Ugrás a tartalomhoz

Botanika III.

Dr. Ács Éva, Dr. Kiss Keve Tihamér, Balogh János, Dr. Nagy János, Dr. Czóbel Szilárd, Dr. Nagy Zoltán, Cserhalmi Dániel, Dr. Orbán Sándor, Dr. Engloner Attila , Dr. Podani János, Dr. Farkas Edit, Dr. Szerdahelyi Tibor, Fóti Szilvia, Szirmai Orsolya, Dr. Jakucs Erzsébet, Dr. Tuba Zoltán

Nemzeti Tankönyvkiadó Zrt.

4. A Föld klímarendszere, radiáció, légkör, a vegetáció energiamérlege

4. A Föld klímarendszere, radiáció, légkör, a vegetáció energiamérlege

4.1. A Napból érkező sugárzás

A Nap felszínéről a Földre érkező elektromágneses sugárzás az autotróf szervezetek működésén keresztül biztosítja a földi élet energiaszükségletét. A Napból érkező elektromágneses sugárzásnak számos jellemzője van, így például érdekes a Föld légkörére érkező energia felületegységre eső mennyisége, a sugárzás spektruma (adott hullámhosszra eső energiája).

Bármely test elektromágneses sugárzására – így a Napból érkezőre is – jellemző a Planckeloszlás, amely azt mutatja meg, hogy a sugárzó test felületi hőmérsékletének függvényében (feketetest-sugárzás)[3] hogyan alakul az adott hullámhosszú sugárzásra eső energiamennyiség (VII.32. ábra). Tekintve a Nap és a Föld átlagos felszíni hőmérsékleteit, a maximumhoz tartozó hullámhosszak 0,6 μm-nél (Nap), illetve 9,8 μm-nél (Föld) adódnak. Általában a 0,3–3 μm hullámhosszúságú sugárzást a Napból eredő rövidhullámú, a 3–100 μm hullámhosszúságú sugárzást a Földre jellemző felszíni hőmérséklet-tartományból eredő hosszúhullámú sugárzásként tarjuk számon.

VII.32. ábra - Különböző felszíni hőmérsékletű testek sugárzásának egységnyi hullámhosszra jutó energiája a hullámhossz függvényében (a Nap felszíni hőmérséklete 6000 °K, a Földé 288 °K) (Loomis–Connor 1992 nyomán)

kepek/42644_III_190_76.jpg


A Földre érkező elektromágneses sugárzás hullámhossz szerinti felosztása a következő: gamma, UV (UV-A: 315–380 és UV-B: 280–320 nm), látható (400–700 nm), közeli infravörös (0,8–5 μm), távoli infravörös (5 μmtől), a mikrohullámok (100 μm-től) és a rádióhullámok (~cm-es nagyságrend). A felsorolás nem teljes, így a nagy energiájú (nukleáris reakciók során jellemző) gamma-sugárzással itt csak a megemlítés szintjén – és a spektrum folytonosságának bemutatása miatt – foglalkozunk. Az adott hullámhosszhoz tartozó energiamennyiség

E = hc / λ,

ahol h a Planck-állandó (6,63·10–34 Js), c a fény sebessége (3·108 ms–1), λ pedig a hullámhossz (m). A sugárzás elnyelődhet (abszorpció), visszaverődhet (reflexió) vagy átjuthat (transzmisszió) a kérdéses objektumon, amely lehet például a légkör, egy levél vagy a spektrofotométer mérőcellájában lévő oldat. A három frakció (abszorbeált, reflektált, transzmittált) összege 1. A felszínre érkező (rövidhullámú) sugárzás visszavert hányada az albedo (hó [0,9], beton [0,5], zöld növényzet [0,23]).

Az ultraibolya sugárzás nagyobb részét – „szerencsésebb” földrajzi pozíciókon – elnyeli a sztratoszféra ózonrétege. Az ózon (O3) hatékonyan nyeli el az UV-B sugárzást. Az ózonréteg vékonyodásával (klórozott szénhidrogének kibocsátása) a felszínre érkező UV-B sugárzás intenzitása emelkedik (VII.33. ábra).

VII.33. ábra - Az elektromágneses sugárzás energiájának hullámhossz szerinti felosztása

kepek/42644_III_191_77.jpg


Amennyiben az ózonpajzs nem elég vastag – és így nem elég hatékony –, a nagyobb energiájú UV-B sugárzás is lejut a felszínre. Ez a sugárzás elég nagy energiájú ahhoz, hogy roncsolja a DNS-t, bizonyítottan karcinogén. Az ózonpajzs általában az Egyenlítő felett a legvékonyabb és a pólusok felett a legvastagabb (kivétel az Antarktisz felett rendszeresen megjelenő ózonlyuk). Az UV-B sugárzás intenzitása 14–18%-kal nő a tengerszint feletti magasság minden 1000 m-ével. Az ózon (O3) UV-B hatására képződik és bomlik is, a két folyamat egyensúlyát, például a klórozott szénhidrogének (CFC) és a nitrogén-oxidok (antropogén hatás) a bomlás irányában tolják el. Az ebből következő ózonpajzs-vékonyodás a sarkok és a trópusok felett jellemző.

