A HMRSKLET ELREJELZSE A hmrsklet elrejelzse 1 A

A HŐMÉRSÉKLET ELŐREJELZÉSE A hőmérséklet előrejelzése

1. A hő meteorológiai jelentősége és a hőmérséklet fogalma A Nap elektromágneses sugárzásának átlagosan kevesebb, mint 50%-a a Föld felszínén nyelődik el és alakul hővé. Ehhez a hőmennyiséghez a légkör molekuláris hővezetés (nem effektív) útján közvetlenül, illetve közvetve felszíni párologtatás, illetve konvektív hőáram (effektív) formájában jut hozzá. Mivel a besugárzott energiamennyiség egyenlőtlenül oszlik el a Földön, ezért a termikus és így nyomási egyenetlenség miatt kialakulnak a nagy kiegyenlítő légáramlások, a nyomási képződmények (ciklon, anticiklon). Ezek a képződmények hivatottak kiegyenlíteni a nagy hőmérsékleti, illetve nyomási különbségeket az Egyenlítő és a pólusok között, ezért jelentősen módosítják a csillagászatilag lehetséges hőmérsékleti eloszlást! A hőmérséklet előrejelzése 2

Emiatt a hőmérséklet előrejelzésénél a besugárzási szempontok mellett figyelembe kell venni a légköri mozgások okozta hőmérséklet-változásokat is. Hőmérséklet: a levegő felmelegedési foka (a légköri molekulák és atomok átlagos mozgási energiája). Mérése 2 m magasságban, szabványosan kialakított körülmények között történik. Fontos, hogy mi ezt a hőmérsékletet érzékeljük, de a hőérzetünk ennél magasabb és alacsonyabb lehet a légköri nedvesség, illetve szélviszonyok függvényében. Pl. -nedves levegőben viszonylag magas hőmérsékletet melegebbnek érzünk, mivel szervezetünk kevésbé veszít hőt párologtatással. Ellenkező esetben a száraz levegőt egyéntől függően érezhetjük akár hidegebbnek is. -erős szélben az intenzívebb párologtatás miatt mindig alacsonyabbnak érezzük a levegő hőmérsékletét, de különösen igaz ez hideg légtömegben. A hőmérséklet előrejelzése 3

2. A hőmérséklet változásának okai Használjuk fel a dinamikus meteorológiából jól ismert Eulerféle operátort a hőmérséklet változásának kifejezésére: (1) kifejezi a hőmérséklet lokális megváltozását, azt a változást, amit a mérőállomáson regisztrálunk és ahova az előrejelzést készítjük. (2)2. 1. A hőmérséklet individuális megváltozása (3) Tekintsük (1) jobb oldali első tagját. Ezt a tagot kifejezhetjük a (4)termodinamika 1. főtételéből, amely tartalmazza: A hőmérséklet előrejelzése 4

2. 1. 1. A hőmérséklet nem adiabatikus megváltozása A hőmérsékletnek ezt a fajta változását kifejezetten a Napból érkező sugárzás (besugárzás) határozza meg, amely a felszínen elnyelődve hővé alakul és ez adódik át a légkör alsó rétegeinek. Ezt a felszínre vonatkozó sugárzási energia-mérleg (Q) szabályozza: G: Globálsugárzás (szórt+direkt)→ zömében rövidhullámú sugárzás, amelynek átlagosan 43%-a nyelődik el a felszínen és ez biztosítja a légkör alap-hőenergiáját, amely később mozgási-és egyéb energiává alakulhat. Függ: →földrajzi →évszak: szélesség: a trópusokon nagy, pólusokon kicsi a sugárzásban gazdag területek meridionális változása A hőmérséklet előrejelzése 5

→napszak: a nap magasságának periodikus változása. Éjszaka zérus, nappal eléri a maximumot, amely általában(!) a maximumhőmérsékletet eredményezi. →felhőzet: a hőmérséklet előrejelzése szempontjából ez a legfontosabb tényező, ugyanis a felhőzet mennyisége és minősége érzékenyen befolyásolja a hőmérséklet napi menetét. A hőmérséklet előrejelzése 6

Különösen nyáron nagy ez az érzékenység, mivel az eleve nagy besugárzást a felhőzet takarása hirtelen megszünteti és egyéb hatások hiányában a felszín nem kap több energiát, amely hirtelen hőmérséklet-csökkenést okoz, miközben légtömegcsere nem történik, ugyanazon légtömegen belül következik be a csökkenés (hasonló jelenség játszódik le Napfogyatkozáskor is). Ez természetesen függ a megjelenő felhőzet típusától és mennyiségétől. Ha a délutáni gomolyfelhő képződés során a felhőzet nem haladja meg a 4 oktát, akkor 2 -3 fokos visszaesés a jellemző. Ellenkező esetben akár a hőmérséklet további emelkedése is elmaradhat, sőt bizonyos esetekben a felhőzet késődélutánra csökken olyan mértékben, hogy akkor áll be a maximum-hőmérséklet. A gomolyfelhőkből kihulló esetleges zápor további jelentős hőmérséklet-visszaesést eredményez (lásd: 2. 1. 2. fejezet) A hőmérséklet előrejelzése 7

Ha sztratiform felhőzet van túlsúlyban (altostratus, cirrostratus, stratocumulus), akkor a hőmérséklet emelkedését csak a diffúz (szórt) sugárzás eredményezi, illetve ha a felhőzetben történik átmeneti felszakadás, akkor némi direkt sugárzás is melegíthet. Télen is szerepe van a felhőzetnek, de ekkor viszonylag kisebb a hőmérséklet emelkedés csökkentésének mértéke. Ősszel és télen gyakori a köd, amelynél szintén csak diffúz sugárzás tud melegedést kiváltani. Bármilyen évszakról is legyen szó tehát, a hőmérséklet előrejelzése előtt sok más tényező mellett elengedhetetlenül fontos a felhőzeti előrejelzés figyelembevétele!!! A hőmérséklet előrejelzése 8

A: Albedó→a felszín sugárzás-visszaverő képességét fejezi ki. Elsősorban a felszín típusától (nedves, száraz, textúra minősége, szárazföld, vízfelület) és az azt borító növényzettől vagy hótakarótól függ. A legnagyobb visszaverő képessége a hó felszínének van, ezért különösen télen nagy negatív hőmérsékleti anomáliákat okoz a nappali órákban, mivel a magas albedó miatt kevesebb energiát kap a légkör, azaz (G-A) kicsi. FONTOS: a hó hővezető képessége kicsi, ezért egyrészt megvédi a talajt a túlfagyástól, másrészt termikusan elszigeteli a talajt a légkörtől, így az éjszakai órákban a levegő sokkal erőteljesebben veszít hőt, mint hó nélkül. Mivel a numerikus modellek a hónak ezt a hatását még nem veszik kellően figyelembe, a szinoptikus által becsült hőmérsékleti viszonyok esetenként sokkal megbízhatóbbnak bizonyulnak. A hőmérséklet előrejelzése 9

K: Felszíni kisugárzás→a földfelszín hőmérsékleti (infravörös) kisugárzása révén hőt veszít, így a vele érintkező levegő is le fog hűlni. Függ: →évszak: a kisugárzási periódus (a hő leadása) hossza nyáron kicsi, télen nagy. →napszak: a kisugárzási periódus az éjszakai órákban van napnyugta és napkelte között. Ennek végeredménye általában (!) a minimum-hőmérséklet. →felszín típusa: hóval borított felszín felett a felszíni kisugárzás minimális, de a hidegebb hó felszíne jóval alacsonyabb minimumhőmérsékletet eredményez!!! A hőmérséklet előrejelzése 10

V: Légköri visszasugárzás→a légköri vízgőz és egyéb gázok, nyomanyagok által elnyelt hosszúhullámú kisugárzás egy része visszasugárzódik a felszín felé→üvegházhatás. Elsősorban a légköri nedvesség és felhőzet mennyiségétől függ. A felhőzet, mint láttuk igen érzékenyen érinti a hőmérséklet nappali menetét. Ugyanez elmondható az éjszakai hőmérséklet alakulására is, nevezetesen felhős, borult és nedves légköri viszonyok mellett jelentős lesz a légköri visszasugárzás, amely csökkenti a kisugárzást. Ezért a hőmérséklet éjszakai menetét a tényleges vagy az effektív kisugárzás határozza meg: (K-V)! Pl. a köd képződése vagy az égbolt jelentős befelhősödése lassítja, majd megszünteti a hőmérséklet csökkenését, sőt egy idő után annak lassú emelkedését eredményezi az éjszakai órákban. A hőmérséklet előrejelzése 11

