Vízügyi Közlemények, 1956 (38. évfolyam)

2. füzet - VII. Kisebb közlemények

•514 Kisebb közlemények Mivel magasabb hőmérséklethez nagyobb telítési gőznyomás tartozik, nyilvánvalónak tűnhet, hogy a talajszinten az éghajlati feltételeken belül lehető legnagyobb harmatpontot és a legkisebb magasság szerinti hómérsékletcsökkenést kellene felvennünk. Csakhogy a hőmérsékleteloszlásnak és az ezzel járó magasság szerinti légsűrűség-rétegezettségnek korlátokat szabnak a levegőtömeg egyensúlyi követelményei. A levegőtömeg egyensúlyi helyzete akkor van biztosítva, ha alul a legnehezebb (legsűrűbb) és következésképp a leghidegebb, felfelé pedig egyre ritkább, melegebb rétegek helyezkednek el. Azt, hogy valamely levegőréteg ,,könnyebb"-e, mint az alatta levő, a közönséges (műszerrel mérhető) hőmérséklet alapján még nem tudjuk közvetlenül megítélni, hiszen a levegő fajsúlya a hőmérsékleten kívül a nyomástól is függ. A levegő ugyanis különböző nyomáson különböző térfogatot tölt ki; az emelkedés során kisebb nyomás alá kerülve pl. térfogatát csak munkavégzés árán tudja megnövelni és ezt a munkát saját belső energiájából, saját hőtartalmának a rovására kénytelen elvégezni. A termodinamika a gázoknak ezt az állapotváltozását adiabatikus (hőcsere nélküli) változásnak nevezi. A levegőrétegek hőtartalmát tehát csak akkor hasonlíthatjuk össze, ha őket a különböző nyomásszintekről adiabatikusan valamilyen egységes alapnyomásra „áthelyezzük". Az aerológiában az adiabatikus változások során állandó ún. potenciális hőmérsékletet 1000 millibárra szokás vonatkoztatni. Ha a levegő rétegezettsége olyan, hogy benne a közönséges hőmérséklet a magassággal az adiabatikus változásnak megfelelően csökken, a levegőtömeg egyensúlya meg. éppen biztosítva van, egyensúlyi állapota közömbös, Ha a műszerrel mérhető hőmérséklet ennél kevésbé csökken a magassággal, a levegő egyensúlyi állapota stabilis, ha viszont a csökkenés az adiabatikusnál nagyobb mértékű, a légtömeg labilis és benne függőleges irányban tömegáthelyeződés indul meg az egyensúly helyreállítására. Az ilyen labilis légtömegekben indulnak meg tehát a felfele áramló mozgások, amelyek a megemelt levegőt adiabatikusan tágítják, és az ezzel járó lehűlés miatt nedvességgel telítik. A telítettség elérése után további emelkedéskor megindul a nedvességtartalom kicsapódása. A lehetséges legnagyobb csapadékot adó légtömeg esetében feltételezik, hogy már az aljától líezdve teljes kiterjedésében nedvességgel telített, így már a legkisebb emelkedéskor is ad csapadékot. A nedvesség kicsapódásakor felszabaduló kondenzációs hő viszont mérsékli az adiabatikus lehűlést, mert az emelkedés során állandóan hozzáadódik a levegő saját hőkészletéhez. A telített levegő emelkedésekor a hőmérséklet tehát az adiabatikusnál kisebb mértékben, az ún. nedves-adiabatikus vagy pszeudo-adiabatikus állapotváltozásnak megfelelően csökken a magassággal. Ebből következik, hogy a telítetten nedves levegő egyensúlyi helyzetét (stal)iiis, illetve instabilis állapotát) itt már a pszeudo-adiabatikus rétegezettségnek megfelelően ésszerű felvenni. Ennél erősebb hőcsökkenéskor ugyanis az alacsonyabb harmatpontok miatt a levegőnek csak kisebb nedvességtartalma lehet, ha pedig a hőmérséklet a pszeudo-adiabatikusnál kevésbé csökken a magassággal, a levegő stabilitása — bár nagyobb víztartalom telíti — elleneszegül a kicsapódást előidéző emelő erőknek. Az alapfeltevés szerint a legnagyobb lehetséges csapadék akkor keletkezik, ha egy nedvességgel telített, a környezetéhez képest instabil egyensúlyi állapotban levő meleg légtömegre a legerőteljesebb zápor mechanizmusa hat. Ehhez két különböző, száraz hideg és nedves meleg, légtömeg jelenlétére van szükség. Ahhoz, hogy az optimális légtömeg páratartalma csapadékká, mégpedig a lehetséges legnagyobb csapadékká váljék, szükséges, hogy a leghatékonyabb zápor mechanizmusához a feltételek adva legyenek. A meleg légtömeg addig marad meg környezetéhez viszonyítva instabil egyensúlyi állapotában, ameddig valamely emelőerő (ciklontevékenység, helyi felmelegedés, frontális vagy orografikus hatás) következtében meg nem indul benne a feláramlás. (A meleg légtömeg ugyanis nem teljes terjedelmében, hanem csak a front övezetében emelkedik fel és adja le csapadéiiát.) Az emelőhatás a meleg légtömeg labilitási energiáját felszabadítja, és olyan erővé alakítja át, amely egy meleg nedves légoszlop feláramlását biztosítani tudja. A légoszlop megemelkedése következtében a kontinuitás miatt a levegőt konvergens áramlásnak kell pótolnia az alsó légrétegek-