsonyak lehetnek, egyes esetekben nem érik el a maximális hasznos víztartalom 80%-át sem. A minimum értékek hasonlóképpen alakulnak, mint az átlagos és maximum értékek, de a nedves területeinken ezek az értékek csak a nyár közepén csökkennek 40% alá, míg a száraz területeken a tavasz végétıl az ısz végéig számítani lehet a talajok ilyen mérvő kiszáradására. 50 % alatti talajnedvességő napok száma. A 10.17-10.19 ábrák az ország három állomása esetén mutatják be havi bontásban az 50 % alatti talajnedvességő napok számát. Mint említettük, az 50 %-os talajnedvesség egyfajta öntözési határnak is tekinthetı.

10.17 ábra. Az 50 % alatti talajnedvességő napok száma Mosonmagyaróváron

Mosonmagyaróvár esetén (10.17 ábra) az 1951-90-es idıszak átlagában a július-október periódus 4 hónapjában fordult elı legalább 10 ilyen nap, 3 hónapban 10-nél (lényegesen) kevesebb ilyen nap volt várható, december-április 5 hónapjában pedig a talajnedvesség folyamatosan 50 % fölött volt. Az évben átlagosan kb. 60 ilyen száraz nap volt várható. A 20. század utolsó évtizedében hasonló idıbeli alakulás mellett nem egészen 10-zel nıtt az 50 % alatti talajnedvességő napok száma. Debrecenben (10.18 ábra) ezzel szemben 100 körüli öntözési határ alatti nap volt 1951-90 átlagában, s a június-novemberi félév volt jellemezhetı

MosonmagyaróvárAz 50% alatti talajnedvességő napok száma

0,0

2,0

4,0

6,0

8,0

10,0

12,0

14,0

16,0

18,0

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Hónapok

Ese

tszá

m (

nap

)

1991-2000

1951-1990


221

havonként 10 fölötti (vagy novemberben 10 körüli) száraz nappal és csak az év elsı 3 hónapjában volt az esetszám 0. Az 1990-es években kb. 20 nappal növekedett az 50 % alatti talajnedvességő napok száma, s a növekmény a nyári idıszakra koncentrálódott.

10.18. ábra. Az 50 % alatti talajnedvességő napok száma Debrecenben

SzegedAz 50% alatti talajnedvességő napok száma

0

5

10

15

20

25

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Hónapok

Ese

tszá

m (

nap

)

1991-2000

1951-1990

10.19 ábra. Az 50 % alatti talajnedvességő napok száma Szegeden

DebrecenAz 50% alatti talajnedvességő napok száma

0

5

10

15

20

25

30

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Hónapok

Ese

tszá

m (

nap

)

1991-2000

1951-1990


222

A még szárazabb Szegeden (10.19 ábra) 1951-90 átlagában 132 „öntözési nap” volt megfigyelhetı; csak februárban nem volt ilyen, a július-októberi idıszakban viszont havonként legalább 20. Érdekes módon a déli területen a század utolsó évtizedében csökkent az esetszám, olyannyira, hogy ezen idıszakban Debrecenhezhasonló képet mutatott. Ez is jelzi, hogy az éghajlati elemek változásai nem feltétlenül egységesen jelentkeznek az ország egész területén. A növényzet hatása a talajnedvességre. A növények jelentıs mértékben befolyásolják egy terület vízgazdálkodását. Legkedvezıtlenebb hatással a lucerna és cukorrépa van a talajnedvességre, az ıszi búza szárítja ki legkevésbé a talajt, a kukorica pedig köztes helyet foglal el e vonatkozásban (Ruzsányi 1991). Posza (1987) a növényeket három csoportba osztotta (kapásnövények, takarmánynövények, gabonafélék) talajnedvességi viszonyaik alapján, s javasolta e csoportok talajnedvességét hálózatszerően, havonta kétszer, 100 cm-es mélységig mérni. Így – véleménye szerint – megfelelı pontossággal lehet a növényállományok alatti talajnedvességet nyomon követni. Téli mérések helyett a tavaszi induló vízkészletet az ıszi befejezı nedvességnek és az ıszi-téli csapadék felének összegeként javasolta számítani. Irodalom Anda A., Ligetvári F. 1992: Öntözési idıpont elırejelzése kukoricában. Növénytermelés. 41(1) 33-41. oldal. Antal E. (1968): Új módszer a potenciális evapotranspiráció számítására. Beszámolók az 1967-ben végzett tudományos kutatásokról. OMI Hivatalos Kiadványai, XXXIV. kötet, 414-430. oldal. Antal E., Posza I. 1970: A különbözı növényállományok növénykonstansai és változásuk a tenyészidıszak folyamán. Beszámolók az 1968-ban végzett tudományos kutatásokról. OMI Hivatalos Kiadványai XXXV. kötet, 452-460. oldal. Bacsó N., Kakas J., Takács L. 1953: Magyarország éghajlata. OMI Hivatalos Kiadványai XVII. kötet., Budapest. Bacsó N. 1959: Magyarország éghajlata. Akadémiai Kiadó, Budapest. Berzy T., Fehér Cs. 1995: A különbözı fejlıdési fenofázisban észlelt jégveréshez közeli kártétel hatása a kukorica szemtermésének képzésére, és a szárszilárdságának alakulására. Növénytermelés. 44(4) 375-384. oldal. Berzsenyi Z. 1994: A növényszám és az évjárat hatása a kukorica (Zea mays L.) szemtermésének és terméskomponenseinek alakuklására az 1981-1992. években. Növénytermelés. 43(1) 61-75. oldal. Budiko, I.M. 1956: Teplovoj balansz zemnoj poverhnosztyi. Gidrometeoizdat, Leningrád, 255 oldal. Csapó P., Dénes K. 1987: Hazánk fıbb talajtípusainak hıfizikai jellemzıi. Beszámolók az 1984-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 82.-91. oldal.


223

Csomor M., Lambert K. 1987: Mezıgazdasági növénykultúrák csapadékellátottsága a nyári hónapokban. Beszámolók az 1984-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 181-187. oldal. Czakó F. 1961: A kukorica termését befolyásoló néhány mechanikai hatás vizsgálata, különös tekintettel a jégkárokra. Doktori disszertáció. Gödöllı. Dávid A., Anda A. 1985: A paradicsom érésidejének és termésmennyiségének becslésehı- és nedvesség-ellátottságának alapjai. Beszámolók az 1982-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 174.-184. oldal. Debreczeni B., Debreczeni B.-né 1983: A tápanyag- és a vízellátás kapcsolata. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest. Doorenbos, J., Pruitt, W.O. 1977: Guidelines for predicting crop water requirements. FAO. Roma, 144 oldal. Dunai S., Posza I., Varga-Haszonits Z. 1968: Egyszerő módszer a tényleges evapotranszpiráció és a talaj vízkészletének meghatározására. I. A párolgás meteorológiája. Öntözéses Gazdálkodás, Vol. VI., No. 2. szám, 39-48. oldal. Dunai S., Posza I., Varga-Haszonits Z. 1969: Egyszerő módszer a tényleges evapotranszpiráció és a talaj vízkészletének meghatározására. II. Tényleges párolgás. Öntözéses Gazdálkodás, Vol. VII., No. 2., 27-38. oldal. Gates, D.M. 1993: Climate Change and its Biological Consequences. Sinauer Associates, Inc. Publisher, Sunderland. 280 oldal. Holmes, R. M. 1962: Estimation of soil moisture content using evaporation data. Proceedings of Hydrology Symposium, Toronto. No. 1. 184-199. oldal. Holmes, R. M., Robertson, G. W. 1959: A modulated soil moisture budget. Monthly Weather Review, 101-106. oldal. Hunkár M. 1990: Az idıjárás hatása a kukorica szárazanyag produkciójának alakulására. Beszámolók az 1986-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 92-97.oldal. Jensen, M. E., Wright, J. L.,-Pratt, B. S. 1971: Estimation soil moisture depletion from climate, crop and soil data. Trans. Amer. Soc. Agr. Eng., 14: 954-959. oldal. Köles P., Antal E., Dimény J. 2003: The impacts of the increasing drought frquency on the agricultural water management. Idıjárás. Vol. 107. No. 3-4. 237.-248. oldal. Lakatos L. 1993: Van-e mediterrán jelleg Magyarország csapadékjárásában? Meteorológiai Vándorgyőlés, Debrecen. 18-21. oldal. Nagy J., Huzsvay L. 1995: Az évjárat hatás értékelése a kukorica (Zea mays L.) termésére. Növénytermelés. 44(4) 385-393. oldal. Novák J. 1982: A konzervzöldbab fenozázisaiban a vízellátottság hatása az érésütemre. Beszámolók az 1980-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 125.-138. oldal. Pálfi G., Gulyás S. 1986: Adatok a búza- és kukoricafajták szárazságtőrésének jellemzésére. Növénytermelés. 35(3) 195-203. oldal. Pásztor K., Tóth R. 1993: A szójatermesztés agrometeorológiai feltételei Magyarországon. Beszámolók az 1989-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 166.-177. oldal. Penman,H.L. 1948: Natural evapotranspiration from open water, bare soil and grass. Proc. Roy. Soc., London, 120-145. oldal. Pepó P., Pepó P. 1986: Ökológiai és agrotechnikai tényezık hatása az ıszi búzafajták szemtermésének nedvességtartalmára. Növénytermelés. 35(3) 205-213. oldal. Petrasovits I. 1993: Integrált küzdelem az aszály ellen. Aszály. Öntözési Kutató Intézet, Szarvas. 5.-14. oldal.


224

Posza I. 1980: Konzervnövények evapotranszspirációja. Beszámolók az 1978-ban végzett tudományos kutatásokról. OMSz Hivatalos Kiadványai XXXIX kötet, 226-231. oldal. Posza I. 1986: Az öntözés agrometeorológiai alapjai. Kézirat. Posza I. 1987: Az agyagtalaj nedvességviszonyai. Beszámolók az 1989-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 129.-139. oldal. Pummer L., Krisztián J., Holló S., Perényi M. 1995: A mőtrágya – csapadék – termés kapcsolata kukorica tartamkísérlet mérési eredményei alapján. Növénytermelés. 44(5-6) 535-545. oldal. Ruzsányi L. 1991: A növények elıvetemény-hatásának értékelése vízháztartási stempontból. Növénytermelés. 40(1) 71-77. oldal. Schirok-Kriston I. 1994: Temporal varation of the daily extreme high precipitation in Hungary. Idıjárás. Vol. 98. No. 3. 195.-203. oldal. Stanhill, G. 2002: Is the Class A evaporation pan still the most practical and accurate meteorological method for determining irrigation water requirements? Agricultural and Forest Meteorology, 112: 233-236. oldal. Stigter, C.J. 1980: Assesment of the quality of generalized wind functions in Penman’s equation. Journal of Hydrology, 45: 321-331. oldal. Szász G. 1973: A potenciális párolgás meghatározásának új módszere. Hidrológiai Közlöny, 435-442. oldal. Szlovák S., Szabó T., Koós L. 1991: Kukoricaállomány felület hımérséklete és vízellátottsága közötti kapcsolat vizsgálata. Növénytermelés. 40(1) 41-49. oldal. Thornthwaite, C.W. 1948: An approach toward a rational classification of climate. Georgraphical Review, 55-94. oldal. Turc, L. 1958: Le bilan d`eau des sols: relations entre precipitations, l`evaporation et écoulement. (Orosz fordítás) Gidrometeoizdat, Leningrád. Urbán L. 1993: Az aszály fogalma és jelentısége. Beszámolók az 1989-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 113.-135. oldal. Walkovszky A. 1982: Csapadék-intercepció a Fertı-tavi nádasban. Beszámolók az 1980-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 200.-212. oldal. Váradi F. 1993: Rövid idıtartamú évi maximális csapadékhozamok statisztikai vizsgálata. Beszámolók az 1990-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest 194.-210. oldal. Varga-Haszonits Z. 1969: Determination of the water content and of the evaporation of bare soil. Idıjárás, 73. évf., 6.szám, 328-334. o. Varga-Haszonits Z. (1987): Agrometeorológiai információk és hasznosításuk. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest, 248 oldal. Varga-Haszonits Z. (2002):Water supply of growing seasons and maize production. Idıjárás. Vol. 106. No. 3-4. 89.-101. oldal. Varga-Haszonits Z., Tölgyesi L. 1991: A potenciális párolgás meghatározása. Beszámolók 1987-ben végzett tudományos kutatásokról, OMSz, Budapest, 92-102. oldal. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs., Vámos O., Schmidt R. 2000: Magyarország éghajlati erıforrásainak agroklimatológiai elemzése. Lóriprint, Mosonmagyaróvár.

HİMÉRSÉKLETI EXTRÉM JELENSÉGEK ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

225

C. ÉGHAJLATI EXTRÉM

JELENSÉGEK

11. Hımérsékleti extrém jelenségek

A növények – mint az ismeretes – meghatározott hımérsékleti intervallumon belül képesek élettevékenységüket zavartalanul folytatni. Ha a hımérséklet meghaladja azt az alsó hımérsékleti küszöbértéket, amely az élettevékenységhez szükséges, akkor a növény elkezdi vegetatív tevékenységét. A hımérséklet további emelkedése esetén a növény egyre intenzívebb élettevékenységet folytat, míg el nem ér egy olyan hımérsékleti értékközt, amely a legkedvezıbb a számára. Ez az optimum hımérséklet. Ha a hımérséklet az optimum hımérséklet elérése után is emelkedik, akkor a növény élettevékenységének intenzitása fokozatosan lassul, végül elér egy maximum értéket, amely az élettevékenység szempontjából megfelelı hımérséklet felsı határát jelenti. Az élettevékenység szempontjából megfelelı intervallumnál alacsonyabb és magasabb értékek egyaránt kedvezıtlenek a növény számára. Sıt, a túlságosan alacsony illetve magas értékek károsíthatják (alsó és felsı küszöbérték), sıt, akár el is pusztíthatják (ultraminimum és ultramaximum). Agroklimatológiai szempontból ez azt jelenti, célszerő megvizsgálni minden termıhelyen, hogy a gazdasági növények élete szempontjából milyen kedvezıtlen extrém értékek léphetnek fel. A növények életét befolyásoló küszöbértékek és a klimatológiában használatos küszöbértékek között szoros kapcsolat található. A klimatológiában leggyakrabban a következı hımérsékleti küszöb-értékeket szokták használni egy-egy nap hımérsékleti jellemzésére (Bacsó 1959):

Fagyos nap: a napi hımérsékleti minimum <= 0 fok. Téli nap: a napi maximum hımérséklet <= 0 fok. ord nap: a napi minimum hımérséklet <= -10 fok. Nyári nap: a napi hımérsékleti maximum >= 25 fok. Hıség nap: a napi hımérsékleti maximum >= 30 fok. Forró nap: a napi hımérsékleti maximum >= 35 fok. Meleg éjszaka: a napi minimum >= 20 fok.


