Meteorológia - alapok

A kisugárzott energia a Naptól távolodva négyzetesen csökken. Mivel a Föld Nap körüli pályája a körtől kismértékben eltérő ellipszis, ezért a Földre jutó sugárzási-áram-sűrűség változik az év során. Napállandónak nevezzük az átlagos Nap-Föld távolságnál a légkörön kívül mérhető direkt sugárzást, azaz a Nap felé néző irányra merőlegesen álló, 1 m2 felületen 1 másodperc alatt áthaladó sugárzási energiát. Természetesen rögtön feltehető a kérdés, hogy időben valóban állandó-e a napállandó? A napfizikai elméletek szerint a Nap meglehetősen stabil csillag, azaz kisugárzásában már hosszú ideje nem volt jelentős változás és még sokáig nem is várható. A napállandómérések közel 100 éves múltra tekintenek vissza. Ez idő alatt nem mutatkozott semmilyen, a földi folyamatok szempontjából lényeges változás. Nagy pontosságú méréseink 1979 óta állnak rendelkezésre, műholdon elhelyezett műszerek észleléseiből. Ezek azt mutatják, hogy a napállandó napról napra, hónapról hónapra és évről évre is változik, a változások közelítőleg periodikusak, és a csúcstól csúcsig mért amplitúdójuk nem haladja meg a 0,5%-ot. Tehát a földi élet és a mezőgazdaság szempontjából a napsugárzás mint erőforrás, igazán stabilnak mondható. Különböző műszerekkel mérve minden műholdas napállandóérték 1364 és 1372 W/m2 közé esik.

A napsugárzás globális eloszlása

Tudjuk, hogy napközelben a Földhöz 3%-kal több, naptávolban 3%-kal kevesebb napsugárzás érkezik, mint az átlag. A következőkben a napállandót 1368 W/m2-nek tekintjük. Ha a Földel gömbnek tekintjük, akkor a teljes felszíne négyszerese a keresztmetszetének, tehát a légkör külső határán felületegységre átlagosan 1368/4 = 342 W/m2 napsugárzás jut. Mesterséges holdak mérései szerint a teljes Föld albedója nagy pontossággal 30%, tehát átlagosan a felszín és a felette lévő légoszlop 342 • (100—30)/100 = 239 W/m2 sugárzást nyel el. Az elnyelt napsugárzásból átlagban a felső határra érkező sugárzás 30%-a, azaz 103 W/m2 jut a légkörre, és ily módon 136 W/m2 a felszínre, azaz a felső határra érkező sugárzás 40%-a.

A legnagyobb relatív globálsugárzás a Szaharában és az Arab-félszigeten fordul elő. Mivel ezeken a vidékeken a csillagászatilag lehetséges sugárzás is igen nagy, ezért a felszínen mért besugárzás abszolút maximuma ezen a vidéken van. Szemléltetésként bemutatjuk Khormaksarban (Aden) 1964-66-ban mért átlagértékeket: január 250 W/m2, június 322 W/m2, teljes év 309 W/m2. Az egész Földre vonatkozó beugárzás évi átlagát a 136 W/m2 elnyelt sugárzásból kaphatjuk meg, ha a felszíni albedo globális átlagát pl. 15%-nak vesszük: 136 • 100/(100—15) = 160 W/m2, tehát az abszolút maximum ennek nagyjából kétszerese. A szoláris besugárzás minimuma 0 a poláris éjszaka idején.

Sugárzási egyenleg a légkör felső határán

A Nap sugárzása Földünkhöz párhuzamos nyalábként érkezik. Ebből a geometriai nyalábból a Föld-légkör rendszer a keresztmetszetével egyenlő nagyságú résszel kerül közvetlen kölcsönhatásba. A keresztmetszet nagysága R2pi, ahol R a Föld sugara (a légkör vastagsága emellett elhanyagolható). Ha a napállandót 1368 W/m2-nek vesszük és felhasználjuk az előző pontból azt az ismeretet, hogy a beérkező napsugárzás 30%-át veri vissza a Föld, akkor az elnyelt évi átlagos sugárzási teljesítmény:

1368 • 0,7 • R²pi = 957,6 • R²pi,

azaz ennyi a Föld-légkör rendszer rövidhullámú sugárzási egyenlege.

Ha feltételezzük, hogy a rendszer fekete testként emittálja a saját hőmérsékleti sugárzását, akkor a teljes gömb alakú felszín

5,67 • 10^-8 • T⁴ • 4R²pi

sugárzást bocsát ki a bolygóközi térbe, ahol T a Földnek mint bolygónak a környezete felé mutatkozó átlaghőmérséklete. Hosszúhullámon a Földhöz annyi sugárzási energia érkezik, amennyit egy 3 °K hőmérsékletű fekete gömbhéj sugározna, ha körülvenné a Földet. Ez az energia elhanyagolható a földi hőmérsékletekhez tartozó kisugárzás mellett, ezért a rendszer kisugárzása egyúttal a rendszer hosszúhullámú sugárzási egyenlegének is tekinthető, ha az előjelét negatívnak vesszük.

