10. fejezet - Kisebb skálájú légköri áramlások

Tartalom

10.1. Földrajzi viszonyok szerepe a helyi légköri áramlások kialakulásában
10.1.1. Parti szél
10.1.2. Hegy-völgyi szél
10.1.3. Bukószél
10.2. Zivatarok és tornádók

10.1. Földrajzi viszonyok szerepe a helyi légköri áramlások kialakulásában

Az általános légkörzés makro és mezo skálájú elemei mellett léteznek olyan kisebb, markáns áramlási jelenségek is, amelyeket a helyi földrajzi viszonyok – pl. domborzat, nagyobb vízfelület stb. – alakítanak ki. Ezek az áramlások lokálisan akár jelentősen is módosíthatják a nagyobb skálájú áramlási rendszereket. A helyi szelek sokszor egy-egy földrajzi területre jellemzőek, s külön névvel látják el őket. Gyakran a helyi szél nem más, mint a nagyobb skálájú áramlások domborzati viszonyok hatására történő fölerősödése völgyeken vagy hegyszorosokon történő áthaladáskor. Ilyen szél például a kossava, mely az Al-Duna mentén felerősödve, délkelet felől hatol be a Kárpát-medencébe. Télen és kora tavasszal az Északkelet-Európa felől érkező hideg légtömeg a Kárpátok hegyvonulatainak ütközik, s esetenként nem tud bejutni a medencébe. Így a hegységet megkerülve délkeleti irányból, a Havasalföld felől nyílik először lehetősége arra, hogy a Duna völgyében felgyorsulva betörjön a medencébe. Ilyenkor Magyarország déli, délkeleti területeit is érintheti ez a több napig tartó, olykor viharos erejű helyi szél. A kossava leggyakrabban február és április között fordul elő.

A helyi szelek kialakulása általában jóval bonyolultabb okokkal magyarázható. Az alábbiakban a parti szél, a hegy-völgyi szél és a bukószél kialakulásának feltételeit tekintjük át.

10.1.1. Parti szél

Az egymáshoz közeli, eltérő hőgazdálkodású felszínek jellemző példája a nagy kiterjedésű vízfelszín és a szárazföld. A víz és a szárazföld feletti levegő különböző mértékű felmelegedése révén létrejövő zárt cirkuláció része a parti szél. A felszíntípusok eltérő felmelegedésének oka a felszínek anyagának különböző fajhője. (A fajhő az a hőmennyiség, amely egy adott anyag egységnyi tömegének 1 °C-kal történő hőmérséklet-emeléséhez szükséges.) A víz fajhője nagyjából kétszer akkora, mint a különböző talajtípusoké. Ez azt jelenti, hogy nappal, a Nap sugarai a szárazföld hőmérsékletét kétszer olyan mértékben növelik, mint a vízét, ugyanakkor éjszaka, amikor kizárólag a felszíni kisugárzás érvényesül, a víz hőmérséklet-csökkenése csak fele a szárazföld hőmérséklet-változásának. Ebből az következik, hogy nappal a szárazföld felett elhelyezkedő levegő jobban fölmelegszik, éjjel pedig erősebben lehűl, mint a vízfelület feletti légtömeg. A melegebb légtömegben a nyomás kisebb mértékben csökken a magassággal (lásd 4. fejezet), így a felszíntől számított kb. 500–2000 m-es magasságban kialakuló nyomáskülönbség hatására levegő áramlik a melegebb helyről a hidegebb hely irányába (10.1. ábra). A horizontális áramlás hatására távozó levegőt a felszínről felemelkedő levegő pótolja, amelynek helyére a felszínen az alacsonyabb hőmérsékletű helyről áramlik levegő. Így, míg nappal a felszínközeli légrétegben a levegő a szárazföld felé áramlik, addig éjszaka a felszíni áramlás iránya éppen fordított, azaz a szárazföld felől áramlik hűvösebb levegő a vízfelszín felé. Értelemszerűen annál erősebb a parti szél, minél nagyobb a víz és a szárazföld közötti hőmérsékletkülönbség. Mivel ez nappal nagyobb, ezért a parti szél is ebben az időszakban erősebb (mintegy kétszerese az éjszakainak). E szabályos napi menettel rendelkező helyi szél elsősorban nyáron, derült időben jön létre, viszonylag sík partvidékű tengerek vagy nagyobb tavak környezetében.