226

Ezek a küszöbértékeknek az agroklimatológiában is fontos szerepet játszanak, mivel jól kapcsolódnak a növények életéhez. Az idıjárási szélsıségek kialakulásának okaival nem foglalkozunk e tanulmány keretein belül, de utalunk rá, hogy számos szerzı foglalkozott e kérdés különbözı aspektusaival (pld. Kalmár és Lambert 1990; Koflanovits 1992; Lakatos 1995).

11.1 táblázat. A hımérsékleti minimumok abszolút értékei az 1951-1990-es idıszakban

Állomás Abszolút minimum Idıpont Balassagyarmat -25,5 1985.01.08 Békéscsaba -25,9 1987.01.13 Budapest -22,2 1987.01.13 Debrecen -24,4 1987.01.13 Gyır -24,8 1963.03.01 Iregszemcse -25,0 1985.02.14 Kaposvár -26,4 1956.02.16 Kecskemét -25,0 1954.01.03 Kompolt -25,2 1987.01.13 Martonvásár -25,2 1987.01.13 Miskolc -26,9 1987.01.13 Mosonmagyaróvár -24,1 1985.01.08 Nyíregyháza -27,6 1954.01.28 Pápa -26,9 1963.03.01 Pécs -22,2 1954.02.07 Szeged -27,8 1987.01.31 Szolnok -27,4 1960.01.14 Szombathely -22,2 1968.01.12 Tatabánya -23,4 1963.12.24 Zalaegerszeg -26,8 1987.01.13

11.1 Alacsony hımérsékletek Hımérsékleti minimumok. Az 1951-1990 közötti idıszakban a vizsgált meteorológiai állomásokon (11.1 táblázat) mért legalacsonyabb hımérséklet 27,8 fok volt, amelyet Szegeden mértek 1987. január 31-én. A legalacsonyabb érték az ország minden megyéjében –22 foknál alacsonyabb volt, de mindenütt –30 fok alatt maradt. Amint a táblázatból látható jellegzetes területi eloszlást nem lehet megállapítani. A legalacsonyabb értékek a legtöbb esetben januárban következtek be. Négy állomáson


227

februárban mérték a legalacsonyabb hımérsékletet, két esetben pedig március elsején.

Éven belüli változékonyság. A 11.2 táblázatban látható, hogy hazánkban a téli hónapokban az átlagos minimum értékek negatívak. A hővös északi és nyugati területeken még a márciusi átlagos minimum érték is negatív vagy legalábbis közel áll a nullához. Az átlagos minimum hımérsékletek a hımérsékletek évi menetének megfelelıen alakulnak januári minimummal és júliusi maximummal.

11.2 táblázat. A minimum hımérsékletek havi átlagai (1951-1990)

Ha a napi átlagos minimum hımérsékleteket vizsgáljuk, akkor – amint az 11.1 ábrán is látható – a legalacsonyabb minimum értékeket január második dekádjában, a legmagasabb értékeket pedig július közepe táján találjuk. A január közepe és július közepe közötti emelkedı szakaszban, hozzávetılegesen április 10-20-a táján az átlagos éjszakai minimum hımérsékletek 5 fok fölé emelkednek és megközelítıleg egészen október 15-25-éig 5 fok felett maradnak.

Állomás

Jan

uár

Feb

ruár

Már

ciu

s

Áp

rilis

Máj

us

Jún

ius

Júliu

s

Au

gu

sztu

s

Sze

pte

mb

er

Okt

ób

er

No

vem

ber

Dec

emb

er

Balassagyarmat -5.6 -3.6 -0.2 4.2 9.0 12.3 13.5 12.9 9.4 4.5 1.0 -2.8Békéscsaba -4.9 -3.4 0.6 5.3 10.0 13.3 14.4 13.9 10.4 5.3 1.6 -2.0Budapest -4.1 -2.2 1.4 6.1 10.6 14.0 15.5 14.9 11.3 6.5 2.1 -1.6Debrecen -5.3 -3.3 0.3 5.2 10.0 13.3 14.5 14.0 10.3 5.3 1.4 -2.3Gyır -4.2 -2.5 1.1 5.3 9.8 13.2 14.6 14.1 10.6 5.8 1.9 -1.5Iregszemcse -4.5 -2.8 0.6 5.0 9.5 13.0 14.2 13.6 10.3 5.5 1.5 -1.9Kaposvár -3.9 -2.3 1.1 5.3 9.6 13.1 14.3 13.7 10.4 5.8 2.1 -1.4Kecskemét -4.7 -2.8 0.9 5.6 10.3 13.6 15.1 14.5 10.8 5.7 1.7 -1.9Kompolt -5.2 -3.1 0.5 5.2 10.0 13.2 14.6 14.2 10.9 5.6 1.5 -2.4Miskolc -6.2 -4.0 -0.8 4.0 8.8 12.3 13.7 13.1 9.4 4.3 0.6 -3.3Mosonmagyaróvár -6.2 -4.0 -0.8 4.0 8.8 12.3 13.7 13.1 9.4 4.3 0.6 -3.3Nyíregyháza -5.6 -3.7 0.1 5.0 9.9 13.1 14.5 13.7 10.0 4.7 1.1 -2.6Pápa -4.1 -2.4 0.9 5.0 9.3 12.7 14.0 13.7 10.5 5.8 1.9 -1.6Pécs -3.9 -2.1 1.4 5.8 10.3 13.6 15.1 14.7 11.5 6.9 2.2 -1.4Szeged -4.7 -2.8 0.7 5.4 10.2 13.4 14.7 14.1 10.5 5.6 1.8 -1.8Szolnok -5.0 -3.0 0.7 5.6 10.3 13.7 15.1 14.5 10.8 5.5 1.6 -2.1Szombathely -4.9 -3.3 -0.1 4.1 8.4 11.9 13.4 13.0 9.7 4.9 0.9 -2.5Tatabánya -4.3 -2.4 1.1 5.3 9.9 13.2 14.3 14.0 10.7 6.1 2.1 -1.7Zalaegerszeg -4.8 -3.0 0.3 4.4 8.6 12.1 13.4 13.0 9.8 5.1 1.3 -2.2


228

11.1 ábra. A napi minimum hımérsékletek átlagainak évi menete Évek közötti ingadozás. Az évi átlagos minimum értékek többnyire 3 és 7 fok között váltakoznak, s bár az 1990-es években gyengén emelkedı tendenciát mutatnak, kifejezett változási tendenciáról nem lehet beszélni. Meg kell említeni, hogy az emelkedési tendencia Miskolc esetében erıteljesebb. Fagyos napok. A meteorológiában fagyos napnak tekintik az olyan napokat, amelyeken a napi minimum hımérséklet nem haladja meg a nulla fokot. Ezek – mint már korábban részletesen tárgyaltuk (Varga-Haszonits et al. 2000) – vagy az adott helyen az erıteljes éjszakai lehőlés következményeként, vagy pedig hideg advekció eredményeként alakulnak ki, s alkotnak különbözı típusokat, amelyeknek megkülönböztetése a fagyvédelem szempontjából fontos. Éven belüli változékonyság. Az elemzést elıször a fagyos napok havi átlagai alapján végezzük el. Látható az 11.3 táblázatból hogy januárban van a legtöbb fagyos nap. Átalagos számuk ekkor meghaladja a 20-at. Ezután fokozatosan csökken a havi átlagos számuk, s májusban már 40 évi átlagban nincs kimutatható érték. Ez a fagymentes idıszak májustól szeptemberig tart. Októberben már megint kis számban elıfordulnak, s ez a szám emelkedik a januári maximumig.

Szolnok1951-2000

-10.0

-5.0

0.0

5.0

10.0

15.0

20.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

Az év napjai

Nap

i min

imu

m hı

mér

sékl

etek


229

11.3 táblázat. A nulla fokos vagy nulla fok alatti minimum hımérséklető napok átlagos száma (1951-1990)

Az évet lényegében két nagy idıszakra lehet osztani: egy adott év 260. napja és a következı év 140. napja közötti fagyos idıszakra és egy adott éven belül a 140. nap és a 260. nap közötti fagymentes idıszakra. Az év 260. napja után egyre inkább várható fagypont alatti minimumok elıfordulása. A leggyakrabban januárban lehet számítani fagyos napokra. A januári maximum után a számuk fokozatosan csökken, egészen addig, amíg az adott évben az utolsó fagyos nap be nem következik. Az év folyamán jelentkezı hımérsékleti hatások közül talán a fagyok leginkább szembetőnı következményei emelhetık ki. Ugyanakkor a károsodás mértéke a növény érzékenységétıl is függ. A meleg égövrıl származó kukorica például már fagypont feletti, 0 fok fölötti alacsony hımérsékletek hatására is károsodik (Bocsi 1989). A koraıszi fagyokra különösen érzékeny kultúrák: kukorica, cukorrépa, dohány, cirok, rizs, paprika, ıszi fogyasztásra termesztett zöldségfélék, szılı. A gyümölcsöket a fagy ritkán teszi tönkre, mert a cukortartalom jó fagyállóságot biztosít, de romlik a minıség és a fák ellenállóképessége az erıs téli lehőlésekkel szemben (Kalmár és Lambert 1990). Veisz (1993)

Balassagyarmat 26 22 16 5 0 0 0 0 0 5 12 22Békéscsaba 25 20 14 3 0 0 0 0 0 4 11 20Budapest 25 18 11 1 0 0 0 0 0 2 9 20Debrecen 26 21 14 3 0 0 0 0 0 4 11 21Gyır 24 18 12 2 0 0 0 0 0 3 9 19Iregszemcse 26 20 13 3 0 0 0 0 0 4 11 21Kaposvár 24 18 12 2 0 0 0 0 0 3 10 20Kecskemét 25 19 12 2 0 0 0 0 0 3 10 20Kompolt 26 21 14 2 0 0 0 0 0 3 11 22Miskolc 27 22 18 5 0 0 0 0 0 6 13 24Mosonmagyaróvár 25 19 13 3 0 0 0 0 0 3 10 20Nyíregyháza 27 22 15 3 0 0 0 0 0 5 12 22Pápa 24 18 13 3 0 0 0 0 0 3 10 20Pécs 24 18 11 2 0 0 0 0 0 1 9 19Szeged 25 19 13 2 0 0 0 0 0 3 10 20Szolnok 26 20 13 1 0 0 0 0 0 3 10 21Szombathely 27 21 16 4 0 0 0 0 0 4 12 23Tatabánya 24 18 12 3 0 0 0 0 0 3 9 20Zalaegerszeg 26 20 14 4 0 0 0 0 0 4 12 22

Dec

embe

r

A fagyos napok átlagos száma

Aug

uszt

us

Szep

tem

ber

Okt

óber

Nov

embe

r

Ápr

ilis

Máj

us

Júni

us

Júliu

s

Állomások

Janu

ár

Feb

ruár

Már

cius


230

fitotronban jó és gyenge fagyállóságú búzafajták hımérséklet reakcióját vizsgálta –14 és –16 fokon. Leginkább a növényenkénti kalászszám, s ennek következtében a mellékkalászok szemszáma, szemtömege és az összes szemtermés értéke változott a különbözı fajták esetén alacsony hımérsékleten. A fıkalász szemszáma és tömege kevésbé mutatta a fagyhatást. Stollár és Zárbok (1984) gyümölcsfajok hımérsékleti igényeit hasonlították össze és a kajszibarackot találták a legérzékenyebbnek az éghajlatunkat jellemzı hirtelen lehülésre. A kajszi fagy általi károsodására minden harmadik-negyedik évben számítani lehet. A késıbbi virágzás miatt valamelyest kisebb a fagyveszély a cseresznye, meggy és ıszibarack állományokban, s a Vilmos körténél is. Szilva esetén a jó fagytőrıképesség és a késıbb meginduló vegetáció miatt az ország területének 90 %-án 5 % körüli (30 évbıl 1-2 év) a károsodás elıfordulásának valószínősége. Hasonló károsodás várható a fagyérzékenyebb Jonatán almánál is, amely jó eredményt a legkésıbbi (április végi) virágzásnak tulajdoníthatjuk. Az ország különbözı területein 10 napos ingadozás figyelhetı meg a fenofázisok bekövetkezési idıpontjában, ami szintén hatással van a fagykárok jelentkezésére. A makroklimatikus viszonyokat figyelembe véve csak a kajszibarack estében tőnik ökonómiailag megalapozottnak a fagyvédekezés rutinszerő alkalmazása. Stollár és Zárbok (1985) a kajszibarack gyenge fagytőrését azzal magyarázták, hogy a gyorsan lezajló mélynyugalmi szakasz után már alacsony, nulla fokhoz közeli hımérsékleteken is fejlıdésnek indul, s korán virágzik. Dunkel et al. (1984) a szılı fagyérzékenységével foglalkoztak. Fagyklimatológiai feltérképezés alapján megállapították, hogy a Balaton-menti, Mecsek-Villányi és Soproni borvidéken lényegesen kisebb a fagyveszély, s így nagyobb a termésbiztonság, mint az alföldi és északi országrészek borvidékein. Ugyanakkor ezt az általános megállapítást árnyalja a fagyzugok jelenléte és erısen negatív, helyileg tapasztalható hatása, így azok felderítése fontos elıfeltétele a megalapozott döntéseknek, Említést érdemel, hogy bár Varga-Haszonits (1987) szerint a tenyészidıszak egészét tekintve a növényekre gyakorolt termikus hatás meghaladta a nedvességi tényezık hatását, ugyanı (Varga-Haszonits 1981) a fagy által okozott átlagos károkat kisebbnek találta az aszály által elıidézetteknél. Évek közötti változékonyság. Érdekessége az 1951-1990 közötti idıszaknak, hogy két 20 éves idıszakra lehet osztani. Az elsı 20 évben (1951-1970) a fagyos napok száma 100 nap körül ingadozott, a második 20 évben (1971-1990) pedig csak 80 körül. Az egyes évek adatai alapján változási tendencia nem észlelhetı, viszont 1970 táján egy jól felismerhetı törés következett be, átlagos 20 napos csökkenéssel.


231

Téli napok. Téli nap az, amikor a napi maximum hımérséklet nem emelkedik nulla fok fölé.

