4.4. A hőmérlegben szereplő áramok meghatározása mérésekkel és számításokkal

4.4.1. Direkt meghatározási módszerek

Csak egy elméletileg pontos módszer van a tengerfelszín feletti planetáris határrétegben[14] (planetary boundary layer, PBL) a turbulens impulzusáram, valamint a turbulens diffúziós szenzibilis és latens hőáram meghatározására. Ez pedig az adott mennyiségek közvetlen mérése. Ezek a mérések még ma is eléggé költségesek, és – expedíció[15] jellegük miatt – általában nem alkalmasak éghajlati átlagok, vagy egyéb éghajlati jellemzők meghatározására. A közvetlen méréseket általában csak más turbulens áramokat számító módszerek kalibrálására használják.

A közvetlen mérések a turbulens áramok definíciós egyenlőségeiben szereplő, a turbulenciát (turbulencia-testeket, turbulent eddies) jellemző rövid idejű állapothatározó-fluktuációk mérését jelentik. A turbulencia Reynolds-féle elméletének megfelelően

  1. a turbulens impulzusáram függőleges irányú összetevője:

,

(4.8)

  1. a turbulens szenzibilis hőáram függőleges irányú összetevője:

,

(4.9)

  1. a turbulens latens hőáram függőleges irányú összetevője:

.

(4.10)

A képletekben az időbeli integrál-átlag képzés időtartama , ami a légköri turbulencia jellemző időskálájának felső határa. A képletekben megjelenő mennyiségek a turbulens fluktuációk kovarianciái, ezért a közvetlen számítási módot angolul „eddy covariance technique” névvel illetik. A mérési eredményekből tehát csupán ezen kovarianciák képzése az áramok meghatározásához szükséges számítás.

A közvetlen számításhoz szükséges mérésekkel szembeni követelmények a következők:

  1. A méréseket a planetáris határréteg felszínközeli alrétegében[16], általában a tengerfelszíntől 30 m-es magasságban kell végezni, mert a fluxusok e szinttől a felszínközeli réteg felső határáig már nem függenek a magasságtól (s így a szélirány is állandó). Szárazföldi felszín esetén 10–15 m az optimális műszer-telepítési magasság, de tengerfelszín esetén a hullámzás miatt ezt célszerű megnövelni.

  1. A méréseket gyakori (legalább 2–3 másodpercenkénti) mintavételezésű elektronikus műszerekkel kell végezni, amelyeknek mérési alapelve általában nem egyezik meg a hagyományos műszerekével.

  • A sebesség-összetevők mérésére elvileg alkalmasak a digitális propelleres szélmérők, de inkább a Doppler-elven működő akusztikus anemométereket használják (4.8. ábra).

Ultrahangos áramlásmérők (anemométerek) különböző fajtái

4.8. ábra. Ultrahangos áramlásmérők (anemométerek) különböző fajtái (Forrás:http://www.novalynx.com/images/200-7000.jpg; http://www.novalynx.com/images/200-7200.jpg; http://www.novalynx.com/images/200-81000-200.jpg; http://www.metek.de/tl_files/pictures/product_categories/20110314_Ultrasonic%20Anemometer.jpg)

  • A hőmérséklet mérésére az ellenállás-hőmérők (4.9. ábra) és az akusztikus anemométerek egyaránt alkalmasak (utóbbiak a hőmérséklet négyzetgyökével arányos adiabatikus hangsebesség mérésével).

Ellenállás-hőmérők egy meteorológiai állomáson

4.9. ábra. Ellenállás-hőmérők egy meteorológiai állomáson (Forrás: http://www.sciencephoto.com/image/427288/530wm/C0108876-Electrical_resistance_thermometers-SPL.jpg)

  • Végül a légnedvességet a lézerfény differenciális gyengülésének mérésén alapuló lidar (4.10. ábra) méri a fenti gyakori mintavételezési igényeknek leginkább megfelelően.

Differenciális elnyelésű LIDAR működés közben

4.10. ábra. Differenciális elnyelésű LIDAR működés közben (Forrás:http://energydynamicslab.com/company/images/aglite-ligar.jpg)

  1. Mint az a definíciós képletekből látszik, az u, v, w szélkomponensek, a T abszolút hőmérséklet és a q specifikus nedvesség fluktuációinak (u’, v’, w’, T’ és q’) együttes mérése szükséges a közvetlen számításokhoz.

