*■ '


I

UNIVERZA V LJUBLJANI
PRIRODOSLOVNA EAZULIEIA

Dr# Reya Oskar:

H . E, , .1. , E, . 0. . R. . O, . L. , A . Š . K . .1, . , . E. . E . E. , M . E. . E , JP.. X

(Skripta za  I.letnik)

Državna založUs Slovenije 1951*

' • ;• ' ■ .. ■ ' r n,- : ' , - ; ' ■,

T w



'  150133

1

U' V' O P

Meteorologija  je že pri starih G-rkih pomenila nauk o nadzemskih
stvar eK, to"’ jeta^ih, ki so dvignjene nad'zemljo* Danes je to pomen
prešel v nauk o ozračju, zlasti o vremenu. Pri izgovarjavi te "besede
moramo paziti, da izgovorimo vedno meteorologija in ne netoreologi-
ja. Ta napačna izgovorjava in tudi pisavo, se zelo pogosto dogaja.

Pod vremenom  razumemo stanje ozračja, ki traja v nekem določe¬
nem trenutku. Vreme se stalno spreminja od trenutka do trenutka in
od dneva do dneva. Vreme ni tore'j nič stalnega.. Pod podnebjem  ali
klimo  kakega kraja pa razumemo neke fizikalne poteze ozračja, ki so
karakteristične samo za neki določeni kraj* Tudi beseda klima ali
klimatologija je grškega izvora in je prvotno pomenila strmino ali
naklon sončnih Žarkov, zlasti pa vpliv strmine sončnih' žarkov" na se¬
grevanje zemlje* Danes pa pomeni klima splošno podnebje nekega kra¬
ja, ki je nekaj'stalnega in kar ee v splošnih potezah ponavlja'vsako
leto* Tako je n.pr. za mesto Ljubljana karakteristična jesenska me¬
gla, za mesto Trst pa zimska burjn* To sta dve klimatski potezi teh
dveh krajev«

Meteorologija je bolj fizikalno proučevanje medtem ko

'je klimatologi ja bolj geografskega značaja. Če hočemo opisati vreme
ali podnebje, izrazimo to s takozvenimi meteorološkimi elementi, Ti

SO - ' -

1) zračni pritisk,

2) temperatura zraka,

5) vlaga'v zraku,

4; veter. -

" Te elementa bomo po vrsti obravnavali. Razložili bomo njihov
pojmm in način njihovega merjenja z" odgovarjajočimi instrumenti, lk-
to si bomo te elemente skupno ogledali no vremenskih kartah. Taka'
skupno proučevanje vseli elementov naenkrat tvori sinoptično  (skupaj
gledano) meteorologijo. .

Rajmlojša veja'meteorologije jo oerologija , ki pa si jo bomo
tgledcli samo bežno, Ta proučuje meteorološke elemente Izključno v
visokih plasteh atmosfere.

'li  R' ±  Č iJ T ■ P R D T I S K

Zračni pri ti sk na zemeljsko površje . Zrak je nevidna mešanica
plinov,’ 'Vi" ga sesTtaVljVic^v' gTavnem’"dva plina, dušik in kisik*  Du¬
šika je nekak« 79, kisika 20 prdstorninskih 2? čleg 'ten cTveli pli-

nov sestavljajo zrak šc nekateri drugi plini, kakor'helij, argon,'
ksenon in drugi, ki pa nastopajo v zelo majhni meri."V zraku, so na¬
hajata v majhnih količinah še dva plina, ki pa sta za življenjske
potrebe silno važna. Prvi je ogljiko v dvo kis, to je'plin, ki ga iz¬
dihujejo živali in človek in laTnašt aja “prlgorenju. Brez njega bi
rastline ne mogle živeti. Drugi plini so vodni hlapi, ki nam dajejo
padavine in s tem vodo. .. .. _ .. -

Vsa ta mešanica plinov, z eno besedo zrak , loži'na zemeljskem
površju in obdaja vso zemljo kot nekak plinski plašč. S tujo besedo

2

I

imenujemo te plašč atmosfere . Atmos pomeni g  grščini hlape, paro,
sapo, od tod nemške’ "besede atmen - dihati. Sfera ali sfaira pomeni
kroglo, Atmosfere obdaja torej zemljo kot nekak kroglasti plašč«,

Temo,' da s6 vse snovi sestavljen j  iz majhnih delcev, ki jih ime¬
nujemo molekule, Te se z mehaničnimi sredstvi ne dado več dalje de¬
liti, kemično jih pa lahko še naprej razstavljamo. Molekulo so več
ali manj skupaj stlačene, kakor je pač snov trdnatekoča  ali pli¬
nasta, V plinih molekule najbolj streme narazen, zato jih moramo ime¬
ti" zaprte v posebnih posodah. Gibanje molekul v plinih povzroči u-
daroo na stene posode, ker zaznavamo kot pritisk ali napetost pli¬
na, Pririsk plina je torej usmerjen v vso strani v prostoru. Iste
razmere vladajo tudi v plinastem ozračju. To lahko ugdfeKdmo s tako-
zvenim aneroidnim barometrom, ki ga bomo kasneje bolj podrobno ob¬
ravnavali, Če postavimo oneroid v katerokoli lego, vodoravno, pošev¬
no, navpičn® ali ga lahko tudi narobe obrnemo, vedno kaše enak zrač¬
ni pritisk.

Zamislimo si neko poljubno točko v atmosferi. Pritisk zraka v
tej točki si predstavljamo na sledeči način. Recimo, da je ta točka
središče ploskve 1 cm^. Zračni pritisk v tej točki je potem celoku¬
pen pritisk zračnih molekulov na‘to‘enoto ploskve, pa naj ifiia plo¬
skev kakršnokoli lego. Vzemimo n.pr. vodoravno ali horizontnlho*'lego.
Nad horizontalno ploskvijo se dviga zračni steber, ki se razteza"‘od
te ploskve navzgor do vrha ‘atmosferskega plašča. ICako debel je ta
plašč, bomo kasneje videli.'Ta zračni steber drse navzgor udarci
zračnih‘molekulov, ki udarjajo od spodaj navzg or na spodnjo stran
ploskve, Ta. pritisk od spodaj navzgor je v ravnotežju s teža zgor¬
njega zračnega stebra. Tako pridemo do razlage zračnega pritiska,
da je zračni pritisk en ak teži z r ačnega stebra n o enoto plos kve, ki
se razteza od te ploslcve navzgor do' koder 'atmosfere. "sploh sega,

Pritisk zraka na zemeljsko površje Je torej  t eža zrač nega ste ^

bra s' prerezom T "c'm’2 . ~~ * ’ " * *.-

Zračni pritisk pride v vsakdanjem življenju najbolj go  izropa
pri vodnih sesalkah. V vsaki šolski fiziki je opisan ustroj 'vodne
sesalke in tu izvemo, da potiska zunanji zračni pritisk vodo v cev
sesalke, medtem ko z batom redčimo zrak v notranjosti cevi. Prav vod¬
na sesalka je bila tista priprava, ki'je napotila človeštvo, da je
izračunalo velikost zračnega pritiska, leta 1643 so v italijanskem
mestu' Pironzi skopali vodnjak, ki je bil čez 10 metrov globok. Ko
so hoteli s sesalko dobiti vodo iz njega, so opazili", dr. potegne se¬
salka vodo 3amo do višine 10 metrov. Tedanja učenjaka Viviani in
Toricelli sta ta pojav razlagala tako, da zunahji zračni pritisk*ne
more v cevi potisniti vode višje kot 10 metrov, la bi to dokazala,
sta poizkusila razrešiti to zadevo s težjo tekočino, z živim sre¬
brom. - ...

Yzela sta približno 1 meter dolg^ stekleno cev, ki je“bila na
enem koncu*zavarjena in jo napolnila z živim srebrom, drugi konec
pa sta zamašila s prstom in nato oov‘pokoncno postavila v skledioa,
kjer se je tudi nahajalo živo srebre. Ko šte odmaknila prst j bi pri¬
čakovali, da steče vse živo srebro is cevi. Pa ni bilo tako. Živega
srebra je izteklo približno komaj 24'cm, tako da je znašala višina
Sivega srebra v cevi nekako še 76 cm» Pojav sta razlegala na sledeči
način. Zračni pritisk pritiska na površino živega srebra v skledici.
Po živem srebru se ta pritisk'prenese na živo srebro tik pod cevjo,
kakor nom to "prikazuje slika 1. Živo srebro v cevi pritisk*- zaradi'
svoje teže navzdol, PrTtisir^zi ve g^. sre bra v aevi in z unanji  ^ zračn i

5

pritisk si torej držito rovnotežje ..

Zunanji zračni pritisk je tedaj prav tako velilc^kakor pritisk
ali teža ' živega srebra v cevi.'Recimo, da znoša površje" prereza ce¬
vi 1 cm 2 . Gostota, to jc teža 1 cm* živega srebra, znaša 15,59 g/
/cm 3, teža' Živo srebrnega stebra v cevi znaša torej": 1 cm 2  x 76 om x
x  15,59 g » 1055,3 g. Prav toliko, to je 1055«5 g ali nek aj nad
1 kg, znaša zračni pritisk' na''površino ‘1 om^/ alT/tolilc^rTi^ , teza
'zraonega" steVraV klima za spodnjo' ploskev f 1 ctnP "in ki sega~ed m or-
slce p o vr s ine navzgor - / 'do kodcIFTtmb af orc^kpTbk sega. ~

Sedaj nam bo jasno, zakaj se ni mogla voda v slovitem vodnja¬
ku v Pirenzi dvigniti višje'k&t 1C metrov. Ker'znaša gostota vode,
ali teža 1 «m3 vode 1 g, znaša teža vode v cevi s^prerezom 1 cm2
in višin* 10 m samo 1 kg, ker je namreč: '

1 cm 2  x 1000 cm x 1 g « 1000 g ali 1 kg. Teža vode v cevi jc
prav tako velika, kolikor znaša zunanji zračni pritisk. Zračni*
pritisk pa more vodo samo toiik tako visoko potisniti, da znaša te¬
ža vode v cevi toliko, kolikor znaša zračni pritisk sam*.

P ritisku teže t055»5 g na 1 cm 2  pravimo 1 atmosfero ." S tako
težo novfrecTpriTiškV pribil žno^s^k c m 2 no morski" glkčlTni tudi ze¬
meljska atmosfera. .

V slovenskem vremenoslovnem izrazoslovju je poleg izrazo aa
zračni pritisk zelo udomačen tudi izraz zračni tlak . Tlak pomeni
isto kakor pritisk,'kajti vsako tolo pritiska ali* 'ilači s svojo te¬
ži na svojo podlago. Odločil sem se za izraz pritisk, ker uporab¬
ljajo Hrvati in Srbi enak izraz« namreč pritisak. Poleg tega pišemo
v formulah pritisk okrajšano p (angleške pre3sure, francosko pres-
sion)•

Merjenje zračnega pr it iska. Baromete r. Če bi cev v sliki 2
na kak način 'tako pri trd ITI', cTcTTHr^taTa" vedno p o ko nč no, “kar 'tč vr. r-
ne meteoroloških'instrumentov tudi nerede, in Se bi vsak don po ne-
kolikokrat opazovali živo srebro v cevi,'bi zapazili, dc se višina
živega srebra v cevi od dne do dne menja. Zračni pritisk torej ni
stalen, ampak spremenljiv., S stalnim opazovanjem moremo ugotoviti
tudi srednjo višino živega srebra v cevi. Enkrat je srebro nad ic
višino, drugič zopet pod njo. Pa višina nam predstavlja srednji  ali
normalni zračni pritisk  v dotični nadmorski višini.

Za praktično uporabo je ob gornjem delu cevi že pritrjena me¬
rilna skala, da moramo višino živega srebra takoj prečitati. Taka
priprava nam služi za'merjenje zračnega pritiska in jo imenujemo
ži vosrebrni .barome ter. Barys pomeni v grščini težek, merimo torej
nekaj 'tenkega, ’ namreč"'težo zračnega stebra.

Ha. meteoroloških postajah je najbolj običajen tako zvrni po¬
stajni barometer. Steklena cev jo v zunanji metalni cevi tako pri¬
trjena f  da stoji pokončno nad spodnjo posodico z živim srebrom.

Slika 1. nam prikazuje shematično postajni barometer in kako se s
njim opazuje zračni pritisk. Recimo, da pade srebro 5d normalnega,
stanja Pn za višino Z. Potem se mor’' srebro v spodnjS'posodici dvig¬
niti za višino s.' Kolikor 'je srebra'sedaj mSnj v~cevi, toliko* ga
je več v posodici, /.ko znaša površina prereza cevi d in prereza po¬
sodice P, volj" po gornji ugotovitvi:

d • Z - Dz in z = | Z

Hova višina srebro P pa je enaka

4

P = Pn (z + z)

P p  Pn - (Z + ^ Z)

P p Pn - 2 (1 + w)

$ ~ Pn ~ Z ).

Ta enačba nam pove, da lahko izmerimo Tišino P, ne da bi pozna¬
li porasta nivoja srebra v spodnji posodici. če poznamo površini obeh
prerezov d in'P; Pri postajnih barometrih ste površini navadno v raz¬
merju: & 7 D =~1 : 53. Površina posodice je 50 krat vešja kot povr¬
šina ' e evkine ga prereza. Novo višino P dobimo torej, če od normalne
višine Pn odštejemo izmerjeno višino Z v mm, pomnoženo s koeficien¬
tom:

» # V 4

baj.  a?. ,tja  L 1 , 02 .

I 50 50

Pa bi pa vsakokrat ne vršili tega množenja, niso razdelki na
skali nanešeni kot navadni milimetri temveč kot milimetri pomnoženi
še z vrednostjo:

t  / >  *

v  a. 0,9804.

D'+ d 51

Pn razdelek dveh črtic na' skali nam torej ne predstavlja dol¬
žine 1 mm, temveč dolžino 0,9804 mm. Pri opazovanju pa smatramo te
razdelke za navadne milimetre in zat* nam ni treba izvršiti množe¬
nja: Z . 1,02.

Barometer, čigar skele nosi tako reducirane milimetre, imenu¬
jemo barometer z reduciraj skalo^

V praksi ne čitamo padca Z temveč direktno višino P v mm. Od¬
čita 3e do točnosti 1/10 mm. Zato je ob skali gibljiv nonij, ki nam
omogoči odčitati tudi de3oti del 'milimetra. ICako se meri z nonijem
razloži vsaka učna knjiga fizike.

Na barometru je pritrjen tudi'termometer, da ugotovimo tempe¬
raturo barometra za časa opazovanja. Polžina živega srebra se ne spre¬
minja namreč samo s spremembo zračnega pritiska temveč tudi s tempe¬
raturo zraka, ki obdaja barometer. Živo srebro se namreč krči in ši¬
ri, kakor se pač njegova temperaturo, manjša ali veča. Prav tako ee
spreminja s temperaturo tudi dolžina berometrove skale. Pa bi se
izjgnili tem spremembam, tako živega srebra kakor skalo,'je želeti,
da bi barometer visel vedno v prostoru s temperaturo 0 c C. Iver pa“ to
ni mogoče doseči, doda tovarna vsakemu barometru korekcijsko tabelo,
ki pove, koliko milimetrov je potrebno pri temperaturah pod C°C do¬
dati, nad t°0"odvzeti, da dobimo'stanje zračnega pritiska, ki ga po¬
kaže "barometer s temperaturo 0°0. Pa korekcija zavisi'tudi od veli¬
kosti zračnega pritiska. Giblje se v mejah približno + 5 mm za tem¬
perature -30°C in +50°C in pri pritiskih 700mm - 790 mm. Sej korek¬
ciji pravimo redukcija na 0° C.

Potrebna pa je še druga korekcija, namreč re dukcija na srednjo
zemeljsko težnost . Vemo, do eno in isto tefcelo ni' pVvsod na žerneTj^
sivem površju' enako težko. Zemeljska težnost se namreč menja od ek¬
vatorja do polov. Na ekvatorju je manjša, na polih nekoliko večja.
Zaradi vrtenja naše zemlje okoli lastne osi se razvije namreč tako-
zvana centrifugalna ali sredobežna sila. Ena komponenta te sile,

namreč vertikalna, deluje proti tečnosti. Ker je ta sila naj¬
večja na ekvatorju, se tu tečnost najbolj zmanjša. Na polu
centrifugalne sile ni, zato je tu tečnost največja.

Tem vplivom je podvrčeno tudi čivo srebro v barometrov!
cevki. Ista -dol.čina čivosrebrnega stebra je na ekvatorju lažja
kot na polih. Enak zračni pritisk potisne čivo srebro na ekva¬
torju više navzgor, ker je lažje, kot na polih, kjer je težje .
Barometer nam torej pokaže v naravi enak pritisk na ekvatorju
nekoliko, previsokega, na polih pa prenizkega. Smatramo, da vla¬
da srednja ali normalna zemeljska točnost na geografski širini
45°• V krajih, ki leče med ekvatorjem in 45°, se mora barome¬
tru nekaj odvzeti,  v krajih, ki leče med 45° in polom, se mora
nekaj doflafržr . Tudi za to korekcijo imamo posebno tabelo. Korek¬
cija zavist tudi od velikosti zračnega pritiska in se giblje v
mejah 2 mm. V Sloveniji, ki leči v geografskih širinah med
45° 30’ in 46° 30% je ta korekcija tako majhna, da ne pride
pri opazovanju v poštev. Na 46° geografske širine znaša namreč
samo 0,06 mm, barometer pa čitamo točno le do prve decimalke.
Zemeljska tečnost se menja tudi z nadmorsko višino, toda ta
vpliv na  barometer ne upoštevamo.

Iz vsega navedenega sledi, da izražamo velikost zračnega
pritiska z dolčino čivosrebrnega stebra v cevki v milimetrih.
Normalni pritisk, tik nad morgko površino i  znaša okrog 760 mm.
Zračni pritisk je sila na cm . Enota sile je dina, ki da masi
1 g pospešek 1 cm v sekundi. Zgoraj smo ugotovili, da znaša
masa. zračnega- stebra s površino prereza 1 cm^ 1033, 3 g*
Smatramo, da pritiska tudi ta masa na zemeljsko površje s silo
zemeljske tečnosti. Pospešek zemeljske tečnosti pa znaša v
geografski širini 45° okrog 98 I cm. Sila, s katero pritiska
zračni steber s ploskvijo 1 cm na zemeljsko površje je torej
enaka približno 1033,3 x 98 I -  1C13667 din. Domenjeno je, da
se pritisk 1 milijona din na 1 cm^ imenuje 1 bar . Tisoči del
1 bara pa se imenuje m ilibar,  prav tako kakor se imenuje tisoči
del metra milimeter. Do nedavno so zračni pritisk izražali še
kot dolčino živega srebra v cevi v milimetrih. Ta način izraža¬
nja pa se v moderni meteorologiji opušča in se uvaja izražanje
z milibari. Dolžina živega srebra 760 mm odgovarja torej sili
1013 milibarov. Iz tega dobimo razmerje, da je 1 mb približno
enak 3/4 ali 0,75 'tim in 1 mm približno enak 4/3  ali 1,33 mb.

je izračunano na bolj točnih vrednostih gostote ži-
in zemeljskega pospeška, kot smo zgoraj navedli.

Kot točno vrednost gostote živega srebra navajajo 13,595 -g in
kot normalno vrednost zemeljskega pospeška, 930,665 cm sek?

Po gornjem razmerju je vrednost zračnega pritiska 750 mm
enaka lOOOmb, vrednost, ki jo v teoretični meteorologiji sma¬
trajo za normalni pritisk atmosfere.

Kovinski barometer.  Živosrebrni barometer nam belo točno
pokaže velikost zračnega pritiska. Za mnoge naloge v meteorolo-

To razmerje
vega srebra

I

r

- O -

giji je nepraktičen prav zaradi tekočega'živega srebra, ki
otežkoči prenašanje instrumenta. Zato uporabljamo breztekoč in¬
ske ali kovinske barometre, Slika 2  nam prikazuje shemo takega
barometra. B predstavlja kovinsko vzmet, ki se pri C in D lahko
stiska ali .razteza. Znotraj vzmeti pa je kovinska škatlica A>
ki ima valovito dno in pokrov in ki je pritrjena na peresu.

Iz škatlice je povečini izčrpan zrak. Ce se zračni pritisk zve¬
ča, se škatlica stisne in povleče konca vzmeti C in D skupaj.

Če pa zračni pritisk popusti, gre škatlica narazen in s tem
tudi konca C in D vzmeti, Dno in pokrov škatlico sta zato valo¬
vita, da je škatlica bolj elastična. Če je en konec vzmeti, re¬

cimo pi trdno pritrjen, potem se giblje samo konec C.- To gibanje

se preko vzvodov poveča in prenese na kazalec, ki se premika

ob skali , na kateri so vrisane? vrednosti zračnega pritiska.

Tak kovinski barometer ima obliko ure. Vsak kovinski barometer

mora biti preizkušen in primerjan z Živosrebrnim, šele potem

so njegove vrednosti točne. Kovinski barometer se imenuje tudi
aner

o ii!

;ar pride., iz grščine a-neron ~ brez vode.

Tudi an.oro.idi so podvrženi vplivom spremembe temperature
obdajajočega zraka. Pri višji temperaturi prožnost vzmeti B
nekoliko popusti in se zato poro stisne. Zato izgloda, kakor
da se je pritisk povečal. Da bi to odpravili, so pustili v
škatlici A nalašč nekoliko zraka, ki se pri zvišanju tempera¬
ture razširi. To napne škatlico in s tem se konca vzmeti B
zopet raztegneta, podobno toda obratno se dogaja pri znižanju
temperature obdajajočega zraka. 3 tem je vpliv temperaturo od¬
pravljen in pravimo , da je aneroidni barometer glede tempera¬
turne korekcije kompenziran,  Tudi korekcije na normalno težnost
ni potrebno vršiti , ker se elastičnost peresa. B in škatlice A
ne menja z menjavanjem zemeljske težnosti. Aneroidnim barome¬
ter pokaže pri enakem zračnem pritisku od ekvatorja do pola
enake vrednosti.

Škatlico A imenujemo po njenem izumitelju Vidie-jevo
dozo . Več Vidie-vih doz skupaj občutljivost anoroida poveča.

Taka skupina doz je uporabljena pri barografu. Barograf je ane¬
roidni barometer, pri katerem je nameščena cilindrična ura, ki
se- zavrti okoli svoje vertikalne osi enkrat, na teden ali na
dan. Na cilindru je nameščen papirni trak, na katerem piše pero,
ki je v zvezi z dozo, krivuljo zračnega pritiska. Tako dobimo
pregled potoka zračnega pritiska za ves dan ali teden. Slika 7
prikazuje tak barogram ljubljanskega barografa za ves teden.
Instrument pa se imenuje barograf , od grafo - pisati. Krivulja
na papirju pa se imenuje barogram , od gramma - napisana črka ali
črta.

Barogrs.fi in aneroidi so zelo pogosti instrumenti, saj
jih vidimo izpostavljene v javnih vremenskih hišicah, kjer nam
kažejo pri visokem pritisku "lepo”, pri nizkem pritisku pa
"deževno" vreme.

- 7 -

Aneroidi imajo poleg kazalca še neki drugi kazalec, ki
ga lahko poljubno premikamo. Tega postavimo vedno tako, da se
krije s spodnjim aneroidnim kazalcem. Če se zračni pritisk
menja, se aneroidni kazalec premakne, zgornji pa ostane na
mestu in tako vidimo, ali se je pritisk od zadnjega opazova¬
nja povečal ali zmanjšal. Pred vsakim opazovanjem moramo po
androidu in tudi po barogr&fu narahlo potrkati, da s tresenjem
premagamo trenje v vzvodih. Zaradi trenja namreč aneroidni ka¬
zalec ne sledi točno spremembam zračnega pritiska.

Izključno uporaoljamo aneroide pri takozvanih altlme-
tri& , to so instrumetni, s katerimi merimo absolutne višine
nad mor«ejem, pa tudi relativne nad posameznimi kraji. Dalje pri
dejo aneroidi v poštev pri meteorografih , - to so instrumenti,
ki jih spuščamo z letali, baloni ali radiosondami v višine, -
kjer zaznavajo spremembo zračnega pritiska od tal pa do višine,
ki so jo dosegli.

Padanje zračnega pritiska z višino.  Če 3e nahajamo na
dnu kakega plavalnega bazena, recimo v globini 5 metrov, čuti¬
mo močan pritisk v ušesih. Vsa teža vode, ki je nad nami, sloni
na našem telesu. Površina telesa odraslega in močnega človeka
znaša približno 2 m2. 5 m visok vodni steber pritiska na plo¬
skev 1 cm^ s težo: 1 cm* x 500 Km oc 1 g  * ? 500 g. Na ploskvi
2 m 2  = 20.000 cm 2  znaša ta teža 20.000 enr x 500  g *

10.000 000 g - 10 000- kg - lo ton. Če splavamo z dna bazena
navzgor, vodni pritisk ponehuje in na površju vode popolnoma
izgine.

Nekaj podobnega se dogaja v atmosferi. Nahajamo se na
dnu atmosferskega morja. Ker znaša pritisk atmosfere na 1 cm 2
približno 1 kg, znaša pritisk na površino človeškega telesa,
ki znaša pritlično 2 m 2 , 20 000 kg ali 20 ton. Pritisk vse- at¬
mosfere znaša približno toliko kot vodna plast debela 10 m.

Tega ogromnega pritiska na dnu zračnega morja človeško telo
ne občuti, ker prav tak pritisk vlada tudi v notranjosti telesa
in se oba pritiska izenačujeta.

Zanimiva je razlika v debelini vodne in zračne plasti,
ki izvajata enak pritisk. Pri vodi je ta plast debela samo 10 m
zračna plast pa sega na tisoče metrov v višino. Razlika v debe¬
lini pride od tega, ker je voda težja in nestisljiva,  zrak pa
kot plin je mnogo lažji in stisljiv.  Gostota vode znaša 1 g.

Pri gostoti plinov .pa moramo paziti na njihov pritisk in tempe¬
raturo. S padanjem  pritiska in z večanjem  temperature gostota
plina pada . Gostota Čistega in suhega zraka znaša pri tempera¬
turi 0° C in pri pritisku 760 mm 0,001293 g  ali 1 kubični meter
zraka tehta 1,293 kg.

Ker se manjša z višino zračni pritisk in ker je gostota
zraka zavisna od pritiska, se menja z višino tudi gostota zraka-
Pri vodi pa je vzdolž vse višine enaka, ker je voda neatisljiva

Zrak pa je stisljiv, to ae pravi, da je pri višjem pritisku
bolj gost kot pri nifjem. 'lo.tr.  zračni pritisk ne pojeva enako¬
merno, Pri dnu eo zračne plasti bolj stisnjeno'in zato je zrak
tu gostejši. Zgoraj pa je pritisk manjši in zato zrak redkejši.

V začetku pri dnu pritisk hitreje pada kot zgoraj. V zelo viso¬
kih plasteh je zrak ae tako razredčen, da se moramo nekoliko-
krat dvigniti za enako višino kakor pri tleh, da pade pritisk
za enako vrednost. Zaradi stisljivosti zraka je računanje padca
pritiska z višino nekoliko zapleteno, vendar se da s poznanjem
.nekih fizikalnih zakonov in s poznanjem osnov diferencialnega
računa prav lahko izpeljati.

Barometrl č na formula . Boyle-?!ariotte-ov zakon pravi, da
je prostornine, plina obratno sorazmerna a pritiskom. Volja raz¬
merje:

P x  • V. ?  ~  V 2  i v x  ali p x v x = p p v ? ,

Gay-Lussac-ov zakon pravi, da je prostornina plina premo
sorazmerna, z absolutno temperature. Absolutna temperatura je
za 273° povečana Celzijeva temperatura. Velja razmerje:

V 1 v 9

v i : v 2 r T i : t 2 ali  “^r * ?

ako je v obeh stanjih pritisk stalen.

Lahko pa se istočasno spreminjata pritisk in temperatura,
potem dobimo siru Seni Bojrle-Mariotte-Crav-IiUssas-ov zakon ali
plinsko enačboI

!LX-!ila.- a

rp ~ n> — J\

*2

V vsakem poljubnem stanju je izraz pv/T stalen in ga
zaznamujemo s R.R 30  imenuje plinska stalnica ali konstanta.

Ako opazu jemo 1 g zraka pri normalnem pritisku 'J60  mm = 1C13#3 mb
pri temperaturi C°C = 273°K-, potem j*/y takozvana specifična
prostornina, to je prostornina 1 g zraka. Ta je enaka obratni
vrednosti gos r.ote zraka:

; .. 1

O'

J

— ~ 773»4 cm 3 /g

0,001293

Plinska konstanta R je potem tudi  enaka

R *

- J2_

vT

Ako vstavimo normalne vrednosti?
p = 760 mm = 1013 »3 1711(3
T = 273°K

0,001293 °/c r a-

9

dobimo!

mb

R = 2870 °K

cV'

Absolutna temperatura se po Lor^u ICelv/inu označuje s črko K,.,
Ker je 1 mb pritisk 1000 din/cm"' in ker je 1 dina 1 g cm/sek",
je v cm - g - sekundnem sestavu

.2

cm

R =• 2870.1000 3ek ^ o K

Ker^merimo visite v metrih, izrazimo R s enoto me/ffcra. Ker je
1  - 10.000  cm", moramo gornjo vrednost deliti z 10.000  in

dobimo:

m'

R = 287 —-2-oL

sek K

Plinsko enačbo potem lahko tudi pišemoI

pv = RT ali = RT,

kjer ima plinska konstanta vrednost R = 287*

Za nadaljnje obravnavanje barometrične formule potrebu¬
jemo razmotrivanje slike 3 . Iz atmosfere si mislimo izrezan
kvader z osnovno ploskvijo 1 cm". V višini z^ naj vlada pritisk
p^ j v višini z^  pritisk p . Ako je višina kvadra dovolj majhna,
lahko smatramo, da je gostota zraka €) v tem kvadru konstantna.
Na spodnjo ploskev kvadra pritiska od zgoraj navzdol pritisk
P 2  in te'ia kvadra Og (z 2  -  Z].)* Ker izrašamo pritisk p v di-
nah, moramo tudi maso kvadra pomnošiti z zemeljskim pospeškom g,
da dobimo dine. Na spodnjo ploskev kvadra pa pritiska od spodaj
navzgor pritisk

Oba pritiska, to je pritisk p in masa kvadra ter pritisk
p^ pa sta enaka. Velja torej enačba.

P2 + J« (" 2 “ Z  Pl

ali

/

- p i = - lz 2 ~ h ) '

Predznak minus pride zato, ker je p^ manjši kot p^.

Ako je višina kvadra zelo majhna pišemo za razliko v pritisku

p.~ - p, = dp^ in za razliko v višini - z
2  1 X. 2

dz. Dobimo torej:

dp = - ^gdz

- 10

ali kot diferencialni kvocient

Up

.ir =  - v «•

Izraz dp/dz nam predstavlja tako zvari i vertikalni padec
pritiska ali vertikalni barični gradient.

Če vstavimo v ta osnovni nastavek barometrične formule
za j* izraz iz plinske enačbe

V - »

>  RT

dob&mo;

dp.

dz

jSL.

RT

ali

dz = - -S2_ ŽE_ .

S P

To. diferencialno enačbo integriramo v mejah z \  ^ er  ^2  '*' n

p l- •

Dobimo!

z.

f

?z

'  dz s —-

RT

&

f dp



Iz tega dobimo:

ali

*2  " B 1

RT

!T

O

5  2 ~ Z 1 ~

_ RT

g

In

(ln - ln p 1 )

Pl

P2

Ta e načba povo, da je razlika dveh viŽin prem* soraz¬
merna razliki logaritmo v med  spodnjim in zgorn jim pritiskom.

Če smatramo, da ima atmosfera skozi in skozi enako
temperaturo 0°G.= 273°IC) in če vstavimo vrednosti za R 3  287'
in g * 9,81» in če potem to konstanto delimo še s takozvanim
'modulom H - o >434.3» da odpravimo naravne logaritme in uvedemo
Briggsove , potem je ta konstanta enaka!

RT

gM

18400 m.

- 11

Njena dimenzija so metri. V tej višini pade pritisk na eno
desetino svoje prvotne vrednosti.

Barometrična formula se torej glasi*
z = 18400 log P 1  ,/

P 2

kjer pomeni z višino, p in p izmerjena zračna pritiska spodaj
in v višini z nad spodnjo točko. Če torej poznamo pritisk iz ■
dveh različnih višinskihatočk, lahko z gornjo formulo izraču¬
namo višinsko razliko med tema dvema točkama.

Za enkrat predpostavimo, da ima atmosfera skozi in skozi
enako temperaturo 0°C = 273  °£. S pomočjo tega prvega približ¬
nega računa lahko ugotovimo debelino atmosfere, predpostavimo,
da znaša pritisk ob morskem nivoju 1000 mb in izračunajmo, v
kateri višini znaša pritisk 0,1 mb, to je tista velikost pri¬
tiska, ki pride pri meteorološkem merjenju še v poštev. Ker je
log 1000 = 3 in log 0,1 = - 1, je

z = 18400 j 3 - (-1)| - 13400.4 = 73600 m.

praktična debelina atmosfere znaša pritlično 70-80 lem.

Nad to višino se sicer zrak še ve-dno nahaja, toda je tako raz¬
redčen, da pade. pod vrednost ene desetinke milibara. Če pomisli¬
mo, da znaša zemeljski polmer 6 370  km, vidimo, da obdaja atmo¬
sfera našo zemljo samo kot tenek plašč. Če bi gledali na globus
s polmerom 1 m, bi bil ta atmosferski plašč debel približno
1 cm.

Gornji račun pokaže, da leči pod nami polovica ozračja,
to je zračne mase, če v višini 5 500  m. Zrak se z rastočo višino
razmeroma hitro redči. Zanimivo sliko atmosfere nam pokaše sle¬
deči račun. Računajmo v katerih višinah pade pritisk za 100  mb
od predidoče vrednosti. Sledeča tabela nam pokaže rezultate
tega računanja.

- 12  -

3o

Sl Ufa 4  nam predstavlja višine iz zadnjega stolpca
gfrnje tabela in sicer v pomanjšani razdalji, Takoj nas zbode
v »Či stisnjenost spodnjih plasti atmosfere.

Človeštvu se je do sedaj posrečilo, da se je dvignilo
do višine 22  750  m, torej v višine, kjer vladajo pritiski še

p<*d 100  mb.

Kasneje bomo slišali, da se vsi vremenski dogodki
dogajajo v spodnjem delu atmosfere nekako do višine 10  - 20  km.
Kemična analiza zraka iz raznih višin je pokazala, da ima zrak
do višine 10  km proeentuelno enake sestavino kakor pri tleh.

Omenili smo, da šivimo na dnu zračnega morja in da
nosimo na svojem telesu ogromno teŠo 20  ton, kar bi uilo enako
dvema vagonoma premoga. 2 a dozdevni pritisk prav nič ne ovira
našega svobodnega gibanja pri tleh, ker je izenačen z enakim
notranjim pritiskom. Nasprotno, pod njim se prav dobro počutimo.
Če pa se dvigamo z letalom ali v gorah, se ta pritisk manjša,
kar neprijetno deluje na naše počutje, ze od višine 3  500 m
dalje občutimo utrujenost, zaspanost, glavobol in teško dihamo,
kar vse skupaj imenujemo gorsk o b ole z en.  Pa se pojavi ne tolik*
zaradi zmanjšanja pritiska, kolikor zaradi pomanjkanja kisika.
Navajeni smo namreč vdihovati zrak pod normalnim pritiskom 760 mm
Pod manjšim pritiskom pa je zrak redkejši in pride zato manj
kisika v naša pljuča. Saj je znano, da -si visoko v planinah

- 13 -

polagajo tako, da vdihujejo umetno dovajani kisik.

dedukcija baronetra na morsko gladino. Iz  odstavka o
padanju pritiska z  višino sledi, da moremo primerjati samo taka
dva barometra, ki visita v enaki nadmorski višini. Če hočemo
primerjati zračni pritisk dveh krajev, ki le Uta v različni
nadmorski višini, moramo prej barometrsko stanje preračunati
na morsko gladino, to je na absolutno višino 0 m. Ta račun se
izvrši s pomočjo barometrione formule. Iz

z ~  18400 (log p ~ log )

dobimo:

log p « log p 1  +'

18400

kjer pomeni p ■ reducirani pritisk nad morsko gladino, p- pri tis
v višini s, ki mora seveda biti znana.

