A légköri globális hőmérséklet-változással együtt jár az energiaeloszlás megváltozása is. A levegő például, ha a tengerből hőenergiát vesz fel, az kinetikai energiává alakulva igen erőteljes légmozgást idéz elő. Ezek a mozgások gyakran, bár nem szabályos időközökben viharrá vagy igen nagy energiájú hurrikánná fejlődnek. Számos klímakutató szerint a ciklonok gyakorisága, mások szerint energiája az utóbbi időben növekszik. Ennek számszerűségét és energiaforgalmát kívántuk adatokkal ellenőrizni. Feltevésünk szerint a hosszú távú, igen kis értékű (százötven év alatt 0,74 ^oC) hőmérséklet-növekedés helyett a rövid távú hőmérsékletingások (1–3 ^oC) szerepe jelentősebb. Globálisan a ciklonok számának (energiájának) növekedési trendje nem igazolható.

Bevezetés

A gázokban lévő hőmérséklet- és nyomáskülönbségek különböző energetikai folyamatokat indítanak el. Ilyenek például a hőcsere és a munkavégzés is. A globális klímaváltozással kapcsolatos hőmérséklet-változás várható mértékét néhányszor módosították. Az értékek még visszamenőleg is többször változtak. A hőmérséklet-változási sávok általában csökkentek, ami a modellek pontosításával magyarázható. Ugyanakkor széles körben terjed, hogy a szélsőséges időjárási események, például a viharok, árvizek száma jelentősen változik. Van, hogy nem a számnövekedést, hanem az erősségnövekedést prognosztizálják. Ezen a területen a vita sokkal erőteljesebb, mert a mérési bizonytalanság és a szubjektivitás lehetősége sokkal nagyobb, mint például a hőmérsékletnél. A számszerű adatok mellett a jelenség (például hurrikán) paramétereinek megállapításában is nagyon sok a szubjektivitás. E tanulmányban az egyik legfontosabb légköri jelenséget, a globális hőmérséklet által meghatározott hőenergia és a ciklonok energiája közötti kapcsolatot elemzem a rendelkezésre álló adatok alapján.

A kiindulási alapfeltételezésem a légköri mozgások változására az, hogy a rövid időszakaszokon mérhető jelentős ingadozások (például éves 4 ^oC, 1. ábra) hatása jobban magyarázza a jelenségeket, mint az évszázados, néhány tized fokos változás. A légkör hőmérsékletének 1 ^oC-kal való megváltozása kb. 5,24×10²¹J/^oC hőmennyiséget jelent.

Néhány százezer évre visszatekintve megállapítható, hogy a jégkorszakok és interglaciálisok ciklikus váltakozásán túl a rövidebb szakaszokon is jelentős, ha nem is mindig szabályos, de állandó jellegű ciklikusság figyelhető meg (és mérhető is). A katasztrofális, nagy légköri jelenségekben ennek szerepét kell megfelelőbben értékelni. A szén-dioxid-koncentráció ilyen mértékű ciklikussága nem létezik. A CO₂ mennyisége a szezonális változás mellett folyamatosan növekszik.

A legutóbbi évek hőmérsékletét tekintve a közeli csúcsok között gyakori az 1 ^oC különbség, de 2001 júniusa és 2001 decembere között kb. 4 ^oC az ingadozás amplitúdója, míg a kb. hároméves átlagolással a hőmérsékletváltozás görbéje kisimul (1. ábra). Ez is arra figyelmeztet, hogy a légkörben fellépő nagyenergiájú változásoknál a rövidebb távú oszcillációkra nagyobb figyelmet kell fordítani. A hőmérséklet átlaga hosszabb szakaszokon gyakorlatilag állandó.

Trópusi ciklonok

Az 5^o-os és 20^o-os szélesség között a meleg óceáni vízfelszínek feletti intenzív konvektív hőcsere következtében a levegő folyamatosan felfelé áramlik. Az áramlás adiabatikus folyamatként értelmezhető, tehát csökken a feláramló levegő hőmérséklete, és kinetikai munkavégzés történik. A levegő telítetté válik. A levegőből a nedvesség kicsapódik, és a rejtett hő felszabadul, ami csökkenti a levegő lehűlését (2. ábra). A víz párolgáshője kb. 2500 kJ/kg. Alacsony nyomású mag jön létre, amelyet egy magas nyomású köpeny vesz körül (Czelnai et al., 1988).