Megjegyzés: a hőmérsékletnek a fenti éjszakai és az előzőekben bemutatott nappali menete erősen függ a légtömeg típusától. (lásd: 3. 1. 1. fejezet). Megjegyzés: a felszín és a légkör közötti hőátadás nem egyforma hatékonyságú. A hővezetés csak a légkör legalsó néhány mm-es rétegére jellemző. Innen a hőt már a kialakuló függőleges légmozgások (lassú turbulens örvények, termikek) továbbítják a magasabb rétegekbe, illetve a légkör is elnyel némi sugárzást. A hőmérséklet előrejelzése 12

Most térjünk vissza egy kicsit az (1) egyenlethez. Abban az esetben, ha anticiklonális vagy izobártalan (gyenge nyomási gradiensű) mezőt jeleznek előre a numerikus modellek, azaz számottevő légmozgás (szél) nem várható, a hőmérséklet időbeli alakulását az előzőek fogják meghatározni, tehát: ahol, a Q időbeli változása az előzőekben leírt hatásokat tartalmazza, az ún. nem adiabatikus változásokat. Ilyen időjárási helyzet tehát elsősorban tartós anticiklonokhoz köthető, azonban a nyáron gyakran fellépő konvektív aktivitás miatt nem ritkán anticiklonban is, de különösen gyenge gradiensű mezőben záporok, zivatarok alakulnak ki. A hőmérséklet előrejelzése 13

2. 1. 2. A hőmérséklet adiabatikus változása Adiabatikus állapotváltozás: olyan fizikai folyamat, amelynél a levegő állapotváltozása a környezetétől elszigetelten megy végbe, azaz hőcserementesen. A meteorológiában a légkör függőleges légmozgásai közelítően adiabatikusnak tekinthetők, amely szerint egy felfelé mozgó individuális légrész saját belső hőjéből fedezi a tágulási munkára fordított energiát és így 1°C/100 m ütemben hűl, ha emelkedése közben nem történik kondenzáció (felhőképződés), utóbbi esetben ugyanis a felszabaduló párolgási hő lassítja a további hűlést. Nem adiabatikus állapotváltozás: itt a levegőrész a környezettel interakcióban van és így például hővezetéssel, sugárzással vagy hőáramlással (átkeveredéssel) zajlik a hőmérséklet változása (lásd az előző fejezetet). A hőmérséklet előrejelzése 14

a) Lehűlést okozó adiabatikus változások Olyan függőleges légmozgásokról van szó, amelyek a talaj közeli hőmérséklet csökkenését okozzák. Ilyen változások csapadékhullásnál, illetve lejtőszeleknél (bóra) alakulnak ki. Csapadékhullás: a felhőkből kihulló csapadék a felhő alatt lévő, kevésbé nedves, telítetlen levegőben párologni fog, emiatt nedves adiabatikusan melegszik és így hidegebb lesz a környező levegőnél. Ezért tapasztaljuk a hőmérséklet csökkenését esős időben, illetve nyáron egy záporeső környezetében. Utóbbi esetben a jelentős hőmérsékletkülönbség miatt ún. kifutó-szél alakul ki, amely átmeneti szélrohammal jellemezhető és igen heves zivatarokhoz kötődik (lásd későbbiekben). A hőmérséklet előrejelzése 15

Hideg lejtőszél (bóra): a hegyen átbukó levegő a hegy lee-oldalán lefelé áramlik, tehát adiabatikusan melegszik. Ha viszont a hegy luv-oldalán áramló levegő sokkal hidegebb, mint a lee-oldali légtömeg, illetve ha a lefelé áramló levegő nedves környezetbe kerül, akkor a melegedés ellenére a lejtő lábához érkező levegő hidegebb lesz környezeténél, emiatt ott lokális hőmérsékletcsökkenést idéz elő. b) Melegedést okozó adiabatikus változások Olyan függőleges légmozgásokról van szó, amelyek a talaj közeli hőmérséklet emelkedését okozzák. Ilyen változások elsősorban az orográfia okozta lejtőszeleknél fordulnak elő. Főnszél: az előző esethez hasonlóan a levegő itt is a hegy luv-oldalán emelkedésre kényszerül, belőle felhő-és csapadék képződik. A hőmérséklet előrejelzése 16

A lee-oldalon a levegő leáramlása során adiabatikusan összenyomódik, tehát melegszik és így szárad is (távolodik telítettségi állapotától). Itt azonban a lee-oldali levegőben a hegy lábához érkező, leáramló levegő sokkal melegebb lesz és így lokális hőmérséklet-emelkedést okoz. Nálunk elsősorban télen és tavasszal fordulnak elő ilyen hirtelen hőmérséklet-emelkedések főként erőteljes nyugati, illetve északi légáramlás esetén. Előbbi esetén az Alpokon átbukó levegő idézi elő a kiszáradást és melegedést, míg utóbbi esetében az Északi-Kárpátok okozza. Pl. 2007. január 19 -re virradóra orkán erejű szelet okozó hidegfront vonult át hazánk felett. A front előtti erőteljes nyugati áramlásban az Alpok keleti lábánál, Ausztriában és Szlovákia délnyugati részén éjfél után rövid idő alatt 20 fokig melegedett a levegő, Sopronban 18 fokot mértek. A hirtelen hőmérséklet-emelkedés után gyors visszaesés volt, ekkor ugyanis a főn már megszűnt, tehát megszűnt a pozitív hőtöbblet, „normalizálódott” a légkör. A hőmérséklet előrejelzése 17

2. 2. A hőmérséklet advektív változása Tekintsük ismét az (1) egyenletet, annak jobb oldali második tagját. Ez a tag fejezi ki a hőmérsékletnek az advekció útján történő változását. Az eddigiekben többnyire mezoméretű vagy ennél kisebb térbeli skálán bekövetkező hőmérsékletváltozásokról volt szó. Például a besugárzás okozta hőmérséklet alakulása erősen függ a felszíni adottságoktól, földrajzi fekvéstől, időben pedig gyakran szabályos, periodikus változásokat mutatnak. Ezeket a többnyire lokális skálán jelentkező és gyakran szabályos napi menetet mutató változásokat az advekcióval együtt járó makroméretű légköri képződmények, az időjárási rendszerek gyengíthetik vagy időnként teljesen el is nyomhatják, mivel ekkor az advektív hatások kerülnek előtérbe. A hőmérséklet előrejelzése 18

Advekció: az advekció latin szó, szállítást jelent. Hőmérsékleti advekción valamely helyen (ahova például az előrejelzést készítjük) az oda érkező levegő eltérő hőmérséklete által okozott hőmérséklet-változást értjük. (4) alapján elmondható, hogy a hőmérsékleti advekció nagysága egyenesen arányos a horizontális hőmérsékleti gradienssel (például tudjuk, hogy ez frontoknál nagy szokott lenni), illetve a horizontális szélsebesség nagyságával és irányával (ciklonokban nagy a nyomási gradiens, ezért nagy a szél is). Maximális a meleg-advekció A hőmérséklet előrejelzése Gyengébb a meleg-advekció 19

Az előzőek alapján nyilvánvaló, hogy ha a szél iránya merőleges a hőmérsékleti gradiens mezejére, ebben az esetben nem történik hőmérsékleti advekció, a két vektor skaláris szorzata ugyanis zérus lesz. Ellenkező esetben (lásd időjárási frontok) jelentős lesz a hőmérsékleti advekció hatása a hőmérséklet alakulására. Pl. Hidegfront esetén a front mögötti hideg levegő advekciója a hőmérséklet csökkenését okozza, de ez csak abban az esetben igaz, ha a hidegfront előtti légtömeg sokkal melegebb. Télen ugyanis gyakran előfordul, hogy a talaj közelében fagyos levegő helyezkedik el, ezért a front átvonulása után átmenetileg hőmérséklet-emelkedést tapasztalhatunk (álcázott hidegfront). Ez egyébként annak köszönhető, hogy a légkör alsó 1000 m-es rétege termikusan elég gyakran elszigetelődik a magasabb légkörtől, erősen jelentkezhetnek a felszíni hatások (lásd: 3. 1. 2. fejezet (hőmérsékleti inverzió) A hőmérséklet előrejelzése 20

