MIHELIČ TOMISLAV

METEOROLOGIJA

PRIROČNIK ZA LETALCE

1948

LJUBLJANA

LJUDSKA TEHNIKA SLOVENIJE

87yyo

Natisnila Tiskarna »Slovenskega poročevalca** v Ljubljan

Naj ta knjižica služi mlademu pokolenju našega svobodnega
naroda:

»Naprej in vedno samo naprej!« — vendar pomni , da se
neposlušnost in neznanje maščujeta sama.

Slike oblakov so kopirane iz mednarodnega atlasa oblakov,
razen sl. 41., ki je original in avtorjeva last.

Ljubljana, v avgustu 1947.

Pisec




PREDGOVOR

Ta knjiga dokazuje, da se mogočni razvoj naše nove družbe
vrši vsestransko, da je v pogojih ljudske oblasti dana polna
možnost delovanja progresivnemu znanstveniku in da se danes
posveča vsa skrb pravilni vzgoji mladine. Vzgojiti si moramo
vrsto mladih, politično zrelih in strokovno poučenih ljudi, ki
bodo v doglednem času leteli hitreje in bolj daleč od vseh
drugih. Kot strokovni pripomoček dviganja te vrste kadra, ki
bo pomemben predvsem za naše vojno letalstvo, bo knjiga
prof. Miheliča »Meteorologija« služila prav dobro. V njej bo
mladina, ki danes na ta ali oni način sodeluje v letalstvu,
našla več kot osnovne pojme, potrebne vsakemu, ki se hoče
usposobiti v kateri koli panogi letalstva, posebno v jadralski.

Knjiga ne bo meteorološki pripomoček samo za jadralne
pilote, temveč bo dobrodošla vsem, ki morajo kakor koli
poznati zakone, ki vladajo vremenu. S tem bo pri nas zaprta
tudi na tem področju vrzel, ki nam jo je zapustila stara Jugo¬
slavija, ter bo pomemben prispevek v zgraditvi zgradbe, ki ji
pravimo lepše življenje v socializmu.

Ne pozabimo, da nam dve desetletji stare Jugoslavije nista
dali toliko knjig, to je učnih pripomočkov za vzgojo pilotov,
kot naša Federativna ljudska republika Jugoslavija v treh letih
po osvoboditvi.

Republiški odbor
Letalske zveze Slovenije



s

PREDGOVOR

Knjiga, ki jo ravnokar mislite prebrati, je prvi poskus po¬
dali našim jadralnim letalcem prepotrebno znanje o vremenskih
in izpodnebnih dogodkih, ki jadralcem omogočajo polet v vi¬
šavah, ki mu ga pa morejo tudi preprečiti. Priporočljivo je, da
vsak ljubitelj jadralnega letalstva, zlasti začetnik, knjigo najprej
ne samo prebere, temveč vsestransko prouči, prebavi in si
osvoji najnujnejše poznanje vremena, šele potem, ko pozna
dobre in slabe strani našega ozračja, naj nadaljuje spoznavanje
tehnične strani jadralnega letenja. Za jadralca je važna vsa
vsebina knjige, vendar pa priporočam VI. poglavje o vlagi in
VIII. poglavje o termiki.

Jadralno letenje postaja vsak dan bolj popularno in važno,
ne toliko kot športna zabava, temveč kot nujna potreba za pred-
izobrazbo 'motornih letalcev, ki jih naša domovina potrebuje
predvsem za obrambo našega neba. In pri tej obrambi ima
ravno poznavanje vremena zelo važno vlogo.

Ljubljana, 11. septembra 1947.

Dr. Rega Oskar

profesor meteorologije na univerzi
v Ljubljani

A. SPLOŠNI DEL

I. OZRAČJE V SPLOŠNEM

Naša zemlja je ovita v debel plašč prozorne. snovi, ki jo
imenujemo na splošno zrak, včasih tudi ozračje ali s tujo be¬
sedo atmosfera. Zrak ni enorodna snov, ni prvina, ampak je
sestavljen iz raznih plinov, ki so med seboj popolnoma pome¬
šani. V svoji vrednosti je mešanica naslednja:

dušik (N) 78 %
kisik (0) 21 %  .
argon (Ar) 1 %,

ki se z višino bistveno ne menja.

Poleg teh plinov nahajamo v zraku v manjših količinah še
vodik (H), dalje žlahtne pline, kot helij (He), Neon (Ne),
ksenon (X), potem ogljikov dvokis (CO 2 ) in druge. Njihov pro-
centualni delež v zraku moremo izraziti samo'še v tisočinkah %.
Kot dodatek tej mešanici omenjam še vodo, t. j. vodno paro
(H 2 O), ki je v zraku v zelo različnih količinah; v posebnih pri¬
merih zavzema do 4 % celotne prostornine.

Poleg navedenih plinov ima zrak še precej prahu, soli,
saj itd. v obliki izredno drobnih zrnc, ki imajo pri kondenzaciji
zelo važno vlogo.

Do kam sega zračni plašč?

Točnega odgovora ni mogoče dati. Človek je posredno' s
pomočjo raznih priprav in instrumentov in neposredno s po¬
močjo letal in balonov dospel že zelo visoko. Imamo stvarne
podatke z višin do okrog 40 km. Do' višine 80 km lahko ugo¬
tovimo z močnimi žarometi (reflektorji), da je tam še zrak.
Tudi v višini okrog 220 km ga še nahajamo. Neposreden dokaz
za to nam nudijo poizkusi z ultra kratkimi valovi (okrog 10 m),
ki so sprejeti od sonca bili poslani (reflektirani) z zemlje na
mesec, odkoder so se vrnili po petih minutah in pol. V višini
220 km so bili ti valovi odklonjeni in delno razpršeni, kar ne
bi bilo mogoče, če tam ne bi bilo zraka. Tudi v višinah nad

9

700 km so ugotovljeni sledovi zraka. Tam opažamo pod poseb¬
nimi pogoji polarni sij (draperije), ki je mogoč le, če je zrak
pomešan vsaj z vodno paro.

Nas zanima predvsem spodnji del ozračja nekako' do višine
9—17 km, ki nam je lažje dostopen in kjer se dogajajo vse
vremenske spremembe. Imenujemo ga s tujim izrazom »tro¬
posfera«, del nad njim pa »stratosfera«. Mejo med obema, ozna¬
čujemo kot »tropopavzo«.

Troposfera ni povsod ena¬
ko visoka. Na tečajih (zemelj¬
skih polih) ima srednjo vi¬
šino 8 do 9 km in se dviga
proti ekvatorju, kjer doseže
višino do 17 km. V njej je
približno %  vsega zraka
okrog naše zemlje.

Ker je zrak snov ali ma¬
terija, mora imeti svojo težo.
Kubični meter suhega zraka
pri 0° C na morski obali
(h = 0 m) tehta 1.293 kg. Pri
višji temperaturi in na večji
višini tehta zrak seveda
manj, ker je redkejši. Ker
ima zrak svojo težo, nas za¬
nima, koliko tehta cel steber
zraka, ki je nad nami. Za
merjenje te teže ali kakor
drugače pravimo zračnega
tlaka, imamo posebno zgra¬
jeno tehtnico — barometer.
Da bo ta tehtnica dala prave
vrednosti, moramo en njen
del izolirati od vpliva zraka.
To napravimo' takole:

Vzamemo tanko in ravno stekleno' cev, dolgo približno 1 m
z zaprtim dnom. Napolnimo jo z živim srebrom, zamašimo od¬
prtino s prstom, cev obrnemo in vtaknemo v posodo z živim
srebrom (Torricellijeva cev — sl. 1). Tako> smo dobili tehtnico,
pri kateri je vzvod posoda z živim srebrom, breme zrak, ki

10

pritiska
srebra \

IHs

■ s

T

Sl. 2

na živo srebro v posodi, utež pa stebriček živega
cevi.

Ko prst odmaknemo, vidimo, da
se je steber živega srebra v cevi
skrajšal. Gornji del cevi je ostal pra¬
zen (vakuum), živosrebrni stebriček
pa ima (pri t = 0° C, h = 0 m in zem¬
ljepisni širini 45°) višino okrog 760 mi¬
limetrov, drugače povedano: stebri¬
ček živega srebra je z okolnim zra¬
kom v ravnotežju. Težo stolpiča lahko
izračunamo, ker poznamo specifično
težo živega srebra (13.59), torej:
13.59 x 76 = 1033 g/cm 2
To vrednost v odnosu do površine
1 cm 2  imenujemo zračni tlak in smo
jo do nedavnega označevali v mm živosrebrnega ste¬
brička predvsem zaradi tega, ker zračni tlak še danes
primerjamo z njegovo protitezo — živosrebrnim ste¬
bričkom, ki ga na barometru merimo po njegovi višini
v mm. Ker je ta način glede na naš merski CGS-sistem
neprikladen, je izbrana druga enota:

milibar (kratica mb) po odnosu
1 mb = 1000 dyn/cm 2
1000 mb = 750.1 mm

1013.2 mb = 760 mm
ali

1 mb = % mm
4 /3 mb = 1 mm

Za praktično uporabo so danes barometri izdelani
drugače od opisane Torricellijeve cevi. Tak barometer,
ki ga uporabljajo meteorološke postaje, predstavlja
slika 2. Spodnji ojačeni del je živosrebrni rezervoar
in nadomešča posodo z živim srebrom pri Torricelli-
jevem poizkusu. Steklena cev z živim srebrom je v
kovinskem plašču. Navadno je ta cevka vidna na gor¬
njem delu plašča ob špranji. Tam ima plašč milimetr¬
sko skalo z nonijem (N), katerega moramo dovesti do
živega srebra (H), kakor kaže slika 2. Na srednjem
delu plašča pa je pritrjen še termometer (T).

11

Zelo pogosto uporabljamo poleg živosrebmih barometrov
kovinske barometre (aneroide). Njihov bistveni del je skupina
prožnih kovinskih škatljic (doz), iz katerih je izčrpan zrak.

Taki barometri se — mimogrede povedano — uporabljajo
v letalstvu predvsem kot višinomeri in imajo' zato namesto' mi¬
limetrske skale višinsko skalo v metrski raadelbi (slika 3).

Kot barometer aneroid ni
popolnoma zanesljiv (utruje¬
nost materiala itd.). Zato mo¬
ramo aneroide večkrat pri¬
merjati z živosrebrnimi ba¬
rometri. Dobro nam služijo
kot barografi (Slika 4), ker
nam verno rišejo časovni po¬
tek zračnega tlaka.

Če smo na večji višini,
bo steber zraka nad nami
krajši, torej tudi lažji, z njim
vred se bo sorazmerno kraj¬
šal živosrebmi stebriček —
protiutež. Zračni tlak z višino
pada, sicer neenakomerno,
moremo z zadostnim
približkom reči, da v zračni

12

plasti do 2000 m absolutne višine zračni tlak pada povprečno
na vsakih 11 m višine za 1 mm.