A sugárzási áramok mérése

A turbulens áramokkal szemben a sugárzási áramok mérésére jól bevált eszközök vannak, és a Meteorológiai Világszervezet globális mérőhálózatában rendszeresen és összehangoltan folynak a rövid- és hosszúhullámú sugárzásmérések. Az adott témában releváns teljes (direkt és szórt) rövidhullámú sugárzást piranométerekkel[17] vagy aktinométerekkel, míg a hosszúhullámú sugárzást pirgeométerekkel[18] mérik (4.11. ábra). A teljesség kedvéért megjegyezzük, hogy a direkt (a Nap irányából érkező) napsugárzást pirheliométerekkel, míg a rövid és hosszúhullámú sugárzás összegét pirradiométerekkel[19] lehet mérni.

Sugárzási áramok mérésére szolgáló műszerek

4.11. ábra. Sugárzási áramok mérésére szolgáló műszerek. (Forrás: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/5/53/Hukseflux_radiometer_sr11_photo.jpg ; http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/f/fe/Hukseflux_Pyranometer_SR03.jpg ; http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/0/00/Net_radiometer_nr01_hukseflux.gif )

Jel

Változó

Érték és mértékegység

cp

A levegő fajhője

1030 J· kg-1 · K-1

CD

Ellenállási tényező

(0,44 + 0,063 U10)·10-3

CL

Latens hőátadási tényező (Smith, 1988 nyomán)

 1,35 · 10-3

C

Szenzibilis hőátadási tényező (Smith, 1988 nyomán)

 0,9 ·10-3

LE 

Párolgási hő 

 2,5 · 106 J/kg

Fajlagos/Specifikus légnedvesség 

kg (vízgőz)/ kg (levegő) 

qa 

Fajlagos/Specifikus légnedvesség a tengerfelszín felett 10 méterrel

kg (vízgőz)/ kg (levegő) 

qs 

Fajlagos/Specifikus légnedvesség a tengerfelszínen

kg (vízgőz)/ kg (levegő) 

QS 

Szenzibilis hőáram 

W/m2 

Q

Latens hőáram 

W/m2 

Ta ,ta 

Léghőmérséklet a tengerfelszín felett 10 m-rel

K, ill. °C 

Ts ,ts 

A tengerfelszín hőmérséklete 

K, ill.°C 

T', t' 

Hőmérsékleti fluktuáció 

K, ill. °C

T*

Dinamikus hőmérséklet

K, ill. °C

u' 

Horizontális sebesség (szél-) fluktuáció

m/s 

u* 

Súrlódási sebesség 

m/s 

U10 

Szélsebesség a tengerfelszín felett 10 m-rel 

m/s 

w' 

Vertikális sebesség fluktuáció

m/s 

ρ

A levegő sűrűsége 

1,294 kg/m3 

Szélhajtás (wind stress)

Pa 

4.1. táblázat. A hőmérleg-összetevők és az impulzusáram számítási formuláiban használt mennyiségek és jelöléseik

4.4.2. A hőmérleg indirekt számítási módszerei: átlagokból történő számítás (bulk formulas)

A turbulens impulzus-, hő- és nedvességáramot meghatározó fluktuációk közvetlen méréseinek hiányában az áramokat közelítőleg meghatározhatjuk a jóval könnyebben mérhető átlagmennyiségekből is. Ezeket a képleteket – a címben jelzett, magyarra majdnem lefordíthatatlan – angol kifejezéssel tömbösített, vagy átlagolt képleteknek nevezzük. Levezetésük, illetve alkalmazásuk azon alapul, hogy a turbulens viszkozitás, illetve a turbulens diffúzió folyamatát a hasonló jellegű molekuláris szintű folyamatokkal azonos mechanizmusúnak tekintjük, és az ott érvényes képleteket alkalmazzuk rájuk. Egyes esetekben viszont nagyobb méretű, makroskálájú fizikai folyamatok analógiájára alkotunk formulákat, mint pl. a merev testek csúszási súrlódásának képlete.

A leggyakrabban használt, átlagokon alapuló számítási képletek a következők:

(4.11)

(4.12)

(4.13)

ahol az egyes tagok magyarázatát lásd a 4.1. táblázatban.

Az oceanográfiában a felszíni levegőt jellemző átlagos mennyiségeket – a szárazföldi mérésektől eltérően – egységesen a nyugvó vízfelszíntől számított 10 m-es magasságban mérik, mivel az ennél alacsonyabban elhelyezett műszerek mérési adatait a hullámzás erősen befolyásolhatja.

4.4.3. A hőmérleg-összetevők és egyéb áramok meghatározásához szükséges mérések, számítások és adatok

A léghőmérséklet (Ta) mérése bójákra, esetleg hajókra szerelt hőmérőkkel történhet. Műholdas távérzékelés útján a felszínközeli léghőmérséklet nem mérhető. A tengerfelszín-hőmérséklet (Ts) mérése szintén történhet bójákra, esetleg hajókra szerelt hőmérőkkel, de a léghőmérséklettől eltérően a világűrből infravörös-sugárzásmérőkkel (mint például az AVHRR) végzett mérések adatai is kielégítő pontosságúak.