11.4 táblázat. A téli napok átlagos száma (1951-90)

Éven belüli változékonyság. A 11.4 táblázat azt mutatja, hogy novemberben már elıfordulhatnak olyan napok, amikor egész nap nulla fok alatt marad a hımérséklet. Természetesen a legtöbb téli nap a három téli hónapban fordul elı, januári maximummal. Érdekes, hogy a téli napok átlagos száma decemberben meghaladta a februári átlagos értéket. Téli nap elıfordulhat még az elsı tavaszi hónapban: márciusban is. A napi adatok alapján számított évi menetet, a 11.2 ábrán láthatjuk, amely Gyır adatain mutatja be az éven belüli változékonyságot. Az 50 évbıl átlagosan több, mint 20 évben volt téli nap január második dekádjában. Ez mutatja a maximumot. Utána fokozatosan csökken a téli napok száma, s március harmadik dekádja után már nem várható elıfordulásuk. İsszel november elsı dekádjától lehet számítani téli nap elıfordulására. A fokozatos emelkedés után átlagos számuk december vége felé már 15 fölé emelkedhet.

Állomások

Jan

uár

Feb

ruár

Már

ciu

s

Áp

rilis

Máj

us

Jún

ius

Júliu

s

Au

gu

sztu

s

Sze

pte

mb

er

Okt

ób

er

No

vem

ber

Dec

emb

er



232

11.2 ábra. A téli napok átlagos számának évi menete

Évek közötti változékonyság. A téli napok évi átlagos száma többnyire 10 és 50 között ingadozik. Egy-egy évben elıfordulhat azonban, hogy 10-nél kevesebb téli nap volt, máskor pedig a számuk meghaladhatta az 50-et. A téli napok évek közötti változékonyságában észrevehetı tendencia azonban mutatható ki. Zord napok. Zord napnak számít az nap, amikor a napi minimum hımérséklet nem haladja meg a –10 fokot. Éven belüli változékonyság. A 11.5 táblázat mutatja a havonkénti zord napok számát. A táblázatból látható, hogy novemberben már elıfordulhatnak zord napok. Decemberben pedig már átlagosan 1-3 zord nappal lehetszámolni. Januárban van a legtöbb zord nap, átlagos számuk ekkor 4 és 7 között váltakozik. Februárban még mindenütt 2-4 zord nap lehetséges, márciusban azonban már legfeljebb csak 1-2-re lehet számítani. A napi adatokból kivehetı, hogy már novemberben számolhatunk zord nappal. Számuk decemberben növekszik, a maximumuk januárban van. Innét a számuk fokozatosan csökken, s március vége felé már megszőnnek.

Gyır1951-2000

-5

0

5

10

15

20

25

30

0 50 100 150 200 250 300 350 400

Az év napjai

Tél

i nap

ok

szám

a


233

11.5 táblázat. A zord napok évi átlagos száma

Évek közötti változékonyság. A zord napok évi átlagos száma 0 és 20 között változik, egyes években azonban a számuk meghaladhatja ezt. Az 50 évi változékonyságban az utóbbi évtizedekben jelentıs mértékő, kimutatható tendencia nem ismerhetı fel. A fagy elleni védekezés. Az advektív fagyok ellen nem tudunk védekezni, elsısorban a kisugárzási és keverék fagyok azok, amelyekkel szemben – legalábbis, ha a hımérséklet nem süllyed jelentısen –5 fok alá – lehet eredményes védekezést folytatni. A védekezési eljárásokat megszokták különböztetni aszerint, hogy aktív vagy passzív eljárásokra épülnek. Ezeknek a módszerekrıl áttekintést kaphatunk Varga-Haszonits (1987), valamint Kalma et al. (1992) munkái alapján.


Állomások

Janu

ár

Feb

ruár

Már

cius

Dec

embe

r

A zord napok átlagos száma

Aug

uszt

us

Szep

tem

ber

Okt

óber

Nov

embe

r

Ápr

ilis

Máj

us

Júni

us

Júliu

s


234

11.2 Magas hımérsékletek

A növények fotoszintetikus folyamatainak intenzitása erısen függ a hımérséklettıl. A szerves anyag képzıdése a bázishımérséklet feletti hımérsékletek mellett növekvı hımérséklettel fokozatosan emelkedik, míg el nem éri a maximumát. Az ehhez tartozó hımérsékleti érték az optimum hımérséklet. E felett a hımérséklet emelkedésével a szerves anyag képzıdés intenzitása egyre kisebb lesz, s elér egy olyan értéket, amelynél a légzésbıl származó veszteség nagyobb lesz, mint az ugyanazon idı alatt képzıdött szerves anyag mennyisége. Ezért a magas nappali hımérsékletek a növények számára kedvezıtlenek.

11.6 táblázat. A hımérsékleti maximumok abszolút értékei 1951-1990 között

Állomás Abszolút maximum Idıpont Balassagyarmat 38,2 1952.08.15 Békéscsaba 39,5 1952.08.15 Budapest 38,6 1952.08.15 Debrecen 39,0 1952.08.16 Gyır 38,2 1957.07.08 Iregszemcse 38,0 1968.07.11 Kaposvár 38,4 1952.08.14 Kecskemét 39,5 1952.08.15 Kompolt 38,5 1952.08.15 Miskolc 38,6 1952.08.16 Mosonmagyaróvár 37,9 1952.08.15 Nyíregyháza 40,2 1952.08.16 Pápa 38,3 1957.07.09 Pécs 38,6 1952.08.14 Szeged 39,7 1952.08.15 Szolnok 38,0 1952.08.15 Szombathely 37,5 1952.08.15 Tatabánya 38,5 1952.08.15 Zalaegerszeg 37,0 1968.07.12

A hımérséklet azonban nemcsak a fotoszintézis intenzitását, hanem a légzés intenzitását is erıteljesen befolyásolja. Ennek különösen az éjszakai órákban van jelentısége, amikor a fotoszintézis szünetel. Ekkor a légzés intenzitásától függ, hogy mekkora lesz a szerves anyag leépülés. Minél magasabb a hımérséklet annál nagyobb veszteséggel kell számolni. Ezért a magas éjszakai hımérsékletek is károsak a növények számára.


235

Maximum hımérsékletek. Az egyes megyékben az 1951-1990 közötti idıszakban elıfordult legmagasabb hımérsékleteket a 11.6 táblázatban láthatjuk. A 20. század második felében vizsgált 40 évben Nyíregyházán mérték a legmagasabb hımérsékletet 40,2 fokot 1952. augusztus 17-én. Amint látható ország számos helyén mértek az 1952. augusztus 14 és augusztus 17 közötti idıszakban 40 fokhoz közeli hımérsékletet. A legtöbb helyen ebben az idıszakban található a legmagasabb hımérséklet. Ezenkívül még 1957. július 8-9-én volt még 40 évi maximum (Gyır és Pápa), valamint 1968.júlis 11-12-én (Zalaegerszegen és Iregszemcsén). A legmagasabb hımérsékletek minden esetben július vagy augusztus hónapokban fordultak elı.

11.7 táblázat. A maximum hımérsékletek havi átlagai (1951-90)

Éven belüli változások. A maximum hımérsékleti értékeinek évi menete követi a hımérséklet ismert évi változását. Látható a 11.7 táblázatból, hogy még a leghidegebb január hónapban is pozitív érték a havi átlagos maximum. A hónapról-hónapra történı fokozatos emelkedés következtében a legmelegebb júliusban már 25 fölötti a havi átlagos maximum hımérséklet. Mivel még augusztusban is a 25 fok feletti maximumok a jellemezıek, az ıszi hónapok átlagos maximum hımérséklete emiatt gyorsabban csökken.

Állomás

Jan

uár

Feb

ruár

Már

ciu

s

Áp

rilis

Máj

us

Jún

ius

Júliu

s

Au

gu

sztu

s

Sze

pte

mb

er

Okt

ób

er

No

vem

ber

Dec

emb

er

Balassagyarmat 0.6 3.7 9.7 16.1 21.1 24.2 26.1 25.7 21.7 15.5 7.5 2.6Békéscsaba 1.4 4.4 10.8 16.8 21.9 25.1 27.3 26.9 23.2 17.3 9.3 3.8Budapest 1.3 4.2 9.9 16.2 21.2 24.5 26.6 26.2 22.2 16.0 8.1 3.4Debrecen 0.8 3.8 10.1 16.3 21.5 24.6 26.5 26.2 22.4 16.6 8.5 3.1Gyır 1.7 4.3 9.9 15.9 20.9 24.1 26.2 25.6 21.6 15.8 8.3 3.7Iregszemcse 1.8 4.5 10.1 16.1 21.0 24.3 26.3 26.0 22.2 16.4 8.7 3.8Kaposvár 2.4 5.1 10.5 16.2 21.1 24.3 26.4 26.1 22.4 16.7 9.1 4.3Kecskemét 1.3 4.4 10.3 16.5 21.6 25.1 27.1 26.6 22.6 16.7 8.7 3.6Kompolt 0.6 3.5 9.7 16.2 21.1 24.4 26.7 26.1 22.2 15.9 7.7 2.7Miskolc 0.2 3.5 10.0 16.5 21.5 24.6 26.6 26.0 22.1 15.8 7.5 2.2Mosonmagyaróvár 1.5 4.1 9.7 15.6 20.7 23.8 25.9 25.4 21.4 15.6 8.1 3.4Nyíregyháza 0.2 3.1 9.5 16.2 21.4 24.4 26.4 25.8 21.8 15.8 7.7 2.4Pápa 1.8 4.5 9.9 15.7 20.7 23.8 26.0 25.5 21.6 15.9 8.5 3.8Pécs 1.9 4.8 10.2 16.0 20.9 24.0 26.4 26.1 22.4 16.6 8.8 4.0Szeged 1.8 4.6 10.8 16.9 22.0 25.3 27.4 27.1 23.4 17.5 9.4 4.1Szolnok 1.2 4.4 10.5 16.7 21.7 25.2 27.3 26.8 23.0 16.9 8.8 3.5Szombathely 1.5 4.0 9.6 15.3 20.0 23.2 25.4 24.9 21.0 15.3 7.9 3.3Tatabánya 1.8 4.4 10.2 16.2 21.1 24.4 26.4 26.0 22.1 16.1 8.5 3.6Zalaegerszeg 2.0 4.7 10.0 15.5 20.4 23.7 25.7 25.2 21.3 15.7 8.5 3.7


236

Az ország középsı részén elhelyezkedı Szolnok 1951-2000 közötti napi adatait vizsgálva megállapítható, hogy január 10 táján még 50 évi átlagban is elıfordulhat, hogy a napi maximumok nem haladják meg a nulla fokot (11.3 ábra). Ekkor fordul elı a legtöbb téli nap. Ezután a napi maximumok fokozatosan emelkednek. Június közepe és augusztus vége között 25 fok felettiek. Ez a nyári napok idıszaka. Ezután folyamatos csökkenés következik és november végére már csak 5 fok alatti minimumokkal találkozunk.

11.3 ábra. Az átlagos napi maximum hımérsékletek évi menete Évek közötti változások. Az évi átlagos maximum hımérsékletek általában 12 és 18 fok között ingadoznak és jelentıs változási tendenciát nem mutatnak. Nyári napok. A meleg idıszakban a 25 és 30 fok közötti maximum hımérsékletek még a hővös igényes növények esetében is többnyire kedvezıen befolyásolják a fotoszintézis intenzitását, a párolgást azonban jelentısen növelik, gyorsítva ezzel a talaj kiszáradsát. Éven belüli változékonyság.Havonkénti alakulásukat a 11.8 táblázatban tüntettük fel. Látható, hogy már áprilisban elıfordulhatnak 25 fok feletti hımérsékletek. Számuk a nyár felé folyamatosan emelkedik, júliusban van a maximumuk. Ekkor már a hónap napjainak közel a felében 25-30 fok közötti maximum hımérsékletekre lehet számítani. Az augusztusi értékek alig

Szolnok1951-2000

-5.0

0.0

5.0

10.0

15.0

20.0

25.0

30.0

35.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

Az év napjai

Nap

i max

imu

m hı

mér

sékl

etek

(fo

k)


237

maradnak a júliusi maximum alatt, de már elkezdıdik a csökkenı tendencia, amely tart egészen októberig, amikor csak már legfeljebb egy-két 25-30 fok közötti maximum hımérséklető napra lehet számítani.

11.8 táblázat. A nyári napok (25 és 30 fok közötti napi maximum hımérséklető napok) átlagos száma (1951-90)

Állomás I.-II. III. IV. V. VI. VII. VIII. IX. X. XI.-XII. Év Békéscsaba 0 0 2 8 12 14 14 10 2 0 61 Budapest 0 0 1 6 12 13 13 7 1 0 53 Debrecen 0 0 1 6 11 14 13 8 1 0 56 Kaposvár 0 0 1 6 12 14 12 8 1 0 54 Miskolc 0 0 1 6 12 14 14 7 0 0 55 Mosonm.óvár 0 0 1 5 11 13 12 6 1 0 48 Szeged 0 0 2 8 12 14 13 10 2 0 61 Szolnok 0 0 1 7 12 14 14 9 1 0 59 Szombathely 0 0 0 4 9 13 12 5 0 0 44 Zalaegerszeg 0 0 0 4 11 14 12 6 0 0 48 Évek közötti változékonyság. A nyári napok évi átlagos száma megközelítıleg 40 és 70 nap között változik. Egyes években azonban meghaladhatja a 80 napot is

11.9 táblázat. A hıségnapok (30 és 35 fok közötti maximum hımérséklető napok) átlagos száma (1951-90)

Állomás I.-IV. V. VI. VII. VIII. IX. X.-XII. Év Békéscsaba 0 1 4 8 6 2 0 20 Budapest 0 0 2 6 5 1 0 15 Debrecen 0 1 3 5 5 1 0 15 Kaposvár 0 0 2 5 5 1 0 14 Miskolc 0 1 3 6 5 1 0 14 Mosonm.óvár 0 0 2 5 4 1 0 11 Szeged 0 1 3 7 7 2 0 20 Szolnok 0 1 3 7 7 1 0 19 Szombathely 0 0 1 3 3 0 0 8 Zalaegerszeg 0 0 1 4 3 0 0 8

Hıségnapok. A 30 és 35 fok közötti maximum hımérséklető napok számát a 11.9 táblázat tartalmazza. A táblázatból látható, hogy hıség napra csak a május és szeptember közötti hónapokban lehet számítani. Valószínőségük júliusban és augusztusban a legnagyobb. Ekkor az ország középsı és déli területein számuk elérheti a 7-8-at, míg a nyáron leghővösebb nyugati országrészben mindössze 3-4 hıségnap következik be.


