4.3. A hőmérleg összetevőinek elemzése

Nézzük meg, milyen tényezők befolyásolják a hőmérleg egyes összetevőit, s ezen keresztül a hőmérleget.

4.3.1. A besugárzást befolyásoló tényezők 

A beérkező napsugárzást elsősorban a földrajzi szélesség, az évszak, a napszak és a felhőzet határozza meg. A sarkvidékek kevésbé melegszenek fel, mint a trópusok, a mérsékeltövi területek télen kevésbé melegszenek fel, mint ugyanazon területek nyáron, kora hajnalban kevésbé van meleg, mint kora délután (ezek az időpontok a napi hőmérsékleti hullám minimum és maximum helyei), végül a felhős napokon is alacsonyabb a hőmérséklet, mint a napsütéses napokon.

A következő tényezők fontosak:

  1. A Nap magassága a horizont felett, ami függ a földrajzi szélességtől, az évszaktól és a napszaktól. 

  2. A nappal hossza, ami függ a földrajzi szélességtől és az évszaktól.

  3. A napsugárzást elnyelő felszín területe, ami függ a Nap magasságától a látóhatár fölött.

  4. A napsugárzás légköri csillapítása (4.3. ábra), ami függ:

  • a felhőktől, melyek elnyelik és szórják a napsugárzást;

  • a légkörön való áthaladás hosszától, amely a napmagasság koszinuszával, cosφ-vel arányos (a napmagasság a Nap φ szöge a látóhatár fölött);

  • a légkörben található sugárzásilag aktív gázmolekuláktól, amelyek az ún. elnyelési (hullámhossz) sávokban elnyelik a sugárzást. A legfontosabb elnyelők a vízgőz (H2O), az oxigén (O2), az ózon (O3) és a szén-dioxid (CO2);

  • az aeroszoloktól, amelyek szórják és elnyelik a sugárzást (mind a vulkanikus, mind és tengeri aeroszolok fontosak);

  • a légköri portól, ami szórja a sugárzást (különösen a Szaharából származó por fontos az Atlanti-óceán fölött).

  1. A felszín visszaverő-képessége, ami függ a napsugárzás magassági szögétől (4.4. ábra) és a tengerfelszín érdességétől.

Bal oldalt: Hullámhossz-függő besugárzás (spektrális irradiancia) a légkör felső határán és a tengerszinten egy derült napon. Jobb oldalt: Éves átlagos besugárzási térképek a légkör tetején (felső ábra) és a tengerszinten (alsó ábra)

4.3. ábra. Bal oldal: Besugárzás (spektrális irradiancia) a légkör felső határán és a tengerszinten egy derült napon. A szaggatott vonal a feketetest-sugárzásnak a napsugárzáshoz legjobban illeszkedő görbéje. A standard légtömegek[12] számát m-mel jelölték. Így m=2 esetben a napmagasság 30° a horizont felett (Stewart, 1985). Jobb oldalt: Éves átlagos besugárzási térképek a légkör tetején (felső ábra) és a tengerszinten (alsó ábra) (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter05/Images/Fig5-2s.jpg; http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/7/78/Insolation.png)

A felszín visszaverő-képessége a beesési szög függvényében.

4.4. ábra. A felszín visszaverő-képessége a beesési szög függvényében (Forrás: http://www.lsu.edu/comarge/Solar%20Angle.jpg )

A felsorolt hatások között a napsugárzás beesési szöge és a felhőzet dominálnak. Az ózon, a vízgőz, az aeroszolok és a por általi elnyelés sokkal gyengébb.

Az éves átlagos besugárzás értéke (4.5. ábra) a következő tartományban van:

Balra: az óceán felszínén áthaladó lefelé irányuló napsugárzási áram havi átlaga W/m2-ben derült égbolt esetén, az 1989-es évben, a NASA Langley Kutató Központjának Műholdas Adatelemzési Központjában, a Nemzetközi Műholdas Felhőklimatológiai Projekt adatainak felhasználásával végzett számítások szerint (Darnell et al., 1992). Jobbra: elméleti besugárzás a légkör felső határán, a napállandót 1367 W/m2-nek feltételezve, 23,4398° tengelyferdeség és 282,895° perihélium szög, valamint 0,016704 excentricitás mellett.

