A víz körforgalma a légkörben – a rendkívüli aszály időjárási háttere

Horváth Ákos, Breuer Hajnalka

Bevezetés

A víz légköri mozgása három körre bontható: a kisskálájú, vagy konvektív ciklusra, amely leginkább a gomolyfelhőkhöz, illetve zivatarfelhőkhöz (konvekcióhoz) kapcsolható, a ciklonok skáláján zajló ciklusra (szinoptikus skálájú folyamatok), és az éghajlati övek közötti makroskálájú áramlásra (hemiszférikus skálájú folyamatok). Az egyes ciklusok szerepe térben és időben változik, azonban, ha bármelyik körben is valamilyen anomália lép fel, az szárazságot, vagy éppen árvizekkel terhelt időszakot hozhat magával. A 2022-es rendkívül erős, globális skálán jelentkező aszályos időszakban mindhárom skálán zavarok keletkeztek. A tanulmány célja a három vízciklus sajátosságainak áttekintése és a szélsőséges aszály kialakulásában játszott szerepük bemutatása, kiegészítve a 2022-es rendkívüli aszály okait tárgyaló korábbi írást [1].

A légköri víz kis skálájú ciklusa: a konvekció

A lokális skálájú (légtömegen belüli) légkörzés során időben jellemzően órás nagyságrendű, térben pedig kb. 10 km karakterisztikus méretű légkörzés zajlik, ez a légköri konvekció. Tipikus példái a gomolyfelhők, zivatarfelhők.

A légtömegen belüli konvektív folyamat energiájának jelentős részét a napsugárzásból kapja, amely felmelegíti a felszínt. A talajban keletkezett hőenergia két részre osztva jut vissza a légkörbe: a levegőt közvetlenül melegítő szenzibilis hő, illetve a felszínen lévő víz párologtatására fordított látens hő formájában. A két hőenergia áram arányát Bowen arányként is nevezik a meteorológiában [2].

Ha a felszín száraz, akkor a napsugárzás hatására a talajból jövő szenzibilis hő könnyen felmelegíti a levegőt, így gyorsan megindul a feláramlás. Azonban a száraz adiabata mentén hűlő légtestek hamarosan hidegebbek lesznek a környezetüknél, így a feláramlás lelassul, majd leáramlásba megy át [3]. Ez a száraz termik jelensége, amely így csak a légkör alsó 1-2 km-es rétegét képes átkeverni és nem jár felhőképződéssel. A jelenséget előszeretettel használják a madarak, illetve a vitorlázó repülők is emelkedésre.

Ha a felszín nedves, akkor a felszínre érő napsugárzás energiája eloszlik a levegőt közvetlenül melegítő szenzibilis, illetve a talajon lévő vizet elpárologtató látens hő között. Ilyenkor a konvekció lassabban indul, azonban a vízgőz jelentős mennyiségű látens hőenergiát szállít a magasba, amely a kondenzáció, vagyis a felhőképződés során a magasban szabadul fel.

A légtömegen belüli zápor, vagy zivatarcella energiájának jelentős részét éppen a talaj közeli vízgőz biztosítja., hozzájárulva a légköri instabilitáshoz. A gomolyfelhőben hasonló folyamat zajlik, mint a hőlégballonban. Az emelkedő ballon hőmérséklete a környezeténél nagyobb mértékben csökken a magassággal (száraz adiabata mentén), ezért a léghajósok bekapcsolják a gázégőt és így biztosítják a ballon környezetnél magasabb hőmérsékletét. Egy gomolyfelhőben a gázégő szerepét egy “gőzégő” játssza úgy, hogy az emelkedéssel lehűlő levegőben megindul a telítetté váló vízgőz kondenzációja (a felhőképződés), amely látens hő felszabadulással jár [4]. Az így felszabaduló hő melegíti az emelkedő légtestet, így annak sűrűsége a környezeténél kisebb lesz, ezáltal tovább tud emelkedni (1. ábra).

1. ábra
A légköri konvekció során kialakuló gomolyfelhőkben a vízgőz kondenzációja során felszabaduló látens hő
ugyanazt a szerepet játssza, mint a hőlégballonban a gázégő: melegíti az emelkedő légtestet,
ezért annak sűrűsége a környezeténél kisebb lesz, így tovább tud emelkedni.

A fentebb leírt nedves konvekció tehát a száraz termikeknél jóval magasabbra jut a légkörbe, a nedvességet nagy magasságba képes emelni.

Minél intenzívebb egy gomolyfelhő kialakulása, annál távolabbról képes összegyűjteni a nedves levegőt. Minél több nedvességet gyűjt össze, annál erősebb lesz a fejlődése, vagyis egyfajta önerősítő folyamat (pozitív visszacsatolás) indul el (2. ábra).

