Ugrás a tartalomhoz

A légkör, mint erőforrás és kockázat

Prof. Dr. Mika János (2013)

Eszterházy Károly Főiskola

2. A mérsékelt öv hullámai, a ciklonok és az anticiklonok

2. A mérsékelt öv hullámai, a ciklonok és az anticiklonok

Ebben a fejezetben a legfontosabb mérsékeltövi képződmények közül a makro-léptékű, azaz pár ezer kilométer lineáris mérettel jellemezhető képződményeket írjuk le. Ezeket a légkördinamika fogalomkörében néha planetáris hullámoknak is nevezzük, minthogy a középső troposzférában (pl. 500 hPa-on, azaz a légkör tömegének felénél), ahol az izohipszák (adott nyomás tengerszint feletti magasságainak közös értékeit összekötő vonalak) már csak ritkán záródnak és inkább nyitott, többé-kevésbé szabályos sinus függvényre emlékeztetőek, egy-egy ilyen hullám az adott szélességi kör számottevő hányadát kitöltheti.

A Földünket körülölelő levegő mozgását befolyásolja továbbá az egyenlítői övezet és a két sarkvidék közötti hőmérséklet-különbség. A Nap nem egyenletesen melegíti a Földet, ezáltal nagy hőmérsékletkülönbségek alakulnak ki. Az Egyenlítő környékén erősebb-, a sarkoknál pedig gyengébb a Nap melegítő ereje. Az Egyenlítő vidékén a földfelszín közelében gyorsan melegedő levegő a magasba emelkedik, és a sarkok felől hideg levegő áramlik a helyére. A magasban ezzel ellentétes irányú a mozgás, azaz kialakul az Egyenlítő és a sarkvidékek között egy, az Egyenlítőnél emelkedő, a sarkoknál leszálló cirkuláció. Pontosabban, ez az egyetlen, ún. Hadley-cella jellemezné bolygónk légkörzését, ha a Föld nem forogna. Azonban, a Föld a tengelye körül forogva, erősen módosítja ezt az áramlást.

Az Egyenlítő és a sarkvidékek közötti nagy hőmérséklet- és nyomáskülönbség következtében úgynevezett nyugatias szelek, futóáramlások keletkeznek. Futóáramlásnak az egész Földet körüljáró, nagy sebességgel és nagy magasságban fújó nyugatias szeleket nevezzük. A legerősebb szelek a Föld 30. és a 60. szélességi fokai között fújnak. Az általános légkörzést a magasabb légrétegekben a nyugatias szelek, a futóáramlások befolyásolják, az alacsonyabb légrétegek alakulásában pedig a különböző légnyomás-övek játszanak fontos szerepet. A meleg Egyenlítő térségében alacsony, a hideg sarkvidéken pedig magas légnyomású öv fonja körbe a Földet. A már említett Coriolis-erő a légkörben örvényeket alakít ki, azaz létrehozza a légkör áramlási rendszereit, más szakmai kifejezéssel: a légnyomási képződményeket, köztük a legjellegzetesebbeket, az időjárás legfontosabb hordozóit, a ciklonokat és az anticiklonokat.

2.1 Frontok és frontális ciklonok

A ciklonok régi partnerei a meteorológusoknak, idestova 150 év óta tudják róluk, hogy a rossz idő hordozói. De, mik is ezek a ciklonok? A múlt század közepén örvénynek, örvénylő viharnak tekintették. Fitz-Roy már 1863-ban felismerte, hogy a mérsékelt övi depressziók a szubtrópusokról származó meleg és a sarki területekről származó hideg áramlás találkozásánál keletkeznek. Később a naponként készített időjárási térképeken a ciklon alacsony nyomású területként, bárikus depresszióként jelent meg. Meghatározták a depressziók pályáit, időjárási viszonyait, elsősorban a gyakorlati előrejelzés céljára. Ez volt az un. izobár-szinoptika korszaka, amit a frontok felfedezése zárt le.

A felfedezés egy fiatal (akkor 21 éves) norvég meteorológus Jacob Bjerknes nevéhez fűződik, aki Vilhelm Bjerknesnek, az elméleti meteorológia napjainkig is legnagyobb személyiségének a fia volt. J. Bjerknes ismerte fel először a ciklonon belüli konvergencia (összeáramlási) vonalakat. Ezt követően J. Bjerknes a két frontot, mint a talaj közeli szélmező konvergencia vonalait, a meleg és hideg légtömegek közötti választófelületet értelmezte. A két konvergencia vonal pedig a ciklon meleg szektorát is közrezárja. A hideg- és melegfront elnevezés azonban csak később, Bergeron javaslatára született meg.