A levegő specifikus nedvességének (qa) meghatározása ugyancsak bójákra, esetleg hajókra szerelt hőmérőkkel történik. A tengerfelszínnel közvetlenül érintkező levegőt telítettnek szokás venni, hőmérsékletét pedig a tengerfelszín-hőmérséklettel azonosnak. A tengerfelszíni telítési specifikus nedvességet (qs) ezért a tengerfelszín-hőmérsékletből (Ts) számítják, a Clausius–Clapeyron egyenlet alkalmazásával, mely szerint , azaz a telítési specifikus nedvesség csak a hőmérséklettől függ[20].

Tekintsük át végül összefoglalóan a hőmérleg egyes összetevőit alkotó áramok gyakorlati mérését, illetve kiszámítását. A kiszámítandó fluxusok a következők: 1. besugárzás, 2. nettó infravörös sugárzás, 3. szenzibilis hő, 4. vízveszteség (párolgás) és a vele kapcsolatos latens hő, 5. vízbevétel (csapadék), 6. egyéb, tengervízben oldott anyagok: gázok és aeroszolok. Ezen kívül 7.-ként a mozgásmennyiség (impulzus) áramot is számolni kell. Ez utóbbi nem közvetlen összetevője a hőmérlegnek, de értékének ismeretére több hőmérleg-összetevő (4.1. táblázat) számításához szükség van.

Először is célszerű lerögzíteni a számítások szükséges pontosságát (a mérések pontosságát a 4.2. táblázat mutatja be). Általában ±15 W/m2 pontossági követelményt szokás állítani, mivel megközelítőleg ez az a hőmennyiség, amely a 100 m vastagságúnak feltételezett kevert réteg hőmérsékletét ± 1°C-kal meg tudja változtatni.

Változó

Pontosság

Megjegyzések

Szélsebesség

± 1,5 m/s

Eszköz hiba

± 1,5 m/s

Mintavételi hiba (havi átlag)

Szél stressz

± 10%

Légellenállási együttható hibája

± 14 Pa

Feltételezve, hogy 10 m/s a szélsebesség

Napsugárzás

± 5%

Havi átlagos érték

± 15 W/m2

Havi átlagos érték

± 10%

Napi átlag

Eső arány

± 50%

 

Csapadék

± 10%

5° × 5° terület TRMM (Tropical Rainfall Measuring Mission)

Nettó hosszúhullámú sugárzás

± 4–8%

Napi átlag

± 15–27 W/m2

Latens hőáram

± 35 W/m2

Napi átlag

4.2. táblázat. A szél és a hőmérleg-összetevők űr-távérzékeléssel végzett méréseinek pontossága

Az átlagos szélsebesség és a szélnyomás kiszámítása közvetlenül a felszíni (bójákról és hajókról végzett), valamint műholdas szkatterométeres[21] mérések adataiból történik.

A besugárzást elsősorban a műholdakon elhelyezett, a látható fény tartományában mérő radiométerek adataiból számítják ki. Még ma is előfordul, hogy a műholdas adatok mellett a hajókon végzett felhőzet-megfigyelések adatait is felhasználják, bár ezek ellenőrizhetetlen és kétségtelenül alacsony pontosságú (nagy hibával terhelt), lényegében kvalitatív adatok. A földfelszíni mérési adatoknak a használatból való kiszorulását bizonyítja, hogy az 1990-es évektől kezdve a Nemzetközi Műholdas Felhő-klimatológiai Projekt (International Satellite Cloud Climatology Project, ISCCP) adatait használják, mint alapvető globális felhő-klimatológiai adatbázist (Darnell et al., 1988; Rossow és Schiffer, 1991). A besugárzás kiszámítása a szokásos felszín-légkör albedó koncepció alapján történik. A klasszikus elképzelés az volt, hogy a légkör külső határára érkező napsugárzás egy része visszaverődik a felhőzetről, a maradék hányad pedig eléri a felszínt, és onnan a felszínalbedónak megfelelő része ugyancsak visszaverődik a világűrbe. Az 1990-es években Cess et al. (1995) és Ramanathan et al. (1995), munkáiban megjelent az a feltételezés, hogy a felhők és a magas koncentrációjú vízpára elnyelésén keresztül a légkörben elnyelődő hőmennyiség sem elhanyagolható. Ezt a hatást is figyelembe véve a besugárzás a

(4.14)

képletből számítható, ahol S = 1365 W/m2 – a napállandó, A – a rendszer-albedó és C – a légköri gázok és vízcseppek (felhőcseppek) együttes elnyelése. A besugárzást egyrészt a műholdakon elhelyezett, a felhőzetet észlelő radiométerek (pl. AVHRR) adataiból számítják, másrészt a gázok elnyelését empirikus abszorpciós függvények segítségével közelítik. Az így elvégzett számítások hibája 5–7% körüli.