Pri gornjih približnih računih prejšnjega odstavka
smo predpostavili, da ima atmosfera skozi in skozi temperaturo
0° C. V rejnici pa to ni res, temveč temperatura navadno pada
z  višino in sicer ra 0,^° C na vsakih 100 metrov vzpona. Pri
različni temperaturi pa je tudi gostota ali specifični volu-

m

i  O

V

= T : 'I
o

ali

m

9 , = o
) 1 to

T

1

Ako vstavimo za J  izraz iz plinske enačbe in upoštevamo, da
jo -absolutna temperatura enaka. 1'  = 273°  in T, = 273 + t,

potem dobimo’ 0

?i  =

H T

o

m

T rt  + t

ali


JL

kjer 'pomeni


1

m

J -o

H «T 0  1 + «^t

1

273

- 14 -

Če torej v  barometrioni formuli upoštevamo, da e®
gosrtota zraka. jj> spreminja s temperatur«-, p«t-©m &obinu>?

!  t

..<* p p  g_  ,_1_

d z S - R T 0  1 4*h  t

ali

dz « R T o  — • (1 + *t),

&  p

odnosno

z = 18400 (log p Q  - log p^) (1 + <tf/t).

Reducirani pritiok na morsko gladino, upoštevajoč temperaturo
zraka, se potem glasi!

z  ' 1 _

log p 0  s log p x  + 184C0 * i +

Računski primer nam najbolje pojasnjuje redukcijo zračnega
pritiska na morsko gladino. Barometer v Ljubljani se nahaja v
nadmorski višini 300 m, zračni pritisk naj znaša 735 *nm.
Koliko znaša pritisk p 0  nad morsko gladino, če bi se JU z
ljubljanskim barometrom: opustili za 300 m navpično navzdol do
morja ?

Iz formule:

log » log p. +

18400

dobimo:

log p o  = log 735 +

300

-  763 mm

18400

Jri tem računu še nismo upoštevali korekcijskega koeficienta

» kjer pomeni t temperaturo zraka v Ljubljani. Pri tem
ne smemo upoštevati temperature zraka, ki obdaja barometer v so¬
bi in ki jo pokaŠe termometer na barometru, temveč temperaturo
zunanjega zraka, ki jo pokaše termometer nameščen v termometer-
ski hišici. Recimo, da znaša t° = 9° C« Pri računu moramo upo¬
števati srednjo temperaturo zračne plasti med 0 m in 300  m.
2goraj smo omenili, da pojema temperatura približno za 0,5° C
na 100 m vzpona, prav za toliko zraste navzdol. Pri 0 m bi torej
imeli! (o,5 x 3) + 9° - 10,5° 0. Srednja temperatura med 0 m in
300 m pa je aritmetična sredina spodnje in zgornje temperature:

(10,5'

o o

}: 2 = 19 »5° : 2 =

cijski koeficient znaša torej I

9 ,75°2®H1 okroglo 10° 0» Korek-
1,0366


i

15 -

Drugi aumand v gornjem računu s« popravi v

300 _
18400

1>0 366

J00

19073

Ce to upoStcvamo, ddbimo za reducirani pritisk p » 762 mm.

Pri araonem pritisku 735 mm v Ljubljani v nadmorski višini 300 m
in pri temperaturi 9° C znaša zračni pritisk reduciran na mor¬
sko gladino 762 ram. Vrednosti pritiska 735 mm in temperature
9° C predstavljata normalni pritisk in dolgoletno srednjo tem¬
peraturo za Ljubljano, Reducirani pritisk 767? mm pa je normalna
vrednost zračnega pritiska na morski gladini. Novejša literatura
navaja kot normalni pritisk tik nad morjem 762 mm in ne 760 mm.

liapravimo sedaj obratni račun.- Izračunajmo vmesno
višino k  , Če poznamo pritiska p 0  in p\. Po enostavni- .formuli
broz korekcijskega koeficienta dobimo ža z - 239»41 m.

S korekcijskim koeficientom pa dobimo

z - 209.41 . 1.0366 - 300 m.

Dobili smo zopet absolutno višino Ljubljane. Ce bi ne upoštevali
korekcijskega koeficienta z  oziroma rrn temperaturo, bi dobili
za 10,59 r « premajhno absolutno višino. Zato moramo  pri reduk¬
ciji pritiska na morsko gladino vedno upoštevati tudi temperatu¬
ro zunanjega zraka.

V dnevni meteorološki službi pa teh računov ne vršimo,
ker ima vsaka postaja Še vnaprej izračunano tabelo ža vse mo sne
vrednosti pritiska in temperature. Izračunan je namreč dodatek

moramo dodati pritisku v absolutni višini postajo,
oritisk niha okrog svoje normalne vrednosti približno
20 mm navzgor in navzdol in če predvidimo za temperaturno nihanje
zunanjega zraka meji me d «40* C in +4-0° C» potem imamo na tabeli
n 11  s topaj oč o slučaje.

Pripomniti je se treba, da vstavljamo v koeficientu
(l+- #*t) za t'vedno navadno temperaturo, no absolutno. Pri tem-

s - -10°. 0,

je l+ rb  t i= 1 + 27~f~  '

p er at urah pod 0° C^e izraz \fj  t  negativen n. pr. z
je 1+ tfft = 1 - -p-pr , za t - 10° G pa je 1+ ib  t ,=

Pri prav točnem računanju je treba upoštevati še korek¬
cijo z ozirom na vlažnost zraka. Gornja formula s temperaturno
korekcijo je bila izpeljana pod predpostavko, da je zrak suh,
kar pa v resnici ni-. Korekcija a ozirom na vlago je podobna tem¬
peraturni korekciji. Kajti kakor bomo kasneje slišali, je vlažni
zrak lažji  leot suhi. Toda ta korekcija nima tako velikega vpliva
na celotni- račun in je zato v dnevni meteorološki službi ne
upoštevamo. Pač pa sc je treba ozirati na njo pri točnih sero¬
loških merjenjih z meteorografi, ko se- raziskuje zračne plasti
atmosfere od tal pa do najvišjih višin.

t

1

- 16 -

Altimete r. merjenje višin s pomočjo razlike v zračnem
pritisku ;je zelo udomačeno pri vzpenjanju v gp-rsh, zlasti pa
pri višinskih poletih z letali. Za te naloge imamo na razpolago
instrument altlmeter  ali višinometer , ki nam pokaše višino, v
kateri se nahajamo. Altimeter je navadni aneroidni barometer,
ki ima dve skali. Notranja kaše zračni pritisk, zunanja pa
višino. Zunanjo skalo se da zavrteti, tako da lahko postavimo
višino, v kateri se nahajamo, na pritisk, ki ga oh istem tre¬
nutku kače aneroid. Ko se vzpenjamo, kaše kazalec padanje pri¬
tiska, istočasno pa tudi višino, v kateri se vsakokrat nahajamo.
Altimeter omogoča direktno odčitanje višin do 5000 metrov, v le¬
talih pa še več. V gorah moramo paziti, da ne traja vzpon pre¬
dolgo, ker se med Časom vzpona lahko pritisk spremeni. Začetno
sovpadanje višine z zračnim pritiskom se potem ne ujema več.

V takih primerih moramo s pomočjo kakega barografa ugotoviti,
za  koliko se je pritisk od pričetka do konca vzpona na kraju
izhodišča spremenil, in nato izvršiti korekcijo.

3 pomočjo barometricne formule lahko izračunamo, za
koliko se moramo dvigniti v posameznih višinskih odsekih, da
pade pritisk za en mm.

absolutna višina: 500 1000 2000 3000 4000 5000 m

prit isk pade za 1 mm na^ 11 12 .13 13 17 20 m

Medtem ko pade v višinah do 500 m pritisk za 1 mm na
vsakih 11 metrov vzpona, pade v višinah okrog 5000 metrov šele
na vsakih 20 metrov vzpona za 1 mm.

Če naslednji račun je za nas zanimiv* Izračunajmo, ko¬
liko znaša zračni pritisk vrh Triglava, to je v višini 2863 m.

Iz preurejene barometrične formule dobimo:

log p 1  s log p 2  - 18400 (1+ tf/t *

Katerakoli dolinska postaja iz okolice Triglava bi dala kot
srednjo letno temperaturo preračunano na morsko gladino približno
11° Č* Če izhajamo od te temperature, dobimo s pomočjo tempera¬
turnega gradienta 0,5° C na 100 m vzpona kot srednjo letno tem¬
peraturo na Triglavu •

11« C -{28,63 • 0,5) = 11° - 14,3° « - 3*3° 0.

Srednja temperatura zračne plasti med morjem in Triglavom je
torej:

til« + (-3,J°)*j : 2 * 7 »7° : 2 = 3,a°.

- 17 -

Vstavimo v formulo številčne vrednofctil

2863

io S Pl  -- log 76 2  -
in dobimo p^ - 534>7 mm.

Zračni pritisk se od morske površine-do vrha Triglava zmanjša
nekoliko več kot za 1 četrtino.

Dnevni tok zračnega priti ska.

V sliki 5  vidimo potek barografske krivulje za en teden.
Zakaj je "pritisk ob nekih dneh visok, to je nad normalnim
stanja®» in zakaj je drugič zopet nizek ali. pod normalnim sta¬
njem, bomo obravnavali pozneje v poglavju o lepem in duševnem
vremenu.

Če si ogledamo krivuljo kakega dne, opazimo, da je ne¬
lahko valovita. Nekako ob 10.uri dopoldne in ob 10.uri zvečer
je zračni pritisk visok, ob 4 .uri zjutraj in ob 4 . uri popoldne
pa nizek. Razlika med maksimum in minimom pa znaša približno
komaj 2 mm ali celo manj. To valovanje pritiska je redni vsako¬
dnevni pojav, ki se ponavlja na vsem zemeljskem površju toda - •
povsod ob vsakokratnem krajevnem času. To valovanje je poleti
bolj izrazito kot pozimi, prav tako je v ekvatorialnih krajih
bolj izrazito kot v polarnih. Vzrok temu dnevnemu nihanju zrač¬
nega pritiska moramo iskati v dnevnem segrevanju zraka od stra¬
ni sonca.

Poleg segrevanja zraka pride pri tem pojavu v poštev
še dnevno izhlapevanje vode. Fo Daltonovem zakonu je skupna
napetost mešanice planov enaka vsoti napetosti vseh posameznih
plinov. Če pridejo torej vodni hlapi v zrak, se mora po gornjem
zakonu zračni pritisk povečati, če ti hlapi skupno z zrakom, ne
odteč,- jo iznad izhlapevajočih tal. Največ je izhlapevanje pa je
prav ob najvišji dnevni temperaturi, ko so najbolj razviti...
vzponski toki. Dotok vodnih hlapov v zrak igra za njegov pritisk
podobno vlogo kakor segrevanje zraka. Ko pa se zjutraj zrak
ohladi, se vodni hlapi izločijo kot rosa in ne sodelujejo več
v zraku pri skupnem pritisku.

Redno dnevno nihanje zračnega pritiska opazujemo pred¬
vsem ob lepem vremenu. Če ta dnevni tok pritiska ni izrazil
potem lahko sklepamo, da se bo vreme poslabšalo.

"' •t,

- 18 -

Tempe, ratur

raka

Prehod sončne energije skozi atmosfero. Zadnji vzrok
vsega vremehškega~3dčgiganja~v~atmoii‘eri~je~energi ja, ki jo
stalno izČarja sonce predvsem v obliki svetlobe in toplote.
Svetloba se razlikuje od toplote samo po*"vaIovnx*’aoXTInI _ T5r-
kov. Tl so enake naraveknkor elektromagnetni valovi, ki jih
izšarjajo radijske oddajne postaje, le da se zopet ločijo ou
njih po valovni dol lini. Pri radijskem sprejemu poznamo dolge,
srednje in kratke valove, v mejah od 2.000 do 10 metrov in Še
krajše. Dollina toplotnih valov je mnogo krajša in znaša komaj
nekaj tisočink milimetra ali mikronov. Sarki s še krajšimi
valovi, komaj nekaj desetink mikrona, postanejo za naše oko
vidni in jih imenujemo zato svetlobne "Sarke.

Sončna svetloba je sestavljena iz posameznih barvnih
jarkov, ki se zopet ločijo po valovni dol šini. V prirodnem po¬
javu. V prirodnem pojavu mavrice  vidimo sončno svetlobo raz¬
stavljeno. v njen-- sestavne dele. Včasih vidimo poleg prve
mavrice nad njo še drugo, ki pa ni tako jasno izra šena kot prva.

V prvi mavrici je zunanja barva rdeča, nato slede oranšna, rumena,
zelena, modra in kot končna na notranji strani mavricin;ga
loka je vijoličasta barva. Valovi rdeče svetlobe so dolgi 0,8
mikrona, vijoličaste 0,4 mikrona. 0 posebnimi sredstvi se dado
tudi onostran vijoličaste barve ugotoviti če nadaljnji jarki,
ki'so zp oko nevidni in jih imenujemo u11 r avij pličaste čnrke.

Prav tako so tostran rdeče barve še nevidni jarki, ki jih ime¬
nujemo i nfrardeče  ali toplotne Sarke , ker jih spoznamo najla?j e
po njihovem toplotnem dejstvu. ICo prodirajo svetlobni in toplotni
sončni šariti skozi atmosfero do zemeljskega površja, se z r ak pr i
tam -skoraj  nič ne segreje . To si razlagano tako kakor pri pre¬

hodu

S V'--:  U L

ob

itn

šarkov skozi steklo zimskih cvc-tličtjjakov in

zimskih gred, Ko prodirajo sončni jarki skozi steklo, se to prav
malo {3ogrej*. Tri  rastlinah in na zemlji pod steklom pa se svetlo¬
ba pretvori v toploto, ki se potem upopabi zn segrevanje zemlje,
genija potom ir. •. er ja v obliki valov večje dolčine, to je toplot¬
ne marke, ki pa jih steklo prestreza.

Srak se tedaj ne segreva direktno od sončnih jarkov,
temveč od toplote, ki jo dobiva od zemeljskega površja segretega
od sončnih Sarkov. Vendar pa no pride vsa sončna energija, ki
dospe nedotaknjena do gornje meje atmosfere, do zemeljskega
površja. Sončna energija oslabi pri prehodu skozi atmosfero in
sicer iz treh vzrokov. Prvi je razpršenje ali disperzija.

V ozračju namreč lebde• različniTrdni delčI^razTifnih velikosti.
Te. delce ^sestavlja navadni cestni prah, dalje fini nuščavski
pesek, nad mesti in industrijskimi kraji je v araku mnogo to¬
varniškega dima in saj , iz morja pride v zrak pri razpršenju
valov morska sol, ki jo kot silno majhne delce vetrovi odnesejo

- 19

v višav-.: in nad. celino, nad polji in gozdovi pride v zrak zlasti
pomladi silno mnogo cvetnega pravim , peloda. Končno smatramo
za delce v zraku tudi zračne molekule, zlasti ionizirane, in
silno majhno vodne kapljice. Če so ti delci manj č l kot valovna
dolžina najkrajših svetlobnih žarkov, Če je torej premer delcev
manjši kot 0,4 mikrona, se sončna svetloba pri prehodu mimo
njih . uklon i in razprši . Zlasti so podvrženi razpršitvi svetlob¬
ni Žarki najkrajših valov, to je mod r i in vij ol ičast i.

Po Lord Rayleigh-u je razpršitev obratno sorazmerna
četrti potenci valovne dolžine, če zaznamujemo razpršitev ali
disperzijo rdečih žarkov z D vijoličastih z D , se Ravleigh-ev
zakon glasi: r

T> r  : D y  = C,4 4  : 0,8 4

pl i

I) = D
v r

0,8  ,

(ok P - D

r

16

kar pomeni, da se
ko t rdeči ž arki.

vijoli

Žarki 16-krat močneje razprše

Zaradi razpršitve ee od direktne sončne svetlobe loči
del modrih in vijoličastih Žarkov in pridejo tako po stranski
poti od vseh strani neba do naših oči. Zato izgleda nebo modro,
čim više se vzpenjamo v planinah ali z letali, tem bolj temno¬
modro in celo vijoličasto postaja nebo. Z  višino se namreč veča
procent; urino množina najmanjših delcev, ob katerih ne razpršuje
kratkovalovni del sončnega spektra in sicer tem bolj , čim manj
je v zraku delcev s premerom več jim  kot 0,4 mikrona.

Zjutraj in zvečer, ob senčnem vzhodu in zahodu, izgleda
sonce bolj rdeče kot podnevi. Naklon sončnih Žarkov s horizon¬
tom je zjutraj in zvečer zelo majhen. Pot skozi atmosfero je
tedaj daljša kot opoldne. Ker morajo sončni Žarki takrat preiti
debelejšo plast atmosfere, se  po razpršen,ju loči od sončne sve¬
tlobe mnogo modrih in vijoličastih žarkov. Ostanejo kot svetlo¬
ba predvsem rdeči Žarki. Zato je sonce•zjutraj in zvečer bolj
rdeče in ga lahko gledamo. Isto se dogaja, ko sonce gledamo
skozi meglo. Od tod pride tudi jutranja in večerna zarja , ki jo
opazujemo najlepšo na planinskih vrhovih.

Ker se svetloba razprši v vse smeri v prostoru, je
odide en  del tudi v vesoljni prostor. Ta del svetlobe.je za
segrevanje zemeljskega površja izgubljen.

Na delcih, katerih premer je večji  kot valovna dolžina
najdaljših svetlobnih Žarkov, torej večji kot 0,3 mikrona, se
vsa  sončna svetloba odbija . Ker se odbijejo vsi Žarka, je ta
svetloba bela .: Odboj se izvrši v. vse smeri v prostoru, Zato
pride ta odbita svetloba do nas od vseh strani neba. Pojav ime.

I

!  tl

- 20  -

nujemp difuzna refleksija. Najbolj pride to do izraza, č§ je
nebo oblncno7~Po~o3boju~na oblačnih kapljicah pride svetloba do
nas, medtem ko direktni sončni 'žarki ne morejo skozi oblak.

Nekaj difuzne svetlobe pa se odbije tudi v vesoljn$i prostor in
je za del sončne ene.-r.gije za segrevanje zemeljskega površja
izgubijen.

Vodni hlapi irt oblačne kapljico pa ne odbijajo samo
3ončne svetlobe, temveč jo tudi vpijajo  ali absorbirajo .

Zlasti se pri tem uporablja toplotni del sončnega spektra, to je
žarke z valovno  dolžino 0,8 - 3»5 mikrona. Vpoj  ali absorbicij a
tudi precej oslabi sončno energijo pri njenem prehodu skozi
atmosfero«

Vsi ti vplivi povzroče, da pride od sončne energije, ki
je dospela nedotaknjena do gornje meje atmosfere, do zemeljske¬
ga površja nekako le 40$&. Ostalih 60$. je razpršenih ali odbitih
na zračnih delcih ali na oblakih, nazaj v  vsemirje- ali pa je
absorbiranih od vodnih hlapov in oblačnih kapljic. Dognano je,
da je zemeljsko površje vedno do polovice pokrito z oblaki.

Še enkrat je treba poudariti, da se atmosfera pri prehodu -sonč¬
nih žarkov skozi njo sama skoraj nič ali zelo malo segreje.

Sončna stalnica. Zanimivo je vedeti, kolika je številčna
vrednoat"energije7 klinam jo pošilja neprestano sonce. Sončno
energijo, ki dospe do zemeljskega površja in se spremeni v
toploto, merimo v kalorijah. Sneta. toplote je gramska kalorija,
to je tista množina toplote, ki jo potrebna, da se segrej*e 1 g
vode za 1° 0. Za merjenje sončne .toplote uporabljamo instrument
ptrhe ll ometer  pc Ingstromu. Fir pomeni v grščini ogenj, helios-
sonce , meter-merilec. Pirheliemet^r nam pokaže, koliko toplote
debi črna, s sajami okajena, 1 ca" velika ploščica iz platine
v teku ene minute pri pravokotnem padanju sončnih žarkov.

Kasneje bomo slišali, da je dejstvo segrevanja največje, če
sončni žarki padajo pravokotno, to je pod kotom 90 ° na kakšno
površino. Ploščica mora biti črno okajena, ker črna barva- vpija
skoraj vse žarka. Od vseh ornih barv so saje najbolj orne.

Svetle ali bele ploskve pa žarke močno odbijajo in se zato manj
segrejejo.

Merjenje se izvrši ob jasnem dnevu poleti •poldne, k«
je sonce najbolj visoko. Meri se istočasno v  dveh različnih
višinah, n.pr. na vznožju in na vrhu kake gore. Take meritve je
poleg drugih vršil tudi ‘Tved K. Angstrom v območju gore pic
Teneriffa na Kanarskih otokih, kjer je nebo zelo jasno. Meril je
v višini 360  m nad morjem, njegov pomočnik pa v višini 3*252 m.
Merjenje na dveh točkah nam da dve vrednosti I 0  in . Vrednost
zgornje točke I-, je večja kot spodnja I 0 . V višini nad 3*000
metrov je zrak že precej razredčen, ne vsebuje več mnogo vodnih
hlapov- niti prahu in dima, ki zelo ovirata prodiranje sončnih
žarkov. Prav zaradi tega je Angstrom izbral Kanarske otoke za to

21

vašno merjarja. Istočasno se mori na obeh točkah tudi mračni
pritisk.

Na podlagi dveh istočasnih merjenj se po te ti  -sklepa na
Jakost sončno energije vrb sitno sfere na sledeči način. Mislimo
si atmosfero ra?; del j ar. o na vč plasti in sicer teko, da je raz¬
lika v zračne>v pritisku med posameznimi plastmi vedno enaka.

Ko namreč prodira sončna energija od plasti do plasti, se njena
jakost manj-ča, toda za vsako debelino plasti za enako vrednost.
Vsaka plast ime. namreč enako moŠlho trska. Če poznamo jakost
na dveh točkah in poznamo razliko v zračnem pritisku na teh dveh
točkah, vemo za koliko se je rman jsala jakost od go:..nje točke
do ■ spor?, n j e v znani debelini zraone maso. Ta padec jakosti ime¬
nu jeoio t rav.emisijski koetjeleni  k in je seveda manjši od 1.
Izračunamo ga, če dcliico spodnjo jakost I 0 . z zgornjo 1^1

j*o

Predpostavimo, da je transrnisi.laki koeficient v vseh plasteh enak.
Pa ko st na spodnji stran! naj ni rije plasti je potem enaka.?

I 0  = ii k.

Jakost na spodnji strani druge plasti je potem enaka

I-j

\]co vstavimo to enačbo v. prvo dobimo

'■o k '

•l 0  * V k . k - I 2  k|;

Ha enak no. o ir. dobimo enačbo sr* izračunanjs jakosti na spodnji
strani tretje plasti ali na zgornji strani druge plasti

1  a I, k-’
o 2

Če je znano čfevilo plasti n, dobimo jakost I na vrhu zadnje
plasti, to .je na vrhu atmosfero is enačbe

I • V I k‘\

d n

sončne 3 nor-

3 ponočno solarne konstante laiiko izračunano ti.ato
množino tople

Naša zemlja j« v vsakem trenutku do polovic^ njene površine

e, ki jo  pošlje sonce naši zemlji v enem letu.

obsevano, o o. sonca, prerez snopa sonenia žarkov, ki padejo na
zemljo, je enak krogu s polmerom naše zemlje. {Po ploskev pomno¬
žimo s številom minut enega leta in vse skupaj o solarno kon¬
stanto, Ako to množino toplote zaznamujemo z K, potem je

M » 3.T.IT. ‘V ,

kjer pomeni 3  solarno konstanto, T .število minut enega leta*

H radij naše zemlje. Vstavimo številčne vrednosti in dobimo:

2

X = 2 >(165,25  . 24 . 60).(6J7C.10') * 3,14  -

- X , 34 .1C 2/1  gr kal.

To ja 1,34 kvaš ril .iona g kal.

%

Ta množina toplota je tako ogromna, da je kot take;
nspojmljivvi* La?je postane umljiva, oe jo primerjamo z dejstvi,
ki bi jih ta množina toplote izvršila. Če bi naša »zemlja bila
obdana s m debelim ledenim plaščem, bi ta letna množina
toplote zadostovala, da ga stali, prav tako bi se dal* z njo
izpariti 5,5 T debelo plast vode okrog in okrog zemlje.

Da se n Čipi ek s6n.on.lh Žarkov veča z višino, je zlasti
znano planincem, Iri obisku jejo visoke gora. Ce se mudimo dalj
časa v planinah, pridemo s počrnjeno kožo na obrazu nazaj.

Nerazumljivo pa nam postane dejstvo, da je v planinah
in sploh, v višinah Polj hladno kljub motne j čim sončnim 5arko«n*

V višinah nad 3*000 m padajo padavine celo ooleti kot sneg, iz

katerega se potom stvar j a jo večna ose»i$8a in iz. n lih ledeniki.

Da je v pl&nirah. kljub močnejšim sončnim Žarkom hladneje, zavist
to od temperature zraka, ki pade tudi v poletnem Času pad 0° C»
Tudi taljenje snega zavisi od temperature araka. Kasneje bomo
slišali, da piha v gorah stalno veter in da se zrak stalno ijs-»
menjuj? med dolino iti vrhovi. Poznamo takozvan#- redno izmenjavo
pi?g  dnevnim dolinskim in nočnim gorskim vetrom. Pri vzpenjanju
pa se zrak zaradi žmaiipanega zračneg?i pritiska Siri, pri čemer
sg  adle.bo.tno  »ohlaja. kar pa bomo pozn»:>je zelo podrobne obravna¬
vali. Zaradi toga je zrak v višinah vodno ohlajen. Najbolje ob¬
čutimo to sami. Če ležimo v gorah na roncu, nam. je prijetno toplo
ker nas segreva j o direktni sončni žarki, če pa gremo v senco-,
nas pa zebe, kor nas obdaja mrzli zrak: s temperaturo pod 0° C.

Segrevanje zemeljska površin le. Tista, sončna energija,
ki dospe slčezi^atmonjero^d; *z e me ij sk ega površja, se tta ujem
Spremeni v toploto in ga segreva, .-.-ri tem je važen kot, pod Jfc

katerim padajo -  žarki na r.1 jako površje. V sl iki  6 padajo
Žarki pravokotno na ploskev AC « To ploskev segreva torej snop
žarkov debelin' • ac.  če pa ploskev poloŽimo vodoravno na Kemijsko
površje v lego £Q - t  tako da padajo žarki nanjo pod kotov, e , potem
pride za segrevanje isto ploskve, sedaj v legi Al)? v poštev
samo snop žarkov debeline J3> ki je manjši od snopa AC. Ista
ploskev ima v vodoravni legi manj žarkov na razpolago kot v
poševni legi, ko padajo Žarki nanjo pod  pravim kotom.

Jakost segrevanja je v istem razmerju.kakor debelina
snopa. Če zasramujemo jakost Žarkov pod kotom 30° ž I in pod
kotov e v j je 9v/

•Jakost segrevanja je  t orej direktno proporcionalna
gin e t  t o je sinus u kota sončn ih _ žarkov s kor i zon  talno pov r š ino..

la zakon je odločilnega pomena za razdelitev sončne
energije preko zemeljskega površja. S lika 7  nat predstavlja
obsevanje naše zemljo ta časa ekvinokcija(enakonočja), ko je
sonce v zenitu na 'ekvatorju. Tu padajo Sarki pod kotom 90°, v
geografski širini 30° pod kotom. 60°, v geografski Širini 6C°
pod katom. 30° in na polu pod kotom 0°, to se pravi, da vodoravne
pipekve ra polu sončni žarki sploh ne obsevajo. Ja podlagi toga
dejstva je vsa zemeljska površina razdeljena v pet klimatskih
paaov: v ekvatorialni topli, v dva zmerna in v dva polarna mrzla
pasa.

Ker menja sonce v teku leta navidezno svoj položaj na
nabit ir. sicer tako, da padajo žarki ob poletnem solsticiju (po-
letnem, sončnem obratu) navpično na geografski širini 23 l/'2°
severno? ob zimskem solsticiju pa na 23 1/2° južno ekvatorja,-
obsega ekvatorialni topli pa h  območje ‘med tema dvema Širinama.
Območje mod 66 1 /2*  do pola pa je mrzli polarni pas. Ob poletnem
solsticiju- traja tu dan vseh ’>4 ur, ob zimskem solsticiju pa noč
vseh 24 ur. šle d širinama 23 1/2® in 66 l/2° pa so razprostira
z m o mo-t opli pas.

Zavisnoet segrevanja od nakiona sončnih Žarkov pride tudi

i

24  ~

krajevno /do veljavo. 1?a ju žna, poboč ja , hribov in gričev oadajo
aarki Tj  dl; j stno kot na ravnine, in. na te zopet bolj »trmo kot
r:a severna' pobočja. V  Sloveniji, ki leži več ali man,j na 46° se¬
verne širine , zadostujejo roleta že otrmine z naklonskim kotom
22  1/2®-, da padajo žarki nanje pravokotno. Ob •poletnem solsti¬
ciju ll.junij-a padajo žarki namreč na 46° geografske širine pod
kotom 67 l/2°. C e  damo vodoravni ploskvi strmino 22 l/2 °, padajo
potem žarki nanjo pravokotno. Sato so južna pobočja priljubljena
loga vinogradov. sadovnjakov in sploh človeških naselbin. Severna
pobočja pa so malo obljudena in mr:to na njih le temni gozdovi.

Sončna energija, ki dospe do zemeljskega površja, s?:
še vedno ne uporablja vsa za njegovo segrevanje. Bn del se je
namreč odbije na površju • nazaj v vsemir.je. Čim bolj gladko in
čim bolj belo je površje, tem več energije ce odbije. Največ se
jo odbije ne, belih racinih površinah. Zato tudi nosijo smučarji
v gorah temna očala, ker odbiti Žarki preveč blešče.. Dobri reflek¬
torji ?o tudi morske in jezerske površine. Refleks z morja ali
j e vera pride prav naselbinam in nasadom ob obali. Tako dobivajo
vinogradi na slo s venski obali od Devina, do Trsta direktne in r.
morja rofloktirane sončne žarke. Tudi ni gol slučaj , da se  je
gl.-gvno načel.-e ob Piejskem jezeru razvilo na njegovi severni
' strani, Jcp.rn.or padajo ne samo direktni, temveč tudi z  jezera
r:. flak - ;; irani žarki.

Precej reflektirajo žarki sive gladke skalo v planinah
in 3Votrorumena žitna polja v dolinah in ravninah. Zeleni trav¬
niki iti temni gozdovi so bolj slabi reflektorji. Najmanj pa se
serki reiloktirajo na temnih -hrapavih skalah in na tentnorjavi
remiji raž-eranili njiv in polj. Razmerju med odbito in vpadlo ener¬
gijo pravimo a l be do. Albos pomeni v latinščini bel.

Kolikor 03  sončno energije na zemeljskem površju končne
le pretvori v toplote» me uporabi za segrevanje vrhnje plasti
površja, jegreto površje, rosimo zemlja, se v nadaljnjem obnaša
z ozirom na nvojo okolico kot vsako drugo toplo telo. Vsako telo
izaarja  toploto v obliki nevidnih toplotnih Žarkov v vse strani
v prostoru. Ce je peč v sobi pretopla, postavimo pred njo zaslon,
i:i preprečuje dohod toplotnih žarkov do nas. Na enak način iz Žar ja
segreta zemlja toplotne Žarke v vsemirje in to skozi atmosfero,
pri Čemer se  ta mio no segreje. Valovne dolžine toplotnih žarkov,
ki jih izganja -zemeljska površina, znašajo 3,5 do 70 mikronov.

Le del toplotnih žarkov, območje od 7 - 15 mikronov, prestrežejo
vodni hlapi in oblaki, tako da ostane ta del žarkov v atmosferi.
Zemlja torej dobiva svetlobno energijo, ki se v njej pretvori v
toplote in jo potom kot toploto zopet izŽarja v vsemirje. pri tem
se temperatura zemeljskega površja veča, če je dohod energije v
obliki svetlobe ali vžarj&n je večje kot istočasni odhod ali iz-

žarjan je v obliki toploto. Ce pa prične prevladovati isžarjnnje
nad "žar jan jem, potem prične temperatura, padati. Toplotni žarki
torej, ki jih zemlja izžarija,- tudi ne pridejo v poštev za segreva-

I

'*if r

— C.,..  —

nje /.raka*

Drugi del-toplote a e .*?• serae-l.jskega površja odvaja po
Zemeljskih molekulfeh v globlje plasti« lanu r.; eno je, de sežejo
toplotni vplivi s povre ja v teka ene,»a dne do 1  m globino, v teku
enega leta p••. do 1.5  m globine. Silno zanimivo je zasledovati spre¬
memba temperature v globljih plasteh pod površje'*! zemlje. Važna
sc ta opazovanja slasti za agronomi jo, toda tu ni mesta, da bi
so v t. o podrobneje spuščali« 2> nas je važno, dr je tudi ta drugi
del toplote izgubljen za sfegrevnnjo zraka nad površjem.

Tretji dol toplote »e uporablja zn 'izhlapevanja vode ir.
rcenlje. Ha morju, jezerih, rekah in močvirjih, se velik del toplo¬
te uporabi :j n na izhlapevanje. Toda tudi vsaka vrsta remije je veš
ali manj vlažna in ne dal toplote uporablja sa sušenje zemlje.

Vodni, hlapi sicer odidejo v srak', toda traka ne segrejejo direktno.
Solo ko pr:!.do do zgostitve hlapov, se sprošča toplote in pride
t -'ko zraku v dobro, toda ne zn njegovo segrevanje, temveč ta
sproži v na toplo za vrši e* voj vpliv tako, da so »rak ne onlabr. pre¬
hitro. o čem na bomo kasneje podrobneje razpravljali.

Sole četrti dc->l toploto, ki g n oddaja površje po doti ku
neposredno nad njim le Čači zmeni plasti , pride ra. segrevanje
zraka v poštev, 'iiajpreg ca eogrr.je neposredna plast zraka tik nad
površjem* Hat o prodira toplota od molekule', do m .'1  eku 3«. navzgor v
višjo plasti« • Ser pa je »rak slab prevodnik toplota, .00  toplota
lo počasi širi navzgor, poč. koeficientom toplotne prevodnosti
razumemo tisto množino toplote., k J. prehaja v oni sekundi skozi
ploskev 1 cm", če Znana temperaturna razlika na razdalji 1 cm 1°C.
Pri srebru znaša ta koeficient 1,0.1» pri železu 0,15, pri apnencu
OjOOp, pri opeki 0,001» pri vodi 0,0014» pri zraku 0,00000 g kal.
Vidimo, da j? zrak v primeri- s drugimi snovmi silno slab prevodnik
toplote. V zraku r.e širi toplota' približne 20  krat slabšo kot v
vodi in. prahi lino 90 krat slabše kot v apnencu, ki j c eden glavnih
e v. atami.h dolov zemelj.®,];ih tal.

Segrevanje- morske površine. Dve tretjini naSe zemlje
uta pokritr't' - ^o~j5m7”2cio"pa3ofa’'?vo tretjini poslane sončne ener¬
gije na morje . 3 » a de ]! it ev to energijo pa je n 3 morski povre ini
n koliko drugačna kot na suhi zemlji. Omenili sme š<?, da c o vodne
pov /šine dobri reflektorji svetlobnih žarkov- Puder del vpadle
senčna energije se tedaj na morski površini odbije nazaj v vse¬
mi rjo in ie ta dol na segrevanje morja in zrak?, nad njim izgubljen.
Uačaljnji del sončne energije se uporaba za izhlapevanje vode.