2.1.1 A ciklonfejlődés klasszikus elmélete

Bár a ciklogenezis folyamata sokféle formában játszódhat le, a legtöbb ciklon mégis messzemenően hasonló életciklust mutat. Ezt mutatjuk be a következőkben (2.1 ábra). A ciklonfejlődés stádiumai egymást kb. 12 óránként követik. (A fejlődést animációként is megtekinthetjük. ANIM_2_1_ciklonfejlodes.doc)

2.1 ábra: A ciklon fejődési stádiumai

1.     A ciklon rendszerint vonuló fronton kialakuló kis amplitúdójú hullámként keletkezik. A nyomás süllyedésével együtt csakhamar ciklonális cirkuláció alakul ki a hullám csúcspontja körül, és kialakul a hullámciklon. Ekkor az instabil hullám első fázisában a frontálzónán kezd kialakulni a hideg- és melegfronti szakasz, de a szinoptikus térképen zárt izobárt még nem analizálhatunk.

2.     Fiatal ciklon állapot jön létre, ha az előoldalon szabályos melegfrontot, a hátoldalon szabályos, kifejlett hidegfrontot találunk, és a meteorológiai térképeken egy vagy több zárt izobár analizálható. A ciklonnak azt a térségét, amely a hideg- és a melegfront között van, meleg szektornak nevezzük. A fiatal ciklon felett a tropopauza lesüllyed.

3.     A további fejlődésre jellemző, hogy a hidegfront gyorsabban mozog, mint a meleg, így a két front által határolt meleg szektor egyre keskenyebb lesz. Amint a hidegfront utoléri a melegfrontot, a ciklon okkludálódik – ez az okkludált ciklon állapot. Az okklúzió során, mely először a cikloncentrumban zajlik le, új front keletkezik. A ciklon fölött a tropopauza tölcsérszerűen kezd bemélyedni. A napok múlásával az okklúzió kiterjed a ciklon peremterületeire is, miközben a ciklon középponti részén a meleg szektor már a troposzféra felső rétegeibe szorul.

4.     Az okklúzió előre haladtával a meleg levegő egyre inkább felemelkedik a talajról, és a ciklon egyre inkább homogén hőmérsékletű örvénnyé alakul. Ez az örvényciklon állapot. A talaj közelében a ciklon egyre nagyobb területét hideg levegő tölti ki, a ciklon cirkulációs energiája elfogy, a ciklon feltöltődik, és az okklúziós front feloszlik. A planetáris frontálzóna kisimul, azaz ismét stacionárius fronttá válik.

2.1.2 Cikloncsaládok

A főfrontokon ritkán jön létre egyedül álló ciklonális örvénylés. Rendszerint egyik örvénylés a másik után fejlődik ki ugyanazon a főfronton, és annak mentén ugyanabba az irányba halad. A cikloncsaládok átvonulásánál általában 4-5 különálló ciklon figyelhető meg, ez a szám azonban az egyes esetekben ettől eltérhet. A sorozat első és második tagja a legtöbb esetben már okkludálódott, amikor a sorozat több tagja még fejlődő stádiumban van.

Központi ciklon nak nevezzük a hideg levegőben levő lassú mozgású, mély, nagy kiterjedésű, néha több középponttal rendelkező tartományt. A hőmérsékleti különbségek az ilyen tartományokban általában nem nagyok. Függőleges kiterjedésük nagy: zárt izobárok a troposzféra felső rétegéig is megfigyelhetők, miközben a tengely elhajlása kicsi.

A központi ciklon a különálló frontális örvények és az előző sorozat összeolvadásának eredménye. Az ilyen összeolvadás mély és hosszú ideig tartó depressziót eredményez. A front mentén mozgó ciklonsorozatok is lassú mozgásúvá válnak, és beleolvadnak a központi ciklonba. A beolvadás a központi ciklon élettartamát meghosszabbítja. Az Atlanti-óceánon ilyen központi ciklon az óceán északkeleti részén, Grönland és Európa között helyezkedik el, különösen gyakori Izland közelében.

A peremciklon a főciklon áramlási mezejében kialakuló, de kisebb magasságokig nyúló ciklon. Ilyen ciklonok a főciklon magjától kisebb-nagyobb távolságban alakulnak ki, bárhol keletkezhetnek, szárazföld vagy óceánok felett, magassági vagy felszíni behatások miatt. Európában főként két helyen képződnek peremciklonok: egyrészt a norvég hegyek fölött (skagerraki ciklonok), másrészt a déli Alpok (genovai ciklonok) körzetében. Ez a kapcsolat képződésük körülményeire is rávilágít, minthogy a peremciklonok akadály mögötti örvénylésekként jönnek létre.

A domborzat erősen befolyásolja a peremciklonok mozgását: mivel ezek a képződmények nem nyúlnak túl magasra, a hegyek jelentékenyen módosítják frontjaik haladási sebességét.

2.1.3 A ciklonok időjárása

A fiatal ciklon jellemzője a földfelszínen levő meleg szektor. A ciklon különféle szektorainak időjárását az jellemzi, hogy hol milyen légtömeg uralja a légoszlopot, illetve milyen légtömeg készül a helyét kitölteni (2.2 ábra). Ne feledjük, a front végső soron a különféle tulajdonságú légtömegek éles (a tulajdonságok nagy horizontális gradiensét mutató) választó felülete.

