Vízügyi Közlemények, 1991 (73. évfolyam)
3-4. füzet - Szesztay Károly: Az éghajlatváltozás vízgazdálkodási és hidrológiai vonatkozásai
266 Szeszt ay Károly térszín közeli légrétegeket melegítve létrehozza a felszálló légáramlásokat mihelyt a kialakuló függőleges hőmérsékleti gradiens meghaladja az egyensúlyi állapotra jellemző adiabatikus gradiens értékét. A felszálló légáramlások általában a térszínközeli rétegekben alakulnak ki, de esetenként a troposzféra egészére kiterjednek; a közvetlen hőátadáson és a felszálló légáramláson alapuló „száraz" fűtés tehát a troposzféra egészét érinti. Ezzel szemben a légköri vízpára kicsapódásakor keletkező hőmennyiség útján történő „nedves" fűtés csak a h\ felhőképződési szint (14. ábra) feletti légrétegeket melegíti. Ilyen módon a troposzféra függőleges irányú hőháztartási dinamikáját meghatározó gradiensek alakulásában (14. ábra) három szakasz különböztethető meg (Szesztay 1990): - A térszínen a párolgás termodinamikai és hidrodinamikai sajátosságainak megfelelően mind a hőmérsékletben (T), mind a páranyomásban (e) ugrásszerűen csökkenés (szintbeli gradiens) alakul ki. Ennek nagyságát a térszíni elpárolgás intenzitása határozza meg és mindenkori értékét a térszíni hőmérséklet (T s) és a térszíni páranyomás (e ä), illetve az ezeknek megfelelő telítettségi páranyomás (e 0) és a harmatponti hőmérséklet (T d) alapján lehet számszerűsíteni. A térszíni gradiens szakasznak a troposzférában bekövetkező teljes páranyomás csökkenéséhez viszonyított nagyságát a párolgási intenzitást (E) meghatározó E = A (\ - R s) e 0 (6) összefüggés 1-Я, tényezője adja meg, amelyben Rs = e* e» (7) a térszíni relatív nedvesség. Ha a (6) képlet olyan térszíni egységekre vonatkozik, amelyekben belül az e 0 és az e s érték közelítően állandó és a párolgást térszíni vízhiány nem korlátozza, a képlet A tényezője a párolgási folyamat fizikai állandóiból levezethető konstans számérték. Globálisan, vagy nagytérségi alkalmazás esetén az A tényező értékét ismert (a mai) éghajlati állapotra meghatározható tapasztalati tényezőnek kell tekinteni és számértékét magukkal az éghajlati mutatókkal is össze kell kapcsolni, például az A, = A 0 R s i (8) képlet szerint, ahoM 0 az R s = 1 határhelyzethez tartozó számérték (Szesztay 1990). - A térszínnek a T s - T c l hőmérséklet különbséggel és az e 0 - e s páranyomás különbséggel mérhető hidrodinamikai túlhevítettségc a légkör alsó rétegeiben a térszíntől távolodva általában fokozatosan csökken és abban a h\ magasságban ahol az e h tényleges páranyomás megegyezik az adott T h léghőmérséklethez tartozó telítettségi páranyomással a túlhevített alapot megszűnik: a felszálló légáramlásokban megkezdődik a párakicsapódás, megindul a felhőképződés (Götz-Rákóczi 1981). A troposzférának ezt a páradinamikai határhelyzetet jelentő szintjét az időjárásjelzési gyakorlatban általában a h\ = 125 (T s - T d) (9)