Ker barometer na mestu, kjer je postavljen, navadno ne iz¬
polnjuje zahtevanih pogojev (t = 0° C, h = 0 m in zemljepisna
širina 45°), moramo podatke, ki jih dobimo od njega, popraviti
za vrednosti, ki nastanejo zaradi različne nadmorske višine
(h), temperature (t) in zemljepisne širine. Za te popravke iz¬
koriščamo v praksi posebne tabele. Čitanje na barometru mora
biti na 0.1 mm točno.

V zvezi z vremenskimi motnjami — depresijami se zračni
tlak menjava v večjih skokih. Tudi pri stabilnem vremenu
opažamo dnevno kolebanje barometra z dvema dnevnima naj¬
višjima vrednostima okrog 10. in 22. ure in dvema najnižjima
vrednostima okrog 4. in 16. ure. Razlika med takimi najvišjimi
in najnižjimi vrednostmi v naših krajih povprečno ni večja od
1 mb; znatno večja je v tropskih krajih (na Javi 3.5 mb).

II. GIBANJE ZRAKA
a) Splošna cirkulacija — polarna teorija

Zračni tlak bi bil na vsej zemlji (seveda pri isti nadmorski
višini) enak, atmosfera bi bila mirna, negibljiva in enolična,
če ne bi zemlja prejemala od sonca ogromnih količin energije.
Sonce neenakomerno segreva zemeljsko površino, ta pa zrak,
ki postaja zaradi tega redkejši tam, kjer je bolj segret. Nujno
se pojavljajo razlike v zračnem tlaku, ki povzročajo gibanje
zraka, da bi se zopet vzpostavilo porušeno ravnotežje. Manj
segreti, torej gostejši in težji zrak, se bo začel pomikati v
področje toplejšega, t. j. redkejšega zraka, ki ga bo iztisnil in
sam zasedel njegovo mesto. V glavnih potezah poteka to pre¬
mikanje zraka na naši zemlji nekako tako, kakor je to pri¬
kazano na sliki 5.

Na ekvatorju (do ± 30°) se zrak močno segreva, postaja
redkejši in zračni tlak pada. Razredčeni, segreti zrak se dviga,
na njegovo mesto prihaja v obliki pasatnih vetrov hladnejši
zrak iz manj segretih področij severno in južno od ekvatorja.
Segreti zrak, ki se dviga v velike višine (preko 4000 m), od-

13

N-pol

teka z ekvatorialnega pasu proti severu in jugu v obliki
višinskih antipasatnih vetrov. Okrog vzporednika 35° se tedaj
pokaže višek zraka, t. j. tisti, ki je bil že prej tam, in tisti,
ki so ga prinesli antipasatni vetrovi. V teh krajih pokaže baro¬
meter v povprečku zvišan zračni tlak, ki na eni strani pospe¬
šuje pasatne vetrove, z druge pa omogoča kompenzacijske
vetrove proti polom, kjer se na 60°—70° širine (Island —
Gronland) srečujejo s hladnimi zračnimi masami, ki prihajajo
s polov. Tu je zračni tlak precej nižji in nestalen

Zaradi vrtenja zemlje (Coiiolisova sila) ti vetrovi počasi
spreminjajo smer sever-jug v smer vzhod-zahod. Naši kraji

14

leže v področju severno od pasu s povišanim zračnim tlakom.
Zrak odteka v glavnem proti severu. Ta odtok opažamo v obliki
jugozahodnih vetrov, ki v naših krajih prevladujejo.

Kraji s pasati za naše vremenske razmere praktično niso
odločilni, važna pa so za nas področja, kjer se sestajajo hladni
severozahodni vetrovi s toplimi jugozahodnimi. Tam se odigra¬
vajo prizori, ki so podobni prizorom na razgibanem bojišču.
Črto na zemlji, ki loči topli zrak od hladnega, imenujemo ana¬
logno — fronto, v tem posebnem primeru — polarno fronto.

Zaradi boljšega razumevanja pojma fronte, ki se tudi sicer
pojavlja kot meja med dvema različnima zračnima masama,
navajam na sliki 6 za primer: *

ib

Iz lijaka a teče pesek. Na podlagi, s katero sem prestregel
curek, se bo oblikoval lep stožčast kupček. Lijak zaprem in
v bližini odprem drugega b, skozi katerega naj teče drobnejši
pesek. Stožec se bo večal in bo sčasoma pri e dosegel dolnji
rob kupčka c). Če dotok peska iz b ne bo prenehal, se bo
kupček večal, in pesek se bo začel zlivati med e in f tudi
na pesek sosednega kupčka.

Vrhovi teh peščenih stožcev naj predstavljajo središča anti¬
ciklonov (področij visokega zračnega tlaka). Črta e na podlagi
naj predstavlja v naravi črto na zemlji, kjer mejita dve zračni
masi. Imenujemo jo fronto. Stikalna ploskev e-f pa naj bo tudi

15

v naravi ploskev dotika. Ta^o ploskev imenujemo diskonti-
nuitetno površino.

Meja med vzhodnimi in zahodnimi vetrovi ali med hladnim
zrakom s severa in toplim z juga — polarna fronta ni stalna.
V meridionalni smeri se pomika s položajem sonca, leži poleti
precej visoko na severu (nekako na črti južni Gronland — No-
vaja zemlja), pozimi pa bolj južno (Anglija — Skandinavija).
To fronto na več- mestih trgajo vdori hladnega zraka v srednjo
in južno Evropo. Posamezni kosi fronte so izkrivljeni; vsak
od njih pa predstavlja skupino 3—5 ciklonov (depresij) v
raznih razvojnih fazah. Take skupine ciklonov imenujemo
ciklonske družine (familije), ki jim navadno sledi prenehanje
fronte in vdor hladnega zraka proti jugu.

Od položaja fronte je direktno odvisen potek vremena v
naših krajih. Nahajamo jih najpogosteje v oceanskem pasu,
ki se razprostira od Severne Kanade, pod južnim Gronlandom,
preko Islanda, Britanskih otokov in Skandinavije, dalje preko
severnega dela evropskega kontinenta dalje proti vzhodu.

Poleg opisane imamo na zemlji še druge fronte, ki ločijo
zračne mase različnega izvora. Tako n. pr. Sibirska arktična
fronta, Tihomorska in Kanadska fronta, podobno na južni pol¬
obli, dalje monsunske fronte, ki nastajajo pod posebnimi po¬
goji. Omenjam še subekvatorijalna področja kot zibelke tro-
pičnih viharjev (orkanov, hurikanov, tornadov, tajfunov itd.).
Ti navadno nimajo razvitih toplih in hladnih sektorjev, ker je
njihov zrak precej enakoroden, imajo pa izredno energijo za¬
radi visoke temperature in velike vlage.

V najenostavnejši obliki ima ciklonska družina nekako ta¬
kole obliko (slika 7):

Debela črta predstavlja potek fronte, številke 1—4 vrstni
red ciklonov, tokovnice hladnega zraka so ozačene z enojnimi
puščicami, tokovnice toplega zraka z dvojnimi. Zračni tlak je
najnižji v vrhu ciklonov, izobare potekajo približno tako, kot
so narisane tokovnice.

Prvi ciklon, ki ima svoj položaj najviše na severu, je tudi
najstarejši. Večinoma doseže evropsko obak> v svoji končni
fazi — okluziji. Ostali cikloni so primerno situaciji pomaknjeni
proti jugozahodu. Najmlajši je zadnji (četrti), ki leži tudi naj¬
bolj na jugu. Njemu sledi navadno vdor hladnega zraka v
meridionalni smeri. Taki vdori dosežejo večkrat severno

16

Sl. 7

Afriko, da — sicer bolj redko — celo kraje, kjer že vladajo
pasatni vetrovi.

Na vsem področju ciklonske družine bomo našli v glavnem
situacije slabega vremena, kakor močno oblačnost, padavine
vseh vrst, vetrove raznih smeri itd. Hitrost, s katero potujejo
take družine v splošni smeri W-E, znaša 20—40 km na uro.
Letno potuje čez že omenjene kraje 60—65 takih ciklonskih
družin in to pozimi precej niže kot poleti. Naši kraji pridejo
pozimi večkrat v zone severno od ciklonskih družin, kar se
poleti le redko dogaja (pri vdorih hladnega zraka za ciklonsko
družino), V prehodnem času (pomladanski in jesenski ekvi¬
nokcij) je tudi vreme precej nestalno, ker smo ob tem času
najpogosteje v območju ciklonov.

Za boljše pojmovanje razsežnosti takih ciklonskih družin
naj navedem naslednje: prvi ciklon naj bo blizu Novaje zemlje,
zadnjega (četrtega) pa bomo našli v prostoru med Britanskimi
otoki in Španijo.

Norveški meteorologi (Bjerknes, Bergeron in drugi), ki so
zelo temeljito opazovali potek vremena v posameznih ciklonih,
so izdelali približne obrazce takih ciklonov. Na tem mestu po¬
dajam skico takega mladega ciklona (po Bergeronu) v njegovi
najpogostejši obliki (slika 8).

Pripominjam, da so cikloni na obalah Atlantika mnogo eno¬
stavnejši in lepše zgrajeni kot pa po prehodu na evropska tla,
kjer se zaradi vpliva neravnomeme zemeljske površine zelo
hitro in močno' deformirajo. Njihov razvoj se počasi bliža svo¬
jemu koncu — umirajo.

Medsebojni odnos med dvema ciklonoma iste ciklonske
družine je nazorno prikazan na sliki 9.

Na fronti vlada trda borba za premoč. Njen del, kjer topli
zrak pridobiva na terenu, imenujemo toplo fronto, del, kjer
napreduje hladni zrak, pa hladno fronto. Gibanje hladne fronte
je navadno hitrejše, zato v nadaljnjem razvoju ciklona nastopi
stanje, ko hladna fronta dohiti toplo (ciklon št. 2 na sliki 7).
Na tem mestu izgubimo pri zemlji topli sektor. Topli zrak s
svojo oblačno maso ostane samo še v višini, ciklon je degene¬
riran in počasi odmira. Več kot 70% vseh ciklonov pride z
Atlantika v Evropo v takem stanju. Vremenski karakter ci¬
klona v okluziji je mešan, opažamo neizrazite pojave tople in
hladne fronte.

18

oblaki  Hill s padavine

/področje mejel  • topla.  ) fronla.