A Föld légkörét érő összes rövidhullámú sugárzás (UV+látható+közeli infravörös) intenzitása – napállandónak nevezzük – 1360 Wm–2. Ennek átlagosan 47%-a jut le a Föld felszínére, a veszteség a légkörről történő visszaverődésnek, a légkörbeli szóródásnak és elnyelődésnek tulajdonítható. A Föld felszínét érő sugárzás tengerszinten vett maximális értéke 1000 Wm–2 az Egyenlítőnél. A sugárzás intenzitása a pólusok felé csökken (lásd VII.34. ábra). Az említett (maximum) 1000 Wm-2 hozzávetőlegesen 40–50%-a tartozik a fotoszintézis révén a növények (primer producensek) által hasznosítható fotoszintetikusan aktív 400–700 nm közötti tartományba (PAR, fotoszintetikusan aktív radiáció).

VII.34. ábra - A napsugarak beesési szöge a Föld felszínének különböző pontjain eltérő. A felületegységre eső sugárzás mennyisége (Wm–2) a Lambert-féle koszinusztörvénynek megfelelően alakulva a nagyobb földrajzi szélességek felé haladva csökken (Loomis–Connor 1992 nyomán)

kepek/42644_III_192_78a.jpg


A felszín egységnyi területére érkező energiamennyiség nemcsak a beesési szög koszinuszával változik (koszinusztörvény VII.34. ábra), hanem nyilvánvalóan függ a sugárzás időtartamától is.

VII.35. ábra - A Föld keringési pályája a Nap körül. (d = deklináció) (Loomis–Connor 1992 nyomán)

kepek/42644_III_192_78b.jpg


VII.36. ábra - A nappalhossz alakulása az év során egyes földrajzi szélességeken (Loomis–Connor 1992 nyomán)

kepek/42644_III_193_79a.jpg


A Földön – az egyenlítő nagyjából állandó időjárású (klímájú) közvetlen környékét nem tekintve – jellemző az időjárás évszakossága, szezonalitása. Ennek alapvető oka az, hogy a Föld Nap körüli keringése miatt – az adott földrajzi szélességre – beérkező sugárzás egy nap alatti mennyisége a besugárzás időtartamával – a nappalhosszal – is változik (VII.36. ábra).

4.2. Globális éves energiamérleg

A Földre érkező napsugárzás 39%-a a látható, 53%-a a közeli infravörös (720–3000 nm) és 8%-a az ultraibolya tartományba esik. A beérkező összes energiamennyiség 31%-a visszaverődik a felhőkről (16%), a légkör molekuláiról (7%) és a felszínről (8%). További 20% elnyelődik a légkörben (itt a sztratoszférabeli ózon, illetve a troposzféra felhői – vízgőz – szerepelnek nagy súllyal). A rövidhullámú sugárzás fennmaradó 49%-a éri el a felszínt direkt és diffúz sugárzás formájában. Éves skálán a Föld sugárzási egyenlege zérus, illetve az elnyelt és kibocsátott energiamennyiségek egyensúlyban vannak.

VII.37. ábra - A légkör energiamérlegét (hőmérsékletét) lényegesen befolyásoló egyes légköri összetevők (üvegházhatású gázok, aeroszolok, por), illetve egyéb tényezők becsült (IPCC, 2001) melegítő, illetve hûtő hatása egységnyi földfelszínre vonatkoztatva

kepek/42644_III_193_79b.jpg


Az összes elnyelt energiamennyiség 79%-a a hosszúhullámú kisugárzás formájában, 16%-a latens hőáram, 5%-a pedig szenzibilis hőáram révén hagyja el a felszínt. Az üvegházhatású gázok (CO2, CH4, N2O, halogénezett szénhidrogének) abszorbeálnak a kisugárzási hosszúhullám-tartományban (3–30 μm), majd az így felvett energiát kisugározzák (lehűlnek). Ennek a kisugárzásnak egy része a felszín felé irányul, és így az útjába eső üvegházhatású gázok molekuláiban ismét elnyelődik. A folyamat eredménye az üvegházhatás, ami a fentieknek megfelelően elsődlegesen a légkör melegedését jelenti. Ez természetesen maga után vonja a felszíni hőmérséklet emelkedését is.

A légkörben található aeroszolok (kisméretű lebegő részecskék, por) egy része higroszkópos, és így kondenzációs magként szolgálhat a felhők kialakulásában. A felhők, a légköri gázok és az aeroszolok együttesen fokozhatják az albedo mértékét, így a felszínre jutó energiahányadot csökkentik (VII.37. ábra). Vulkánkitörések után a légkörbe kerülő higroszkópos kénvegyületek fokozott felhőképződést és így az atmoszféra rövid ideig tartó hűlését eredményezték.