238

Forró napok. A 20. század második felében a legtöbb 35 fok feletti napi maximum 1952-ben és 2000-ben fordult elı. Az egyes helyeken az évek jelentıs részében vagy egyáltalán nem volt forró nap, vagy legfeljebb egy-kettı. A vizsgált 1951-1990 közötti idıszakban, 40 évi átlagban mindössze egy-egy forró nap volt kimutatható Kecskeméten, Békéscsabán, Szegeden és Pécsen.

11.10 táblázat. A meleg éjszakák átlagos havi és évi száma (1951−1990)

A 18 fok feletti minimum hımérséklető éjszakák átlagos száma

Állomások

Janu

ár

Feb

ruár

Már

cius

Ápr

ilis

Máj

us

Júni

us

Júliu

s

Aug

uszt

us

Szep

tem

ber

Okt

óber

Nov

embe

r

Dec

embe

r

Év

Balassagyarmat - - - - - 0,7 1,5 0,9 - - - - 3,1 Békéscsaba - - - - 0,1 1,5 3,7 2,9 0,2 - - - 8,4 Budapest - - - - 0,1 2,6 6,1 4,6 0,2 - - - 13,6 Debrecen - - - - 1,2 3,5 2,4 0,2 - - - - 7,3 Gyır - - - - 0,4 1,4 3,2 2,9 0,2 - - - 8,1 Iregszemcse - - - - 0,1 1,1 2,7 1,9 0,2 - - - 6,0 Kaposvár - - - - 0,1 1,2 3,0 2,0 0,3 - - - 6,6 Kecskemét - - - - 0,1 1,8 4,5 3,4 0,2 - - - 10,0 Kompolt - - - - 0,1 1,3 3,7 3,1 0,9 - - - 9,1 Martonvásár - - - - 1,3 3,5 2,6 0,1 - - - - 7,5 Miskolc - - - - 0,5 1,3 1,1 0,1 - - - - 3,0 Mosonmagyaróvár - - - - 0,8 2,2 1,6 0,1 - - - - 4,7 Nyíregyháza - - - - 0,2 1,2 2,9 2,1 0,2 - - - 6,6 Pápa - - - - 0,2 1,1 2,0 2,3 0,2 - - - 5,8 Pécs - - - - 0,2 1,7 4,8 4,0 0,3 - - - 11,0 Szeged - - - - 0,1 1,7 3,9 3,0 0,1 - - - 8,8 Szolnok - - - - 0,1 2,0 4,9 3,8 0,3 - - - 11,1 Szombathely - - - - - 0,2 1,0 0,8 - - - - 2,0 Tatabánya - - - - 0,3 2,0 3,7 3,1 0,4 - - - 9,5 Zalaegerszeg - - - - 0,5 1,1 1,0 0,1 - - - - 2,7

Meleg éjszakák. A magas éjszakai hımérsékletek a növények légzését befolyásolják. Minél magasabb a hımérséklet, annál nagyobb a légzés intenzitása, s annál jelentısebb a növényeknél a szerves anyag veszteség. Ezért az éjszakai minimum hımérsékletek esetében is szokás megadni egy olyan küszöbértéket, amelynél magasabb értékek már kedvezıtlenek a növények számára. Hazánkban 20 foknál magasabb éjszakai hımérsékletek viszonylag ritkák, de 18 fok feletti értékek többször is elıfordulhatnak. Átlagos számukat a 11.10 táblázatban láthatjuk. A táblázatból kitőnik, hogy a


239

hővösebb északi és nyugati országrészben a 40 évi átlagos évi elıfordulásuk száma 2-3, míg a melegebb középsı és déli ország részben 40 évi átlagos számuk meghaladhatja a 10-et. Érdekességként kell megemlíteni Budapestet, ahol a magas 40 évi átlag minden valószínőség szerint a városi „hısziget” következménye. Korábban közöltünk már a meleg éjszakákkal kapcsolatos adatokat, amelyek évenkénti eloszlásban mutatták a meleg éjszakák elıfordulását (Varga-Haszonits 1987). Most azt kívántuk érzékeltetni, hogy az éven belüli változékonyságuk hogyan alakul. A 11.10 táblázatból láthatjuk, hogy 40 évi átlagban érzékelhetı módon május elıtt nem fordulnak elı meleg éjszakák. Ugyanakkor az is kitőnik, hogy vannak olyan hővösebb helyek (Balassagyarmat, Szombathely), ahol csak a nyári hónapokban várható az elıfordulásuk, s vannak olyan helyek is, ahol az elsı ıszi hónapban, szeptemberben már nem várható az elıfordulásuk.

11.3 A növények reagálása a hımérsékleti hatásra A kardinális hımérsékletek és a növényi folyamatok. Egy meghatározott minimum hımérsékleti küszöbérték felett a növény pozitívan reagál a hımérséklet emelkedésére egészen egy jellegzetes optimum pontig. Az optimum érték (valójában egy optimum köz) rendszerint az a hımérsékleti intervallum, amelynek esetén a növénynövekedés vagy a termés a maximálisan lehetséges mennyiség 10 %-án belül változik, feltéve, hogy az összes többi változó (pl. talajnedvesség, a talaj levegıtartalma, a tápanyagellátottság, a földfeletti részeknél pedig a sugárzás és a légköri széndioxid koncentráció) is optimális. Amikor azonban az optimum közt meghaladják az értékek, a növény elkezd negatívan reagálni a hımérséklet-emelkedésre, amit meredek növekedés és terméscsökkenés jelez. Az optimum hımérséklet növényenként változik. A kukoricának például – amely szubtrópusi eredető növény – jóval magasabb a hımérsékleti optimuma, mint az ıszi búzának, amely mérsékelt övi eredető. Általában a növények csak akkor képesek a hımérsékletüket optimumon tartani, ha a vízellátusuk is megfelelı. Bár az emelkedı hımérséklet a sejtekben általában meggyorsítja az anyagcsere folyamatokat, a nagyon magas hımérsékletek enzimatikus károkat okozhatnak. Egy bizonyos pontig a gyorsabb ütemő reakció kedvezıbb, ezen túl azonban néhány növényi folyamat megszakad. E két hatás közti egyensúly meghatározza a növények hımérsékletre történı reagálását. Az alacsony környezeti hımérsékleteknél a melegedésre való reagálás kedvezı. A magasabb környezeti hımérsékletek esetében viszont a további melegedés károsodást eredményez.


240

A légzés üteme a mérsékelt szélességeken élı fajtáknál általában alacsony, amikor a hımérséklet 18-20 fok alatt van és emelkedik a hımérséklettel egészen a 40 fok körüli „hımérsékleti kompenzációs pont”-ig. Ennél a hımérsékletnél a légzés során lebontott szerves anyag mennyisége megegyezik a fotoszintézis során termelt mennyiséggel, úgyhogy a nettó szerves anyag felhalmozódás nulla, ezért nincsen növekedés. Ha a fotoszintézis során keletkezett szerves anyag mennyiségbıl levonjuk a légzés során elbomlott anyagmennyiséget, akkor megkapjuk a nettó gyarapodást. A felgyorsult légzés csökkenti a biomassza felhalmozódását, emiatt pedig csökken a gazdasági termés. Meleg környezeteben tehát a megnövekedett szén-dioxid kedvezı hatását valószínőleg kompenzálja a fokozott légzési ütem miatti biomassza veszteség. Lehetséges azonban, hogy a növények képesek fokozatosan alkalmazkodni a melegebb viszonyokhoz anélkül, hogy a légzés üteme jelentıs mértékben emelkedne. A növények magas hımérsékletek általi sebezhetısége a fejlettségi állapotukkal változik, de a növény bizonyos mértékig mind a vegetatív, mind pedig a reproduktív fejlıdési szakaszban sebezhetı. A reproduktív fázisban a magas hımérsékletek károsak az ıszi búzánál magtelítıdés idején, a kukoricánál címerhányákor, a szójababnál pedig virágzás idıszakában. Az alacsony terméshozamok az alacsony ütemő asszimilációhoz, a felgyorsult növényfejlıdéshez és a lecsökkent napi hımérsékleti amplitudóhoz kapcsolódnak. A magas hımérsékletek megindíthatják az elöregedést és befolyásolják a magok (liszt)minıséghez kapcsolódó tulajdonságait. A magas hımérsékletek terméshozamra gyakorolt negatív hatásai valószínőleg azokon a helyeken a legnagyobbak, ahol a megelızı hımérsékletek már közel voltak a fıbb növények optimum tartományához. Ha a széndioxid koncentráció megduplázódása esetén az átlagos hımérséklet mintegy 3-4 fokkal emelkedik, akkor a növénytermesztık számára életbevágó fontosságú lesz a legfontosabb növényeknél hıtőrı fajok kinemesítése. Minimum hımérsékletek. A növények számára nem elegendı megállapítanunk azt, hogy a hımérséklet nulla fok alá csökken, mert a különbözı növények különbözı fejlıdési fázisokban különbözı hımérsékleti küszöbértékek alatt károsodnak. A legfontosabb gazdasági növényekre vonatkozóan ezeket a küszöbértékeket már táblázatos formában közöltük (Varga-Haszonits 1977). A növényeknek az alacsony hımérsékletekre való reagálásáról az irodalom széleskörően tájékoztat bennünket. Átfogó tájékoztatást kapunk errıl a területrıl Sakai és Larcher (1987) munkájában. Az üvegházhatás elmélete, az éghajlati modellek eredményei és a megfigyelések azt mutatják, hogy a napi hımérsékleti minimumok emelkednek, bár ez a hatás idıben csökkenı tendenciát mutat. Ennek


241

megfelelıen a napi hımérsékleti ingás is változni fog. Ennek lehetséges oka, hogy a megnövekedett széndioxid tartalom és vízgıztartalom csökkenti a kisugárzást, amihez még a felhızet kisugárzást csökkentı hatása is hozzájárul. Ugyanakkor a csökkenı éjszakai ksiugárzás mellett a nappali sugárzáselnyelés változatlan marad. Hasonlóképpen jelentısebb felmelegedést jeleznek elıre télen, mint nyáron. Ezek a hatások befolyással lesznek olyan jelenségekre is, mint az áttelelés, a vernalizáció, az éjszakai légzési ütem és a magas hımérsékleti stressz. A magas éjszakai hımérsékletek elnyomhatják a reproduktív szervek szénhidrát ellátását és ezért akadályozzák a virágok, a gyümölcsök és a magok fejlıdését. Bizonyos növények esetében, mivel ki vannak téve az ıszi hidegebb hımérsékleteknek, a szárak erısebbek lehetnek és ezért a téli károsodással szemben ellenállóbbakká válhatnak. Amíg a melegebb telek esetén kevesebb olyan nap lesz, amelyek téli kifagyást eredményezhetnek, addig a melegebb ıszök csökkenthetik a növények megerısödését és így növekszik a növények sebezhetısége az alkalmanként fellépı hideg periódusokkal szemben. Néhány tanulmány megmutatta, hogy melegedés esetén a téli kifagyás bizonyos helyeken növekedhet. Néhány hidegebb területrıl származó főfélénél, mint pl. az ıszi búza a teljes virágzás addig nem megy végbe, amíg nincsen kitéve egy hideg hımérséklető periódusnak. Ez a folyamat a vernalizáció. Ha a téli hımérsékletek emelkednek, akkor a vernalizáció nem megy végbe, így a gazdálkodó kénytelen áttérni az ıszi búzáról a tavaszi búzára, amely nem igényel vernalizációt. Ez a változás viszont együttjárhat a búza minıségének és piaci folyamatainak a megváltozásával. Magas hımérsékleti stressz. A magas hımérsékleti stressz következménye az összes növényi folyamat közül az egyik legkevésbé ismert. A talaj és a léghımérséklet gyakran jelentısen megváltozik, s nem mindig párhuzamosan történik a változás, mivel a gyökérzet és a szár különbözı környezetben helyezkednek el. A növények anyagcsere folyamatait jelentıs mértékben befolyásolja a növények környezetének a hımérséklete, különösen erıteljesen befolyásolja a hımérséklet az alakképzıdést, a fotoszintézis termékeinek a növény részei közötti elosztását és a gyökér/zöldtömeg arányt. Olyan kritikus hımérsékleti paramétereket használnak, a hımérséklet növekedésre gyakorolt hatásának leírására, mint a középhımérséklet, maximum és minimum hımérséklet vagy egy meghatározott küszöbérték feletti hımérsékleti összeg. A különbözı fiziológiai folyamtoknak és növényfejlıdési állapotoknak különbözı a hımérsékleti függıségük. Amíg az elmúlt idıszakban jelentıs figyelmet fordítottak a magasabb széndioxid tartalom hatásának a vizsgálatára, addig kevesebb figyelem


242

irányult a magas hımérsékletek hatásának és a rájuk történı növényi reagálásnak a vizsgálatára. Mivel a növényállomány és a gyökerek hımérséklete állandóan változik, a szántóföldön a magas hımérsékletek hatását nehéz vizsgálni és interpretálni. A legtöbb hımérséklet-növény kapcsolatra vonatkozó adat és vizsgálat mesterséges környezetben végzett kísérletekbıl származik, gyakran anélkül, hogy a nappali és éjszakai hımérsékletek valósághően változnának. A szabadban mért egyes meteorológiai elemek hatását nehéz elkülöníteni. A magas hımérsékletek rendszerint magas sugárzási értékekkel és megnövekedett vízigénnyel társulnak. Az éghajlatváltozás hatásának elemzésénél azt is meg kell vizsgálni, hogy hány olyan nap várható, amelyen magas hımérsékleti stresszel lehet számolni, s az egyes növények számára milyen tolerancia-küszöbértékek adódnak. Ezeket azután fel lehet használni a magas hımérsékletek terméshozamra gyakorolt hatásának a vizsgálatánál is. A magas hımérséklet a trópusi övben és a mérsékelt övben egyaránt képes csökkenteni a produktivitást. Az ilyen károkat nagyon nehéz mérni, gyakran nem is észlelik, bár a magas hımérsékletek nagyon sok mezıgazdasági területen meghaladják az egyes növények optimális hımérsékleti zónáját. Az ıszi búzának pl. a növekedési optimumhımérséklete 15 fok, de széleskörően termesztik az ıszi búzát olyan helyeken, ahol a magtelítıdés idıszakában a hımérséklet rendszeresen meghaladja a 25 fokot. A növények a hıtöbbletüket egyrészt hosszúhullámú sugárzás formájában kisugározzák, konvektív formában leadják környezetüknek, másrészt látens hı formájában a transzspiráció folyamán távozik a növénybıl. Amikor a növény vízstressznek van kitéve, akkor a sztómái záródnak. A bezárt sztómák csökkentik a transzspirációt, következésképpen emelkedik a növény hımérséklete. Így a vízstressz és a hıstressz gyakran egyidejőleg fordul elı az egyik segíti a másikat. Gyakran társulnak erıs sugárzással és erıs széllel. Ha 45 és 55 fok közötti léghımérsékletek legalább 30 percig tartanak, akkor a legtöbb környezetben a növényi levelek károsodnak, sıt még alacsonyabb léghımérsékletek (35-40 fok) esetén is károsodhatnak, ha ezek a hımérsékletek hosszabb idın át fennmaradnak. A 40 fok feletti hımérséklet sztómazáródással jár együtt. A szójababbal kapcsolatban ismeretes, hogy rövid ideig tartó hıstressz után képes regenerálódni. A fotoszintézis érzékenyebb a hımérsékletre, mint a légzés. A levél kloroplasztiszainak membránjában lévı fényérzékelı rendszer a magas hımérséklet és az erıs besugárzás együttes elıfordulására gyorsan reagál, különösen a reproduktív növekedés idıszakában. A gyökérhımérséklet még kritikusabb a növény számára, mint a felszín feletti hımérséklet, mert a gyökereknek alacsonyabb az optimumhımérsékletük és kevéssé adaptálódtak az extrém vagy hirtelen