ÖSSZEFOGLALÁS: a 2. 1 és a 2. 2 fejezetben tárgyalt hőmérsékletalakító tényezők általában együtt lépnek fel és egymásra is hatással vannak, hiszen az erős helyi, felszíni hatás mérsékli az advektív hatást és fordítva. Pl. erős hidegfront betörésnél, amely mögött szibériai eredetű, kontinentális hideg levegő advektálódik, a beérkező légtömegnek a besugárzás és a melegebb felszínnel való érintkezése útján történő melegedése (transzformációja) elenyésző lesz a hideg-advekció okozta hűlés mellett. Ilyenkor, ha a hidegfront napközben érkezik, akár a hőmérséklet nappali emelkedési szakasza is elmaradhat és ebben az esetben a napi maximum-hőmérséklet hajnalban alakul ki (!). Az eset folytatásaként és az ellenpéldát is érzékeltetve, a beáramlott hideg levegő egy idő után „nyugalomba jut”. A hőmérséklet előrejelzése 21

Ez egyrészt az egyre erősödő helyi hatásnak, másrészt a felépülő anticiklonnak köszönhető. Ebben az esetben az advekció szinte teljesen elmarad és pusztán a Nap „ereje” és a térség földrajzi adottsága, a felszín borítottsága irányítja a hőmérséklet alakulását. A tapasztalat és az (1) egyenlet is azt mutatja, hogy a hőmérséklet pozitív szélső értékeit erős besugárzás, derült égbolt és erős meleg-advekció okozhatja az év bármely szakában, de különösen a téli szezonban (lásd idei tél melegrekordjai!). Ezzel szemben a negatív szélső értékekért nem feltétlenül az erős hideg -advekció a felelős, hanem az ezt követően nyugalomba kerülő és helyi hatásoknak erősen kitett hideg légtömeg főleg, ha az vastag hótakaróval is érintkezik. A hőmérséklet előrejelzése 22

3. A hőmérséklet előrejelzésének megfontolásai A számítógépes előrejelzés elterjedése előtt a szinoptikus gyakorlatban kizárólag a szakmai tapasztalat, az időjárás fizikai szemléletmódja volt az egyetlen eszköz arra, hogy a hőmérséklet várható alakulásáról képet kapjunk. Manapság a numerikus modellek már kész információt, ún. számszerű becslést nyújtanak az előrejelző szakember számára, ennek ellenére sok esetben történik meg a modell eredményeinek felülbírálása, ellenőrzése, mivel a hőmérsékletet alakító tényezők közül néhányat a szinoptikusnak kell „mellékelni” a modell eredményekhez, ún. minőségi becslésekkel kell kiegészíteni a modell eredményeit. A hőmérséklet előrejelzése Számszerű becslés 23

3. 1. A maximum-hőmérséklet előrejelzése Def: Az adott napon 06 és 18 UTC között mért legmagasabb nappali hőmérséklet. A 2. fejezetben a hőmérséklet változásának okait vizsgáltuk, de ezzel csak kvalitatív következtetéseket vonhatunk le, nekünk pedig számszerű előrejelzésre van szükségünk. Például arra a kérdésre, hogy egy adott napon Budapesten milyen maximum-hőmérséklet valószínű az eddigiek alapján nehezen tudnánk válaszolni. A probléma látszólag egyszerűen megoldható, ugyanis a numerikus előrejelző modellek hőmérsékleti előrejelzését felhasználva csak le kell olvasni az adott rácsponti értékeket. Azonban a bevezetőben is említettük, hogy pusztán a modellek használata nem elegendő, a végső szót a szinoptikusnak kell kimondani!! A konkrét módszer bemutatása előtt elevenítsük fel a légkör vertikális tulajdonságait és annak ábrázolási technikáját. A hőmérséklet előrejelzése 24

3. 1. 1. Légtömeget jellemző vertikális profilok A légkör vertikális állapotáról a rádiószondás felszállások adnak felvilágosítást (TEMP). Ezek alapján készülnek el a topográfiai térképek is (AT 925, 850, 700, 500, 300 h. Pa). A légkör vertikális tulajdonságának viszonyait az ún. adiabata lapokon tanulmányozhatjuk (stüvegram, emagram, tefigram). Azonkívül, hogy a diagramokon ábrázolhatjuk a geometriai állapotgörbét (hőmérsékleti-, nedvességi-és szélprofil), egy légrészecske individuális állapotváltozását is követhetjük (adiabatikus folyamatok: főn, bóra, csapadék hűtő hatása) és vizsgálhatjuk a labilitási viszonyokat is (lásd: később: légköri konvekció, zivatarok). Mi most elsősorban a hőmérséklet előrejelzésére vonatkozó szempontokat nézzük, a későbbiekben azonban részletesen foglalkozunk a felszállások egyéb gyakorlati alkalmazásaival is. A hőmérséklet előrejelzése 25

Geometriai állapotgörbe (emagram) Az alapkoordináták a hőmérséklet és a légnyomás (magasság). A görbével a hőmérséklet (T), harmatpont (Td) és a szél függőleges (w) profilját olvashatjuk le, amely az adott légtömeget jellemzi. HŐMÉRSÉKLET A sokéves átlagos troposzférikus hőmérsékleti gradiens γ= 0, 65°C/100 m, tehát ilyen mértékben csökken a hőmérséklet a magassággal (az emelkedő légrész száraz adiabatikus gradiense pedig Γd=1°C/100 m). Ennél azonban előfordulnak jóval kisebb, illetve magasabb értékek is az időjárási helyzettől és a légtömegtől függően. A későbbiekben fogjuk látni, hogy a légtömeg ismerete elősegíti azt, hogy megbecsüljük a talaj közeli hőmérséklet várható értékét a légtömegre jellemző vertikális hőmérsékleti gradiens alapján. A hőmérséklet előrejelzése 26

Nedves adiabata (Γs) Légnyomás Száraz adiabata (Γd) A hőmérséklet geometriai görbéje (γ, T) Szélprofil A harmatpont geometriai görbéje (Td) Hőmérséklet A hőmérséklet előrejelzése 27

3. 1. 2. A maximum-hőmérséklet előrejelzése a légtömeg hőmérsékleti rétegződésének figyelembevételével A szinoptikus gyakorlatban ez a legelterjedtebb módszer a hőmérséklet becslésére, ugyanis ezzel lehet meghatározni, hogy egy adott légtömegen belül, amit a rádiószondás felszállás által szolgáltatott vertikális profil jól jellemez, milyen maximális hőmérséklet fordulhat elő figyelembe véve a 2. fejezetben tárgyalt hőmérséklet alakító tényezőket (felhőzet, csapadék, szél (advekció), adiabatikus mozgások stb. ). Elv: az adott nyomási felület magasságának és a felszínig terjedő hőmérsékleti profilra jellemző ún. környezeti hőmérsékleti gradiens (γ) ismeretében egyszerű számolással meghatározható a felszín közeli légtömeg-hőmérséklet*, majd a hőmérsékletet befolyásoló tényezők mérlegelésével a nappali maximum -hőmérséklet. *Az a maximális felszín közeli hőmérséklet, amely egy adott légtömegre jellemző és tiszta, zavartalan időjárási körülmények (zavartalan besugárzás) mellett alakulhat ki. Ezt jelentősen befolyásolja a felhőzet, csapadék és az advekciók erőssége, amelyek végül a nappali maximum-hőmérsékletet állítják be. A hőmérséklet előrejelzése 28

▪Az adott nyomási felület magasságát a numerikus modellek előrejelzései alapján határozhatjuk meg. Nyilvánvaló, hogy ciklonok területén lesznek a legalacsonyabb, anticiklonoknál pedig a legmagasabb értékek. ▪A nyomási felület és a felszín közötti hőmérsékleti gradiens (γ) meghatározása már kissé bonyolultabb és igazából ez a leglényegesebb sarokpontja a hőmérséklet előrejelzésnek. Mint ahogy említettük, az átlagos hőmérsékleti gradiens a troposzférában 0, 65°/100 m. Ez azonban egy átlagos érték, ugyanis a hőmérséklet függőleges változása nem lineáris, hanem szakaszosan változó mértékű. Emiatt bizonyos helyeken előfordulnak ennél lényegesen nagyobb értékek is, de vannak olyan esetek is, amikor negatív előjelet vesz fel, vagyis a magassággal nem csökken, hanem emelkedik a hőmérséklet. Ezt nevezzük hőmérsékleti inverziónak. A hőmérséklet előrejelzése 29

