6.4. A felhők kialakulásának dinamikai feltételei

A felhőtípusok rövid fenomenológiai ismertetése után rátérünk a kialakulásukban és fejlődésükben szerepet játszó folyamatok részletesebb tárgyalására.

A felhőképződés legegyszerűbben az ún. részecskemódszer segítségével írható le. Képzeljünk el egy néhány méter magas és néhány kilométer átmérőjű, hőmérsékletét és vízgőztartalmát tekintve homogén levegőrészt. E levegőrész emelkedését vagy valamilyen külső dinamikus hatás (pl. orografikus akadályok, különböző hőmérsékletű és sűrűségű légtömegek találkozása), vagy a levegőrész és a környezete közötti hőmérséklet-különbségből fakadó felhajtóerő határozza meg. A dinamikai hatások döntően az emelkedés kezdeti szakaszában befolyásolják a légoszlop mozgását. A felhajtóerő hatásának megértéséhez vizsgáljuk meg, hogy hogyan változik a légrészecske hőmérséklete a függőleges irányú emelkedés során (6.5. ábra).

Három olyan meteorológiai helyzetet mutatunk be, ahol a légkör hőmérséklete a felszíntől távolodva eltérő módon változik (szaggatott vonalak a 6.5. ábrán). Tételezzük fel, hogy a légrész valamilyen dinamikai hatás vagy erős lokális felmelegedés következtében elkezd fölfelé emelkedni. Az emelkedés során a környező levegővel való hőcserétől eltekintünk, azaz az állapotváltozás adiabatikus. A fenti feltételek teljesülése mellett a felszínről fölfelé emelkedő légrész hőmérséklete kezdetben a szaggatott vonallal jelölt görbe mentén változik (a száraz-adiabatikus állapotváltozás 100 méterenként közel 1 oC-os hőmérsékletcsökkenéssel jár), a 6.5a. és 6.5b. ábrán. Mivel emelkedés közben a légrészben a hőmérséklet fokozatosan csökken, a kezdeti hőmérséklettől és vízgőztartalomtól függő magasságban a levegő relatív páratartalma eléri a 100%-ot, és megkezdődik a vízgőz kondenzációja. Ezt a szintet kondenzációs szintnek hívják. A kondenzáció során felszabaduló hő melegíti az emelkedő levegőt, ezért ettől kezdve már lassabban csökken a hőmérséklete. A kondenzációs szint közelében a hőmérséklet 0,5–0,6 oC-ot csökken 100 méterenként, felfelé haladva a csökkenés mértéke nő, és 10–12 km magasan már közel 1 oC/100 m lesz (folytonos vonallal jelölt görbék a 6.5a. és a 6.5b. ábrán). Amíg a légoszlop hőmérséklete nagyobb, mint a környező levegőé, addig felfelé gyorsuló mozgást végez (az Archimedes-féle felhajtó erő nagyobb, mint a légrészecskére ható nehézségi erő). Amennyiben a légrész hőmérséklete a környező levegő hőmérséklete alá csökken, akkor mozgása fékeződik, megáll vagy éppen lefelé irányul. A dinamikai hatások erősíthetik, vagy gyengíthetik a felhajtóerő hatását (pl. az orografikus vagy a frontális eredetű emelés lehetővé teheti, hogy a légrész azon tartományok fölé tudjon emelkedni, ahol a felfelé irányuló mozgást fékező nehézségi erő nagyobb mint a felhajtó erő). Felhőképződésről csak akkor beszélhetünk, ha a légrészecske a kondenzációs szint fölé tud emelkedni (6.5a. és 6.5b. ábra). A 6.5a. ábrán az emelkedő légrész hőmérséklete egészen a tropopauzáig nagyobb a környező levegő hőmérsékleténél. Ilyenkor heves, 10 – 13 km magasra emelkedő zivatarfelhők kialakulására lehet számítani. A troposzférában a hőmérséklet általában csökken a magassággal, de néha előfordul, hogy fölfelé haladva nő. Ezt a jelenséget hőmérsékleti inverziónak nevezik. Erős felszín közeli lehűlés (pl. felhőmentes éjszaka) az alsó légrétegben eredményezhet hőmérsékleti inverziót (6.5c. ábra). Ilyen feltétel mellett a légrész nem tud felemelkedni, mivel hőmérséklete már a felszín közelében alacsonyabb lenne, mint a környező levegő hőmérséklete. Anticiklonális áramlás esetén előforduló leszálló légmozgások gyakran eredményeznek hőmérsékleti inverziót a 800 hPa-os szint felett (6.5b. ábra). Ez az inverzió megállítja a felfelé emelkedő légrészt, és csak sekélyebb felhőzet alakulhat ki.

 

A felhőképződés lehetősége három különböző meteorológiai helyzetben

6.5. ábra: A felhőképződés lehetősége három különböző meteorológiai helyzetben. Gomolyfelhő (a) és sekély rétegfelhő (b) kialakulását elősegítő, illetve felhőképződést gátló (c) hőmérsékleti rétegződés.