4.3. A levegő vízgőztartalma

A légkör tömegének túlnyomó hányada az alsó 5 km-ben van, ez a légkörbeli vízgőz mennyiségére is igaz. A levegő abszolút páratartalma[4] az egyenlítő környékén mintegy 10-szerese a sarkvidékeken mérhető értéknek. A levegő telítési vízgőznyomása a léghőmérséklettel emelkedik. A vízgőznyomás a vízgőzre eső parciális nyomás. Ha a légköri nyomás 1000 mbar, akkor a nitrogén parciális nyomása 780 mbar, az oxigéné 210 mbar, a vízgőzé 10-60 mbar, a szén-dioxidé pedig 0,355 mbar (átlagos érték 2000–2005 közötti időszak vegetációs periódusaira). A vízgőz mennyisége a levegőben gyakran meghaladhatja a telítési értéket (S,W,D pontok, VII.38. ábra), ekkor harmatképződést tapasztalunk. A levegő relatív páratartalma (P/S) azt adja meg, hogy az adott hőmérsékleten a vízgőz-telítettségi páratartalomhoz képest mennyi (hány százalék) vizet tartalmaz a levegő. A párolgó felület hőmérséklete vagy a P–W szakasz mentén csökkenhet (energiatartalom-változás nélkül), vagy a P–D szakasz mentén (a levegő hűtésével). A vízszintes tengelyen vett P–D távolságot nevezzük harmatpont-depressziónak (°C). A levegő szárító hatását a vízgőznyomás-deficittel abszolút értékben is megadhatjuk, ez a VII.38. ábrán a P és S pontokhoz tartozó vízgőznyomások különbsége. Ez akkor érdekes, ha – mint azt feljebb tárgyaltuk – valamely felületről való párolgást kívánunk számítani. Ez utóbbi esetben a vízgőznyomás megfelelő hőmérsékleteken vett értékeivel kell számolnunk (a levélzet felszíni hőmérséklete általában kisebb a léghőmérsékletnél, így a vízgőznyomás-különbség kisebb lesz az S–P különbségnél).

4.4. A felszín energiamérlege

Az energia mértékegysége a joule (J). Belátható, hogy a felszínre érkező teljesítmény (J · s–1, W) a sugárzás időtartamával nő. Magyarországon a felszínre beérkező rövidhullámú sugárzás intenzitása nyáron meghaladja a 800 Wm–2-es értéket. Ennek az energiának csak kis része hasznosul a fotoszintézisben (lásd produkció).

VII.38. ábra - A levegő telítési vízgőznyomása (e*) a léghőmérséklet függvényében (Loomis–Connor 1992 nyomán). Jellemző pontok: P: aktuális vízgőznyomás Ta aktuális léghőmérsékletnél. S: telítési vízgőznyomás Ta-nál, D: a P-ből a levegő hűtésével juthatunk el a D pontba. A Td a P-hez és Ta-hoz tartozó harmatpont-hőmérséklet, a Ta–Td különbség a harmatpont-depresszió. W: nedves hőmérsékleten (Tw) vett telítési vízgőznyomás. Ha a száraz-nedves hőmérőpár (lég)száraz tagja Ta-t mér, akkor a nedves hőmérő (vízzel átitatott szövetdarabbal fedett hőmérő) Tw hőmérsékletet mutat. A Ta–Tw különbségből a levegő páratartalma számítható, mivel a P–W szakasz meredeksége állandó, értéke 66 Pa.°K–1 (pszichrometrikus állandó).

kepek/42644_III_195_80a.jpg


A felszíni energiamérleg fő tagjai a felszínre beérkező és onnan távozó (rövidhullámú és közeli infravörös) sugárzás egyenlegeként adódó nettó radiáció (Rn, nevezik rendelkezésre álló energiának is), illetve a felületről a konvekció révén távozó szenzibilis hő (H), a felületről a párolgással elvont, az elpárolgott vízmennyiség (E, nevezik evapotranszspirációnak is) és a víz párolgáshőjének (2,45 MJ.kg–1) szorzataként adódó latens hő (LE) (VII.39. ábra), a talajba irányuló hőáram (G), illetve a fotoszintetikus produkcióra fordított hányad (A).

Rn = H+L×E+G+A

A fenti egyenlet értelmezéséhez tudni kell, hogy a felszín felé irányuló áram előjele negatív. A fotoszintézis, illetve a növényi produkció Rn-hez viszonyított értéke igen csekély (éves szinten maximum 2%). A nettó radiáció a beérkező összes rövidhullámú sugárzásnál kisebb.

VII.39. ábra - A beeső sugárzás (Rs), a nettó radiáció (Rn), továbbá a latens hőáram (LE) és a léghőmérséklet (Ta) jellemző napi alakulása (Loomis–Connor 1992 nyomán)

kepek/42644_III_195_80b.jpg


4.4.1. Az energiamérleg egyes tagjainak részletesebb leírása

Rn = RS beérkező – RS távozó (reflexió + emisszió) + RL beérkező – RL távozó (reflexió + emisszió),

ahol RL jelöli az infravörös (hosszúhullámú) sugárzást, Rs pedig az összes rövidhullámút.

A Stefan–Boltzmann-törvény szerint az emisszió valamely felületről

E = e · σ · T4, ahol e az emisszivitási együttható (a fekete test esetében értéke 1,0), σ a Boltzmann-állandó, a T pedig a °K-ben vett hőmérséklet.

H = c p · ρ · dT·g, ahol cp a levegő fajhője, ρ a levegő sűrűsége, dT a levegő és a felület hőmérséklet-különbsége, g pedig a vezetőképesség.