Inverziók típusai • Kisugárzási inverzió: az éjszakai órákban a talajfelszín lehűl, ezzel egyidejűleg lehűl a vele érintkező levegő is és ez a lehűlés a kisugárzási időszak alatt egyre vastagabb rétegre terjed ki. Hajnalra az inverziós hőmérsékleti eloszlás több száz méter magasságot is elérhet, de ez nagyban függ az évszaktól és a felhőzeti, valamint szélviszonyoktól. (lásd: minimum-hőmérséklet előrejelzése) Derült és szélcsendes időjárásnál tud látványos lenni, tehát anticiklonokhoz kötődik leginkább. 139 m 15, 4 fok 165 m 15, 8 fok 286 m 18, 2 fok 621 m 16 fok A hőmérséklet előrejelzése 30

A kisugárzási inverzió vastagsága nyáron minimális, tavasszal, de különösen ősszel jelentős lehet, télen viszont az 1 km-t is meghaladhatja az inverziós réteg, de itt már nemcsak a kisugárzásnak van szerepe (lásd: hideg légpárna) • Zsugorodási inverzió: ez elsősorban a magasban (1 -3 km) bekövetkező hőmérsékleti „rendellenesség”, amely különösen az anticiklonokban uralkodó tartós, leszálló légmozgások alkalmával alakul ki, mivel ezek lokális melegedést okoznak a száraz adiabatikus ereszkedés közben. Ennek elsősorban a konvektív folyamatok meggátlásában van jelentősége, mintegy záró réteget képeznek a felhőknek. A hőmérséklet előrejelzése Csökken a hőmérsékleti görbe meredeksége 31

• Hideg légpárna: olyan inverziós hőmérsékleti eloszlás, amely a téli időszakban napközben sem oszlik fel, és az időjárási körülményektől függően tartósan (akár hetekig is) fennmarad. A Kárpát-medence szinoptikus-klimatológiai sajátosságainak egyike. A hideg légpárna időszakában a légkör alsó 1000 -1500 m-es rétege abszolút stabilis, így megszűnnek az átkeverő mozgások, amely egyébként minden inverziós rétegre jellemző, csak ebben az esetben ennek kiterjedése számottevő és megszűnéséhez erős dinamikai (szél erősödése) és termikus hatások (magasban lehűlés) szükségesek. A hőmérséklet előrejelzése Az inverziós réteg vastagsága az 1500 m-t is elérheti a téli időszakban 32

Az előző példák tehát hangsúlyozzák, hogy a légkörnek különösen az alsó 1000, esetenként 1500 m-es rétegében, tehát a peploszférában gyakran jelennek meg γ negatív értékei, amelyet mindenképpen mérlegelnünk kell a maximum-hőmérséklet előrejelzésnél. Egy ilyen mérlegelési módszer, ha a szinoptikus megnézi az éjféli állapotgörbét (felszállás), majd az előrejelző modellek alapján meghatározza a görbe további változását (HAWK-Aladin*), az inverziós rétegek vastagságának és erősségének mértékét. Mindezek híján marad a szinoptikus tapasztalata, amely szerint hideg légpárnás helyzetben (amikor a jelenség tartósan megmarad) az inverziós réteg alulról elkezd vékonyodni vagy úgyis mondjuk, hogy az állapotgörbe alulról elkezd „kirugódni”. Ez azért következik be, mert egyrészt napközben a diffúz sugárzás alulról melegít, másrészt az inverziós rétegben képződő köd vagy stratus felhőzet effektív kisugárzási felülete hűt. *Az OMSZ-nél alkalmazott HAWK meteorológiai munkaállomáson opcionálisan rendelkezésre állnak az ALADIN numerikus modell TEMP előrejelzései. A hőmérséklet előrejelzése 33

Állapotgörbe kirugódási folyamata hideg légpárna esetén 139 m -0, 3 fok 139 m 0, 8 fok 255 m -1, 1 fok 238 m 2, 6 fok 336 m 0, 8 fok 311 m 3, 8 fok Az inverzió alulról lassan szűnik, kirugódási folyamat (a köd, illetve a stratus megemelkedik mérsékelve ezzel a rossz látás viszonyokat) Éjszaka képződő inverzió (köd, stratus megjelenése) A hőmérséklet előrejelzése 34

Hőmérsékleti profilok a nyári félévben A besugárzási félévben a γ nagyobb értékeivel találkozunk, azaz a hőmérséklet sokkal gyorsabban csökken a magassággal, mint a téli félévben. Ennek elsősorban az az oka, hogy a felszín közeli légréteg az erős besugárzás miatt sokkal jobban felhevül, mint a téli hónapokban, viszont a magasabb légrétegek ehhez képest kisebb mértékben melegednek, hiszen ott már nem érvényesül a felszín hatása. Az előzőekben bemutatott inverziók közül kizárólag a hajnali kisugárzási inverzió a jellemző, illetve egy-két esetben a zsugorodási inverzió gátolhatja a zivatarok kialakulását. A nyári félévben tehát, amikor a globálsugárzás jelentős, a légtömegre vonatkozó vertikális hőmérsékleti gradiens 1°C/100 m körül van, amely megegyezik az individuálisan elmozduló légrész száraz adiabatikus hőmérsékleti gradiensével, amelyet labilitási szempontból indifferens rétegződésnek nevezünk és ennél a rétegződésnél indulhat meg nyáron a nappali gomolyfelhő képződés is (lásd később: légköri konvekció). Ennél az indifferens rétegződésnél mondjuk azt, hogy az állapotgörbe „kirugódott” állapotú és ez természetesen a nappali órákban következik be a peploszférában (peplopauza alatt). A hőmérséklet előrejelzése 35

Most nézzük meg, hogy egy légtömeg hőmérsékleti rétegződése alapján hogyan határozható meg a felszínre vonatkozó légtömeghőmérséklet: Egy adott légtömeg felszínre vonatkozó hőmérsékletének számítása: T'=T(AT)+γ. dz (5) ahol T' a már korábban említett légtömeg-hőmérséklet, T(AT) az adott nyomási szintre vonatkozó hőmérséklet, a már jól ismert geometriai (környezeti) hőmérsékleti gradiens, amely tehát nyári félévben átlagosan 1 -nek vehető és dz a nyomási szint magassága. A képletben szereplő γdz tag inverziós rétegződés esetén nyilvánvalóan negatív lesz. Megjegyzés: különösen kontinentális hideg légtömegekben előfordul izotermikus rétegződés is, azaz γ=0. A hőmérséklet előrejelzése 36

Az (5) formula természetesen akkor használható nagy megbízhatósággal, ha γ értékét az adott nyomási szinttől egészen a talajig jól ismerjük. Elmondható, hogy a nyári félévben az imént említett átlagos 1°C-os érték az esetek többségében jó közelítéssel alkalmazható az egész peploszférában (a légkör alsó 1500 m-es rétege) és ilyenkor azt mondjuk, hogy a légkör száraz adiabatikus rétegződésű (mivelγ~Гd). A felszín feletti közvetlen légrétegben (egy-két száz méteres réteg) ún. szuperadiabatikus (überadiabatikus) rétegződés is előfordul, amely nyilvánvalóan 1 foknál nagyobb hőmérséklet-csökkenést fog jelenteni a magassággal. Ez a felszín közeli légréteg jelentős felhevülése miatt következik be különösen zavartalan napsütés és száraz légköri viszonyok mellett. Ebben az esetben az (5) formulában figyelembe kell venni ezt a hatást, vagyis 100 -200 m-en keresztül γ>1 értékével kell számolni. A hőmérséklet előrejelzése 37

Forró nyári napon az alsó légréteg jelentősen felhevül, amely jelentős termikképződést produkálhat (vitorlázók örömére). A környezeti profil (γ) párhuzamos a száraz adiabatákkal (1°C/100 m); indifferens rétegződés; kirugódott az állapotgörbe Überadiabatikus rétegződés (γ>1) A hőmérséklet előrejelzése 38