\ in prJenja.  ***** A7acfnaJ y

Sl. 8

2 *

19

Izobare v ciklonu potekajo približno tako, kakor so nari¬
sane tokovnice (smer vetra), v toplem sektorju večinoma pre¬
cej ravno in kažejo tudi splošno smer gibanja ciklona. V
hladnem sektorju so tokovnice navadno* ukrivljene, na frontah
pa se lomijo*. Najnižji zračni tlak, ki je redko* za več kot 20 mb
nižji od spošnega barometrskega stanja, nahajamo v vrhu ci¬
klona. Na sliki mladega ciklona (sl. 8) sta prikazana dva pre¬
seka, prvi A — A nad in drugi B — B pod vrhom ciklona.

Topli in vlažni zrak, ki prihaja od SW v smeri proti topli
fronti, se že med potjo počasi ohlaja, tako da opažamo več¬
krat že v toplem sektorju pred toplo fronto advektivno* meglo
in pršenja. Ko pride tok toplega zraka na topli fronti de hlad¬
nega zraka, ki je težji in gostejši, se mora odtrgati od tal in
začne drseti po zelo blagi strmini (nagib okrog 2 %)  po* hlad¬
nem zraku navzgor. S svojo* težo počasi iztiska pod seboj hladni
zrak, ki se pod njim izmika v obliki vetrov iz smeri S—SE. Pri
dviganju doseže topli zrak stopnjo nasičenosti, ki se v vidni
obliki pokaže v oblačnem pokrivaču pred toplo fronto*: najprej
kot oblaki tipa Ci na višinah okrog 6000 m, slede jim As, St

20

in končno na okrog 300 km pred fronto Ns, iz katerih pada
dež. Tak dež nima obeležja nalivov, čeprav je večkrat kaj
izdaten.

Pri prehodu tople fronte dež preneha, veter menja smer
na SW, temperatura raste, oblačnost poj en ju j e (opažamo še
nekaj oblakov, največ Sc, načelno pa je nebo jasno).

Malo pred hladno fronto vetrovi prenehajo. V tem delu
namreč: naletimo na močno izmikanje toplega zraka v verti¬
kalni smeri, ker hladni zrak na hladni fronti s svojim klinom
nasilno dviga topli zrak. Ta klin pri zemlji zaradi trenja za¬
ostaja. Opažamo ogromne oblačne stene tipa Cb, prednji
spodnji del ima zaradi tamošnjih to ko^ ob eh vertikalnih smeri
obliko valja (cigare). Po- nekaj minutah tišine začutimo že
prve udarce hladnega vetra iz W—NW. Njim sledi nevihta
(naliv, ploha, toča, snežni metež), ki traja V 2  do 1 ure (pas na
zemlji je širok 30 do 70km). Za hladno fronto- se vreme
zboljša. Opažamo vedrine, včasih še kak oblak tipa Cu, ki je
še zmožen pretvoriti se v lokalen Cb. Zrak se ohladi.

Slika 10 podaja diagrame instrumentov, ki kažejo spre¬
membo meteoroloških elementov pri prehodu takega ciklona
za presek B—B. Značilni so skoki na frontah.

Pri preseku A—A (sl. 8) nad vrhom ciklona imamo poleg
neizrazite oblačne mase in manjših količin enoličnega dežja
počasen prehod k razvedritvi. Če je ciklon pomaknjen dovolj
daleč od nas proti jugu, opazimo na južnem horizontu samo
oblačno liso, ki predstavlja severni del oblačnega sistema
ciklona.

b) Vetrovi

Smer in jakost vetrov je v naših krajih v spošnem odvisna
od razporeda zračnega tlaka. Smer vetra označujemo glede na
stran neba, od koder piha. Da jo- točneje ugotovimo, uporab¬
ljamo vetrnice različnih tipov. Tako enostavno vetrnico- pred¬
stavlja slika 11.

Orientacijski križ spodaj je pričvrščen tako, da kaže N
proti severu; gornji del vetrnice je gibljiv in se obrača po
vetru. Masivna kroglica K kaže smer, od koder piha veter,
njegovo jakost pa merimo s pomočjo- nagiba ploščice P. Ob tej
ploščici je pritrjeno nekaj zobcev, ki nam povedo, kolikšno
jakost po Beaufortovi lestvici ima veter.

21

Beafortova vetrovna lestvica

22

Sl. 10

Včasih moramo jakost vetra oceniti sami. V takih primerih
se poslužujemo znakov, katere nam podaja že omenjena Beau-
tortova lestvica. Moremo pa določiti jakost vetra tudi s poseb¬
nimi pripravami (anemometri in anemografi), ki nam dado
jakost v m/sek. Taki aparati morajo biti postavljeni 10 metrov
nad zemljo in na odprtem terenu.

Za približno preračunavanje iz m/sek v km/h velja:
m/sek X 4 = km/h

23

Sl. il

n. pr 2 m/sek je 8 km/h, točno 7,2 km/h; 15m/sek je 60 km/h,
točno 54 km/h.

Pri stabilnem vremenu in izenačenem zračnem tlaku ne
moremo govoriti o močnih vetrovih pa tudi stalni niso. Pre¬
vladujejo predvsem zahodni, kar velja v prvi vrsti za vetrove
na višinah.

V ozkih alpskih dolinah pihajo pogosto čisto lokalni vetrovi
periodičnega značaja. Ti so> posledica toplotnih razlik med
zrakom na hribih, v prosti atmosferi in dolinah. Pri nas so
znani pod imenom danjik (piha ob prisojni strani gorovij
navzgor, je slab in topel; opažamo'ga poleti podnevi pri lepem,
mirnem in stabilnem vremenu; traja samo po nekaj ur dnevno
in preneha že pred sončnim zahodom) in nočnik (z obratno
smerjo od danjika; vezan je na noč in na topli del leta; ču¬
timo ga v toplih poletnih večerih kot prijetno osvežujočo sa¬
pico, ki prihaja s hribov v doline; je posledica intenzivnega
ohlajevanja zraka na pobočjih, kjer se zrak hitreje in močneje

24

ohlaja od zraka v prosti atmosferi in začne zaradi svoje teže
polagoma drseti navzdol v dolino).

Na naši obali opažamo podobne, le močnejše vetrove: mae¬
stral (piha podnevi od morja proti kopnemu) in burin (piha
ponoči od kopnega proti morju). Oba sta vezana na stabilno
lepo vreme in na topli del leta.

Vsi taki lokalni vetrovi imajo skupno lastnost, da pri po¬
slabšanju vremena izostanejo, ker se cirkulacija zraka pri¬
lagodi baričnemu sistemu.

V nekaterih naših pokrajinah nahajamo značilne vetrove,
ki so posledica splošnega vremenskega stanja. Taki so n. pr.:
burja na Krasu in na Jadranu, široko na Jadranu, košava v
Podunavju in vardarac v dolini reke Vardar. Večkrat so pre¬
cej močni, opažamo jih v glavnem kot spremljevalce in zna¬
nilce slabega vremena v hladnem delu leta in trajajo po
več dni.

Za jadralni šport nobeden od njih ni primeren. V izjemnih
primerih, n. pr. pri vetrovni termiki in na pobočjih, jih je
včasih mogoče s pridom izkoristiti. Nikakor pa ne moremo
izkoristiti burje, ker piha v sunkih in doseže trenutno orkan¬
sko jakost.

25

Hitrost vetra pri zemlji ni stalna. Svojo največjo vrednost
doseže med 14. in 15. uro, najmanjšo pa ponoči (slika 12 za
h = 0). Na višini 500 metrov in navzgor kaže jakost vetra že
drugačen potek; največja je ponoči in najmanjša okrog 10. ure
dopoldne (slika 12 za h = 500).

Višinski vetrovi se ravnajo po splošni vremenski situaciji
in trajajo navadno dalje časa. Njihovo jakost merimo pri jasnem
vremenu na ta način, da spustimo v zrak balon iz gume, na¬
polnjen z vodikom, tako da se dviga s stalno hitrostjo. Če tak
balon zasledujemo z enim ali dvema teodolitoma in pri tem
vsake pol ali celo minuto ugotavljamo njegov položaj, dobimo
smer in hitrost vetra na odnosnih višinah. Moderniziran po¬
stopek predstavljajo za večje višine (do 30 km) dimni artile¬
rijski naboji. Pri tem opazujemo premikanje dimnega traku.

Približno moremo ugotoviti smer in jakost vetra na višinah
tudi z opazovanjem oblakov, bodisi s cenitvijo, ' odisi s pri¬
pravo, imenovano nefoskop.

Tudi pri slabi vidljivosti (megla, oblaki, noč) moremo upo¬
rabiti gumijaste balone, toda opremljene z radijskim oddaj¬
nikom, ki ga zasledujejo z zemlje radiogo-niometri, postavljeni
v trikotu z osnovnico okrog 40 km. Moremo pa take balone
opremiti namesto z radijskim oddajnikom samo z odbojnikom
električnih valov. V tem primeru postavimo na zemlji dva pa-
rabolična prejemnika, ki imata isto vlogo kot dva teodolita
pri lepem vremenu.

Tudi radar nam pri uporabi centimetrskih električnih va¬
lov daje kot rezultat vso pot takega gumijastega balona.

III. ZRAČNE MASE

Zrak ni povsod na zemlji enak, celo na istem kraju kaže
v manjših ali večjih časovnih razdobjih različna svojstva; od
tod tudi posebno in tako raznotero vremensko obeležje (ka¬
rakter), za katero imamo skupen pojem »vreme«. Vreme je
torej raznovrstno, a da bi ga mogli točno analizirati, moramo
poznati vse značilne lastnosti posameznih vremenskih tipov.

Lastnosti zraka moremo v glavnem določiti, če ugotovimo
njegovo temperaturo in količino vlage v njem. Študij vre¬
menske (sinoptične) karte nam pove, da sta ta elementa, t. j.

26

temperatura zraka in njegova vlaga na širokih področjih pri-
lično enaka, vsaj brez vidnih prehodov. Tudi sprememba teh
elementov po višini je ©notna. Tak del ozračja, ki
ima iste lastnosti in pokriva večje zemelj¬
sko področje, imenujemo v meteorologiji
»zračno  mas  o«. V slovenščini bi si morda mogli za ta
pojem izbrati izraz »zračni sklad«.

Zračne mase delimo (klasificiramo) glede na že omenjene
elemente in druge značilnosti najlaže po njihovem izvoru, t. j-
po mestu, kjer so te zračne mase nastale. Vemo namreč, da
se zrak na zemlji neprestano giblje, prav tako potujejo tudi
zračne mase. Vemo tudi, da obstajajo neka več ali manj stalna
področja, kjer se take zračne mase oblikujejo. Tam dobijo
te mase svoje obeležje, t. j. svoje tipične lastnosti. Izvori po¬
sameznih zračnih mas so stalni anticikloni; za naše širine so
važni anticikloni visokih polarnih širin, azorski anticiklon in
pozimi še sibirski anticiklon.