Saj jo prav nor;; ■ časti vir vodnih hlapov» ki priplavajo z  ve¬
trovi kot oblaki nad suho zemljo in ji dado padavine. ,Ier je vo¬
do. prozorno telo, prodre svetlobni žarki do večjih globin in se¬
grevajo tako debelejše plest, modtem ko segrevajo na celini samo
tenko vrhnjo plast. Ugotovljeno je, do ce rdeči in toplotni žarki
uporabijo za segrevanjo že v zgornjih plasteh morja ir da nrodro
do globljih plasti samo zeleni, ••odri in vijolicas ti barki.

3 ato tu (ti ima morje videz mo-dro-zejene barve.

Vend .r pa segreta voda ne ostane na površju* T, lisXili
bi, da .je kot topla specifično. lažja, vendar ni tabo. Upoštevati
naoramo, da je morska vodo, slana. Z  izhlapevanj hm postaja površin
ska plast vedno bolj gosta na soli, ker izhlnpeva le čista voda.
3 tem se poveča gostota morske vode in se zato spusti navzdol.

Na njeno mesto pa priplava lasja spodnja voda, ki je hladnejša.
Tako nastanejo navpični toki gor in dol, ki nosijo toplo vodo
navzdol in hladno navzgor. Na ta način se posredno prenaša to¬
plota v veliko globlje plasti kot v suhi zemlji. Dnevna spremem¬
ba temperature se v morju pozna do globine 15 m» letna spremem¬
ba celo do globine 200 m.

podobni sjb  vzponski toki nastanejo tudi pri ohlajanju
morja. ICo se zgornja plast ohladi, postane gostejša in se zato
spusti navzdol. Na njeno mesto pa priplava iz globine toplejša
voda, ki se no površju ohladi. Podobno se ohlaja tudi jezerska
voda-; toda pri segrevanju ostane segreta vrhnja plast stalno na
vrhu. Jezerska voda namreč ni slana in zato pri izhlapevanju ne
postaja gostejša. Prav lepo občutijo to kopalci v Bohinjskem
jezeru. Če se samo z nogami spuste v globljo plast, občutijo
takoj neprijetni hlad, medtem ko je vrhnja plast prijetno topla.
V Bohinjskem jezeru pride ta občutek tudi zato bolj do izraza,
ker teče skozi jezero Bohinjska Sava,- ki stalno do rta Š a Jaladno
votle in se kot težja spusti v globine. Topla površinska plast pa
odteka v plitvi strugi pod mostom pri Sv.Janezu. V Blejskem je¬
zeru ne pride opisani občutek tako do veljavo, kor to jezero ni¬
ma močnega dotoka niti odtoka. Segreta plast sega globlje kot v
Bohinjskem jezeru, tako da kopalci hladnejše spodnje vode ne ob¬

ilo .

Tudi nad površino, vede se zrak segreva najprej samo po

dotiku s segreto zgornjo plastjo. Odtod se potem toplota širi po
podelitvi počasi navzgor. Samo s prevodom bi se temperaturne
sprememba zraka ne občutile visoko zgoraj. V sledečem odstavku
zvemo, kako se toplota prenaša v višje plasti sraka.

Segrevanje in ohlajanje zraka. Segreta zemlja oddaja po
dotiku topIotčT'Hracni~ pIair£i7 _ £i~IeTI~nenosr6dno nad njo,- Če zg o
raj smo omenili, da se segretemu zraku poveča prostornina. 3 tem
se zrak redči in njegova.gostota postaja manjša. Na zemel-jsk-i
površini se zrak nikjer ne segreva enakomerno. Opazujmo n.pr.
brazde na, njivi ali navadno krtino ali pa samo' večji kamen na
cesti. Tista stran krtine ali kamna, ki je obrnjena proti soncu,
se bo zaradi bolj strmih sončnih žarkov bolj segrela kot naspPot
na stran, ker padajo žarki poševno nad n .jo. Srak nad sončno
stranjo postane lažji kot zrak nad nasprotno stranjo. Segreti
zrak se zaradi vzpona dvigne, na njegovo mesto pa pritisne okol-
ni hladnejši in težji zrak. Ta se zopet segreje, .se razširi nav z
na njegovo mesto pa vdere nov hladnejši zrak. Vsa igra se po¬
navlja neprestano, dokler trpja segrevanje. Krajevno nastanejo
najprej Čisto majhni zračni toki navzgor in navzdol. Tako se se¬
greti zrak prenaša v višine, hladni pa se spušča navzdol.

To lahko apazujemo z lastnimi očmi. na miganju mračnih plasti«

I*o po se vidi to miganj o poleti tik po poldnevu nad od sonca rasv-
helj.enim prodom, recimo na brege c ir n p ih ročnih strug, Miganje
»rajnih plasti sc lepo vidi n.a.-tl kaki-a večjim ognjem v naravi ali
nad razbelienim železom.

Sa t,g, posredni način se prenaša toplota v visoke višine.
Čisto jasne je, da je segrevanje zraka nad vodnimi površinami
manjše kot r.ad suho zemljo. Tik morske obalo ali tu dl jezera do¬
bimo podnevi nad vodno površino zračne toke navzdol - v notranjo¬
sti nekoliko oddaljeni od obalo pa vzpertrko toke navzgor- V vi¬
šini teče zrak iznad suho- zemlje nad morje, se tu snu ati navzdol,
teče « morja nad zemljo, kjer se vzpne zopet navzgor.

Zrak se segreva vre dotlej, dokler se pod njim segreva¬
jo tl?.. Tla vsarjajo sončno energijo in jo istočasno kot. toploto
izčarjajo zopet v vse mir .je. Če 'se viar.jan.je veča od trenutka do
trenutka, se vzporedno s tem veča tudi izinrjanjs» Toda dejstvo
vuarjanja je večjo kot izf-ar jan rja, zato se telo oziroma tla 'se-
.greva j o.. Tri tleh se v čar j-. it.;  j e veoa od senčnega vzhode do raj-
višjega položaja sonca, nad obzorjem,' odgovarjajoč večanju kota
sončnih žarkov. Cim so prione sonce na nebu tik za poldnevom
n J -lati, 30 manjša tudi v žar Janje ir prione prevladovati izčar Janjo
Telo oziroma tla se rrično ohlajati. iCo sonce zaide pod obzorje,
te d a; tla. samo ro iz čar ja jo in so čc bolj ohlajajo vse co novega
sončnega vzhoda. Vzporedno s segrevanjem in ohlajanjem tal se
segreva ir. ohlaja tudi zrak nad njimi. Zrak ima torej rajni?jo
tem.perc.tuxo’ tik za sončnim, vzhodom in. do se še naj višjo temperaturo
nekako ob 2. uri popoldne. Dejstvo v ■’ ar jan. ja med 12, uro in 2. uro
popoldne če večne prevladuje rad iz.žar jan jem. Toplotne ravno-
to oje med vo ar jan jem in iz šarjenj en j-, tako pri tleh kakor pri
zraku, doseženo čela nekako oo 2.uri pope 1 drv , ob jasnih, poletnih
dneh še nekoliko pozneje , nekako ob 3* uri popoldne.

če primerjana dnevne ekstreme, to je najniljo in nni-
višjo doseženo temperaturo, med tlemi in. zrakom, opazimo, da je
zjutraj temperatura tal nižja, popoldne pa viola od zraka.
Temperaturno nihanje ja pri tleh večje kot pri zraku. Oglejmo -si
najprej razliko pri maksimalni, to je pri najvišji temperaturi.
Temperatura tal jo zato višja, ker so začno tla orej segrevati
kot zrak in kor se toplotna energija v tleh razdeli n?, razmeroma
plitvo plast, največ do 1 m. V zraku pa nastanejo vzponski toki,
ki točijo segreti zrak v višine , colo nad 1.000 c. etrov. V naših
krajih me morejo tla segreti nekako do 60° C, zrak. v višini dveh
metrov nad tlemi pa največ do 40° 0.

Ko  so tla in zrak dosegli najvišjo temperaturo, prične
nato in padati- .'Tokaj časa je temperatura Tal še nad temperaturo
zraka. Ker bo  t,a tla hitreje ohlajajo kot zrak, nastopi trenutek,
.ko pade temperatura tal pod temperaturo zraka- Do tega trenutka

;je zrak izlnrjal svojo toploto samo navzgor. Od tega trenutka •
dalje pa jo prične iz*, ar jati tudi navzdol proti hladnejšim tlem.
Tla pa tako svojo kakor od zraka prejeto toploto izla.rja .30  še
nadalje navzgor proti vsomirju. Tla sprejemejo vso toploto, ki
jo iz 1 arja zrak navzdol. Zrak pa prestreza samo toplotne žarke
valovnih dolžin nekako od 7 do 17 mikronov. Pravzaprav so nevidni
vodni hlapi tisti, ki prestrezajo te žarke, ostale pa popuščajo.
Tako je mogoče, da atmosfera ponoči izžarja toploto proti tlem,
ta pa skozi atmosfero v vsomirje, Na ta način nastane takozvani
temperaturni obrat  ali temper atu rna inver zija. Pri tem se tem¬
pero, tu rt;. zraka, s višino veča. V dolgih jasnih nočeh pozimi more
temperaturni obrat segati do višine 1.50C m. Več bomo o tem go¬
vorili pri obravnavanju meglenega morja.

Merjenje temperature zraka. Temperaturo zraka merimo
s  termometrom. Ozka trt oklene "če vciča, kapilara, je spodaj neko¬
liko razširjena v bučko, kjer se nahaja Živo srebro. -Zgoraj je
cevka zavarjena, prostor nad srebrom pa je brezzračen. Če se ter¬
mometer segreva, se Živo srebro razteza in živosrebrna nit se
vzpenja navzgor. Ko pa še termometer ohlaja, se živosrebrna nit
krči. Za cevko je skala, ki nam pove stopinje temperature.- V ta¬
lečem se ledu kaže termometer 0 ° C, v vreli vodi pa 100 ° 0 .

0 pomeni ime Ce3.edu s, ki je prvi uvedel razliko 100° med ledi¬
ščem in vreliščem. Angleži uporabljajo termometer po Fahren¬
heitu, ki kaže ledišče- pri 32° F in vrelišča pri 212° F. Razlika
rad obema znaša 180 0  P.

1° F je torej: 100 180 - 0,*55.. .°C ali 5/9° 3.

če hočemo spremeniti stopinje Fahrenheita v Celzijeve stopinje,
odštejemo najprej Fahrenheitovim stopinjam 32 in ostanek pomno¬
žimo s 7/9  ali 0,73* N.pr. 50° F je

(50 - 32) . 7/9 = 18 . 5/9  “ 90  : 9 = 10° C.

Temperaturam pod lediščem stavijamo spredaj predznak
minus (-). Akc so Fahrenheitove stopinje negativne, moramo 32
prišteti, n.pr. -10° F je

(-10-32). 3/9  = -(10+32). 3/9 = - 42 . 5/9 » -210 : 9 - - 23»3° C.

Splošno se glasi formula za pretvorbo Fahrenheitovih
stopinj v Celzijeve:

n*F = (n - 32) • 5/S° C,
kjer pomeni n  stopinjo Fahrenheita.

Ugotavljanje- temperature zraka ni tako enostavno,kakor
se na prvi pogled zdi, Če namreč izpostavimo termometer sončnim
Žarkom, ne pokaže ta temperature zraka, temveč svojo lastno tem¬
peraturo, ki je mnogo višja kot temperatura oko3.no.ga zraka.

I

T^rmomet^r iz.posisvlj.em direktnim sončnim žarkom se namreč glede
aegrevan.lH prav t.:*ko • obnaša kakor zemeljska plast. Bonov i Žarki
ga to do segreli ne po, zrak, ki mu hočemo določiti temperaturo,
če hočemo dobiti pravo temperaturo zraka, jo moremo meriti v
'senci. Vendar niti. tukaj ne dobimo še prave temperature, ker
merimo temperaturo araka nad tlemi, ki niso segrevam?. od direktnih
sončnih torkov, po tudi je termometer v senci podvršen vplivom,
nebesno svetlobe.

Zft točno merjenje temperaturo zraka postavljamo termome¬
ter*/ nalašč na to napravljene termometer.pke hišice. Hišica, je
lesena, stoji 2 m nad tlemi, podobna je zaboju, le da so vse štiri
stene zgrajene \j obliki dvojnih žaluzij , skozi katero prehaja
zrak. P ra. v tako imata tudi pod. in strop špranja ociuosno luknje
za dohod in odhod zraka. Streha j« dvojna, zato kor se vrv a se¬
greje druga pa ne toliko. Vse je belo barvano in lakirano, da od¬
bija sončne jarke. Vrata se odpirajo na severno stran, da bi pri
opazovanju sončni Žarki ne obsevali notranjosti hišice. Notranje
dimenzije hišice znašajo pribliŽttd 50 X 50 x 50 cm, da c ir ku lira
v njej 7.  dostna množina sraka. Tako hišico lahko postavimo na
sonce. Od tal segreti arak prihaja skozi dno noter ir. uh;?.ju ven
skozi stransko Žaluzije in skozi strop- Direktni sončni carici
ne pridejo v notranjost, in. tudi nebesne svetlobe je manj kot v
navadni senci- Termometer je je v stalnem toplotnem ravnotežju
z »rakom in kaže njegovo pravo temperaturo.

marmornateroka bučka visi nekako v višini 2 m nad tlemi.

To jo internacionalna določba, da bi se merilo povsod enako.

Kajti Čim niše bi bil termometer, tem več io temperaturo bi kazal
začara- dnevnega mak s ima, odnosno tem nižjo začasa jutranjega
oiinima. Da bi pa dobili lahko primerjajoče podatke , se mori povsod
v višini 2 m. nad tlemi.

Se. zgoraj smo omenili, da niha temperatura zraka v teku
24 ur med nekim maka ime m in nekim mmirnom. Za ugotovitev teh dveh
podatkov nam služita takozvana maksimalni in minimalni termometer.
V maksimalnem termometru je nad živim srebrom majhen steklen
plavaš j ki vsebuje železno palčico, stekleni plavaš ima ob stra¬
neh nežne stekleno laske, ki ne tore jo ob straneh kapilare,
tako da no more plavao samostojno zdrkniti vzdolž kapilare.

Sivo srebro med dviganjem temperature potiska palčko naprej.

Ko prične temperatura zopet padati, ostane palčka na mestu in
r.-.an njen spodnji del kaže najviše doseženo temperaturo. Ko opa¬
zujemo zvečer rt a j višjo temperaturo, potegnemo pc opazovanju
palčko o podkvastim magnetom zopet do živega srebra. Tako je
termometer pripravljen zn  določitev makaima temperature nasled¬
njega dne.

%rt  ugotovitev r.ajnžje temperature nam služi tak o zvari
minimalni termometer. Te. ne vsebuje Živega srebra temveč alkohol.

~ 30  -

IŠelegnse malčka namreč plava v alkoholu. Ko se- alkoholova nit
pomika pri padanju temperature' navzdol* .vleče palčko s seboj.

Ko se 'alkohol prične ponovno dvigati, ostane palčka na mestu in
nam njen zgornji  konec kale na.inilje dosojeno temperaturo.

?o opazovanju potegnemo z  magnetom palčko zopet navzgor do
konca alkoholav6 niti. Paziti pa moramo, da jo z  magnetom ne iz¬
vlečemo iz  alkohola, ker bi se  alk o ho lova nit pretrgala in. bi
palčke ne vlekla več s seboj. \ko se nam to pripeti, potem
segrejemo termometer, s tem da ga samo pribli-lamo toplemu šte¬
dilniku. Alkohol se dvigne nad palčko in se združi 3 pretrganim
delom.

Poleg vertikalnih maksimalnih in minimalnih termometrov,
pri katerih se poslužujemo magneta, imamo tudi horizontalne ,
pri katerih spravljamo palčke nazaj, s tem da termometer samo
ra koliko nagnemo. Palčka zdrsne sama na svoje mesto.

3el.o je razširjen takozvani Sirov združeni maksimalni
in minimalni termometer. Ta.  sestoji iz steklene cevke zavite v
obliki črke II- Srednji del vsebuje živo srebro, oba kraka levo in
de -no t>a. vsebujeta’alkohol. Levi krak je zgoraj navadno še enkrat
navzdol upognjen in je popolnoma napolnjen z alkoholom, desni
krak pa je zgoraj razširjen v bučko, ki je samo do polovico
napolnjena z  alkoholom. Ostali del je izpolnjen r nasičenimi
alkoholov.ini hlapi, ki stalno izhlapsvajo iz spodnje alkoholove
tekočine. Raztezajoče se sredstvo zaradi spremembe temperature
zraka je tu alkohol, ne živo srebro.

če  se termometer segreva, se čiri alkohol v levom kraku
in potiska živosrebrno nit navzdol, tako da se v desnem kraku
živo srebro dviga in potiska palčko navzgor, potrebni prostor
za Širjenje navzgojr nastane tako, da se alkoholov?, hlapi zaradi
spodnjega pritiska navzgor sproti vtekočinijo. Ko se termometer
prične ohlajati, preneha ta pritisk. Zaradi stalnega zmanjše¬
vanja pritiska pričnejo vtekočinjeni alkoholov! hlapi zopet
izhlapevati in izvajajo sedaj ti-lč pritisk navzdol. Zato se v
desnem kraku pomika živo srebro navzdol, v levem pa navzgor.

Sedaj potiska srebro v levem kraku palčko navzgor. Levi krak
nam zato pokaže minimalno, desni pa maksimalno temperaturo.

' r  obeli primerih je potrebno opazovati temperaturo na spodnjem
delu palčke? ker se tu dotikata palčki z živim srebrom. Obe
palčki spravimo nazaj do Živega srebra z magnetom.

Maksimalni in minimalni termometri nam ob vsakem tre¬
nutku pokažejo tudi trenutno temperature. Pri točnem 3ixovem
termometru morata oba' kraka kazati ob vsakem trenutku enako tem¬
peraturo.

Zelo se uporablja za ugottovitev maksimalne temperature
zraka podoben termometer, kakor ga uporabljamo za ugotovitev

31  -

tomperetur** Slovaškega telesa. Pri ten. terme^Vru je prehod iz
spodnje bučke v gornjo »c« včico zelo ozek. [Tega izdelajo tom«
tudi ■;■?. ta način j da moli iz dna bučke v cevčico tenka okrogla
steklena konica. 3 ten dobi prehod obliko kolobarja. Pri višanju
temperaturo potisne čivo srebro svojo nit skozi ta ozek prehod.
Pri padcu temperature pa -livoefcebma nit ne nore nazaj skozi ta
prehod, ker je pritisk zaradi teše vse nitke premajhen. Zato
ostane !ivosrebrna nit nad prebodom v vsej dolgini, ki jo je
dosegla pri maksimalnem stanju temperature* Iško nam zgornji del
nitke pekače maksimum temperature. Če s termometrom nekoliko
zamahnemo po zraku, spravi ta sunek nitko zopet skozi ozki prehod
v bučko in termometer je zopet pripravljen za naslednji dan.

Jasno je ,  da kače ta termometer trenutno temperaturo samo med
dviganjem temperature, po stresen,ju pa samo temperaturo tistega
trenutka.

Za nepretrčno belo Šen je temperature- uporabljamo termograf .
Glavni del termografa je v krog zavita ploščica, ki sestoji iz
dveh skupaj zvarjenih lamel iz različnih kovin, n.pr. med in*
čelezo, ali baker in niki.ovo jeklo. Ker  imata obe kovini različni
razteznostni koeficient, se ploščica pri spremembi temperature
krivi. Un konec obročka je pritrjen na termografovo ohišje,drugi
konec pa je v zvezi preko vzvodov s peresom, ki piše na diagramu.
Ta je pritrjen na cilindrični uri, ki se navadno v enem tednu
enkrat zavrti. Posnetek take enotedenske termografsks krivulje
kaše sl ika d.

poleg bimetalne ploščice je v rabi tudi ploščata v krog
zavita metalna cevka, ki je napolnjena z  alkoholom. Imenujemo jo
Bourdon-ova cevka. Alkohol sc krči in širi in z njim tudi cevka.

To gibanje ge prenese preko vzvodov na registrirajoče pero,
podobno kakor pri bimetalnem termografu.

Termograf boleči nepretrino potek temperature, moramo
ga pa vedno kontrolirati z IIvo©rebrnim termometrom in popravlja¬
ti z vijaki registriranje krivulje. Jasno je, da mora biti tudi
termograf postavljen v termometrski hišici.

Srednje vrednosti temperaturo. Ako hočemo z enim samim
Številom' _ Izraznti w ^e~peraČuro'*zraka"*Kakega kraja, potem povemo
njegovo srednjo letno temperaturo. To pa dobimo iz vsakodnevnih
opazovanj v vsem letu. Najprej moramo ugotoviti srednjo dnevno
temperaturo za vsak dan. Omejimo se m termografckem papirju na

neki določeni dan, Temperaturna krivulja poteke od polnoči do
polnoči. Na tem termogramu je abscisa čas, ordinata pa tempera¬
turna vrednost. Če izplanimetriramo ploskev, ki jo omejuje zgoraj

temperaturna krigulja, lPSHe t !S t |III6S9 a aH!fe 6 8 t d8!?Sa, 0 S^fe.i,
straneh pa eas 0 in 24 r 4

osnovnice, dobimo vi*inc nekega pravokotnika, ki ima enako plo-

gUlno kakor pr«j iaplanimetrirana ploskev. Ta višina, primerjana

3  tempercrturoo vr**drv©«t .»o - na . ordinat i , nam da gre dnj o dnevno
~c e mpc r at e ro  dotienega dno. če po^e^n^iia v ter j v. ! .o tai paralele
z •'-•snov*-„-.o ; deli tn. paralela -omenjeno pihalcev tako, da je
polovi-. - : ploskve nad, polovica pa pod paralelo. Tega postopka
pa ne po posluša .jemo , ker je jArnimentirari je predolgotrajno.
Hitre ja , če ,:i *?a vsako uro izpišemo temperaturo, te vred¬

nosti seskijemo in delimo vsote e 21, kar nar da zelo dobro
srednjo -i.dnevno temperaturo.

Zelo^se ppiblilamo tej vrednosti, če si izpišemo tem¬
peratura z-a 7"» 14- 1  in 21°, te tri vrednosti seštejemo in delimo
s 3, kar je zelo blizu srednji dnevni vrednosti. Temperatura ob
7* 1  je 7.clo blizu minama, ob 14**,bliru maksima, cb 21 ^ pa blizu
srednje dneva.• vrednosti. Ker temperaturna krivulja v teku cine
panira srednjo dnevno vrednost dvakrat da dan, prvič ko se dviga
rrvajer dopoldne nekako ob <5 r ‘, ir. drugič ko oe niš« navzdol
nekako cb 21 n , vzamemo vredno srt ob 2lf' dvakrat. h Zct o računamo
srodnj - ) dr.evrio vrednost po formuli (7 V.14^+2.21"*') i 4, ker rr.m
da precej tečno srednjo dnevno vrednosfc,

če se opazuje temperaturo samo enkrat na. dan in sicer
samo minimum in maksimum, potem izračunamo srednjo dnevno vred¬
nost enostavna z računom.: (minimum + maksimum) J £, kar pa nam
da za apoznanje nekoliko prenizko srednjo dnevno temperaturo in
to pr;:dvs.m ■•/■  poletnih jasnih dneh.

C? smo r.o. en ali drugi način ugotovili srednjo dnevno
temperaturo za ve-nk dar v mesecu , nam da vsota vseh srednjih

jp. temperatur deljena s številom dni v mesecu s red njo meseč
no t empera turo . Končno dobimo in vsote vseh srednjih nenehnih •
temperatur deljeno z 12 srednjo letno tempe r ?.turc  za tisto loto,

Več

..-4-

skunajin to

ve o, najmanj pa 10, nam da dolgoletno

srednjo letno temperaturo za tisv.1 kraj.

Podrobneje <•••» bo.vimo n temi srednjimi temperaturami v
klimatologiji. Tu raj samo omenimo ? da znaša v Ljubljani srednja
letna temperatura okrog o* C, v Trstu 14° C, na gori Obir na Ko-
ročk.jn v višini Z  044 m okrog 2 C  C, na Triglavu (2 363 m) - 3°

/m

w •

Adiahatno segrevanje in ohlajanje zraka. Ugotovili smo,
da 3-a zraŠ: ' : ogr'?va™po’ ooHeli^vi^lTcpIote “*o?""57raai tal in da se ,
ohlaja, s tem da izčarja toploto v vsemirje ali pa tudi proti
tl cm, pri tem segrevanju r.rek toploto dobiva, pri ohlajanju pa
c d daja.

Tozmmo pa še drugo seg.revo.nje odnosno ohlajanj* zraka,
pri katerem zrak toplote niti ne dobiva niti ne oddaja. Ko potis¬
kamo zrak v zračnico dvokolesa., opazimo, da se tlačilka zelo
segreje. To pride od stiskanja zraka. Če stisnemo zrak na manjšo
7,'roo"omino, se segreje. Ta mu p ; t damo m.ocnost, da se razširi v

večjo prostornino, se pa ohladi.

Adiabatno segrevanje in ohlajanje zraka je silno var¬
nega pomena pri vzpenjanju in spuščanju zraka. Če se zrak vzpe¬
nja v višino, pride pod manjši pritisk in so zato razširi.

To Sirjenje pa je delo, ki se vrši na račun toplote zraka.

Ker no toplota spreminja v delo, rade temperatura zraka. Račun
pokaše , da se zrak ohladi za 1° C, 5o se vzpne za 100 m. Frav
za toliko no segreje pri spuščanju navzdol, podrobneje bomo So o
tem govorili pri obravnavanju zgoščevanja vodnih hlapov. Beseda
a diabetes, pride iz grščine a-dia-balno , kar pomeni ne grem
skozi.- Toploto, namreč v zrak niti ne prihaja niti iz njega ne
odhaja. Zato  govorimo o a&iabatnem segrevanju in adiabatnsm
ohlajanju.

Če damo zraku v zaprti posodi neko toplotno mnošino uQ,
se segreje za temperaturno razliko dT. Pritisk zraka na 'tene
posode se sicer zveča, toda prostornina, ki jo zrak zavzema, je
ves oas konstantna. Izkazalo se je, da znaša Specifična toplota
zraka pri konstantni prostornini C ~ 0,17 kal/g, to je ona mno¬
žina tonlotc, ki je potrebna, da oe 1 g sraka segreje za 1° 0.

Recimo pa, da je urejene tako, da se med segrevanjem
prostornino, lahko veča, tako da ostane pritisk zraka konstanten.
Da se zrak segreje za enako temperaturne razliko dT , moramo v
drugem primeru dati zraku več.j o toplotno mnočino kot v prvem pri¬
mer)?.. Zato mora. biti tudi specifična toplota zraka pri konstant¬
nem. pritisku večja. Izkazalo se jo, da znaša C = 0,24- kal/g.
Vprašamo ho, zakaj se je porabila razlika toplot?

C p ~ C v  * 0,24 - 0,17 - 0,07 kal/g.

Ko so  je zrak širil, jo moral premagovati zunanji priti& p.
Recimo, da no je Širil zrak samo navzgor, pritisk na vodoravno
ploskev x.y, je premagoval enak pritisk na poti z,  da se je raz¬
širil za dv. Ker je pritisk na ploskev x-.y  ■ Sila in ker je ta
sila delovala, r.a poti z,- pomeni izraz p7 (x.y) .z.  Helo,ki ga je
vršil zrak ned širjenjem. Izraz x.y. z  je povečava voluma dv.

Po prvem stavku iz termodenarnike pa ge delo enako toploti in
sicer j? 1 org- » C» Z 3.83«3O^fkal/erg. Ta toplotni ekvivalent dela
zaznamujemo z A. Gornje delo zraka pdv  spremenimo v toploto, če
ga pcm.no širno s / v .

V naravi se zrak zaradi dodane toplote segreje za
dT in razširi «a dv.. Velja torej

dQ = c v  dT -*• Apdv.

Iz te enačbe,moramo izločiti dv in nadomestiti z dn, ker dv
nikoli ne opazujemo temveč samo do. Iz plinske enačbe vemo, da je

I

- 34 -

izraz pv/T pri vsakem stanju plina neka konstanta R. Če smo dali
plinu neko mnojino toplote, ae je spremenil v no^"* **-i±ie*k

£ za d p t  volumen v za dv in t^^p^r-^turri T za dT»  Velja torej
enačba

pv ‘ <p+dp) (v+dv).

T T + dT.

To enačbo lahko pretvorimo v izraz

dT dp dv

T p v

Če vstavimo za v izraz iz plinske enačbe

dobimo ia gornje enačbe za del« pdv ±zra«j

_dp

pdv = RdT - RT *” •

P

Vstavimo ta izraz v enačbo za dQ. Potem dobimo!

dp

dQ * c v  dT+ARdT—ART ~~  *

Po gay~Lussac~ovem zakonu je

v» (v dv) - T : (T + dT).
Iz te enačbe dobimo

dv

v

dT

" ..±.,

Ako opazujemo 1 g zraka in Če znaša dT » 1 B  C in ker je v =
dobimo ^

av = y;

in pdv  je tudi

pdV  ~ $ T R  *

Pri širjenju 1 g zraka in pri segretju za 1» C je izvršeno delo
pdv  enako plinski konstanti JR. To delo je v kalorijah enako razlM

~ 35 -

»specifične toplote sraka pri konstantnem pritisku in specifičn
toplote pri konstantnem volumu. Velja torej

ali

'V

A =

P-ir ~ AR

2sz

2

Vstavimo v ta izraz znane vrednosti »a c » 0,24 kal/g»
cy - 0,17 kal/g in P

mb/em'

s  = 2670  ' Jj/cTiV:

ali

poten dobimo:

H = 2,87.1C 6  erg/g . ®K.

0,24-0,1? o

A - " o""’n^ =  2,4.10' kal/erg, to je

<d  , o f  • XV

vrednost, ki amo jo še zgoraj omenili. Ako  upoštevamo, da je

c -o * AR-,

P %

poten ne enačba za <JQ spremeni v

dp

dQ = c^dT - ?Cp-c v ) T .

To enačbo delimo s T in dobimo

dQ _ dT f  , dp

Cp --- - (Cp-C v ) - .

Ti p

Ker pri adiabatnih procesih toplote niti ne dodajamo
niti ne odvzemamo, je dQ « C. Ko se namreč zrak vzpenja, pride
pod ni aji pritisk, zato se razširi. Ker pa gre širjenje, kakor
smo gori videli, na račun toplote, se ta toplota jemlje zraku
namerna in se zato zrak ohladi. ICer je dQ/T * 0, dobimo

dT

dp

0 = Cp ~~ ~ (c p -c v ) p  *

dT C JT C Y ^

T c p  p

V to enačbo vstavimo za dp  izraz iz barometrične formule,

ali

dp = - f  gdz.

Ker je

. J?.

f  • KT

r:

\  w »

višino-. X&r &o  na desni strani vse količine znane, dobijo

_L. - 211^0,17

• dz 0,24 287

= 0,00981  9G/ m

5-U

dl

- 0,981® c/100 m.

Izraz ~dT/dz imenu .jemo vertikalni temperaturni gradient in sicer
je negativen, ker pove, da*~tenpeia^uraTzraka~ pa3a ,~oe~~sa zrak
dviga v-višine. Ta padec znaša 0,98l°C ali okroglo 1 C C na ICO n
vzpona.- prat' ra toliko so  z rek segreje, o e se r višin opušča
navzdo l. Pri spuščanju navzdol pride zrak pod višji pritlok in
zato stiska, prostornina-'se mu zmanjša in tista toplota, ki se
prej uporabljala zn delo pri sirjenju, sc sedaj sprošča in segr
va zrak.

Ak o int ergr: L ramo izraz

_dT_£pl c v^ J*P

T c r .

P

v mejah od T do Ti. in od p 0  do pp

dobimo

T,

r

cT

r'

-p


/i

(  sp

/

Po

p

In

Ti

TA

c p~ c v

ln

P 1

Pr

Ako iz -ega izraza odpravimo logaritme in izračunamo T ft , dobimo

=•' T, (lij
1  Pl

C — r '

L p V

'P •

I

c -c
JE..JL

C P ,

- .37 -

O,24-0 »17
' 0,24

0,288

J e

/Po , 0,288

m -m V-/

^ Pl

Tej enačbi pravimo 1-oissonova-ova enačba « 3 pomočjo toga izraba,
izračunamo temperaturo T 0  , ki jo dobi arak s temperaturo in
pod pritiskom p-j, , če seTTpusti pod normalni pritisk p 0  «■ —

1000 mb. Tako “računamo temperaturo imenujemo potencialno tempe -
raturo.

.Recimo, da se zrak nahaja v višini pod pritiskom 800 mb
in da ima temperaturo -20°C» kar je enako 253°IC« če se ta srak
spusti navzdol pod pritisk 1000 mb, dobi temperaturo T 0 , ki je

enaka

T -
o

0 , 288

500'

308,9 °K = 35° C.

Trav za toliko bi se zrak ohladil, če bi se dvignil izpod pritiska
1000 mb do pritiska 500 mb, predpostavimo seveda, da so. med dvi¬
gom ni vršila kondenzacija.

Y  1 a g a v zraka.

I: 'er j en le vlage. Psihrometer. de pri zračnem pritisku smo
omenili, da so"vodni hIapi7~ki~”še~Sr~/lno nahajajo v zraku, njegov
sestavni del. Po Daltonovem zakona je vsota pritiskov posameznih
plinov enaka, celotnemu pritisku vse mešanice plinov. Vodni hlapi
sodelujejo torej pri celokupnem zračnem pritisku. Pa je. to tako,
nas prepriča sledeči poskus. Pod steklen poveznik denimo snov, ki
vsrkava rada vlago, recimo živo apno ali kalcijev klorid Ca Cl p .
poleg postavimo aneroidni barometer. Kato povoznik hermetično “
zapremo. Barometer kače takoj v začetku prav tak pritisk, kakor
vlada zunaj poveznika. Apno vsrkava vlago in s tem izginevajo vod¬
ni hlapi iz zraka. Barometer poka.če padec zračnega pritiska.

Tistih vodnih hlapov, ki so pred poskusom sodelovali pri skupnem
zračnem- pritisku v zraku pod poveznikom, ni več, ker jih jo vsrka¬
lo apno.

Bazlika med pritiskom prej in potem je torej mere, za
vlago v zraku. ICer merimo zračni pritisk v mm ali mb, merimo tudi
pritisk vodnih hlapov v mm ali v mb. Tega načina merjenja vlage
pa v meteorološkem opazovanju ne uporabljamo-. Najbolj vsakdanja
metoda jo merjenje s tako zvenim, psihrometrom.

- 33  -

'Da bomo tega razumeli, moramo poznati prej takozvani
maksimalni ali nasičenostmi pritisk  vodnih hlapov. Mislimo si
zopet sle (Seči poskus, postavimo pod Že  zgor&j omenjeni pcveznik
aneroid in manjšo plitvo in- precej široko posodico z vodo. Kato
poveznik hermetično - zapremo. Iz posodice izhlapevajo vodni hlapi
in aaeroid pokaše zvišanje pritiska. Vendar se bo pritisk- večal
samo do neke vrednosti, na kar se večanje pritiska ustavi. Isto¬
časno bomo opazili, da se nekaj vodnih hlapov zgoačuje na steni
poveznika v obliki majhnih meglenih ali rosnih kaplji«. 5e pa zrak
v povozniku nekoliko segrejemo, recimo, da mu približamo kak vroč
predmet, tako da se temperatura zraka pod povoznikom zviša, izgi¬
nejo rosne kapljice in pritisk na anero.idu se zopet nekoliko zviša,
na. kar se ponovno ustavi. 7 ,  novim segrevanjem se pojav ponovi.

Če sedaj poveznik na kak način močno ohlajamo, se bodo vodni hla¬
pi pričeli močno zgb55svati v obliki rose na steni poveznika in
pritisk na aneroidu bo padal.