Az átlagszelet a világ nagy részén a felszín felett 10 m magasságban mért, 10 percnél tovább tartó szél sebességének átlagaként definiálják (3. ábra). A legjelentősebb kivétel az USA, ahol egyperces átlagot számolnak (URL2).

A trópusi ciklonban (TC) lejátszódó folyamat a hőerőgéphez hasonlóan Carnot-ciklusként tárgyalható. A ciklus során a hőbevitel és a hőelvonás különböző, de állandó hőmérsékleten történik, majd adiabatikus kompresszió és expanzió eredményeként mechanikai munka jön létre. A termikus hatásfok a hasznos munka és a bevitt energia hányadosa, azaz a beviteli és a hőelvonási hőmérséklet különbségének a beviteli hőmérséklettel való osztásával számítható (Emanuel, 1991): η = (T1 - T0) / T1

Ha T1 = 300 K (tengerfelszín hőmérséklete) és T0 = 200 K (a sztratoszféra hőmérséklete), akkor a hatásfok egyharmad, azaz kb. 30%. A valóságos körülmények között véges hőmérséklet-különbségű hőcsere és jelentős disszipációs energia is keletkezik, amely jelen esetben visszatáplálódik a folyamatba, de számottevő eltérést okoz a Carnot-folyamattól. Ennek ellenére globális számításokhoz közelítésként a Carnot-feltételezés használható (4. ábra). A 4. ábrán bejelölt egyes folyamatok a következők:

1. (a – c) A tengerfelszínen a levegő gyakorlatilag állandó hőmérsékleten telítetté válik, hőenergiát vesz fel, és örvényleni kezd. A földfelszíntől vagy vízfelszíntől elválasztó levegőréteget határrétegnek nevezik. Ez 1,5–3 km vastagságú. Itt intenzív levegőbeszívás is megfigyelhető. A szélvektorok az ún. szem felé mutatnak. Ezt a szakaszt meleg izotermának nevezik.

2. (c – o) A meleg, telített levegő az impulzusmomentum megmaradása mellett adiabatikusan felfelé áramlik, lehűl, eső keletkezik. A pára-kondenzáció során felszabadult hő a ciklonban marad, csökkenti a lehűlést. A levegő szétterjed. Ez 16–18 km-es magasságban történik.

3. (o – o’) A levegő a sztratoszféra határán izotermikus körülmények között hőt ad le, amely majd a világűr felé távozik. Itt, a hideg izotermán hőleadás van.

4. (o’ – a) A hideg levegő adiabatikusan, a perdület megmaradása mellett lefelé áramlik. A levegő süllyedése mellett a nyomása növekszik, és magasabb hőmérsékletet ér el. A függőleges süllyedés következtében visszajut a kiindulási pontba, azaz a beszívási határréteg zónájába.

Gyakran az óceán és a felette lévő levegő hőmérsékletét azonosnak veszik, valójában a két érték kismértékben eltér egymástól, viszont az eltérés általában kisebb mint 1 ^oC, de jelentősen függ a szélsebességtől. A víz elpárologtatásához szükséges hő az óceánból származik, amelynek a tényleges hőkapacitása a felette lévő atmoszféráéval összehasonlítva óriási. Ahhoz, hogy a troposzféra az óceánnal a termodinamikai egyensúlyban legyen, arra lenne szükség, hogy az óceánból a hőszállítás 108 Jm^-2 értéket érjen el. A felszíni szél sebességének jelentős szerepe van.

A ciklonokat a sebesség alapján csoportosítják, 32 m/s sebesség felett hurrikánról beszélünk. A szimmetrikus hurrikánokra kör alakú szem és körben forgó karok jellemzőek. A hurrikánokat az ún. Saffir–Simpson-skála alapján öt kategóriába sorolják a hurrikán szemét körbeölelő felhőfalban fújó szél átlagsebessége szerint (Horváth, 2013) (1. táblázat).

A hurrikánon belüli tartományokban különféle erők uralkodnak és tartanak egyensúlyt egymással. A külső tartományban, ahol igen nagy az R értéke, a centrifugális erő elhanyagolható, és a nyomás-gradiens tart egyensúlyt a Coriolis-erővel. A középső tartományban a Coriolis-erő és a centrifugális erő összege tart egyensúlyt a nyomás-gradiensből származó erővel. Ebben a zónában átlagos R távolsággal számolhatunk. A legbelső tartományban a hurrikán szeméhez közeli zónában tartózkodunk, itt az R forgási sugár viszonylag kicsi. Ezen a területen a nyomás-gradiensből származó erő és a centrifugális erő tart egyensúlyt, a Coriolis-erő pedig itt elhanyagolható (5. ábra) (Iván, 2013).