LE = c p · ρ · de·g, ahol de a vízgőznyomás-különbség, L a párolgási hő és E a leadott vízmennyiség.

A fentiekből látható, hogy a szenzibilis és a latens hőáram esetében az Ohm-törvény analógiájáról van szó. A vezetőképesség (hőre, vízgőzre) az adott anyagra adott közegben (pl. a hőre vagy a vízgőzre a levegőben) jellemző diffúziós együttható és az egységnyi távolság (SI-ben: m) szorzataként adódik. A szenzibilis és a latens hőáram hányadosaként képzett Bowen-arány (H/LE) az adott terület klímáját is jellemzi, így a nedvesebb klímájú vidékeken értéke nyilván kisebb a sivatagokban mérhető értéknél (a nevezőben lévő tag nagyobb).

4.4.2. Az energiamérleg egy levélre történő számítása

R n; nettó radiáció (pozitív, ha a levél kevesebb energiát sugároz ki, mint amennyit a környezetéből felvesz).

H; az érzékelhető (szenzibilis) hő árama; magában foglalja a kondukciót és a konvekciót; pozitív, ha a levél több hőenergiát nyer, mint amennyit veszít.

LE; latens hő (párolgás – negatív, kondenzáció – pozitív).

Konstans levélhőmérséklet mellett és a metabolizmust nem tekintve:

R n + H+LE=0

R n, (W · m2); Rn = Rnabse· σ ·T4

e; a levél emisszivitása (~0,95), σ; Stefan–Boltzmann-állandó, 5,673 · 10–8 W · m–2 . K–4

T; levélhőmérséklet, °K

H, (W/m2); H = (TaTl) ·cP· ρ ·ga

T a; léghőmérséklet

T l; levélhőmérséklet

c P; a száraz (telítetlen) levegő specifikus hőkapacitása 1000 J · kg–1· K–1)

ρ; a száraz levegő sűrűsége; 1,205 kg · m–3 (20 °C, 100 kPa ~ 1000 mbar ~ 1 atm)

g a a felületi határréteg konduktanciája; m/s

LE, (W · m–2); E = ((elea) ·cP· ρ · (gl + ga)/γ)/L

e l; a sztóma alatti tér vízgőznyomása, Pa

e a; a levegő vízgőznyomása, Pa

g l , ga ; a levélre és a felületi határrétegre jellemző konduktanciák, m · s–1

γ; pszichrometrikus állandó (~66 Pa/K)

4.5. A diffúzió szerepe a növényzet energia-háztartásában és gázcseréjében

A szén-dioxid felvétele és a vízgőz leadása e gyaránt a sztómákon keresztül történik (a vízgőz esetében szerepel még a kutikulán keresztüli transzspiráció is, de ez a sztómás komponenshez képes nagyon kicsi, annak 1%-ánál kisebb) a levél felszínéig s onnan a felületi határrétegen keresztül a szabad légtérbe. Mindkét folyamat diffúzióval megy végbe Fick első törvénye szerint, ahol a fluxus (itt F; mol · m–2· s–1) intenzitása az illető gáz levegőben vett diffúziós együtthatójától (D; m2· s–1), a két pontban a koncentrációk különbségétől (c1, c2; mol · m–3), illetve a molekula által megteendő távolságtól (l, a két pont távolsága; m) függ.

A levél felszínéig a sztómás vezetőképesség (gs; m · s–1) bevezetésével:

F = (csztóma alatti térckörnyező levegő) · gs

A levél felszínétől pedig:

F = D · (c2 – c1)/l

Az Ohm-törvény analógiájára a koncentrációk különbsége felel meg a feszültségkülönbségnek, a fluxus az áramnak, a D/l hányados, illetve a gs pedig a vezetőképességnek. Az l távolság – amely a felületi határréteg vastagsága – a levél felszíne és a külső légtér között értelmezett, és erősen függ a környezeti tényezőktől. Ez utóbbiak (ebben a kontextusban főként a hőmérséklet a páratartalom és a szélsebesség) határozzák meg a felszín és a légtér közötti anyag- (itt pl. CO2 és H2O) és energiacserét. A levél felszínéhez nagyon közel (μm-es skála) a levegő hőmérséklete, páratartalma és szén-dioxid-koncentrációja inkább a levélre jellemző, mint a levelet körülvevő levegőre. A levél belsejében (sztóma alatti tér) a relatív páratartalom (RH) pl. akkor is 100%-os, ha a levélfelszíntől 1 mm-re már csak 40% az RH értéke. Ugyanígy a szén-dioxidra nézve is nagy koncentrációkülönbség áll fenn a sztóma alatti tér és a külső légtér között. Ezek a koncentrációkülönbségek a felszíntől kifelé haladva folyamatosan és – az említett környezeti tényezők függvényében – dinamikusan alakulnak ki. A „külső légtér” (ahol már inkább a levegőre s nem a levélre jellemző értékek fordulnak elő) távolsága a levél felszínétől egyenlő a felületi határréteg vastagságával, illetve az l paraméterrel. Száraz levegőben a vízgőz koncentrációja (a felszíntől vett) kisebb távolságon csökken a levegő nagyobb tömegét jellemző értékre, mint nedves levegőben. Szélcsendben a levél felszínétől nagyobb távolságra mérhető a levegőre jellemző (vízgőz- vagy szén-dioxid-) koncentráció, mint erős szélben. A fentiek alapján a sztómás és a határréteg-vezetőképességet együtt kezelve módosul a levél és a légtér közötti gázcserét leíró egyenlet:

F = (c2c1) · gösszes,

ahol a gösszes a sztómás és a felületi határréteg vezetőképességének az eredője. A diffúzió csak μm-es távolságokon (a sztómán keresztül, a levél felszínéig) hatékony. A szél miatt fellépő keveredés szükséges ahhoz, hogy az anyag- és energiacsere a vegetáció, illetve a légtér között hatékonyan végbemehessen.

4.6. A légkör (atmoszféra) és a hidroszféra

VII.40. ábra - A hőmérséklet változása a magassággal a légkör rétegeiben (bal oldali ábra) és a hőmérséklet, valamint a CO2-koncentráció alakulása földtörténeti léptékben jelenlegi értékekhez viszonyítva (jobbra) (Smith–Smith 2001 és www.mhhe.com nyomán)

kepek/42644_III_198_81.jpg


A Föld egész légköre az atmoszféra, eltérő funkciójú koncentrikus rétegeivel. A Föld átlagos hőmérséklete 288 °K (lásd radiáció). A felszíntől 90 km-re lévő külső héj, a termoszféra hőmérsékletétől függ például az űrbe szökő hidrogén mennyisége, s ennek a hidrogénnek (és a légköri oxigénnek[5]) egyedüli forrása a Föld vízkészlete. E réteg alatt a mezoszféra (50 km magasságig), az alatt pedig a sztratoszféra (50 km–18 km) van. A mezoszférában az ionizáló sugárzás a levegő molekuláit bontja (így a CO2-t CO-ra és O-atomra, a vizet hidroxilcsoportra és atomos oxigénre, az oxigénmolekulát atomos oxigénre). A sztratoszférában van az ózonréteg (kb. 30 km magasságban), amelynek az ultraibolya sugárzás nagy részét elnyelő funkciója miatt kitüntetett szerepe van. Az „alsó” 18 km a troposzféra (viszonyítási alapként: az utasszállító repülőgépek 10-12 km magasságban repülnek). A troposzféra (0–18 km) tartalmazza a légkör tömegének túlnyomó részét, ebben a rétegben zajlanak az időjárási események. A benne lévő – relatíve nagyon kis mennyiségű – üvegházhatású gázok (CO2, NOx, CH4, H2O), továbbá aeroszolok és porrészecskék nélkül a Föld felszíni hőmérséklete 33 °C-kal lenne hidegebb. A troposzférára jellemző átlagos léghőmérsékleti gradiens (dT/dz) 6,5 °K . km–1. A sztratoszférában a hőmérséklet azért emelkedik, mert az itt képződő ózon elnyeli a beérkező sugárzás egy részét. A mezoszférában a hőmérséklet csökken, 90 km feletti magasságban, a termoszférában az elnyelődő ultraibolya sugárzás miatt a hőmérséklet emelkedik. Itt jellemző az oxigén- és nitrogénmolekulák disszociációja, illetve az atmoszferikus gázok ionizációja.

A globális légköri cirkuláció alapvető oka a felszín egyenetlen felmelegedése, illetve lehűlése ennek a levegőre gyakorolt hatásaival.[6] Ennek hátterében a földrajzi szélességtől függő felszíni sugárzásintenzitás éppúgy szerepel, mint a légkörben való elnyelődés és szóródás, mely utóbbiak mértéke függ a légkörben megtett út hosszától. Ha csak a fenti tényezők határoznák meg az egyes éghajlati övek elhelyezkedését, akkor az éghajlati övek határai párhuzamosak lennének a földrajzi szélességeket megadó képzeletbeli vonalakkal. A szárazulatok és tengerek eloszlása és az ebből következő térben egyenlőtlen felmelegedés-lehűlés alakítja tovább az éghajlati övek határait/átmeneteit. Az ilyen módon meghatározott klíma (főként a felszíni hőmérséklet és a csapadékmennyiség) azután alapvető hatással van például az élő szervezetek produkciójára, arra hogy milyen növényi életformák fordulhatnak elő, és hogy milyen vegetációfiziognómia a jellemző. Ez a klíma úgy is felfogható, mint egy tágabb keret, egy lehetőségkészlet, amelyen belül az éppen előforduló változatot nevezzük – mondjuk napi – időjárásnak.

A légköri cirkuláció mellett a klímát leginkább befolyásoló tényező a Föld legnagyobb anyag- és energiaforgalmú ciklusa, a vízciklus. A hidroszféra tartalmazza a felszín 71%-át borító vizeket, ezen belül az összes (víz)térfogat 74%-át adó óceánokat, továbbá az összes térfogat – csupán – 0,001%-át kitevő és átlagosan 10 napos tartózkodási idejű légköri vizet (felhők, pára). Az édesvíz legnagyobb része a sarki jégsapkákban van. Az óceánok áramlatainak az energia-háztartásban (a Föld éghajlatának alakítására alkalmas méretű meleg és hideg tengeráramlások) és a tápanyagforgalomban (a sarkvidékekről érkező szervetlen tápanyagban gazdag áramlatok) van meghatározó szerepük. A légköri és az óceáni áramlatok néhány jellemző tulajdonságának figyelembevétele segíthet fontos klimatikus jelenségek megértésében.