Anticikloni polarnih širin in sibirski so hladni, azorski je
topel; zato so tudi njihove zračne mase hladne (polarne) in
tople (tropske ali subtropske). Za primer navajam, da je v
sibirskem anticiklonu bila zabeležena pozimi temperatura
okrog —70° C v mestu Verhojansk (vzhodna Sibirija), čeprav
je tam poleti pod drugim režimom toplomer pokazal že okrog
+ 40° C. Na Azorih (Ponta Delgada — v območju azorskega
anticiklona) pa je zabeležena dosedaj najvišja temperatura
+ 28.5° C in najnižja samo +6.6° C. Že samo na tem primeru
pridemo do zaključka, kakšno vlogo ima izvor zračnih mas,
četudi sta obe hladnega tipa.

Važno je tudi, ali je taka zračna masa nastala pretežno nad
suho ali nad morsko' površino. V prvem primem ima zračna
masa v sebi le malo vlage in je suha (kontinentalna), v dru¬
gem pa je količina vlage velika, zračna masa je vlažna (mari-
timna). V meteorologiji je za vse vrste zračnih mas, s kate¬
rimi imamo opravka v Evropi, glede na njihov izvor izvedena
klasifikacija, ki jo podajam v naslednji tabeli. V njej upo-

27

t

Dovolj pove že ta tablica, vendar potrebujemo še malo po¬
jasnil. V naših krajih imamo največ opravka s tropskim (T)
in polarnim (P) zrakom, zato navajam njihove značilnosti:

1. Polarna zračna masa (P) v splošnem: nastopa kot hladna
(t. j. relativno hladna, ker je temperatura tal ali morske po¬
vršine višja od temperature zraka). Njena višina je majhna
(1000 do 4000 m). Temperaturni gradient (t. j. padec tempe¬
rature) po višini je velik (0.6° do 1.2° C na 100 m višine), zato
je nestabilna, t. j. ima izrazite vertikalne tokove skonvek-
cijskimi oblaki, predvsem tipa Cu; je turbulentna; absolutna
vlaga pri zemlji je nizka, relativna visoka; vidljivost dobra,
vreme lepo, nagnjenost k nevihtam, barometer visok ali raste.

a) Maritimnega izvora posebej: je precej vlažna, podpira
oblačnost tipa Cu, nestabilna, pogoste kratke plohe, se počasi
segreva. Če potuje pozimi preko razhlajenih tal, nastopa kot
(relativno) topla. V tem primeru so za njo značilne advektivne
(potujoče) megle z nizkimi oblaki (tudi tipa St). Kondenza¬
cijski nivo je nizek. Včasih se vrača proti polu (povratni mPw)
.in se obnaša kot topla zračna masa. V tem primeru velja za
njo isto kot za tropsko maritimno- zračno maso (mT\v).

b) Kontinentalnega izvora posebej: zelo- hladna pozimi, zelo
topla poleti, večinoma zelo suha in navadno brez oblakov.

28

Pri svojem potovanju se hitro in močno segreva in ohlaja. Pri
segrevanju sprejema vlago (suši).

2. Tropska zračna masa v splošnem: nastopa kot topla (w),
je vlažna, stabilna (temperaturni gradient do 0.8°. C na 100 in),
seže visoko, z jasnim vremenom brez oblakov ali kvečjemu
s turbulentnimi oblaki tipa St ali Sc. Na njeni periferiji se
pojavljajo megle, meglice in rado prši. Barometer je razme¬
roma nizek. Javljajo se nočne inverzije, prva na višini 500 m,
druga na 2000 m, ki še bolj omejujeta vertikalno mešanje
zraka. Vidljivost je precej slaba (zrak je moten).

a) Maritimnega izvora posebej: vedno zelo vlažna, pogosti
so težki, nizki oblaki in megla, iz katere prši. Če potuje poleti
preko segretega kopnega, se njena svojstva približujejo svoj-
stvom polarnega zraka (mPk), t. j. opažamo močno konvek-
cijo, oblake tipa Cu, plohe in nevihte. Zanimivo je navesti,
da so jadralci dosegli skoraj vse pomembnejše rekorde na
daljavo vprav v tem zraku (mTw).

b) Kontinentalnega izvora posebej: ni vedno vlažna, vsaj
relativna vlaga je nizka (okrog 60 %).  Večinoma je brez obla¬
kov in megle. Nad segreto zemljo je poleti zelo suha, vroča in
brez oblakov.

3. Arktične zračne mase (A) prodrejo do nas zelo redko in
še to samo v trdi zimi. Na poti do nas že toliko menjajo last¬
nosti, da sličijo polarnim zračnim masam (P) in se tako tudi
obnašajo. So vedno hladne.

Iz vsega do sedaj navedenega lahko posnamemo to, kar je
za jadralca najvažnejše:

1. V naših krajih v glavnem lahko računamo z dvema vr¬
stama zračnih mas: s toplimi in hladnimi. Ako ne upoštevamo
njihovih obmejnih področij, tako imenovanih front, ampak
njihova jedra, ugotovimo naslednje:

a) Topla zračna masa je stabilna, t. j. njen temperaturni
gradient po višini je majhen (do 0.8° C na 100 m višine), zato
v njej ne moremo pričakovati izdatne termike, ki jo še posebej
ovirajo razne nočne inverzije. Te se izgubljajo šele v poznih
dopoldanskih urah. Prav pogosto so take mase zelo vlažne in
takrat so možne tvorbe konvektivnih oblakov tipa Cb, ki
lahko dosežejo višino do 6000 m; v tem primeru je mogoče te
oblake izkoristiti za polete v večje višine.

29

b) Obratno je hladna zračna masa nestabilna, njen tempe¬
raturni gradient po višini je precej velik (0.6° do 1.2° na 100 m
višine), kar pospešuje konvekcijo — termiko. To se kaže v ob¬
likovanju oblakov Cu. Termika v taki zračni masi je v splošnem
dobra, nedostatek je samo v tem, da hladne zračne mase na¬
vadno nimajo izdatne višine. Zaradi močnih vertikalnih zračnih
tokov je ozračje zelo turbulentno, t. j. nemirno, kar je posledica
vrtincev, ki nastajajo pri mešanju zraka,

V vlažnih zračnih masah naletimo na razvite oblake tipa
Cu do Cb, v katerih morejo jadralci, ki so izšolani v letanju brez
vidljivosti, doseči lepe uspehe.

3. Pri tej priložnosti omenjam še eno vrsto zračnih mas, ki
so za jadralca pri nas tudi lahko važne; to* so indiferentne
zračne mase. 0 njih govorimo samo* na mestih njihovega izvora,
to je tam, kjer se je taka masa popolnoma prilagodila klimat¬
skim pogojem odnosnega področja. Take mase nahajamo v
naših krajih takrat, kadar vlada dalje časa režim visokega pri¬
tiska (anticiklon). Vzrok je v tem, da je zračni tlak na spodnji
meji stratosfere visok. Zaradi tega pritiska zrak od zgoraj na
spodnje plasti, od koder pa mora odtekati v področja z nižjim
zračnim tlakom (slika 13).

Posledica tega je, da se višina spodnjih plasti zmanjša (iz-
črtkana linija), pa ne izgine, temveč, ker je za take padajoče

Sl. 13

30

tokove značilno jasno nebo, se spodnje plasti zraka pod inver¬
zijo močno segrevajo, posebno poleti. Imamo primer podoben
primeru suhega, toplega zraka, to je: od tal se zrak hitro se¬
greje, pojavijo se obširna področja vertikalnih tokov. Tako
splošno labiliteto nam potem kažejo na meji inverzije dolgi
oblačni valjki (slika 14) z osjo v smeri vetra, pri nas navadno

smer /oda

v popoldanskih urah. Pod temi oblaki je termika vedno celo na
velike daljave uspešna.

31

Nad suho zemljo je večkrat precej težko odrediti značaj
zračne mase, ker nas motijo orografski in številni drugi vplivi.
Mnogo bolj pravilen je potek nad gladkimi morskimi površi¬
nami. Da bo poglavje bolj jasno, podajam še srednji vzdolžni
razpored zračnih mas in njihovih front od severnega tečaja do
ekvatorja na geografski dolžini 50° W (nekako sredina Atlant¬
skega oceana, — slika 15) v mesecu juliju.

IV. VPLIV TOPLOTE

Kakor za vso zemljo in življenje na njej, tako- je tudi za
vse pojave v naši atmosferi skoraj edini vir energije toplotna
energija, ki jo pošilja sonce na zemljo v ogromnih količinah.
Toplotna energija, ki jo dobiva zemlja od zvezd, je tako ne¬
znatna, da sploh ne odloča, medtem ko je energija, ki jo pre¬
jema zemlja od meseca, sposobna, da poviša efektivno tem¬
peraturo zemlje za 1/2000°C. Tok toplotne energije iz notra¬
njosti naše zemlje pa bi mogel povišati temperaturo zemelj¬
ske površine za 0.1°C. Praktično pa tudi s to vrednostjo ne
moremo računati; preostane nam le dovedena sončna, energija.

Od sončnih žarkov, ki dospejo' do- gornje meje naše atmo¬
sfere, se jih del vrača neizkoriščen (reflektiranj v vsemirje,
ostanek pa prodre skoraj neovirano- skozi zračne plasti vse do
• zemeljske površine. Med potjo skozi atmosfero- se majhen del
te energije izgubi kot difuzna svetloba — odbijanje žarkov na
oblakih in čvrstih telescih, ki plavajo v zraku.

Kratkovalovni sončni svetlobni žarki se na zemlji pretvar¬
jajo v dolgovalovne toplotne, ki jih potem zemeljska skorja
vrača v zrak in ga s tem segreva. Približno 14 %  sončne ener¬
gije, ki dospe do.zemlje, se na ta način uporabi za segrevanje
zraka.

Nekatera telesa so dobri prevodniki toplote, t. j. valovanje
oziroma gibanje njihovih molekul se presaja zelo hitro, druga
pa, kjer se to- vrši počasi, imenujemo- slabe prevodnike ali
celo toplotne izolatorje. Energijo gibanja — valovanja, ki jo
telo sprejema po- izžarevanju, sprejme površina z enako inten¬
ziteto, pa naj bo telo- do-ber ali slab prevodnik toplote; pri
dobrih preide ta energija kmalu v notranjost telesa, pri slabih

32

pa se površina nesorazmerno močno segreje, v notranjosti pa
ostane temperatura skoraj neizpremenjena.

Telo z visoko površinsko temperaturo to toplotno energijo
zelo hitro zopet oddaja in se tako ohlaja, ker v svoji notranjosti
nima skoraj nobene rezerve. Pri dobrih prevodnikih se ohla¬
jevanje zaradi večje notranje zaloge vrši počasneje.