Nappal a tenger felől fújó, kb. 7–10 m/s-os sebességgel áramló parti szél gyors felemelkedésre készteti a szárazföld felett elhelyezkedő meleg levegőt (lásd hidegfront a 9. fejezetben). Amennyiben a légkör instabil, a parti szél hatására gomolyfelhők alakulnak ki a szárazföld felett (lásd 10.1 ábra). Félszigeteken (például Floridában) a parti szelek hatására gyakran intenzív zivatarok keletkeznek. A két irányból érkező parti szél összeáramlásának hatására erős feláramlás jön létre a félsziget belsejében. Az erős feláramlás kedvező feltételt biztosít az intenzív zivatarok kialakulásához.

 

Tengeri – parti szél változásának napi menete

10.1. ábra: Tengeri – parti szél változásának napi menete. Nappal a szárazföld felett elhelyezkedő levegő jobban fölmelegszik, éjjel pedig erősebben lehűl, mint a vízfelület feletti légtömeg. A melegebb légtömegben a nyomás kisebb mértékben csökken a magassággal, így a felszíntől számított kb. 500–2000 m-es magasságban kialakuló nyomáskülönbség hatására levegő áramlik a melegebb helyről a hidegebb hely irányába, zárt cirkulációt létrehozva.

Nagyobb skálájú áramlások hiányában a nap végére a parti szél akár 20–50 km-es távolságban is érezhető a szárazföld belsejében. Természetesen a parti szelet jelentősen befolyásolják a nagyobb skálájú áramlások. A parti szél létrejöttének az is feltétele, hogy a nagyskálájú áramlás ne nyomja el a helyi cirkulációt. Amennyiben viszont a nagyobb skálájú áramlás iránya megegyezik a parti szél irányával, a tengeri levegő akár több száz kilométeres távolságra is benyomulhat a szárazföld belseje felé. Hazánkban nyári, tartós anticiklonális, derült időjárási helyzetekben a Balaton déli partján is kimutatható parti szél. Ilyenkor a part mentén nappal az északnyugati, éjjel a délkeleti szelek gyakorisága nagyobb.

10.1.2. Hegy-völgyi szél

A hegyvidékeken kialakuló, napi szabályossággal váltakozó irányú szelet nevezzük hegy-völgyi szélnek. A napnyugtát követően erősödő kisugárzás hatására a hegyoldalakon, a felszínhez közel gyorsan csökken a levegő hőmérséklete. Emiatt egy adott magasságban a felszínhez közeli levegő hőmérséklete lesz a legalacsonyabb. A környezetéhez képest hidegebb és ezért sűrűbb levegő lefelé süllyed. Ez a mintegy 1–5 m/s sebességű leáramlás csak egy nagyon keskeny, kb. 2–20 m magasságú tartományra korlátozódik. A leáramlás következtében a völgy közepén összeáramlás és egy gyenge feláramlás alakul ki. Késő éjszakára a völgyet már teljes egészében hideg levegő tölti ki (10.2a. ábra). A hőmérsékleti rétegződés a völgyben stabilis lesz, legalul gyűlik össze a legalacsonyabb hőmérsékletű levegő, és felfelé haladva fokozatosan növekszik a levegő hőmérséklete. Ez a körülmény kedvez a szennyező anyagok felhalmozódásának, ugyanis a stabilis rétegződés meggátolja, hogy a völgyben lévő levegő keveredjen a magasabban fekvő levegővel. A napfelkeltét követően a nagyobb beesési szög miatt a besugárzás hatására gyorsabban növekszik a lejtők közelében elhelyezkedő levegő hőmérséklete, mint ugyanabban a magasságban, a felszíntől távolabb (10.2b. ábra). Természetesen ez erősen függ a lejtők kitettségétől. A környezeténél melegebb levegő a lejtő mentén felfelé emelkedik. Az emelkedés sebessége általában meglehetősen kicsi (kb. 1 m/s). A völgy aljáról távozó levegőt a völgy közepén, felülről lefele irányuló áramlás pótolja. A lejtő fölé emelkedő levegőben gomolyfelhők kialakulását lehet megfigyelni, amennyiben a levegő nedvességtartalma elég magas (10.2b. ábra).

 

Hegy-völgyi szél napi menete

10.2. ábra: Hegy-völgyi szél napi menete. A fehér nyilak a levegő áramlásának irányát, a vékony vonalak a hőmérsékleti izovonalakat jelölik. A vékony fekete nyilak a talaj hosszúhullámú kisugárzására utalnak. A napnyugtát követően erősödő kisugárzás hatására a hegyoldalakon, a felszínhez közel gyorsan csökken a levegő hőmérséklete. Emiatt egy adott magasságban a felszínhez közeli levegő hőmérséklete lesz a legalacsonyabb. A környezetéhez képest hidegebb és ezért sűrűbb levegő lefelé süllyed. Nappal, a környezeténél melegebb levegő a lejtő mentén felfelé emelkedik.