4.5. ábra. Balra: az óceán felszínén áthaladó lefelé irányuló napsugárzási áram havi átlaga W/m2-ben derült égbolt esetén, az 1989-es évben, a NASA Langley Kutató Központjának Műholdas Adatelemzési Központjában, a Nemzetközi Műholdas Felhőklimatológiai Projekt adatainak felhasználásával végzett számítások szerint (Darnell et al., 1992). Jobbra: elméleti besugárzás a légkör felső határán, a napállandót 1367 W/m2-nek feltételezve, 23,4398° tengelyferdeség és 282,895° perihélium szög, valamint 0,016704 excentricitás mellett. (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter05/Images/Fig5-3s.jpg; http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/e/e0/InsolationTopOfAtmosphere.png)

4.3.2. Az infravörös sugárzást befolyásoló tényezők

A tenger felszíne gyakorlatilag a tengervízzel azonos (nagyjából 290 K) hőmérsékletű abszolút fekete testként sugároz (a Kirchoff-féle sugárzási törvény szerint, ui. a víz csaknem tökéletes elnyelő). A sugárzás eloszlását a hullámhossz függvényében a Planck-egyenlet adja meg. A 290 K hőmérsékletű tengervíz a 10 μm körüli hullámhosszon sugároz a legerősebben (l. Wien-féle sugárzási törvény). Ezen a hullámhosszon a felhők erős elnyelők, de a vízgőz is szerepet játszik az elnyelésben. A légkör spektrális áteresztőképességének ábrája tiszta (felhőmentes, 23 km-es látástávolságú, tehát csaknem aeroszol- és pormentes), de változó mennyiségű vízgőzt tartalmazó légkörök esetén (4.6. ábra) azt mutatja, hogy a légkör szinte átlátszó bizonyos hullámhosszúságú IR tartományokban. Ezeket légköri ablaknak nevezzük.

A légkör függőleges irányú áteresztőképessége

4.6. ábra. A légkör függőleges irányú áteresztőképessége[13] a 0–28 μm közötti tartományban hat modell-légkör alapján, derült égbolt és tiszta levegő esetén (23 km-es látástávolságot feltételezve) a gázmolekulák és az aeroszolok szórásának (Rayleigh- és Mie-szórás) figyelembevételével. Jól látható, hogy a vízgőz hogyan módosítja az áteresztőképességet a 8–13 μm közötti sávban. Ez tulajdonképpen egy IR légköri ablak lenne, ha éppen a 10 μm-nél levő maximális spektrális kibocsátási intenzitás környezetében nem lenne egy lokális áteresztőképesség-minimum („szürke folt”). Ezért a vízgőznek a QLW-re gyakorolt módosító hatása elég bonyolult és erősen függ a kibocsátó víz hőmérsékletétől. (Selby és McClatchey, 1975). (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter05/Images/Fig5-4.jpg)

A légkör által átbocsátott rövid- és hosszúhullámú sugárzás spektrális eloszlása több különböző forrás alapján. Megjegyezzük, hogy az egyes forrásokból származó spektrumok több helyen jelentősen eltérnek egymástól.

4.7. ábra. A légkör által átbocsátott rövid- és hosszúhullámú sugárzás spektrális eloszlása több különböző forrás alapján. Megjegyezzük, hogy az egyes forrásokból származó spektrumok több helyen jelentősen eltérnek egymástól. (Forrás: http://fgservices1947.files.wordpress.com/2009/03/clip_image0045b45d.gif; http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/7/7c/Atmospheric_Transmission.png)

Egy felhőmentes napon a világűr felé történő hőkibocsátásban, illetve a hővisszatartásban a 8–13 μm között található vízgőzablak játssza a fő szerepet. Az elnyelés más sávokban, mint például a 3,5 μm és 4,0 μm között, a légköri CO2-koncentrációtól függ. A CO2-koncentráció növekedésével ezek az ablakok bezárulnak, és több sugárzás kerül csapdába a légkörben.

Mivel a légkör lényegében „átlátszó” a beérkező napsugárzásra, de eléggé „homályos” a kimenő infravörös sugárzásra nézve, a légkör csapdába ejti a sugárzási energiát (4.7. ábra). Ez a hatás üvegházhatásként ismert. Az üvegházhatás a konvekcióval együttesen a Föld felszíni átlaghőmérsékletét mintegy 33°C-kal megnöveli ahhoz az értékhez képest, ami a légkörmentes – a világűrrel termikus egyensúlyban levő – Földön lenne jellemző.

Ha a felszín sugárzási egyensúlyban lenne a légkörrel, a felszíni hőmérséklet 67 °C lenne. Ez nem történhet meg a felszíni víz párolgása miatt, főleg a trópusi tengerek hűtik a felszínt (Philander, 1998).