Toplotna energija se prenaša v soseščino ali z drugimi
besedami: telo izžareva sorazmerno svojemu toplotnemu stanju
toploto v svojo okolico. Po Stefan-Bolzmannovem zakonu je:

Q = s.T 4

3

33

kjer je T absolutna temperatura po K°, s je stalnica v vred¬
nosti 1.37 x 10- 12  kal. cin— 2 . sek- 1 . grad- 4 , Q pa količina to¬
plotne energije, ki jo 1 cm 2  površine telesa izžari v eni sekundi
pri določeni temperaturi T. Iz tega vidimo:

Da je pri višji površinski temperaturi tudi izžarjena
toplotna energija višja in to v razmerju s četrto potenco abso¬
lutne temperature, ali čim toplejše je teto, tem hitreje pada
njegova temperatura.

Dovedeno toplotno (sevalno) energijo popolnoma absorbi¬
rajo samo docela črna telesa, ostala jo pa več ali manj odbijajo.
Skoraj popolnoma jo odbijajo bela telesa.

Kako je to na zemeljski površini?

Zemeljska površina se segreva kadar sije sonce. Dovedena
energija služi za segrevanje zemlje same, del energije je
reflektiran, del pa se porabi za izhlapevanje talne vode. Ravno
ta je precej velik in znaša na peščenem zemljišču do 25 %,  na
močvirnatem celo preko 60°/» od celokupne prejete energije.

Sl. 17

34

To opažamo posebno po tem, da se tla pri močni rosi ali ako
so mokra, dopoldne zelo počasi segrevajo. Približen odnos nam
pokaže slika 16.

Suha zemlja se segreva predvsem na površini in to hitro
ter močno, vodna površina in mokra tla pa zelo počasi, ker
prodirajo sončni žarki v notranjost, kjer se prejeta energija
zbira in od koder se, ko preneha dovod, zopet vrača v zrak.
Lep primer imamo na Sibirskih stepah, kjer znaša razlika
med letom in zimo preko 70° C, na Atlantskem oceanu pa le
kakih 15—20° C.

Temperatura tal ni vedno enaka; v srednji vrednosti je
poleti višja kot pozimi, poleg tega ima pa še svoje dnevno
nihanje. Nekako podobno je tudi stanje v zraku, vsaj v onem
najnižjem sloju, ki se dotika zemlje. Po podatkih za Berlin
ima to dnevno nihanje v mesecu juliju obliko, kakor jo
kaže sl. 17.

Za naše kraje nimam zanesljivih srednjih vrednosti, zato
podajam samo termogram za jasen, sončen dan (26. julij 1945)
v Ljubljani (slika 19). Ker velja ta termogram samo za en dan,
je amplituda precej velika.

Iz obeh slik vidimo, da je najnižja temperatura zraka ob
sončnem vzhodu, nato dopoldne hitro raste, dokler v prvih
popoldanskih urah ne doseže najvišje vrednosti in potem za¬
radi izžarevanja zopet pada vse do sončnega vzhoda. Potek
temperaturne krivulje pri oblačnem nebu ni tako izrazit, ker
odpade direktno segrevanje in izžarevanje.

Čim močneje se čez dan segreje zemeljska površina, tem
hitreje in močneje se ponoči ohladi (Sahara). Tudi glede na
vrsto tal pri sicer istih okoliščinah opažamo različne tempe¬
rature. Tu sledi nekaj podatkov po Georgiiu za 13. uro.

Pozornost vzbuja
vpliv gozdnega terena,
ko je v obeh primerih
temperatura tal pri ja¬
snem vremenu nižja od
temperature pri oblač¬
nem vremenu.

Temperaturo zraka
merimo z živosrebrni-
mi (včasih alkoholnimi)
termometri v senci
(vremenski hišici) in
na višini 2 m nad zem-
liščem. V meteorolo¬
ški službi uporabljamo
skupino štirih termo¬
metrov (slika 18). Od
teh nam rabi pokonč¬
ni levi (T) kot navad¬
ni termometer za zrak,
oba ležeča za merjenje
maksimalne (Ma) in
minimalne (Mi) tempe¬
rature. Desni pokončni
termometer (F) upo¬
rabljamo za ugotavlja¬
nje relativne vlage.

Namesto tekočinskih
termometrov uporab¬
ljamo, posebno na leta¬
lih, kovinske termome¬
tre, prav tako pa tudi
pri registrirnih pri-
Sl. t8 pravah, ki jih imenuje¬

mo termografe (sl. 20).
Zrak nad segreto zemeljsko površino je sicer slab prevod¬
nik toplote, vendar se po dotiku z zemeljsko površino segreva
in to precej močno; opazili pa bomo že na majhni višini nad

tlemi, da to segrevanje ni več intenzivno. Toplotni gradienti

po višini so v najnižjem sloju do 1 m večkrat zelo veliki, zna-

36

šajo v skrajnih primerih celo do 500° C na 100 m. Po podatkih
R. Geigerja kaže gibanje temperature v najnižjih zračnih plasteh

v srednji vredno¬
sti opoldne potek
(grafično) po sli¬
ki 21.

Že večkrat je
bilo z merjen¬
jem ugotovljeno,
da znašajo tem¬
perature tal pri
mirnem in jas¬
nem vremenu, ko
se temperatura
Sl. 20 zraka v vremen¬

ski hišici (2 m vi¬
šine) giblje med 25° C in 30° C, celo več kot 70° C. Že slabi
vetrovi te razlike občutno zmanjšajo (mešanje — turbulenca).

37

Na tak način se zbe¬
re v najnižjih zračnih
plasteh ogromna toplot¬
na energija, za katero
je potreben samo ne¬
znaten zunanji impulz,
da pride do sprožitve,
to je, da se poruši pri¬
silno termično ravno¬
težje.

S pogojem, da osta¬
ne zračni tlak neizpre-
menjen, opazimo, da
postaja zrak, ki se se¬
greva, redkejši. To mo¬
remo izraziti takole:

Tu je q  gostota zraka (v kg na m’), T je temperatura zraka
po skali T = 273° + t°C, b je v prvem izrazu podan v mm, v
drugem pa v mb zračnega tlaka.

Iz navedenih izrazov sledi, da se mora pri zvišanju tempe¬
rature T zmanjšati gostota zraka. Zrak postane redkejši, torej
lažji; zato ga bo zrak v soseščini, ki ni pretrpel take spre¬
membe, je torej gostejši, poizkušal izpodriniti, t. j. dvigniti,
sam pa bo zasedel njegovo mesto.

Za primer navajam, da tehta 1 kubični meter zraka pri
b = 760 mm (= 1013 mb) in temperaturi T = 273° C še 1.293 kg,
pri istem zračnem tlaku in temperaturi T = 300° ( = 27° C) pa
samo 1.178 kg.

Omenil sem že, da je v segretem zraku nakopičena ogromna
toplotna energija, ki jo je mogoče spremeniti v energijo druge

ali

p = 0.345 X —
T

38

vrste: kinetično, potencialno itd., vendar je za to potreben neki
zunanji vpliv — začetni impulz. Takih zunanjih vplivov, ki
dovedejo do sprožitve — iušenja prisilnega ravnotežja segre¬
tega zraka, je v naravi precej. Na nagnjenem svetu se more
zgoditi, da začne segreti zrak drseti navzgor in se dvigati brez
zunanjega vpliva.

Segreti zrak se prične dvigati v obliki večjih ali manjših
mehurjev ali pa v obliki stebrov, tako imenovanih kaminov,
t. j. opraviti imamo s čisto termiko.

F. POJAVI V SUHEM ZRAKU
a) Stanje atmosfere

Vemo, da gostota zraka in obenem tudi njegova temperatura
z višino padata. Oboje je v zvezi z zračnim tlakom po izrazu

p X v = R x T

(p je zračni tlak, v je prostornina, R je plinska stalnica in T
je temperatura zraka). Prostornina v je obratno sorazmerna
gostoti Q.

Da stvar ne bo preveč zamotana, naj na kratko povem, da
temperatura zraka v splošnem z višino pada in da je normalni
padec temperature v prosti atmosferi 0.3“ do 1.2° C na 100 m
višine. Zračni tlak pa pada z višino, tako da ima na višini
5000 m samo V 2  in na 10.000 m samo še okroglo /  svoje vred¬
nosti na morski gladini.

Neka količina suhega zraka je v ravnotežnem položaju,
kadar ima isto težo ali kar je pri normalnih razmerah isto,
kadar ima enako temperaturo kot njegova okolica.

V atmosferi kakor povsod na naši zemlji vlada trdi in ne¬
izprosni zakon ravnotežja, t. j. vsaka količina zraka, ki je
zaradi svojega momentanega stanja prišla iz ravnotežja, se bo
morala gibati v odrejeni smeri, dokler ne bo dosegla ravno¬
težja ali pa vsaj oscilirala okrog njega. Zrak, ki je glede
na svojo okolico preveč segret, ima tendenco dviganja, zrak
pa, ki je preveč hladen, tendenco padanja.

Kljub temu naša atmosfera ni uravnotežena: na enem mestu
zasledimo pad temperature (= toplotni gradient) 0n° C na
100 m višine, drugje zopet kar 1°C ali še več na 100 m. Tudi

39

časovno to stanje ni vedno enako. Naslednja tablica nam po¬
daja srednje vrednosti takega gradienta v naših krajih za vsak
mesec posebej.

Srednji toplotni gradient po višini

Že takoj na prvi pogled opazimo, da so gradienti najmanjši
pozimi in največji v maju, odnosno spomladi, ko se pri raz-

40

meroma hladnem zraku že občutno opaža vpliv sonca na segre¬
vanje zemeljske površine.

Prav tako 1  opažamo temperaturne razlike*, ki so včasih
zelo velike, tudi v vodoravni smeri. Da moremo točno ugotoviti
stanje atmosfere, se poslužujemo podatkov, ki jih dobivamo
dnevno' s pomočjo meteorografov (montiranih na letalih, zma¬
jih ali balonih) od vseh večjih meteoroloških postaj. Te podatke
(temperaturo, zračni tlak in vlago) vnašamo v razne diagrame,
ki nam nazorno kažejo, kakšno je stanje atmosfere na raznih
višinah. Poenostavljen diagram je takle (slika 22):

41

Pri tej priložnosti je treba razjasniti nekaj pojmov:

1. Če vzamemo odrejeno količino suhega zraka, ga toplotno
izoliramo in dvigujemo, ali kar je isto, če ta zrak zapremo in
mu znižujemo tlak, bomo opazili, da se ohlaja točno za 1°C
na vsakih 100 m višine. Tak toplotni gradient imenujemo suho-
adiabatski, črto pa, ki ga na diagramu predstavlja, suho
adiabato.

Isto velja za vlažen zrak. Če namreč z vlago nasičen zrak
(relativna vlaga f = 100%) podvržemo istemu postopku, opa¬
zimo, da se na vsakih 100 m višine ohladi za nekaj manj, t. j.
okroglo za 0.6° C na 100 m. Ta gradient imenujemo vlažno-
adiabatski, črto na diagramu torej vlažno adiabato.