Az előoldalon a melegfront, a hátoldalon a hidegfront időjárása figyelhető meg. A meleg szektorban nyáron instabilitási vonal és ehhez kapcsolódóan Cu, Cb felhőzet, zápor, zivatar, télen nagy kiterjedésű Sc vagy St felhőzet jellemzi, erős párássággal, köddel. A cikloncentrum közelében a St felhőből szitálás, ónos szitálás hullik. A repülés során alacsony felhőalappal, rossz látási viszonyokkal és jegesedéssel számolhatunk a téli időszakban. A cikloncentrumtól északra nyáron konvektív, télen főként réteges szerkezetű felhőzetre lehet számítani.

Érdemes megjegyezni, hogy ezek a felhőtípusok milyen frontokhoz tartoznak, hiszen a természetben járva, segítenek a következő órák markáns változásairól, illetve a gépjárművel megcélzott térségben épp most uralkodó front jellegéről, időjárásáról Erre a kérdésre a 12. fejezetben még visszatérünk.

2.2 ábra: A ciklonok időjárása

Az okkludált ciklon időjárását az okklúziós front nagy kiterjedésű felhő- és csapadékrendszere határozza meg.

               Melegfront előtt:             melegfront felhőzete

                                                            tartós csapadék, ami egybeesik a nyomássüllyedés területével

               A meleg szektorban:        a csapadék megszűnik

                                                            a hőmérséklet emelkedik

                                                            a nyomássüllyedés mértéke gyengül

a ciklon centruma felé haladva gyakoribb felhőzet, St, köd, szitálás (télen)

               Hidegfront előtt:              instabilitási vonal

                                                            hidegfront felhőzete

               Hidegfront:                        zápor, zivatar

                                                            a légnyomás emelkedik

                                                            konvektív felhőzet

                                                            lehűlés.

A hőmérsékletváltozás irányát a front nevéből, a csapadék jellegét pedig a felhőfajták ismeretében tudjuk megérteni és megjegyezni. A légnyomás időbeli alakulásának a kulcsa az, hogy a hideg levegő súlyosabb, mint a meleg levegő, vagyis minél nagyobb hányadát uralja hideg levegő a felettünk levő légoszlopnak, annál magasabb a nyomás. Melegfront érkezésekor ez az arány egyre kisebb, mert jön a meleg levegő, míg hidegfront esetén egyre nagyobb, ahogy a hideg kiszorítja a meleget.

2.1.4 Gyakori ciklonpályák

A ciklonok áthelyeződése szervesen hozzátartozik a ciklontevékenységhez. A ciklonok haladásának leggyakoribb útvonalait többen is leírták a Föld különböző körzeteiben. A legismertebb, Európára vonatkozó összeállítás Van Bebber nevéhez fűződik, (2.3 ábra).

           

2.3 ábra: Ciklonpályák Európában (Van Bebber nyomán)

Az I. pályán mind télen, mind nyáron vonulnak ciklonok. A II. és III. pályán főként télen, a IV. útvonalat pedig leginkább nyáron és ősszel látogatják. Az V/a pálya főleg télen, az V/b pálya tavasszal, valamint októberben gyakori. A ciklonok vonulásának gyakorisága az I. pályán a legnagyobb: télen a ciklonok 31, nyáron 39 %-a vonul itt. A további sorrend: IV. (12 és 22%), majd V. pálya (13-18 %).

A vonuló ciklonok az ún. vezetőáramlással mozognak, annak irányába, sebességének átlagosan 80 %-ával. A vezető áramlás a 3-5 km-es magasságban észlelt áramlás. Az európai ciklonok 57 %-ának sebessége < 27 km/h, 29 %-ának sebessége 27-44 km/h, 15 %-ának sebessége > 44 km/h, de egyes fiatal ciklonok sebessége elérheti a 100 km/h-t is.

A ciklon vonulási sebességét a Palmén-féle empirikus formula írja le, amely szerint

ahol v a szél átlagos sebessége a meleg szektorban a felszínen, ΔT pedig a hőmérséklet- különbség a ciklon területén a hideg és a meleg levegő között, ugyancsak a talaj közeli légrétegekben.

A ciklon vonulási sebessége, tehát annál nagyobb, minél jelentősebb területén a hőmérsékleti kontraszt és minél nagyobb a szél sebessége a meleg szektorban. Okklúzió után a ciklon vonulási sebessége gyorsan csökken, mert ekkor eltűnve a talaj közeli meleg szektor, a DT hőmérsékleti- különbség tart a zérushoz, s az elöregedett okkludált ciklon végül is csaknem veszteglővé válik.

2.2 Az időjárási frontok (Bodolainé Jakus E., 1998 nyomán)

A frontokra vonatkozó tudást azonban alkalmanként át kellett értékelni a megfigyelések sorozatos bővülését követően. A frontok és a ciklon annyira összetartozó jelenség-komplexum, hogy megértésük csak együttesen képzelhető. (Annak ellenére is, hogy méretüknél fogva inkább a mezoléptékű képződmények között kellene őket tárgyalnunk.)