Belépő vízáram (csapadékmennyiség): A vízmérleg és bizonyos mértékben a hőmérleg egyik legnehezebben kiértékelhető összetevője a csapadékmennyiség, annak nagy tér- és időbeli változékonysága miatt. A bójákon, vagy hajókon elhelyezett hagyományos, vagy billenőedényes automata csapadékmérőkkel végzett mérés csaknem lehetetlen, mivel az óceánon a csapadékhullást gyakran erős szél kíséri és a hajók felépítménye is eltorzítja az esőcseppek pályáját. Ezért általános az alulmérés. Az óceánok feletti globális csapadékeloszlás mérésére ezért a korszerű távérzékelő rendszerek a legalkalmasabbak. A legpontosabbnak a mikrohullámú sugárzásmérők és a meteorológiai radarok együttes használatán alapuló területi csapadékátlag számítások bizonyultak az 1997-ben sorra került Trópusi Esőmérési Expedíció (Tropical Rain Measuring Mission, TRMM) során. A gyakorlatban a trópusokra is és más földrajzi szélességeken/re végzett mérések és számítások során is a numerikus előrejelzési modellek kezdeti mezőiből (NWP analysis or first guess) indulnak ki, és a szokásos adatasszimilációs eljárásokkal illesztik hozzájuk a felszínen mért vagy távérzékelt csapadékadatokat. Hosszabb időszakokra (klimatológiai időskálán) végzett elemzések során NWP reanalízisekből[22] indulnak ki (4.12. ábra). A legnagyobb hibaforrás a csapadék-mezők előállítása során a kis-skálájú (rácsméret alatti, vagy szubgrid skálájú, legtöbbször konvektív felhőkből hulló) csapadékok figyelmen kívül hagyása, illetve a radar által mért csapadék-intenzitás (dBz) adatok csapadékösszeggé való átszámítása. Mindezek miatt általában csak a durva, 1–5° felbontású (átlagolt) globális csapadékmezőket szokták megbízhatónak tekinteni.

A nettó hosszúhullámú sugárzást nem könnyű kiszámítani, mert függ a felhők magasságától és vastagságától, valamint a légköri vízgőz vertikális eloszlásától. Ezért ezt a karakterisztikát is adatasszimilációval szokták előállítani a numerikus időjárás-előrejelzési modell-produktumokból, és a rádiószondás vertikális nedvesség-profilokból.

A globális átlagos csapadékmennyiség (mm/nap) az ECMWF 40 éves reanalízis projekt alapján számítva

4.12. ábra. A globális átlagos csapadékmennyiség (mm/nap) az ECMWF 40 éves reanalízis projekt alapján számítva (Kallberg et al 2005). (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter05/Images/Fig5-5.png)

A kilépő vízáramot (párolgást) és a hozzá kapcsolódó latens hőáramot – az átlagokon alapuló képletek alkalmazásával) – a tengerfelszínen (bójákról, illetve hajókról) végzett mérésekből származó, az ICOADS adatbázisba gyűjtött, relatív páratartalom-, vízhőmérséklet- és szélsebesség-értékekből számolják. Ezeket az áramokat általában nem műholdas adatokból számítják, mert a műholdas eszközök nem elég érzékenyek a tengerfelszín közeli vízgőztartalom és telítettség meghatározására. Talán a legjobb fluxusokat a numerikus időjárási modellek analízis mezőiből végzett számítások adják.

A szenzibilis hőáramot a levegő és az óceán hőmérséklet-különbségéből, valamint a felszíni mérésekből származó szélsebességből, esetleg a numerikus időjárási modellek eredményeiből számítják. A szenzibilis hőáram szinte mindenhol kicsi, kivéve télen a kontinensek keleti partjain, amikor a hideg, sarkvidéki légtömegek jelentős mennyiségű hőt vonnak el a meleg, nyugati határ menti áramlatoktól (pl. Golf-áram). Ezeken a területeken ismét a numerikus modellek adják a fluxusok legpontosabb értékeit. A fluxus-átlagértékek hosszú adatsorát ugyanakkor a felszíni (elsősorban hajókról végzett) szél-, valamint lég- és vízhőmérséklet adatok alapján lehet a legpontosabban meghatározni.

4.4.4. A hőmérleg összetevői és az óceán-légkör közötti egyéb áramok adatbázisai

A fentiekből már nyilvánvaló, hogy sok forrásból származó és nagyon különböző tartalmú és formátumú adat-együttesekből álló adatbázis segítségével lehet csak meghatározni azokat az alapvető rezsim-paramétereket, amelyek a világóceán és a globális légkör közötti kölcsönhatásokat jellemzik. Ennek megfelelően komplex adatbázisok és megjelenítő rendszerek szükségesek a gyűjtött információ minél teljesebb áttekintéséhez.