●Az (5) formula alkalmazásánál tehát feltesszük, hogy γ közelítően konstans. Ilyen közelítően lineáris hőmérséklet eloszlás teszi lehetővé, hogy a 850 h. Pa-os hőmérséklet alapján meg tudjuk becsülni a talaj-közeli hőmérsékletet. Ebben az esetben tehát a T(AT) a 850 h. Pa-os szintre vonatkoztatható és a nyári félévre jellemző. ●A téli félévben azonban ez a szint már ritkán lesz alkalmas, mivel a gyakori inverziók miatt a 850 h. Pa-os szint alatt a γ változni fog. Éppen ezért jobb közelítésnek bizonyul a 925 -h. Pa-os szint alkalmazása, de ezt is mérlegelni kell. Általában elmondható: → Hideg légpárnás helyzetben egyik szint sem lesz jó és így az (5) formula sem alkalmazható, de a szinoptikus tapasztalata mindezek hiányát pótolhatja a már korábban leírtak alkalmazásával (lásd: hideg légpárna). →Egyéb esetekben, ha a légtömeg nem szibériai eredetű, a 925 -h. Pa-os szint az esetek többségében alkalmazható T(AT)-nek. →Szibériai és kontinentálisan formálódó hideg légtömeg esetében előfordulhat, hogy a 850, illetve a 925 h. Pa-os szint hőmérséklete meg fog egyezni a légtömeg-hőmérséklettel (izotermikus rétegződés). A hőmérséklet előrejelzése 39

Összefoglalásként elmondható, hogy mielőtt a hőmérséklet becslését elvégezzük, előtte meg kell győződnünk arról, hogy a nappali órákban az állapotgörbe eléri-e a „kirugódott”állapotát (γ=1) vagy az alatt marad. Nyári félévben az állapotgörbe kirugódása egészen a 850 h. Pa-os szintig megtörténik, ezért a AT 850 alapján jó közelítéssel becsülhető a hőmérséklet. Téli félévben a görbe kirugódása leggyakrabban csak 925 h. Pa-ig történik meg, de hideg légpárna esetén, illetve szibériai hidegbetörésnél még idáig sem. Tulajdonképpen így a hőmérséklet előrejelzése a légtömeg hőmérsékleti rétegződésének (γ) előrejelzését is magába foglalja, vagyis szükséges az adott légtömeg eredetét is megvizsgálni. Ne felejtsük el, hogy a fentiek a légtömeg-hőmérséklet becslésére vonatkozó megállapítások. A légtömeg maximum-hőmérsékletét a talaj közelében jelentősen befolyásolja a felhőzet, csapadék és a szél (advekció). Éppen ezért az állapotgörbe kirugódása mind a nyári, mind a téli félévben sokkal gyorsabban vagy lassabban következhet be, mint kizárólag zavartalan besugárzás mellett. A hőmérséklet előrejelzése 40

3. 1. 3. A légtömeg-hőmérsékletet befolyásoló tényezők A talaj közeli maximum-hőmérséklet és az általunk bevezetett légtömeg-hőmérséklet csak zavartalan besugárzás és nyugodt időjárási körülmények között egyezik meg (T’=Tmax). Emiatt célszerű megvizsgálni a légtömeg-hőmérsékletet befolyásoló tényezőket. ●Sugárzási viszonyok Az adott légtömeg alsó, felszínnel érintkező rétegében a Nap sugárzásának jól ismert periodikus változásából származó hőmérsékleti rétegződés változást okozza. Tulajdonképpen két részből áll: van egy éjszakai kisugárzási rész és ezt követi a nappali besugárzási rész. Mindkét résznek meghatározott, jellegzetes hőmérsékleti rétegződését kell megismernünk. A hőmérséklet előrejelzése 41

Az éjszakai szakaszban a hőmérsékleti rétegződés az alsó egy-két száz méteren a kisugárzási inverzióval jellemezhető (γ<0) A hőmérséklet előrejelzése 42

Ezt követi a nappali besugárzási szakasz, amelynél fokozatosan megszűnik az inverzió és a délutáni órákra az alsó légréteg jelentősen felmelegszik (γ>1 is lehet), tehát kirugódik az állapotgörbe, a hőmérséklet eléri maximális értékét! T 850=19°C Ttalaj(max)=34°C A hőmérséklet előrejelzése 43

Ebben az esetben azonban, érzékeltetve az évszakos különbségeket, az állapotgörbe csak 990 h. Pa-ig, azaz kb. 350 m-ig rugódott ki annak ellenére, hogy sokat sütött a nap. Egy ilyen T 850 -es légtömeg a nyári félévben 15 fokot eredményezett volna, most azonban csak 5 fokot. A hőmérséklet előrejelzése 44

A sugárzási viszonyokat a Nap sugárzásának periodikus változásán kívül , amint az a 2. fejezetben is látható volt, meghatározza a felhőzet is. Ha csak felhőzettel számolunk, akkor megbecsülhető a felhőzet és a légtömeg által együttesen meghatározott nappali maximum-hőmérséklet: Tmax(F)=T(AT)+γ. dz-F (6) ahol F a felhőzet figyelembevételét jelenti természetesen negatív előjellel. A felhőzeti paraméter egzaktabb meghatározása bonyolult, mert jelentősen függ az adott légtömegtől, a felhőzet típusától, az időtartamtól és a széltől is, amelyet ebben az esetben gyengének veszünk. Ennek ellenére bizonyos mérlegelési szempontokat és a szinoptikus tapasztalatait követve megbecsülhető a felhőzet hőmérséklet-csökkentő hatása. A hőmérséklet előrejelzése 45

Ennek kapcsán elmondható: ● jelentős felhőzet a téli félévben okozza a legnagyobb negatív anomáliákat (azaz Tmax<<T’(925)). Ilyenkor ugyanis a felhőzet többnyire réteges, összefüggő, tehát csak diffúz sugárzás érkezhet, viszont ez a sugárzás is meglehetősen rövid ideig tart. ● nyáron a felhőzet jelentős része a délutáni órákban jelenik meg, tehát a maximum-hőmérséklet beállta idején és a felhőzet alapvetően gomolyos szerkezetű (T’(850)~Tmax). ● nyáron is érkezhet frontális felhőzet, amelynél Tmax<T’(850), de az eltérés közel sem olyan nagy, mint télen kivéve, ha a frontális felhőzetből már csapadék is hull. Csapadékhullásnál további csökkentést kell figyelembe venni a maximum-hőmérséklet előrejelzésénél. A hőmérséklet előrejelzése 46

●Adiabatikus változások A 2. fejezetben is említett folyamatokról van szó. ►Csapadékhullás Egy adott légtömegen belül kialakuló hulló csapadék, a légtömeg környezetébe történő bepárolgása miatt hűtő hatást fejt ki, azaz a légtömeg a nedves hőmérsékletére hűl le. Azt, hogy a hulló csapadék mennyire fogja lehűteni a légtömeget, a környező levegő relatív nedvessége határozza meg. Eszerint, minél szárazabb az a légtömeg, amelyben a csapadékhullás kialakul, annál nagyobb lesz a lehűlés vagy úgyis mondhatjuk, hogy annál nagyobb lesz a különbség a légtömeg száraz és nedves hőmérséklete között. A legnagyobb különbségek főként nyáron fordulnak elő a délutáni záporok környezetében. Frontális csapadéknál ez a hűtés jóval gyengébb, mivel ekkor a környezet is jóval telítettebb, ugyanis közben légtömeg advekció is történik. A hőmérséklet előrejelzése 47

A csapadék hullásának sebessége szintén meghatározza a lehűlés mértékét, nevezetesen gyenge intenzitás mellett jóval kisebb, mint heves csapadék esetében. Utóbbinál ugyanis a nedves leáramlás adiabatikusan történik, így a környezetből nincs idő hőt felvenni, amely a párolgásból származó hő veszteséget pótolni tudná. Mint a későbbiekben fogjuk látni, közvetett módon ez okozza a záporok, zivatarok környezetében kialakuló hirtelen szélrohamokat (akár 1015 fokos hőmérséklet-csökkenés is kísérheti). Természetesen frontális csapadékhullásnál ilyen szélrohamok nincsenek, amely azt is jelenti, hogy a hűtő hatás nem olyan számottevő (általában 5 fokon belül marad). A minőségi becslések mellett természetesen a modellek előrejelzésére is támaszkodhatunk, mivel a felhő-és csapadékrendszerek hűtő hatásával is számolnak, de kizárólag nagytérségű rendszereknél (ciklonok és frontok). A hőmérséklet előrejelzése 48

Valóság Előrejelzés A helyi záporok hűtő hatását nagyfelbontású (MM 5) modellek veszik figyelembe, illetve mi is végezhetünk becslést erre vonatkozóan az adiabatalapok (pl. emagramm) segítségével. A hőmérséklet előrejelzése 49