A légtömegek vándorlásuk során egymással találkoznak. Két különböző légtömeget a levegő fizikai tulajdonságaiban éles ugrásszerű változást mutató zóna az időjárási frontfelületi választja el egymástól. A frontfelület nem geometriai értelemben vett vastagság nélküli felület, hanem általában néhány száz méter, esetenként néhány kilométer vastagságú zóna. Az érintkező légtömegek méreteihez képest azonban ez a vastagság elhanyagolhatóan csekély, ezért a frontfelület megjelölés alkalmazható. A frontfelületnek a földfelszínnel való metszésvonala az időjárási front. Az időjárási frontra tehát a levegő fizikai állapotjelzőinek és elsősorban a légtömegek konzervatív tulajdonságainak éles szakadásszerű változása jellemző.

Az időjárási frontok tehát általában 1°-nál is kisebb, igen lapos szög alatt hajlanak a földfelszínhez, s csak ritkán tapasztalunk 1-2° közötti hajlásszöget. A frontfelületek csaknem vízszintes fekvésének az az oka, hogy szomszédos két légtömeg közül a nagyobb sűrűségű hidegebb a légkör alsó szintjeit, a kisebb sűrűségű melegebb pedig a magasabb rétegeket igyekszik elfoglalni a gravitáció miatt, a sűrűség szerinti rétegződésre törekedve.

Minthogy a légtömegek túlnyomórészt mozgásban vannak, a frontfelületek is mozognak. Az egyes légtömegek sebessége azonban nem egyforma, így azok egymáshoz és a frontfelülethez képest is elmozdulnak. Az elmozdulás során a melegebb levegő egy része a ferdén fekvő frontfelülettel párhuzamosan mozgást végez, tehát a frontfelület mentén emelkedő, illetve süllyedő légmozgások alakulnak ki. A frontfelület azon szakaszait ahol emelkedő légmozgások tapasztalhatók anafrontnak, a leszálló légmozgósít szakaszokat pedig katafrontnak nevezik.

Az időjárási frontfelületek jelentősége abban áll, hogy környezetükben nagyszabású függélyes légmozgások lépnek fel. Mint tudjuk, emelkedéskor felhőzet és csapadék keletkezik, süllyedéskor pedig az adiabatikus felmelegedés miatt felhőoszlató hatások érvényesülnek. Az időjárási frontok hossza nem ritkán néhány ezer kilométert is elérhet, így ezek a jelenségek egy időben igen nagy területeket érintenek.

Az időjárási frontokat a szerint osztályozzuk, hogy a frontfelület melyik légtömeg felé mozdul el. Ha a frontfelület a melegebb légtömeg felé mozog, azaz a hideg levegő az aktív, hidegfrontot, ha pedig a meleg levegő hódít teret a hideg rovására, melegfrontot különböztetünk meg. Abban az esetben, ha a frontfelület huzamosabb időn át nagyjából egy helyen marad vagy legfeljebb csak kicsiny váltakozó irányú mozgásokat végez, az ingázó vagy veszteglő front keletkezik. Végül megkülönböztetjük még az okklúziós frontokat, amelyek úgy jönnek létre, hogy az általában gyorsabban mozgó hidegfront utoléri az előtte haladó melegfrontot és a két frontrendszer egybeolvad.

Az időjárási frontokat függőleges metszettel szokás ábrázolni. A frontfelület igen kicsiny hajlásszöge miatt azonban a magassági skálát jelentősen torzítják (kb. 1:50 arányban), így az eredeti hajlásszög helyett 30-40 fokosat vesznek föl a könnyebb ábrázolás érdekében. Következőkben részletesebben áttekintjük a különböző típusú időjárási frontok sajátosságait.

Melegfront esetén a melegebb légtömeg gyorsabban mozog a frontfelület felé, mint ahogy a hideg levegő visszahúzódik, s így a meleg levegő a hideg levegőék hátára mintegy felsiklik. Ezért ezt a frontot felsiklási frontnak is nevezik. A melegfront felülete fölött nagy távolságig kiterjeszkedő egyenletes sebességű emelkedő légmozgás figyelhető meg, amelyben nagy felhőtömegek keletkeznek. Ha egy adott helyen tartózkodva figyeljük meg a felénk közeledő melegfront felvonulását, először a nagy magasságokban (8-10 km) keletkező és a frontfelület felszínnel való metszésvonalát sokszor 600-800 km-rel is megelőző pehelyfelhőket (Ci) észleljük. Ezt a magas szintű rétegfelhők (Cs) követik, majd feltűnik a már egyenletes szürke bevonatot képező középmagas szintű rétegfelhő (As). A felhőzet a frontvonal közeledésével fokozatosan vastagszik, és csakhamar a megfigyelőhely fölé jut az esőrétegfelhő (Ns), amely egyenletes intenzitású esőzést nagy havazást okoz.

