11. fejezet - A városi klíma jellemzői

Tartalom

11.1. A sugárzási viszonyok alakulása a városok területén
11.2. A városok vízháztartási egyenlege
11.3. A légáramlás módosulása a város területén
11.4. A városi és városon kívüli területek éghajlatának különbségei
Ellenőrző kérdések

Az egyedi nagyvárosi klíma létrejöttének alapja az emberi tevékenység, melynek hatására a különböző éghajlati elemek jelentősen módosulhatnak a települést övező természetes környezethez képest. E változások nem függetlenek egymástól, hanem szoros ok-okozati összefüggésben állnak. Ezeket az összefüggéseket a 11.1. ábra foglalja össze.

Az emberi tevékenység hatására létrejövő városi klíma jellegzetességei, az egyes éghajlati elemek között kialakuló ok-okozati összefüggések

11.1. ábra. Az emberi tevékenység hatására létrejövő városi klíma jellegzetességei, az egyes éghajlati elemek között kialakuló ok-okozati összefüggések (Probáld, 1965 nyomán)

Látható, hogy az egész folyamat kiindulópontja az emberi tevékenység, melynek hatására sajátos, mesterséges felszín jön létre. Ennek jellemzője az, hogy igen változatos, kis területen belül hirtelen módosulhat, a különféle éghajlati paramétereket pedig jelentősen befolyásolja. A városban lehulló csapadék a mesterséges, nem vízáteresztő felszíneknek és a csapadékelvezető csatornahálózatnak köszönhetően nagyon gyorsan lefolyik, így a városban a párolgás rövidebb ideig tart és kisebb mértékű, mint a városkörnyéki területeken. Ezáltal a városban a relatív nedvességtartalom is kisebb lesz.

A felszín másik fontos hatása a sugárzási paraméterek módosulásában nyilvánul meg. Azt, hogy egy adott felszín a ráeső napsugárzást milyen mértékben nyeli el, illetve veri vissza, a felszín tulajdonságai döntően meghatározzák (11.1. táblázat). A változatos felszín, a nagyobb érdesség miatt a város felett nagyobb a súrlódás, ami a szélsebesség csökkenéséhez és a turbulencia fokozódásához vezet.

11.1. táblázat. A különböző felszínborítottságokra jellemző albedók és emisszivitási együtthatók értékei (Oke, 1987). Az albedó definíció szerint a visszavert és a beérkező rövidhullámú sugárzás

Felszíntípus

Albedó (α)

Emisszivitás (ε)

Csupasz talaj        (sötét, nedves)

0,05-

0,98-

      (világos, száraz)

0,40

0,90

Sivatag

0,20-0,45

0,84-0,91

Fű  hosszú (kb. 1 m magasságú)

0,16-

0,90-

      rövid (kb. 0,02 m magasságú)

0,26

0,95

Mezőgazdasági földek, tundra

0,18-0,25

0,90-0,99

Gyümölcsös

0,15-0,20

Erdő    Lombhullató (lomb nélküli állapot)

0,15-

0,97-

      Lombhullató (lombos állapot)

0,20

0,98

      Örökzöld

0,05-0,15

0,97-0,99

Víz      (kis zenitszög esetén)

0,03-0,10

0,92-0,97

      (nagy zenitszög esetén)

0,10-1,00

0,92-0,97

Hó régi

0,40-

0,82-

      friss

0,95

0,99

Jég tenger

0,30-0,45

0,92-0,97

      gleccser

0,20-0,40

Aszfalt

0,05-0,20

Beton

0,10-0,35

Fehér festett fal

0,50-0,90

Színes festett fal

0,15-0,35

Piros/barna tetőcserép

0,10-0,35

Tégla és kő

0,20-0,40

Kátrány és sóder

0,03-0,18

Hullámlemezes tető

0,10-0,15

Mindezek hatására megváltoznak a hőháztartási viszonyok: a város területén hőmérsékleti többlet alakul ki. Ezt kiegészíti az is, hogy a levegőszennyezés hatására fokozódik a különféle üvegházgázok koncentrációja a város fölött, ami erősíti az üvegházhatást.

11.1. A sugárzási viszonyok alakulása a városok területén

A sugárzási paraméterek közötti összefüggéseket az energiaegyenleggel írhatjuk le (Landsberg, 1981):

(11.1)

ahol

QN a nettó energiamérleg

QI a felszínre jutó lefelé irányuló rövidhullámú sugárzás

α a felszín albedója

QL↓ a lefelé irányuló hosszúhullámú sugárzás

QL↑ a felfelé irányuló hosszúhullámú sugárzás

QT a talajhőáram (városok esetén a talaj szerepét a felszíni burkolat tölti be)

QS a szenzibilis hőáram

QL a látens hőáram

QA az antropogén eredetű hő

A felszín eltérő sugárzási tulajdonságai és a légszennyezettség következtében a városokban a fenti egyenlet minden egyes paramétere eltér a városon kívül tapasztalható értéktől. A Napból érkező rövidhullámú sugárzás egy részét a levegő bizonyos részecskéi elnyelik, illetve szórják. Mivel e részecskék mennyisége a levegőszennyezés következtében a város felett nagyobb, ezért a városi felszínre kevesebb direkt napsugárzás jut el, mint az azt körülvevő területekre, ugyanakkor a szórt sugárzás aránya megnő a felszínre jutó rövidhullámú sugárzáson belül (QI). A sugárzás csökkenésének mértéke változó, függ az évszaktól, a napmagasságtól és a légszennyező anyagok koncentrációjától. Kisebb napmagasság esetén nagyobb a veszteség. A felszínre jutó rövidhullámú sugárzás (QI) mennyisége általában 2-10%-kal kevesebb a városokban, mint azokon kívül (Peterson és Stoffel, 1980).