243

változásokhoz. A gyökér növekedése és mőködése erısen gátolt, amikor a növény hıstressznek van kitéve. A hımérséklet a tápanyag és vízfelvételt, valamint a szénhidrátok gyökérbeli áthelyezıdését befolyásolja. A magas hımérsékleteknek való hosszabb kitettség egészen leállíthatja a gyökerek növekedését. Magas hımérsékleti tolerancia. A magas hımérsékleti stresszel szemben bontakozik ki a növényeken belül és a növények között széleskörő ellenállás. Van lehetıség e vonás genetikai javítására nemesítés útján. Azért, hogy segítsék az adaptálódást a magas széndioxid koncentrációhoz és a magas hımérsékletekhez, a növénytermesztıknek ki kell választani azokat a fajtákat, amelyek a reproduktív fázis alatt hıtoleranciát mutatnak, magas a harvest indexük, nagy az egységnyi levélfelületre vonatkozó fotoszintetizáló kapacitásuk, kicsi a levélzetük és alacsony az egységnyi talajfelszínre esı levélfelületük (hogy csökkentsék a hıelnyelést). Olyan fajtákat kell kiválasztani, amelyben nagyok a magok és nagy a magok száma. A hıtőrés génjeit a növekvı hımérséklet széles intervallumában tesztelni kell, bár a magas hımérsékletekkel szembeni ellenállás örökölhetısége még nincs egyértelmően kiderítve. A magas hımérsékleteknek való hirtelen kitettség „hısokk” proteint hoz létre, amelyet jelenleg is intenzíven tanulmányoznak. Az ilyen proteinek segítik a növényt, hogy toleranciát fejthessen ki a magas hımérsékletekkel szemben, fenntartsa a sejtek integritását, megelızze a fejérje (protein) denaturálódását. Növényfejlıdés és vegetációs periódus. A felmelegedés egyik következménye, hogy a közepes és magas szélességeken a lehetséges vegetációs periódus meghosszabodik. A vegetációs peiódust úgy definiálják rendszerint, mint az utolsó tavaszi fagy és az elsı ıszi fagy közötti idıszakot. Egy hosszabb vegetációs periódus lehetıvé teszi a korábbi vetést tavasszal, a sietetett növekedést, és a korábbi érést és aratást. Ily módon lehetséges lehet esetleg több növény termesztése egy és ugyanazon vegetációs periódusban. Az évelı növények, mint pl. a lucerna számára szintén kedvezı a hosszabb vegetációs periódus. A magas hımérsékletek a növény fejlıdésének gyorsítása révén gyorsabb érést eredményeznek, kivéve a szélsıségesen meleg viszonyokat, a rövidebb tenyészidıszak pedig csökkenti az egyéves növények terméshozamait. Ezzel kapcsolatban megjegyezzük, hogy a vegetációs periódus tartama és a reproduktív fázis alatti sugárzás mennyisége a szerves anyag termelés és a terméshozamok fı meghatározói. A korai növény növekedés meleg környezetben erısen befolyásolja a szezon végén a magtermés potenciálját. A hımérséklet az összes fenológiai fázis hosszát befolyásolja, de az anthesis és a double ridge közötti periódus hossza csökken leginkább és a legnagyobb hatást a kalászokban lévı magszámra és a magtermésre


244

gyakorolja. A magas hımérsékletek a gyors fejlıdés miatt gyakran csökkentik a végsı levélszámot és a kalászkák számát. Amíg a búza fotoszintézisének optimuma 20 és 30 fok között van, addig a magtermés optimuma 15 fok. Ez a különbség megvilágítja mind a fotoszintézis intenzitásának mind pedig tartamának fontosságát a mérsékelt övi fajok maximális magtermésére vonatkozóan. A magas hımérséklet csökkenti az aratható szervek számát és súlyát. Irodalom

Bacsó N. 1959: Magyarország éghajlata. Akadémiai Kiadó, Budapest. 285 oldal.. Bocsi J. 1989: A kukorica (Zea mays L.) hidegtőrése. Növénytermelés. 38(3) 267-273. oldal. Dunkel Z., Füri J., Justyák J., Kozma F. 1984: A fagykárok meteorológiai háttere szılıültetvényekben. Beszámolók az 1981-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 365.-366. oldal. Kalma, J. D., Laughlin, G. P., Caprio, J. M., Hamer, P. J. C. 1992: The Bioclimatology of Frost. Its Occurence, Impact and protection. Advences in Bioclimatology-2. Springer Verlag, Berlin. 144 oldal. Kalmár E., Lambert K. 1990: Hemiszférikus-makroszinoptikus modell az ıszi fagyhelyzet anomáliájának elırejelzésére. Beszámolók az 1986-ban végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 169-178. oldal. Koflanovits E. 1992: A csapadékban szegényebb és az állagosnál melegebb évszakok hazánk területén. Beszámolók az 1987-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 135-141. oldal. Lakatos L. 1995: Az idôjárási szélsôségek és a makroszinoptikus cirkuláció kapcsolata. Berényi Emlékülés, Debrecen. 1995 szept. 6-7. 202-210. oldal. Sakai, A., Larcher, W. 1987: Frost Survival of Plants. Responses and Adaptation to Freezing Stress. Springer Verlag, Berlin, 321 oldal. Stollár A., Zárbok Zs. 1984: Néhány gyümölcsfaj optimális termıhelyének elemzése hımérsékleti adottságok alapján. Beszámolók az 1981-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 321.-333. oldal. Stollár A., Zárbok Zs. 1985: Az idıjárás hatása a kajszi virágzására. Beszámolók az 1982-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 185.-195. oldal. Varga-Haszonits Z. 1977: Agrometeorológia. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest, 224 oldal. Varga-Haszonits Z. 1981: A növények termeszthetıségének agroklimatológiai feltételei. Beszámolók az 1979-ben végzett tudományos kutatásokról. Országos Metetorológiai Szolgálat, Budapest. 45-51. oldal. Varga-Haszonits Z. 1987: Agrometeorológiai információk és hasznosításuk. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest. 248 oldal. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs., Vámos O., Schmidt R. 2000: Magyarország éghajlati erıforrásainak agroklimatológiai elemzése. Lóriprint, Mosonmagyaróvár. 223 oldal. Veisz O. 1993: A fagy károsító hatása a búza terméselemeire. Növénytermelés. 42(3) 205-211.oldal.

TÁRGYMUTATÓ ÉS TARTALOMJEGYZÉK ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------

245

12. Nedvességi extrém jelenségek A nedvességi viszonyok meghatározóak a növénytermelés szempontjából. Mivel a növények gyökereikkel a talajban, zöld részeikkel pedig a levegıben foglalnak helyet, egyaránt fontos számukra a talaj felvehetı víztartalma és a levegı nedvességtartalma, valamint a levegı párologtatóképességének a hatására a gyökerektıl az asszimiláló szervekig (levelekig) mozgó víz. Ez utóbbi fontosságát még az is emeli, hogy a tápanyagok is vízben oldott állapotban jutnak el a talajból a fotoszintetizáló részekhez. Ezért szükség van arra, hogy a növények vízellátása zavartalan legyen. Ezt a talajok vízkészlete biztosítja, amely a lehullott csapadékmennyiség és az elpárolgó vízmennyiség együttes hatására alakul ki. Amikor csapadékos idıszak van, akkor a vízbevétel kerül túlsúlyba és a talaj vízkészlete növekszik. Amikor nem hullik csapadék, akkor a párolgás szerepe lesz a döntı, s a vízkészlet csökken. A talaj vízkészletének a növekedése vagy csökkenése lehetıséget ad a számunkra, hogy a száraz és nedves napokat numerikus formában elkülönítsük egymástól. Ugyanis, amikor egy napon ugyanannyi csapadék hull, mint amennyi víz a talajból elpárolog, akkor a talaj vízkészlete nem változik. Az ilyen napok nem tekinthetık sem száraznak, sem nedvesnek. Ezek a napok, változatlan nedvességő napok. Ha azonban egy adott napon a lehullott csapadékmennyiség (P) értéke meghaladja az elpárolgott víz mennyiségét (E), azaz P > E vagyis P – E > 0, akkor vízbevétel történik. A talaj vízkészlete nı. Az ilyen napot nedves napnak tekinthetjük. A másik lehetıség, hogy egy adott napon több víz párolog el, mint amennyi csapadék lehullik, tehát E > P vagyis a P – E < 0, azaz a talaj vízkészlete csökken. A talaj szárad. Az ilyen napot száraz napnak tekintjük. A nedves, a változatlan nedvességő és a száraz napok tehát számszerőleg is jól definiálhatók és jól elhatárolhatók egymástól. A problémát az jelenti, hogy a vegetációs periódusban a csapadékmentes napok egyúttal e definició szerint száraz napok is, s emiatt a csapadékmentes napokhoz képest nem tudunk többlet-információt kapni ezzel a módszerrel. Másrészt azokon a napokon, amikor nem hullik csapadék, a talaj különbözı víztartalma miatt különbözı nedvességi viszonyok uralkodnak. Olyan jellemzıértékeket kell tehát alkalmazni, amelyek mutatják az azonos körülmények közötti eltérı nedvességi viszonyokat is, s oly módon, hogy az a növények szempontjából is reális viszonyokat tükrözzön. Egy korábbi munkánkban (Varga-Haszonits et al. 2000) már rendszereztük és elemeztük az éghajlatilag káros és a nedvességhez kapcsolódó jelenségeket. Jelen munkában ezt a vizsgálatot szerettük volna még további adatokkal kiegészíteni, s rámutatnai arra, hogy a


246

növénytermesztés szempontjából nagyon fontos, hogy a vizsgálatot ne általánosságban, hanem bizonyos küszöbértékek megválasztásával és figyelembe vételével végezzük el.

12.1 A száraz és nedves jelleg elkülönítése Nedvességi jellemzıértékek. A száraz és a nedves napok meghatározására Mosonmagyaróvár 1951 és 2000 közötti 50 éves idıszakra vonatkozó napi csapadék és párolgási adatait használjuk fel. Az egyes nedves, változatlan nedvességő és száraz napok nedvességi viszonyainak a jellemzésére a párolgási indexet vagy a CWSI (Crop water stress index) értékeket használhatjuk fel. Párolgási jellemzıértékek. A párolgási indexet (evaporation index = EVI) a következıképpen határozzuk meg:

PE

ETEVI = (12.1)

ahol ET a tényleges evapotranszspiráció, PE pedig a potenciális evapotranszspiráció. Ha a számítást nem növényállománnyal borított talajra vonatkozóan végezzük el, akkor a tényleges evapotranszspiráció helyett a tényleges párolgást (E), a potenciális evapotranszspiráció helyett pedig a potenciális párolgást (E0) kell figyelembe venni. Ekkor az (12.1) összefüggés így írható:

0E

EEVI = (12.2)

A párolgási index tehát minden esetben a tényleges párolgásnak a potenciális párolgáshoz viszonyított arányát fejezi ki. Maximális értékét, akkor éri el, ha a tényleges párolgás megegyezik a potenciális párolgással. Ekkor az index értéke 1. Az index minimumot akkor mutat, ha a talaj annyira száraz, hogy a tényleges párolgás értéke 0. Ekkor az index értéke is 0. Minél közelebb van tehát az index értéke nullához, annál szárazabb a talaj, s minél közelebb van egyhez, annál nedvesebb. A tényleges és potenciális párolgás hányadosának Petrasovits és Balogh (1975) kiemelt jelentıséget tulajdonított. Késıbb Petrasovits (1988) figyelembe véve, hogy ezt a hányadost a vízfogyasztás és a vízigény hányadosának lehet tekinteni, agrohidropotenciálként kezelte. A CWSI értékeket a következı formulával határozhatjuk meg:


247

PE

ETPECWSI

−= (12.3)

Ezt az indexet is alkalmazhatjuk csupasz talajra, s akkor a következıképpen írjuk:

0

0

E

EECWSI

−= (12.4)

Ez az index tehát a potenciális párolgás és a tényleges párolgás közötti különbséget viszonyítja a potenciális párolgáshoz. Értéke akkor lesz nulla, ha a potenciális és a tényleges párolgás egyenlı egymással (ekkor E0 – E = 0), vagyis ha nagy a talaj nedvességtartalma, s akkor lesz 1, ha a tényleges párolgás nulla, azaz a talaj nagyon száraz. Relatív talajnedvesség. A relatív talajnedvesség egyértelmően mutatja, hogy a maximális hasznos víztartalomhoz képest mennyi víz van a talajban. Lényegében azt adja meg, hogy a növények által ténylegesen felvehetı vízmennyiség, hányad része (vagy hány százaléka) a maximális hasznos vízmennyiségnek. Ez egy informatív, jól hasznosítható nedvességi mutató, amelyet a következı formában írhatunk:

MAXW

WRETA = (12.5)

ahol RETA a relatív talajnedvesség értéke, W a tényleges hasznos víztartalom és WMAX a maximális hasznos víztartalom. Összefüggés a párolgás és a talajnedvesség között. A nedvességgel foglalkozó fejezetben láthattuk, hogy szoros összefüggés van a párolgás és a talajnedvesség között. Ezekre az összefüggésekre alapozzák a különbözı talajnedvességszámítási formulákat. Ezért a párolgásból száramzó jellemzı értékek is jól használhatók a növények nedvességi viszonyainak a jellemzésére. A párolgási jellemzıértékek elınye abban van, hogy azok a meteorológiai állomásokon mért nedvességi adatokból könnyen elıállíthatók. A talajnedvesség-értékek pedig a talajban rendelkezésre álló vizet mutatják. Rendszerint a hasznos viztartalmat veszik figyelembe, mert az a vízmennyiség az, amit a növények közvetlenül hasznosítani tudnak. Jelen munkában mi is a hasznos víztartalomként meghatározott talajnedvesség-értékeket használjuk, mégpedig az összehasonlíthatóság végett a maximális hasznos víztartalom arányában kifejezett relatív talajnedvességet.