Naj še omenim, da smatramo, da je zrak suh vse dotlej,
dokler ni nasičen z vlago, t. j. dokler njegova relativna vlaga
ne znaša 100%.

2. V atmosferi naletimo včasih na plasti, v katerih tem¬
peratura z višino ne pada, ampak je stalna; take plasti ime¬
nujemo izotermije. Na diagramu jih označujemo z vertikalno
črto.

3. Zelo pogosto nahajamo plasti, v katerih temperatura z
višino celo raste. Imenujemo jih inverzije. Na diagramih jih
prepoznamo po črtah, ki imajo 1  smer v desno od vertikale.

4. Obrazce, v katere vnašamo podatke meteorografov, ime¬
nujemo adiabatske papirje. Meteorologi jih uporabljajo' več
vrst, pač take, ki postavljenim zahtevam in sistemom najbolj
ustrezajo'.

5. Glede na take razlike v temperaturnem gradientu lo¬
čimo v meteorologiji tri značilna stanja zračnih mas: stabilno,
indiferentno in labilno.

V stabilnem stanju ravnotežja je zračna masa, če je njen
toplotni gradient manjši od adiabatskega. če torej tak zrak
dvignemo ali spustimo, se bo ohlajal ali segreval po eni od
adiabat, t. j. dospel bo v nov položaj, hladnejši, odnosno
toplejši od svoje okolice. Tu ne bo našel ravnotežne lege,
ampak se bo poizkušal vrniti nazaj v izhodni položaj, kjer
je prvotno bil v ravnotežju. Take zračne mase so stabilne
(slika 23).

V položaj B pride količina zraka A v našem primeru za
cca 4° C pretopla; v položaj C pa za cca 4° C prehladna od
svoje okolice na teh višinah.

42

Tako se obnašajo predvsem tople zračne mase, katerih
karakteristike (značilnosti) še enkrat ponavljam: majhen tem¬
peraturni gradient, izotermije in inverzije. Termika v takih
masah, v kolikor sploh pride do izraza, je nestalna — dušena.

V indiferentnem stanju ravnotežja je zračna masa, če je
njen temperaturni gradient enak adiabatskemu. Kamor koli
torej premestimo zračni delec, povsod bo v novem položaju
uravnotežen. Semkaj spadajo bolj hladne kot tople zračne
mase, slednje samo na mestih svojega izvora.

V labilnem ravnotežju je zračna masa z gradientom večjim
od adiabatskega. To lastnost imajo predvsem hladne zračne
mase — sicer bolj redko — in to v poletnem času, ob vdorih
hladnega zraka v Evropo. Primer nazorno podaja slika 24.

Zračni delec A se bo pri dvigu do C, oziroma spuščanju
do B manj ohladil (za EC), oziroma manj segrel (za BD) kot

43

zahteva njegova nova okolica in s tem povečal tendenco gi¬
banja v tej smeri.

Kaj vidimo na diagramu stanja (sl. 22)?

1. Črta a predstavlja relativno vlago v % za odnosno zračno
plast po skali v levem dolnjem robu, črta b pa stvarno stanje
temperature po višini.

2. Od zemeljske površine do višine 700 m imamo opraviti
s plastjo zraka, ki se je preveč ohladila (n. pr. ponoči pri
jasnem vremenu ali zaradi dotoka hladnega zraka s planin —
Bohinj). Ta plast ima pri zemlji temperaturo 10° C, na višini
700 m pa višjo, t. j. 15° C. V tem primeru imamo opravka z
inverzijo (= temperaturni obrat).

Od 700 m do 1400 m temperatura zraka enakomerno pada
in sicer za nekaj manj kot 1° C na 100 m višine. Tako stanje

44

imenujemo podadiabatsko; zračna plast pa je stabilna, ker bi
se zrak v njej (če ne bi bilo izgub, kakor trenje itd.), če bi
ga po suhi adiabati pomaknili iz njegovega ravnotežja, vrnil
na staro mesto. Obratno pa bi nadadiabatsko stanje, ki sem
ga na diagramu predstavil s črticami, označevalo nestabilno
zračno plast: pod istimi pogoji bi se zrak, vzet iz ravnotežnega
položaja, ne vrnil več, ampak bi nadaljeval svojo pot pospe¬
šeno v isti smeri naprej.

Na višini med 1400 m in 1800 m imamo sloj zraka, pri ka¬
terem se temperatura z višino ne menja. To je izotermija.

Od 1800 do 2600 m pade temperatura zraka za 1° C na
100 m; ima torej suhoadiabatski gradient, njegovo stanje pa
je indiferentno, t. j. kamor koli ga dvignemo ali spustimo,
sledeč suhi adiabati, bo v ravnotežju s svojo okolico.

Na 2600 m nam pokaže krivulja vlage a, da je zrak z vlago
nasičen, t. j. njegova relativna vlaga znaša 100%. Od tod dalje
nimamo več opravka s suhim zrakom, pač pa z vlažnim; za
stanje ravnotežja bo od tu dalje odločilna vlažna adiabata.
Padec temperature med 2600 in 3700 m je točno vlažnoadia-
batski; vsak zračni delec bo torej podobno kot prej (med 1800
in 2600 m) v vsakem novem položaju uravnotežen glede na
svojo okolico. Vlažna adiabata ni ravna črta, ker je pri nižji
temperaturi v zraku manj vlage, pa se tam približuje suhi
adiabati.

Iz takega diagrama, ki ga moramo prej še obdelati, izvemo
čisto točno, s kakšnim zrakom imamo opraviti in kako, ozi¬
roma kje njegovo energijo — predvsem vertikalne tokove —
lahko izkoristimo.

b) Sprememba temperature v zraku, ki se dviga

V prejšnjem poglavju sem opisal, kako izvemo, kakšno je
trenutno stanje atmosfere; zanima nas pa še, kako se obnaša
zrak, ki se mora zaradi neuravnoteženega stanja dvigati ali
spuščati. Sprožitev, povod za ta proces, pustimo še ob strani.

Zrak, ki ima za to določene pogoje, se bo dvigal po suhi
adiabati, t. j. ohlajeval se bo za 1° C na vsakih 100 m višine
vse dotlej, dokler ne doseže višine, na kateri bo njegova tem¬
peratura že tako nizka, da bo glede na vlago, katero nosi s
seboj, postal nasičen, t. j. ko bo njegova relativna vlaga f

45

znašala 100%. To višino imenujemo kondenzacijski nivo. Od
tam naprej se bo zrak ohlajal po vlažni adiabati, torej po¬
časneje, obenem bo pa izločil vso vlago, kolikor je bo imel
odveč.

Vzemimo n. pr. 1 m 3  zraka pri normalnem zračnem tlaku
p = 760 mm (=1013mb), temperaturi t=+20°C;  pri mer¬
jenju pa smo ugotovili, da je imel pri zemlji relativno vlago
f = 60%. Zrak je glede na svojo okolico pretopel, torej tudi
preredek in se zato mora dvigati. Kako se bo obnašal (sl. 25) ?

Vemo, da bo ta količina zraka približno na 1000 m višine
dosegla stanje nasičenosti. Tam bo njegova temperatura zna¬
šala še t = + 10° C. Od tu dalje se bo zrak ohlajal po vlažni
adiabati, tako da bo imel na višini 2000 m še t = + 4° C. Ta
njegova pot (od kondenzacijskega nivoja h = 1000 m naprej)
bo za nas vidna, ker bo izločal del vlage v obliki drobnih vod¬
nih kapljic (oblak).

Dviganje zraka se bo nadaljevalo vse dotlej, dokler na
svoji poti ne pride do sebi enake okolice ali pa dokler na poti
ne zadene na take ovire (inverzije, trenje), da njegova ener¬
gija ne bo več zadostovala, da bi nadaljeval pot.

Za vlažni, t. j. nasičeni zrak velja v glavnem isto, kar je
rečeno za suhi zrak, le da se ohlaja z višiino po vlažni adiabati,
ki ima svojo srednjo vrednost 0.6° C na 100 m.

46

Pri spuščanju zraka je potek obraten. Zrak se adiabatsko
segreva, pri tem pa pada njegova relativna vlaga.

Labilitetno energijo zračne mase, ki se more spremeniti
v vertikalne zračne tokove, dobimo iz krivulje stanja atmosfere.
S pomočjo teh krivulj jo lahko izračunamo in obenem ugoto¬
vimo, na kakšni višini in v kakšni meri so dani pogoji za upo¬
rabne vertikalne tokove.

VI. VLAGA V ZRAKU
a) Splošno

Zrak ni nikdar popolnoma suh, vedno bomo našli v njem
večjo ali manjšo količino vodne pare. Vodna para ima zelo
važno vlogo v naši atmosferi, v kateri more zavzemati do 4 %
prostornine. Nahajamo jo v nevidni obliki popolnoma pome¬
šano z zrakom in v vidni, kot so vodne kapljice in ledene iglice,
ki jih opažamo kot meglo, oblake ali padavine.

Vlago v zraku moremo> meriti na več načinov. Glede na
lastnost zraka, da pri višji temperaturi lahko sprejema več
vlage, a da jo pri tem še ne mora izločati, t. j., da ostane za
naše oči nevidna, je v splošnem osvojen način merjenja rela¬
tivne vlage s skalo v %.  Ugotavljamo torej, da je v zraku X %
tiste količine vlage, ki bi jo ta zrak imel pri vladajoči tempe¬
raturi, če bi bil nasičen.

Kot primer navajam nasičenost zraka (E) v gr/m 3  za nekaj
temperatur t pri normalnem zračnem tlaku p = 760 mm
(= 1013 mb):

Temperatura

Teža vodene pare

t = —20° C
t = —10° C
t = 0»C

t = +10° c

t = +20° C
t = +30° C
t = +40° C

nasičenost nastopa
nasičenost nastopa
nasičenost nastopa
nasičenost nastopa
nasičenost nastopa
nasičenost nastopa
nasičenost nastopa

z

z

z

z

z

z

z

47

Procentualno relativno vlago dobimo z in¬
strumenti (higrometri, psihrometri). Higro-
metri temeljijo na lastnosti razmaščenih žen¬
skih las, ki se pri spremembi vlage zdaljšu-
jejo in skrajšujejo. Psihometri (slika 26) pa
so sestavljeni iz dveh enakih termometrov, od
katerih je eden spodaj ovit z mokro museli-
novo krpico. Oba rezervoarja teh termometrov
sta vgrajena v zaščitni cevki (C), ki sta spodaj
odprti, zgoraj pa podaljšani do ventilatorja
(V), ki skrbi za redno izmenjavo zraka. Pri
psihrometrih, kjer dobimo razliko med »su¬
him« in »mokrim« termometrom, uporabljamo
navadno posebne tablice, zadostuje pa že na¬
slednji diagram (slika 27), kjer so v vodoravni
smeri nanesene temperature suhega termo¬
metra, krive črte pa označujejo razliko' med
suhim in mokrim termometrom (t t  — t 2 ). Iz
teh dveh vrednosti dobimo na strani ustreza¬
jočo relativno' vlago v %.