Mivel a csapadék által okozott hőmérséklet csökkenés felülmúlja a felhőzet hatását, a két jelenség szimultán fellépése ellenére a felhőzeti tag nem jelenik meg külön: Tmax(P)=T(AT)+γ. dz-P (7) ahol P jelenti a csapadékhullás hűtő hatását. Mivel nyáron a délutáni helyi záporok gyakran a maximum-hőmérséklet beállta közben, vagy azután alakulnak ki, ezért ezek nem a maximum-hőmérséklet fenti abszolút értékét befolyásolják, hanem a hőmérséklet napi menetét. A fenti képletnek tehát akkor van jelentősége, ha a csapadéktevékenység még a légtömeg-hőmérséklet beállta előtt kezdődik el és ezután tartós marad, ilyenkor ugyanis mindenképpen arra kell számítanunk, hogy a hőmérséklet napi emelkedő szakasza lényegesen kisebb lesz, sőt téli időszakban el is maradhat. A T(AT) tag tehát a csapadékhullás előtti ún. száraz hőmérsékletet jelenti, amely a csapadékhullás miatt fog lehűlni a megfelelő nedves hőmérsékletre. A hőmérséklet előrejelzése 50

Csapadékhullásnál természetesen az egész légoszlop hőmérséklete le fog csökkenni, amit a numerikus modellek is számításba vesznek, éppen ezért: Tmax(P)=T(AT)+γs(z, t 0). dz (8) ahol T(AT) modellek által előrejelzett hőmérséklet a csapadékhullás területén és a γs a csapadék által módosított hőmérsékleti gradiens. Ez egyrészt függ a magasságtól, mert a csapadék hűtő hatása a felszín felé közeledve növekszik, másrészt a folyamatos csapadékhullásnál az egész légoszlop hőmérsékleti rétegződése közelít az izotermikus rétegződéshez. Az előrejelzésnél tehát figyelembe kell venni a csapadék időtartamát is (t 0). A hőmérséklet előrejelzése 51

A Tiszántúlon a T’(925)~Tmax, mivel itt sok volt a napsütés, így délutánra a 925 -ös szintig ki tudott rugódni az állapotgörbe. A frontális felhőrendszerből gyakori csapadék hullott, amely a Dunántúlon mindössze egy-két fokos hőmérséklet emelkedést engedett meg a nappali órákban. Felhő-és csapadékrendszer hűtő hatása 2007. március 8 -án A hőmérséklet előrejelzése 52

►Főn hatás A csapadék hűtő hatásával ellentétben vannak a légkörben olyan adiabatikus mozgások, amelyek lokális melegedést okoznak. Ezek az orografikus lee-hullámok válfajai, amelyek száraz, meleg légáramlást idéznek elő. A főn szél tehát a környezeténél melegebb légáramlást és ezzel együtt lokális hőmérséklet-emelkedést jelent abban az esetben, ha: -a hegy lee-oldalán elhelyezkedő légtömeg hidegebb, mint a luvoldali. Ez tulajdonképpen megegyezik a klasszikus meleg advekcióval, csak itt hullámmozgással kell számolni, tehát a melegedés horizontálisan nem lesz homogén eloszlású (főleg kisebb hegyek esetén fordul elő) -a hegy luv-oldalán felemelkedő levegő jelentős nedvességtartalommal és a hegy is magas lejtővel rendelkezik. A hőmérséklet előrejelzése 53

Luv-oldal Lee-oldal 20 fok 15 fok A hőmérséklet előrejelzése 54

A főn hatásból származó lokális melegedés mértéke szintén meghatározható az emagrammos módszerrel: a hegy luv-oldalán felemelkedő és telítődő levegő a felszabaduló látens hővel megnövelt hőmérsékletét ekvivalens hőmérsékletnek nevezzük. Erre a hőmérsékletre a levegő akkor tesz szert, ha száraz adiabatikusan a hegy lee-oldalán visszaáramlik. Ekkor a hegy lábánál elhelyezkedő levegő száraz hőmérséklete a leáramló levegő ekvivalens hőmérsékletével egészül ki. A főn szél az orografikus lee-hullámok egyik válfaja és utóbbiak vizsgálatával a mezometeorológia foglalkozik. Itt a szelet nem a klasszikus értelmében kell érteni, hanem egy hullámmozgást kell elképzelni, amely a magassági szélnyírás mellett erősen függ a labilitási viszonyoktól is. Emiatt a főn hatása nemcsak a hegy leeoldalának közvetlen környezetében, hanem attól nagyobb magasságokban és távolságokban is érzékelhető (lásd később: szél előrejelzése). A hőmérséklet előrejelzése 55

Az Északi-Kárpátoktól délre kialakuló „meleg sziget”, amelyben száraz, lebukó, meleg légáramlás figyelhető meg A hőmérséklet előrejelzése 56

A hegy déli oldalán a főn hatására kiszárad a levegő A hőmérséklet előrejelzése 57

A főn hatására a hőmérséklet magasabbra tud emelkedni, mint amit az adott légtömeg engedne (Tmax>T’) A hőmérséklet előrejelzése 58

3. 1. 4. Hőmérsékleti advekció szerepe a légtömeg és maximumhőmérséklet alakításában Az előzőekben tárgyalt, a hőmérsékletet és hőmérsékleti rétegződést alakító tényezőket gyenge áramlási mező mellett vettük figyelembe. Ilyen időjárási helyzet azonban ritkábban fordul elő, mint a jelentősebb légtömeg advekcióval együtt járók, utóbbiaknak különösen a téli félévben kell nagy jelentőséget tulajdonítani (lásd még: 2. 2. fejezet). A hőmérsékleti advekció által okozott légtömeg hőmérsékletváltozást az (5) formulából kiindulva határozzuk meg: ahol T’’ az advekció által megváltozott légtömeg-hőmérséklet, T(AT)0 az adott nyomási szint hőmérséklete Napkeltekor, az adott nyomási szint hőmérsékleti advekciója pedig a A hőmérséklet előrejelzése 59

A (6) formulával meghatározott T’’ légtömeg-hőmérséklet szintén zavartalan besugárzás esetére vonatkozik, de itt már van légáramlás is, amit az advekciós taggal veszünk figyelembe. Miután meghatároztuk a T’’ hőmérsékletet, az előzőek alapján figyelembe vesszük a felhőzet, csapadék és az egyéb függőleges légmozgások szerepét a maximum-hőmérséklet kialakításában (lásd: 3. 1. 3. fejezet) A 3. 1. 2. fejezetben leírtak itt is érvényesek, azaz téli félévben a 925 h. Pa, míg nyári félévben a 850 h. Pa-os szint lesz alkalmas a hőmérséklet becslésére. A (6) formula akkor alkalmazható, ha γ értéke ismert az advekció során. Ezzel kapcsolatban elmondható, hogy az advekciók módosítják a hőmérsékleti rétegződést, ezért γ-t az advekció típusa szerint kell figyelembe venni: A hőmérséklet előrejelzése 60

●Meleg advekció: mindkét szezonban (nyári és téli félév) a γ csökkenését okozza különösen a 925 és 700 h. Pa-os tartományban. Téli időszakban a legerősebb a csökkenés és a 925 -850 h. Pa-os rétegben számottevő (sok esetben inverziót, de legalább izotermiát okoz). ●Hideg advekció: mindkét szezonban a γ növekedését okozza, amely főleg a felszín feletti légrétegben jelentős. ●Leszálló légmozgás: anticiklonokban és időnként erősebb hidegfrontok mögött, valamint főn esetében a leszálló légmozgás okozta száraz adiabatikus melegedés szintén a γ csökkenését okozza. A gyakorlatban az advekciók erősségét a numerikus modellek alapján határozhatjuk meg az egyes nyomási szinteken és ebből közelítően a γ eloszlását is megkaphatjuk. A hőmérséklet előrejelzése 61

Az anticiklon okozta leszálló légmozgás zsugorodási inverziója 700 és 850 h. Pa között (γ csökkenése) A hőmérséklet előrejelzése 62