Az óceán különbözik a légkörtől például abban, hogy felülről melegszik, vagy hogy a melegebb víz lesüllyedhet a hidegebb vízben, ha elég sós, mert a só koncentrációjának növekedésével nő az oldat sűrűsége. A 75–200 m-es felszíni réteg alatt van az éles hőmérsékleti gradiensű termoklin és a nagy sókoncentráció változást jelentő, a termoklin réteggel azonos helyzetű haloklin réteg. Általában tehát – a sós és hideg víz nagyobb sűrűsége, illetve a fent említett éles gradiensek miatt – a produkció és a dekompozíció fő színterének számító felszíni vizek és a mélyebb rétegek közötti keveredés általában gátolt. Ezalól kivételt képeznek az óceáni fel- és leáramlási zónák. Az óceán sókoncentrációja 33-38 g . kg–1, amiből 30 g-nyit a Na+ és a Cl tesz ki. A mélytengeri áramlatokat a sűrűbb sós víz lesüllyedése hajtja.

A felszíni áramlatokat a szelek hajtják, így azok mintázata hasonlít a nagy szélrendszerekéhez. A felszíni óceáni áramlatok az egyenlítőtől a sarkok felé irányuló hőmennyiségnek mintegy felét szállítják. A mélytengeri áramlatok mintázata eltér a felszíni vizekétől (ezek a szelektől független irányúak). A sarkokra érkező melegebb víz lehűl (eközben lehetővé teszi, hogy Skócia nyugati partjain mediterrán jegyeket mutató vegetáció fejlődhessen a Golf-áramlatból kilépő Észak-atlanti áramlat fűtő hatása révén).

VII.41. ábra - A szélsebesség profilja alacsony, a légkörhöz gyengén kapcsolt, illetve magasabb, erősebben kapcsolt növényzet felett

kepek/42644_III_200_82.jpg


Ehhez járul, hogy a tengeri jég képződése közben a só egy része a vízben marad, elősegítve ezzel a sarkokra érkező víztömeg mély rétegekbe való lesüllyedését, ami önmagában egyik oka a termohalincirkulációnak, amely az óceánok közötti vízszállításért felelős. A lesüllyedt vízmennyiségnek természetesen fel is kell emelkednie, s ez a kontinensek keleti partjain történik a Coriolis-erő[7] és a keleti szelek hatására. Az óceáni áramlatok energiatranszportja óriási, de ehhez fogható a szállított anyagmennyiség – így például az évszázadokra „eltemetett” szénmennyiség – is. Az Északnyugat-Európát „fűtő” meleg Észak-atlanti áramlattal szemben a felemelkedő hideg áramlatok hűtik a kontinensek keleti partjait.

4.7. A vegetáció hatásai a klímára

A vegetáció – közvetlenül – az albedo és a felszíni durvaság révén befolyásolhatja a klímát (lásd még üvegházhatás, szénciklus). Az albedo hatását a nettó radiáció értékének befolyásolásával fejti ki. Értéke optimális vízellátottsági körülmények között például kukoricára 0,23, ami azt jelenti, hogy az Rs 23%-át veri vissza a vegetáció. Az albedo értéke hóval borított felszín esetén 0,9 is lehet. A nagy albedo kisebb nettó radiációval – azaz rendelkezésre álló energiamennyiséggel – jár együtt, s így kisebb az a hőmennyiség, amit a felszínnek szenzibilis és latens hő formájában le kell adnia. Másrészt a vegetáció felszíni durvasága meghatározza a vezetőképesség (eddy-vezetőképesség, Km) értékét, amelytől adott hőmérsékleti (vagy vízgőznyomás-) gradiens mellett – az Ohm-törvény analógiájával is magyarázhatóan – a leadott energiamennyiség erősen függ.

A „durva felszín” szó szerint értendő: így például egy erdő felszínének egymás melletti (mondjuk horizontálisan 1 m távolságra levő) pontjai lényegesen távolabb lehetnek egymástól (az esetleg nagyobb magasságbeli különbségek miatt), mint egy gyep vagy egy búzatábla (horizontálisan 1 m távolságra levő) egymás melletti felszíni pontjai. A felszín nagyobb durvaságának (egyenetlenségének) azután több következménye is van a Km-re nézve. Így például durvább felszín mellett nagyobb az energiacserében (a szenzibilis és latens hőáramban) részt vevő felület (implicit szerepel a vezetőképességben), illetve nagyobbak a kialakuló légörvények (eddy). Így azután a vegetáció jobban kapcsolt a légkörhöz, azaz gyorsabban követi a levegő tulajdonságaiban (hőmérséklet, páratartalom, szélsebesség) bekövetkező változásokat, ami egyúttal csak kisebb gradiensek kialakulását teszi lehetővé. A vegetáció fiziognómiája (szupraindividuális alakja, formája) ily módon erősen befolyásolja anyag- (CO2, H2O) és energiaforgalmát.