Primer: Suhi termometer je pokazal t’ =
+ 20° C, mokri t” = + 15° C, razlika znaša to¬
rej 5°. Dobimo točko P z relativno vlago
f = 53%.

Za tekoča opazovanja rabimo tudi tu regi¬
strirne priprave, ki jih imenujemo higro-
grafe (slika 28). Pri C je pritrjen snopič las.
Njihovo raztezanje se preko prenosa S pre¬
naša na pero, ki piše na bobniču T. Pokrov K
je za zaščito las.

Sl. 26

Temperaturo in vlago na višinah dobimo z meteorografom;
to je skupina, ki sestoji iz barografa, termografa in higrografa.
Vsi instrumenti so pokriti navadno s kovinskim ali celuloidnim
plaščem. Slika 29 predstavlja gornji in slika 30 spodnji del
meteorografa tipa Wigand-Koppe z odstranjenim plaščem.
Oznake na slikah predstavljajo: G valj, na katerega napnemo
počrnjen papir (U); W je mehanizem za pogon valja (podoben
uri); D je aneroid, H je higrometer v zračni cevi (L); A je
prenos za aneroid (D); S je pero, ki beleži podatke aneroida;

48

S j j e pero termografa, ki je montiran sredi zaprtega dela B;
S 2  je pero higrometra; F priprava za aktiviranje in V ležaj
za valj G.

4

49

suhi termometer kaže

K

Sl. 28

Sl. 29

Meteorografe moremo pričvrstiti na balon, napolnjen z vo¬
dikom, ki na večji višini poči, meteorograf pa se, viseč na
padalu, spušča nazaj na zemljo. Ta postopek je dolgotrajen in
za današnje razmere ni več primeren. Zato takim meteoro-
grafom dodajamo majhen radijski oddajnik, ki po ključu in

50

tekoče sporoča podatke o stanju
zračnega _ tlaka, temperature in
vlage na višinah. Take kombina¬
cije imenujemo radiosonde. V ne¬
katerih državah uporabljajo po¬
sebno opremljena letala, sposob¬
na za letenje tudi pri slabem
vremenu. En član posadke je
specializiran meteorolog, letalo
pa nosi s seboj poleg meteoro-
grafa še druge priprave, potrebne
za opazovanje meteoroloških ele¬
mentov. Montažo meteorografa
Wigand-Koppe na letalu prika¬
zuje slika 31.

Relativna vlaga se med dne¬
vom, če ni posebnih drugih vzro¬
kov, menja. Krivulja njene spre¬
membe je usmerjena točno obrat¬
no poteku toplotne krivulje. Tako
je relativna vlaga najvišja po
polnoči in najnižja okrog poldne,
ko je temperatura najvišja.

Za izhlapevanje vode je v na¬
ravi potrebno mnogo energije.
Da preide 1 g vode iz tekočega
v plinsko stanje, je potrebnih 607
Sl. 30 kalorij. Ta toplota je deloma od¬

vzeta zraku, deloma zemeljski
površini, spravljena pa ostane v
zraku in se kot latentna toplota pojavlja zopet pri obratnem
procesu, ko se vodna para izloča iz zraka. Kondenzacija je
obratni proces od vrenja. Pri vrenju ali kar je bistveno isto,
pri hlapen ju, dovajamo vodi toplotno energijo, pri konden¬
zaciji pa postaja ta zopet prosta.

Na tem mestu nas zanima predvsem potek izločanja vode
iz nasičenega zraka. Nasičenje zraka nastopa navadno z ohla¬
jevanjem in to večinoma po enem naslednjih načinov:

a) Pri dviganju v višino se zrak ohlaja po suhi adiabati

51

SI. 51

za 1° C na 100 m višine. Od kondenzacijskega nivoja dalje se
ohlaja po vlažni adiabati.

b) Pri horizontalnem pomikanju iz toplejših v hladnejše
kraje se zrak spotoma ohlaja na zemeljski površini.

c) Z mešanjem dveh ali več vrst različno segretega zraka.

V prvem primeru dobimo oblake ali visoko meglo, even-
tuelno' padavine, v drugem in tretjem pa v glavnem meglo in
le včasih oblake.

V prvem primeru se zrak dviga in ohlaja tako- dolgo, da
dobi temperaturo, pri kateri je glede na začetno vlago postal

52

nasičen, t. j. njegova relativna vlaga dobi vrednost 100 %■
Pravimo, da je zrak dospel do kondenzacijskega nivoja. Zrak
se dviga dalje in se seveda ohlaja še naprej. Ker pa je že v
takem stanju, da nikakor ne more zadržati vse vlage v sebi,
jo začne postopoma izločevati v obliki prav majhnih vodnih
kapljic. Pri tem se sprošča latentna toplota (607 kal. za 1 g
vodne pare), ki segreva zrak. Imamo torej dvoje: zrak bi se
moral po eni strani zaradi dviganja ohlajati za 1°C na 100 m
višine, z druge strani pa se istočasno segreva za vrednost la¬
tentne toplote izločene vodne pare. Učinek je ta, da se zrak
stvarno ne bo več ohlajal za 1° C na 100 m višine, pač pa za
nekaj manj. To ohlajevanje je izraženo v vlažni adiabati.

Ker se pri nižjih temperaturah izloča manj vlage kot pri
višjih, je tudi sproščena latentna toplota manjša in vlažno-
adiabatski gradient dobiva večjo vrednost, dokler se končno pri
zelo nizkih temperaturah praktično ne izenači s suho* adiabato.
Zaradi orientacije navajam nekoliko podatkov za vrednosti
vlažnoadiabatskega gradienta pri raznih temperaturah:

grad. 0.91 0.86 0.75 0.62 0.54 0.44 0.37° C za 100 m

t _30« —20° —10° 0° +10° +20° +30°

Sproščena kondenzacijska toplota krepi vertikalne tokove v
oblaku; oblak vertikalnega razvoja n. pr. »vleče«, vendar ne
vsak, ker oblaki, pri katerih je kondenzacijski proces že do¬
končan, niso več aktivni.

Pri tej priložnosti omenjam še tako imenovano 0°— izo-
termo, t. j. višino*, na kateri doseže zrak temperaturo 0°. Na
njo opozarjam, letalce predvsem zaradi tega, ker obstaja v njeni
bližini največja nevarnost zaleditve letala in instrumentov.
Pri instrumentih je pomniti: dokler so v redu, kažejo normalno
•n so zelo občutljivi (oscilacije), malo pred zaieditvijo so
»dušeni«, ko se zaledijo, obstanejo vsi kazalci na 0.

b) Vodne kapljice

Pretvarjanje vodne pare v vidno obliko, v vodne kapljice,
zahteva poleg 100 odstotne nasičenosti še en pogoj, namreč
prisotnost čvrstih higroskopskih telesc (prah, saje, solni kri¬
stalčki itd.), ki jih imenujemo kondenzacijska jedra. Šele na
teh jedrih se vodna para lahko spremeni v vodne kapljice. Te

53

kapljice privlačuje k zemlji sila teže (težnost, gravitacija) in
zato padajo '— sorazmerno svoji velikosti. Tu nekaj podatkov:

premer 0 hitrost padanja
vodnih kapljic

0.005 mm še lebdijo v zraku. Zelo’ pogosto pa opažamo, da tudi
večje kapljice ne padajo, celo dvigujejo' se. Ta pojav je rezul¬
tanta vpliva sile teže in vertikalnih tokov v oblakih. Če so
vertikalni tokovi močnejši od 8m/sek., ne bo nobena vodna
kapljica navedenih dimenzij več padla iz oblaka, ampak bo v
rezultanti sledila vertikalnemu toku. Da je res tako, se lahko
prepričamo', če presekamo zrno toče (ki je
prvotno bilo ledeni kristal ali snežinka),
pri katerem bomo videli več plasti; to do¬
kazuje, da je zrno večkrat potovalo v oblaku
navzgor in navzdol. Pri vsaki taki poti je
dobilo sloj ledu več.

V splošnem lahko rečemo, da so spodnji
deli oblakov bogatejši z vodo od gornjih;
prvič zaradi višjih temperatur, drugič za¬
radi dotoka vodnih kapljic od zgoraj.

Kadar so vodne kapljice, snežinke ali
ledena zrna pretežki, začno padati iz obla¬
kov. Letalca padavine sicer ovirajo, ne pred¬
stavljajo pa zanj — razen v posebnih pri¬
merih — resnih težav.

Sl. 32 Količino padavin merimo na meteoro¬

loških postajah dvakrat dnevno, in to ob
7. uri zjutraj količino padavin, ki je padla čez noč, ob 19. uri
pa količino, ki je padla čez dan. Poročila oddajamo z navedbo
višine padavin v mm, podatke pa dobivamo od dežjemernih
priprav, ki jih imenujemo ombrometre (slika 32) in ombrografe.

54

c) Oblaki

Z izločanjem vlage stopa vodna para v vidno fazo, ki jo na
višinah imenujemo s splošnim imenom oblak. Glede na način,
kako nastajajo oblaki, kakšne so njihove oblike in kaj se v
njih dogaja, jih ločimo v več vrst, od katerih ima vsak po med¬
narodnem dogovoru točno določeno ime. Podajam najvažnejše
v dveh glavnih skupinah:

a) oblaki lepega vremena
Cc cirokumulus

Ac altokumulus
Sc stratokumulus in megla
Cu kumulus

b) oblaki slabega vremena
Ci cirus

Cs cirostratus
As altostratus
St stratus
Ns nimbostratus
Cb Kumulonimbus

Njihovo srednjo višino in približno obliko nazorno kaže
slika 33.

Ta razdelitev oblakov sicer ni praktična za naše namene,
je pa primerna, ker že sam pogled na vremensko (sinoptično)
karto omogoča izvežbanemu opazovalcu oceno vremenske situ¬
acije. Za jadralčeve potrebe bomo oblake delili drugače:

a) Oblaki, ki niso lokalnega izvora in od katerih jadralec
ne more pričakovati pomoči. To so predvsem oblaki tipa Ci
in Ac, dalje vse vrste oblakov St razen Sc.

b) Oblaki mešanja (turbulence) na mejah med različnimi
zračnimi plastmi. V jadralnem športu so praktično tudi ti brez
pomena.

c) Oblaki vertikalnega razvoja, ki je pod njimi in tudi v
njih mogoče uspešno jadranje; to so oblaki tipa Cu, Sc in Cb,
vštevši čelne oblake na hladni fronti.