FONTOS: a hőmérsékleti rétegződés változása kihatással van a szélre is (lásd később: szél előrejelzése), így az állapotgörbe kirugódása eltérő lesz: ●Ha hideg advekció zajlik, akkor ez elősegíti a kirugódási folyamatot köszönhetően a szélnyírás okozta átkeverő, turbulens örvényeknek. Ilyenkor az esetleges inverziók gyorsan meg tudnak szűnni és főleg télen ez a hőmérséklet jelentős emelkedését eredményezi a talaj közelében. ● Ha meleg advekció zajlik, akkor γ csökkenése gátolja a jelentősebb átkeverő mozgásokat, ezért az állapotgörbe kevésbé rugódik ki. Nyári félévben azonban γ ezen csökkenését ellensúlyozhatja a talaj közelében jellemző überadiabatikus rétegződés. A hőmérséklet előrejelzése 63

A talaj közelében γ>1, 925 és 850 h. Pa között viszont γ<1, ezért átlagosan 1 -nek vehető. A hőmérséklet előrejelzése 64

Összefoglalásként felírjuk azt a gyakorlati formulát, amellyel a maximum-hőmérséklet minőségi becslését végezzük el: ahol T’’ az előzőekben bevezetett advekciós légtömeg-hőmérséklet, P a csapadék-illetve hideg lejtőszél hűtő hatása, W pedig a meleg, leszálló légáramlások (főn) hatása. Természetesen abban az esetben, ha gyenge áramlási mezővel szembesülünk az előrejelzés során, akkor a T” helyett T’-vel számolunk. A hőmérséklet előrejelzése 65

3. 2. Minimum-hőmérséklet előrejelzése Def: 18 és 06 UTC között mért legalacsonyabb éjszakai hőmérséklet. A maximum-hőmérséklet minőségi becslésére vonatkozóan a légtömegre jellemző hőmérsékleti rétegződést vettük alapul, melynek ismeretében meghatározható egy maximális felső korlátja a nappali hőmérsékletnek (3. 1. 2. fejezet). Például ha a 850 h. Pa-on 15 fok van és zavartalan időjárási helyzet, akkor a talaj közelében még überadiabatikus rétegződés mellett is maximum 31, 32 fok alakulhat ki, mivel ennél a hőmérsékletnél a légkör alsó rétege már jelentős mértékben instabillá válik és a kialakuló légmozgások „nem engedik tovább melegedni a levegőt”(abszolút melegrekord körülményei 2000 -ben!) A hőmérséklet előrejelzése 66

További melegedés csak akkor következhetne be, ha közben meleg advekció zajlana (3. 1. 4. fejezet). Látható, hogy a maximumhőmérséklet országon belüli eloszlása követni fogja a légtömeghőmérséklet eloszlást. Például ha a 850 h. Pa-on mindössze 2 fok különbség van országon belül, akkor zavartalan körülmények között (napsütés és gyenge szél) a maximum-hőmérséklet térbeli különbsége is hasonló lesz. Jelentősebb eltérés csak a hőmérséklet emelkedési ütemében lesz a felszíni és földrajzi sajátosságok miatt (ez elsősorban télen szignifikáns). Statisztikailag a maximum-hőmérséklet országos eloszlása átlagosan 5 fok, ezért közlik a prognózisokban a várható maximum-hőmérsékletet 5 fokos intervallumban. A minimum-hőmérséklet esetében mindez már nem mondható el. Ennek oka, hogy a hőmérséklet alsó korlátját, a minimumhőmérsékletet alapvetően a felszín közelében található légréteg nedvességi viszonyai és a felszíni, földrajzi adottságok határozzák meg, amelyek sokkal nagyobb térbeli inhomogenitással jellemezhetők, mint a térséget meghatározó vastag légtömeg. A hőmérséklet előrejelzése 67

Ez azt jelenti, hogy zavartalan körülmények között (derült égbolt és szélcsend) a minimum-hőmérséklet térbeli eloszlása inhomogén lesz annak ellenére, hogy a légtömeg viszonylag egyenletes eloszlású. Ezt úgy is megfogalmazhatjuk, hogy ugyanazon légtömegen belül igen nagy eltérések alakulhatnak ki a hőmérséklet legalacsonyabb érétkeiben. 3. 2. 1. A minimum-hőmérsékletet meghatározó tényezők és az előrejelzésre vonatkozó megfontolások ● Sugárzási viszonyok A 2. fejezetben bevezetett (2) formula második tagját vizsgáljuk. ahol K a felszíni kisugárzási komponens, V a légköri visszasugárzás. Q az effektív kisugárzásból származó hő vesztesége a felszínnek. A hőmérséklet előrejelzése 68

A (8) formulával kapcsolatban még tekintsük át a 2. 1. 1. fejezeten belüli kvalitatív megállapításokat!!!!! ►A maximum-hőmérséklet esetében a légtömeg-hőmérsékletet nevezzük el besugárzási hőmérsékletnek és ezután definiáljuk a kisugárzási hőmérsékletet: Besugárzási hőmérséklet (T’): Az a maximális felszín közeli hőmérséklet, amelyet egy adott légtömeg hőmérsékleti rétegződése determinál és zavartalan időjárási körülmények (zavartalan besugárzás és gyenge szél) mellett alakulhat ki. Kisugárzási hőmérséklet (T*): az a minimális-hőmérséklet, amely zavartalan időjárási körülmények között (derült égbolt és szélcsend) alakul ki az éjszakai órákban és a felszín közeli légréteg nedvességi viszonyai, a felszíni és földrajzi sajátosságok, valamint a kisugárzási időtartam determinálják. A hőmérséklet előrejelzése 69

A hőmérséklet csökkenését ideális esetben (derült égbolt, szélcsend és sík vidék) a felszín közeli légréteg sugárzási mérlegének alakulása határozza meg: ahol ΔT=T’-T* a hőmérséklet változása (csökkenése) a kisugárzási időszak alatt, ΔQ a felszíni (ki)sugárzási-energia mérleg. A ΔT elsősorban (Q változásán keresztül) a felszín feletti légréteg nedvességi viszonyaitól (harmatpont) és a kisugárzási időszak hosszától függ: I. eset: ΔT nagy, ha hosszú a kisugárzási periódus (téli félév) és a felszín feletti légréteg száraz (alacsony harmatpont) II. eset: ΔT kicsi, ha rövid a kisugárzási periódus (nyári félév) és a levegő nedves (magas harmatpont). Természetesen a két eset kombinációja is gyakran előfordul, például koratavasszal és kora ősszel a rövidebb kisugárzási időszak alatt is jelentősen le tud hűlni a levegő, ha az nagyon száraz. A hőmérséklet előrejelzése 70

T* meghatározása ►a felszíni sajátosságok mellett a földrajzi sajátosságok (domborzati viszonyok által okozott helyi cirkulációk) finom felbontású modellekben jelenhetnek meg. Mivel az általános prognózis elkészítéséhez nem ilyen modelleket alkalmazunk, ezért a modell által készített minimumhőmérséklet előrejelzés mellett is szükség van minőségi becslésre : T*=Tmin(modell)-Δ (10) ahol Tmin(modell) a modell által előrejelzett legalacsonyabb hőmérséklet az éjszakai órákban, Δ pedig a földrajzi és felszíni adottságot jellemző járulékos hatás, amely például magába foglalja a hótakaró jelenlétét is. A hőmérséklet előrejelzése 71

T*<Tmin(modell)!! Éjszakai legalacsonyabb hőmérséklet A hőmérséklet előrejelzése 72

A minőségi becslés végrehajtásához tehát szükség van a szinoptikus-klimatológiai ismeretekre, a térség-specifikus cirkulációk felderítésére, amelyek a kis felbontású modellekben nem jelennek meg. A (9) formulában szereplő Δ járulékos tag különösen nagy szerepet kap abban az esetben, ha hótakaró borítja a felszínt. Ebben az esetben ugyanis a harmatpont jelentős csökkenése miatt a hőmérséklet is jóval alacsonyabb értéket ér el, mint hó nélkül, ráadásul a hőmérséklet csökkenése ilyen esetben rohamos (lásd még: 2. 1. 1. fejezet). Hótakaró hatása a minimum-hőmérsékletre A hőmérséklet előrejelzése 73

Egy probléma télen, amikor a modelleket felül kell bírálni Vastagabb hóréteg hatását a minimum hőmérsékletre a modellek alábecsülik. 20 -40 cm-es hó vastagság A minimum hőmérsékletek hibája 2003 február 14 -én Minimum: -18, -23 fok Az ECMWF-nél 4 -5, az ALADIN modellnél 8 -10 fokos fölébecslés a vastag hóval borított területeken A hőmérséklet előrejelzése 74