A teljes sugárzási egyenleg a rövid- és a hosszúhullámú egyenlegek összege. A Föld-légkör rendszer éves sugárzási egyenlegét zérusnak tekinthetjük, ugyanis ha nem így lenne, akkor a rendszer és környezete közötti energiacsere döntő részben sugárzás útján játszódna le, azaz a sugárzáson kívüli energiaforgalom jelentéktelen. Ebben az esetben könnyen belátható, hogy érvényes a

957,6 = 4• 5,67 • 10^-8 • T⁴

egyenlőség. Az a tény, hogy a Föld sugarával egyszerűsíthettünk azt jelenti, hogy bármely gömb alakú test, amelynek albedója 30% és fekete kisugárzó, az átlagos Nap-Föld távolságon ugyanazt a hőmérsékletet veszi fel, mint amelyet az egyenlőségből kiszámíthatunk, azaz 255 °K értéket. Mivel éghajlattanból tudjuk, hogy a Föld felszínén az átlagos hőmérséklet 15 °C, ezért azt kell mondanunk, hogy a Föld-légkör rendszer egyensúlyi hőmérséklete 32 fokkal alacsonyabb, mint a felszíni állaghőmérséklet. A felszínen létező élet számára ezt a kedvező különbséget a teljes Föld-légkör rendszer működése eredményezi, ezért némiképpen egyszerűsítünk, amikor ezt a légkör üvegházhatásának nevezzük, és még túlzóbb az egyszerűsítés, amikor ezt a hatást kizárólag a légkör ún. üvegházgázainak tulajdonítjuk. Az üvegházgázok kétségtelenül növelik a légköri visszasugárzásl, de nem kizárólagos meghatározói. Ez nem jelenti azt, hogy az üvegházgázok emberi tevékenység okozta kibocsátását nem kellene megszüntetni, hiszen azok tényleg veszélyeztetik az éghajlat jelenlegi egyensúlyát, noha nem egyedül ők határozzák meg!

Az előbbiekben feltételeztük, hogy a Föld-légkör rendszer sugárzási egyensúlyban van. Lássuk, mit mutatnak a mérések! Eddig nem túlságosan sok esetben számítottak ki éves átlagos sugárzási egyenleget mesterséges holdak méréseiből, ezek a számítások azonban mind kismértékű (2-5 W/m2) pozitív értéket adtak. A számértékek a mérési hiba határain belül vannak, ezért a nullától való eltérésnek nem szabad nagy jelentőséget tulajdonítani. Lehet, hogy mindössze a véletlen játéka, hogy minden érték pozitívnak adódott. Az év során a rendszer egyenlege némi menetet mutat: az északi félteke nyarán (május-augusztus) az egyenleg negatív (a kontinensek felmelegszenek és nagyobb a kisugárzásuk), a többi hónapban pozitív.

A légkör felső határán mért sugárzási egyenlegnek és összetevőinek földrajzi szélesség szerinti eloszlása a Nimbus-7 mesterséges hold által 1979 júniusa és 1980 májusa között végzett mérések alapján. 

A szélesség szerint teljesen szabályos menetet mutat a beérkező napsugárzás (I-SUN). A rendszer kisugárzását ugyanis csökkenti a felhőzet, mert a felhőtető hőmérséklete jóval alacsonyabb, mint a felszíné, ezért az ún. infravörös légköri ablakban (8-12 mikrométer, ahol derült időben a felszín kisugárzása kis gyengítéssel halad át a légkörön) a felhős területek kevesebb energiát sugároznak a bolygóközi térbe, mint a derült területek. A visszavert napsugárzás (SW) a szélesség szerint elég egyenletesen oszlik el, ez mutatja, hogy az albedo nagyjából ugyanolyan arányban nő a sarkok felé, ahogy a bejövő napsugárzás csökken. A trópusi felhőzeti maximum kis albedomaximumot eredményez. A teljes sugárzási egyenleg (NET) az Egyenlítő két oldalán kb. 35°-on belül pozitív, ezen az övön kívül negatív. Ez azt jelenti, hogy a 35°-nál magasabb szélességekre éves átlagban a légkör és az óceánok energiát szállítanak a trópusi övből.

Sugárzási egyenleg a felszínen

A felszíni sugárzási egyenleg bevételi oldalán a globálsugárzás és a légköri visszasugárzás áll, a kiadási oldalon pedig a reflex sugárzás és a felszín kisugárzása:

Q = G + V - R - K.