2. ábra
A fejlődő zivatarfelhő az alacsonyabb légrétegekben nagyobb távolságból is képes összegyűjteni a nedvességet.
Minél több nedvesség jut a felhőbe, a feláramlás annál erősebb lesz, amely még erősebb összeáramlást kelt.

A fenti, klasszikus értelemben vett konvekció a mérsékelt égövben főként a nyári félévben, magas napállásnál zajlik, míg a trópusokon az év legnagyobb részén megfigyelhető. A folyamat során többé-kevésbé zárt vízciklus megy végbe, a nedves felszínről elpárolgó víz a konvektív csapadék során visszatér a felszínre (1. videó).

1. videó: Légtömegen belüli zivatar kialakulása

Nem mindegy, hogy a konvekció milyen hőmérsékleten zajlik le. A melegebb levegő hatványozottan több nedvességet képes magába foglalni anélkül, hogy a kicsapódás elinduljon, mint a hidegebb levegő. Másszóval: melegebb levegő esetén jóval több vízgőzre van szükség ahhoz, hogy a relatív nedvesség elérje a 100%-t. Ugyanakkor a melegebb levegőben lezajló kondenzáció lényegesen több látenshő felszabadulással is jár. A hőlégballon hasonlattal élve: magasabb lánggal ég a gázégő. A zivatarok hevesek lesznek, kevesebb, de annál intenzívebb zivatarcella alakul ki.

A légköri víz nagy skálájú ciklusa (szinoptikus skálájú folyamatok)

A mérsékelt égöv (vagy másnéven nyugati szelek öve) változékony időjárását a ciklonok és anticiklonok láncolata alakítja. A ciklonokban az alsó szinteken összeáramlás, illetve feláramlás van, míg a felső szinteken a szétáramlás, majd a leáramlás jellemzi a légpályákat. Mivel a légköri nedvesség túlnyomórészt az alsó szinteken található, így a ciklonok összegyűjtik a nedvességet. Minél hosszabb ideig marad fenn egy ciklon, annál nagyobb mennyiségű nedvességet képes összegyűjteni. Az anticiklonok esetén fordított folyamat játszódik le, így azok inkább “szétszórják” a légköri nedvességet (3. ábra).

3. ábra
A ciklonokat jellemző összeáramlás összegyűjti a nedvességet, az anticiklonok szétterítik.
Az ábrán az alsó troposzféra nedvesség eloszlását a színezett területek,
a tengerszinti légnyomást a folytonos vonalak, a felszín közeli szelet a szélzászlók mutatják.

A nyugati szelek övében a légörvények alapvetően az északi hideg és a déli meleg levegő közötti hőmérsékleti különbségből adódó belső energiát használva mélyülnek ki, tehát nedvesség nélkül is létre tudnak jönni ciklonok [5]. Azonban, ha már egyszer létrejött egy ilyen légörvény és van a légkörben vízgőz, akkor a ciklon azt összegyűjti majd a kicsapódás során látens hő szabadul fel. A felhőképződés során felszabaduló hőenergia viszont tovább mélyíti a ciklont, és az hosszabb ideig tud fennmaradni, és még több nedvességet képes összeszedni, vagyis egy önerősítő folyamat indul meg [6]. Amennyiben nincs elég nedvesség, akkor a légörvények gyengébbek lesznek.

Az összegyűlt nedvesség a forgó ciklonban keskenyebb sávokba rendeződik (a kinematikából is ismert deformáció alapján), hasonlóan, mint ahogy a centrifugában egy egyenletesen elterített ruhadarab a forgatás után kötélformájúra csavarodik. Az idősebb légörvényekben így jönnek létre a nedves szállítószalagok, amelyek mentén a jelentősebb csapadékrendszerek is kialakulnak (4. ábra) [7]. A nyári félévben ehhez hozzájön a légköri konvekció is, amikor a zivatarok a fentebb leírt módon tovább koncentrálják a nedvességet és az intenzív csapadékhullás következtében akár villámárvizek is kialakulhatnak.

4. ábra
Erősen okkludált ciklonban a nedvesség szállítószalagokba rendeződik.
A képen a fekete vonalak a 700 hPa magassági szintjét és szélviszonyait mutatják
a látható tartományú műhold képre helyezve.

A zivatarcella legfeljebb pár órás élettartamával szemben a ciklon akár heteken át is fenn tud maradni. A legtöbbször nyugati irányból, tehát az Atlanti-óceán felől keletnek sodródó légörvények alkotják a nedvesség nagyskálájú, vagy szinoptikus skálájú ciklusát, amelynek során az óceán felől csapadék formájában a kontinensre jut a víz.