Egy probléma télen, amikor a modelleket felül kell bírálni Vastagabb hóréteg hatását a minimum hőmérsékletre a modellek alábecsülik. Az Alföld délkeleti vidékére a minimum hőmérséklet előrejelzés Dátum 02. 07. 02. 08. 02. 09 ECMWF -13 -15 ALADIN -10 -11 Szinoptikus -15 -19 -21 Tényleges -20 -21 A szinoptikus jelentősen javítani tudott a modellek eredményein!75 A hőmérséklet előrejelzése

Egyéb megfontolások: A (10) formulával kapcsolatban még megjegyezzük, hogy T*(max)=Tdmin, azaz a kisugárzási hőmérséklet maximális legalacsonyabb értékének a legalacsonyabb harmatpont szab korlátot 0°C felett. Természetesen ebben az esetben a higroszkopikus tényezők függvényében köd képződésével is számolni kell, továbbá a hőmérséklet csökkenése völgyekben sokkal erőteljesebb, mint sík terepen, ezért a köd kialakulásának is ott van nagyobb valószínűsége. Ezzel kapcsolatban figyelembe kell venni egy fontos fizikai megfontolást, nevezetesen ha a köd fagypont alatt képződik, akkor a harmatpont is csökkenni fog! (lásd: előző ábra: „a hótakaró hatása a minimum-hőmérsékletre”). A hőmérséklet előrejelzése 76

A sugárzási viszonyokat, mint ahogy említettük, főként a felhőzeti és nedvességi viszonyok határozzák meg. Ezzel kapcsolatban elmondható, hogy számottevő felhőzet és nedvesség jelenléte csökkenteni fogja az effektív kisugárzást, ezáltal a levegő sem fog nagy mértékben hűlni (üvegház effektus). Tmin(F)=Td(min)+F-Δ~Tmin(modell)-Δ (11) ahol Tmin(F) a minimum-hőmérséklet a felhőzet figyelembevételével, Tdmin az előrejelzett legalacsonyabb harmatpont, Tmin(F)>Tmin=T* és ebben az esetben a Δ hatás is gyengítve jelentkezik. A hőmérséklet előrejelzése 77

A felhőzetnél figyelembe kell vennünk a felhőzet vastagságát és kiterjedését, valamint élettartamát (F): ►általában a magas szintű felhőzet lényegesen nem befolyásolja a minimum-hőmérsékletet. ►közép, de különösen alacsonyszintű réteges felhőzet esetén már jelentős lesz a légköri visszasugárzás, ezért a hőmérséklet csökkenését lassú emelkedés válthatja fel (ΔQ>0) hosszú élettartam alatt. ►köd megjelenése szintén jelentős visszasugárzást eredményez, sőt itt még kisebb látens hő felszabadulással is számolni kell. Megj: a felhőzetből hulló csapadék által okozott hűlés a magasabb telítettség miatt jóval kisebb, mint nappal és a jelentős visszasugárzás effektusa ezt a hatást gyengíti, ezért elhanyagolhatjuk. A hőmérséklet előrejelzése 78

●Szélviszonyok A (8) formulával meghatározott hő veszteséget a légáramlás jelentősen befolyásolja. Már mérsékelt légáramlás esetén (>4 m/s) az alsó légrétegben az átkeverő örvényeknek és az advekciónak köszönhetően a levegő hőmérséklete nem tud jelentősen csökkenni. Ezt úgy is érthetjük, hogy az éjszakai kisugárzási inverzió a talaj közelében nem tud kialakulni és ez a szél erősödésével egyre inkább igaz lesz, bár az éjszakai kisugárzás általi hőmérséklet-csökkenés a szél erősségére negatívan hat. Mivel az advekció következtében a helyi hatások jelentősen gyengülnek, ezért a szélvédett körzetek kivételével alkalmazható a modellek által előrejelzett minimum-hőmérséklet: Tmin(w)~Tmin(modell) (12) ahol Tmin(w) a minimum-hőmérséklet a szél figyelembevételével, Tmin(modell) a modell által előrejelzett legalacsonyabb éjszakai hőmérséklet. A hőmérséklet előrejelzése 79

A minimum-hőmérséklet kvantitatív becslése A hőmérséklet előrejelzése 80

Felhőzet és szél együttes jelenléte A hőmérséklet előrejelzése 81

Tehát abban az esetben, ha nem teljesülnek a minimumhőmérséklet számára az ideálisnak mondható zavartalan körülmények, a (11) vagy (12) formulán keresztül kell a minőségi becslést végrehajtani. Ez tulajdonképpen azt jelenti, hogy mérlegelni kell az éjszakai órákban várható felhőzeti és szélviszonyok alakulását, különös tekintettel ezek időtartamát. A legbonyolultabb esetben azt kell megbecsülni, hogy a különböző tényezők milyen időtartamon fejtik ki hatásukat. Tehát a maximum-hőmérséklethez hasonlóan itt is nyomon kell követni a felhőzeti-és szél előrejelzést, majd a mezők szintézise után becslést adni a minimum-hőmérséklet legvalószínűbb értékére. Rögtön látszik, hogy a legideálisabb helyzet akkor van, amikor egész éjszaka derült, szélcsendes az idő, ilyenkor ugyanis a harmatpont alapján jó becslést tudunk végrehajtani. A hőmérséklet előrejelzése 82

Összefoglalásként a következőket mondhatjuk el: ● derült égbolt és szélcsend esetén völgyekben és hóval borított felszín felett alakulhat ki a legalacsonyabb éjszakai hőmérséklet hosszú kisugárzási időtartam alatt száraz levegőben (T*) ● jelentős és tartós felhőzet mellett a hőmérséklet nem csökken jelentősen, sőt lassú emelkedésbe is átmehet (ΔQ>0) Tmin(F). ● tartós szél (advekció) is gátolja a hőmérséklet csökkenését és ez már a helyi hatásokat is elnyomja, ezért a durvább felbontású modellek által nyert előrejelzések is nagyobb megbízhatósággal alkalmazhatóak (Tmin(w)). A hőmérséklet előrejelzése 83

3. 2. 2. Hajnali fagyok előrejelzése A 0°C-os hőmérsékleti érték beállásának 2 m-es magasságban az éjszakai lehűlés során különösképpen mezőgazdasági szempontból van kitüntetett jelentősége tavasszal és ősszel. Feltételek: ● zavartalan kisugárzási feltételek (szélcsend és derült égbolt (T*). ● száraz levegő (alacsony harmatpont a felszín közelében (2 m)) ● a harmatpont értéke 0°C alá csökken Ezek alapján elmondható, hogy hajnali fagy várható abban az esetben, ha valamilyen időjárási helyzetben alacsony harmatpontú, száraz levegő áramlik a Kárpát-medencébe, amely az éjszakai kisugárzási periódus alatt „nyugalomba jut”. A hőmérséklet előrejelzése 84

Ha a hőmérséklet csak a felszín felett közvetlenül süllyed 0°C alá, akkor talaj menti fagyról beszélünk. Ezek a fagyok a radiációs minimum-hőmérsékletre jellemzőek és még nyári hónapokban is előfordulhatnak. Megfontolások: ● A helyi cirkulációval rendelkező térségekben (szélvédett körzetek) lesz a legnagyobb gyakorisága a hajnali fagyoknak még a meleg szezonban is (különösen a talaj menti fagyok esetében). ● Első közelítésben légtömeg-karakterisztikával is becsülhető a fagy valószínűsége: szélcsendes és derült viszonyok mellett sík vidéken fagy kialakulása valószínű, ha: RT(500/1000)<524 gpdm A hőmérséklet előrejelzése 85

3. 3. Hőmérsékleti küszöbértékek Klimatológiai és esetenként egészségügyi szempontból van jelentőségük. A következő hőmérsékleti adatok 2 m-re vonatkoznak: Nyári nap: az adott napon Tmax≥ 25°C Hőség nap: az adott napon Tmax≥ 30°C Forró nap: az adott napon Tmax≥ 35°C Fagyos nap: az adott napon Tmin≤ 0°C Téli nap: az adott napon Tmax≤ 0°C Zord nap: az adott napon Tmin≤-10°C Az egészséget is károsító hőmérsékleti viszonyokra ma már figyelmeztető riasztásokat adnak ki az illetékes szervek. (pl. hőségriadó) A hőmérséklet előrejelzése 86