A felszíni és a műholdas mérési adatok együttes felhasználásával lehetséges csak globális térképek készítése a fluxusokról. A fluxusok átlagértékei hosszú (klimatikus) adatsorának térképei a hajókról végzett mérések 150 évének adat-együtteséből készültek, különösen az északi féltekén. Ezeket a múlt szempontjából pótolhatatlan és emiatt igen értékes adatokat, mivel térben és időben ritkák, napjainkban egyre inkább felváltják a műholdas távérzékelési adatok (bár helyenként pontatlanabbak, mint a hagyományos mérési adatok).

A leghasználhatóbb fluxus-térképek a 3. és 4. generációs műholdas adatsorok és a felszíni megfigyelések kombinálásával készíthetők a numerikus időjárási modellek outputjai –mint first guess – felhasználásával. A továbbiakban néhány széles körben használt oceanográfiai adatbázist tekintünk át, felsorolva az összeállításukhoz felhasznált adatforrásokat is.

A Nemzetközi Átfogó Óceán-Légkör Adatbázis (International Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set, ICOADS) – felszíni adatok

A hatalmas mennyiségű távérzékelt adat ellenére még ma is a hajókon végzett megfigyelések által összegyűjtött adatsor a leggazdagabb tengeri információforrás (főleg klimatológiai időskálán). A fenti adatbázis létrehozói, Slutz et al., (1985) a következőképpen írják le tengeri megfigyelési adatok gyűjtésére, szerkesztésére, összefoglalására és közzétételére vonatkozó erőfeszítéseiket.

1854 (a krími háború s az azt eldöntő ún. balaklavai vihar) óta sok ország vesz részt az időjárás és a tenger állapotának rendszeres megfigyeléseiben, az időjárási paraméterek és a tengerfelszín jellemzőinek mérésében. Ezek a mérések és megfigyelések természetesen magukon hordozzák a hajó útvonala és a hajózási időszak által képviselt véletlenszerűséget, tehát nem tekinthetők rendszeresnek. A későbbiekben rögzített földrajzi helyeken állomásozó hajókról, bójákról és más műszerplatformokról (pl. repülőgépekről) végeztek megfigyeléseket, s ezek már kvázi rendszeresnek voltak tekinthetők. A megfigyelési és mérési adatokat rögzítő ún. „tengerállapot-jelentéseket” számos szervezet számos helyen gyűjtötte. Az így felgyülemlett hatalmas adathalmaz, amely időben a 19. század közepétől napjainkig terjedő időszakot öleli fel, képezi az óceáni mérési történeti adatbázist.

A fentiekben leírt időben és térben hatalmas ívű adatbázist jelentette meg azután az ICOADS akronim néven az USA Óceáni és Légköri Hatósága (National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA) (Woodruff et al., 1987).

Az ICOADS 2.3. kiadása mintegy 213 millió jelentést tartalmaz a tenger állapotáról, amelyek az 1784–2005 időszakra vonatkoznak és bójákon, egyéb észlelési platformokon, valamint kereskedelmi hajókon végzett mérésekből és megfigyelésekből származnak. Az adatbázis minőség-ellenőrzött adatokat tartalmaz, melyek közül a kis valószínűséggel hiteles adatokat kiszűrték. A jelentések egyenként 22 légköri és óceáni jellemző adatból állnak, melyek közül 8 direkt mérési adat, a többi pedig számított mennyiség. Az adatbázisban összegyűjtött adatok alapján a mért mennyiségekre (léghőmérséklet, tengerfelszín-hőmérséklet, szélsebesség, tengerszinti légnyomás, légnedvesség és felhőzet) és az ezekből számított 11 egyéb jellemzőre nézve 14 statisztikai jellemzőt határoztak meg és ábrázoltak térképes formában.

Az adatgyűjtemény alapvetően három adattípusból áll: 1) különálló jelentések, 2) az egyes jelentésekből összeállított 2°x2° felbontású, éves havi összesítők az 1800–2005 évekből, ugyanilyen, csak 1°x1° felbontású összesítők az 1960–2005 időszakból, és végül 3) évtizedes havi összesítők. Az adatokat többszörös minőségellenőrzésnek vetették alá, melynek során egyes hibásnak, vagy megbízhatatlannak ítélt adatokat – az eredeti jelentésekben megtartva és megjelölve (flagging) – az átlagolásból kihagytak, illetve interpolált adattal helyettesítettek (trimming out).

