Péczely György: Éghajlattan (Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest, 1998)
3. Fizikai klimatológia - 3.1 Az éghajlat-meghatározó tényezők
A különböző felszínek fölött kialakuló hőmérséklet szempontjából igen fontos a szubsztrátum talajának a fajhője, amelynek fogalmával a 2.4.2 fejezetben már megismerkedtünk. A fajhő különbségei azonos hőenergia-bevétel esetén is különböző mértékű felmelegedést idéznek elő. A földfelszínt alkotó néhány főbb anyag fajhőjét a 3.6. táblázat tartalmazza. Ezen anyagok közül a szárazföld felszínét alkotó kőzetek és a víz mutatja egymással szemben a legeltérőbb fajhőt. Akad kőzetünk és talajunk, amelynek fajhője csak ötödrésze a víz fajhőjének. A fajhő és az anyag sűrűségének ismeretében kiszámíthatjuk, hogy egy adott energiabevétel, illetve energiakiadás menynyivel változtatja meg a térfogategységnyi anyag hőmérsékletét. Azt a hőenergiamennyiséget, amely az adott test 1 m3-nyi anyagának a hőmérsékletét 1 fokkal emeli hőkapacitásnak (K) nevezzük s értéke K= e-cCm^-kg-s^K-1). (3.1.5-1) A hőkapacitást tehát különböző anyagok esetén úgy kapjuk meg, hogy a 3.6. táblázatban feltüntetett sűrűség és fajhő értékeket összeszorozzuk. Látható, hogy a víz hőkapacitása kétszerese a különböző talajok hőkapacitásának. Ennek az a következménye, hogy adott hőbevétel esetén egy adott vastagságú talajréteg hőmérséklet-emelkedése kétszer akkora, mint az ugyanolyan vastag vízrétegé. Egyenlő mennyiségű hőkiadás esetén azonban a kétszeres hőkapacitású víznek csak fele annyi a hőmérséklet-csökkenése, mint a száraz talajé. Ezért a víz lassabban melegszik fel, de lassabban is hül le, mint a szárazföld. A besugárzásból nyert hő a talajban vezetéssel terjed és csak vékony rétegbe hatol be, míg víz esetén a hőterjedést a konvekció nagyban elősegíti. így Közép-Európában a talaj évi hőmérséklet-változása csak 10—12 m-ig mutatható ki, míg a mélyebb alpi tavakban 60 m-es mélységben is észlelhető, sőt az óceánokban helyenként 300—400 m-ig megfigyelhető a hőmérséklet évi változása. A mélyebb tavak, tengerek tehát a nyári évszakban jelentős hőmennyiséget tárolnak, amit télen leadva jelentősen emelik a fölöttük levő légoszlop és a környező partközeli légtér hőmérsékletét. Érdekes számszerűen is jellemeznünk az óceánok és szárazföldek különböző hőtározódását. A mér. sékelt öv óceánjaiban a vízhőmérséklet évi változása 100 m-es mélységig még jól kimutatható- A Csendes-óceán északi részén az 50° szélességen végzett több éves mérések szerint a 0—100 m közötti vízoszlop évi átlagos hőmérséklet-változása 4°-ra tehető. Ugyanakkor hasonló földrajzi szélességen a kontinenseken a talaj évi hőmérséklet-változása 10 m-es mélységig követhető nyomon. A 0—10 m közötti talajoszlop évi átlagos hőmérséklet-változására 6,5° adódott. Ismerve a víz, a talaj sűrűségét és fajhőjét, valamint a hőmérséklet-változást mutató egységnyi keresztmetszetű víz-, illetve talajoszlop tömegét, könnyen meghatározható az a Q hőenergia, amit a víz, illetve a talaj az évi felmelegedéskor a felszín felől átvett, s az évi lehűléskor a felszínnek átadott. Ha a hőmérséklet A Tévi változása z vastagságú és egységnyi keresztmetszetű, tehát z térfogatú anyagban volt megfigyelhető, fennáll Q = AT-q-c-z. (3.1.5-2) A megfelelő értékek a vízre: AT— 4 K, q = 1000 kg -m-3, e = 4187 m2-s-2 «K.-1, z— 100 m8, a talajra: 164