Iz tega sklepamo, da more zrak pri- določeni temperaturi
vsebovati samo določeno množino vodnih hlapov. V tak zrak no nore
več voda izhlapevati -nadaljnjih hlapov. Pravimo, da je srak z
vodnimi hlapi nasičen. Takrat izvajajo vodni hlapi pri temperaturi
zraka t svoj maksimalni pritisk, ki ga za razliko od navadnena no—
nasičenega pritiska -3  zaznamujemo z  velikim 3 .

Maksimalni ali nasičenostmi pritisk poznamo žc  vnaprej,
ker se ga da določiti z  gornjim in c podobnimi poskusi. Na razpo¬
lago imamo tabela za vse mogoče temperature zraka nad in pod 0°.
pri temperaturah pod 0° moremo paziti, ali jo površina spodnje
vede tekoča ali ledena. če čista voda namreč mirno stoji, se more
ohladiti celo do —30°0, ne da bi zmrznila. Taki vodi pravimo, da
je p odh lajena. Nad podhlajeno vodno površino je namreč nasičenocctni
pritisk vodnih hlapov nekoliko večji kot nad površino ledu. Prilo¬
žena tabela prikazuje pritiske našiconostrin vodnih hlapov v mm.

Za razmere nad lodc.no površino je na naslednji strani posebna tabe¬
la.

- 39

Voda

Psihrometer sestoji iz dveh popolnoma enakih termometrov.
Eden izmed njiju ima spodnjo bučko ovito s cunjico iz blaga muze-
lina, to je blago za obvezovanje ran, ki je bolj nagosto stkano.

Njen spodnji konec se stalno namaka v destilirani vodi ali vsaj
deževnici odnosno sneanici. Navadna voda vsebuje namreč apnenec,
ki bi med izhlapevanj era ostajal na cunjici in bi cunjica zaradi
tega ne mogla več čez nekaj časa vsrkavati vode iz spodnje poso¬
dice. Psihros pomeni v grščini hladen. Pri psihrometru je mišljen
kot hladni termometer tisti, ki je ovit z mokro cunjico.

Na mokrem termometru stalno izhlapeva voda. Za izhlape¬
vanje vode je potrebna toplota. Ta se jemlje zraku, ki neposredno
obdaja cunjico. Ker se temu zraku jemlje toplota, mu'pade tempe¬
ratura in zato kaže mokri termometer, ki ga obdaja tako ohlajeni
zrak, nekoliko nižjo temperaturo kot sosedni termometer, ki mu
pravimo suhi termometer . Razlika med obema termometroma se imenuje
psihr o metrska diTerene a. 3 pomočjo te diference se da sklepati na
pritisk vodnih hlapov, ki vlada v zraku s temperaturo suhega ter¬
mometra.

Rekli smo, da je za izhlapevanje vode z mokrega termo¬
metra potrebna toplota, ki se jemlje zraku. Recimo, da je teža
prostornine tistega zraka, ki je to toploto oddal, m g. Masa tega
zraka je proporcionalna zračnemu pritisku, kajti čim večji je
pritisk, tem gostejši j e zrak v enaki prostornini. Če se oziramo
na vsakokratni pritisk p, in če znaša normalni pritisk p, je masa
omenjene množine zraka m ' 1 . Ta zrak ima neko določeno prostorni¬

no, ki ne vsebuje samo sunSga zraka, ampak tudi vodne hlape, če bi
vodni hlapi imeli enak prit is'- in enako temperaturo kakor suhi
zrak, bi masa enake prostornine- vodnih hlapov znašala 0,623 ali

To relativno

približno 6/8 m  se suhega zraka. __

pov z ozirom na suhi  z rak  zaznamujemo z
zaznamujemo z e. Masa

_ gostoto vodnih hla -

s. pritisk vodnih hlapov

vodnih hlapov, ki izpolnjujejo enako pro¬
stornino 'kakor suhi zrak z maso m, je potem enaka m. s. . Pritisk

vodnih hlapov okoli mokrega termometra pa je večji kot oko Ih. su¬
hega termometra, ker je poleg že obstoječih vodnih hlapov prišlo
v zrak okoli moki ega termometra še nekaj hlapov s cunjice. Ta po¬
večani pritisk vodnih hlapov zaznamujemo z EJj. Razlika obeh pri¬
tiskov E 1 -e  je tista množina vodnih hlapov, ki
cunjico in ki je vzela toploto zračni masi m. r '
hlapov je*.

je izhlapela iz
lasa teh vodnih


v <

m. s

m-, s op

v,< r T. u

ona. p-

■< . i  v,. ,

ali (E'-e) p

Za

kaj

ki

ST

jr*

izhlnpevjtrfjn1“* g* votle potrebujemo izparilno toploto = 600
., ki jo poznamo kot latentno toploto. Množina izparilne toplote,
izpari gornjo množino .vodnih hlapov, je enaka!

m. s

(E’-e)

Ta izparilna toplota je

zraku z maso m, da mu je '-padla temperatura t
ratura mokrega termometra. Ta toplota je enaka.

P ’ ~’ L ‘

enaka*tisti toploti,

ki se- je odvzela
na t'. t'je tempe-

- 41 -

(t-t 1 ) .m. ,

kjer pomeni c specifično toploto zraka pri konstantnem pritisku,
Ta toplota je^enaka prejšnji izparilni toploti. Lahko torej posta¬
vimo

x v---— . 1 - (t-t').m.c .

(E'-e) p p

V tej enačbi je neznan e, to je pritisk vodnih hlapov v. zraku z
vladajočo temperaturo t. Iz gornje enačbe dobimo:

c

e = E'

1 .

. (t-t’)p.

Ce vstavimo za

c = 0,24,

p

1 = 600, s = 0,623


dobimo: e = E' - 0,00064 (t-t')p* \

Iz te enačbe lahko izračunamo vladajoči pritisk vodnih hlapov e.
Vse ostale količine pa. so nam znane, E' iz tabel, ostali dve ,
(t-t 1 ) in p, pa opazujemo. Pri različnem pritisku £ se e prav
malo razlikuje. Zato lahko vstavimo za £ normalni pritisk -760 mm.
S.tem se gornja psihrometrska konstanta spremeni v 0,00064*760 -
0,486, ali okroglo 0,5- /sti/SJiriona formula za izračunani« pritiska
vodnih hlapov s psihrometrom se končno glasil

P

e - E' -0,5  (t-t') y60

To se pravi, da dobimo pritisk vodnih hlapov v zraku s tempera¬
turo t in pri pritisku p = 760 mm, če odštejemo od maksimalnega
pritiska vodnih hlapov, ki vlada okrog mokrega termometra, polovi¬
co psihrometrske diference.

Iskani pritisk vodnih hlapov je

e r 12,79 - 0,5 (20 - 15) - 12,79 - 2,5 = 10,29 mm

Zgoraj smo ugotovili, da znaša takozvana psihrometrska
konstanta

c ■

v - &  • P = 0,00064 . P*

i • s

Ugotovili smo tudi, da se lahko določi pritisk vodnih hlapov še
na drugi način. Če torej poznamo £, lahko psihrometrsko konstanto
empirično določimo z znanim e. S takimi poskusi so ugotovili, da
je vrednost psihrometrske konstante zavisna od hitrosti vetra
in sicer' je največja v tihem ozračju in se manjša s hitrostjo
vetra. Tako znaša pri vetrovni višini 0,0001200

pri zmernem vetru 0,000800'
pri močnem vetru 0,000650.

Teoretično -izračunana psihrometrska- konstanta odgovarja torej
razmeram precej razgibanega ozračja. Ker je psihrometmr zaprt v
termometrski hišici, vlada znotraj nje več ali manj tišinai

- 4-2. -

De bi ae,pa,opazovanja čim bolj prilagodila zunanjim razmeram, je
na mokrem termometru pritrjen ventilator - aspirator, ki skozi
stekleno cevko, ki obdaja cunjico, vleče zrak ob ounjici navz
tako da se veter umetno napravi. Njegova hitrost ne sme biti manjša
kot 3  m/sek. .S takim aspiracijakim psihrometrom  se potem pra¬
vilno določi vlago v zraku.

Velike so težave pri opazovanju vlage pri temperaturah
globoko pod 0°. Mokra cunjica navadno zmrzne in potem kažeta oba
termometra enako temperaturo. V takih primerih postopamo na
sledeči način. Najprej se cunjico zmoči z vodo, ki naj bi ne
imela temperature mnogo 'nad 0° G. Nato moramo razmeroma dolgo
čakati, da pade temperatura mokrega termometra pod temperaturo
suhega. Pri tem moramo paziti ali je cunjica pokrita s tekočo
podhlajeno vodo, ali pa s tenkim ledenim pokrovom. V enem ali
drugem primeru moramo potem rabiti odgovarjajočo tabelo za podhla¬
jeno vodo ,ali led. Ves ta postopek je zelo zamuden in zato raje .
uporabljamo takozvani lasni higrometer,  ki tudi pri nizkih tem¬
peraturah ne odpove. Obravnavali pa ga bomo pozneje.

Absolutna  i n relativna vlaga . Vlaga izražena v mm pri¬
tiska nam ne pove prave množine vode v zraku. 3 pritiskom e  pa
lahko izračunamo koliko g vode vsebuje'vsak m* 5  zraka. Teža ; 1 m J
suhega zraka pri pritisku p n 76 O mm in temperaturi t » 0° C
znaša - 1293 S* Pri pritisku £ in temperaturi t pa znaša (pp ^

.. ,°  to je

((? = 1 -

) p,t l+O"

Ver znaša relativna gostota vodnih hlapov z ozirom na suhi zrak
s = 0,623 znaša teža 1 m^ vodnih hlapov pri pritisku e in tempe¬
raturi t.

A

,v ' , v °.0,623

^ vod.hi. (e,t) = TTomT

ali

P  vod ^ './c'

199  3 * 0^623
760

1+ t

= 1,06

l+*i t

1 . 0'q

o<

Al

Zadar je 1+ >-ct = ,1,05 sta e in , , «, .anaica* t-» d*

— T  vod. hi*

p-ri •■• s 16.to o. Pri ni'Pl ih —h je Mi? e vilo zb. ($  , ,.

» vod.hi.

nekolike večje, pri vi'jih temperaturah nekoliko manjše kot za
pritisk o. Naslednja tab o lica nar. prikazu 3 s pr ir o rjavo pritiska
nasičenih, vodnih hlapov e in teže vodnih hlapov v 3. rr’  vladnega

•rak

«. O'

vod.hi'

t -20«

p Or96

vod. hi. 1,10

+ 10 «
2,16
Z <  38

0 °

4 »58
4,85

10° 16,4®

5,21 11.9

9,39 13,9

20 ° 30 °

17,54 31,33 mm
17,33 30,66 kA

če primerjajo obe vrednosti, vidijo, da se mnogo ne razlikujeta.

Ne napravimo velike napake, če izmerjeni pritisk e smatramo ker
takoj za tezo vode v 1 A v gramih. To vrednost imenujemo
ab sol utno  v lag o.

Če primerjamo faktično vlago v zraku, to je pritisk e
■ maksimalno možno vlago’S v zraku, in izrazimo to razmerje v pro¬
centi!: , dobimo relativno vl ago £. po sklapnen računu je

t » ~ •  100%

Ji

ločimo, da opazujemo pri t- 20 °, e « 14,3 mm . Ker znaša
maksimalna vlago, pri 20°C 3 " 17,4 mm’, je relativna vlaga

f = 4§ X:L  • ICO « 823,.

J. ‘ j A

poznanje relativne vlage je zelo važne, kajti ta določa,
ali le zrak suh ali vlažen. Pri eni in isti absolutni vlagi je
lahko zrak suh, če je temperatura visoka, ali vlažen, eo je tem¬
peratura nizka. Recimo, da se pri gornjem primeru temperatura
zraka dvigne od 20° na 30°, potem znaša relativna vlaga

- A-J

31,8

. 100 ~ 45J-.

e na temperatura pade od 20° na 16,3°, potem, relativna vlaga
zraste na

g „ .

14,3

100 * 10%.

v tem primeru vsebuje zrak maksimalno možno vlago in pravimo, da
jc zrak z vodnimi hlapi prt. nasičen. Če temperatura še nadalje
pade..., postaja zrak z vodnimi hlapi prenasicen in se vodni hlapi
prične žgešSevati. Tisti temperaturi, pri kateri postane zrak z

fieV, f-.-rr o

mimi vodnimi hlapi nasičen, odnosno pri kateri doseže rele,-

tivna' vlaga 100 £>, pravimo rosišče.

Ko določamo vlago v araku , .je važno poznati temperaturo
resišoa, kajti z njo lahko sklepamo na nastanek rose, elane ali
mogle , o-čemer ra bomo govorili po/ne.je.

Hi gr oneter . Instrument, ki nam direktno pove relativno
vlago v procentih., imenujemo higrometer . Hygros pomeni v grščini
vladen. Bistveni del higrometra so človeški lasje. Lasje imajo

lastnost, da se v suhem araku, to je pri nizki relativni vlagi,
krčijo, v vla snem zraku, to je pri visoki relativni vlagi, pa

daljšajo. Svojo največjo dolžino dosežejo v zraku nasičenem z
vodnimi hlapi, to je v megli. Daljšanje in krčenje las je enako¬
merno pri vseh temperaturah in je zavisno »d samo od relativne
vlage. Zeto je higrometer zelo primeren za določanje vlage pri
nizkih temperaturah pod 0°C.

Sledeča tabelica kaže daljšanje las v f.  celokupnega po¬
daljška od 0 do ICO e /i  relativne vlago, podaljšek lasu pri 100;.
relativne vlage znaša 2 S 5 >. svoje celokupne dolžine.

Hel.vlaga v £ 0 10 20  30 40 SO 60 70 80 SO 100
Podaljšek v  £ C 20,9 3-3,8 52,8 63,7 72,8 79,2 85,2 90,5 95,4 100

Ta tabelica pove. da. se las v začetku daljša zelo hitro, čim. pa
postaja zrak bolj vlažen, je daljšanje počasnejše. V tem razmerju
je razdeljena tudi skala higrometra. Las ali šop lasov je na enem.
kore 2  pritrjen, drugi konec pa je na en ali drugi r.aoin obtežen,
da ec lasje stalno napeti. Obteženi konec lasu je v zvezi s ka¬
zalcem., ki se premika ob skali. Z nekim vijakom primerno uravnava¬
no kazalec, da se podatek s higrometra ujema s  podatkom, ki ga
dobimo s psifcrometrom. Enkrat debro urejeni higrometer pravilno
kaže relativne vlago tudi pri nizkih temperaturah pod 0 °.

Higrometer se da urediti tudi kot registrirajoči instru¬
ment, to je kot hi.gr* > graf » ki je po zunanjosti podoben termo-ali
fc&rografu. Bol-.iši • h igr ogradi imajo po več lasnih šenov, do devet,
ki sc razporejeni v obliki harfe. V s liki  o vidimo enotedenski
higrogram . bledtem ko se v teku enega dne absolutna vlaga v zraku
no menja mnogo, zaznamuje krivulja relativne vlage veliko nihanje.
Zjutraj ob temperaturnem minimu doseže relativna vlaga skoraj vsok
dan 100 5 I. Z višanjem temperature se vzporedno niža relativna
vlaga in doseže svojo najnižjo vrednost prav ob temperaturnem
maksimu, to ;je nekako med 2 .uro in 3 .uro popoldne. Kato prične ■;
temperatura padati, relativna vlaga pa se večati. Vidimo, da ima
relativna vlaga prav obratni potek kakor temperatura.

pomen absolutne in  relativne vlage. Kadar merimo vlago,
odnosne kadar hočemo označiti vlažnostne razmere zraka, moramo
povedati obe vlagi, absolutno in relativno vlago. Kajti pri dveh

45 -

enakih relativnih vlagah moremo imeti dve rasiioni absolutni vlagi•
More pa biti tudi narobe , pri dveh enakih absolutnih! vlagah moremo
imeti dve različni relativni vlagi. Vlaga v zraku selo vpliva na
človeka» rivalstvo in rastlinstvo.

rj.Cf : n

Tako ,je n.pr. za človeka najbolj ugodna relativna vi
60 f*  pri temperaturi 18°C. Pri teh razmerah znaša absolutna vlag
9,2 gr. Če je relativna vlaga manjša, je zrak presuh. V presuhem
zraku se nam sušijo ustnice ih. nas zelo Še ja. Pomagamo si na ta
način, da polo Šimo na peč ali radiator centralne kurjave posodo
z vodo. Vocla izblapeva in povečuje vlago v zraku. Sledeči primer
nam poka Še, kako se spremene vlašnostne razmere v sobi, če .io
pozimi zakurimo, tecimo, da stopimo v sobo, ki ni zakurjena. Haj-
prvo jo hočemo dobro prezračiti. Odpremo okna, skozi katere pride
zunanji zrak. Temperatura zunanjega zraka naj znaša 0°C in J naj bo
meglen dan. Relativna, vlaga zunanjega zraka naj znaša 95 /-•
Absolutne vlago je v njem 4,4 g/ Zapremo okna in peč zakurimo.
Čez par ur kaše sobni termometer 'lb°C. Pri temperaturi 18® in •
absolutni vlagi 4  > 4 - g/ ^ , pa znaša relativne' vlaga komaj .29  £♦

Erak je presuh. Postavimo posodo vodo na po o in čez nekaj ur
ugotovimo, da se je relativna vlaga-povečala na 60 ;. Absolutna
vloga^30 je povečala na '9,2 g/ 3 . Če so dimenzija sobe 10x10x4 ~
400 v’;• vsebuje ves zrak v sobi 400 x 9,2 ~ 3* 880 g ali nekaj
veo kot tri litre in pol vode.

Visoka absolutna vlaga pri visoki temperaturi zraka je¬
za človeško telo zelo nevarna. Saj smo Še večkrat slišali, da, je
koga zaradi sobar ice zadela vr o cin sk a k ap . Pod roparico razumemo
tepel in absolutno zelo vlašen zrak. Dogno.no je, da prične . so peri¬
ca v Srednji Dvropi pri sledečih temperaturnih in viašno.strih
r a z aerah.

Temperatura,* 22°

rel. vlaga; 75 ?«

24®

70?«

26°

60?t

23°

50 ?,

30°

43 r

vidimo, 0 . a mora biti relativna vlago, tem niš ja, čim višja je tem¬
peratura, da nam prevlašni zrak ne škodi. Zrak je najbolj soparen
v tropicnih krajih blizu obale, otokov ali blizu velike reke.

Ob Kongu v centru Afrike znaša relativna vlaga pri temperaturi
zraka -30° povprečno 60?i. Zgoraj pa smo videli , da prične soparica
za srednjeevropski organizem še- pri 45 "$• Za Evropejca je soparni
trepični zrak n- vzdršljiv in se mora belec po preteku nekaj let
vrniti bolan v domovino, ali pa se izseliti v višje nadmorske
višine , kjer vladajo zaradi manjše količine vlage zopet normalne
razmere.

Kako vpliva presuh zrak na človeka, vidimo iz sledečih
primerov, H.a zemlji je zrak najbolj.-suh v puščavah. V puščavi
Libiji v oazi Kufra so nekega poletja v avgustu bile naslednje

- 46  -

rnamere: temperatura je znašala J8,9°» absolutna vlaga 4»5  g*

Če pomislimo, da je ori gornji temperaturi zrak nasičen Sele- z
51 j 5 g j tedaj j" to • zadosten dokaz, kako suh ;]e bil arak .

Relativna vlaga je znašala samo 9 p. Evropski potniki pripovedu¬
jejo - , da jim v tako suhem zraku pokajo ustnice ir nohti na prstih,
ha rokah -pa se jim je ločila koža-povrhnica.- Nekaj sličnega sem

doSivel tudi sam na svojem potovanju v Maroku. Pilo nas je 20
turistov,- ki smo potovali v gore visokega Atlasa. Zaradi presu¬
hega, zraka smo vsi krvaveli,iz nosa. Pri vdihavanju 30  se nam
nosnice posušile ,• pri čemer so žilice popokale, tako da so nosnice
•po malem krvavele. Pomagali smo si 3  tem? da smo držali pred
rasom moker robec , iz  katerega smo vdihavali vlago.

Fri dihanju tudi oddajamo vodo iz  svojega telesa. Vdihu¬
jemo razmeroma suh zrak, ki se v pljučih pomeša z  vodnimi hlapi,
in izdihujemo vladnega. Če dahnemo na hladno steklo, se izdihani
zrak na njem ohladi in ga orosi, človek pa oddaja vodo tudi skozi
kočo, -tako nos človek dnevno povprečno 90C gr vede, od tega od¬
pade ne. samb kožo 540 gr. čim bolj je zrak suh, tam več vode

oddamo, cim bolj je vlažen, tem. manj* V suhem zraku nas že ja,ker
smo •: d dali preveč vode. V vlažnem zraku pa se potimo, ker voda

na more izhlapeti hitro iz telesa. Vlažni zrak je že ima. itak
preveč -

Vlaga vpliva tudi na drugo delovanje v telesu. Zdrav
človek v normalnih razmerah urinira, poleti v suhem zraku malo¬
krat in bolj zgoščeno, pozimi v vlažnem zraku pa večkrat in bolj
razredčeno. Ker ne moremo pozimi zaradi vlažnega zraka oddati z
dihanjem toliko vodo kakor poleti, se voda izloča z urinom.

V vseh teh"primerih smatramo. da je zrak vlažen slasti takrat,
če po njegova relativna vlaga visoka, pozimi je zrak vlažen, ker
jo pri svojih nizkih temperaturah s svojo nizko absolutno vlago
akoro nasičen.

Zde važen je tudi vpliv vetra na vlažno s tne razmere.

Kc prihaja veda v zrak z vodne površine, je zrak neposredno nad
vodo kmalu nasičen s vlago, tako da iz segrete vode ne more več
sprej eneti vlage. Veter pospešuje izhlapevanje o tem, da odnaša
izhlapelo vodo. Ha njegovo mesto pa prinese drug zrak, ki se ni
naslonu. Čim močnejši je veter, tem močnejše je izhlapevanje.

3«d-./• nam je' jasno, zakaj uporabljajo .ženske na plesih pahljače.
Med plesom sc razgrejejo, tako da se spote. Pot izgine z  obraza
samo ;  oe izhlapi b v zrak. Pa bi pot prej izginil, si delajo veter
s pahljačo, kar pospešuje izhlapevanje. Poleg tega pa izhlapeva¬
nje ve'> z  obraza odvzema toploto zraku in ta koži, kar prijetno
hladi..Če z vetrom izhlapevanje pospešimo, je odvzemanje toplote
5o večje in občutek ohladitve tem večji. Veter tudi bolj suši
Iz ob e seno perilo -

pospešeno izhlapevanje z  vetrom, ima tudi v gospodarstvu

r r/o j pomen. /sak do, ki se razume na dobro jedačo, 20 zna r2.aoi.no
primerah? .norevo gnjat. Fa primorskem .jo snana pot italijansko
popačenko '‘pršut”kar pri.de i?« .Italijanskega “prosoiutto” ,
pop; • Primorci namreč 5e svežo gnjat obesijo na -pod s tre š j o ,
ik cc prirod,-.o swH posuši. Kor piha na primorskem pozimi močna
H: r .j &i» gnjat kmalu ponudi. Bur 3  a prodre skozi špranje do gnja¬
ti in o ena ;a izhlapelo modo iz nje. V Ljubljanski kotlini ne more
nuntaai taka posušena gnjat, prvič, ker je zrak vlažen (ljubljan¬
ska megla/, in drugič ker ni močnega suhega vetra. Zato so tu
kmetje prisiljeni sušiti koline v dimnikih, kjer ja zaradi ognja
zrak top f a in suh. in s tem relativna vlaga nizka.

izhlapevanje vlage savisi tudi od jakosti zračnega
pri t- Lake. Vemo, da je izhlapevanje tem večje, čim manjši .je zračni,
pritrsk. Ker sa pritisk z nadmorsko višino manjša, je izhlapevanje
v plani'eh vevjo kot v dolinah. Zato voda v planinah zavre še
preden dum e še 100° C. Poleg tega je v planinah tudi veter močnejši.
Zato padla drevesa ali poginule Šivali na planinah ne segnije-jo,
temveč se posuše. Iz njih izhlapi vsa voda, tako da ostane same
posušeno -.eno , gost in koča-

Z/ oščovnaje vlage zaradi izžarJanja toplote . Kadar pade
temper?,! j  ra zraka iz kakršnega koli vzroka dc rosišca, to je do
tista temperature, pri kateri ostane srak s vsebovane absolutno
vlago nasičen, se priono vodni hlapi izločevati v obliki zelo
majhnih vodenih kapljic, ki zaradi svoje majhne teše lebde v
sraku.

Temperatura sraka sc lahko zniža na dva načina. Ali
odda zrak toploto z izžarJanjem  odnosno po podelitvi , ali pa se
a.diabatnu  ohladi zaradi sirjenja svoje proatc.rnine-. Oglejmo si
najprej zgoščevanje zaradi ohladitve po iz.šarjenju . Omenili smo
že, da se srak ohladi v teku svojega nočnega is? žar jan j a najbolj
pri tleh. Saj ima zrak, ki se naravnost dotika tal in predmetov
na njih, iste temperaturo kakor tla. Ge sc zrak pri tleh ohladi
do rosišca, a a vlaga .iz zraka usode na tla, zlasti pa na travnate
bilke v obliki rosnih kapljic, čemur pravimo rosa . Saj prav zato
imenujemo temperaturo, pri kateri nastaja rosa, rosičče ♦ Kosa je
v gospodarstvu zelo važnega pomena, kajti v dolgih poletnih sušah
je rosa edini vir za močo, ki jo-nujno rabijo rastline. V puščav¬
skih oazah je to večkrat edini vir v vsem letu. V tropičnih gozdo¬
vih, kjer vsebuje zrak mnogo absolptne vlage, je rosa zjutraj
tako izdatna, da curlja voda 2  dreves, kakor da bi narahlo deže¬
valo.

če  '30 razmera tako, da doseže padec temperature zraka
točko rorišča ped vrednostjo C°C, tedaj vodni hlapi preidejo takoj
iz plinskega star jo. v trdne. Izvrši se takozvana sublimacija .

Vcdr.i hlapi se uced-jo na.  tla ali travo kot ledeni kristali, čemur
r.ravimo r'  ann, Lahko pa nastane najprej rosa in potem ta zmrzne.

- 48

Tako dobimo skorjast led.

Znano je, da more slana v kmetijstva povzročiti ogromno
škodo. V pozni pomladi, to je proti koncu aprila in v začetku
maja, ko so sadna drevesa če pognala prve poganjke , lahko nasto¬
pi slana, ki pomori nežni zarod sadja. Zato so umni kmetovalci
je od nekdaj stremeli za tem, kako bi slano -preprečili. Najprej
je treba vedeti ali bo slana sploh nastopila. S pomočjo opazova¬
nja -s psihrometrom se da slana do neke mere že vnaprej napove¬
dati.

Po sopečem zahodu,ko se prične delati mrak, opazujemo
s psihrometrom vlago. Ko smo ugotovili absolutno vlago, poiščemo
pri kateri temperaturi bo .zrak z vsebovano vlago nasičen, poišče¬
mo torej rosišče, ki odgovarja nekako jutranjemu minimu nasled¬
njega dne. Če pade rosišče pod 0°C, potem bo slana skoraj gotovo
nastopila, če pa je rosišče le blizu 0°C, tedaj je nevarnost sla¬
no sicer blizu, ni pa gotovo , da bo nastopila. Se hitreje preso¬
dimo nevarnost slone , če ea enkrat za vselej zapomnimo, da je
'zrak pri 0°C nasičen s 4,6 mm. Če smo ugotovili absolutno vlago
pod to vrednostjo, je nastop slano v jutranjih urah gotov, ve
pa je opazovana vrednost nekoliko nad 4,6  mm, potem slana sicer
lahko nastopi, ni pa prav gotovo. V zadnjem primeru je rosišče
še nekoliko nad 0°C > in če pade temperatura zraka še niže, potem
dobimo slano v obliki zmrznjene rose.

r7  /•.

Url

napovedovanje.slane je zelo razširjen instrument,
ki- ga imenujemo pol- imet er . Polys pomeni v grščini mnogo. Torej
je,polimeter instrument, ki pokaže več stvari. V bistvu je to
navaden higrometer, ki nosi zgoraj še termometer. Kazalec higro-
metra kaže poleg relativne vlage še neko število v temperaturnih
stopinjah. Če to število odštejemo od temperature zraka, dobimo
temperaturo rosišča. Ce je ta pod 0° C , j-e nevarnost slane blizu

Co smo ugotovili, da je možnost slane podana, potem
podvzamemo potrebne ukrene, da bi slano preprečili. Ti ukrepi
niso tako velikopotezni, da bi preprečili slano cele pokrajine,
vendar v manjših izmerah lahko uspemo. Zaščitili oomo kale prav
Žlahtni nasad ali samo območje, kjer bi nastalo največ škode-.
Navadno se v bližini nasada prižge snov, ki da mnogo plima, n.pr.
vlažno listje ali slama. Z ognjeni segrevamo zrak in tako prepre¬
čujemo prenagli padec temperature. Vlažni dim pa se razprostre
preko nasada in preprečuje kakor nekak oblak prehudo izŽarjanje
toplote iz tal. Zelenjavo, vrtne jagode im cvetice v gredah po¬
krijemo oez noč-' 3  starimi vrečami ali s čim- podobnim, vendar pa
mora biti med tlemi in pokrovom plast -zraka. Drugače bi se pokrov
v dotiku s tlemi sam ohladil kakor tla,; V Ameriki imajo po njivah
colo izpeljane električne grelce ali pa polje enostavno prepla¬
vijo z vodo. S takimi ukrepi se je že večkrat posrečilo prepre¬
čiti preveliko Škodo zaradi slane.

- 49  -

Rosa in slana sta padavini , ki se iz zraka naravnost
izločita na tla. Tu se je zrak ohladil bolj zaradi dotika s pred¬
meti na tleh. Če pa sega ohladitev zraka nad'tlemi vise navzgor-,
potem se vodni hlapi izločajo v majhnih kapljicah, ki lebde nad
tlemi v zraku. Pravimo, da je nastala megla.  Kadar je zrak z vla¬
go nasičen in mu temperatura še nadalje pada, se vodni hlapi
pricno zgošSevati v obliki silno majhnife vodnih kapljic. Zgošče¬
vanje prične najprej okoli takozvanih zgoščujočih jeder . Te se
vedno nahajajo v zraku, bodisi kot silno razredčen prah, dim ali
saje. Spomladi je v zraku zelo mnogo cvetnega prahu, peloda. Iz
morja pridejo v zrak tudi silno majhni delci morske soli.
pri močnem vetru se morska voda peni, kapljice morsko peno v zrak
izhlape, ostala morska sol pa lebdi še nadalje v zraku kot silno
majhen delec, najmanjša zgošcujoča jedra dosežejo polmer do 0,1
mikrona.

Okoli teh jeder prične torej kondenzacija, ker se ta
jedra kot mehanični delci bolj ohlade kot okolni zrak, podobno
tlem pod zrakom. Zato so začetne meglene kapljice le mio večje
od zgoščujočih jeder. Z nadaljnjim zgoščevanjem se kapljice veča¬
jo in postajajo težje. Med padanjem trči kapljica na kapljico
in se združita. Pri zelo gostih in vlažnih meglah zlasti v težkih
oblakih zraste polmer do 100 mikronov, pri tej velikosti prične¬
jo kapljice padati na tla. Pravimo, da iz megle prši.

V zaprtih dolinah in kotlinah poveča množino mrzlega
zraka še dejstvo, da se na pobočjih doline zrak bolj ohladi kot
v isti višini v prosti atmosferi nad dolino. Ker se zrak ohladi,
postane težji in se zvali na dno doline, kjer se nabira jezero
mrzlega zraka. Z nadaljnjim ohlajanjem se kondenzacija širi s
tal navzgor in meglena plast postaja vedno bolj debela. Vendar pa
debeline nad 30 O m redkokdaj doseže. Iz takega meglenega morja
strle potem posamezni vrhovi kot otoki navzgor. Slika 10  prika¬
zuje pogled s Šmarne gore na megleno morje, ki pokriva Ljubljan¬
sko kotlino. Megli, ki postane v kotlinah zaradi izžarjanja to¬
plote v pr 'iv imo žarko vna ali radiacijska megla . N a s t a j a na j r a j e v
pozni jeseni ob jasnih nočeh. Naslednji dan jo more sonce raz¬
gnati, kajti vodne kapljice prestrežejo žarke in izhlape.
Naslednjo noč se more megla zopet ponoviti. Pozimi, ko je segreva¬
joče dejstvo sončnih žarkov majhno, lahko ostane megla po ves
dan in tudi po ves teden.

Najbolj goste in mokre so megle takrat, kadar preplavijo
deželo južne tople in vlažne zračne mase. Te oddajo svojo toploto
■ie ohlajenim tlem, tako da jim pade temperatura pod rosišče.

T,r egli , ki nastaja v južnih z morja privedenih zračnih masah,
pravimo privedena  ali advektivna  megla. Ta vrsta megle je zelo
znana na Goriškem, kamor prodira morski zrak z Jadranskega morja
preko Furlanije na Goriško ravan. Žarkovne megle pa na Goriškem
at poznajo, ker ni tam zaprtih dolin in.kotlin. Ves hladni zrak

se vali s 70  bo dno proti morju, Tu im-  lahko nastaja Parkovna meg-la»
toda zaradi toplega »norja temperatura, zraka no pade do rosisča.

parkovne megle nastajajo v kotlinah pr e dv s en v mirnem. o-
araoju. če pa piha nad kotlino ne premočan veter, poten se ozračje
premeša, čemur pravimo turbulenca .Turbo pomeni v latinščini vrti-
m?c- Zaradi mešanja se ne more na dnu kotline nabrati jezero mrzle¬
ga zraka. Temperatura pade šele nekoliko višje nad tlemi pod rosi—

S če , ker -se je tu arak ohladil ne samo z iz?,ar jan jem temveč tudi
adiabatno. V tem primeru.nastane meglena plast par sto metrov nad
tlemi in ji pravimo zato visoka meg la. Tudi ta meglena plast.ni
prav debela, največ p&r ste metrov in je nad njo nebo jasno. S tal
pa vidimo nebo prekrito kot v  neko sivo odejo ali plastjo. Visoki
megli, ki spada as med oblake, pravimo stratus,  kar pomeni v la¬
tinščini plast.

Zelo pogosto in debele so megle nad morjem,. Tu nastajajo
na dva načina. če zapihajo topli in vlažni vetrovi prekc- mrzle
morske površine, so zrak ohladi do rosišoa in nastane gosta megla.
Take legle so zelo Znane vzdolž vzhodne obale Severne Amerike. V
te« delu Atlantskega oceana teče trJcozvani 'Labradorsrki mrzli morski
.tok lot protiutež južnemu toplemu Golfskemu toku ob zapadni Evrop¬
ski obali, Labrador skl tok nosi s seboj celo ledene gore iz polar¬
nih predelov. Če zapihajo jušni topli in vlažni vetrovi preko tega
toka, nastane silne gosto, megla, ki zelo ovira morski in letalski
promet. Te megle so bile še večkrat vzrok nesrečam, da sp ladje tr¬
čila ob ledene gore in se potopile. Zelo znane so te megle pri oto¬
ke: Mav; founlandu vzhodno polotoka Labradorja.

če pa zaniha hladni polarni arak preko toplega morje ,se
vodni hlapi, ki zaradi višje temperature morja stalne uhajajo is
morske vod-- 1 , v mrzlem zraku tako j zgoote.- Take megle so zelo znane
v Rokovskem prelivu med Evropo in Anglijo. Tudi znane megle v Lon¬
donu gredo večinoma na ta račun, vendar pa moramo tu vpečtevati še
dejstvo, da vsebuje londonski zrak silne mnogo dima in saj, ki dado
številna zgoščajoča jedra za tvorbo megle. Sploh so vsi industrij¬
ski kraji bolj pogortoma pokriti z meglo kot bližnja okolica z bolj
oisto atmosfero.