A melegfront csapadékzónája széles, elérheti a 200-300 km-t is és a frontvonal előtt helyezkedik el. Az esőréteg felhő alapja nyáron 1000-1500, télen általában 600-800 m-en helyezkedik el, a teteje 6-8 km magasságig nyúlik fel. A front hossza változó, néhány ezer km is lehet. A melegfrontok vonulása általában lassú, a front környezetére jellemző geosztrófikus szélsebességnek kb. 60 %-ával haladnak. A front előtt a légnyomás süllyedése figyelhető meg, majd a front áthaladása után a nyomássüllyedés megáll, a csapadékhullás megszűnik és az ég fokozatosan kitisztul.

Hidegfront akkor jön létre, ha a hideg levegő gyorsabb mozgása során ékszerűen benyomul a meleg légtömeg alá, s azt mintegy fellöki a magasba. Az emelkedés ennek következtében nem egyenletes, mint a melegfrontnál, sőt a hidegfront felülete mentén leszálló légmozgások is kialakulnak (katafront jelensége). A frontfelület mentén fellépő erőteljes feláramlások gomolyos típusú felhőzetet hoznak létre, s ha a frontfelület előtt fekvő meleg levegő feltételesen ingatag egyensúyi helyzetű, a felhőzet függélyes. kiterjedése nagy lesz, megjelenik a zivatarfelhő (Cb) is. A hidegfrontok jellegzetes csapadéka a záporeső, illetve hózápor, itt keletkezik a mérsékelt övi jégesők és zivatarok túlnyomó többsége is.

A talaj közeli front az időjárási térképen egy elméleti frontfelületnek a talajjal alkotott metszésvonala. A valóságban nem vonal, csak a térképek méretarányai miatt ez a szűk zóna a talajtérképen vonalként jelenik meg. A zóna szélessége a magassággal növekszik. A front mentén a hőmérséklet, nedvesség, stb. ugrásszerűen változik.

A hidegfrontoknak változatos megjelenési formájuk van. A két alapforma közül az elsőfajú hidegfrontoknál a hideg levegőben nagyobb a frontra merőleges szélkomponens, mint a meleg levegőben, így azt megemeli. Az emelkedő meleg levegő nedvessége kondenzálódik. Az emelés olykor olyan heves, hogy a csapadék formája zápor lesz, és sokszor zivatarok is kialakulnak. A zivatarok a frontvonalra fűződnek fel, ilyenkor zivataros hidegfrontról beszélünk. A csapadékzóna a front mögött helyezkedik el. A hidegfrontnak ez a szerkezete a ciklon centrumától távolabbi területre jellemző.

A másodfajú hidegfront a ciklon centrális területeire jellemző. A frontra merőleges szélkomponens a magassággal nő, és a magasban a talaj közeli frontot megelőzi. A csapadék zöme a talaj közeli hidegfront előtt, a meleg szektorban hullik. A talaj közeli hidegfronthoz csak keskeny csapadéksáv tartozik, de csapadékmentes is lehet. A frontzóna mögötti hideg levegőben leáramlás van, amely az elsőfajú hidegfrontoknál csak jóval a csapadékzóna mögött jelentkezik. A második típusnál a leszálló mozgás gyorsan bekövetkezik, amelynek szárító hatása miatt a friss, tiszta levegőben a vízszintes látástávolság megnő, távoli tárgyak is tiszta, ragyogó kontúrokkal láthatók.

A hidegfrontok gyorsabb mozgásúak, mint a melegfrontok, haladási sebességük a front környezetére jellemző geosztrófikus szélsebességnek általában 80-90%-a. A hidegfront átvonulásának további jellemző kísérőjelensége a légnyomás hirtelen, mintegy ugrásszerű megnövekedése, a hőmérséklet csökkenése, a megélénkülő, sőt gyakran viharossá fokozódó szél és a levegő átlátszóságának javulása.

Okklúziós folyamat akkor játszódik le a ciklonok áramlási mezejében, amikor a hidegfront utoléri a melegfrontot, miközben a meleg levegő a magasabb rétegekbe emelkedik. Meleg és hideg okklúziós frontot különböztetünk meg. Meleg okklúzió alkalmával az eredeti melegfront előtt hidegebb levegő van, mint a záródó hidegfrontnál, hideg okklúziónál fordítva. A csapadékfolyamat a melegfrontéhoz hasonló.

A front- és ciklonfejlődést az egyesített hőmérsékleti és nyomási mezőben az un. termobárikus mezőben lehet tanulmányozni. Megjelenését az időjárási térképen lehet követni. A ciklon a frontális hullám elörvényesedéséből keletkezik a termobárikus mezőben. A ciklon és front fejlődésének négy stádiumát a 2.4ábra szemlélteti. Az első a keletkezési fázis, a frontális hullám, amely a magassági termobárikus mező gyenge összeáramlási zónája alatt található (2.4.a ábra). A második fejlődési fázis a fiatal ciklon nyitott meleg szektorral (2.4.b ábra), miközben a magassági termobárikus mezőnek még kicsi az amplitúdója. A harmadik fejlődési fázisban a ciklon frontjai okkludálódtak (2.4.c ábra), a magassági hullám amplitúdója nagyobb lett, a hidegfront mögötti teknő és az előoldali gerinc megerősödött. A ciklon tengelye a magasban a hideg levegő irányába hátrahajlik mindaddig, amíg a ciklon hőmérsékleti mezeje aszimmetrikus. Az okklúziós folyamat többféleképpen fejeződhet be.