A termodinamikai körfolyamat során végzett munka egyenlő a hőfelvétel és a hőleadás különbségével: W = Q₁ - Q₂

A felszín közelében Q₁-nél, a hővezetés a jellemző. A ciklon tetején a sugárzási törvény írja le a Q₂ hőcserét a világűr irányába.

A ciklonok tárgyalásakor két jellemző kerül elsődlegesen szóba: a ciklonok száma és az általuk képviselt energia. A kinetikus energia a sebesség négyzetével arányos, és azt bizonyos időintervallumra is vonatkoztatják. A ciklonok energetikai szempontú összehasonlítására egy külön jellemzőt, az ACE- (Accumulated Cyclone Energy) értéket használják (URL3). Az ACE értéke a ciklonoknál adott ideig fellépő maximális sebességből számítható: ACE = 10⁴×∑v^2max. A szélsebességre a csomó (knot) nevű mértékegységet vezették be (1 csomó = 1,85 km/h, azaz 0,514 m/s).

A ciklonok energiájának kiszámítására két fő módszer létezik (URL4):

1. A levegőben lévő nedvesség kondenzálódásakor felszabaduló hőenergia. Egy átlagos hurrikán kb. 1,5 cm/nap mennyiségű esőt produkál egy 665 km sugarú területre, ami 2,1×10¹⁶ cm³/nap értéket jelent. A felszabadult rejtett hő: 5,2×10¹⁹ joule/nap vagy 6,0×10¹⁴ watts/s. Ez kb. 1500 km sugarú tengerfelületen 1 m mélységig a víznek 1 ^oC-kal való lehűlését jelenti.

2. A ciklonban örvénylő levegő sebessége által képviselt kinetikai energia. A hurrikán kinetikai energiájának disszipációjából számítható a folyamatban részt vevő hőmennyiség. A hurrikán kiterjedése és a szélprofil ismerete alapján integrálással lehet a hőmennyiséget kiszámítani. Egy 60 km sugarú területre 40 m/s átlagos szélsebességgel számolva a hőmennyiség: 1,3×10¹⁷ joule/nap, azaz 1,5×10¹² watt/s. Ez kb. 180 km sugarú tengerfelületen 1 m mélységig a víznek 1 ^oC-kal való lehűlését jelenti, és ez talán közelebb esik az átlagos értékekhez.

Mindkét módszer óriási értékeket ad, és erősen közelítő adatnak fogható fel. Az általunk végzett elemzésnek nem célja a ciklonok részletes vizsgálata, csak azt megnézni, hogy az utóbbi évtizedekben valóban jelentősen növekedett-e a ciklonok száma és a folyamatban részt vevő energia mennyisége. Erre átlagértékként a 10¹⁷–10¹⁹ joule/nap közötti értékeket megfelelőnek ítéljük.

A felvett és a leadott hő különbségét alakítja a ciklon Carnot-ciklus szerint végzett munkává. A ciklusban keletkezett munka a munkaközeg kinetikus energiájává alakul. A hőt a munkaközeg veszi fel, és a levegő sebességének növekedését okozza (Bister − Emanuel, 1998; Fejős − Tasnádi, 2013). Egy ilyen ciklonban kb. 1,9×10⁹ kg légtömeg mozog.

A közelítésünknél az adiabatikus állapotváltozáshoz az adiabatikus kitevő, a κ= 1,4, az egységnyi tömeg munkája:

κ – dimenziónélküli szám. A 200 K hőmérséklet-különbséggel 4157 J/mol, azaz 287 J/kg az adiabatikus munka. A 40 m/s átlagsebességű ciklonra 0,545 × 10¹² J/s adódik.

A folyamatban lévő irreverzibilitás figyelembevételéhez az endoreverzibilis termodinamika nyújt lehetőséget, amelynek ismertetésétől itt eltekintünk. A hőfelvétel és a hőleadás során a munkaközeg hőmérséklete nem lehet azonos a megfelelő hőtárolók hőmérsékletével.