Megla more nastati pri temperaturah nad in pod 0° C.  Naj¬
bolj goste in. debele so seveda megle pri temperaturi nad C° C. Pri
temperaturah pod 0° C so meglene kapljice podhlajene. Omenili smo
le pri nasičenostnem pritisku, da se more mirno stoječa voda ohla¬
diti 4©—-30*>—£•? -ra—-  Vodno—kapljioe—v-zraku--

precej pod 0° C, no da bi zmrznila. Vodne kapljice v zraku s« more¬
jo ohladiti do -30° C, ne da bi zmrznilo. Če pa tako podhlajene kap¬
ljic-. trčijo na kak predmet, recimo na drevesno vejico, bilko ali
na va j podobnega, so usedejo na ta. predmet kot led. Na ta. led se
izločijo petem ledeni kristali iz zraka in tvorijo takozvs.no ivje.

Jv j •> pokrije v najtrši zimi vso pokrajino, zlasti gozdove in parke

51 -

s pravljično lepo ledeno kristalno preobleko. Zlasti na če za¬
padlem snegu se izloča ivje v velikih kosmih, čemur pravijo 'smu¬
čarji sreč .

v

Ce gladite ceste, zlasti tlakovane ali asfaltirane, niso
pokrite s snegom, jih podhlajene meglene kapljice polosuijo s
tenko ledeno skorjo. Tej ledeni glazuri pravimo poledica , Iti je
zelo nevarna za pešce. Ob dnevih s poledenelimi cestami zdrsne
ljudem pod podplati, tako, da padejo na tla. pri tem si zlasti
starejši ljudje polomijo kosti, poledica pa lahko nastane tudi
tako, da rosi dež na zelo ohlajena tla, kjer takoj zmrzne v led.

Rosa, slana, meglene kapljice, ivje in poledica so zgo¬
ščeni vodni hlapi, ki -so nastali zaradi ohladitve zraka po iz Žar-
janju, zlasti pri tleh.

Zgoščevanje vlage zaradi adiabatnega ohlajanja . V" odstav¬
ku o adiabatnem ohlajanju smo ugotovili, da se zrak mri vzpenjanju
ohlaja zaradi širjenja in sicer za 1°C na vsakih 100 m vzpona.

Ta padec temperature vzpenjajočega se zraka imenujemo a c'raba .  1
temperaturni gradient . Ko se zrak med vzpenjanjem ohlaja, pade
temperatura v neki višini do rosišča in vlaga se prične izločevat:
v obliki majhnih kapljic, ki tvorijo oblah * V kateri višini pride
do kondenzacije, bomo obravnavali kasneje. Spodnja stran obleka
je višina, zgoščevanja ali kondenzacijski nivo . Od tega nivoja dalje
zrak še vedno vzpenja in ohlaja, vendar pa ne vec za 1° C na
100 m vzpona, temveč za manj. Ko se namreč vlaga zgoščuje, se
. rošča izparilra ali latentna  toplota, ki vzdržuje vodne hlape v
plinskem stanju. To toploto dobiva sedaj vzpenjajoči se zrak.

Zato se zrak med nadaljnjim vzponom počasneje ohlaja kot pred
zgoščevanjem pod kondenzacijskim nivojem. Temperaturni gradient je
sedaj manjši  kot 1° C na 100 m, in ga imenujemo, za razliko od
adiabatnega, vlažno-adiabatni  gradient.

Preden pridemo do obrazca -za izračunanje vlažno-adiabat-
nega gradienta, moramo spoznati še dva načina izražanju vlage \
zraku namreč tako z vati o razmerje mešanosti  ali množino vode, ki
pride na 1 g ali 1 kg suhega zraka, in potem takozvano specifično
vlago , ali množino vode v 1 g ali 1 k

Absolutna vlaga je množina v
jamo to množino vode s preostalo nnož
lobimo razmerje mešanosti. Gostota su
'n pritisku p je

ira . f °

} zrak (t,p) = —--

1 +

Gostota vodnih hlapov pri enaki temperaturi t in pritisku e pa je

g vlažnega zraka.

■ode v 1 zraka, če primer-
ino suhega zraka v 1 m ,
hega zraka pri'temperaturi t

_T

Po

- 52 -

. f o ,

vod.hlapi(t,e) = _

’ 1+ ti  t

Stvori mo razmerje £_

0S23

$ vod.hlapi

suhi Krak

Po . 0,623  »e_

1+ mh _ Po

P 0 ..  . _L_

1 + cut ■ p 0

-s

Po

0,623

P

• V izrazu q - 0,623 ~ pomeni p pritisk suhega  zraka,
torej p-e . Ker pa se pritisk Plašnega zraka, to je suhega zraka
in vodnih hlapov skupaj, razlikuje od pritiska suhega zraka samo
za približno 15 », vstavimo za p enostavno vrednost pritiska vla
nega zraka, ki jo opazujemo z barometrom. Izraz

s = 0,623 -y-

je potem s pecifična  vlaga, ki nam pove, koliko vode je v 1  g
vlažnega zraka. 1000  kratna vrednost pa je teža vode v 1  kg
vlažnega zraka in jo zaznamujemo z velikim S

3 = 623

kjer sta _e in p opazovani vrednosti pritiska vodnih hlapov in
vlažnega zraka.

Izraz za specifično vlago rabimo za izračunan j e vlažru
ndiabatnega gradienta. V odstavku o adiabatnem ohlajanju zraka
sme prišli do izraza

<?-Q  „
T

dl

— (Ctj-  C-y)

dp

p

kar predstavlja prvi stavek iz termodinamike. Pri adiabatnih pro¬
cesih je dQ = 0 , ker se toplota niti ne dodaja niti ne odvzema.
Pri vlažno adiabatnih procesih pa je d£ latentna toplota, ki se
sprošča m-d zgoščevanjem vlage in ki se dodaja zraku, la -toplota
je enaka izparilni toploti L - 600 kal za vsak gram vode.

Specifična vlaga je vse do'kondenzacijskega nivoja k:
stantna. Ko pa se začne vlaga izločevati, se specifična vlaga
manjša. Množino izločene specifične vlage zaznamujemo z dS .

Potem znaša množina toplote dQ, ki se sprošča, če se zgosti iS

vlag P

do = - -- - - - - kal /g.

■ 1000

l<K

- 53 -

Ker izražajo specifično vlago za: gramom na kilogram, toplota pa
sa daje 1 g zraka,, moramo vzeti 1000 krat manjša specifično
vlago. Predznak minus pa moramo dodati zato, ker se z manjšanjem
specifične vlage v zraku veča množina sproščene latentne toplote.
Izraz za specifično vlago nasičenega  zraka je

S

623

P

Ker je zrak od kondenzacijskega nivoja dalje nasičen, pišemo
za pritisk hlapov veliki S. Ker je 3 zavisen od E in £, velja
tudi

S = 623 .fp  ' ,

ali

*

*  dp


p + dp

d3 dS

E

Iz tega izračunamo dS:

d3 = 3 (

dE

dp

•)-

iko vstavimo to vrednost v obrazec dQ  , dobimo

13 / dE diši-

dQ  ■ iooz (  — - r’

Ker pa je dC£ prfeko dE zavisen tudi od spremembe temperature dl,
vpeljemo še

dE

in dobimo

dE =

dQ~—

dE

13

1000

dl

< i i • ®

Pa izraz za d£ vstavimo v izraz prvega, stavka iz termodinamike
in dobimo;

13

1000

dT

1(1  M dT '_ §£)  _ , ___ w

T E dp 1  p }  P p ” v  P v - p

~ (C-n —Cy)

dp

Ker iščemo zavisno&t T. od £, to je, kakšno temperaturo dobi zrak,
če se vlažno adiabalno dvigne $o pritiska £, zato ^ gornji enačbi

spravimo člene, ki vsebujejo jf-  na. 1 vo , člene z — -- J -

stran in dobimo«

na desno

(

13

dE

1000 * E dT +

dp

« (

_M_ I . c  _ c  )

1000 P * p V p

54 -

Da dobijo podobnost s prejšnjo adiabatno enačbo, izpostavimo na

levi c na desni (c -c ):

P p v

o dT n  1 LS  1 dEx _ , \ dp^ /_ LS  1 ' 1

p T [ +  c„  1000 E dT ‘ lC P _Cvj  p U+  1000 *T * c -o 1  '

tr P V

Ako zaznamujemo kvocient

1  +

1  +

1

L5  1 _

1000 * T * c p -c v

L 3

1 j  ffi

= / 3 .

1000 * E ' dT

se glasi vlazno-adiabatna enačba:

dT _ /J  C p~ C v  dp
T * c„ * p *

ki se razlikuje od adiabatne enačbe samo za faktor

a.

Ker pri vlažno—adiabatnih procesih temperatura vzpenja¬
jočega se zraka počasneje pada kot pri adiabatnih procesih, je
vlažno-adiabatni gradient manjši od adiabatnega, torej manjši
od 1. /3 mora tedaj biti nravi ulomek, pozitivna vrednost in
manjša od 1. Dalje vidimo, da se bližaki,  če se bliža S k
0, to se pravi, da se z izpadanjem vlage iz zraka bliža vlažno-
adiabatni gradient, adiabatnemu.

/*"j

Ako vstavimo v faktor /D izraz

S = 623 f ,

i2postavimo i  l/p in tega krajšamo, dobimo

= Q>

- 55 -

Izračunajmo vlažno adiabatni-gradient, če je zrak pri
temperaturi t= 36 0  nasičen in se prione dvigati pri pritisku
p - 1000 mb . V izraz 7,a.p,  vstavimo sledeče vrednosti: £=1000 mb.
T je absolutna temperatura, torej T = 30 + 273 - 3C3°K, latentno
toploto L izračunamo točno po formuli

L = 598*-- 0,65 • t.

Pri t - 30°» je L = 578,5 kal, E je maksimalni pritisk vlage pri
t = 30°,'E = 31 >8  mm ali 42,3 mb. dE/dT je sprememba maksimalnega
pritiska r r od.nih hlapov za spremembo temperature dT = 1°. To izra¬
čunamo po tabeli maksimalnih pritiskov vlage na sledeči način:
pri 29 >5°E je E srednja vrednos j med S pri 29° iti 30°, pri 30,5°
zopet srednja vrednost med 30° in 31°. dE je torej

dS = 32,75 - 30,9 = 1,85 tam ali 2,46 mb.

Vstavimo vse te vrednosti v izraz za :

v

1000  + 0,623

.1000 + 0,623

578,5 42,3

•0,24-0,1/ 303

578,5 2,46

* 0,24 * 1

To izračunamo in, dobimo:

/j -  0,3660 0/100 m

Vidimo, da je vlažnožadiabatni temperaturni gradient za
gornje razmere mnogo manjši kot adiabatni. Pri 30°C je v nasiče¬
nem zraku mnogo vlage , zato se pri kondenzaciji sprosti mnogo
latentne toplote, ki znižuje padanje temperature z višino.

Izračunajmo podoben primer za razmere v zelo visokih vi¬
šinah, kjer so temperature zelo nizke in prav tako tudi  pritisk,
pri t =-70°C = 20 3° K in p = 75 mb, je E = 0,001 mm = 0,00133 mb,
dS = 0,000133 mb.

Pri latentni toploti pa moramo dodati še 80 kal, ker se vlaga
izloča pri - 70°C v obliki ledenih kristalov in se pri zmrznjenju
1 g vode sprošča še 80 kalorij talilne toplote. L je potem

I = (598 + 0,65*70) + 80 = 723,5 kal.

Vstavimo te vrednosti v izraz za :

723,5 _ 0 ,00133

‘ 0,24-0,17 ‘  _20J_

723,5 0,000133

0,24 * 1

75 + 0,623
"5 -t- 0,623

' r* •"

-

io isr^Asur.a^o ir* dobimo?
/i

Vidino ,

— r\ C Ci  a  o a  /”. A A f-

— L J V y * W -Lv V •■:.••

jp pri zelo jr ir-V ih ram.*:;prntur?ih v visokih viiHnah

vlaš.no-adinb&tni grndienč; 1*2 zelo bli.ru adinbatnenu.

J.-'*.,. *>. j

/-j ry ;.-: pc.-vv*., do. r : e vi a : 1 r.o -udiaba+ni gradion
obratno pr o poro io mil er o temperaturo zraka in dir el tir c. pro n
cio:v;l:ur z  zračnim triti»kom. Sledsco. nam. kale. vi e.'; n o

aci iabatri gradient v zaviraosti od tračnega pritiska in r.onip
--ure araka.

s

t-

u

or~

era-

Po barometrični formuli je:

dp  _ _g_

p “ RT

dz.

Ako vstavimo ta izraz v prejšnjega in ga nekoliko pretvorimo,
dobimo:

d z

,1 de
s (— —

e dt

dt
d z

+

cr

-S-

RT

) •

Ta izraz predstavlja pojemanje specifične vlage z višino. To po¬
jemanje je enako ničli, ako je

dt
d z

_ S _

RT 1  de

e* ERJ

Ako v tem izrazu smatramo t za temperaturo rosišča ir ;
zaznamujemo s t" , potem preide T v absolutno temperaturo ros.-:

T -v

m e v S

, to je v nasičenostni pritisk vodnih hlapov

pri temperaturi rosišča. Dobimo enačbo*

g _

_dj_

d z


d:

v.

Sr

dt

ki nam predstavlja spremembo temperature rosišča v vzpenjajočem
se zraku , dokler 1  je ds/dz konstanten. .

Izraz —-

dE

dt

se da izračunati iz tabele za nasičene vo ; dne hlape. 2a tempera¬
ture od -30°C /absolutno od 243°K/ dobimo:

T =

1 dE

E dt

at  _

d z

č t ;rcm.embo temperature rosišča kot funkcijo Celzijeve
temperature v adiabatno se dvigajočih zračnih masah lahko izra¬
čunamo s sledečo linearno enačbo:

d X  _
dz(±00 m)

- 0,172 + 0,0008 t.

Ker se isti zrak po Poidsonovi enačbi pri adiabatnem dvigari'’
ohladi za

dt

Jz(100 m)

= 10

C/l 00

m ■

lahko izračunamo višino z, v kateri se ujemata temperatura dvig¬
njenega zraka in tamošajz temperatura rosišča, če sta znani

1

-59-

izhodisčna temperatura t ■••in."izhodiščna 'temperatura rosišča^ .
Iz zveze

t - 1.z =

dobimo

r

- r

(0,172 + 0,0008 t)z

0 , 83-0  ,0008t

Ker je izraz 0,0008 t vedno majhen, ga lahko ^zanemarimo 'in ' 1 obim
splošno formulo

z =r 1,2 (t - X  ) /hekt orne tri/,
kjer pomeni z višino kondenzacijskega nivoja.

Pecimo , da -znaša temperatura pri tleh t = 25 0 in rela¬
tivna vlaga f = 50 fč.  Pritisk vodnih hlapov znaša e =ll,g  tim.

S to vlago je zrak nasičen pri 14°C, kar je temperatura rosišča.
Če se ta zrak dviga, pride do kondenzacije po gornji formuli v
višini

z = 1,2 (25-14) = 13,2  hm ali 1320 metrov
Temperatura rosišča v kondenzacijskem nivoju pa znaša po formuli
T k  = ^ - l.a r  25 - 13,2 = 11,8°C.

N astajanje izpodnebnih padavin . Ko smo obravnavali segre¬
vanje zraka pri tleh, smo rekli, da se iz različnih vzrokov zrak
ne segreje povsod enako. Tam, kjer se zrak bolj segreje, se raz¬
širi. Segreti zrak se dvigne navzgor. Na njegov-o mesto pri tleh
pa sili težji okolni in nekoliko hladnejši zrak. Na mesto hlad¬
nejšega zraka pa sili zrak z višine, na to mesto pa priteče zrak,
ki se je zaradi segretja dvignil navzgor. Nastanejo takozvari
vzpon3ki  in padajoči  toki ali ascendenčni  in descendenčni  tov L.
Temu- kroženju zraka pravimo tudi fconvekcija  in tokom konvekci-jsk l
toki. Čim bolj se zrak segreva, tem više -segajo- vzponski toki.

Ob maksimu temperature zraka, to je med 2. in 3« uro popoldne,
sežejo do Kiši ne  1000 do 2000 m nad tlemi. \

Sledeči račun nam pokaže, za koliko se mora zrak segreti
.a d svojo okolico, da se prične vzpenjati. Višje plasti zraka,
uasiravno bolj hladne, so vendar -specifično lažje, ker so zaradi
manjšega pritiska bolj razredčene. Zato je vertikalni gradient
gostote d/? /da negativen, to se pravi, da gostota zraka z višino
pada. Spodnji zrak pa se zaradi segrevanja širi in redči, zato se
tudi njegova gostota manjša. Kadar se tako segreje, da je gostota
zraka pri tleh manjša kot v višini, nastopi preokret v zračnih

60

plasteh, kajti gostejši zrak ne more ležati nad redkejšim, j? a
preokret prične takrat, kadar se gostota zraka z višino vsaj ne
manjša, ali kadar je vsaj df  /dz - 0. 2o stanje ...zracunamo s
pomočjo plinske enačbe in barometrione formule«

de zgoraj smo omenili, če velja enačba

f

RT~

da velja tudi

p +  dp

f +  d ? "" R(T+dT)' *

Iz tega dobimo sa

dp  R. d?

a p - -li R - _ f

J RT  >

RT

Vstanimo za dp izraz is barom-trične formule

dp =

RT

* . dz

in za - p/R.T, potem dobimo:

dz

d f

Pf

RT

RT

. R.dT

RT

RT

se da pretvoriti v

df =

p ds

RT 4

o dno.sno


p

y r
rRT \

s.

£ +

R dz '

dT

dz


kar nam predstavlja izraz za pojemanje gostote zraka,z višino.
dT/dZ' je ge ometrični  vertikalni temperaturni gradient in je nega¬
tiven. kadar je

dT

= S.

dz R

je


az

~ 0

ali gostota zraka ne. pojema ve e z višino. To je skrajna meja, da.
se zračne plasti ne prevrnejo. Kadar torej prekorači geometrični
vertikalni temperaturni gradient vrednost

- 61 -

dT =  £ _ mi

dz R ~ -287

0,0342°C/lm

ali '3,42° C na 100 m, tedaj se plasti prevrnejo in prične konven¬
cija.

Čim pa se prične zrak vzpenjati, se v višinah zaradi
zmanjševanja pritiska širi in se adiabatno ohlaja, za vsakih 100 m
vzpona za 1°G. V neki višini pade temperatura do rosišca in tu je
začetek kondenzacije. Od kondenzacijskega nivoja dalje se zrak
dviga Še navzgor in se ohlaja, sedaj po vlažno-adiabatnem gra¬
dientu, kajti ves čas nadaljnjega dviganja se vodni hlapi zgo-šču-
jejo, Ves čas dviganja ima zrak višjo temperaturo kot okolica.

Ker se med dviganjem ohlaja,' doseže zrak v neki višini enako tem¬
peraturo, kot jo ima okolica. Tu je konec vzpenjanja, če do tedaj
ni prišlo do kondenzacije, se ni stvoril noben oblak, če pa prej
nastopi kondenzacija, dobi zrak zaradi sproščene latentne- toplote
nov is- vzgon navzgor in se povzpne včasih do silnih višin.

Kondenzacijski nivo je istočasno spodnja baza .oblaka-.
Višina oblaka zavisi potem od višine, do katere se vzpne zrak.
Začetek oblaka nad vzponskim tokom je majhen kupček vodnih hlap-oa-
zgoščenih v kapljice, M zaradi svoje majhne teže .lebde v zraku.
Začetne kapljice so samo malo večje od zgošoujočih jeder, katerih
polmer pade do~0,l mikrona. S časom pa se kapljice zvečajo,zlasti
ko se posamezna prično združevati v večajočem se oblaku. Ko doseže
polmer velikost nad -100 mikronov, so-kapljice že tako težke, da
padejo kot dež na tla. Polmer 100 mikronov ali 0,1 mm je nekaka
meja med oblačnimi in deževnimi kapljicami.

Majhnemu kupčastemu oblaku pravimo cumulus , kar pomeni
v latinščini kup. Kumuli so razmeroma še tenki in beli oblaki.

Če pa se večajo, zlasti v višino, postanejo temni in groze ne samo
z dežjem temveč cel-o z nalivom in nevihto. Takemu oblaku pravimo
potem cumulo-nimbus . Nimbus pomeni v latinščini dež. Kumulo-nimbi
so največja oblaki, ki jih opazujemo, zlasti poleti popoldne na
našem nebu. Iz njega ne se^rno dežuje, temveč padata celo toča in
sodra.

Recimo, da s-e nahaja spodnja baza kumulonimba v višini •
1500 metrov nad tlemi. Temperatura zraka pri tleh naj znaša 30°C.
če se je zrak povzpel do višine 1500 m s  se je adiabatno ohladil
za 15°> odgovarjajoč adiabatni ohladitvi 1°C na 100 metrov.

Ojegova temperatura znaša v višini 1500 m nad tlemi samo še 15°C.

u je zrak z vodnimi hlapi nasičen in znaša njegova absolutna vlaga
E - 12,79 g* Od kondenzacijskega nivoja navzgor se zrak: dalje dviga
in se ohlaja vlažno-adiabatno, recimo i^ovprečno za 0,5° na ICO me¬
trov. Da mu pade temperatura pod 0°0, se mora zrak dvigniti še
za nadaljnjih 3000 metrov. V višini nad 4(500 metri nad tlemi so v
oblaku kapljice Že podhlajene in še više sublimirajo vodni hlapi

nar? mac o v ledena kristale, ki jim pravimo trne g .  Snežni kristali
padejo po,el. podhlajene kapljice ih te primrznejo kot skorjasti led
na prvotne snežne kristale-. Tako nastaja zrno s odre C  o to še bolj
odebeli, nastane zrno toče . Zrna so lahko več ali manj okrogla ali
pa tudi hruškaste oblike. Če se srno med padanjem ne vrti, potem
primrzujejo podhlajene kapljice samo na spodnji strani in dado Kr¬
nu obliko hruške. Spodnji vzponski toki vrše,jo zrno toče večkrat
ponovno navzgor, tako da trčijo zrna ob zrno in prinrzne j o - o dva
ali po več skupaj. Vmesne prostore pa podhlajene kapljice zalij--je.
tako da dobi tak skupek zrn oglato obliko a  štrlečimi rogi j . V
najhujšem slučaju dosežejo taka zrna velikost orehov ali manjših
kurjih jajc. Škoda povzročena po toči na nasadih je lahko.ogrcmn:.

Zaradi vzrokov, ki jih bomo pri nastanku V : 't-v r . nno
vremena podrobneje obravnavali, so južni, topli in vlažni a brov.'
prisiljeni, da se dvignejo nad težje severne 'zračne mas'. I L tem
se zrak adiabatno ohlaja, podobno kakor pri termičnih vsa m stih
tokih. Večkrat prične baza tako nastalih oblakov že v višini par ,
'100 metrov nad tlemi. Ti oblaki so temni, sive.barve in pokrivajo
popolnoma vse nebo. Iz njih navadno dežuje ali pa sneži. Zato pra¬
vimo takemu oblaku nimbus , če pa iz njih ni nobenih padavin, jim
pravimo n inbo-stratus .

.Pozimi iz ninbov pada sneg . Jfer je pozimi temperatura
. '.ata že pri tleh pod 0°C , sublimirajo' vodni hlapi takoj v snežne
kristale. Osnov;, snežnega kristala je šest .rokoma, prizmatična
ploščica. Ha vogalih te ploščice se lahko nanizajo druge ploščice
i x vse ‘ ‘-m j tvori zvezdico, ki ji pravimo snežinka. Tudi snežin¬
ke so lahko združijo v večje snežne kosmiče, ki padajo končno kot
sneg na tla. Oe pada sneg skozi zračne plasti, ki imajo temperatu¬
ro nad 0°C, se stali in pade kot dež na tla. V pozni zimi ali zgod¬
nji pomladi s 3  večkrat dogodi, dn spodnje oblačne plasti, ki vsebu¬
jejo 'podhlajene kapljice;’, smllj-o-jo snežinke zalijejo, da se strnejo
in stisnejo v okrogle kepice , lei -padejo potem kot !1  babje -p s eno-
na tla. Zrna babjega pš ne. so pričetek nastajanja sodre in toče.
Imajo belo barvo, ker vsebujejo zrak. podhlajene kapljice, ki rri-
mrznejo potem na te kepice, dado kompaktni ledeni omot, iz š ssar
nastane sodra  ali toča .

0 zgoščevanju vodnih hlapov, ki dajejo potem p:- 'mir: ,
bomo še podrobneje govorili v  poglavju o deževnem vremenu .

Merj-enje pad avin. Izraz za množino iz oblakov- padle
vode je debelina vodne plasti, ki bi ostala na tleh, če bi voda
med.padanjem no odtekala. Padavino ujamemo v posodo, ki ima mano
površino odprtine. Taki posodi pravimo ornbr o rne  ter. Ombios pomeni
v grščini dež. lava. dno uporabljamo ombrorneter s površino odprtine
200 cm”, tako da znaSa pr-nmer odprtine 15,96 cm. Ombromete.. obstoja

iz

X rv

v;

dveh delov. Zgornji del nataknemo na spodnjega. Zgornji del kon-
v obliki lijaka, skozi katerega curlja voda v posodico, ki je

- 63 -

v spodnjem delu. Ob času merjenja izlijemo pačilo vodo v stekleno
menzuro , n-a kateri lahko preč rit amo, Jcoliko c mr znaša množina
padle vode. Z  menzuro izmerimo navadno največ 200 cm. Kačun pove
da odgovarja tolikšna množina vode plasti, ki je visoka 10 mm.
Kajti

1

.20 0 cm

200 cm 2

~ 1 cm ali 10 mm.

Meteorološke- menzure ne pokažejo množino- vode v crn^, temveč takoj
v milimetrih. Meri se do točnosti 0,1 mm. Če je padavina padla
'kot sneg ali toča, pustimo, da se oboje prej stali in sicer po--
časi pri sobni temperaturi ter izmerimo nato tako dobljeno vodo.
Istočasno pa izmerimo s centimeterskim merilom višino zapadlega
snega, da izvemo, v kakem razmerju sta si višina snega in 'iz njeg
dobljena višina vodne plasti. Navadno sta si v razmerju 1 : 10,
vendar da suh, pri nizkih temperaturah zapadli sneg manj vode
kot sneg s temperaturo blizu 0°C.

Ombromster postavimo na kol v višino 1,50 m nad tlemi
in vsaj toliko proč od hiš in dreves, kolikor so ta visoka. Če
stoji ombrometer preblizu hiše ali drevesa, pade ob močnem vetru
premalo padavin v njega. Navadno merimo enkrat ha dan in sicer ob
7.uri -zjutraj. Izmerjena množina velja torej za dobo.24 ur ali
en dan.

Koliko časa je trajala padavina, kdaj je začela in kdaj
je končala in koliko je je padlo, nam pokaže ombrograf. Voda teče
skozi lijak po cevi v neko posodo in dviga nad seboj nekak plava-'
na katerem je pritrjeno pero. pero beleži na papirju - ombrogra-
mu, ki je ovit okoli ure, krivuljo padavin v zavisnosti od časa
in višine vode. Ura' se zavrti enkrat na dan. Tu lahko do minute
precitamo začetek in konec padanja in množino padle vode. čim se
posoda s plavačem napolni, se avtomatično skozi natego izprazni,
pero -zdrkne s plavačem nazaj in prione znova spodaj beležiti kri¬
vuljo. Za avtomatično registracijo padanja snega se uporablja
v ombrografo električni v grelec, ki sneg sproti stali, tako da
je sneg takoj.zabeležen kot staljena voda. Drugi način registra¬
cije snega je ta, da posoda, ki lovi sneg, stoji na tehtnici.

Sneg s svojo težo dviga kazalec tehtnice, kjer je pritrjeno pero,
ki beleži krivuljo padanja snega. Dno ali drugo preuredbo ombro-
grafa imenujemo nivograf . Niz, nivis pomeni v latinščini sneg.

Dnevne množine padavin nam dado na koncu meseca mesečno
vsoto padavin, te zopet letno vsoto in vsota večih let skupaj
deljena s številom let srednjo letno vsoto za tisti kraj. če vne¬
semo srednjo letno vsoto padavin k vsaki postaji na geografski
karti in zvežemo kraje z enakimi vsotami padavin, takosvanimi
izohijetami , dobimo padavinsko karto za tisto pokrajino. Y  Slove¬
niji nihajo letne vsote padavin med 700 mm v Prekmurju in 4000 mm

I

I

I

— 64  -

v območju gorske skupine Kanina v porečju Soče nad Sovcem.

Merjenje padavin v planinah . Izletniki, ki se napotijo
na Triglav, bodo na Kredarici, in sicer na samem vrau istega ime¬
na, opazili nekaj novega. Na trinožnem železnem podstavku zabeto-
nirarataa v skali, štrli navzgor, pločevinasta posoda, ki je zgoraj
obdana s širokim pločevinastim plaščem. Vsa naprava služi celo¬
letnemu merjenju padavin. Ko sem zbiral podatke za izdelavo pa¬
davinske karte Slovenije, sem prišel v zadrego glede točnega
vrisavanja izohiet zlasti v naših najvišjih planinskih predelih.

Z višin nad 1500 m nimamo nobenih podatkov. Zato sem vse Triglav¬
sko pogorje obdal z izohijeto 3500 mm kot najvišjo povprečno
letno padavino v tem delu Slovenije. Že samo postaja Savica v
višini 590 m izkazuje letno 3112. m. Po tem lahko sklepamo, da
mora pasti više gori mnogo več padavin. Težava za to dognanje na
je v tem., ker triglavske višine niso vse leto obljudene, da bi so
lahko; vsak dan izmerilo padlo vodo, bodisi v obliki dežja ali
snega.

Ta problem so že Francozi, Švicarji, Avstrijci in Ita¬
lijani rešili za svoje alpske predele. Mi Slovenci smo k tej re¬
šitvi pristopili šele leta 1947*

. Ker v neobljudenih predelih ni mogoče meriti padavine •
vsak. dan, postavimo večjo posodo, ki sprejme padavine vsega leta.
Zato se imenuje tak dežjemer "totalizator", Če merimo večkr- t na
leto, recimo vsak tretji mesec, potem zvemo za množino padavin
posameznih letnih časov, sicer samo za vse leto.

Ker v višjih predelih nad dobro polovico leta sneži, bi
se posoda, ki je približno 1 m visoka, kmalu 3  snegom napolnila
in ne bi mogla več sprejemati nadaljnjih padavin. Zato se vlije v
posodo raztopino klorkalcija in sicer v razmerju 6 kg te snovi
na 6 litrov vode. Ta raztopina ne zmrzne do -30°C. Sneg, ki pada
v posodo, se sproti tali v tej raztopini in zato ni nevarnosti,
da bi ee posoda napolnila 3  snegom.

Obstoja pa druga neva.rnost, namreč, da bi voda v topli 1
sončnih dneh izhlapevala. Tako bi izmerili premalo ali celo nič
padavin. Da se prepreči izhlapevanje, se vlije v posodo pol litr-
nehlapljivega vazelinskega olja. Ta plast olja prepreči vsako iz¬
hlapevanje' spodnje vode. Ker je olje lažje od vode, plava večno
na površju.

Nabrano vodo se izmeri na sledeči način. Izmeri se -vi¬
šino od površja olja do gornjega roba posode v začetku sezone.
Začne se navadno prvega septembra. Če poznamo razliko višine mrd
prvim in naslednjim merjenjem, lahko izračunamo pravo višino pa¬
davin za čas med obema merjenjema. Ako znaša gornja vhodna odprti¬
na 16  cm in širina spodnje posode 3,2 cm, pokaže račun, da je prav
višina štirikratna izmerjene.

Drugi način merjenja je, da izmerimo vsebino padlo .vod .
Spodaj ima namreč posoda posebne pripravljen vijak, skozi katere¬
ga lahko 'vodo polagamo izpuščamo in merimo. Začetna vsebina klor-
kalcijeve raztopino z  oljem vred znaša ravno 7 litrov. Te odšte¬
jemo od izmerjeno vsebino in preračunamo tako dobljeno kubaturo
na. površino 200 c^k. Tolikšna je namreč površina gornje vhodne
odprtine. To,merjenje pa se izvrši samo na koncu sezone in kontro¬
lira. gornje prvo morjenje.

posoda , j e preračunana., da vzdrži 4000 mm padavin. Toliko
namreč naj bi znašala povprečna množina padavin na leto v območju
Triglava. Cio pa vmesna, merjenja med letom dado slutiti, da bi bile
več kot 4000 mm padavin, je treba posodo že med letom izprazniti.

Tu bi omenili še instrument, ki so imenuje hellograf .
Helios pomeni v grščini sonce. Heliograf je steklena-krogla, v
kateri bg sončni Žarki lomijo, tako da stvorijo na drugi strani
krogle žarišče. To žarišče -so s soncem pomika v obratni smeri po
nekem papirju, ki go prežge; 3 pomočjo te vžgane črte zvemo,
koliko ur na dan ni bilo sonce pokrito a ‘oblaki. Zvemo torej dol¬
gost trajanja.sončnega obsevanja. Poznanje števila ur sončnega
obsevanja nekega kraja je zelo važno, ker potem lahko presodimo,
ali je dotioni kraj ugoden za uspavanje gotovih rastlin, n.pr.
sladkorne pese,- tobaka, bombaša, vrtnic za pridelovanje rožnega
olja in podobno.

V S T S H .

Zračni pritisk, temperatura zraka in vlaga z  vsemi nje¬
nimi zgoščenimi proizvodi so elementi takoz-vane statične  meteoro¬
logije , ki proučava mirno stoječo atmosfero. Sto, stare pomeni v
latinščini stati. Slement veter pa obravnava takosvana dinamična
meteorologija, ki proučava sile, ki stavijajo atmosfero v gibanje
in ki uravnavajo smer gibanja, hjmamis pomeni v grščini moč, silo.

Na stan ek v etrn . Veter je gibajoči se zrak. Že ko smo
obravnavali vb  nemško toke , ki nastajajo zaradi neenakega segreva¬
nja zemeljske površine, smo se dotaknil-i nastanka vetra. Rekli
smo, da vdere hladnejši zrak na mesto, kjer se je srak segrel in
se vzpel v višino. V višini se zopet prevrta.iznad veronskega toka
na mesta, kjer se je zrak spustil- proti tlem. Nastalo je konven¬
cijsko kroženje v majhnih izmerah. Razmere so podobne kroženju
vode v loncu nad ognjem. Podobno konvekci.jsko kroženje nastane tu¬
di v velikih izmerah med oceani- in kontinenti in med bolj in manj
segretimi geografskimi širinami. Temu kroženju zraka, ki se v
skrajnem primeru razteza preko vsega globusa, pravimo veter .
Proučujmo razmere bolj v malem, recimo nad, nekim večjim otokom

66  -

sredi morja. 31 lira 11  nam predstavlja nastanek vetrn, ločeno po
posameznih stadijih. Prvi stadij (a) nam predstavlja brezvetrje.
Vodoravne črte so izobarne ploskve. Zračni pritisk je povsod v
isti višini nad morjem in otokom enak. V dragem stadiju (b) prične
sonce segrevati otok in morje. Ker pa se otok bolj segreje-kot
morje, 'se. tudi zrak bolj segreje nad otokom kot nad morjem. Zato
je .rek nad otplrom razširi zlasti v višino. Zračni pritisk je v
neki višini nad otokom večji kot nad morjem, ker se je nad to
višino zrak povzpel s tal. Zato se izobarne ploskve nad otokom
izbočijo navzgor. To stanje pa v prirodi ne mora obstati, ker •
zrak odteče od kam, kjer je pritisk večji, tja, kjer je manjši.