Két típusa van:

a.)    A ciklon megtelik hideg levegővel és hideg örvényként létezik még tovább, vagy a talajközeli rétegekben a súrlódás ezt a ciklont felszámolja, de a magas légkörben, mint magassági hideg légcsepp, hideg örvény folytatja életét.

b.)    Az okkludált ciklon meleg levegője a ciklon centrumát spirálisan megkerüli (2.4.d ábra), gyorsan fejlődő mérsékeltövi viharciklonokra jellemző ez a típus.

A frontális és ciklonális folyamatokhoz szorosan hozzátartoznak a magas- és alacsonyszinti jet-stream-ek. (Magyar elnevezése a futóáramlás, azonban a hazai szinoptikus meteorológiai irodalomban a nemzetközivé vált jet, jet-áramlás terminológiát használjuk.) A jet-áramlások a rendkívül erős szél koncentrált zónái. A felső troposzférai, tropopauza közeli szubtrópusi és poláris jet a szubtrópusi, illetve a poláris fronthoz kapcsolódik. Az utóbbiak földrajzi helyzetüket erősen változtatják, és így jelentős szerepük van a frontális folyamatok fejlődésében. A felső troposzférai jetek több ezer km hosszúak, több száz km szélesek, függőleges kiterjedésük 4-5 km. A jet magjában a szél sebessége 75-80 m s-1-t is eléri. A jetek szokásos megjelenítése izotacha (az egyenlő sebességi értékeket összekötő vonal) mezőikkel történik. A jet sebességeloszlásához mind horizontális, mind vertikális irányban meghatározott konvergencia, divergencia és örvényességi kép tartozik, és ez utóbbiak konfigurációi játszanak szerepet a frontális és ciklonális folyamat alakításában.

A magas- és alacsonyszinti jetek együttes jelenléte a hidegfront zónájában olyan konvergencia, divergencia mezőt létesít, ami a front előtt járulékos fel-, a front mögött leáramlást okoz. Ezt a struktúrát a 2.5 ábra sematikusan szemlélteti. A jetek okozta prefrontális feláramlás is hozzájárul a heves zivatarok kialakulásához ebben a zónában.

2.4.a

2.4.b

2.4.c

2.4.d

2.4 ábra        A ciklon és a frontok fejlődésének modellje

                       Jelmagyarázat:

                  A vékony vonalak az 1000, a vastag vonalak az 500 hPa-s felület izohipszái, a szaggatott vonalak az 1000-500 hPa-s réteg relatív izohipszái.

                  „A” az alacsony, „M„ a magas nyomás, „H” a hideg, „M” a meleg terület jele (Kurz, 1977).

               Az alacsony jetek a súrlódási rétegben (1200 m alatt) találhatók. Két féle alacsony jet létezik, a melegszektorbeli és az anticiklon peremén futó több maggal jellemezhető objektum. A melegszektorbeli alacsonyszinti jetek fontos szerepet töltenek be a meleg, nedves levegő szállításában és a hidegfront előtti konvergencia-vonal kialakításában. Magjuk sokszor 3-400 m-en található, ahol 25-30 m s-1 szél lehet, miközben a talajon szélcsend van. Ilyen szélprofil nagyon veszélyes lehet a repülés számára. Nagy erdőtüzeknél hozzájárulhat a tűz fokozódásához. Szemben a magas jettel az alacsonyszinti jetek mezo-, esetenként közöttes léptékű képződmények.

2.5 ábra: A magas- és alacsonyszinti jet által létrehozott fel- és leáramlás sémája a frontálzónában (Bennetts at al., 1988).

               A ciklonok áramlási rendszerébe a frontokon és jeteken kívül az 1.1. táblázatban (1. Fejezet) feltüntetett meleg, nedves és hideg szalagok is beletartoznak. Felfedezésüket a radar- és műholdfelvételek alkalmazásán túl az izentropikus analízis felhasználása tette lehetővé.

A meleg, nedves szállítószalag (MNSZ) az alacsony szélességek alacsonyszinti meleg, nedves levegőjét szállítja a ciklon centrális részei fölé, miközben 1000 m-ről ~9000 m-ig emelkedhet. Többnyire párhuzamos a hidegfronttal. Nedvessége a melegfront környékén kondenzálódik, sokszor széles csapadékzónát okozva. A hideg szalag (HSZ) a melegfront előtt húzódik, és a ciklontól északkeletre lévő anticiklon alacsonyszinti áramlásában keletkezik. Emelkedése gyenge, de a melegfront felőli oldalán a felszálló mozgás erősebb. Amikor kibukkan az MNSZ alól, vagy a ciklon centruma körül áramlik, vagy egybeolvad az MNSZ-szel. A harmadik áramlási struktúra a felső troposzférából, a teknő hátoldaláról leáramló száraz, hideg levegő. A talaj közeli hidegfront mögött sokszor kettéválik, és egyik ága beáramlik az MNSZ fölé, amelynek levegőjét labilizálja, és így heves csapadékot, vonalba rendezett zivatarokat okoz. A szállítószalagok és a hidegfront kölcsönös helyzetének elvi modelljét, horizontális és vertikális metszetben a 2.6 ábra mutatja.