A légköri víz hemiszférikus skálájú ciklusa (makroszinoptikus skálájú folyamatok)

A légkör nedvességforrása a felszíni párolgás, amely nagyban függ a levegő és a párolgó felszín hőmérsékletétől, a levegő nedvességétől, a széltől és a napsugárzástól. A mérsékelt, a sivatagi és a trópusi éghajlati övek párolgási viszonyai között jelentős eltérés van. A mérsékelt öv erősen változó időjárási viszonyai miatt a légkör által felvett nedvesség ugyancsak erősen változik térben és időben. A hidegebb óceánfelszínről és a kontinensek felszínéről jövő visszafogottabb párolgás mértéke nem tudja fedezni a mérsékelt övben hulló csapadék mennyiségét, így a mérsékelt égöv nedvesség (konkrétan vízgőz) importra szorul. A mérsékelt övtől délre, a sivatagi övben a szárazföldről minimális a párolgás. A sivatagi öv tengerfelszínéről viszont párolog a víz, azonban a térséget jellemző stabil légköri viszonyok (erős inverzió) miatt a vízgőz nem jut nagyobb magasságokba [8, 9]. A sivatagi öv déli részein uralkodó passzát szél a telítetlen levegőt fokozatosan a trópusok irányába szállítja [10].

A trópusi övben a passzát szél miatti összeáramlás és a meleg tengerfelszín párolgása miatt a levegő telítetté válik és megindul a felhőképződés. A telítetté váláshoz hozzájárul, hogy a légkör alsó rétegei a trópusokon egy kicsit még hűvösebbek is, mint a sivatag felett, éppen a felhőzet megjelenése miatt. A napi rendszerességgel magasba törő zivatarfelhők a szabad légkörbe juttatják a nedvességet, a trópusi légkör bőven rendelkezik telítés közeli vízgőzzel. A légköri víz cirkulációjának legnagyobb skálájú ciklusa során ez a trópusi eredetű nedvesség jut a mérsékelt égövbe, biztosítva a csapadékhoz szükséges nedvességet és nem kevés energiát szállítva látens hő formájában [11].

A trópusi-mérsékelt övi nedvességáramnak két fő típusa van [12, 10]. Az egyik, amikor a mérsékelt övi ciklon áramlási rendszere annyira lenyúlik déli irányba, hogy képes áttörni a sivatagi záróvonalat. Ilyenkor a ciklon előoldalán a sivatagi öv felett átnyúló láthatatlan nedvesség-híd telítetlen állapotú nedves levegőt szállít a nyugati szelek övébe [13]. Ez a nedvesség hozzájárul a mérsékelt öv déli területein kifejlődő csapadékrendszerekhez. Térségünkben elsősorban télen figyelhető meg a folyamat és a mediterrán ciklonok kialakulásához, a Kárpát-medencében pedig a téli nagy csapadékos helyzetek létrejöttéhez járul hozzá (5. ábra) [14].

5. ábra
Nedvesség transzport a sivatag felett.
A nedves levegő telítetlen állapotban a sivatag felett áramolva jut a trópusi területekről a mérsékelt égövbe.
A folytonos vonalak a 700 hPa szint magasságát, a színezett területek a specifikus nedvesség eloszlását mutatják.

A trópusokról a mérsékelt égövbe tartó nedvesség áram másik formája, amikor trópusi, vagy szubtrópusi ciklonok szállítják a telített, vagy telítettség közeli nedves levegőt mérsékelt égövbe. Ennek tipikus példái a hurrikánok, vagy trópusi ciklonok (6. ábra). Főként a nyár végi, illetve kora őszi időszakban a trópusi eredetű légörvények által akár az 50. szélességi foktól északabbra is felvitt nedvesség az atlanti ciklonok kialakulása során játszik meghatározó szerepet, kihatva a Kárpát-medence csapadékviszonyaira is [15].

6. ábra
Nedvesség transzport trópusi viharok által.
Az egymást követő trópusi viharok telített nedves levegőt szállítanak a trópusok felől a mérsékelt égövbe.
A színezett területek a troposzféra vertikálisan szintek szerint összegzett nedvességet mutatják,
a folytonos vonalak a 850 hPa magassági szintjét, a szélzászlók ugyanezen szint szélviszonyait.

A légköri vízciklusok anomáliái

A fentiekben leírt légköri vízciklusokban fellépő anomáliák árvizekhez vagy szárazságokhoz vezethetnek. Ha egyszerre több ciklus is eltér a szokásostól, akkor globális szinten is szélsőséges időjárási események következhetnek be, mint a 2022-es rendkívüli szárazság esetén is történt.