Zato se prcvrle zrak v višini iznad otoka nad morje. Posledica
tega je, da se zračni pritisk spodaj nad otokom zmanjša, nad mor¬
jem pa zveča. V višini pa je pritisk nad otokom večji, nad morjem
manjši. Izobarne ploskve so nad otokom zgoraj izbočene navzgor,
spodaj navzdol. Nad morjem pa imajo obratni potek. V sredini tega
sistema izobar mora.potekati neka izobarna ploskev, ki je vodo¬
ravna. Zrak kroji-, kakor da bi se kotalil po strmini naklonjenih
izobarnih ploskev. Krošenje je najmočnejše takrat, ko je segreva¬
nje največje. 3 pojemanjem segrevanja pojema tudi krošenje. Med
ohlajanjem se zraka nad otokom bolj ohladi kot nad morjem. Zato
se nad otokom zrak skrči in takorekoč sesede. V končnem stadiju
(c) pri največjem ohlajanju je potek izobarnih ploskev obraten
onemu pri najmočnejšem segrevanju. Zrak krosi tako, da teče sedaj
zgoraj z morja k otoku, spodaj pa narobe.

Videli smo torej, da je za nastanek vetra potrebno •
neenako segrevanje ali neenako ohlajanje zemeljskega površja.
Posledica tega je neenaka ras.del.ba zračnega pritiska. Zračni pri¬
tisk torej v neki določeni smeri pada. Ako povemo, za kolibo se
ritisk zmanjša na določeni razdalji, smo izrazili takozvani
h orizon' alni pritiskov gradient . Imenujemo ga tudi horizont-rini
ba rleni gradient . Navadno povemo diferenco pritiska v milibarih
no razdalji 100 km, n.pr. 5 mb/lOO km.

Horizontalni barični gradient označimo z znakom
-_ P/ c -  _n, kjer pomeni d  p  padec pritiska £ na določeni raz¬

liki razdalje %  n. Kratica n naj bi pomenila razdaljo normalno,
to je pravokotno na izobare. Izob.are so črte, ki venejo točke z
enakim pritiskom. Za izraz diference uporabljamo grško črko y  ,
ker hočemo označiti, da je to samo delni ali parcialni  padec pri¬
tisk;.!. pritisk namreč pada tudi vertikalno z višino z  in tega
označimo podobno kakor horizontalnega, - č) p/ f)  z. Pri obeh gra¬
dientih pomeni predznak minus, da je gradient pritiska mišljen v
smeri padanja  pritiska.

Praktična enota pritiškovega gradienta je razlika pritiska
enega milibara na razdalji enega metra. Ker pa. je v praksi dife¬
renca pritiska v mil ib ar ih na razdalji enega metra zelo- majhna
vrednost, povečamo Razdaljo na 100 km, kakor smo ze  zgoraj omenili,

ii. pr.

67

dp
tl n

5 nb

ICO km

Ako praktično enoto b&ričnega gradienta, to je
6 p 1 mb

~ JTn Im

pretvorimo v enoto cm- gr - sekundnega sestava in če upoštevamo
da je 1 mb pritisk 1000 din na 1 cm - , potem dobimo sledečo dimen¬
zijo:

jL

n

ctin

1 m.b  „ 1000 cm'-
1 m ~ 100 cm

10

din cm
cm


^ p

Gradient 10 din cm"" /cm pomeni, da se zmanjša pritisk, izrazen
kot sila v dinah na cm/, na razdalji 1 cm za 10 din in ga zato
imenujemo gradlentno silo . Ona je tisti vzrok, ki stavlja zrak v
premikanje. Od njene velikosti zavisi tudi moč vetra ali njegova
hitrost, preden pa bomo računali hitrost vetra iz gradientne sile,
si moramo ogledati način opazovanja in merjenja vetra."

Določanje smeri in hitrosti vetra . Smer vetra imenujemo
oo tisti strani, iz k a tere  piha, ne po tisti v katero  piha.

Smer imenujemo po glavnih nebesnih smereh. Slik-a 12  nam kaže ve-
trovnico z glavnimi smermi, označenimi s  črkami. Smer označimo z
internacionalnimi črkami:

N = Nord, sever

NE= Nord - 3st, severovzhod

3 ~ 3st, vzhod

J3 = Sud-Sst, jugovzhod

S -• 3ud, jug

3W = Su.d-V/e st, jugozahod

W - Wsst, zahod

NV/ -- Nerd-¥esi, severozahod.

Jtt^ni veter piha torej z juga proti severu. Ce nimamo nobenega
instrumenta pri roki, določimo smer vetra po dimu, ki ga veter

nosi v neko določeno smer, ali po naginjanju
v planinah sredi skal, kjer ni dreves ne dima
da oslinimo kazalec in stegnemo roko navzgor,
nas hladi, piha veter. Veter namreč pospešuje
te s prsta, izhlapevanje pa rabi toploto, ki

drevesnih vej. 6e sme
, si pomagamo tako,
ha tisti strani, kj :
izhlapevanje mokro-
se jemlje prstu.

Zato nas

na tej strani hladi. Ta stran zmočenega prsta, igra podob¬

no vlogo kakor mokri termometer pri psihrometro.

Za določitev točne smeri moramo seveda poznati lego ne¬
besnih smeri. Najbolj enostavno je, da se orientiramo po soncu.
Opoldne je sonce točno- na južni strani neba, vse sence padajo te¬
daj točno proti severu. Ob drugih urah si pomagamo z žepno uro.
hali urni kazalec obrnemo točno proti aoncu. Ko je kazaleeva. senca
točno pod kazalcem samim, je kazalec obrnjen točno proti son n.

- 68  -

Potem kaže Črta, ki razpolavlja lot med urnim kazalcem in števil-
ko 12, to je simetrala tega kota, točno amer jug-sever. Če imamo |uc±
pri rokaL geografsko karto in vidimo v daljavi neko točko, ki jo
lahko najdemo tudi na karti, postavimo karto tako, da se zvezna
črta, nase stojišče - točka v daljavi, na karti ujema s smerjo,
v kateri gledamo proti dotični točki. Potem je gornji rob karte
prsivilno položen proti severu. Dovolj točno nam pokaže severno
stran tudi magnetna igla v kompasu, pri določanju severne smeri
s kompasom pa ne smejo biti v bližini kaki Železni predmeti kot
žepni noč, cepin, železna skrinjica spominske knjige, eventuelna
železna piramida triangulaoijske točke in podobno, ker bi ti že¬
lezni predmeti pritegovali magnetno iglo k sebi in jo odklonili
od prave severne, smeri, ponoči si pomagamo z. zvezdo severnico.

Če poznamo na nebu ozvezdje Veliki voz, pridemo po petkratni raz¬
dalji zadnjih dveh koles do zvezde severnice.

Hitrost vetra izražamoms potjo v metrih, ki jo napravi
veter v eni sekundi, torej z metri na sekundo. V praksi so nam
bolj znane hitrosti v kilometrih na uro-. Prvo hitrost pretvorimo
takoj v drugo, če metre pomnožimo s 3,6. Hitrost 1 m na sekundo
je n .sreč enaka 3600 m na uro, ali 3,6 km na uro, ker ima ura
3600 sek. Hitrosti 30 metrov na sekundo so če zelo velike, ker od¬
govarjajo že 108 km na uro, kar je že hitrost ekspresnega vlaka.

Le v posameznih sunkih naše kraške burje so če merili 150 km na
uro.

Za merjenje hitrosti imamo instrument anemometer . Anemos
pomeni v grščini veter. Bistveni del anemometra je mlinček, ki
nosi na štirih ali treh palčkah, križno položenih polkrožne sko¬
delice, Veter zapiha proti votlini teli skodelic in jih zavrti.

Iz hitrosti vrtenja skodelic se da sklepati na hitrost vetra.
Vrtenje skodelic se po vertikalni vrtilni osi prenese na spodnje
urno kolesje, ki poganja nek kazalec. Ta nam direktno pokaže že
hitrost vetra v metrih na sekundo. Poleg anemometra poznamo tudi
anemografe , ki nam nepretržno beležijo ne samo hitrost vetra
temveč tudi njegovo smer.

Če nimamo nobenega instrumenta pri roki, da bi določili
hitrost, vetra, jo lahko samo tudi  ocenimo po vplivu vetra, ki ga
izvaja na vso okolico. Zato imamo na razpolago takosvano B eauPor¬
to vo  skalo, imenovano po francoskem admiralu, ki je to skalo
sestavil. Ta skala ima dvanajst stopinji

0 - pcpolna tišina, brezvetrje..

1 - zelo šibka sapica, dim se dviga skoraj navpično.

2 - lahek veter, ki ga že čutimo.

3 - šibek veter, premika že listju na drevesih.

4  - srednji veter, upogiba že vrhove dreves in manjše vejice.

5 - svež veter, premika že veje in je aa občutek že neprijeten.

6 - močan veter, piska že okoli vogalov in premika večje veje.

7 - zelo močan veter, upogiba šibkejša drevesa, na vodi dviga

valove , ki penijo.

8 - viharni veter, upogiba cela drevesa in lomi vejice, us'uvlj:

■ človeka pri hoji.

9 - vihar, odnaša strešno opeko, lomi veje in manj ea - drevesa,

človek te{ko hodi.

10 - popolni vihar, ruva močnejša drevesa.

11 - silno močan vihar, podira gosdove in meče ljudi ob tla.

12 - orkan podira hiše , odnaša strelne in ruva cele dele gos de v.

liajbolj enostavni instrument za določanje smeri in moči
vetra ja takozvani vetrčka?  ali vetrnica (sl.13)* Na jekleni
palici, ki je zgoraj nekoliko vdolbijena je nataknjena cev. Ta
sloni zgoraj s primerno vzboklino na vdolbišou palice, in nosi
spodaj v smer vetra kažočo palico , zadaj pa rep nekako v obl:ki
metle. Na palici'je krogla, ki drči ravnotežje repu. Veter se
požene v rep in zavrti kažočo palico tako, da kaže v smer, od
koder piha veter, ha vrhu cevi je primerno pritrjena, pločevinasta
plošča težka 200 gr, ki jo veter dviga. ITa spodaj pritrjene m loku
je nanesenih 8 kazalcev, ki pokažejo stopnje Beaufortove skale.
Pri določeni hitrosti vetra se plošča postavi do nekega.kazalca
in poka že tako moč vetra. Spodaj ila pokončni palici so trdno pri¬
trjene črke N,S,S,V/, ki kažejo v štiri glavne smeri neba. Tako
vetrnico se mora postaviti na lesen drog visok vsaj 6 metrov nad
tlemi, de smo med hišami, moro. biti vetrnica nad hišami, v gozdu
po. na a drevesi.

TToč vetra - izrazi mo tudi a pritiakog v kg (p), ki ga
izvaja veter s hitrostjo (v) na ploskev 1 ni' in sicer z  enačbo
P - 0,08 v-. Sledeča razpre delni c a kaže Seaiif ortovo" skalo in

na izobare. V*to smer bi moral pihati tudi veter. Ko so začeli
risati vremenske karte, ki jih bomo pozneje obravnavali, so ugo¬
tovili, da. 39' smer vetra ne uj ema s smerjo gradientno -sile, tem¬
več da je odklonjena vee ali manj na lesno  od smeri gradienta.

Nad morjem alt v višini nad 1000 metri nad tlemi je cmer vetra
celo toliko odklonjena na. desno, da. je pravokotna na smer gradien

- 70 -

in vzporedna z izobarami. Odklanjanje smeri vetra na desno pride
od tega, ker se zemlja vrti okoli svoje osi od zahoda priti izho¬
du. Z zemeljsko površino se vrti tudi atmosfera z vsemi svojimi
vremenskimi spremembami. Na vsaki geografski širini ima zemeljsko
površje svojo vrtilno hitrost. Največja je hitrost vrtenja na
ekvatorju, z večajočo se geografsko širino se manjša in je na polu
enaka ničli. Recimo, da je barični gradient usmerjen točno od
juga proti severu. Če bi zemlja mirovala, bi nam dala gradientna
sila res jušni veter. Ker pa se zemlja vrti in z njo tudi zr.sk
okoli zemeljske osi, ima zrak dvoje gibanj. Prvo je usmerjeno
zaradi gradienta proti severu, drugo pa je zaradi vrtenja zemlje
usmerjeno proti vzhodu. Ko se zrak prične pomikati proti severu,
ob drži ves čas svojo vrtilno hitrost , ki jo je imel na izhodiščni
geografski širini. Ko dospe v nekoliko višje geografske širine,
ima zrak še vedno svojo prvotno vrtilno hitrost, zemlja pod njim
pa se počasneje vrti. Zrak v vrtenju proti vzhodu prehitev a
spodnje zemeljsko površje in je zato vsa njegova pot proti seve¬
ru tem bolj odklonjena na desno, čim višje proti severu dospe
veter. Slika 14  nam to najbolje pojasni. Gradient pritiska je
usmerjen od A do A,, to je proti severu, kar je naznačeno na isl
. nl^ianu. če bi zemlja mirovala, bi zrak Čez nekaj časa dospel
iz A do A,. Ker se pa ze ilja vrti proti vzhodu, pride meridian
AA,  v istem času v položaj BB, . Zrak pa se ves čas svojega pt ni¬
hanja proti severu vrti tudi proti vzhodu in zato ne pride do
točke Bj_, ki je istovetna z A, , ampak v točko G, , kajti razdalja
A.,0, je enaka razdalji ,ffi. Pot vetra BC, -je odklonjena -ir ed smeri'
gradienta BB, , ki je istoveten 3 smerjčPAA^, na desno za kot or/

če' bi bil gradient usmerjen narobe, recimo od severa
proti jugu, v sliki od A x  proti A, bi veter naredil pot B,B,>.

V tem primeru bi veter na svoji poti proti jugu zaostajal  “za
3podnjim hitreje se vrtečim zemeljskim površjem. Zopet je pot
vetra B,B£ odklonjena od gradientne smeri B,B, ki je istovetna
z A,A^ na aesno  za kot tl-  .

Podobno razmišljanje bi nas privedlo do rezultata, da se
veter na jušni  hemisferi odklanja na levo  gradientne smeri.

Tu smo obravnavali- primer, ko je gradient usmerjen od
juga proti severu ali narobe. Toda veter se na severni hemisferi
vsakokrat odkloni na desno gradientne sile, pa naj bo gradient
usm erjen v kakršnokoli smer , tudi proti zahodu ali vzhodu.

Vzrok odklona vetra na desno je torej različna vrtilna hitrost
okoli zemeljske osi spodnjega zemeljskega površja in zgornjega
/etra. Ta vzrok pripisujemo neki navidezni sili, ki deluje vedro
na smer vetra pravokotno  in ga vleče proti desni. Matematične je
obdelal to navidezno silo prvi Francoz Coriolis  in se po njem
4  .snuje Goriolis-ova sila .

Coriolis-ova sila . Da pridemo do pojma o Coriolis-ovi
sili* moramo iziti od fakozvanega mirovnega ravnotežja sil na
vrtečem se zemeljskem površju. Ker se zemlja vrti okoli svoje
osi od zapada proti vzhodu j dobe vse točke mase H neko centri¬
fugalno silo. če mislimo vedno samo na maso 1 gr, potem je ta
'sila enaka centrifugalnemu pospešku. V geografski širini
v sliki 15 je ta pospešek enak in je usmerjen proč od vrtil¬

ne osi. če bi ne bilo zemeljske privlačnosti ali sile težnosti*
potem bi masa TT odletela z zemeljskega površja. Tako pa so vpliv
tega centrifugalnega pospeška pozna na dva načina. Če si mislimo
tilf  razdeljenega v komponenti ^ cos '/ in ffU  sin V? , pade
prva komponenta v smer pospeška tečnosti in deluje njemu nasproti.
Pod vplivom centrifugalne sile se torej pospešek g£ zemeljsko
tečnosti zmanjša. Druga komponenta pa deluje pravokotno na prvo
in je usmerjena proti ekvatorju. Masa M dobi pod vplivom centri¬
fugalne sile nek privlek proti ekvatorju .

Če bi se zemlja ne vrtela, bi bila popolnama krogla.

Ko p .a s-- je začela vrteti, so- se mas in e točke njenega površja
začele gibati proti ekvatorju. Točke na ekvatorju samem* pa so
se začelo od zemeljskega središča oddaljevati. Tako se je zemelj¬
sko površje na ekvatorju izbočilo, na polu pa sploščilo. Zemeljski
radij znaša na polu R - 6356,8 km,

p_

na ekvatorju R = 6378*2 srn.

6

Razlika med njima znaša torej 21,4 km.

Čim se je zemlja sploščila, je njeno -površje dobilo
obliko strmine, ki se vzpenja od pola proti ekvatorju, če gremo
od pola do ekvatorja se z ozirom na zemeljsko središče dvignemo
za 21-400 m. Vsako telo na strmini pa ima- neko teŽnostno kompo¬
nento) ki vleče telesa po strmini navzdol. Da pa telesa ali točke
mase M ne zdrknejo od ekvatorja navzdol nazaj proti polu, jih
vleče proti ekvatorju privlek zaradi centrifugalne sile. Tako si
zaradi sploščenosti --zre ml j e razvita te mostna komponenta in zaradi
vrtenja zemlje raztitw komponenta centrifugalne -sile držita ravno¬
težje in točke mase M mirujejo v svojem položaju. Temu stanju
pravimo mirovno ravnotežje sil na vrtečem se zemeljskem površju.

Isto ravnotežje sil opazujemo, ko se vozimo s kolesfem
okoli ovinka. Ker se vozimo v krogu, se vrtimo in se zato razvije
centrifugalna -sila, ki stremi , da bi nas vrgla iz krožnega tira
v smeri radija. Zato se podzavestno nagnemo na noter in stvorimo •
a tem teŽnostno komponento , ki drži centrifugalni sili ravnotež je.

Recimo, da dobi telo M na sliki -23 relativno do ze¬
meljskega površja neko hitrost proti vzhodu. Ta posebej dana
hitrost se prišteje vrtilni hitrosti zaradi vrtenja zemlje.
Absolutno vrtenje telesa M okoli zemeljske osi je potem večje
kot pa zemeljskega površja v isti geografski širini. Zaradi
hitrejšega vrtenja se zveča- centrifugalna sila in s tem privlek
Tj\:>  3in 'f  proti ekvatorju. Telo bi se sicer zaradi posebej mu

i

72  -

dane hitrosti res pomikalo proti vzhodu, toda zaradi povečanega
privleka p. oti ekvatorju se bo pomikalo tudi proti- ekvatorju in
tako bo dospelo v krogu od izhodiščne točke 1  do 2. V očki 2  pride
telo do geograf ske širine, kjer je njegova absolutna .hitrost
vrtenja okoli zemeljske osi enaka hitrosti vrtenja zemeljskega
površja v dotieni geografski širini. Tu preneha privlek proti
ekvatorju. . • • i ■ • -i« . >. • 1  u

Zaradi dane mu hitrosti bi se tolo od točke 2 gibalo
dalje v smeri meridiana. Čim pa pride telo v ni j je geografske
širine pod širino točke 2 , je njegova absolutna hitrost vrtenja
okoli zemeljske osi manjša kot hitrost vrtenja spodnjega zemelj¬
skega površja. Zato telo zaostaja v vrtenju za zemeljskim površjem
in se odklanja v krogu od meridianske smeri na desno. Ko pride do
točke 3, je ta odklon Že tako velik, da znaša 90°-. Gibanje je pre¬
šlo sedaj iz smeri proti jugu v smer proti zahodu. V točki 3 se
sedaj telo vrti okoli zemeljske osi počasneje kot spodnje zemelj-,
sko površje in sicer prav za hitrost, ki m  je bila dana v točki 1
proti vzhodu. 'Do veljave pride sedaj teŽnostna komponenta, ki vle¬
če 4  ; 'lo proti polu. 'Zaradi svoje hitrosti bi se iz točke 3 gibalo
telo naprej proti zahodu. Ker ga pa teŽnostna komponenta vleče
proti polu, se giblje v krogu do položaja 4 . V točki 4  sta si
hitrosti vrtenja telesa in zemeljskega površja okoli zemeljske
osi zopet enaki. Zato je konec privleka .proti polu. Zaradi svoje
hitrosti bi se telo iz točke 4  gibalo sedaj po meridianu proti
severu. Ker pa ima telo med svojim napredovanjem proti severu
večjo hitrost vrtenja kot spodnje zemeljsko površje, ga prehiteva
na desno in dospe tako zopet v položaj 1 , na svoje izhodišče. Od
tu dalje prične zopet krožiti po tiru 1-2-3-4-1* Temu kroženju
pravimo vztrajnostno gibanje  na vrtečem se zemeljskem površju.

»

Oe dobi telo M v točki 1 neko hitrost proti zahodu,
tedaj se vrti- prav tako v krogu , vendar v sliki 16  v zgornjem
manjšem krogu. Vidimo, da se v obeh krogih vrti telo v smislu
urnih kazalcev. Na južni hemisferi bi enako razmišljanje privedl-o
do rezultata, da se telo vrti v nasprotnem smislu urnih kazalcev.

Do matematičnega izraza Coriolis-ove sile pridemo na
sledeči način. Ako se kako telo vrti okoli nekega središča v raz¬
dalji r, je hitrost vrtenja xaj  enaka

T

kjer pomeni T čas enega obhoda. Zemlja se zavrti okoli svoje osi
v enem zvezdnem dnevu, ki znaša 86164 sekund. Ako vzamemo za enoto
dolžine dolžino radija potem je r - 1  in _ znaša pri zemlji

OJ

2TC

86164

7,29-10'

-5

l/s ek

*].-

1

- 73  -

O^  je samo konstanta vrtenja zemlje. Če hočemo izvedeti za pravo
hitrost vrtenja s-potem moramo vsakokratno razdaljo točke zemelj¬
skega površja cd vrtilne osi pomnožiti z UJ  . Hitrost vrtenja c
je potem enaka c ~ r.  , kjer je r - Rcos tji  . (R= zemeljski radij

'f = geografska širina).

Centrifugalna sila je pri vsakem vrtenju direktno pro¬
porcionalna kvadratu hitrosti vrtenja in obratno proporcionalna
razdalji od središča v znakih

kjer pomeni 3 centrifugalno silo.
c

če ima točka mase H še posebno hitrost v proti vzhodu
potem je njena centrifugalna sila enaka

. - Ic+v)'

(c+v) r

p

Ker sili c ~/r  drči na sploščeni zemlji ravnotežje že navzoča
težnostna sila, pride za -privlek proti ekvatorju samo razlika teh
dveh centrifugalnih sil v poštev, torej

— o -

(c+v)” c

(c+V  V

Ce vsoto v oklepaju kvadriramo in v_ zanemarimo, ker je ta vrednost
zelo majhna nasproti zmnožku 2 vc , potem dobimo

c c - 2 vc

(c +v) c r

Če upoštevamo da je c • r ,  potem 3obir

xmo

'(c+v)

— 3 = 2 v UJ  .

V sliki 22  pa smo ugotovili, da pride za privlek proti ekvatorju
samo komponenta centrifugalne sile v poštev, ki smo jo tam ozna¬
čili kot pospešek 7f\p  sin s t  . Sila, ki vleča točko M proti ekva¬
torju, je torej J

‘('a  sin £ f = (3 -3 ) sin = 2 v OJ sin ‘J -  h

(j f  J  C+v C ' *

To je matematični izraz za Coriolis-ovo ali za deviacijsko  odnosno
odklonsko silo. Vnaprej jo bomo zaznamovali s črko D.

ho istega matematičnega izraza za Coriolisovo silo pri¬
demo tudi z razmišljanjem na sliki 17 . V sliki 14  je odklon vetra
na desno enak razdalji 3,0,- AB - A,B,. čas, ki ga rabi veter, da

- 74 -

pride od A do A, » zaznamujemo z dt. V tem času bi 3e zemlja zavr¬
tela od A do 3. Če ima veter hitrost v, potem je AA, ~ v.dt.

AA, je lok na največjem krogu zemlje s centralnim kotom


kar pomeni razliko med geografskima širinama A in A,.. Zato velja

R. d ^ - v. dt.

Dalje je

m

ab  = t  .at

A,C, = °°s i k - + . i'£L

Iz tega sledi

B,C, = JSB-A.C, = - L |-—

dt ^fcos -cos ( '^ + d tp )J

ali

B,C, = -

2 It 1,  R. dt. d 'jf  c o s ( + d ) —c o s

d vfl
j

Zgoraj smo omenili

d U' =

v. dt
R

Če to vstavimo v.prejšnjo enačbo, dobimo

2 'V'  . dt~.v cos ( ’4 +d ) - cos: ‘D

‘ ^ J  ’ rTr  '

d 'j)

B,0,

T

Ta.enačba nam pove, da je razdalja ftdklona B,C, direktno propor¬
cionalna kvadratu spremembi časa dt . Razdalja odklona se torej
veča enakomerno pospešev ano. Ako označimo pospešek odklona naspro¬
ti meridianu z JLl  potem je razdalja 3,C, enaka

- fl  ^2 __ 2 .dt 2 .v cos( v f +d )-cos

_ • Clb — -*• -1 • -|

2 T d

3,G

Iz tega x dobimo za (J

/) - 4*fr v cos (‘f  +d ‘f )-cos ^

/*•' — — • rl . X

t  - a - f

Iz slike 24  je razvidno, da je

cos ( + d ••f  ) - cos ^ = d cos

ali

d cos *■

d u>

t-  = -

sm


- 7-5  -

Pospešek [j  je torej

(C - S in M> .

p **J| j- ^

Ker pa je ■ I u ’ , je

0  - 2  Uj v sin^ .

*

Ta izraz pa je istoveten z zgoraj dobljenim izrazom za horizon¬
talno komponento centrifugalne sile.- Vidimo, da je privlek proti
vzhodu enak privleku proti ekvatorju.

Coriblis-ova sila deluje pravokotno  na smer vetra, pa
naj ima veter kakršnokoli smer.

Geostrofični veter . Recimo, da potekajo izobare preko
večjega predela morskega površja vzporedno in da pritisk pada od
juga proti severu, kakor kače slika 18 . proučujmo sedaj postanek
vetra* od vsega začetka do njegovega takozvanega stacionarnega
stanja. Čim se prične zrak pod vplivom gradientne- sile G gibati
proti severu, takoj nastopi odklonska sila D, ki dolu je na njegovo
smer pravokotno. Pod njenim vplivom se smer vetra polagoma obrača,
proti vzhodu. Čim močnejši je veter, tem močnejša je tudi odklon¬
ska' sila, kajti njen matematični izraz pravi, da je direktno pro¬
porcionalna hitrosti vetra v. Ko se je smer vetra toliko zaobrnilla
na desno proti vzhodu, da je postala odklonska sila gradientni
nasprotna in njej enaka, dobi veter svojo konstantno smer in-hi¬
trost. Pravimo, da je veter stacionaren. Odklonska sila je enaka
gradientni in njej nasprotna in.si tako držita ravnotežje. Veter,
pri katerem pride poleg gradientne sile. samo odklonska sila še v
pojštev, imenujemo- geostrofični  veter. V grščini pomeni ge zemljo,
strofe pa vrtenje. Geostrofičen.pomeni torej odklonjen zaradi
vrtenja zemlje.

■Matematično izrazimo.geostrofični veter sledeče:

- G = D

Če vstavimo zgoraj dobljene izraze, dobimo:

A '

— j" -*- -  = 2  Ul sin .v. .

d n TJ

Izkaz D = 2  UJ sin U> v je samo pospešek odklonske sile. Da dobimo
res odklonsko silo", moramo ta pospešek pomnožiti še z maso zraka
1  cm , to- je z gostoto Jp . Navadno pišemo gornjo enačbo v obliki
pospeškov:

P  ‘

7-^— - 2 UJ sinu 1  • v.

b n J

- 76 -

To in podobne naslednje enačbe imenujemo hidrodinamične  enačbe.
Hydor pomeni v grščini vodo. Podobne enačbe so namreč izpeljali
tudi za gibanje vode v morskih tokovih, ki se raztezajo preko
vsega globusa.

3 pomočjo gornje enačbe lahko izračunamo hitrost vetra,
če poznamo barični gradient ali pa gradient sam, če poznamo hi¬
trost vetra. Iz .vremenskih kart lahko posnamemo oboje. Gradient
dobimo, če izmerimo pravokotno razdaljo dveh izobar in preraču¬
namo a pomočjo merila karte padec pritiska na razdalji 100 km.
Hitrost vetra pa se izmeri z anemometrom.

Izračunajmo, koliko znaša gradient pri hitrosti vetra
1Q m/ s ek ali 36  km/ax*o v geografski širini 45*. V prvo gornjih
ftveh. enačfcv vstavimo’7

n 7,29.10" 5  [l/sek j  ,
sin 4. r >° = 0,707

v - 1000 ^cm/sekj ,

P r 1293 . io~ 6  l  gr / Grn  J

in dt>bimo;

f)

r)

- * 2.7 j .29.1QT 5 .O,7O7.1O 3 .3L29 3.10" 6

tv n

- 13331 . 10~° £din  cm ''/cmJ

ali

_ lil r

- 7 -^ - 1,3 • • £ rnb/lOO km 'j

Barični gradient znaša v cm-gr- sektan-dnem sestavu 13331.10
din cm~~/cm v praktični rabi pa 1,^.. mb/l00-km.

-8

I»obare rišemo navadno v stopnjah po 5 mb. Izračunajmo,
izobare 1
'o v ar ja n:

P o sklepnem rač u nu

koliko so izobare v cm narazen na karti I 25 000 000» Razdalji
100 km odgovarja na karti razdalji I 1Q . 25.10° = 10/25 cm.

dobimo za

1,3 •* 5 - IO /25  t  x,
x 1,5• • cm.

Izobare' risane v stopnjah po 5  mb so na tej karti po 1,5 cm
narazen.

\

I

I

77 -

Strmina izobarnih ploskev . Iz enačbe za  horizontalni
P -

gradient

- - 2 W sin UL.v. $

f) n j j

in iz enačbe za vertikalni gradient

<3 p  *

- = g l

lahko izračunamo "strmino izobarne ploskve. Izobare na vremenski
karti so presečnice izobarnih ploskev z zemeljsko površino odnosno
z morskim nivojem, ker je zračni pritisk reduciran na morski nivo.
Imajo neko določeno strmino t) z/ p) n. Iz slike 19  je razvidno, da
pada pritisk od vzhoda /e/ proti zahodu /iv/. Ce smo na izobari
1005 mb in se dvigamo poševno desno navzgor tako , da kaše bar orne-,
ter ves čas 1005 mb, smo se do iznad izobare 1010 mb pri tleh
dvignili za višino y z. Razmerje višine fj  z do- horizontalne raz- •
dalje On je izraz za strmino izobarne ploskve.

Ako gornji dve enačbi delimo, dobimol

■ c) p.

~ d  n

■s.

d p
d z

o z
d n

2 0.3 sin ij> v

g

Izračunajmo strmino izobarnih ploskev za zelo močan
veter, v = 30 m/sek ali 100 km/uro v geografski širini 45°•

Če vstavimo v gornjo enačbo vse znane vrednosti, potem dobimo;

r)  z  _ 2.7,29.10~^.0,707.3.10 3

q?  n

981

= 0 , 0003 .

Strmin^, znaša 0,0003 ali približno 1.* 3000, kar pomeni,
enak pritisk, ki smo ga našli v višini 1000 m ali 1 km,

da najdemo
zopet nad

morskim nivojem še le v razdalji 3*000 km v smeri gradienta.

Vidimo, da je strmina izobarnih ploskev sicer tem večja,
čim močneje piha veter. Toda celo pri zelo močnih vetrovih je str¬
mina zelo majhna.

Hitrost vetra v  ciklon ih  in anticiklonih .Na ^vremenskih
kartah Vidimo, da'potekajo izobare redko .kje premočrtno. Navadno
imajo krožno obliko in zaključujejo polje bodisi nizkega ali viso¬
kega pritiska. Krožno polje nizkega pritiska imenujemo ciklon .
Kykloc pomeni v grščini krog. Če pa je v sredini krožnih izobar
pritisk visok, potem se imenuje tako polje pritiska anticiklon .

Anti pomeni v grščini nasproten.

Ako opazujemo ciklon ali anticiklon nad morsko površino j

i

- 78 +

bomo videli, da piha veter tudi tu tangencialno na kr o one izo-
bare , torej pravokotno na - smer gradienta. Vendar pa ne tu pri
stacionarnem vetru ne drsita ravnotežje samo gradientna in od¬
klonska silam, temveč nastopi zaradi krožnih izobar še ce ntri ¬
fugalna  sila. Ta je zmeraj usmerjena od središča proč. zaznamu¬
jemo jo s C in je njena vrednost enaka!

o

G - Xl-

u  " r

kjer je v hitrost vetra, r pa razdalja ve ura od središča ciklona,
,slika 20. Hidrodinamična enačba za ravnotežje sil v ciklonu se
torej glasi:

- G - D + C.

Če vstavimo v to enačbo dobljene matematična izraze, dobimo:

3

1

1 'V P . . . . . g

f  * sm v +

V anticiklonih pada pritisk od središča na ven. Gradient-
na sila G je usmerjena od središča proč. V to smer pa ptue tudi
centrifugalna sila C. Ker je odklonska sila I) gradientni nas¬
protna, je usmerjena proti središču in drži sama  ravnotežje
gradientni in centrifugalni sili. Hidrodinamična enačba sil v
anticiklonu se torej glasi:

- G + C

D ,

ali z matematičnimi izrazi.’

1  &

f

+

= 2 W sin v.

Iz slilce 21  spoznamo , da je za veter v anticiklonu po¬
trebna manjša grudientna sila kot v ciklonih ali z drugimi bese¬
dami enak gradient da v anticiklonu močnejši veter kot v ciklo¬
nih.

Sledeči račun nam to najbolje pojasni. V geografski ši¬
rini 4 P 3° nad morjem potekajo krožne i zobar« s krivinskim radijem
500 km. Barični gradient znaša 1 rnb/lOO km. Izračunajmo, kako
močan je veter, če je polje pritiska ciklonalrio odnosno antici-
klonalno. ■

V enačbo za ciklon vstavimo vrednosti!

S  ■ 1»-93 • 10“ 3  g/cm 3 ,

- - 1 rnb/lOO km - 10 4 din cm “/cm,

r = 5-. lO^em

79

Dobimo

2 U> sin 45° = 2.7,29 • lO"' 5 . 0,70?.

- T“T .10 3 .10~ 4  = 2.7 j29 • 10~ 3 .0 ,

v

707. v + - fo -7

Iz te enačbe izračunamo v. Ker pa imamo v~, izračunamo
po obrazcu za kvadrationo enačbo:

v.

-b

1,2

1ftC

4ac

2 a

Gornja enačba s konstantama b in c se glasit

v 2  + 5 , 154 . 10 3  £ v - -  3,367.10 6

Y 1  2 >=' - 2,577• 10 3  ±  3 ,24*10 3

V poštev pride samo pozitivna  vrednost:

v = 3240 - 2577 = 663 cra/sek.

Našli smo, da znaša hitrost vetra v tem ciklonu 6,6  m/sek ali
okro 4  24 km na uro.

Hitrost anticiklonalnega vetra izračunamo po hidrodi¬
namični enačbi:

1

j

- 2 tt) sin 'l v -

f~ ' v  n ' r

Ajfco razrešimo v in vstavimo znane vrednosti, dobimoI
- v 2  + 5.154.10 3 .v - v 3,867-lC 6

Iz tega dobimo:

v = 2577 + 1660

J- ?

V poštev pride samo negativn a vrednost:

V -2577 - 1660 = 9L7 cm/sek.

Našli smo, da znaša hitrost anticiklonalnega vetra 9,2 m/s ek ali
okroglo 33  km na uro.

Če bi izobare potekale premočrtno, potem bi imeli samo
geostrofioni  veter, pri katerem vpliv centrifugalne sile odpade.
Iz formule:

80  -

dobimo:

-2 4) sin kp v

_ 1»29

v = —•—‘ L

10 3 . 10~ 4

744  cm/s e le

2.7) 29 • 10  .0,707

Vidimo, da jo pri enakem gradientu najmočnejši anti-
ciklonmlni veter s hitrostjo v = 9  > 2  m/sek, sledi geostrofioni
veter z v = 7,4  m/sek in zadnji je ciklonalni veter z v = 6,6  m/sek

Veter, pri katerem pride poleg gradientu« in odklonske
sile v poštev še centrifugalni :.ila, se imenuje gradie n t ni  veter.
Pri obeh vetrovih, to je pri geostrofičnem in gradientnem, je
emer pravokotna n ' gradient, pri gradientnem vetru imajo izobare
kroino obliko, pri jeostrofionem pa potekajo premočrtno.