Az ICOADS adatbázist – egyedülálló értéke miatt – sokszoros minőségellenőrzésnek vetették alá az elmúlt évek során. Összefoglalóan azt állapították meg, hogy az északi félgömbre vonatkozó adatok megbízhatóan használhatók, míg a déli félgömbre vonatkozók kevésbé megbízhatók és szisztematikus hibákkal terheltek. Glecker és Weare (1997) az ICOADS adatokból az átlagokon alapuló formulákkal levezethető áramok pontosságát vizsgálták az 55°É és a 40°D szélesség körök közötti övezetben. Azt találták, hogy az adatokból képezett zonális átlagok szisztematikus hibákat tartalmaznak. A besugárzás értékek a magasabb szélességeken ±10 W/m2, míg a trópusokon ±25 W/m2 hibát tartalmaztak. A számított hosszúhullámú kisugárzás-értékek csupán ±7 W/m2 hibájúak voltak. A legnagyobb hibákkal terheltek a számított latens hőáram-értékek voltak: hibáik az északi óceáni területeken ±10 W/m2-től a trópusi óceánok nyugati térségeiben jellemző ±30 W/m2-en keresztül egészen a nyugati peremáramlásokra (Golf-áramlat, Kuroshio) jellemző ±50 W/m2 ig terjedtek. Josey et al. (1999) a teljes hőmérleg pontosságát vizsgálta és azt találta, hogy annak jellemző hibája az ICOADS adatokban ±30 W/m2. A vizsgálatok alapján DaSilva, Young és Levitus a 4.15. ábrán látható korrekciókat javasolta.

Műholdas távérzékelési adatok

Különböző korábbi műholdas távérzékelési projektekből számos nyers és feldolgozott adat származik, de a továbbiakban mi csak az utóbbi mintegy két évtizedből származó egységesen feldolgozott adatokról teszünk említést, mivel az adott vizsgálatokhoz ezek használhatók. A műholdas adatok különböző feldolgozottsági fokúak, amelyeket a 4.3. táblázatban foglalunk össze.

Szint

Adattípus és feldolgozás módja

1

Műholdas adatok eredeti villamos jel formátumban (pl. volt, ohm stb.)

2

Geofizikai mértékegységekbe átszámított 1. szintű adatok a műhold mérési helyére és mérési időpontjára vonatkoztatva (pl. m/s, K stb.)

3

A 2. szintű adatok meghatározott helyre és időpontra (általában egy megadott rácshálózat szögpontjaira) interpolálva

4

A 3. szintű adatok térbeli és időbeli átlagai, vagy belőlük levezetett további mennyiségek (egyéb statisztikai jellemzők, vagy származtatott mennyiségek)

4.3. táblázat. Műholdas adatok feldolgozottsági szintjei

Az alábbiakban felsoroljuk azokat a legfontosabb meteorológiai műholdakat, amelyek a világóceán folyamatos operatív megfigyelését végzik:

  1. A NOAA által üzemeltetett poláris pályán keringő meteorológiai műholdak,

  2. az USA Védelmi Meteorológiai Műhold Programja (U.S. Defense Meteorological Satellite Program, DMSP) poláris pályán keringő műholdjai, amelyeken Speciális Mikrohullámú Érzékelő/Képfelvevő (Special Sensor Microwave/Imager, SSM/I) eszközöket helyeztek el,

  3. a NOAA által üzemeltetett USA geostacionárius meteorológiai műholdak (GOES), a japán geostacionárius műhold (GMS), és az Európai Űrügynökség (ESA) által üzemeltetett európai geostacionárius műholdak (METEOSAT, MSG).

Az operatív meteorológiai műholdakon kívül számos olyan tudományos célú, kísérleti műhold van, amelyek – illetve a rajtuk elhelyezett műszerek – adatokat szolgáltatnak a világóceánról. Ezek közül a legfontosabbak:

  1. A Nimbus–7 műholdon elhelyezett Földi Sugárzásmérleg Mérő Műszerek (Earth Radiation Budget Instruments),

  2. A Földi Sugárzásmérleg Kísérlet (Earth Radiation Budget Experiment, ERBE) keretében felbocsátott Földi Sugárzásmérleg Mérő Műhold (Earth Radiation Budget Satellite),

  3. Az Európai Űrügynökség Földi Sugárzási Műholdjai (Earth Radiation Satellites, ERS–1 & –2),

  4. A Japán Korszerű Föld-megfigyelő Rendszer műhold (ADvanced Earth Observing System, ADEOS) és a Midori műhold,

  5. a Quikscat,

  6. a Föld Megfigyelő Rendszert (Earth Observing System, EOS) alkotó Terra, Aqua és Envisat műholdak,

  7. a Trópusi Esőzés Mérő Akció (Tropical Rainfall Measuring Mission, TRMM) és

  8. a Topex/Poseidon és az azt helyettesítő Jason–1.