A 2.6a ábrán az ana-hidegfront horizontális metszetén az MNSZ baloldala felől a hidegfront fölé emelkedik és előredől a melegfront és a ciklon centrális területi irányába. A 2.6b -n ennek megfelelően az MNSZ a hidegfront fölé áramlik. A konvektív mozgás és a csapadék a talaj közeli front vonalában koncentrálódik. Nyáron itt vannak a zivatarok. A kata-hidegfront elvi modelljén, a 2.6c ábrán az MNSZ párhuzamos a hidegfronttal, de a melegfront fölé emelkedve jobbra fordul. Az MNSZ alatt a hidegszalag is látható, valamint a meleg szektor fölé tartó hideg, száraz felső-troposzférai áramlás. A 2.6d ábrán a vertikális metszeten látható, hogy a magas szinti hideg áramlás kettéválik. Egyik ága beáramlik az MNSZ fölé, a másik a talaj közeli hidegfront mögé. A felső ág az MNSZ levegőjéhez képest hidegebb, és azt labilizálja. A konvektív mozgás az alacsony jet környezetében kezdődik. A vonalba rendezett zivatarok sokszor pusztító erejű, prefrontális instabilitási vonalat alkotnak.

2.6a

2.6b

2.6c

2.6d

2.6 ábra: A frontok és a szállítószalagok helyzetének sémája horizontális és vertikális metszeten. A sűrűn pontozott nyilak a meleg-nedves szállító szalagot, az üresen hagyottak a hideg áramlást jelölik. q w a nedves potenciális hőmérsékletet jelenti (Browning szerint). a és b a hideg anafrontnak, c és d a hideg katafrontnak felel meg.

2.3 Egy kivételesen erős mérsékeltövi ciklon, a Kyrill (2007. január)

2007. január 17-én és 18-án a Kyrill viharciklon okozta Európa szerte a heves szélviharokat. A Kyrill ciklon igen gyorsan alakult ki és gyorsan söpört végig Európán. A légtömeg kompozit képből készült 2 és fél napos filmen (ANIM2_2_Kyrill.avi) nyomon követhetjük ezt a gyors mozgást.

2007. január közepén heves szélvihar söpört végig Európán. A vihar előbb Angliára, majd a Benelux államokon keresztül Németországra, Csehországra és Lengyelországra tört, de nagy szelet okozott a Baltikumban is. A széllökés erőssége többfelé elérte a 120 km/h sebességet, sőt néhány helyen még a 150 km/h-t is meghaladtahttp://owww.met.hu/pages/szel20070123.php#tabl1. A vihar Európa-szerte emberáldozatokat követelt, legkevesebb 44 halottat. Az anyagi veszteségek is óriásiak voltak, az épületek mellett a legtöbb kár a villamoshálózatot érte, a szél által letépett vezetékek illetve kidőlt fák miatt, továbbá több országban is megbénult a közlekedés.

Az ilyen típusú viharok az Atlanti térségben alakulnak ki, és Európa partjainál vagy a kontinens fölött mélyülnek ki, legfőbb sajátosságuk a szokatlanul gyors fejlődés, áthelyeződés. Középpontjukban rendkívül alacsony légnyomási értékek fordulnak elő. Ezért gyakran viharciklonoknak is nevezik őket, a különösen heves rendszereket személynevekkel illetik. Ez a ciklon a Kyrill nevet kapta. Írásunkban röviden ismertetjük a viharciklon kialakulását, fejlődését és az általa okozott eseményeket.

Amikor a ciklon már Magyarországot is elérte, átmenetileg újra megerősödött, de már csak néhol, elsősorban az ország középső és északkeleti részein okozott zivatarokat. A front a hajnali órák folyamán fokozatosan áthaladt hazánkon, felhőzete többnyire záporos csapadékot adott (2.7 ábra). Hazánkban a legnagyobb szélsebességet Siófokon, ahol 108 km/h-s széllökést mértek. Magyarországon a vihar rendkívülisége abban ált, hogy az előoldali szél az éjszakai órákban képes volt közel 30 m/s-os lökéseket okozni, illetve példátlanul erősek voltak a magassági áramlások. A délnyugati szél számottevő víztömeget sodort át a Balaton keleti medencéjébe, átmenetileg kb. 50 cm-rel megnövelve annak vízszintjét.

2.7. ábra: országos, kompozit radarképek 2007. január 19-én 03:15 UTC-kor, Az ábrák alján levő skálán a visszavert radarjel intenzitásának értékskáláját láthatjuk dBz-ben megadva.A front ekkor már gyengítve érkezett. Veszélyt elsősorban a tartósan erős szél okozott.