Vpl i v tr en j i  na sm er _in _ Ji it r o st v et ra. Na vremenski h
kartali vidimo, da n id celino veter ne piha vzporedno z izobarami,
torej da njegova smer ni pravokotna na smer gradienta, temveč da
piha veter poš evn o p reko izobar. V sliki 22 vidimo, da tvori smer
vetr z izobo.ro kot / / V stacionarnem stanju drsi graeieutni
sili ravnotel j c neka sila H, ki je njej nasprotna in enaka,
lila R je rezultanta dveh drugih sil, namreč odklonske sjLle h,
ki stoji pravokotno na smeri vetra, in sile trenja !, ki deluje
v nasprotni smeri vetra. Veter se namreč terc ob tleh in se tako
zaustavlja. Cim večjo hitrost ima veter, tem večje je Trenj .

Matematično je silo trenja T enaka.*

T - k . v,

kjer pomeni k silo trenja, če znaša hitrost vetra 1  cm/sek.
lot %  , ki ga tvori veter z izobaro , je potem enak:

k  , v_

2  u> sin .v

Vremenske karte so pokazale, da znaša, kot %  v zmernih
širinah na morju 10 ° do 11 °, na celini pa je večji in sicer zna¬
ša 30 ° do 10 °.

tg Z- =

D

X = 40°

lika je s

Recimo, da smo v geografski širini 41° izmerili kot X
pri hitrosti vetra v - 10 m/sek. Izračunajmo, kako ve-
ila trenja, ki deluje no. vašo 1  kg zraka pri tleli.

Iz gornje enačbe dobimo?

k - -  2  Ui sin vp . tg *X

(

- 81 -

Če vstavimo znane vrednosti dobimo:

k = 2.'7 »29 •10~ C ’.O ,707*'0 ,3 39.

. k = 3, 6 >10 ^  l/s ek j/.

Potem je sila trenja pri hitrosti v =« 10 m/sek enaka:

T = k.v = 8,6.10 - ^. 10 ^ = 8,6.10~~din/gr
ali T = k.v - 8,6.10~~. 10^ = 36 din/kg.

.Vidimo, da je vsak kg zraka zaustavljen po trenju s
silo 06 din.

Trenje ima torej dvojni vpliv na veter. Prvič mu zmanj¬
ša hitrost in drugič prepreči, da bi odklonska sila zavrtela
smer vetra za polnih 90°•

‘ Trenje vetra ob tleh imenujemo zunanj e  trenje, ker

se tere zunanja plast zraka. Terejo pa se tudi posamezne plasti
zraka med seboj , n.pr. če se neka gornja plast hitreje premika
nad spodnjo. To je not ranj e  trenje zračnih plasti med seboj.

Tudi notranje trenje je sila, ki deluje proti hitrosti vetra.

Silo notranjega trenja imenujemo tudi striČn o silo,
ker deluje proti sili gibanja, iko i samo vso plasti zraka, ki
-se gibljejo z različno hitrostjo in sicer tako, da se zgornja
plast giblje hitreje kot spodnja, potem dobimo podoben pojav ka¬
kor pri pihanju vetra preko vodne površine. Zaradi trenja potis¬
ne veter vodo nekoliko v smer svojega gibanja. Tu se voda nako¬
piči in pritiska navzdol. Ta pritisk potisne vodo navzgor in
sicer tam, od koder jo je veter odnesel. Ker se to stalno dogaja,
voda krači v obliki vrtinca s horizontalno osjo. Tako nastanejo
v alo vi na vodni površini. leto se dogaja v zraku, le da so valo¬
vi mnogo večji, ker zrak ni tako gost kot voda. Bolčina teh valov
'presega včasih 500 m.

Pod vplivom strične sile dobimo v zraku vrtinčasto
mešanje zračnih plasti, čemur pravimo turbulenca . Shematično nam
to kače slika 23 « Jasno je, da je pri turbu l entnem  gibanju zra¬
ka notranje trenje mnogo večje kot pri laminarnem  gibanju.

Lamina ..pomeni v latinščini plast, turbo pa vrtinec.

Ker nastane pri turbulenci mešanje zgornjih plasti s
spodnjimi, se zrak izmenjuje. Zgornje plasti z večjo hitrostjo
se spuste navzdol, spodnje z manjšo hitrostjo pa se vzpnejo
navzgor, j  tem he hitrost zgoraj zmanjša, spodnja pa sveča.

Za naš je vačno , da turbulenca vedno poveča hitrost vetra pi^i
tleh in.izmenjavo zračnih plasti.

Zaradi zunanjega, in notranjega trenja nima veter pri
tleh smeri vzporedna z izobarami. Cim bolj pa so trenje zmau j Su¬
je f  tem bolj se smer vetra obrača na demo. Videli smo, da je na
morju, kjer je površini ravna, smer vetra te skoraj vzporedna z
izobarami. V višini 1000 m, kjer zunanjega trenja sploh ni in kjer
je tudi notranje trenje zaradi manjše turbulence manjše, pa je
smer vetra ' te vzporedna z izobarami. priblitno v višini 1000 m
vladata 'to izključno geostrofieni in gradientni veter.

Splošna cir kul acija atmosfere . Ker poznamo sedaj vzro¬
ke nastanka vetra in. sile, ki določajo njegovo hitrost in zlaankd
smej.', 1 ihko obravnavamo vetrove, ki se raztezajo preko vsega ze¬
meljskega površja, takozvane plane tarne vetrove ali splošrjo cirku¬
l a c ijo atmosf ere.Se v sliki 7 smo videli, d padajo sončni žar¬
ki pod najbolj strmim kotom v geografskih širinah blizu ekvatorja
in ko je sonce tod v zenitu, celo pod kotom S0°. Zato se zrak
tun najbolj segreje. V sliki 24. vidimo, da ie  segreti zrak nad
ekvatorjem vzpne v višine in ne od tod preliva proti obema poloma,
Na svoji poti proti poloma pa se zrak zaradi odklonske sile od¬
klanja na desno, odnosno na levo na jutni hemisferi. Nekako na
30° do 35° geografske širine dosete ta odklon 70°. Iz jušnega ve¬
tra je postal zahodni veter, ki piha krog in krp.;' zemlje. Ker
prihaja iznad ekvatorja stalno nov zrak, se tu zrak kopiči.

Zato imamo na tej geografski širini visok zračni pritisk. Ker
se je zrak na ekvatorju povzpel v višine in se preliva, proti
poloma, vdere pri tleh zrak z višjih geografskih širin prosi
ekvatorju , da nadoknadi zrak, ki se je vzpel v višino, ha ta način,
je nastala med ekvatorjem in geografskimi Širinami 30 ° do 35°
stalno krotenje zraka. Pri tleh imamo severovzhodni veter, v
višini pa jugozahodni. Na ekvatorju se zrak vzpenja, na geograf¬
skih širinah 30° do 3^° pa spušča.

Severovzhodni vetrovi, ki pihajo tik zemeljskega površja
proti ekvatorju, so bili znani Še španskii mornarjem, ki so
potovali z j Tirnica li preko Atlantskega oceana v Ameriko, med
njimi tudi Kri tofu šolu ibu na njegovem prvem potovanju v Ameriko.
Ko so dospeli do geografske širine 30°, so imeli za hrbtom ugodni
veter, ki jih je gnal naprej po morju. Zato-so tem vetrovom rekli
pasa t 1 ,  ker so jadrnice tod z lahkoto panira le. Ko so meteorologi
odkrili v višini prav nasprotne vetrove, so te imenovali
a nt i pa 1  - ate .

Na ekvatorju se zrak med dviganjem adiabatno ohlaja in
v neki-višini pride do kondenzacije. Ker je tu zrak topel, vse¬
buje mnogo vlage in so zato tod tudi padavine zelo obilne.

Vzponski toki se najbolj razvijejo, ko je sonce v zenitu in sicer
tik po poldnevu, ko dose '.e  temperatura zraka svoj maksimum.
Razvijejo se takozvane popoldanske nevihte , podobne našim poleti
popoldne, le da so na padavinah veliko bolj izdatne. Za časa ge¬
nitalnega polo Čaja sonci imajo ekvatorialni kraji lakr t svojo
deševno dobo. Ko pa se sonce v zenitu odmakne, recimo, proti


- 83  -

severnim geografskim .širinam, gre za njim tudi de lavna doba.

Na ekvatorju pa vlada tedaj suha doba. Ko se sonce jeseni zopet
vrne.na ekvator, zavlada zopet de ševna. doba. Z njegovim odhodom
na ju mo hemisfero, odide za njim tudi deževna doba,, na ekvator¬
ju pa imajo pozimi zopet suho dobo. Tako imajo kiaji nedaleč od
ekvatorja v teku leta po dve deževni in po dve suhi dobi, ki nad
ekvatorjem padeta na pomlad in jesen. Čim bolj se blišamo proti
severni tropični širini 23 1/2°, tem bolj se obe deževni dobi
časovno približujeta, tako, da ima geograf.,ka širina 23 l/2° le
eno .deževno ('lobo in sicer poleti, ko je sonce takrat tu v zenitu.
J.u žna tropični širina 23 l/?° pa ima svojo deževno dobo pozimi,
ker je takrat sonce tam v zenitu.

Bekli smo, da se zrak na 30^ do 3^° geografske širine
spušča z višin k tlem. ?ri tem se adiabatno segreva in izgine, j o
zato kakršnikoli oblaki. IT e bo je stalno j >sno in. sončni žarki
svobodno dospejo do tal in jih segrevajo. Toči vlad' toplo in suho,
vreme. Padavin je silno malo ali celo nič. Ker ni vode ,• no se
razvile puščave. Zato imamo v teh geografskih širinaii krog in
krog. zemlje na celinah niz puščav. Na severni hemisferi se vrste
puščave; Sahara, fr ab i j a, Iran v Perziji in puščanja Gobi v central¬
ni Aziji. V A le rilci se ta niz puščav nadaljuje s puščavami v
Kaliforniji in Mehiki. Na ju'žni hemisferi je manj puščav, ker je
tu malo suhe zemlje. V jušni Afriki se je razvila puščava Kala-
hati, dalje pade v ta pas tudi puščava v notranjosti Avstralije,
v jušni Ameriki- pa nerodovitni predeli Patagonije.

Tudi te zone lepega vremena niso stalno na enem in istfm
mestu, temveč se premikajo s soncem na nebu. V poletnem času do¬
sežejo celo predele v jušni Gvropi in tudi naše kraje. Takrat
'vlada pr., nas izredno .toplo in sončno vreme, ki nam prinese naj-
viŠje letne temperature nad 3^° in dolgotrajno sušo, ki je več¬
krat katastrofalnega pomena za vse poljske pridelke in zlasti za
živinsko krmo, seno.

Geografske širine okrog 30°- do 31° se imenujejo tudi
konjske  širine; Ta naziv ima svoj vzrok v sledečem dogodku.

V zoni padajočih vetrov vlada pri tleh brezvetrje, ker se tu
zrak. razhaja bodisi proti severu ali proti jugu. Ko je nekdaj-
neka jadrnica zašla v tako brezvetrje, je na morju le poč j  ni na¬
predovala. Ker je bilo stalno lepo vreme, so porabili vso pitno
vodo. Na. krovu so imeli tudi konje .in ker niso imeli za nje
dovolj vode, so jih pometali enostavno v morje. V spomin na ta
Žalostni dogodek, nazivije jo te geografske širine tudi kon j ske
širine.

Visok pritisk v teh geografskih širinah ni vir samo
pas ritnim . Vetrovom, ki pihajo proti ekvatorju, temveč tudi ve¬
trovom, ki piaajo proti .severu. 0u tega prstana visokega pritiska
krog ih krog zemlje se še'v višini odločijo zračni toki, .i doa-

34

spe j o kot jugozahodni in z-’ho dni vetrovi do pola. Tu ne spuste
navzdol k tlom in se vračajo ob tleh proti jugu kot severovzhodni
in vzliodni polarni vetrovi, /etrove na, ki pihajo oh tleh iz ob¬
močja visokega pritiska konjakih širin, pa imenujemo tropične
vetrove-, ker prihajajo iz-VtliŠine tropične geografske širine
23 l/-2° • kor ne prihajajo . prav s te širine, jih nekateri imenu -
j e j 'o subtr op ione  vetrove.

Nekako na 60° geografske širine se srečajo tropični
in polarni vetrovi. Pri srečanju- teh dveh različnih zračnih mas
nastajajo vremenske spremembe, ki jih tudi v naših krajih do¬
življamo dan na dan in ki jih bomo -obravnavali posebej v poglavju
o deževnem in lepem vremenu.

Podobne vetrovne razmere vlada.jo tudi na južni hemi¬
sferi. Nad obema, poloma imamo ogromen vrtinec zraka, ki se vrti
od zahoda proti vzhodu. Ju se zrak spušča :i avzdol k tlem.

Na vsaki hemisferi imamo tedaj dve mesti, kjer se \
zrak vzpenja. Prvo je na ekvatorju, kjer se zrak vzp enja zaradi
segrevanja tal. Drugo mesto je nekako na 60° gf.ogrn-.ke širine.

Tu n rine toplejša in lažja tropiSna zračna masa na hladnejšo in
težje polarno. 0 tem bomo kasneje podrobneje razpravljali. Na obeh
teh .ie st ih iagimo ni zek  pritisk in zon o pad avin .

Prav tako imamo na vsaki hemisferi po dve mesti, kjer
se zrak z višine spu šča  k tlem. prvo je na 30° do 31° geografske
širine in je vir pazataim in tropičnim vetrovom, drugo pa je na
vsakem polu, ki je vir polarnim vetrovom. Obe ti mesti sta zoni
visokega  pritiska in s tem pretežno lepega  vremena.

Vsa ta 'tiri legla bodisi visokega ali nizkega pri¬
tiska dirigirajo vreme vse g a našega zemeljskega površja, hato so
jih tudi imenoval::, .udgeijj_sk_e_ .centra-

Ta razde-. Ib a zračnega prit Laka in vetrov je lepo vidna
predvsem nad Širokimi površinami atlantskega in Pačiličnega ocea¬
na, ker n tu zrak na širokih razdaljah enakomerno segreva in
ohlaja. V bližini celin pa je ta slika zaradi neenakomernega
segrevanja motena. Plasti je to vidno v bližini izijskega konti¬
nenta in Indijskega oceana, Zato pihajo vetrovi z morja proti
celini. Pozimi pa se notranjost Azije bolj ohladi, zato pihajo
vetrovi s celine proti morju. Ti rečmi sezonski vetrovi so znani
pod imenom monsuni . Besede js' arabskega izvora in pomeni prav za
prav letni čas, torej vetrove, ki so vezani na neki določeni luž¬
ni 'cas.

Tro posf era in stratosfera. V novejšem času postaja vse
l/olj važno raziskovanje meteoroloških elementov v visokih plasteh
atmosfere. Danes imamo iz višin že toliko podatkov, da si lahko
ustvarimo profil atmosfere od ekvatorja do polov, ki sega od
morske površine do višin nad 20 km. V sliki 2S vidimo prerez

atmosfere od ekvatorja do severnega pola:, levo v mesecu juliju,
desno v januarju, krivulje nam predstavljajo izoterme in sicer
srednje temperature za "julij odnosno za januar. -

Ce se vzpenjamo na ekvatorju z morske površine navzgor,
vidimo , da pada temperatura zračnih plasti z gradientom o..cro<

Oj!' 0  .na 100 m vse do višine 16 km. Temperatura se je zn Hal a od
30° pri morju do - 60° v višini 16 lem. Od te višine daljo jo tem¬
peratura stalna ali pa začne celo zopet rasti, d ad polom tempera¬
tura tudi pada z ena!;im gradientom toda samo do višine nekako
10 km j na kar ostane stalna ali pa prione celo rasti. V juliju
se zniaa temperatur L nad polom od 3° pri morju do - 40° v višini
10 km, v januarju pa od - 30° do - 60°.

Ti opazovani podatki ne s postavljajo pred dvoje gotovih
dejstev, prvič vidimo, da temperatura zračnih plasti pada samo do
določene višine, na kar ostane stalna ali pa prične celo rasti.
Drugič, da sega nau ekvatorjem paa mje temperature do višine 16 km,
nad polom pa samo do višine 10 km.

Če primerjamo temperaturo z višine 16 km nad polom z
ono nad ekvatorjem, vidimo, da znaša nad polom - 35 0 , nad ekva¬
torjem pa mnogo manj in sicer -80°. V zelo visokih plasteh je- torej
nad polom temperatura zraka višja kot nad ekvatorjem v isti viši¬
ni.

' V sliki 33  veku debelo izvlečena črta tisto višine
nad posameznimi geografskimi Širinami, kjer temperatura preneha
p.vlati in prione postajati stalna. Ta črta, ki je nad ekvatorjem
izbočena, deli atmosfero v dva jasno mod seboj se razlikujoča dela.
Spodnji del, kjer temperatura z višino enakomerno pada, imenu¬
je troposfera . Zgornji del pa, kjer padanje temperaturo preneha,
se imenu j e stra tosfe ra . Tropos pomeni v grščini obrat, 'troposfera

bi tore j pomenilo tisto območje atmosfere , kjer se zrak preobrača
zaradi različnih temperatur, Stratus pomeni v latinščini plast.
Stratosfera je torej tisti del atmosfere, kjer je zrak zlo Šen v
enakomerne plasti, kjer ni vertikalnih preobratov. 'le j o , ki loči

oba ta dela atmosfere, pa so imenovali tropopauzo. fauoo pomeni

v grščini prekiniti. Tropopauza je torej meja, kjer jo preobrača¬
nje zraka prekinjeno ali kjer sploh preneha.

Da j,; tropopauza nad ekvatorjem višja kot nad polom,
sledi iz tega, ker jo segreva;je zraka na ekvatorju najmočnejše
in so tu vertikalni vzpon,ski loki najbolj razviti. 'Tad polom takih
vzponskih bokov sploh ni. O.a pa jo stratosfera, nad ekvatorjem bolj
hladna kot nad polom, razločimo o pomočjo vlaČno-ndiabatnega ohla¬
janja zraka v vzponskih tokih nad ekvatorjem in adiabatn, ga se¬
grevanja padajočega zraka nad polom. ;!ak ekvatorjem prid*; med
vzpenjanjem zraka -.do močno kondenzacije vodnih hlapov, ki padajo
kot deš na tla. Sproščena latentna toplota povzroči, kakor smo
Če zgoraj obravnavali, da so zrak ohlaja in pri n id Ijnjom vzpe-

d 3

4 . februarja 1947*

Tu vidimo, da
severne Afrike. Jasno je
vrtince šele z risanjem vremenskih kart.

?ega območje ciklona od severne kvrope do
, da je bilo mogoče odnriti te velikanske

»'lojno črto, ki loči obe zračni masi, imenujemo polarno
fronto. Fronta se imenuje zato,ker se tu nekako borita severni in
ju Čni veter. Ker se ta borba v splošnem vrši ne daleč po larnega
k rogia , to je geografske širine 66 l/1°  , se fronta imenuje p olarna .
To imenovanje je uvedel norveški meteorolog V. Bjerknes, ki je
proučeval ciklone v svoji' domovini, pripomniti pa moramo, da je
srečanje obeli zračnih mas močno na vseh mogočih širinah od subtro-
pionih širin pa do polov.

Ker tropična masa narine na polarno, se razteza polarna
n\asa kakor nekak k 1  lin pod tropično. Ploskev, ki moji obe masi, je
torej naklonjena v splošnem proti severu. Ta mejna ploskev se ime¬
nuje tudi diskontinuit etn a jfLoskav. Diskontinuo pomeni v latinšči¬
ni ne nadaljevati se več. pri prehodu iz ene mase v drugo se nam¬
reč hipoma spremene temperatura, vlažnost .in smer ter hitrost ve¬
tra. Polarna fronta je torej presečnica diskontinuitetne ploskve
z zemeljskim -površjem.

Polarna fronta poteka v začetku 1  v ravni črti. ko pa
se začenja'razvijati ciklon, postane radi prodiranja polarnega
zraka proti jugu in tropi,čnega zraka proti severu valovita, kakor
kače slika 21  c . Kr o Č ne črte v tej sliki pomenijo izobare. vidimo,
da deli polarna fronta ves ciklon na dva dela in sicer v pola rni
ali mrzi .i sektor in v tropični  ali to pli  sektor, dnake razmere
vidimo tudi na priloženi vremenski karti pri jušnem jedru ciklona.

V nadaljnjem razvoju napreduje polarna masa hitreje na
svoji poti okoli središča ciklona kot tropična masa in jo izpod¬
riva pred seboj. Kmalu je tudi ves jugozahodni del ciklona pre¬
plavljen s polarnim zrakom. Ker ga privlači središče ciklona, piha
okoli središča iz tega dela ciklona. ',a  kot zahodni in jugozahodni
veter. Tako se 4opli sektor vedno bolj oči na račun prodiranja
polarnega zraka, sedaj Če z zahoda. V polnem razvoju ciklona je
topli sektor nekako uklonjen od polarne zračne mase. Slika 23.
v sredini prikazuje ta stadij ciklona.

pri obravnavanju splošnega IcroČenja atmosfere smo ugo¬
tovili, da vlada v gornjem delu troposfere od subtropičnih širin
pa 'do pola en sam ogromen vrtinec zahodnih vetrov okrog in okrog
zemlje. 'Spričo tega splošnega krojenja atmosfere so vzhodni polar¬
ni vetrovi pri tleh zelo majhne razsečnosti. 3e kmalu nad višino
par tisoč metrov ali pa celo če prej preidejo vzhodni in severo¬
vzhodni vetrovi v zahodne, pod vplivom teh višinskih zahodnih ve¬
trov so pomika tudi ciklon od zahoda, proti vzhodu. -Spodnja tropič¬
na zračna masa ima namreč istosmerno zvezo z gornjimi zahodnimi

vetrovi.. Ker tropsici zrak narine na polarnega in se v višini odmi¬
ka dalje proti vzhodu, prodira za njim talni polarni zrak, ki je
pod vplivom središča ciklona zaobrnil svojo smer tako, da piha kot
severozahodni ali culo jugozahodni vete.:. Opazujmo sedaj spremembo
vremena, če se nam z zahoda približuje tak ciklon. •

Vremenski dogodki na -frflT i i fr onti cik lona . Recimo, da se
nam približuje ciklon, ki je že v polnem razvoju, kakor ga kaže
slika 36  v sredini, in da gre njegova središče severno mimo nas.

Do prihoda'ciklona smo >ae nahajali v neki Že zastareli polarni-
masi, ki je svoje gibanje pod vplivom bližajočega se ciklona usme¬
rila tako, da piha v naši točki jugovzhodni veter. Že davno pred
prihodom središča ciklona je južna tropična zračna masa nurinila
nad zastarelo polarno maso, v kateri se mi v tem trenutku nahajamo.
Slika j5  spodaj nam to nazorno prikazuje in sicer v vertikalnem
profilu skozi južni del ciklona. Desno vidimo zastarelo polarno -
maso. Ra njo je narinila tropična masa, ki je- dosegla nad'njo že
višino 9  km. Ni pa potrebno, da bi spodnja polarna masa segala do *
te višine. Nove tropične mase narinjajo na predidoče tropična mase,
ki so, zaustavljene po predležeči polarni masi. Ob ^različni zračni'
masi sta ločeni po diskontinuitetni ploskvi, ki je profilu nagnjena
proti vzhodu.. Njeno presečišče z zemeljskim površjem je oddaljeno
še okrog 800  km od nas. Predpostavljamo namreč, da se trenutno na¬
hajamo na skrajnem desnem robu slike.

Tropični zrak nekako drsi ob diskontinuitetrni ploskvi
navzgor. Zato se imenuje ta del diskont inu it etne ploskve vzponslca
drs na ploskev.  Ob neki površini se vzpenjajoči vete himenu je tudi .
anabatični veter . Inabaino pomeni v grščini iti gor. Zato imenuje¬
mo ta del fronte tudi anafronto .

( •

Tropični zrak se med vzpenjanjem ohlaja in od nek.- viši¬
ne dalje se ves čas vzdolž vse ^^ kontinuitetne ploskve vodnih hla¬
pi' zgoščujejo. Čim više .dospe zrak, tem nižje 30 temperature in v
višini 9  km pade temperatura globoko pod 0°C. Do te višine dospe
tropični zrak že skoraj suh, ker se je skoraj Že vsa vlaga iz njega
izločila. Le tu. in tam v ozkih pramenih se izločajo hlapi v ledene
kristale. Zato imamo v teh višinah silno nežne prozorne in bele
oblačne pramene, ki so jih imenovali čire , slika 29 « Cirrus pomeni
v latinščini pero in sicer gosje pero. Ti oblački imajo namreč po-,
dobno obliko. Ko vidimo te oblake na nebu, lahko sklepamo, da je
visoko nad nami že tropični zrak.

Čim bolj se ciklon pomika proti vzhodu, tem bolj se nebo
oblači. Iz posameznih čirov nastane enotna koprena preko vsega neba
Nebo .je še vedno modro, toda pozna se, da je pred njim neka sivka¬
sta tančica. 'Luna za tako oblačno kopreno dobi znani krog, ki je
vedno znak-slabega vremena, Podoben krog dobi tudi sonce, le da ga
zaradi močnega bleščanja ne opazimo vedno. Tej oblačni kopreni
pravimo ciro-stratus . Prikazuje ga oli ka 3 0.

50

Ko drsi bropični zrak preko spodnjega solarnega, su ob...
zračni masi teretu meči seboj. Hastane turbulenca, ki vzvalovi &iskon~
tinuitetno ploskev. C  o so razmere take , da se vodni hlapi z go 'to v
valovnem hribu, v valovnem dolu pa ne, dobimo oblake , ki oo rar—
porejeni kakor brazde na njivi. Dollina teh turbulentnih valov se
giblje med 250  do 300 m, v redkih slu 5 a,j ih celo vet. čer se na smer
vetra v spodnjem zraku no ujema navadno s smerjo -tropičnogA mraka,
dobimo kri kraje dveh valovanj, pod vplivom gornjega ironičnega zraka
bi nastali valovi , ki bi se pomikali v smoi* gibanja trepičnega zraka.
Pod vplivom spodnjega zralca pa bi nastalo valovanje v smeri gibanja
spodnjega zrak;. '!‘o dvojno valovanje se, kakor pravimo, intorferira,
da dobimo ono valovanje, ki pa jo na nekih mestih pojačeno, na dru¬
gih pa popolnoma prekinjeno. Oblaki, ki so bili prej razporejeni v
brazdah, no sedaj prekinjeni, tako da tvorijo v smeri prejšnjih
brazd le posamezne kupe. Razporejeni s d priblimo tako kakor orna
in bela. polja ha šahovski deski. .Belo polje naj bi bil oblak, trn o
pa modro nebo. : \.ko imamo ta pojav v območju ciro-škrata, nastane iz
njega kupcast oistem oblačkov, ki jim pravimo v navadni govorici
"ovčice", ker izgled.ijo kal:or čreda ovcic. Meteorološko na so jih
nazvali ciro-kumule , to je kupeaste oblake, kakor jih prikazuje
slika JI.

Z  nadaljnjim bli banjem ciklona se nebo še bolj pooblači,
zlasti na zahodni in jugozahodni strani. Oblaki pokrivajo w bot
■•sklenjena plast vse nebo, tako ds. se ue vidi več nebesno modrine - . -
Veli d : 'V  pa ti oblaki še niso popolnoma temni, .{kozi nje so opazi celo
lun - .), in zlasti sonce kot svetla pega. Imenujemo jih alto-s trato, ki
jih prikazuje sli ka 33 . 11tun pomeni v latinščini visok, h jihpva vi-
•čina ne giblje, m.ed 5000-5000 metrov. V teh višinah je turbnlončna
valovanje zelo pogost pojav in iz alt o o trat o v dobimo -ilto-tu mulo  ,
kakor urno iz cirostratov debili cirokumulo. .lltokumule prikazuje
slika 33 . V njih so kapljice ali sncČinkb Če tako velike, ds prič¬
nejo padati proti zemlji, Zaradi prevelike višine pa ne bose ;ejo
tal, ker prej v spodnjih suhih plasteh zraka izhlape.

Končno se nobo prevleče z nizkimi in temnimi oblaki, iz
kuturih najprej Šo ne dežuje, ker kapljice mod padanjem izhlapevn-
jo - trn oblakom pravimo nim bo-atrati . Kmalu p.a začne iz njih najprej
nalahko pršeti, nato rahlo del e vati in končno precej močne. liti.
Omenili smo 'i  e, da m. s delovni oblak imenuje nimb ua, ki ga prikazu-
jc slika  34 -» " " .

5  počasnim blilanjem ciklona se vrtte torej oblaki v sle¬
dečem rodu. Kaj ere j se pojavijo čiri ali cirostrati odnosno ciro-
kumuli. Nato slede alto rfcrati odnosno altokumuli, potem nimbostra-
ti in končno ntabi z de?jam ali snegom.

Ko smo prišli iz območja zastarele polarne mase, do šivi-
mo nenaden dvig  temperaturo. lepo zaznamuje ta dvig temperature
termogr.nf, zlasti pozimi in sicer ponoči. 3  ten smo prišli v ob¬
močju toplo tropičm-. zračno maso. Zaradi zvišanj’: temperture pri

- <u

/

preko uu iz. zastarelega po leme ja zrake v topli tropieni zr-Ic, ime¬
nujejo ra del polarne fronte- tudi ropi  o fronto. V srednjem delu
a lik v 23  vidim , do sega topla fronta od jugovzhodnega dela ci¬
klona -to tijegovtga sredinca, kjer se front a upogne zoput proti
jujoo-diodi;.

V topi e ti  sektorju ciklona v.l adn .i o ne sro v višini tem-
ve? tudi pri tleh izključno s eno ju mi tropieni v.trcv-i. Ker ne iri
nimajo na eem‘vzpenjati.* sledi lahko v toplem sektorju delna raz-
jranitev neba % zelo  močnimi zahodnimi in jugozahodnimi t. plimi
vetrovi. Zračni pritisk .je vos čas nizek.

Vremenski dogodki na mrzli fronti ciklona . Ko gr« mimo
ali preko -nas ves tepli sektor, do'Sivimo nuna d m vremenski preobrat.
Če se. je neb.-, v toplem sektorju samo delno r iz jasnilo , sc proti k-;, no.
cu mimohoda, toplega sektorja zopet pooblači 's tenkimi nimbi. v- ••
pada v obliki močnega naliva, ki ja pogosto spremlja, nev iht i, to
je bliski  in grmenj e. 0 tem bomo k rane jo podrobneje govorili.
Istočasno zapiha močan severozahodni veter, ki močno zni na tempe-*
r at uro. Ta padec temperature je dal povod, d-v se ta del polarne
fronte imenuje m rzla front a.

./ - •«- *

' .3 e zgoraj > smo omenili, da o e poet vplivam, privlačenja s
strani središča, ciklona polarni zrak zaobrne triko, da prodira od
z -.idn j e stremi kot severozahodni , zahodni . in jugozahodni veter v ;
topli sektor in izpodriva pred seboj topli zrak. Tudi tu imamo
meči . obe n a masama č!:iakont'inuitotho ploskev , ki pa je sedaj nagnje¬
na proti zahodu. V spodnjem profilu s like tž  vidimo, koko je
topli tropieni zrak uklonjen mod dvema polarnima zračnima masama.
Pasno pr«d toplo fronto leči zastarela pol ima masa, ki je prodr¬
la s.severa pod vplivom nekoga prejšnjega ciklona, levo za mrzlo
fronto pa prodira nova sveča polarna ■■psa. To. sveči polarni zrak
bo pr j prihodnjem ciklonu igral podobno vlogo, kakor rjo .igra pri
tem ciklonu L zastareli pol irri zrak.

Had obema, masama pa piha v višini trepični ju'Sni zrak.
ifo je tropieni zrak na topli fronti, ran afronti dosegel torne zast •-
rele polarne zračne mase , o e spusti na nasprotni strani to mam
navzdol, hanr.ro t na stran zastarele mase ima podobno obliko kakor
pr odirajoč'a sv e:.a. polarna masa. V profilu na l-vi strani vidimo,
kako ne tropieni zrak epu šen ob drsni ploskvi navzdol, lato se ta
del dieikoat inu itetno ploskvi? tudi imenuje s p u a t n n dr  s n a. p  1 o s k e v .

Vetru , ki se spušča navzdol .ali ki celo pida navzdolpravimo -
katao Vtični  -v h er. £atab n.lho pomeni v grščini dol iti. Zato se
tudi ta fronta imenu j e l-ratnf ront a .

Pri. prodiranju sveče polurne zračne maso pod t repični
zrak,se polarna.masa terc ob tleh. Zato zgoraj- plasti do 1000 m
višine nekoliko prehitevajo spodnje plasti. Zgornje plasti p,a
otrle naprej kakor nek rog in ta nasilno dviga, tropično maso
navzgor. Vidimo torej, da se tudi na mrzli fronti tropieni topli

- 92

zink dviga nzvrgor, vendar ne aktivno -kale or na topli fronti, tem¬
več pasivno , ker v a sveča polarna masa nasilno . izpodriv ■. .'udi pri
tem prisiljen.. .. vzponu pride do adiabatnega -"hlajnoja, kondon-
zacijo in nato slede (lega vla ;n. - -a d iab at nega ohlajanja. Z- radi kon¬
denzacije sproščena toplota da zraku novo energijo vzpenjanja, ki
Čene zrak do zelo visokih viših. Inko nastajajo na mrzli fronti-
visoki

njih a \

zelo

;r-.."ini oblaki, ki jih poznamo Če pod imenom kumulo-nimbi.
tajajo močni nalivi, ki jih spremljajo nevihte. ICo smo

prvič- omenili kumuJ-o-nimbe , smo rekli ,

U.-v

nastane j.

L

adi močnega

tja tal. Imenovali smo jih termične  kumulo-nim.be , o; l ik a 39

naslajajo zaradi prisilnega vzpona, so dinamic-

_ _ V  posledicah sta si obe vrsti kumulo-nimbov pp-

čazlik.i mel ..borna pa je ta, da termični nastajajo s-urno po¬
leti popoldne in da so vezani na majlmo območje. Frontalni pa na¬
stajajo “b vsakem dnsvnem času in o« raztezajo vzdolč vse nrr-lo

ku mu 1■ -n x m b i p.a ,
ni  ili frontalni

fronte, ki j,- dolga tudi do 1000 km. C e torej slišimo >
poldne ali pozne ponoči, tedaj je to znak, da gre rimo
ki jo vezana na mrzlo fronto.

• i> j e

nevihta,

prisiljeni nagli vzpon zraka na mrzli fronti ima za posle¬
dico , da se za vzponom zrak spušča navzdol. To naglo vzpenjanje in
spuščanje toplega zraka tik nad mrzlo fronto ustvari vrtinec s ho¬
rizo ntalno osjo. prav ta vrtinec je zelo nevaren za nastanek dec---
lili zrn teče. Če zaide zrno toče v ta vrtinec, ga lahko vime več¬
krat navzgor, pri Sener močno odebeli, bodisi da ponovno primrzu—
jejo nanj podhlajene kapljice, ali pa da pos oezna toč ina zrna pri-

mrzne io druga k grugim in stvorij o
koo ledu.

brezobličen rogijio a


Ker se sve ža polarna m n za mrzlo fronto hitr. je tonika
proti vzhodu kot zastarela polarna misa pred toplo trombo, nastopi
treuotek, da »ir zla fronta, ujame toplo. 5 tem se topli sel,tor prič¬
ne zapirati. Najprej se obe fronti zdrulita v središču, ker sta
si tu raji-lile, nato spajanje obeh front napreduje vzdol i vse tople
fronte, dokler ni ves topli sektor ciklona, pri tleh zaprt. Temu
stanju ciklona pravimo okluzija .Occlndere pomeni v latinščini
. apr- 'ti. Ko je ciklon o kludiran , je ver t opioni zrak dvigujfen v
višine, kjer se še nadalje vrši kondenzacija.