A sok forrásból gyűjtött műholdas adatokat különböző állami szervezetek gyűjtik, tárolják és dolgozzák fel. A tovább-feldolgozás során állnak elő azok a fluxus adatok is, amelyek a jelen fejezet témáját képezik.

Az adatfeldolgozást végző intézmények és szervezetek, illetve a keret-projektek:

Globális Csapadék-klimatológiai Projekt (Global Precipitation Climatology Project, GPCP)

Ez a projekt lényegében mind a három fő adatforrás-típust felhasználja a teljes Földre kiterjedő csapadék-eloszlások előállításához:

  • infravörös hőképek a kumulusz és kumulonimbusz felhők magasságáról a GOES műholdakról. Mint ismeretes, ezek a felhők annál fejlettebbek, s így annál több csapadékot szolgáltatnak, minél magasabban van a felhőtető-magasságuk. A felhőtető pedig a troposzféra magassággal monoton csökkenő hőmérséklete miatt annál hidegebb, minél magasabbra nyúlik fel (a trópusokon nem ritkán 15–18 km-re). A felhőtetők IR hőmérsékleti adatai tehát jó közelítéssel megadják magasságukat, s ezen keresztül tűrhető pontosságú konvektív csapadékbecslést tesznek lehetővé;

  • szárazföldeken, tengeri bójákon és hajókon végzett hagyományos csapadékmérések adatai;

  • a hulló csapadékelemek által kibocsátott rádiójelek, melyeket az SSM–I műszer rögzít.

A projekt során 1987 júliusától 1995 decemberéig 2,5°x2,5°-os rácshálózaton, mintegy 1 mm/nap pontosságú adatokat gyűjtöttek az egész Földre (Huffman et al., 1995, 1997). Az adatok a NASA Goddard Űrrepülési Központjában érhetők el. A másik nevezetes, 17 évet átfogó adatsor Xie és Arkin (1997) nevéhez fűződik, akik 7 különböző csapadékmérő és távérzékelő eszközzel mért adatokat integráltak az NCAR/NCEP reanalízis rendszer alapján. Az adatok felbontása a Huffman-féle adatokéval megegyező.

Numerikus időjárás-előrejelzési modell-eredmények reanalízise

A hőmérleg-összetevőket és a fluxusokat a korábbiakban leírt légköri modell reanalízis projektek során is kiszámították. Ezek az adatok azért értékesek, mert folytonos mezők, illetve rögzített rácshálózat pontjaihoz tartozó adatok, amelyek konzisztensek a felhasznált modell dinamikájával, tehát nincsenek bennük belső ellentmondások. A modellek futtatásához elvégzett folyamatos adat-asszimiláción keresztül a mérési és távérzékelt adatok információtartalmát is figyelembe veszik. Az adatasszimilációs ciklusok 6 órás időtartamához igazodóan 6 óránként, tehát rendkívül sűrű időbeli felbontásban hozzáférhetők a fluxus-adatok is. Ugyanakkor végül is ezek valamiképpen „mesterséges” adatok, amelyekben csak egy meghatározott részt képviselnek a közvetlen mérési eredmények. Mint ismeretes, Európában főként az ERA-40 (ECMWF) reanalízis adatokat használják, míg az USA kutatói általában az NCAR/NCEP reanalízis adatokra támaszkodnak. Az adatok között vannak a szélhajtás, a szenzibilis és latens hőáramok, a rövid- és hosszúhullámú sugárzási áramok, a felszíni hőmérsékleti és csapadékmezők.

A számított fluxusok pontossága

Mind a légkör, mind az óceán éghajlati skálán történő modellezése során, de elsősorban a jelen klímamodellezésének élvonalát jelentő kapcsolt légkör-óceán dinamikai klímamodellekben (Atmospheric-Oceanic General Circulation Models, AOGCMs) alapvető (mondhatni axiomatikus) kérdés, hogy milyen pontossággal vagyunk képesek ezeket a kölcsönhatási tényezőket reprodukálni modelljeinkben. A szükséges pontosság hiányában ugyanis kizárólag hamis rendszer-válaszokra számíthatunk. Ha a természetben fennálló dinamikus egyensúly e két éghajlati alrendszer között a modellben megbomlik, fiktív egyirányú fejlődés indul meg, amely szisztematikus modell-hibákhoz vezet. Pl. az óceánból a légkörbe globális átlagban fiktív hőáram indul meg, amely a (modellezett) óceánfelszín szisztematikus hűléséhez és egyben a modell-légkör szisztematikus melegedéséhez vezet. A fluxusok pontosságával kapcsolatos legutóbbi eredmények nem túl biztatóak e tekintetben. Az eredmények a következőkben összegezhetők:

  1. A két létező reanalízis projekt eredményei egymáshoz közeli globális átlagot adnak, ugyanakkor igen nagyok a területi különbségek. A NASA Goddard EOS adatok reanalízise sajnos még nagyobb hibákat mutat. A fentiek bizonyítása Taylor (2000) és Chou et al. (2004) közleményeiben található meg.