248

12.2 Nedvességi küszöbértékek A csapadék – mint már korábban említettük – a fı vízbevételi forrás, azonban nem folytonos elem. Idıbeli és területi eloszlása rendkívül változékony. Elıfordulhat, hogy bıséges mennyiségben áll rendelkezésre, s elıfordulhat, hogy hosszabb idın át egyáltalán nem esik semmiféle csapadék. A csapadék ezen tulajdonsága miatt válik a víz a mezıgazdasági termelés kockázati tényezıjévé. Vízigény.A növények életmőködésükhöz folyamatosan igénylik a vizet. Ezért a növények vízigénye fontos tényezı, amelyet Kozmáné et al. (1995) így határoztak meg: „Vízigényen azt a vízmennyiséget értjük, amelyet az adott növények az adott konkrét viszonyok között – az evaporáción felül – biomasszájuk növeléséhez felhasznált és transzspirációjuk során leadott vízmennyiség folyamatos pótlásához igényelnek.” Annak is nagy jelentısége van a növények számára, hogy az igényelt vízmennyiséget a talajból viszonylag könnyen fel tudják venni. A lehullott csapadék a talajban tározódik. A szántóföldi vízkapacitás és a holtvíztartalom közötti vízmennyiség a maximális hasznos víztartalom. A vízkapacitáshoz közeli vízmennyiség esetén a talajból kiszorul a levegı jelentıs része, így a légzéshez szükséges oxigén is csak kis mennyiségben áll rendelkezésre a növények földalatti szervei számára. Emiatt a sok víz sem kedvezı a növényeknek. A hozzávetılegesen 40 és 80 százalék közötti hasznos víztartalom a kedvezı, mert akkor víz is, oxigén is megfelelı mennyiségben áll rendelkezésre. A 40% alatti hasznos víztartalom esetén a növények már nehezebben veszik fel a vizet és stresszes állapotba kerülhetnek. S minél jobban közeledünk a holvíztartalom felé, annál erısebb lesz a stresszhatás. A növények számára tehát fontos, hogy a talaj minden pillanatban rendelkezzen bizonyos mennyiségő vizzel. Ezt nevezzük a növények statikus vízigényének. Természetesen a növényeknek a vegetációs periódus egésze folyamán szükségük van vízre. A vízre vonatkozó igényük változik fejlıdési fázis szerint és a meteorológiai viszonyok módosulása szerint. S vannak olyan fenofázisok és meteorológiai viszonyok, amikor a vízigényük fokozott (kritikus idıszakok). A fejlıdési fázisonként és meteorológiai viszonyonként változó, s a vegetációs periódus egészére vonatkozó vízigényt nevezzük dinamikus vízigénynek. A növények vízigénye különbözı. A nagy zöldtömeget elıállító, sekélyen gyökerezı, vegetatív típusú növények (burgonya, cukorépa) általában több vizet igényelnek, mint a mélyen gyökerezı, generatív típusú növények (kalászosok). A növekvı párolgás (magasabb hımérséklet, csökkenı légnedvesség) is növeli a növények vízigényét, amely a fejlıdésük folyamán is folytonosan változik (Szalóky 1991). A stitikus vízigény egy állapotot


249

fejez ki, míg a dinamikus vízigény a növény vegetációs periódusa alatti folyamatot (Petrasovits 1988). Alsó és felsı küszöbértékek. Ezen körülmények figyelembe vételével kell megállapítani azokat a küszöbértékeket, amelyeknek a túllépése már kedvezıtlen hatást vált ki a növényekbıl. Ezek a küszöbértékek – ismereteink szerint – objektív módszerekkel nem határozhatók meg, ezért közelítı, empirikus értékekkel becsüljük ıket. A küszöbértékek növényenként különböznek, azonban mi ebben a munkában az agroklimatológiai jellemzés szempontjából általános jellegő empirikus küszöbértéket választunk. Az alsó küszöbérték a talaj víztartalma káros hiányának a felsı határát kívánja reprezentálni. Azt mutatja meg, hogy a maximális hasznos víztartalom hány százaléka alatti vízmennyiséget tartjuk kedvezıtlennek a növénytermesztés szempontjából. Alsó küszöbértékként a maximális hasznos víztartalom 0,3-ét (30%-át) választottuk, s ennek az elemzését fogjuk bemutatni. A felsı küszöbérték a talaj víztartalma káros többletének az alsó határát adja meg. Azt mutatja meg, hogy a maximális hasznos víztartalom hány százaléka feletti vízmennyiséget tartjuk kedvezıtlennek a növénytermesztés szempontjából. Felsı küszöbértékként a maximális hasznos víztartalom 0,9-ét (90%-át) választottuk, s ez lesz majd az elemzésünknek a tárgya.

12.3 Víztöbblet A víztöbblet rendszerint lokális és szezonális jelenség. Úgy alakul ki, hogy a vízkapacitás körüli telítettségő talajokra olyan nagymennyiségő csapadék hull, hogy az nemcsak teljesen feltölti a talajokat, hanem egy rész még a felszínen fel is halmozódik. Ezt a jelenséget nevezzük belvíznek. Mivel a magas talajnedvesség a belvíz kialakulásának egyik alapvetı elıfeltétele, meg kell vizsgálni azt, hogy ilyen idıszakok hazánkban mikor fordulhatnak elı. Magas talajnedvességő idıszakok. Meghatározásuk elıfeltétele, hogy megadjunk egy olyan küszöbértéket, amely felett már könnyen kialakulhatnak telítettségig feltöltött talajok és a talajfelszínen felgyülemlı vizek. Ilyen küszöbértéknek tekintettük a 90% feletti talajnedvességet (hasznos vízmennyiséget). Elıfordulásuk idıszaka és gyakorisága. Ha vizsgáljuk a relatív talajnedvesség évi menetét, akkor megállapíthatjuk, hogy a felsı küszöbértékként választott 0,9 érték feletti talajnedvességek mikor fordulnak elı. Ha meghatározzuk, hogy egy adott idıszak alatt az év egyes napjain hányszor fordult elı 90% feletti talajnedvesség (12.1 ábra), akkor meg tudjuk


250

állapítani, hogy melyik az évnek az az idıszaka, amikor ezek a leggyakrabban elıfordulnak.

12.1 ábra. A 90% feletti talajnedvességő napok elıfordulásának évi menete A gyors áttekintés kedvéért olyan megfigyelı állomásokat vizsgáltunk, amelyek az elsı gyors elemzésként jó áttekintést adnak a hazai viszonyokról. A nedvesebb jellegő nyugat-dunántúli területeket Szombathely, Mosonmagyaróvár és Gyır, az ugyancsak nedvesebb jellegő észak-északkeleti területeket Miskolc és Debrecen, s a legszárazabb déli területeket pedig Szeged és Békéscsaba képviseli. A vizsgált állomások adatai alapján megálapítható, hogy a magas talajnedvességő idıszak hazánkban a november és április közötti idıszakra jellemzı. Az ábrán látható magas talajnedvességő napok száma azt jelenti, hogy azon a napon az 1951 és 2000 közötti 50 évben hány évben volt 90% feletti talajnedvesség. A legtöbb magas talajnedvességő nap az év 350. (december 16) napja és a 100. (április 10) napja között fordul elı. Ekkor számuk a nyugati és északi nedvesebb területeken 20 felett, a középsı és déli szárazabb területeken 15 felett van. A legtöbb 90% feletti talajnedvességő nap március második dekádjában figyelhetı meg. Ettıl kezdve a magas talajnedvességő napok száma fokozatosan csökken. Az év 100. napja és 150. napja között egy jól megfigyelhetı csökkenı szakasz látható. Május harmadik dekádjától (általában az év 150. napjától) pedig már csak 5-nél


0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

0 50 100 150 200 250 300 350 400

Az év napjai

A 9

0% f

elet

ti t

alaj

ned

vess

égő

nap

ok

szám

a


251

kevesebb nappal lehet számolni. Ez az idıszak tart egészen egészen október végéig (az év 300. napjáig). Október végétıl december közepéig (az év 300. és 350. napja között) fokozatosan emelkedik a magas talajnedvességő napok száma. Nagyvonalakban az év 100. és 300. napja között van egy olyan idıszak, amikor a magas talajnedvességek elıfordulásának valószínősége lecsökken. Ekkor viszont megnövekszik az alacsony talajnedvességő napok valószínősége. Hazánkban tehát hozzávetılegesen október vége és április eleje között van egy idıszak, amikor a belvízveszély, s április eleje és október vége között pedig egy olyan idıszak, amikor az árvízveszély valószínősége növekszik meg. Elıfordulhat, hogy egy és ugyanazon évben a nedves idıszakban a belvíz, a száraz idıszakban pedig az aszály egyaránt károkat okozhat. Évek közötti ingadozás. A 90% feletti talajnedvességő napok száma évenként 100 körül ingadozik. A vizsgált állomásokon a 20. század utolsó évtizedében növekedett a 90% feletti talajnedvességő napok száma.

12.4 Vízhiány A növénytermesztés számára nélkülözhetetlen víz káros akkor is, ha túlságosan sok van belıle a talajban, s akkor is, ha túlságosan kevés. Mindkét eset elıfordulhat egyazon évben, s mindkét eset elıfordulhat egymásután több évben is. Ezek a jelenségek hozzátartoznak a növénytermesztés kockázatához. Légköri szárazság. Hazánkban a légnedvesség legalacsonyabb napi középértékei ritkán süllyednek 40% alá. Az ország északi és nyugati nedvesebb területein a 20. század második felében legfeljebb 1-2 olyan év volt, amikor napi légnedvesség középértékei 40% alatt maradtak. A déli területeken 5-10 ilyen év is elıfordult. Alacsony talajnedvességő napok. Talajnedvességen – mint már említettük – a maximális víztartalom arányában kifejezett hasznos víztartalom értékeit értjük. Szalóky (1991) megállapítása szerint általában a 40%-nál magasabb talajnedvesség kedvezı a növények számára. Ez az érték növényenként különbözı, de a 40% alatti talajnedvesség egyik hazánkban termesztett növény számára sem kedvezı. Ezért úgy gondoljuk, hogy a 40%-nál alacsonyabb talajnedvességgel jellemezhetı napokat célszerő alacsony talajnedvességtartalmú napoknak tekinteni. Elıfordulásuk idıszaka és gyakorisága. Hazánkban, mint korábban bemutattuk a talajnedvesség maximuma februárban van, amikor a talajok sokévi átlagban is közel vízkapacitásig telítıdnek. A tavaszi felmelegedéssel a növekvı párolgás következtében fokozatosan csökken ugyan a talaj


252

nedvességtartalma, de a tavaszi hónapokban növekvı csapadékmennyiség a párolgásból származó vízveszteséget oly mértékben pótolja, hogy a tavaszi idıszakban csak ritkán fordul elı 40% alatti talajnedvesség.


0

2

4

6

8

10

12

14

0 50 100 150 200 250 300 350 400

Az év napjai

A 4

0% a

latt

i tal

ajn

edve

sség

û n

apo

k sz

áma

12.2 ábra. A 40% alatti talajnedvességő napok elıfordulásának évi menete

Az alacsony talajnedvességő napok általában az év 100. és 300. napja, azaz április eleje és október vége között fordulnak elı (12.2 ábra). Többnyire az év 150. napja (május 30) az, amely után egyre növekvı valószínőséggel várhatók alacsony talajnedvességő napok. Legnagyobb valószínőséggel július közepe és szeptember eleje között várható, hoga a talajok víztartalma a maximális hasznos víztartalom 40% alá süllyed. Szeptember közepétıl egyre kevésbé várható alacsony nedvességtartalmú nap elıfordulása. Évek közötti változékonyság. Az évek közötti változékonyságot a 12.3 ábra mutatja, mely Mosonmagyaróvár adatait tartalmazza. Látható, hogy a 40% alatti talajnedvességő napok évenkénti száma nulla és 60 között változik. Ez elég jelentıs különbségnek mutatkozik. Az ábrán nem lehet változási tendenciát megállapítani. Nagyon alacsony talajnedvességő napok. A vizsgálataink azt mutatják, hogy a 40%-nál alacsonyabb talajnedvességő napok között is találunk olyanokat, amikor jóval 40% alatt marad a talaj nedvességtartalma. Általában 30% alá ritkán csökkent a talajnedvesség, de 30% alatti talajnedvességő napokkal számolni kell. Azonban a vizsgált állomásokon az 1951-2000


253

közötti idıszakban nem fordult elı, hogy a napi átlagos talajnedvesség a maximális hasznos víztartalom 20%-a alá csökkent volna.

12.3 ábra. A 40% alatti talajnedvességő napok évenkénti száma

12.5 A vízellátottság és az éghajlati változékonyság A növények vízellátottsága változik idıben, egyrészt az éven belül (évszakos változékonyság), másrészt az egyes években és változik térben is (éghajlati körzetenként). Amikor a növényeknek az idıben és térben egyaránt változó vízigényét ki szeretnénk elégíteni, akkor a növény rendelkezésére álló vízmennyiség és a növény vízigénye közötti különbség: a vízhiány mesterséges pótlására létrehozott öntözési rendszereknek a növények vízigényének és a talajban lévı vízhiánynak az éghajlati elemzésén célszerő alapulnia (Antal 1998). Cselıtei (1998) az egyes termıhelyeket a növény rendelkezésére álló víz szempontjából csoportosította, s négy többé-kevésbé egymáshoz kapcsolódó típust határozott meg. Ezek a következık:

1. Döntıen a csapadék és a talaj víztartóképessége határozza meg a növény rendelkezésére álló vizet.

2. A csapadékon és a talaj víztartóképességén kívül még a talajvíz is résztvesz a növény vízellátásában.

Mosonmagyaróvár

0

10

20

30

40

50

60

1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000

Évek

A 4

0% a

latt

i tal

ajn

edve

sségő

nap

ok

szám

a


254

3. Az eddig említett tényezık mellett szükség van még kiegészítı vízpótlásra, amelyet öntözéssel lehet megvalósítani.

4. Mesterségesen létrehozott termesztı berendezésekben a növények vízellátását kizárólag csak öntözéssel lehet biztosítani.