4

Zgornji profil v sliki 26  prikazuje prerez skozi ciklon
in sicer tako, da leji središče ciklona na ju ?ni strani, Spodaj
iiA.-io samo mrzli polarni zrak, ki daje vzhodne vetrove. Zgoraj
oiha v nasprotni smeri tropioni zrak, ki se spušča in vzpenja ob
drsnih ploskvah in daje s tem oblake in padavine.

;!h  vremenski karti 4 .februarja 1947  je tepli sektor prve¬
ga ciklona s središčem nad Rokavskim prelivom še okludiran. Oklu -
zija sega vse do drugega ciklona, ki i v* središče nad Lvonskim
zalivom in ki jc pravkar v nastajanju.

Ko dosege pri okluziji mrzla fronta toplo fronto, se

■■:red  dve mrzli
o b i-. h mr z 1 i h«m *, -s /i

• : ■ m 'T : ’ S 1  ■

j no

d

v<-dst L 5  k at n. ra izmed

Tir zle j 3 a- Pozimi je navadno zastarela masa na

Mlatil mrzle;! Ša kot' nova svc ;a na zahodni rt nn:

r ozimi

ralio na i

je namreč "vropsk.i kontinent močno onlajen in nato tudi zrak nad
njim- po vrč in a Itlantokeg** oceana pa je pozimi tople,lila kot kon¬
tinent in prav tako zr . če ge opoji pozimi zahodna pol ir na mas ' ,
ki :)>;  v Pvropo prispela preko atlantskega oceana, in je popi.-jšn
odnosno manj mrzla kot vzhodna polarna 'mana, ki te je n h  d mrzlim
kontinentom še. bolj ohladila, n-rine na njo, kakor kaje -:1 i--'a .

Ko e e‘ mx zla zahodna masa vzpenja, nad mrzle j im vzhodno mano, na¬
stanejo pri taki ' oklu z i j i podobni dogodki , kakor na. topli 1‘ront.i ,
ko narine troplSna maso. nad zastarelo polarno, lazi tka je le v tem
da. nastanejo nanj če p.d vine , ker vzpenjajoči se mrzli zrak ni
tako '/la jen kakor tronični.

poleti jo temperaturna razlika med obema mrzlima masama
prav nasprotna. Kontinent je segret in zato se nad njim segreje
•tudi novodo&li polarni .zrak. Vt lan taki ocean in zrak nad njim pa -
je hladnejši od kontinenta. Ko se pri ok luži ji spojita obe mrzli
masi, je sedaj zahodna masa mrzlejša in izpodriva vzhodno manj
mr/.lo i  rnčuo rialu.--, kakor ka je silira 35 b.  ponovijo se še enkrat
dogodki mrzle fronte , ko jo mrzla polarna masa izpodrivala tro- .
p iona. id;p ima vzhodna izpodrinjena masa manj vi a.; e v sobi kot

trooioni zrak)

"c  unej o v n j e j man, ; s e p a d ’ v in e

Cikloni, Ki dospejo z itlantskega oceana nad Kvropski
koati.ient, so nav dno Še-v oklu d ir a nem stanju. Ko je topli sektor
z okli.ir.ijo pri tleh popolnoma. zaprt, se nahaja tropieni s.r?k v
ciklonu samo še v višini. Dviganja spodnje mrzle zračne- mase sega
vedno više, dokler ni 'tropični zrak popolno na iz 00 dr in jen. Obe
mrzli masi sta se spojili v enotno telo , it? bo ta, sedaj ;e zasta¬
rela pol-..;.aa naša igra.la enako vlogo kot mrzla mama na vzhodni
strani novega ciklon.?. Dvignjena ironična masa pa j • prišla v
v iči";. k e zahodne vetrove, ki s* 3  n
vračajo nazaj proti ni j  jim ;oo

polarna zračna mm-.a v obliki severovaho dn.il' in vzh o d n ih
Tako konča ciklon in 7.  n Kirn doba

nad po j. o m spuščajo k tl en in se
1 širinam kot severni mrzla

•. rov.

da 1-. vnega. vremena. Te ho d ciklo-

nas

na prero
dedovat
proti vzhodu ia

trs j .a

ir dni. Njegovo

m o-.

1  j -

•Ir

banje pn

a Atlantskega očesna preko

3 a da ladc
dvrope dalj;

globoko nomri do bi j*

S eku nd, imi cikl on i. Ka vremenski karti 4 .februarjs IS 47
vidimo poleg glavnega ciklona, še eno jedro, ki je začetek nove¬
ga. cj klona. Ako je glavni ciklon, ki je nas tal, kakor m mo zgoraj
obravnavali, primarni, potem je nov ciklon, ki nastaja, na njego ¬
vem robu, sekundarn i. Sekundarni ciklon je nad severnim 3 ” do-
ze-riškim morjem zelo pogost pojav , zato si ga moramo natančneje
ogledati. Na naši vremenski karti vidimo, da tvorijo izobare n.a
ju jni  strani Alpskega gorskega loka nekak klin, ki je u merjen
od v/.hoda p roti z ahodu. Zlasti je ta klic viden na izob -ri
eno <nb. Ka klin pomeni, da se je priti ek tu nekoliko zvišal.

I

94 -

O.i bi aanr.• č hotela ,
da bi L-.cl<; kro Ino ob'
nazaj proti vzhodu.

bi

:o ,

tu iz obare potek li* nor-mlno , to je,
bi iie morale v te i k 3 inu umakniti

fja v: uri up karti vidnem Jredoze .iškem tor ju pilit jo toč¬
ni jugo:-- »hodni , ju ',ui in jugovzhodni tropični vetrovi, .to prispe¬
jo ti ve nrovi do ju hiega vznol ja. Alp» se tu zaustavijo in no pri¬
siljeni, ua se pričnejo vzpenjati, dur pritiskajo od zadaj nove
tropione zračne ta s e • in preide nekaj časa, predori o o te tise pre¬

vale preko Alp na njinovo severno

zrak tu zast oji .

» a e

pozna v povečavi zračna ta pritiska, ki : ?.  nazorno na karti prika¬
zuje izobamki klin. Shematično vidi n.o to v sl i ki  37. Črtkane
i zob are bi i-iele tak potek, če bi ne bilo tipskega loka, ki je
prikazan z osenčen j on. V višini nad Alpski ai grebeni pa ju rti tro
piani zrak svobodno odi m .ja proti severu,
višini, pred Alp ati pa zastaja , “tora z:

ter zrak od

la v

nasta j anj a novega
Jeno , 5e prične to

Cii

are.

u r n a g a kazale ar.

a co se vetrovi izoren

pihajo proti j^dru novega ciklona kot severovzhodni vetrovi,
la. k •■■•.rt i je ta preobrat, vetrov prav dobro viden.

dovi ciklon &  se še bolj poglobi, če se glavni ciklon
če bolj po nr.ine' proti vzhodu. Ir z la fronta se sedaj nahaja le
vzhodno severnega vznočja/Alp. proti severne tu v&nolju Alp pihajo
se.:- j severni in severozahodni vetrovi. Tudi ti se pred nevernim
vznožjem Ut-  zaustavijo, podobno ju h vi m vetrovot, pred ju min
vz.no njeni, kar povzroči podoben iz o bare ki klin , le da sega sedaj
ta klin na. severni strnil Alp od zahod a p  r oti vzho  du. Lopo tv id it o
ta klin na shema kični sliki jo. iCer sve ta polarna zračna- vaša na
tore prodirati zaraui zastoja pred Upati v topli sektor novega
c i k], ovir. in ker iz tega v višini če nadalje odteka tropični zrak,
so novi ciklon še bolj po,.dobi in zopolno-ia osamosvoji oh -davne¬

ga ciklona. Ker ima te svoj lastni si štet vetrov se pw,ik v dalje
vzdol \  severnih obal Jredoze iškega tor ja proti ju -;ovz:iodu , "'lavni
ciklon pa prodira dllje preko jevernega in Vzhodnega tor ja. proti
severovzhodu-

Sekundarni cillon

'vlja pogosto ta. tudi nad seve rit

J a dranski'n tor j e t.
je vredno , <3a. .ii g

m  krat itato v 33 oveni ji svojevrstno vre a«-,
podrobneje ogledamo. Videli smo , da se ju mi

tropični zrak preče Alpami zaustavi in da je prisiljen vzpenjati
se ob pobočju navzgor. Pri tem se acliabatno oblaja, v neki višini
?v-ide do kondenzacije in nato do tvorbe p .ud • vin, slika )<?*  Ko
dospe tropični zrak do vrha grebena Alp, se spusti po ssve im in
pobočjih navzdol. dri tet do livi zrak temeljito te npe"" 1  ttfliAo

3  m

■■"100

.vicno

d. j.

pride zrak do -.j 7 .n 0  -j a .3  t* aparatur«

3  4551  relativne vlake. pri teh podatkih  i-.ao.5n absolutna vi 3  ga
10,'-* pr v -ti 3.' Oh ju uie-n pobočju ;tnj le ri neki krij 50 m nad
morjem. Z  absolutno vin. ;» KO, 5 pr je zrak nasičen ori 12°. .. ri
Vzpenjanju se zrak adiabaino ohlaja, to je : r  1  1°0 na 100 a«
ja pride do kondenzacije ae .ora.-»rale dvigniti za 1,1 (25«~1.100*
~ 1%0 m. V vi5
kat e repa se -nov
Od i-.ondenzaoi js

'r:;

n-m pa

iredpo. :t jv  ime

'd pričnejo oblaki. .l--*ebi:n 5  preko
Do visok lopi) m naj morjem,
mora zrak novznei i 5a za 990 m.

preuči na

torej zrak ohladi

ja do vrha grebena izpadala .uvt  de 1. da dru ;i strani pr ob ena naj'

So- zr..;tk«*zop*t spucui navzdol do višino 50 m nad morjem, -vie ;nv
padec z vrli 1  : gr-.beni navzd-.•! znaša, torej 24 r; 0 m. .'.-v  n- -ood padanjem
segrjvn za 1° na 100 m, •« v celo ti segr-.je za )\ rr)  ,  tako da. d o sp-d

navzdol a temperaturo ?
kot tki‘n d vn^iruiom.

+ -4 ,'

n c -

j - j :  ' ?

pore

to pl D j.Š.i

.'a Se drugo spremembo je do Uvel t'

tv-’  o:e? v vlagi-
;  p vode.

2-gornj n 1  grebenu jo zrak pri 7° vseboval največ 7,5
Iz vsak«.-ga mapo jo torej do v.vh.-i grebena izloči'!.o LO, r ' ; -*7»5' = 3
Fri ji,"' 0  ln T,5 t; pa' znaša relativna vloga samo 12 y.  delativn
vlaga je iiori;j pa-dla »d 4 ' ; < na 2 2  /-•

Zrak je pri presodil grebena dvoje ibUv.p , ta aov-srn o
s trnu je v isto Vikino d o spel bolj topel in bolj .-;uk. Jakemu suh«.--
•nn in toplemu vetru v dolinah na severni strani Alp p ari -10  fen,
kar pridu od nemške besede kokhn in ta od la ■■;  inske ventil s i' oVoniu s,
ki pom«ni ugodeni, prijeten veter, rada j oči v ter ih-n je zaan tudi
v našin s .-.Vernih Alpskih dolinah, zlasti v Bohinja ia v ,uvski
dolini, ra tudi vzdolž Vseh .'dinarskih ;r .b-mov v Dal nacij i ga do¬
bro po z aa jo.

Irikod ju inili vetrov v obliki fena pr.iv lepo registri-
njo termo,grafi in i 1  igro.pri.ii zlasti pozimi. 7 slik i |0  vidimo ,
k i: o je na Jesenicah 30. januarja L9 >-> ob 6.uri zvečer relat ivna
v la-; p pričela nenadno pa J ti, tako da je ponoči imel zrak komaj
40 v' relativne vlage nam-asm o blizu 100 , Icot je to navada proti

jutru, bn G-oren jskum. poznamo pol.-g ju hi-rja fena tudi s verni fen.
ho' dospejo -j vare e riverozahobni vetrovi, ki Imajo svoj izvor
daleč zgoraj r.n itlahlsk hm oceanu , preko vseh lip do naših kara¬
van k in a« z njihovih vrhi v, zlasti s 3to! \,  opast«; navzdol, v

Andska

dolino

znak prav tako adiabatno

verni .A-n ne pride tako do izraza kakor

pauj.,.

.svinar p?.

!U '.ni len.

Ben jo tudi j  isti v«; ter, ki spomladi tali s

ne g

a: udi

em 1 . mature nad 0° uk sneg tali in istočasno tudi močno iz hlape va,

{

9 b -

ker je f enaki zrak nuli. Zato so dali fenu tudi ime sne g o ;or. ra
vrhovih se fen javlja z obialri , ki se stalno presnavljajo. na enem
in istem te 3 tu. Zgoraj smo ugotovili , ua pride ;ju mi zrak nasičen
do vrha. Ker se na drugi strani Spusti navzdol, odne.se tudi oblač¬

ne kapljice

h> o j. Ker

pa pri spustu navzdol segreva, obla'

“ •''C - ” IJ — — ~ — I. 1  ‘

ne kapljice zopet•izhlape* Istočasno pa je do vrha dospel nov
zrak s svojimi oblačnimi kapljicami, ki bodo tudi te pri spušča¬
nju ponovno izhlapele'* imenski oblak je torej v vsakem trenutku
nekaj novega.

Kadar se pojavi renski oblak na vrhu kakega hriba, pra¬

vimo , <la ie ta hrib dabil

‘'kapo- - ’*

s 1  ilca

41. Taka oblačna kapa je

vedno znak slabega vremena, saj nastaja takrat, ko 30  troovm
zrak s dvojimi slabimi vremenskimi posledicami še prodrl v de Še¬
le. Znane so take oblačne kape n.pr. na Triglavu, vrh -Stola na
Gorenjskem, vrh Krima pri Ljubljani, na Nanosu nad Razdrtim pri
Postojni, vrh Kanina nad Beneško Rezijo itd. Kadar se pojavi fen
v Bohinju , prične prodirati najprej preko šedel s primorske stra¬
ni v Bohinj, Renski oblaki vise z grebenov navzdol kot nekaki
slapovi, če so ti oblaki razviti vzdolj vsega grebena od Orne-
prsti da Komne, potem tvorijo pravi "fenski zid'.-

Tropični jušni vetrovi so v vsej jušni Gvropi znani kot
" široko ". Beseda je arabskega izvora. Hrvati v Dalmaciji in Istri
jim pravijo enostavno jugovina .

Nev ihte . Nevihte smo omenili še dvakrat, prvič pri ter¬
mični kbnvekc-iji, ki je najbolj razvite poleti popoldne in ki
nam da največje oblake kumulo-nimbe in drugič pri prodoru sveče
polarne zračne mase pod tropično zračno maso, pri čemer se ta
nasilno ; vzdiguje, kar tudi dovede do tvorbe ogromnih kumulo-nim—
bov. Tako ločimo termične in frontalne ne vihte. V posledicah se
obe vrsti ne razlikujeta, pač pa po svojem postanku. O postanku
frontalne nevihte smo že  govorili. Termična nevihta pa je vezana
na močno segrevanje tal. To je prvi predpogoj. Drugi, morda še
bolj vaČni pogoj je, da je segreti zrak zelo v lažen .

Kadar je vremenska situacija taka, da poteka polarna
ironta severno nas, potem preplavijo naše kraj e tropični vetrovi.
Takrat se nahajamo na skrajnem jušnem robu ciklona. Vzpenjanje
ob kaki drsni ploskvi takrat pri nas ne pride v poštev, zato je
nebo jasno. Tla se močno segrevajo in prav tako zrak nad njimi.
Toda če v teku dopoldneva se prično ukvarjati najprej majhni
kumuli, kr pa kasneje narastejo v ogromne- kunuilo-nimbe in ki lahko
se -;ejo v višine 8000 m. V višini se zrak preliva zlasti proti
vzhodni strani, in sicer zato, ker vladajo v teh višinah splošno
zahodni vetrovi. Ko je vlačni oblačni zrak dospel do take višine,
da sta temperatura dospelega zraka in zraka tamkajšnje okolice
enaki, potem je konec vzpenjanja. Oblak se zgoraj razširi v obli--
ki pahljače  in sicer v Smeri zgornjega vetra, kakor kaše slika 42.

Imamo rodoben potek, kakor pri frontalni n.•'••vihti , le i'-t vse
raa tesa. preko nanj se, ar oztsml j n , vonjih samo par k ■; .lom ■ arov« Dobx-

mo  kratkotrajni naliv, ki ga

eni.j a nevihta. Po nalivu se neoo

iko se ni 'splošna vremenska situacij-;, do drugega la-a
spremenila, poten imamo lahko drugi dan. novo nevihto. lahko .na¬
staja,je nevihto tudi po ver. dni zapore do-mn, lok?.er se vremenska,
situacija ne spremeni. Logovi /.a nastanek p o po?, danskih neviht - so

dani tudi v polarnem zraku ,  o e je ta

spel- nad ivropo iznad

Atlantskega oceana in prinesel s seboj vlij.ro. kad gvrpp.o ne ta,
v 7-aoetk.J te :ki , polami trak vedno bolj segrela od s e.vre tih tal
in taka rahlja.

Kevinio navadno spremljajo b?lok i odnosno strele, ki
povzročajo močno- grmenje . Blisk in strela sta električne narave,
podobna iskram, ki preskakujejo med dvoma, različno naelektreni n *
telesoma. Razlika, je la ta, da je v atmosferi električno polje
silno razvito, padec električne napetosti znaša nad 30.000 voltov
na 1 cm. G postanku nevihtne elektrike imamo več razlag, ver dar
prevladuje danes predvsem Lenari™ hi mr sonc v.:- teorija, bo njej se
dečovne kapljice radi močnih vzponstih tokov razbijejo v več

. ■ ono meti j s s ne »r at i vne

Vneonski tok

joli i.a  zemlji, se v predmetih , ki so oblaku n.a.jb?i
ci nakopiči ne.pat ivnu elektrika . pr L zadostni tv-
iskra v  oblih"! o.Livka odnosno strele me d oblakom in ti.vjvičjim
predm-.rom na zemlji.' lato strela tako u m is udari v visoka dreve¬
sa m v zvonika. Ti. tj. kanal v zraku , po knv.-rv-m- ko  izvrši raz-
elektronje med obl.ukom. In zemljo, se silno segreje , ta.kr oh  k-
ian. k c je predmet na zemlji, v katerega sli la udori, vnetljiv,
s-:', v m'e ’.h  posledica a h -de je potem po tar. :• Benjamin Franklin,
j " 1.17b0 skuoai o Ipraviti to priročno nesno č.o v.  strelovodom,
reno se postavi kd.ezni aro.'; z bakreno konice . ki. naj bi

ha
v, -»n

•V o n o. k o v i. n a  k a. z  j o a vo  j i o d t e k o r *. 1 o e v v .l a n o

iivigne x  o' : ' -m smrči -i v z.eml io- ra d,*

Ker se 'zrak pri pr e s koku  sr
se rs.bP.iri in po odhodu strelo z.ooCk
!•:r prid ', do naših ušes ko t grom. 10
hitrostjo 340 m/selc, svetloba pa 30(
r ro , in. pr-ak-tigric vidimo Mišk ;o

stv'jemo ;  Koliko sekund pretečo med
računamo razd-e jo med načel m stojiščem xr
s zrela. P raki., ni o o Ilovar i n, časovne

Časovno dobo med biiskoti in gromom določimo , če od trenutka, bo
se pokate blisk, štejemo z normalno hitrostjo izgovorjave 21, 12,
2 3 itd. vse do prvega groma- T !ed zadnjo svetovno vojno- a e »n se
5.januarja 194 " nahajal popoldne ravno na bišunskem vrhu pri
, a.u so angleška letala bombardirala municijski vlak'

Ljubljani, ko

blizu Zaloga. V trenutku ko je eksplodiral col vagon municige ,se
je pokazal ogromen po tar. Od tega trenutka dalje sem štel sekun¬
de in Šele pri 30  je dospel do nas zračni tresljaj v obliki poka-
Do meno j-..* torej rabil zvok 13 sekund... kar bi odgovarjalo razdalji
6 km. približno toliko je bilo oddaljeno tudi tisto mesno, kjer
so se vršile eksplozije.

Streli v obliki šarečega bliska pravimo "ognjenastre¬
la. poznamo pa tudi takozvnno "vodeno" strelo, ki sicer ne vžge,
vendar prav tako lahko ubije človeka, decimo, da je nad zemljo .
naelektren oblak. Ta influira v zemlji nasprotno elektriko in vse
je pripravljeno za strelo. Ta pa še no udari, ker ni šo dovolj,
napetosti med zemljo in oblakom, ce pride nad ta oblak, ki je
•spodaj pozitiven, zgoraj negativen, drug oblak, ki je prav. tako
električen, potem preskoči strela med tema dvema oblakoma in s...
razelektrita. V predmetu ria zemlji po influenci nabrana negativna
elektrenina pa nenadno zopet švigne, v zemljo, la nenaden odhod
negativne elektrike prav tako lahko razkolje drevo in ubije lju¬
di, samo da ne vžge, ker med zemljo in zrakom ni preskočili iskra.
Vodena strela se jo sprožila prav takrat kakor ognjena strela med
oblakoma.

Voda je zelo dober prevodnik elektrike. Zato strela
n ds. udari v drevesi, katerih debla se med dežjem hitro zmoči j«,
bukov ima navzgor štrleče veje, zato voda curlja po njih in pri
dežju pride hitro do debla in .po njem v zemljo. 3 tem je pot stre¬
li na-pravi jena. Pri smreki pa rastejo veje poševno navzdol. 1  -to
si deževne kapljice ne morejo napraviti potočka do debla in po
njem do zonije. S smrekovih vej kapljajo kapljice naravnost na
zemljo in deblo ostane suho. Zato strela raje udari v bukev kot
v s mr e-ko.

Simpsonova teorija na sicer razumljiv način razlogi
postanek nevihtne elektrike, vendar pa so se Že tudi -proti njej
pojavili ugovori. Da. se namreč deževna kapljica s premerom 2,5 mm
razprši, ju potreben veter vzg ornik  vsaj s hitrostjo 20 m n-a sok.
To pa jo že zelo - močan veter. Imamo nevihto , ki imajo .šibkejše
vzgorn.ike , ki ne morejo razpršiti kapljic in vendar švigajo 'stre¬
le iz njih.

Omenimo naj še počasno razeloktr..-nje na vrhovih pla¬
nin, ki ga  večkrat doživljajo planinci. Če so nahaja pozitivno
naelektreni oblak tik nad vrhom, tedaj sc v vseh predmetih na
vrhu in v vrhu samem po influenci zbudi negativna elektrika. Prav
tako postanejo negativno električni tudi ljudje, če se slučajno

uah&.jsoj® takrat na vrhu&» Če imamo slučajno cepin v rokah in nomo-
lino njegovo /spodnjo konico kvišku, te fin j »ličimo lahko . pokra j e

na vrhu konice. l'o pride od električnih isker s  ki pr e s. kak d .j - j o
med oblakom in konico. Ni varno torej mole Li v takih slučajih ce¬
pin kvišku , ker bi lahko udaril«, str'-la v nje-ra. -Najbolje j. , la
ga sploh odlomimo »in ga pridemo ob drugi priliki .iskat.

men-‘-kov,

Ra^.elektren.je na vrhovih opazujejo tudi v obl-iki pla-
ki Same zlasti iz lelez.nih klinov in vrvi proti oblaku.

navzgor. Znano j:, to svetlikanje Kot : 'Nlijav ogenj".

Postanek lepi, 'o.  vremena . Ko smo obravnavali okluzijo ,

•smo rekli» da vdenejo v tropicni tnp-li sektor ciklona polarni ve¬
trovi in dvignejo ves tropični zrak v višin*-: , odkoder odteče proti
polu. 'Tako konča ciklon in 7 .  njim-doba de cevnega vremena. S sever-
j c- priplav il na mesto prejšnjega ciklona polarni
zrak in v.  njim lepo vme. Večkrat se dogodi . da se od stalnega
visokega pritiska nad polom loči en del pol -me mase in potuje
potem kot s -mostovno telo visokega, pritiska proti jugu.

Na vremenski karti 16.decembra 1946 »slika 4 j vidimo tok
primer polarnega visokega pritiska, 3voje središče ima n vi Skandi¬
navijo in je.tu pritisk dosegel 1060 mb ali 795  mm, torej mm
nad normalo. Vetrovi pihajo od središča na ven in krovi jo okrom
središč 3. v smislu vrtenja urnega kazalca. Kar je pri tej vremenski
£ti±U*Wii 4 i krojenje vetrov nasprotno /vnema v ciklonu , s n imenuj
talca. ' v:i 5 KkiU>a .p-riti^-km anti-ciklon .

Vidimo, da je v središču anticiklona nebo popolnoma .ia»~
110 , kar o zn ičujujo prazni krogi pri po ata j-ah. Temperatur zraka
je 7 ,..-3  c nizka, padla jo do -11°. Zrak se namreč spušča z višin
navzdol in se rarki.abntno segreva, zato izhlipe vn-.  morebitno oblao-
na k r ,i:ljice. ller pa pozimi sončni barki nimajo močnega v-grova.jo-
čega ,?,tva, s« zrak v dolgih nočeh pri tleh zelo ohladi; kar
da izredno nizke temperature.

g V «’<■'* <ni Zvropi i aamo ciklon. V zadnjo stran tega ciklo¬
na prodirajo polarni vetrovi iz obravnavanega anticiklona kot
s ve .v mrzla pol •. ona zračna masa. N alb Slovenijo pihajo ...verovzhod-
ni v darovi. ki v svojem prodiranju proti jušnem ciklonu poligoma
postajajo 3« ve?oni in severozahodni vetrovi. Ta vremenskn .situaci¬
ja je tipična za. mre kraje, ko vladajo pri nas mrzli »ev ero vzhod¬

ni vetrov;

J r  rs

KO

vetrovi zpU‘

navz ,io

i ni

proti morju,-

11  palcih in Iraških planot

padajo navzdol kot izredno močni slap oviti
v<% Orovi po a imenom bur ja. Beseda burja pride od grško besede
borec s, mi pomena severni. Zelo go znane kurje v Ajdovščini, kjer
se to jek in mrzli polarni zrak spusti s Trnovske planote v Vipav¬
sko nolino. in v Trstu, kjer se isti zrak še enkrat vrše s Kraške
planote naravnost na Jadransko morje. Burja piha v sunkih, ki vo¬
se jejo lahko v »krajnem primeru hitrost do 110  km/uro:

100

. Na tej vremenski karti vidimo, da se stvarja na vzhodni
strani Groenlandije nov ciklon, torej zahodno našega anticiklona.

V ta ciklon pihajo vetrovi iz obravnavanega anticiklona kot jugo¬
vzhodni vetrovi. Obravnavani polarni zrak igra v tem ciklonu vlo¬
go vzhodne le zastarele polarne mračne mase na prednji strani
ciklona.

Vidimo, da je anticiklon zaloga zračnih mas, 'ki odhajajo
kot mrzli zrak v okolne ciklone, Sprva je bil anticiklon visoka
zračna maša omejena bolj na manjši pro^stor pri tleh. Ker pa tu
odhaja zrak na vse strani, se to mrzlo in te nko zračno telo s ča¬
som splošči in razleze. 3 tem je anticiklona konec in z njim
lepega vremena. Tudi anticikloni potujejo prav tako proti vzhodu
kakor'-cikloni.

Anticikloni kot del polarnega visokega pritiska pripla¬
vajo nad Evropo zlasti pozimi, ko je polarni visoki pritisk za¬
radi slabega segrevanja zelo razvit.• Takrat imamo sicer lepo in
jasno toda zelo mrzlo vreme. V poletnem času pa se primakne
Evropi zaradi pomikanja sonca na nebu tropični visoki pritisk
s 30° - 3*5° 'geografske širine. Za naše kraje pride v poštev tro¬
pični visoki pritisk, ki,leči nad severno Afriko. Poleti se Afriški
kontinent silno segreje, zato je tropični visoki pritisk'takrat
bolj razvit nad Atlantskim oceanoi in sicer v bližini Azorskih.
otokov. Zato je ta del tropičnega anticiklona dobil tudi ime
Azorski anticiklon .

Ker se poleti polarna fronta umakne daleč na sever,
raztegne Azorski anticiklon svoje območje bolj proti severu v
ju sno Evropo. Pogodi se celo, da.se loči en. del kot samostojno
zračno telo in priplava nad Evropo, podobno kakor smo prej obrav¬
navali samostojni polarni anticiklon.

Primer takega samostojnega tropičnega anticiklona -kaše
vremenska karta 1.3* julija 1947 > sli ka 44 - Na nje j vidimo 2r  anti-
ciklonalna jedra, eno nad Atlantskim oceanom,nekoliko.severneje
Azorskih otokov, in drugo v Evropi nad Kratici jo. Zračni pritisk
znaša v obeh jedrih 1023 mb ali malo manj kot 770 mm. V tropičnih
anticiklonih ni pritisk--navadno tako visok kakor v polarnem.

Tudi v tem tropičnem anticiklonu se zrak spušča od zgoraj navzdol
in gre pri tleh narazen. Zrak se adiabatno segreva in pride tonel
do tal. Ker so pa poleti tudi tla močno segreta, se zrak s te
strani še bolj segreje. Tako dobimo pri popolnoma jasnem nebu
zalo visoke temperature, od 3^° do 40°.-Če vztraja tako tropično
anticiktonalno jedro dalj časa nad Evropo, potem dobimo dolgo¬
trajno su.šo, ki je včasih odločilnega pomena za prehrano ljudstva.

Na tej. vremenski karti vidimo na severu dva ciklona,
enega blizu Islandije, drugega nad Finsko. V oba ta ciklona po¬
šilja jušni anticiklon svoj zrak kot tropične ju ;ne vetrove, ki

- 101

izpolnjujejo tropioni topli sektor obeh ciklonov. Ha ta način
tudi ta anticiklon bolj plošči, dokler se popolnoma ne razleze
tako izgine. 3 ten je konec -lepeja vremena. la njegovem mestu
lahko nastane kak nov ciklon ali pa priplava z juga novo anti~
cijslonalno jedro. V tem primeru se lepo vreme nadaljuje.

se

in

Ko vlada torej nad 'Svropo anticiklon, je vačno vedeti
z,a njegov izvor, rolami anticiklon nam pozimi p.\ ine-se zelo mrzlo
in suho vr-em.e. Včasih pa se pojavi polarni anticiklon tudi poleti.
Tedaj' imamo samo hladno in suho vreme. Tropioni anticiklon pa
nam prinese poleti zelo vroče in suho vreme, pozimi pa mile ^tem¬
perature in jasno nebo.

Če tropioni anticiklon lesi dalj časa nad kontinentom,
se od spodaj navzjar vedno bolj segreva. Tu povzroča sprva bolj
'Vr-^onske toke, nad katerimi se stvar ja jo le majhni kup-
časti oblaki Icumuli, kakor jili kače slika 4~ * 2. nadaljnjim se¬
grevanjem pa posta.jajc ti vzponski toki vedno bolj obselni, tako
da nastajajo nad njimi pravi kumulonimbi, ki lahko postanejo
celo vir popoldanskim nevihtam.

"jekleno morje , inticiklohalne vremenske situacij« so
zlasti pozimi vzrok nastanka meglenega morji, ki nastaja v bolj
zaprtih planinskih dolinah in kotlinah. Če pri nas »uku megle
ono -ugotovili, da je za nastanek megle potrebno dolgo nočno iz-
čar jan j e pri jasnem nebu. Zdaj nam je jasno, da je ta nogo;; podan
zlasti v antic iklon.nln.em vremenu.

Za nabiranje mrzlega zraka na dnu dolin in kotlin pri¬
de še neki drugi pojav do veljave, namreč redna dnevna in nočna
izmenjava dolin skega in gorsk ega  vetra. Dolinski veter, ki piha
•podnevi 4. z dna doline vzdol \  pobočja navzgor proti vrhu. .Recimo ,
da je dolina usmerjena tako, da obsevajo sončni šarki ■

njeno desno pobočje. Zjutraj dosežejo jarki le zgornji del po¬
bočja. Tla se segrejejo in zrak se nad njimi vzpne kvišku. Čim
bolj se sonce dviga, tem ni'je predele pobočja done jejo jarki.

Ko je segreto v..;e pobočje , niha ob vsem pobočju navzgor dol inski
veter. Zaradi ravno to j j a. pa . « ion v sredini doline zrak spu¬
ščati z višin navzdol.

‘Ponoči no obratne razmere. Ker se tla prej o hi a de kot
«rak, se z. rak tik nad pobočjem bolj ohladi kot "  isti višini nad
sredino doline. • Ohlajeni zrak pa postane te j ji -in a e zato vali
kot go rski  veter z vrhov in grebenov vzdolč pobočja navzdol proti

anu doline. Tu se z:
ohladi.

itak hladen, v teku noči oe bolj

pojav dolinskega vetra podnevi in gorskega vetra ponoči
je v planinah vedno znak lepega, ant.ioiklonalnegn. vremena.

I

102

Oba momenta, to je ohlajanje če na pobočju s spušča¬
njem na dno doline in tamkajšnje nadaljnje ohlajanje zniča tem¬
peraturo zraka do rosišča, tako da nastane na dnu doline pravo
mejieno morje« Megleno morje je torej tudi znak lepega vremena.

Ker je segrevajoče dejstvo sončnih 'tar ko v pozimi majhno, ne mo¬
rejo Čarki podnevi razgnati megle, nato pokriva megleno morje*
doline po cele tedne vse dotlej, dokler traja anticiklonalna
vremenska situacija. lep pogled na megleno morje nad Ljubljanskim
poljem prikazuje slika 10.

Debelina plasti meglenega morja je različna. V Ljublja¬
ni sega megla včasih samo do hišnih streh, tovarniški dimniki in
zvoniki pa mole iznad megle. Navadno pa je meglena plast debela
150 do 200 m. V redkih primerih pa sega tudi nad Šmarno goro, to
je nad 300 m Relativne višine.

V poglavju o megli na strani 50 smo omenili tudi tako-.
zvo.no vis oko  meglo. 'Meglena plast prične šele v neki višini nad
tlemi, kakih 100 do 200 m. Nato sledi plast megle debela tudi
kakih 100 do 200 m. Končno pa pridemo nad meglo, kjer mje sonce
z jasnega neba. ¥ Bohinju je ta pojav zelo pogost. Omenil som že,
.da je vzrok tej dvignjeni megli rahla turbulenca, ki premeša
zrak, da se na dnu doline ne morh nabirati jezero mrzlega zr dca.
Vertikalni temperaturni gradient je zaradi tu rbu lenobe ga. mešanja
več ali manj adiabaten. ICer temperatura z višino pada, je rosišče
nekaj 100 m nad tlemi. Turbulencno vzpenjanje zraka pa ne more
zaradi težkega anticiklonalnega zraka in zaradi iz višine .se spu¬
ščajočih tokov segati visoko. Kakih 400 do 500 m nad tlemi se Še
ustavi in to je tuui zgornja višina plasti megle.

Ce sončni čarki uspejo razgnati negieno morje, se prič¬
ne prej enotna plast megle, to je str atus , trgati v posamezne
meglene kUpe. Pravimo, da so iz stratusa nastali oblaki strato-
kumuli . \

Tegleno morje ne razČeno toliko sončni Č irki kot f(in¬
ski suhi in topli vetrovi. Večkrat opazujemo v Bohinju nad je¬
zerom še megleno morje, na grebenih pa se Če javlja fen s svojim
"oblačnim zidom". To je znak konca lepega vremena.


/

«

iljMP

mmmmm

m/m

mm

mm