Elmondható, hogy a számítógépes előrejelzéseknek köszönhetően, Európa felkészülhetett a viharra. A hatóságok intézkedéseket tettek a várható természeti csapás kivédésére, az óvintézkedések nélkül valószínűleg sokkal több emberéletet követelt volna a vihar.

2.4 Az anticiklonok időjárása

Az anticiklonok nyomáseloszlása a ciklonokéval ellentétes, a légnyomás maximuma a középpontban van és az anticiklon szegélye felé csökken, úgyhogy a bárikus gradiens a centrumból a szélek felé irányul. Az anticiklon középpontjában a tengerszinti légnyomás meghaladhatja az 1050 hPa-t, sőt a Belső-Ázsia fölötti téli anticiklonokban olykor 1080-1090 hPa közötti értékek is előfordulhatnak.

Az anticiklonban az izobár-felületeknek kupola alakjuk van, a képződmény középpontja fölött kidomborodnak és a szélek felé lesüllyednek. A szél (az északi félgömbön) az anticiklon középpontja körül az óramutató járásával megegyezően fúj az izobárok mentén. Az alsóbb szintekben a talaj közeli súrlódás miatt a légáramlás az anticiklon centrumából spirálisan kifelé tart, tehát ott szétáramlás (divergencia) lép fel, s ezért az anticiklon belsejében leszálló légmozgások keletkeznek, amelyek a felhőzet feloszlását eredményezik.

Az anticiklonok valamivel egyszerűbb struktúrájú képződmények, amit szelídebb időjárási eseményeik is mutatnak. A leszálló mozgás következménye a derült száraz idő. Az anticiklonoknak három típusa van.

A szubtrópusi meleg anticiklonok stabil képződmények és függőleges irányban is magasba nyúlnak. Formájuk ellipszishez hasonló, amelynek nagy tengelye WSW-ENE irányú.

A hideg, téli kontinentális anticiklonok a szárazföldek északi részein alakulnak ki, például az orosz síkságon vagy Szibéria felett. Ezek sekély képződmények, magasságuk 2000 m körüli. A Kárpát-medencébe történő áthelyeződésüket gyakran kivédi a Kárpátok koszorúja.

A magyarországi időjárás szempontjából is fontosabbak az un. közöttes anticiklonok, amelyek a ciklon sorozatok között, a hidegfront mögött alakulnak ki. A Kárpát-medencébe nyugatról, északnyugatról áthelyeződő hidegfrontokat az Azori anticiklonok ékszerű benyúlása, az ún. Azori anticiklon-orrhelyzet követi, amelyet sok esetben tartós szélviharok, záporok kísérhetnek.

Az anticiklon középső részén talajfrontok általában nem analizálhatók. A nagy térségre kiterjedő (1-2 ezer km átmérőjű) mérsékelt övi állandósult anticiklonok területén a leszálló légmozgás és az ennek folytán kialakult zsugorodási inverziók nyáron gátolják a konvektív felhők vertikális kifejlődését, nem ritkák az 1-2 hétig tartó felhőmentes, és ennek következtében nagyon meleg időszakok. Télen, késő ősszel és kora tavasszal az anticiklon állandósulása a talajon nagy térségű ködzóna kialakulásához vezet, a magasban pedig zárt St felhőzet jön létre. Ez utóbbiból szitálás hullhat, így alacsony felhőalappal, rossz látási viszonyokkal és jegesedéssel kell számolni. Gyakori az ún. hideg légpárna kialakulása.

Fejezetünk végén megmutatjuk, hogy a szinoptikus elemzés miként ábrázolja egetlen térképen a ciklonokat, az anticiklonokat és a frontokat (2.8 ábra). A konkrét gyakorlati órán feldolgozott (helyben végzett mérésekhez is kötődő) időjárási helyzetben jól megfigyelhető az egymás utáni három időpontban a képződmények átalakulása, fejlődése és megszűnése is.

2.7 ábra: Európa nyomási képződményei 2008 november 6-8-án az Országos Meteorológiai Szolgálat Időjárási Napijelentésének analízise szerint. Jelölések: A - alacsony nyomás (ciklon), M - magas nyomás (anticiklon)

A fejezethez két rövid filmet is kiválasztottunk. Az első (FILM_2_1_geosztrof.avi) műholdas megfigyelések és magaslégköri analízisek kombinálásával megmutatja, hogy a felhőzet Európa felett egy mozgalmas időjárású napon, 2009. november 15-én nagy pontossággal a 400 hPa-s magassági szint izohipszáival párhuzamosan haladtak, azaz ezen a napon is érvényes volt rájuk (erre a szabad légkörben található, azaz súrlódástól mentes nyomási szintre).

A második film (FILM_2_2_felho_webcam.avi) ugyanennek a napnak a felhő-vonulását hazánk területén érzékelteti, a műholdak mellett a felszínen elhelyezett, s az égbolt felé irányuló webkamerák felvételei alapján. A webkamerákat a OMSZ működteti. A műholdfelvételek a METEOSAT megfigyelések nyomán készültek.