További tényező a vegetáció – jórészt vízből álló, s így nagy hőkapacitású – tömege is, hiszen az Rn egy része a vegetáció felmelegedése révén tárolódik (ez azért nem szerepel az energiamérleg egyenletében, mert hosszabb távon a biomassza hőmérséklet-változásai kiegyenlítik egymást). Ez a pufferhatás kis jelentőségű a szenzibilis és a latens hőáramokhoz viszonyítva.

A növények egyedi morfológiája, alakja nagyban meghatározza funkcionális jellemzőiket is. Így például a kisebb levelek, illetve a vertikálishoz tartó levélszögeloszlás száraz élőhelyeken jellemzőbbek, mivel előbbi a konvektív (szenzibilis) hőleadást növeli, utóbbi az egységnyi levélfelszínre eső radiációs terhelést csökkenti.

4.8. A klíma variabilitása

A bolygót érő besugárzás mennyiségét (inszoláció) a Föld pályájának excentricitása (az ellipszispálya változása), a Föld forgástengelye és a pályájának síkja által bezárt szög, illetve ezek változásai határozzák meg. A beérkező energiamennyiség klímát befolyásoló fenti hatásai ciklusosak (100 000, 41 000 és 23 000 éves ciklusidők), és együttesen a Milánkovicseffektusként (ciklusként) ismertek. Az utolsó 800 000 év jégkorszakai-felmelegedései és a Milánkovics-ciklusok jól korrelálnak. A klímára, pontosabban a globális hőmérsékletre és csapadékmennyiségre vonatkozó ilyen időléptékű információ a sarki jégtakaró megfúrásából származó mintákból (jégoszlopok), amelyekben egyes légköri gázok koncentrációi[8] (CO2, CH4, N2O) vagy az oxigénizotópok (16O és 18O) arányai fontosak[9], illetve dendrokronológiai vizsgálatokból[10] (fák évgyűrűinek vizsgálata) származtathatók (például a Sequoiadendrongiganteum több ezer éves példányainak keresztmetszetéből). A fenti nagy időléptékű változások mellett gyakoribb (néhány évenként előforduló) az „El Niño/Southern Oscillation (ENSO)” névvel jelölt esemény, amely a tenger felszínközeli vízhőmérsékleteinek és az ehhez kapcsolódó légköri nyomásnak normálisan fennálló kapcsolatát „borítja” fel. Az ún. „normális” években (ha a normális karakter túl erős, „La Niñá”-ról beszélnek) a keleti kereskedelmi szelek nyugatra nyomják a Csendes-óceán felszíni vizeit. A nyugati Csendesóceánon ennek (felszíni meleg víz) következtében kialakuló kis légnyomású övezetben (Indonézia) a konvekció (felszálló légáramlás) révén nagy intenzitású esők várhatók. A parttól eltartó irányú vízmozgás a keleti Csendes-óceánon a mélyebb rétegekből („upwelling”) tápanyagokban gazdag hideg víz feláramlását okozza, ami viszont nagy halgazdagságot eredményez (Dél-Amerika nyugati partjainál), illetve a lehűlés miatt egy magasabb légnyomású zóna kialakulásához vezet.

Az El Niño-effektus akkor következik be, ha a nyugati (indonéziai) kis nyomású és a keleti magas nyomású övezetek kevésbé kifejezettek (a fenti mintázat gyengébb), és így a keleti szelek is gyengébbek. Ekkor a melegebb felszíni vizek kelet felé mozoghatnak gyengítve a konvekciót (így a csapadékképződést) nyugaton (India, Indonézia, Ausztrália) és csökkentve a mélyebb hidegebb vízrétegek feláramlását (és ezzel a halállomány gyarapodását) keleten. Az óceán-atmoszféra rendszer fenti változása 4-7 évente fordul elő, kiváltó oka nem ismert. Hatása a légköri és tengeráramlásokon keresztül globális. Az Európában ismert hasonló skálájú esemény az Észak-atlanti oszcilláció, amely az izlandi alacsony és a Bermuda-szigeteki magas légnyomású övezetekben nyilvánul meg. Ez fokozza az északra irányuló (tenger- és légáramlással hordozott) hőtranszportot, „fűtve” a Brit-szigetek északi részét és Skandináviát. A klíma egyes évek közötti (ún. interannuális) variabilitása nem azonos a meghatározott sajátosságot mutató hosszabb időléptékben zajló klímaváltozás jelenségével (lásd a globális klímaváltozásról szóló részt).



[3] Feketetest-sugárzás: az abszolút fekete test minden sugárzást elnyel (a jellemző spektrumnak így nincs visszavert vagy átbocsátott része). Kisugárzása a ~ felületi hőmérsékletével arányos, a Stefan–Boltzmann-törvény szerint. A kisugárzott energia hullámhosszak szerinti bontását mutatja meg a Planck-eloszlás, amelynek maximuma a Wientörvény szerint λmax=2897/T, ahol T a felület °K-ben mért hőmérséklete.