 

A hegy-völgyi szél és a lejtőszél napi menete

10.3. ábra: A hegy-völgyi szél és a lejtőszél napi menete. Éjszaka a völgy tengelyével megegyező irányba, lefelé áramlik a hideg levegő. Nappal a meleg levegő felfelé áramlik.

A fentiekben a völgy tengelyére merőleges irányú áramlások napi menetét tekintettük át. Ezt az áramlást azonban még az úgynevezett lejtőszél is módosítja. A lejtőszél kialakulása hasonló módon magyarázható, mint a fentiekben tárgyalt völgyi szél. Éjszaka a völgy tengelyével megegyező irányba, lefelé áramló hideg légtömeg sebessége elérheti a 8–10 m/s-ot is (10.3a. ábra). A légtömeg vastagsága pedig a völgy jellemzőitől (pl. hossz, keresztmetszet, növényzet) függően 10 és 400 m között változhat. A lefelé süllyedő levegőt a magasban történő visszaáramlás kompenzálja. Nappal az áramlás iránya megfordul. A délies irányú lejtőre meredekebben érkeznek a napsugarak, ezért a lejtő közelében gyorsan melegszik a levegő. A fentiekben vázolt ok miatt a meleg levegő felfelé áramlik (10.3b. ábra). Az Alpok és a Kárpátok nagyobb völgyeiben a hegy-völgyi szél a jellemző, míg Magyarországon elsősorban a lejtőszél mutatható ki hegységeink déli-délkeleti lábainál, például a Mátraalján vagy a Mecsekben.

10.1.3. Bukószél

Bukószélnek a hegyeken átkelő, a légtömeg mozgásirányával ellentétes oldalon leáramló szelet nevezzük. A bukószél tulajdonságai (sebesség, hőmérséklet, páratartalom) attól függnek, hogy hogyan változik a levegő hőmérséklete a magassággal a szél felőli oldalon. Téli időszakban gyakran előfordul, hogy a troposzféra alsóbb rétegeiben a levegő hőmérséklete növekszik a magassággal (10.4a. és 10.4b. ábrák). Amennyiben az inverziós réteg vastagsága kisebb, mint a hegy magassága (10.4a. ábra) az inverzió miatt a szél felőli oldalon a levegő nem tud felemelkedni. Az átellenes oldalon pedig a nagyobb magasságokban található meleg levegő lefelé áramlik. Ezt a jelenséget főnnek nevezzük. Amennyiben az inverziós réteg magassága csak némileg haladja meg a hegy magasságát, az áramlás irányával átellenes oldalon igen nagy sebességgel áramlik lefelé a hideg levegő (10.4b. ábra). Ezt a jelenséget bórának nevezzük. A bóra kialakulása azzal magyarázható, hogy az inverzió miatt a szél felőli oldalon feláramló levegőnek csak egy nagyon szűk keresztmetszet áll rendelkezésére a hegyen való átkeléshez. Emiatt az áramlás sebessége jelentősen megnő.

 

Bukószél kialakulása inverziós réteg esetén

10.4 ábra: Bukószél kialakulása inverziós réteg esetén. Az ábrák bal oldalán a hőmérséklet magasság szerinti változását adtuk meg.

Bóra jelenség figyelhető meg például akkor, amikor a hideg levegő a Velebit-hegység (Horvátország) magasabb területeiről lebukik az Adria partjaihoz (Trieszttől Splitig). Az Adria felé lejtő völgyekben lezúduló, gyakran rendkívül heves szél akár 10–15 C°-os hőmérséklet csökkenést eredményezhet igen rövid idő alatt. Kitörésekor jellegzetes gomolyos felhőzet, a bórapad látható a hegység tetején, a tengerparton és a víz felett viszont felhőtlen az ég. A szél hirtelen támad, s több napig fennmaradhat. Egy másik példa a bórára a nemere. Ez az Erdélyi-medence keleti részén, télen, kora tavasszal fellépő helyi szél. Ekkor az Ukrajna felől érkező hideg légtömeg átbukik a Keleti-Kárpátokon, s rendkívül száraz és hideg időt okoz. Az amúgy is száraz levegő relatív nedvessége akár 10–15%-ra csökkenhet.