Számunkra a globális hőmérséklet-emelkedéssel és a CO₂ folyamatos emelkedésével való kapcsolat megállapításához legérdekesebbek az évtizedek során végzett feljegyzések adataiból levonható következtetések. Sajnos a rendelkezésre álló számos adatból nagyon nehéz a valóságos viszonyokat tükröző összeállítást készíteni. Ezért tűnt leghasználhatóbbnak egy azonos módszerrel készített adatsor kiválasztása. Ebben az irodalomban a földfelületet a következőkben ismertetett térségekre osztva, a térségekben működő hurrikánok energiájára részletes adatok találhatók. Példaként az ábrán Atlanti-óceán térségben 1970 és 2015 között keletkezett hurrikánok energiáját találjuk. Hasonló adatsorok állnak a többi térségre is rendelkezésre. A rendelkezésre álló más adatokkal végzett összehasonlítás alapján ezt a módszert megfelelőnek találtuk.

A cikloncsoportosítások fő térségei:

• Atlanti-óceán (Karib-tenger, Mexikói-öböl)

• Keleti Csendes-óceán (Kaliforniai térség)

• Nyugati Csendes-óceán (Nyugati és Déli Csendes-óceán)

• Indiai-óceán (Maláj-félsziget nyugati rész, Afrika partjai)

• Déli félteke

• Globális érték

Példaként bemutatjuk az Atlanti-óceán térségére a ciklonok számát az 1851 és 2013 közötti időszakra (6. ábra), és az energiát (ACE) az 1970–2015 közötti időszakra (7. ábra), továbbá az összesítő globális adatokat tartalmazó diagramot szintén az 1970–2015 közötti évekre (8. ábra) (URL3, URL4, URL5).

A ciklonok által akkumulált energia értékeinek figyelembevételével a következő megállapításokat lehet tenni:

- Az 1970–2012 közötti időszakban keletkezett ciklonok éves energiaértékeinél (ACE) egyértelmű növekedési trend nem állapítható meg.

• Bizonyos ciklikus változás talán jelentkezik.

• A teljes energiának kb. 56%-a keleti és a nyugati csendes-óceáni térségre esik.

• A teljes energia kb. 13%-a esik az Atlanti-óceán térségére.

• Az egy hónapra eső minimum- és maximumértékek aránya 0,0068.

• Az egy hónapra vonatkoztatott átlagérték 61,2.

• Az éves minimális és maximális értékek 116,2, illetve 1145,0.

• Az éves átlagérték 730,5.

• A ciklonok inkább az egyes óceánokhoz kapcsolódnak.

Összefoglalás

A tengerek és a légkör óriási hőenergia-mennyiséget tárolnak. A légköri hőmérséklet- és hőenergia-változások kinetikai energiát gerjesztve nagyenergiájú viharokat és hurrikánokat hoznak létre. A termodinamikai folyamat hőerőgép analógiával közelítőleg leírható. A globális felmelegedés hatásaként létrejött nagyenergiájú viharok és hurrikánok összesített munkájának folyamatos növekedését az ismertetett adatok nem igazolják.
 

Kulcsszavak: globális felmelegedés, termodinamika, ciklonok, hurrikánok
 

IRODALOM

Bister, M. − Emanuel, Kerry A. (1998): Dissipative Heating and Hurricane Intensity. Meteorology and Atmospheric Physics. 65, 233–240. • WEBCÍM

Czelnai Rudolf − Götz G. − Iványi Zs. (1998): Bevezetés a meteorológiába II. A mozgó légkör és óceán. Tankönyvkiadó, Budapest

Emanuel, Kerry A. (1986): An Air–sea Interaction Theory for Tropical Cyclones. Part I: Steady-state Maintenance. Journal of Atmospheric Science. 43, 585–605. DOI: 10.1175/1520-0469(1986)043<0585:AASITF>2.0.CO;2 • WEBCÍM

Emanuel, Kerry A. (1991): The Theory of Hurricanes. Annual Review of Fluid Mechanics. 23, 179–196. DOI: 10.1146/annurev.fl.23.010191.001143 • WEBCÍM

Fejős Ádám − Tasnádi Péter (2013): Hogyan működnek a hurrikánok? Légkör. 58, 136–139. • WEBCÍM

Horváth Ákos (2013): Hurrikán: a természet pusztító hőerőgépe. Természet Világa. 10, 443. • WEBCÍM

Iván Márk (2013): A hurrikánok mechanikai és termikus tulajdonságai. Szakdolgozat. ELTE TTK Meteorológiai Tanszék, Budapest • WEBCÍM