[4] A levegő abszolút páratartalmát a sűrűséggel (g · m–3) vagy nyomással (Pa) adhatjuk meg, a relatív páratartalom az azonos hőmérsékleten vett ~ és a telítési páratartalom (vagy aktuális és telítési vízgőznyomás) hányadosa. A telítési vízgőznyomás 0 °C felett az es=6 · 11 · exp{(17,27 · T)/(T + 237,3)} tapasztalati formulával számítható, az eredményt mbar-ban kapjuk.

[5] A Föld őslégköre erősen reduktív volt, a CH4, NH3, CO2, SO2 és H2O nagy koncentrációival. A mai oxidáló jellegű légkör (N2, O2) kialakulásában megkülönböztetett szakaszok: 1. Ózon nélküli légkör → az UV sugárzás a felszínig jut, és a víz fotodisszociációját okozza. A felszabaduló oxigénből ózon is képződik, amely már védelmet nyújt (a biológiai eredetű molekuláknak) az UV sugárzás ellen (Urey-szint). 2. A fotoszintézis (kék-zöld algák) kialakulásával (lásd oxigénciklus, vízciklus) az oxigén légköri koncentrációja emelkedett. Kialakult a szerves anyagok lebontásának hatékonyabb útja, a légzési folyamatok már a terminális oxidációval zárultak (e--akceptor az oxigén, Pasteur-szint), a légzés hatékonyabb lett (lásd mitokondrium). 3. Évmilliárdok alatt alakult ki a jelenlegi, 21%-os O2-tartalmú légkör.

[6] A légköri gázokat a gravitációs erő vonzza a bolygó középpontja felé, míg a légköri nyomásból eredő erő kifelé (az űrbe) irányul. A két erő egymással egyensúlyban van. A légoszlop sűrűsége – s így a légnyomás – a gravitáció miatt a felszíntől távolodva csökken. A légköri nyomás csökkenése a magassággal a troposzférában 10-12 Pa · m–1. Egy m3 levegő – standard körülmények mellett vett – tömege meghaladja az 1,2 kg-ot (az egyesített gáztörvény alkalmazásával kiszámíthatóan → P·V=nRT,P: nyomás (Pa), V: térfogat (m3), n: anyagmennyiség (mol), R: gázállandó (8,314 m3 · Pa/(mol · K) ), T: hőmérséklet (°K), ha tudjuk, hogy a száraz levegő átlagos moltömege 29 g. Összehasonlításul: a vízgőz moltömege 18 g.)

[7] Coriolis-erő: A Föld forgása következtében a mozgásban lévő lég- és víztömegekre ható kitérítő erő. Az Egyenlítő felé tartó lég- és vízáramlások az északi féltekén jobbra, a déli féltekén balra térnek ki. Az anguláris momentum megmaradásának törvényével magyarázható: Ma = m · ω · r (m: tömeg, ω: anguláris (szög) sebesség, r: az adott szélességhez tartozó, a Föld forgási tengelyétől vett sugár). Eszerint a pólustól az Egyenlítő felé haladva változatlannak vett tömeg és növekvő r mellett a szögsebességnek csökkennie kell.

[8] A jégoszlopban lévő levegőbuborékok a légköri gázokat a jégképződéskor jellemző koncentrációban tartalmazzák.

[9] A nehezebb oxigénizotópot (18O) tartalmazó vízmolekula kisebb arányban szerepel a tengerekről felemelkedő vízpárában, mint a tengervízben. A légtömeg lehűlését (nagy magasságokban vagy nagyobb földrajzi szélességeknél, hidegebb klímában) követő kondenzáció esetén a 18O-t tartalmazó víz kicsapódása viszont nagyobb mértékű, mint a 16O-t tartalmazó vízé a sarkok felé történő transzport (vízpára, felhők) során. Így a hidegebb időszakok kisebb, a melegebb időszakok nagyobb 18O-arányt eredményeztek a sarki jégsapka adott rétegében, mivel a párolgás helyéről (tengerek) a kicsapódás helye (sarki jégmezők) felé történő transzport során hidegebb klíma esetén a 18O-t tartalmazó víz nagyobb hányada kicsapódott még a sarki jégmezők elérése előtt (sok párolgási-kicsapódási ciklus után). A H218O és a H216O aránya a tengervízben 1:500. A párolgás során ez az arány csökken. A mintának (levegő, jég) a tengervízhez hasonlított izotóparányát (frakcionáció) a δ18O adja meg: δ18O = {RmintaRtenger)/Rtenger · 1000 (‰). Belátható, hogy a δ18O értéke a légkörben lévő vízre negatív, illetve minél hidegebb éghajlatú helyeken vizsgáljuk, annál negatívabb (a nehezebb izotóp kevésbé „hajlamos” gázfázisban maradni). Így nagyobb tengerszint feletti magasság, illetve a földrajzi szélesség nagyobb értékeinél a δ18O negatívabb.

[10] Bő csapadékjárású években a növekedés feltételei kedvezőbbek, és a fa átmérője (az évgyűrű sugara) nagyobb mértékben nő, mint a száraz években.