Lényegében az osztályozás alapjául a növények termesztéséhez szükséges és felhasználható vízforrásokat veszi figyelembe. Nyílvánvalóan egy ilyen csoportosítás nem vehet tekintetbe minden olyan változatot, amely a különbözı talajtípusok és különbözı növényfajok hatására kialakulhat. Mégis ahhoz, hogy a növények vízellátottságát érintı alapvetı problémákat világosan érzékeljük és megfelelıen fel tudjuk becsülni, a vízforrások elkülönítésével nélkülözhetetlen segítséget nyújt. A vízforrások felmérése és a növények vízigényének ismerete teszi lehetıvé, hogy változó meteorológiai viszonyok között is képesek legyünk a növény számára kedvezı vízellátottság biztosítására (Antal 2003). Adott vízforrások figyelembe vétele mellett a növény vízigényének biztosítása különösen a zöldségnövények termesztése esetén igényli a kiegészítı vízpótlást (Cselıtei 1985). Hazánk éghajlati adottságait figyelembe véve a növénytermesztés szempontjából az egyik legfontosabb környezeti tényezı a természetes vízellátottság (Szász 1995). Ennek fı vízbevételi forrása a csapadék. A csapadék nagy idıbeli és térbeli változékonysága az egyik forrása annak, hogy néha túlságosan sok, máskor túlságosan kevés víz áll a növények rendelekezésére, ami egyaránt káros számukra. Ez az oka, hogy a víztöbblet és a vízhiány az egyik legjelentısebb kockázati tényezıje a növénytermesztésnek. A másik jelentıs befolyásoló meteorológiai tényezıje a természetes vízellátottságnak a hı. Minél több energia érkezik le, s minél magasabb a hımérséklet, annál jelentısebb a párolgás, ami a növények rendelkezésére álló vízmennyiség fokozatos csökkenését eredményezi. Ezért a meleg idıszakban megjelenik a szárazság. Bár hazánk területe viszonylag kicsi, a szárazság szempontjából mégis meg lehet el lehet különíteni a területén körzeteket (Pálfai 2002). Ugyanakkor minél kevesebb energia érkezik a földfelszínre és minél alacsonyabb a hımérséklet, annál kisebb a párolgás. Emiatt télen, amikor nálunk a csapadéknak minimuma van, a kevés párolgás miatt a talaj vízkészlete növekszik. Részint a magas telítettségő talajokra hulló csapadék, részint a fagyott talajokra hulló csapadék miatt a hővös idıszakban belvízzel lehet számolni. A talajban tárolt és a növények által felvehetı vízmennyiség tehát igen nagy mértékben függ a meteorológiai tényezıktıl, ezért az éghajlati változékonyság jelentıs változásokat hozhat létre a természetes vízellátottság alakulásában. A természetes vízellátottság igen jelentıs hatással van a terméshozamokra. A vízellátottságban mutatkozó változékonyság emiatt a


255

termésstbilitást csökkenti, így arra ösztönöz, hogy kiegészítı vízpótló eljárásokat, valamint vízmegırzı eljárásokat alkalmazzunk (Szász 1998).

12.6 Talajerózió Az erózió a talaj felszínén keletkezı víztöbblet következménye. Ugyanis a felszínen felgyülemlett vizek távozásuk során egyrészt a talajt kilugozzák, másrészt talajrészecskéket vihetnek a mélyebben fekvı területekre. Emiatt csökken a termıtalaj termékenysége. Ezek a károk az erózió közvetlen következményei. Keletkezhetnek azonban egyéb károk is. Elıfordulhat, hogy a lehordott talajrészek az alcsonyabban fekvı területeken felhalmozódva már rontják a talaj minıségét. csökken az adott talajok termékenysége. Számolni lehet azzal is, hogy az elhordott talajrészek vízfolyásokba kerülnek, ott eliszapolódva feltöltik a vízfolyás medrét, növelve annak karbantartási kölségét, sıt a meder kissebbedése miatt kiöntéseket is eredményezhetnek. A talajerózió kialakításában egyrészt a felszínre hulló csapadékot befolyásoló környezeti tényezık vesznek részt, másrészt az emberi tevékenység következményei is jelentıs szerepet játszanak benne (Petrasovits és Balogh 1975). Környezeti tényezık eróziót befolyásoló szerepe. A víz okozta erózió hatását a lehulló csapadék mennyisége, intenzitása és tartama határozza meg. Szerepet játszik az esıcseppek nagysága is. A legnagyobb veszélyt a hosszantartó, nagyintenzitású csapadékok jelentik, mert a hirtelen lezúduló nagy mennyiségő csapadék legnagyobb része a talajfelszínen összegyőlik, majd elfolyik, magával sodorva a termıtalaj egy részét. De veszélyt jelentenek a nagy cseppekben hulló esık is, mert a becsapodó cseppek szétroncsolják a talajmorzsákat, eliszapolják és tömörítik a felszínt, s így csökken a talaj víznyelı képessége. Az erózió mértékére természetesen maga a talaj is hatással van. Minél rövidebb idı alatt minél nagyobb mennyiségő vizet képes a talaj befogadni, annál kisebb az erózió veszélye. Ebben fontos szerepet játszik a talaj szerkezete, vízelnyelı és vízbefogadó képessége. Lényegesen befolyásolják az erózió mértékét a domborzati viszonyok is. Hazánkban az összes szántóterületbıl mintegy 70 ezer hektár az, amely 20%-nál meredekebb lejtın helyezkedik el. A dombos területeken pedig annál nagyobb mértékő erózióval számolhatunk, minél meredekebb és minél hosszabb a lejtı. Az erózió mértékére befolyással van még a növényzet is. Egyrészt segíti a csapadékvíz felfogását, másrészt a talajba szivárgását, mert a csapadék elıbb a növényzetre jut és onnan kerül a talajfelszínre. A növényállomány alatti talaj általában szerves anyagokban gazdag, ezért több vizet képesek tárolni.


256

Az emberi tevékenység eróziót befolyásoló szerepe. Az ember mezıgazdasági tevékenysége során gyakran végez olyan tevékenységet, amely befolyással lehet az erózió kialakulására. Az egyik legradikálisabb beavatkozás a vízgazdálkodásba az erdıirtás. Akár égetéssel, akár vágással irtják az erdıt a csapadékból keletkezı elfolyás jelentıs mértékben növekszik, s ez a talaj lepusztulásával jár együtt. A másik befolyásoló tevékenység a füves területek lelegeltetése. A problémá az jelenti, hogy egyrészt a legeltetéssel a növénytakaró gyérül, másrészt az állatok a járkálásukkal tömörítik a talajt. Emiatt csökken a talaj vízelnyelı képessége és növekszik az elfolyás. Maga a talajmővelés is befolyásoló tényezı lehet. Szántáskor az eketalp összetömíti a barázda alját, a talajmőveléshez alaklamazott gépek pedig a súlyúknál fogva tömörítik a felsı rétegeket. Emiatt csökken a talajok vízelnyelıképessége és növekszik az elfolyás. A vadontermı növények és a kultúrnövények által alkotott növényállományok egyaránt elısegítik a csapadékvíz megfogását. Ez a hatás függ a növényállományok zártságától és a talajok növénnyel való borítottságának a tartamától. Nagycsapadékú napok. Meghatároztuk, hogy 1951 és 2000 között hányszor fordult elı az egyes meteorológiai állomásokon 20 mm-nél, 50 mm-nél, 80 mm-nél és 100 mm-nél nagyobb csapadékú nap, olyan módon, hogy az egyes értékek tartalmazzák az összes saját értéknél magasabb csapadékú napot. A 20 mm-nél nagyobb csapadékú napok száma tehát tartalmazza a nála nagyobb csapadékkal rendelkezı összes többi (az 50, 80 és 100-nél nagyobb csapadékú) napok számát is. A 20 mm-nél nagyobb csapadékú napok száma az 1951-2000 közötti idıszakban a vizsgált meteorológiai állomásokon 170 és 260 között mozgott. Ez azt jelenti, hogy évente 3-6 20 mm-nél nagyobb csapadékú nappal lehet számolni. Az 50 mm-nél nagyobb napi csapadékösszegek a 20. század második felében mindössze 5-15 alaklommal fordultak elı. A 80 mm feletti napi csapadékok még ritkábbak. Mindössze Debrecenben és Nyíregyházon fordult elı, de csak egy alkalommal. Debrecenben 1970. augusztus 10-én (80,3 mm), Nyíregyházán pedig 1958. június 14-én (83,7 mm). Olyan nap, amikor a 20. század második 50 évében 100 mm feletti csapadékmennyiség hullott, csupán Budapesten (1963. szeptember 9-én 115,5 mm) és Mosonmagyaróváron (1998. július 29-én 132,1 mm) volt egy-egy esetben. Ezek az értékek jól mutatják, hogy hazánkban a nagycsapadékok miatti talajerózióval viszonylag ritkábban kell számolni, de ezzel a lehetıséggel számolni kell. A 20 és 50 mm közötti napi csapadékmennyiség minden évben elıfordul néhányszor. Még 50 és 80 mm közötti napi csapadékösszegekkel is számolni kell minden évtizedben legalább egy alaklommal, 80 mm feletti,


257

különösen 100 mm feletti napi csapadékok azonban legfeljebb félévszázadonként egy-egy alkalommal, ha elıfordulnak. Irodalom Antal E. 1998: Az idıjárás és éghajlat kapcsolata a növényállományok vízforgalmával. Meteorológiai Tudományos napok ’98, OMSz, Budapest. 15-28. oldal. Antal E. 2003: Az éghajlatváltozás és a növényállományok vízellátottságának kérdıjelei a XXI. század elején. „Agro-21” Füzetek, 32. szám. 25-48. oldal. Cselıtei L. 1985: A zöldségnövények öntözése. In: Cselıtei L., Nyújtó S., Csáky A. szerk.: Kertészet, Mezıgazdasági Kiadó, Budapest, 79-94. oldal. Cselıtei L. 1998: Az idıjárás hatása a növények vízellátottságára és termésére. Meteorológiai tudományos napok ’98, OMSz, Budapest 7-14. oldal. Kozmáné Tóth E., Posza I., Tiringer Cs. 1995: Szántóföldi növényállományok vízigénye, tényleges párolgása és öntözıvíz szükséglete. Éghajlati és Agrometeorológiai Tanulmányok 3. OMSz, Budapest. 33-96. oldal. Pálfai I. 2002: Magyarország aszályossági zónái. Vízügyi Közlemények, LXXXIV. évf. 3. Füzet. 323-357. oldal. Szalóky S. 1991: A növények vízigénye és öntözésigényessége. In: Lelkes L., Ligetvári F. szerk.: Öntözés a kisgazdaságokban. Folium Könyvkiadó Kft., Budapest. 21- 42. oldal. Szász G. 1995: A fıbb termesztett növények természetes vízhasznosulása Magyarországon. Éghajlati és Agrometeorológiai Tanulmányok, OMSz, Budapest. 11-31. oldal. Szász G. 1998: A természetes vízellátottság szerepe a fıbb növények növekedésének és termésének mennyiségi, minıségi alakulásában. Meteorológiai Tudományos Napok ’98, Budapest. 29-45. oldal. Petrasovits I., Balogh J. 1975: Növénytermesztés és vízgazdálkodás. Mezıgazdasági Kiadó, Budapest. 316 oldal. Petrasovits I. 1988: Az agrohidrológia fıbb kérdései. Akadémiai Kiadó, Budapest. 228 oldal. Varga-Haszonits Z., Varga Z., Lantos Zs., Vámos O., Schmidt R. 2000: Magyarország éghajlati erıforrásainak agroklimatológiai elemzése. Lóriprint, Mosonmagyaróvár. 223 oldal.


258

Tárgymutató

A

advektív fagyok, 233 agroklimatológia, 3 ariditási index, 205, 217 aszály, 6, 55, 63, 191, 216, 223,

224, 230, 251 áttelelési viszonyok, 16 áttelelı, 36, 52

B

belvíz, 192, 249, 251 besugárzás, 103, 114, 116, 126,

242 betakarítás, 13 bioszféra, 5, 28, 31, 33, 34, 37,

38, 42 borult, 75, 85, 142, 149, 150, 151

C

cirkuláció, 70, 115, 244 Coriolis erı, 117 csapadék, 8, 16, 25, 31, 33, 36,

40, 54, 59, 61, 62, 63, 81, 83, 85, 87, 89, 103, 132, 148, 151, 191, 195, 196, 201, 202, 203, 215, 217, 222, 224, 245, 246, 248, 249, 253, 254, 255

csapadékképzıdés, 7, 132 csapadékmennyiség, 76, 148,

151, 202, 203, 211, 245, 252, 256

csapadékösszeg, 32, 151, 198, 199, 201

csapadékösszegek, 92, 196, 197, 199, 201, 202, 256

csupasz talaj, 52, 192, 203, 211, 214, 247

D

derült, 67, 75, 161

E

éghajlat, 3, 4, 5, 6, 9, 10, 11, 17, 18, 22, 25, 32, 33, 35, 38, 44, 47, 49, 50, 53, 54, 63, 76, 79, 81, 165, 168, 175, 176, 185, 191, 196, 197, 218, 219, 227, 228, 230, 231, 232, 233, 236, 237, 252, 253, 254, 257

éghajlatbefolyásoló, 25 éghajlattípusok, 175, 176 eltérítı erı, 116, 117, 118 esı, 64, 71, 94, 116, 134, 137,

153, 163, 195, 243 evapotranszspiráció, 52, 208,

246 exoszféra, 107

F

fagymentes idıszak, 228, 229 fagyos nap, 228, 229, 230 felhı, 23, 77, 103, 132, 133 felhık, 8, 23, 27, 76, 77, 95, 103,

123, 126, 128, 132, 192 felhızet, 4, 18, 23, 32, 42, 43, 62,

67, 77, 83, 95, 123, 141, 149, 156, 160, 161, 241

felmelegedési idıszak, 170 fotoszintetikusan aktív

sugárzás, 8, 163, 164, 165

G

gıznyomás, 192, 193, 205, 206, 207


259

H

hótakaró, 23, 36 hıhatást, 177 hıkapacitás, 25, 36, 76, 207 hımérséklet, 5, 6, 8, 11, 12, 15,