Oke (1982) kutatásai szerint közepes földrajzi szélességeken a városok albedója 5-10%-kal kevesebb, mint a városkörnyéki területeké. E két hatás eredőjeként a rövidhullámú sugárzás egyenlege alig tér el egymástól a városban és az azon kívüli területeken, hiszen amennyivel kevesebb rövidhullámú sugárzás jut le a város felszínére, körülbelül annyival kevesebb a visszavert sugárzás mennyisége is.

Városokban mind a lefelé, mind a felfelé irányuló hosszúhullámú sugárzás megnövekszik. E módosulásokat nem csupán a légszennyező anyagok megnövekedett koncentrációja és a városi felszín alacsonyabb emisszivitása okozza, hanem maga a városi hősziget is egy pozitív visszacsatolást eredményez. Ugyanis a felszín által kisugárzott hosszúhullámú sugárzás (QL­) a Stefan–Boltzmann-törvény értelmében a felszínhőmérséklet negyedik hatványával arányos. Tehát ha a város felszínének hőmérséklete meghaladja a környék felszínének hőmérsékletét, akkor e sugárzás értéke is nagyobb lesz a városban. Az üvegházhatás következtében a légszennyezőanyag részecskéiről e sugárzási áramnak jelentős része visszasugárzódik a földfelszín felé, és nappal ennek a lefelé irányuló hosszúhullámú sugárzásnak a mennyiségét tovább növeli a napsugárzás hatására felmelegedett légrészecskék hőmérsékleti sugárzása (Oke, 1982). Mivel a városokban mind a felfelé, mind a lefelé irányuló hosszúhullámú sugárzás növekszik, ezért e kettő különbsége – a hosszúhullámú sugárzási egyenleg – a rövidhullámú sugárzási egyenleghez hasonlóan alig különbözik a városi és vidéki területeken. Mindezekből pedig az is következik, hogy a városi és a városkörnyéki teljes sugárzási egyenleg különbsége sem nagy, Oke (1982) vizsgálatai szerint kevesebb, mint 5%.

Ahogy az (11.1) egyenlet mutatja, a földfelszín energiamérlege megadható a szenzibilis, a látens és a talajhőáramok, valamint az antropogén eredetű hő összegeként. E hőáramoknak a teljes sugárzási egyenleghez viszonyított arányának jellemző értékeit tartalmazza a 11.2. táblázat.

11.2. táblázat. A talaj- (QT), a szenzibilis (QS) és a látens (QL) hőáramok aránya a teljes sugárzási egyenleghez (QN) viszonyítva (Oke, 1982)

QT/QN

QS/QN

QL/QN

Vidék

0,15

0,28

0,57

Városi peremterület

0,22

0,39

0,39

Város

0,27

0,44

0,29

A 11.2. táblázatból leolvasható, hogy az energia megoszlása városban és vidéken teljesen eltérő. A felszínalatti rétegek felé történő talajhőáramnak a teljes sugárzási egyenleghez viszonyított aránya a városban közel kétszerese a vidékinek. Ez azzal függ össze, hogy a város hőtározó képessége jóval nagyobb, mint az azt körülvevő területeké, aminek oka bizonyos építőanyagok nagy hővezető képessége (k) és hőkapacitása (C). E két paraméter szorzata együtt határozza meg az adott anyag μ termális tehetetlenségét (termális inerciáját):

(11.2)

A termális tehetetlenség értéke városban nagyobb, mint annak környékén, és ez eredményezi a talajhőáramok közti jelentős eltérést. Hafner és Kidder (1999) szerint ez az eltérés a városi hősziget kialakulásának fő oka (a városban a talaj szerepét a felszíni mesterséges burkolatok töltik be).

A hőmérsékletváltozás napi menete a növényzettel borított talajban mintegy 20-40 cm-es, míg betonburkolatban 80-100 cm-es mélységig érzékelhető (Landsberg, 1981).

A szenzibilis és látens hő arányában nagyon komoly város és vidék közötti eltérés adódik abból, hogy a városban a rendelkezésre álló nedvesség általában kevesebb, mint annak környékén. Így kevesebb energia fordítódik párolgásra, több hő jelenik meg szenzibilis formában, és kisebb lesz a látens hő aránya.

Egy város energiamérlegében fontos szerepet játszik az antropogén eredetű hőáram. E komponens meghatározása igen nehéz, hiszen az emberi hőkibocsátás számtalan tényező függvénye. Függ például az évszaktól, a napszaktól, attól, hogy az adott város mennyire fejlett iparilag, hogy mekkora az átlagos gépkocsiforgalom, és hogy milyen az időjárás. Budapesten a hetvenes évek elején az átlagos antropogén energia-áramsűrűség 43 W/m2 volt (Landsberg, 1981; Helbig et al., 1999), de ez természetesen nagy időbeli és térbeli változékonyságot mutat. Az antropogén hőnek egyik speciális komponense az emberi és állati anyagcsere során felszabaduló hő, az ún. metabolikus hő. Ez egy egymillió lakossal rendelkező város esetében a teljes energiamérlegnek legfeljebb 3-4%-át alkotja, de a legtöbb esetben 1% alatt marad, ezért e komponens általában elhanyagolható (Landsberg, 1981). Sokkal jelentősebb mértékű ennél az ipar, a közlekedés, a fűtés és légkondicionálás révén felszabaduló energia.