  2. Eléggé egyértelműnek látszik, hogy ezek a hibák pontosan abból származnak, hogy numerikus előrejelzési modellek kezdeti feltételeiből származtatták őket. Ez utóbbi modelleket pedig – alaptudományos szempontból sajnálatos módon – „hangolták” annak érdekében, hogy az általuk érintett területre minél pontosabb időjárás-előrejelzéseket adjanak. Ennek eredményeképpen a – melléktermékként származtatott – fluxusok pontatlanabbak lehetnek, mint akár a szórványos felszíni mérésekből származó értékek.

  3. A köd és az alacsony szintű stratus felhőzet rossz minőségű szimulációja a modellekben lehet az egyik elsőszámú oka a fenti gyenge minőségű fluxus szimulációknak.

  4. A numerikus modellekből leszármaztatott fluxusok – sajnos – zonális átlagban is igen jelentős eltéréseket mutatnak az ICOADS adatoktól. A különbség helyenként eléri a 40 W/m2 értéket.

  5. Az időjárás-előrejelzési célokra létrehozott numerikus modell-rendszerek– mind a mai napig – nem igénylik és ellenőrzik a légkör-óceán hő-transzport dinamikus egyensúlyi feltételének teljesülését. Ez talán nem is lenne olyan nagy baj, ha az ERA-40 adat-együttes nem adna 3,7 W/m2 hőáramot a légkörből az óceánba (40 év átlagában), amíg az NCAR/NCEP reanalízis adatokból ugyanerre az időszakra nem adódna 5,8 W/m2 hőáram az óceánból a légkörbe. Mindennek betetőzéséül az ICOADS adatokból számított érték ~16 W/m2 hőáram a légkörből az óceánba.

Bár Taylor (2000) megjegyzi, hogy nincsen ideális adatbázis ezekre a „létfontosságú” fluxusokra, záró megjegyzésként meg kell jegyeznünk, hogy a légkör-óceán energiaáram pontos meghatározása továbbra is egyike marad napjaink rendszer-elméletű éghajlat-modellezése alapvető megoldatlan problémáinak.



[14] A légkör földfelszínnel érintkező rétege, ahol a mikroskálájú turbulencia által létrehozott turbulens „csúsztatási feszültségek” és turbulens „viszkozitási erő” már nem hanyagolható el a felette fekvő szabad légkörben fellépő erőhatások mellett.

[15] Nem folyamatos, hanem csak bizonyos időszakra kiterjedő, nem mindig egységes előírások szerint végzett mérési kampányok.

[16] A planetáris határrétegnek a felszínnel közvetlenül érintkező 50–200 m vastagságú alrétege, amelyben a turbulens viszkozitási erők domináns szerepet játszanak, nagyságrendileg felülmúlják az összes többi légköri erőhatást. Ennek következtében a turbulens áramok a magassággal nem változnak, állandó értékűek.

[17] A piranométerek üvegbúrával fedettek, amely a földi termikus sugárzást gyakorlatilag nem engedi át, így a zenit felé fordított érzékelőjükkel a teljes rövidhullámú napsugárzást mérik.

[18] A pirgeométerek az összes számba vehető hullámhosszú sugárzást átengedő lupolen búrával fedettek, és érzékelőjüket lefelé fordítják, hogy a felszín felől a zenit felé irányuló sugárzási áramot mérjék.

[19] A pirradiométerek szintén lupolen búrával fedettek, de felfelé fordított érzékelőjükkel az égbolt félteréből érkező rövid- és hosszúhullámú sugárzás összegét mérik.

[20] Lásd pl. Götz–Rákóczi: A légkör dinamikája.

[21] Felszíni szél mérésére szolgáló aktív távérzékelő műszer, melynek mérési elve a hullámok szóródásán alapul.

[22] A meteorológiában és a klimatológiában ma már széles körben alkalmazott reanalízis technika azt jelenti, hogy az elmúlt 50–60 évben készített napi, vagy még sűrűbb időbeli felbontású meteorológiai analízis térképeket – adott globális időpontra (UTC) vonatkozó mérésekből interpolált felszíni és magaslégköri meteorológiai állapothatározó-mezőket – a jelenlegi legmodernebb adatasszimilációs, azaz tágabb értelmű interpolációs módszerekkel a nyers mérési adatokból újra előállítják, s így összehasonlíthatóvá teszik, mivel kiszűrik a módszertani inhomogenitásokat. A két legismertebb reanalízis adatbázis az ECMWF-ben (ERA-40) és az NCEP-ben (NCEP-NCAR RA) található.