A kis skálájú konvektív folyamatok során forróság esetén a felszínből a légkörbe jutó vízgőz nem fog kondenzálódni, a légköri áramlások pedig könnyen elviszik a telítetlen levegőben lévő vízgőzt. Ennek következtében kevesebb lesz a felhő, elmaradnak a záporok, a felszín kiszárad, és a még telítettlenebbé váló levegő valósággal kiszívja a nedvességet a talajból, a tavakból. Ez a jelenség játszódik le az utóbbi években egyre gyakrabban a Kárpát-medencében. Ha túlságosan melegen indul a tavasz, kevesebb a nedvesség a talajban és a csapadékos május-júniusi Medárd időszak helyett a fenti pozitív visszacsatolások miatt forró száraz idő kezdődik, amely akár az egész nyárra is kihat, hiszen a nyári időszak csapadékforrását térségünkben nem kis részben a talajnedvesség jelenti [16].

A ciklonok skáláján zajló folyamatok során, ha a nyugati szelek övében kevesebb nedvesség van, akkor a ciklonok is gyengébbek lesznek, illetve északabbra húzódnak. Helyüket átveszik az anticiklonok, mint az atlanti térségben található azori anticiklon. Az anticiklon dinamikus felhőoszlató hatására viszont nyáron még melegebb lesz a levegő, még több nedvességet képes magában tartani anélkül, hogy telítődne, hogy megindulna a felhőképződés. A megerősödő anticiklonok ráadásul elzárják a trópusi eredetű légtömegek útját, így a mérsékelt égöv még melegebb és szárazabb lesz.

A hemiszférikus ciklusban -azaz a trópusoktól a mérsékelt öv felé irányuló transzport folyamat során- a meghatározó folyamat a víz szabad légkörbe kerülése, amely jórészt az óceánok felett zajlik. Ha az átlagosnál alacsonyabb a tengervíz hőmérséklete, akkor az kevésbé párolog. Az alacsonyabb hőmérsékletű vízfelszín stabilizálja a légkört is, kevesebb lesz a gomolyfelhőzet és a zivatar, amely a szabad légkörbe juttatná a nedvességet. Ez történik a Csendes-óceán legnagyobb egyenlítői területein, a La Nina folyamat során (7.ábra). Vagyis alapvetően az egész nedvesség cirkulációs rendszer forrásánál jelentkezik az anomália, amely közvetlenül vagy áttételesen kihat mindhárom légköri-vízciklusra.

7. ábra
Globális vízfelszín hőmérséklet anomália térkép (forrás: NOAA).
A Csendes-óceán keleti részéről kiinduló hűvösebb tengervíz a La Nina folyamat hatása.

A La Nina folyamat közvetetten is befolyásolja az európai térség csapadékrendszereit a troposzféra felső részén húzódó jetre gyakorolt hatásán keresztül. La Nina idején nyáron az azori anticiklon megerősödik, illetve a dél-európai térségben növekszik az anticiklonok gyakorisága [17], télen pedig csökken a ciklonok gyakorisága a mediterrán-térségben [18]. Tekintve, hogy télen a Kárpát-medence csapadékforrásának jelentős része a mediterrán-térségből érkezik [14], a téli csapadékhiány a talajnedvességen keresztül, a nyári magasabb légnyomás pedig a konvekció elnyomásán keresztül kihat a nyári konvektív csapadékképződésre erősítve a száraz időszakok kialakulását.

A melegebb levegő jóval több vizet képes megtartani, ugyanakkor a magasabb hőmérsékleten lezajló kondenzáció során jóval több látens hő szabadul fel, ezáltal több energia jut a légkörbe. Ez elsősorban az első vízciklus esetén látszik, a konvektív folyamatok erősebbek, a zivatarok hevesebbek, nagyobb az esély a villámárvizek kialakulására. A jelenség a szinoptikus skálán is megjelenik, főként az atlanti viharciklonok kialakulása során figyelhető meg: a ciklonok energiájuk egy részét a kondenzálódó, sokszor szubtrópusi eredetű meleg nedves levegőből kapják [19].

Összefoglalás

A tanulmányban bemutatott három vízciklus külön-külön is jelentős szerepet játszik az időjárás, mindenekelőtt pedig a csapadékviszonyok alakulásában. Az egyes ciklusok kapcsolatban vannak egymással, a légköri konvekció körülményeit meghatározzák a szinoptikus skálájú folyamatok, azok alakulását pedig az egész hemiszférát átfogó makro-skálájú folyamatok. Az egyes skálán jelentkező anomáliák visszavezethetőek az alapvető fizikai-meteorológiai törvényekre: a levegő vízmegtartó képességének nagyfokú hőmérséklet érzékenységére, a légköri cirkulációs rezsimek ugyancsak hőmérséklet érzékeny alakulására és a tengervíz párolgására. A tengervíz hőmérsékleti anomáliája (La Nina jelenség) azonban önmagában valószínűleg nem okozott volna ennyire szélsőséges szárazságot, ha a mérsékelt égöv nem lett volna jóval melegebb az átlagosnál, amely viszont már feltehetően a globális felmelegedés számlájára írható.

Hivatkozások