26, 27, 32, 45, 52, 54, 62, 66, 69, 70, 71, 73, 74, 76, 77, 78, 85, 87, 89, 94, 95, 97, 98, 105, 106, 107, 109, 122, 123, 126, 134, 135, 166, 167, 170, 171, 174, 177, 180, 181, 183, 186, 187, 188, 191, 192, 193, 194, 195, 196, 202, 204, 205, 206, 208, 225, 226, 228, 230, 231, 232, 233, 234, 235, 238, 239, 240, 241, 242, 243, 248, 254

hımérsékletcsökkenés, 12, 174 hımérséklete, 12, 19, 21, 32, 68,

69, 71, 72, 74, 75, 95, 96, 104, 122, 123, 126, 130, 134, 179, 180, 181, 182, 224, 235, 241, 242

hımérsékleti, 8, 14, 24, 25, 52, 59, 62, 63, 74, 81, 85, 89, 91, 93, 107, 113, 120, 122, 123, 127, 128, 130, 134, 166, 168, 169, 171, 174, 175, 176, 178, 180, 184, 185, 186, 187, 188, 189, 195, 205, 206, 209, 210, 225, 226, 229, 230, 234, 235, 239, 240, 241, 242, 243, 244

hıség nap, 237 hővös, 76, 115, 130, 171, 175,

227, 236, 254

I

idıjárás, 14, 16, 56, 60, 85, 93, 107, 131, 133, 161, 192, 223, 244, 257

J

jégesı, 6, 55, 195

K

kicsapódás, 123, 132 kifagyás, 241 kisugárzás, 4, 8, 26, 38, 68, 71,

126, 135 klimatológia, 3 konvekció, 27, 120 köd, 148, 149 középhımérséklet, 32, 52, 67,

75, 76, 77, 131, 167, 168, 170, 171, 177, 178, 179, 181, 183, 207, 208, 241

L

légáramlás, 8, 114, 115, 116, 117, 119, 128

légáramlásnak, 118 légáramlások, 8, 96, 114, 115,

123, 126, 192 léghımérséklet, 145, 241 légkör, 3, 4, 5, 6, 7, 9, 11, 12, 18,

21, 22, 23, 26, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 36, 37, 38, 39, 40, 42, 43, 44, 47, 49, 56, 58, 61, 62, 65, 66, 67, 68, 69, 71, 72, 73, 76, 77, 85, 94, 95, 96, 97, 98, 99, 101, 102, 103, 104, 105, 106, 107, 108, 110, 111, 112, 113, 114, 120, 126, 127, 128, 133, 134, 136, 141, 152, 155, 156, 158, 160

légmozgás, 111, 118, 120, 126 légnedvesség, 8, 15, 32, 77, 85,

193, 194, 248, 251 légnyomás, 32, 85, 95, 108, 109,

110, 111, 112, 113


260

légtömegek, 27, 101, 108, 118, 126, 127, 128, 129, 131, 132, 133

légtömegeket, 8, 127, 128, 129 lehőlés, 128, 130, 179, 186, 228

M

meleg, 18, 21, 38, 66, 73, 107, 127, 130, 131, 132, 133, 175, 229, 236, 238, 239, 243, 254

melioráció, 11, 12 mezoszféra, 106 mikroklíma, 85, 93

N

napfénytartam, 137, 140, 141, 142, 143, 144, 145, 146, 147, 148, 149, 150, 156, 158, 159, 160, 165, 169, 174, 191

napfénytartamot, 141, 150, 157 napos, 217, 230 napsugárzás, 4, 6, 7, 8, 9, 15, 16,

18, 20, 22, 37, 42, 62, 67, 68, 69, 70, 71, 72, 77, 105, 123, 127, 128, 134, 135, 136, 137, 141, 149, 152, 153, 160, 164, 191, 204

napsugárzással, 64, 65, 191 nedvesség, 6, 8, 63, 128, 191,

192, 193, 194, 195, 206, 207, 208, 215, 223

növénytermesztés, 4, 9, 11, 13, 50, 184, 191, 202, 246, 249, 251, 254

O

ózon, 7, 12, 26, 29, 30, 31, 39, 40, 65, 68, 74, 101, 103, 134

P

párásság, 148, 149

párolgás, 7, 8, 12, 27, 62, 75, 85, 123, 126, 128, 158, 191, 202, 203, 204, 205, 206, 207, 208, 209, 210, 211, 212, 213, 214, 215, 223, 224, 245, 246, 247, 248, 251, 254

párolgáshoz, 7, 12, 246, 247 párolgást, 10, 12, 14, 75, 77, 82,

131, 204, 208, 212, 214, 236, 246

párologtató, 208 párologtatóképesség, 217 potenciális, 63, 158, 191, 204,

205, 206, 207, 208, 209, 210, 211, 213, 214, 215, 222, 224, 246, 247

potenciális párolgás, 158, 191, 204, 205, 206, 207, 208, 209, 210, 211, 214, 215, 224, 246, 247

R

relatív nedvesség, 192, 193, 194, 195, 206, 207, 208

relatív párolgás, 214, 215, 216 relatív talajnedvesség, 210, 211,

212, 218, 219, 247, 249

S

sugárzás, 7, 8, 11, 12, 14, 18, 19, 20, 22, 25, 26, 28, 29, 30, 32, 33, 36, 37, 40, 43, 53, 54, 59, 66, 67, 68, 69, 71, 74, 76, 77, 85, 91, 97, 101, 103, 106, 115, 116, 122, 127, 134, 135, 136, 137, 138, 141, 142, 145, 149, 150, 152, 153, 154, 155, 156, 157, 158, 159, 160, 161, 162, 163, 164, 165, 174, 184, 186, 188, 189, 191, 204, 206, 209, 230, 239, 242, 243


261

sugárzása, 68, 105 sugárzási egyenleg, 186, 204,

206 sugárzást, 7, 13, 20, 23, 25, 26,

29, 61, 68, 71, 76, 103, 134, 137, 149, 150, 153, 158, 161, 163, 211

szántóterület, 11, 12 száraz idıszak, 37, 217, 251 szárazsági index, 217 szél, 7, 8, 16, 23, 29, 75, 114, 115,

117, 118, 123, 204, 205 szélirány, 123, 124, 125 szélnyomás, 119 szélsebesség, 30, 116, 119, 124,

125, 205, 207 szélsebességet, 118, 119, 205 szélsı értékek, 50, 51, 52 szélviszonyok, 15 szén-dioxid, 3, 9, 11, 18, 25, 26,

27, 28, 29, 30, 31, 36, 38, 40, 95, 101, 134, 169, 171, 240

sztratoszféra, 27, 74, 77, 106

T

talajfelszín, 5, 7, 34, 36, 101, 127, 203

talajnedvesség, 82, 191, 210, 211, 212, 213, 217, 218, 219, 220, 239, 247, 249, 250, 251, 252

talajtípusok, 191, 212, 254 tényleges, 10, 43, 45, 46, 61, 95,

142, 149, 150, 152, 156, 158, 159, 189, 191, 192, 198, 205, 206, 207, 210, 212, 213, 214, 215, 223, 246, 247, 257

tényleges párolgás, 191, 210, 212, 213, 214, 215, 246, 247, 257

terméshozam, 57, 58, 80, 81, 82

terméshozamok, 10, 79, 240, 243

termoszféra, 106, 107 területi eloszlás, 40, 124, 125,

146, 172, 173, 182, 184, 185, 199, 200, 226, 248

transzspiráció, 8, 64, 191, 204, 242

troposzféra, 30, 67, 105, 106, 132

Ü

üvegház, 65, 68, 69, 76, 95 üvegházhatás, 7, 11, 18, 26, 27,

29, 30, 31, 38, 62, 63, 65, 66, 67, 68, 69, 70, 72, 74, 134, 240

V

vegetációs periódus, 10, 27, 29, 50, 58, 149, 161, 163, 186, 187, 195, 196, 201, 208, 217, 243, 245, 248, 249

visszaverıdés, 67 vízellátottság, 27, 93, 223, 224,

253, 254, 257 vízgız, 7, 8, 26, 27, 30, 66, 67,

68, 70, 77, 95, 99, 101, 103, 105, 106, 123, 132, 134, 141, 149, 192

vízgıztartalma, 27, 96, 104, 123, 130, 131

vízgıztartalom, 4, 18, 104, 120, 126, 241

vízhiány, 16, 216, 218, 253, 254 vízkapacitás, 248, 249 víztöbblet, 192, 249, 254, 255

Z

záporesı, 87 zivatar, 87 zivatarok, 85


262

Tartalomjegyzék

BEVEZETÉS....................................................................................................3

A........................ AZ ÉGHAJLATI RENDSZER ÉS AZ ÉGHAJLATI VÁLTOZÉKONYSÁG

1. AZ ÉGHAJLAT ÉS A NÖVÉNYTERMESZTÉS...................................................4 1.1 Az éghajlat és a növénytermesztés közötti kölcsönhatás....................4

Az éghajlat mint erıforrás....................................................................5 A növénytermesztés hatása az éghajlatra ...........................................11

1.2 Beavatkozási lehetıségek .................................................................13 Különbözı cselekvési módok.............................................................13 Cselekvési lehetıségek.......................................................................14

2. AZ ÉGHAJLATI RENDSZER MŐKÖDÉSE......................................................18 2.1 Fontosabb éghajlatalakító tényezık.................................................18

A Napból érkezı sugárzás..................................................................18 A napsugárzás útja a légkörben..........................................................22 A napsugárzást felfogó felszínek .......................................................24 A földfelszíni kisugárzás ....................................................................26 Egyensúlyi hımérséklet .....................................................................32

2.2 Az éghajlat rendszer jellege .............................................................32 Az éghajlati rendszer ..........................................................................33 Az éghajlati rendszer a környezeti rendszer része .............................34

3. AZ ÉGHAJLATI RENDSZER ÉS HATÁSÁNAK MODELLEZÉSE........................42 3.1 Éghajlati rendszer mőködésének modellezése..................................42

Globális éghajlati modellek................................................................42 A regionális éghajlati viszonyok modellezése ...................................43 Az éghajlat elırejelzésének lehetıségei .............................................44 Éghajlati szcenáriók ...........................................................................47

3.2 Éghajlati változékonyság fıbb jellemzıi ..........................................49 Éghajlatingadozás...............................................................................49 Éghajlatváltozás .................................................................................51 Extrém jelenségek ..............................................................................51

3.3 A hatáselemzés módszerei ................................................................53 Az alkalmazott módszerek típusai......................................................53 A modellek felépítése.........................................................................55 A modellek tér- és idıbeli reprezentativitása .....................................57 A modellek tesztelése.........................................................................58

4. ÉGHAJLATVÁLTOZÁS: ÉRVEK ÉS ELLENÉRVEK ........................................61 4.1 A lehetséges éghajlatváltozás jelentısége........................................61

Elızmények és a nemzetközi háttér ...................................................62


263

Az éghajlat és a szükséges élelem megtermelése...............................63 4.2 Az üvegházhatás és a globális felmelegedés ....................................65

Az üvegházhatás.................................................................................66 A természetes és antropogén eredető üvegházhatás...........................69 A felmelegedés kimutathatóságának bizonytalansága .......................75

B............. AZ ÉGHAJLATI ELEMEK ÉRTÉKEINEK INGADOZÁSAI

5. ADATGYŐJTÉS ÉS ADATELEMZÉS.............................................................79 5.1 Az állomások kiválasztása................................................................80

Referencia állomások .........................................................................80 Hosszúsorozatú állomások .................................................................81

5.2 Az adatelemzés módszertani alapjai ................................................82 Az adatok............................................................................................82 Az adatok homogenitásának vizsgálata..............................................85 Hazai adatsorok tesztelemzése ...........................................................90

6. A LÉGKÖR ÉS RÉTEGZİDÉSE ....................................................................94 6.1 A bolygók légköre.............................................................................94 6.2 A földi légkör....................................................................................98

A légkör kiterjedése ...........................................................................98 A légkör összetétele ...........................................................................99 A légkör rétegzıdése......................................................................104

7. A LEVEGİ NYOMÁSA, MOZGÁSA ÉS A LÉGTÖMEGEK .............................108 7.1 A légnyomás ...................................................................................108

A légnyomás jellemzıi.....................................................................108 A légkör tömege és súlya .................................................................114

7.2 A légáramlások iránya és sebessége ..............................................114 A légköri egyensúly és felbomlása...................................................114 Különbözı irányú légmozgások.......................................................118 Szélviszonyok hazánk területén .......................................................123

7.3 Légtömegek és frontok....................................................................126 A légtömegek ...................................................................................126 A légköri frontok..............................................................................132

8. A NAPSUGÁRZÁS ÉRTÉKEINEK IDİBELI INGADOZÁSAI...........................134 8.1 A napból érkezı sugárzás...............................................................134 8.2 Napfénytartam................................................................................137

Csillagászatilag lehetséges napfénytartam .......................................137 Tényleges napfénytartam .................................................................141

8.3 Nappali borultság...........................................................................149 8.4 Globálsugárzás...............................................................................152

Csillagászatilag lehetséges globálsugárzás ......................................152


264

Tényleges globálsugárzás.................................................................157 8.5 Fotoszintetikusan aktív sugárzás....................................................162

9. A HİMÉRSÉKLET ÉRTÉKEINEK IDİBELI INGADOZÁSAI...........................166 9.1 A leghosszabb hazai hımérsékleti idısor.......................................166 9.2 A naptári idıszakok középhımérsékletei........................................170 9.3 A világos és sötét napszakok középhımérsékletei ..........................179 9.4 Hımérsékleti összegek....................................................................186

10. A NEDVESSÉGI JELLEMZİK ÉRTÉKEINEK IDİBELI INGADOZÁSAI .........191 10.1 Légnedvesség................................................................................192 10.2 A csapadék....................................................................................195 10.3 Párolgás .......................................................................................203 10.4 Talajnedvesség .............................................................................218

C. ÉGHAJLATI EXTRÉM JELENSÉGEK 11. HİMÉRSÉKLETI EXTRÉM JELENSÉGEK .................................................225

11.1 Alacsony hımérsékletek ...............................................................226 11.2 Magas hımérsékletek ...................................................................234 11.3 A növények reagálása a hımérsékleti hatásra.............................239

12. NEDVESSÉGI EXTRÉM JELENSÉGEK ......................................................245 12.1 A száraz és nedves jelleg elkülönítése ..........................................246 12.2 Nedvességi küszöbértékek ............................................................248 12.3 Víztöbblet......................................................................................249 12.4 Vízhiány........................................................................................251 12.5 A vízellátottság és az éghajlati változékonyság............................253 12.6 Talajerózió ...................................................................................255

Documents

Bevezetés - wes.sze.hu · 3 Bevezetés Napjainkban a klimatológia fontossága rendkívüli módon megnövekedett. Ennek oka a légkör megnövekedett szén-dioxid tartalma és ennek