A nettó infravörös fluxus függ:

  1. A felhők vastagságától. Minél vastagabb a felhőréteg, annál kevesebb hő távozik az űrbe.

  2. A felhők magasságától, amely meghatározza a hőmérsékletüket, s ezen keresztül befolyásolja azt, hogy mennyi hőt sugároznak vissza a felszínre, ezen belül az óceánba. Ez utóbbi a Stefan–Boltzmann törvény szerint -nel arányos, ahol a felhő (abszolút) hőmérséklete. A magas felhők hidegebbek, mint az alacsony felhők, tehát kevesebb sugárzást bocsátanak ki.

  3. A légköri vízgőztartalomtól. Nedvesebb légkörből a vízgőz elnyelése és visszasugárzása miatt kevesebb hő távozik az űrbe.

  4. A tengervíz hőmérsékletétől. Melegebb víz több hőt sugároz ki. A kisugárzott energia mennyiségét itt is a tengerfelszín-hőmérséklet (SST) határozza meg, -nel arányos.

  5. A hó és jégtakaró kiterjedésétől. A jégfelszín a vízhez hasonlóan fekete testként sugároz ki, de – kisebb (fele akkora) fajhője (cpi) miatt – sokkal gyorsabban lehűl, mint a nyílt vízfelszín: 

A jéggel borított tengerrészek a légkörtől elszigeteltek, tehát nem tudják kifejteni hőtároló és hőátadó szerepüket.

A vízgőztartalom és a felhőzet nagyobb mértékben befolyásolják a világűr felé történő IR kisugárzást, mint a felszínhőmérséklet. A forró trópusi területek kevesebb hőt vesztenek ily módon, mint a hideg sarki területek. Ha a világóceán felszínén az Egyenlítő és a sarkok közötti éves átlagos hőmérsékleti kontraszt durva becsléseként 25 °C-ot veszünk, azaz a Föld egyes területeinek éves átlagos tengerfelszín-hőmérséklet (SST) maximális eltérésére a

becsléssel élünk, akkor a relatív változékonyság . Ekkor a termikus kisugárzás relatív változékonyságára adódik. Ez tehát 42%-os különbséget jelent a sarki és a trópusi területek egységnyi tengerfelszínéről kisugárzott IR sugárzási energia mennyiségében. Ezt az arányt a vízgőz jelenléte, vagy hiánya akár 200%-ra is emelheti.

Az éves átlagos nettó infravörös fluxus értéke a következő viszonylag szűk határok között változik:

,

azaz ennyi sugárzási energia távozik a világűr felé. Ez a trópusokon és a mérsékelt szélességeken eltörpül a besugárzás mellett, de a sarkvidékeken a téli évszakban meghaladja azt. A sarki éjszakák idején ez az egyetlen légköri sugárzási áram. Nem meglepő tehát, hogy a sarki területek mennyire érzékenyek a légköri üvegházhatás változásaira.

4.3.3. A latens hőáramot befolyásoló tényezők

A latens, azaz párolgási hőáramot elsősorban a szélsebesség és a levegő relatív páratartalma befolyásolja. Azonos hőmérséklet mellett, nagy szél és száraz levegő esetén a tengerfelszínről sokkal több (maximális mennyiségű) víz párolog el, mint szélcsend és közel 100%-os relatív páratartalom esetén (minimális mennyiség). A jéggel borított tengerfelszín párolgása sokkal kisebb, mint a nyílt vízfelszíné. Ezért a sarkvidékeken a legnagyobb hőveszteség a jégmentes területekről történik. A jégtakaró és a nyílt víz területi aránya tehát nagyon fontos a sarkvidéki hőmérlegben.

A latens hőáram éves átlagos értéke:

4.3.4. A szenzibilis hőáramot befolyásoló tényezők

A szenzibilis hőáramot elsősorban a szélsebesség és a levegő-tengerfelszín hőmérséklet-különbség befolyásolja. Erős szél és a nagy hőmérséklet-különbségek nagy fluxust eredményeznek. A szél hatását jól érzékeltethetjük, ha arra gondolunk, hogy szélben jóval hidegebbnek érezzük az adott hőmérsékletű (hideg) levegőt, mert több hő szállítódik el testfelületünkről.

A szenzibilis hőáram éves átlagos értéke:



[12] Főként az USA-beli szakirodalomban m=1 standard légtömegnek a légkör átlagos optikai mélységét nevezik, ami értelemszerűen (planparallel közelítés) merőlegesen beeső sugárzásra vonatkozik. Az m=2 légtömeg kétszeres optikai mélységet jelent, amely ténylegesen 30°-os napmagasságnak felel meg, mivel sin 30°=0,5, amivel az optikai mélység fordítottan arányos.

[13] Az ábra felső fele elsősorban a („rövidhullámú”) napsugárzás, míg az alsó fele elsősorban a földi eredetű termikus („hosszúhullámú”) sugárzás szempontjából bír jelentőséggel. Lásd a következő ábrákat.