Kirchoff törvénye értelmében minden felszín és közeg a saját hőmérsékletének és emissziójának megfelelően sugárzást emittál a belső energiája terhére, ugyanakkor a környezetből érkező sugárzást abszorbeálja. A gázok esetében az emisszió és az abszorpció úgynevezett színképsávokban történik, azaz egyes spektrális intervallumokban erősen, más tartományokban alig nyelnek el, illetve bocsátanak ki sugárzást. Az elnyelés és a kibocsátás (Kirchoff törvényének következtében) ugyanazon sávokban megy végbe. Az egyes gázok színképe meglehetősen bonyolult. A légkör gázai közül a hosszúhullámú tartományban is alapvető szerepet játszik a vízgőz: elnyelési sávjai a tartomány minden részén megtalálhatók. Nagy szerepet játszik még a szén-dioxid és az ózon is. Ezeken kívül az emberi tevékenység következtében a légkörbe jutó egyéb gázok is jelentős sávokkal bírnak a hosszúhullámú tartományban, ily módon növelve a visszasugárzást, tehát a felszín sugárzási egyenlegét. A légköri gázok abszorpciós sávjainak elrendeződése olyan, hogy a földi kisugárzás spektrális sűrűsége maximumhelyének környékén nincs jelentős elnyelés, azaz létezik az ún. infravörös légköri ablak (8-12 mikrométer). Ebben az ablakban a felszín kisugárzása kevés gyengítéssel kijut a világűrbe, ha nincs a légoszlopban felhő. Ha van felhő, akkor annak alsó 100 m-es rétege elnyeli a felszín kisugárzását, és saját hőmérsékletén visszasugároz a felszín felé. Ezért borult időben általában nagyobb a visszasugárzás, mint derült időben.

Léteznek olyan képletek, amelyek segítségével a felszínen észlelt meteorológiai adatokból (hőmérséklet, páranyomás, felhőzet) becsülhetjük a légkör visszasugárzását vagy az effektív kisugárzást, a képletekben szereplő állandók azonban nem érvényesek az egész Földre, hanem csak egy-egy klimatikus körzetre. 

A felszín kisugárzása első közelítésben egyszerűbben tárgyalhatónak tűnik, mint a légkör hosszúhullámú sugárzása. Ez azonban nem teljesen helytálló, mert már azt sem könnyű megmondani, hogy mi az, hogy felszín. Képzeljünk el a növénnyel ritkában vagy sűrűbben borított talajt! Ez geometriailag nem alkot vízszintes síkot, hanem összetett felületet, amelynek különböző részei különböző irányba néznek és ráadásul különböző hőmérsékletűek is. Bizonyos magasságból homogénnek tekinthetjük az ilyen összetett felszínt is, és a nagyobb térségű energiacsere-folyamatokban éppen erre a léptékre van szükség. Az ily módon megmért kisugárzáshoz a Stefan-Boltzmann-törvény segítségével megkereshetjük az ún. kisugárzási hőmérsékletet. Ez az érték a talajfelszín hőmérsékletének és a növényállomány különböző részein érvényes hőmérsékleti értékeknek valamilyen módon (lásd mikroklíma) súlyozott átlaga lesz. Az összetett felszínt kisugárzás szempontjából helyettesíthetjük egy olyan felszínnel, amelynek ez a hőmérséklete. Ezt az elképzelt felszínt nevezzük aktív felszínnek.

A hőmérséklet a függőleges mentén is változékonyságot mutat. A troposzférára jellemzően a magasabban fekvő levegőrétegek általában jóval hidegebbek, mint az alsó szintekben lévő levegő. Felfelé haladva minden 100 m magasságkülönbségre átlagosan 0,65 °C hőmérséklet-különbség jut. Ez a 0,65/100 m-es érték az átlagos statikus függőleges hőmérsékleti gradiens, amelynél - mint számtani középértéknél - kisebb és nagyobb értékek egyaránt előfordulhatnak.

Télen a gradiens általában kisebb, csak 0,1-0,3 °C/100 m, nyáron viszont nagyobb, sokszor eléri az 1,0-1,5 °C/100 m-t is.

Mindez bizonyíték arra, hogy a troposzféra hőmérsékletét elsősorban az energiaközvetítő földfelszíntől kapott hő mennyisége szabja meg, és a hatás a felszíntől való távolság növekedésével arányosan csökken.

Az egyik leghidegebb januárunk (1942).  A sugárzás mellett a főként északkeleties, szárazföldi, sarki áramlás hogyan alakítja ki ebben a szélsőséges esetben az izotermák futását. 

Igen enyhe januárunk volt 1921-ben. Ezt elsősorban a légkörzés alakította ki. Az északnyugati, délnyugati enyheség a tengeri légtömegek gyakori beáramlásának következménye. A sugárzási hatás a nagy borultság miatt szinte teljesen háttérbe szorul.

Az egyik legforróbb július (1928) az alföldi vidékeken a besugárzás érvényesülését, valamint a déli, délkeleti áramlás összhatását tükrözik. 

A leghűvösebb július (1913) a hűvös tengeri áramlatok, valamint az északkelet felől betörő hideg, sarkvidéki eredetű légtömegek dominanciáját jelzik.