Amennyiben a levegő hőmérséklete csökken a magassággal, a szél felőli (luv) oldalon gyakori a csapadékképződés, míg az áramlás irányával ellentétes (lee) oldalon meleg és száraz levegő áramlik lefelé (10.5. ábra). A levegő felemelkedését nem fékezi az inverzió, és ennek következtében gyakori a felhőképződés. Az instabillá váló légkörben akár intenzív zivatarok is kialakulhatnak. A levegő a hegység szél felőli oldalán felemelkedve fokozatosan lehűl (száraz adiabatikus emelkedés során a hűlés mértéke kb. 0,98 °C/100 m). Ezalatt egyre növekszik az emelkedő levegő relatív nedvessége, míg egy adott magasságon telítetté válik, és megkezdődik a kondenzáció, vagyis a felhőképződés. Ettől a szinttől kezdve a lehűlés mértéke csökken, mert a kondenzáció során felszabaduló látens hő némileg kompenzálja az emelkedés miatt bekövetkező hőmérsékletcsökkenést (nedves adiabatikus emelkedés során a hűlés mértéke kb. 0,5–0,7 °C/100 m). A kialakuló felhőzetből a hegység szél felőli oldalán rendszerint bőséges csapadék hullik. A levegő átkelve a hegységen, immár alacsonyabb vízgőztartalommal, fokozatosan melegedve megindul lefelé. A melegedés ugyanolyan mértékű, mint amilyen a hűlés mértéke volt a szél felőli oldalon a kondenzáció megindulása előtt. Tehát a levegő ugyanarra a magasságra, mint ahol a hegységen való átkelés előtt volt, szárazabban és melegebben érkezik. Szárazabban, hiszen a vízgőz már a hegység túloldalán kicsapódott és kihullott, s melegebben, mivel a szél felőli oldalon összességében kevésbé hűlt le, mint amilyen mértékben a hőmérséklete növekedett az áramlással ellentétes oldalon. Ezt a jelenséget – a 10.4a. ábrán bemutatott bukószélhez hasonlóan – főnnek nevezzük. A főn környékünkön elsősorban az Alpokban fordul elő. Leggyakrabban úgy jön létre, hogy a Délről áramló levegő átkelve a 2–3 ezer méteres gerinceken, az északi oldalon okoz rendkívül markáns időjárás változást, akár 20–25 °C-os hőmérséklet-emelkedést néhány óra alatt. Télen ez különösen veszélyes lehet, hiszen ez a meleg, száraz főn hatalmas hótömegeket képes megolvasztani rövid idő alatt, ezáltal megnövelve a lavinák és az árvizek veszélyét.

 

Főnszél kialakulása instabil légkör esetén

10.5. ábra: Főnszél kialakulása instabil légkör esetén. Az alsó ábra a levegő hőmérsékletének és relatív páratartalmának (f) változását illusztrálja.

Magyarországon igazi főnről csak az Alpokalján, Sopron környékén beszélhetünk. Ez azonban viszonylag ritkán fordul elő és nem is olyan erős, mint a jellegzetes Alpi főn. Hegyeink nem túl magasak, ezért inkább csak főn-jellegű szélről beszélhetünk az Északi-középhegység vagy a Bakony déli előterében, ahol az északról áramló levegő a délebbre fekvő területeken okoz szárazabb, felhőmentes időjárást. A Balatonra lebukó főn-jellegű száraz szelet vázsonyi szélnek is nevezik, mert Tótvázsony és Nagyvázsony községek irányából fúj. Ilyenkor az északi part felett megjelennek a gomolyfelhők, de a tó fölé már száraz, meleg levegő érkezik. A Balaton-felvidék tó felé néző völgyeiben felgyorsuló levegő gyakran hevesen csap le a Balatonra.

 

Domborzat hatása a levegő áramlására stabil légkör esetén

10.6. ábra: Domborzat hatása a levegő áramlására stabil légkör esetén

Stabil rétegződésű légkörben az egyensúlyi helyzetéből vertikálisan kitérített levegőrészecskék oszcilláló mozgást végeznek (lásd 5. fejezet). Amennyiben ez a mozgás horizontális irányú mozgással is párosul, a légrészecske mozgása hullámzó lesz. Nézzük, mi történik, ha a vertikális irányú kimozdulást a levegő áramlásának útjába eső hegység okozza! Amennyiben a hegység horizontális kiterjedése jóval nagyobb, mint a hullámhossz fele, a hegy lefékezi a levegő áramlását, a levegő legfeljebb a hegyet megkerülve tud tovább áramolni. Amennyiben a hullám hosszának fele közel hasonló méretű, mint a hegység horizontális kiterjedése – ez általában a stabilitás mértékének csökkenésével jár együtt – az egyensúlyi helyzetéből vertikálisan eltérített levegő a széllel ellentétes oldalon hullámzó mozgásba kezd (10.6. ábra). Amennyiben a levegő nedvességtartalma elég magas, a hullámhegyeknél lenticularis (lencse alakú) felhők alakulnak ki.