Oglejmo si te oblake bolj od blizu:

a) Ci-oblaki (slika 34) so visoki, peresni oblaki najraz¬
ličnejših oblik, v glavnem pramenasti in tanki. Njihova struk¬
tura je igličasta — ledena. Opažamo jih na višinah od 7000
do 9000 m. Potujejo v glavnem v smeri W-E in so znanilci

55

Sl- 34. Ci-oblak; značilna so vlakna (T, 4) in zakrivljene pahljače
(G, g).

SI. 35. Cs-oblak, sestavljen iz pasov (1—8); vidna je valovita struk¬
tura pri F.

Sl. 36. Cc-oblak, valovita oblika (O in R), posebno značilna pri Ki;
skozi oblak se vidi jasno nebo pri L.

Sl. 5". Ac-oblak, valovanje RR in rr povzroča razkroj en ost: na ro¬
bovih (e) so oblike manjše. Ta vrsta oblakov naznačuje nag¬
njenost ozračja k nevihtam.

Sl. 38. As-oblak, sonce (S) prodira skozi mreno As. Pri F opažamo
nižje, raztrgane oblake tipa St.

Sl. 39. St-oblak; pri V opažamo še gornji greben hriba, pri F je
oblak raztrgan (močni zračni tokovi).

Sl. 40. Cu-oblak.

Sl. 41. A = razpadajoči Cu, B je Cu z dovršenim osnovnim raz¬
vojem in raste dalje v Cb, C = Cu z značilnim vrhom, D =
visoki Cs-oblaki.

Sl. 42. A = mladi aktivni Cu, B = Cu na višku razvoja, neuporabni,

C = Cu v razpadanju, neuporabni.

5

65

Sl. 43. Sc-oblak, izrazite so oblike pri G in Gi, ki so medsebojno
ločene s tanjšimi plastmi (I), pri B opažamo celo jasno nebo.

Sl. 44. C -oblak, A = ploha, B = vodoravna osno vica, ki predstav¬
lja kondenzacijski nivo, D = izrastki, značilni za. ledeno struk¬
turo oblaka, S = krona (vrh) oblaka, značilen za vodno struk¬
turo, C = slediovi Ci-cblakov.

B*

SI. 45. A = vrtinec na spodnji čelni strani oblaka, B = področje
močnih vertikalnih tokov, C = padavine hladne fronte.

slabega vremena. Sončili žarki prodirajo skoznje skoraj ne¬
ovirano; okrog meseca opažamo kolobar.

b) Nekoliko nižji (5000—7000 m) večinoma v zvezi s pred¬
njimi so oblaki Cs (slika 35), ki imajo v glavnem isto struk¬
turo, le da so kompaktnejši in debelejši. Sonce še prodira
skoznje, mesec dobi močan venec. Sledi poslabšanje vremena.

c) Tem podobni so oblaki Cc ali, kakor jim mi pravimo,
»ovčice«. Opažamo jih pri stabilnem vremenu na višinah okrog
6000 m, večkrat v toplem sektorju aktivnih ciklonov. Njihov
izgled nam podaja slika 36.

d) Nekoliko nižji (3000—5000 m) so Ac (slika 37), ki imajo
že vodeno strukturo. So precej debeli: samo skozi razpoke
(prepuste) še prodirajo sončni žarki.

e) Nadaljevanje Cs oblakov so na manjši višini (2000 do
4000 m) oblaki As (slika 38). To so oblaki večinoma vodene
strukture, neizrazitih oblik, velikih površin in so videti kot
nekak pokrivač, s katerim je pokrito nebo. Sonce se skoznje
komaj še vidi, mesec večinoma ne več.

f) Naslednji iz te skupine je oblak tipa St (slika 39), ki
predstavlja sivo, neizrazito oblačno maso, večinoma vodene
strukture, do 200 m debeline. Nahajamo ga na višinah od
200-2000 m. Iz njega zelo pogosto prši. V splošnem ima po¬
dobo visoke megle, ki ne seže do tal. Včasih je skozi tak
oblak mogoče opaziti odsev sonca ali meseca. Najpogosteje
ga opažamo v sestavu oblačnega sistema tople fronte.

g) Kot naslednjega omenjam Ns, ki je po svoji izgradnji
popolnoma podoben svojemu predniku St. Večinoma — razen
pozimi — je vodene strukture, videti je kot temna neizrazita
oblačna masa precejšnje debeline. Najdemo ga na višinah od
100 do Ci-nivoja (6000 m), večinoma tik pred toplo fronto. Iz
njega dežuje ali sneži. Tak dež nima obeležja nalivov ali
plohe, je pa izdaten, kakor pravijo naši kmetje. Zaradi velike
debeline (do 2000 m) so njegove spodnje plasti temne (sonce
ga ne prebija), njegova baza (osnovna ploskev) je večkrat
neizrazita.

h) Med oblaki vertikalnega razvoja je najvažnejši oblak
Cu (slika 40 in 41). To je lep, bel oblak, ki ima obliko cve¬
tače in ravno osnovico. Navadno ni sam; nebo je posuto z
njimi. Nastaja na višinah od 1000—2000 m kot posledica ver¬
tikalnih zračnih tokov. Njegova osnovica leži v kondenzacij-

69

skem nivoju dvigajočega se zraka. Višina takega oblaka je
do 500 m. Pod njim je vsaj v njegovi začetni razvojni fazi
vedno mogoče najti dobro termiko. V njem more jadralec brez
nevarnosti krožiti in se dvigati, s tem da izkorišča pojačane
vertikalne tokove v njegovi notranjosti. Ti oblaki so vedno
sestavljeni iz drobnih vodenih kapljic.

Slika 42 predstavlja skupino oblakov Cu, ki pa niso vsi
v isti razvojni fazi. Pod onimi, ki so označeni z A, to so mladi
kumulusi, je vzgornik dober; ne bomo ga pa našli pod onimi,
ki so označeni z B, ker so ti oblaki že končali svoj razvoj. Še
manj pa moremo pričakovati uporabne vertikalne tokove pod
oblaki, označenimi s C, ki že razpadajo, ker je prenehal dovod
energije z zemlje.

Pri močnejšem vetru imamo na nebu cele vrste takih
oblakov.

Sc (slika 43) so oblaki lepega vremena iste višine kot Cu,
tudi oblike so precej podobne, le da imajo veliko površino.
Za jadranje niso prikladni.

i) Oblaki Cb (slika 44) so oblaki tipa Cu velikega obsega.
To so razsežne grozeče oblačne mase. Opažamo jih v glavnem
ob poletnih toplotnih nevihtah. Njihova osnovica leži na vi¬
šinah okrog 1000 m, vrhovi pa segajo do višine 5000 m in še
više. Struktura je v spodnjem delu vodena, nad 0°-izotermo
pa mešana. Nastajajo v labilnih — hladnih zračnih masah,
kadar je zrak vlažen; zelo često se iz njih razvije oblak z
nevihto, t. j. s težko ploho — nalivom s točo ali brez nje.

Pod takimi oblaki imamo močne vertikalne tokove obeh
smeri, še močnejše pa v oblaku samem. Zračni tokovi pod
oblakom so dobro uporabni za jadralca, nevarni pa so tokovi
v oblaku, ker so premočni (njihova hitrost znaša v posameznih
primerih preko 20 m v sekundi) in neurejeni.

j) Čelni oblak hladne fronte (slika 45) je tudi tipa Cb,
samo da je včasih dolg po nekaj sto kilometrov, pač toliko,
kolikor je dolga fronta. Prerez skozi ta oblak nam podaja
slika 46.

Klin hladnega zraka pri zemlji izpodriva topli zrak in ga
nasilno dviga. Na višini kondenzacijskega nivoja se pojavi
oblačni valj, ki je v glavnem posledica trenja med zračnimi
tokovi raznih smeri. Za njim nastaja ogromna oblačna masa,
ki daje iz sebe močne nalive, spremljane z grmenjem. Po-

70

zimi imamo namesto nalivov snežne meteže. Pred čelnim
oblakom obstajajo vertikalni tokovi toplega zraka z močnim
vzgonom, na njegovem zadnjem delu pa padajoči hladni to¬
kovi, ki tudi niso slabi.

k) Omenjam še oblak »Moazagotk, ki je dvignil v jadral¬
nem svetu že toliko prahu.

Na več mestih se za orografskimi ovirami (gorski venci)
pri stalnem vetru pojavljajo vertikalna nihanja zraka, ki imajo
za posledico več ali manj stalne (= negibne) oblake tipa Cu
(fenski tip). Kolikor mi je znano, opažajo take oblake v oko¬
lici Sofije med Vitoša planino (2300 m) in Balkanom (1500 m).
Pri raziskovanju tega pojava s pilotnimi baloni so bili ugo¬
tovljeni na mestu zračni vrtinci, katerih navzgor usmerjena
vertikalna komponenta povzroča stoječe sploščene oblake.

Drugo tako mesto je okolica Grunaua (Nemčija) med Bo-
berkatzbachom in Riesengebirge. Približno situacijo pred¬
stavlja slika 47a. Tu se pri močnem vetru S in SW pojavi na

71

višini 2000 m stoječ, sploščen oblak, ki ga imenujejo doma¬
čini »Moazagotl«. Tak oblak lebdi nad dolino včasih po nekaj
dni in je samo posledica valovanja ali bolje rečeno; posledica
turbulence za visokim gorovjem. (Sl. 47.)

Jadralci, ki so jadrali pod tem oblakom, so ugotovili pod
njegovim južnim delom navzgor usmerjen vertikalni tok do
4m/sek jakosti, na njegovi severni strani pa prav tako močan
padajoči tok (črtkano).

72

Tudi pri nas so možni taki primeri. Sam sem nekako v maju
mesecu 1936. leta pri močnem vzhodniku opazil nad Solinom
med Moso-rom (1300 m) in Kozjakom (780 m) celo dva splo-
ščena oblaka slične vrste drugega nad drugim. Nižji je bil
v višini okrog 1300 m, gornji pa na 1600 do 1800 m. Opazil
sem ju okrog 14. ure popoldne in sta bila vidna do pozne noči.
Domačini pomnijo nekaj takih primerov, trdijo- samo, da dveh
takih oblakov drugega nad drugim še niso videli.

Večkrat moramo v raznih poročilih tudi navesti, koliko
oblakov je na nebu. Tudi klimatologi ja rabi take podatke. Zato
količino- oblačnosti označuj emo v desetinkah pokritega neba.
Če take podatke med seboj primerjamo, bomo- kaj kmalu

73

opazili, da je oblačnost največja popoldne, najmanjša pa okrog
polnoči.

d) Led v zraku

Tudi led je za jadralca večkrat velika ovira, da ne more
doseči tega, kar je sicer mogoče. Lahko je nevaren, zato nekaj
besed o tem.

Vodne kapljice v oblakih morejo doseči temperaturo do
—20° C, pri tem pa še vedno ohraniti tekočo strukturo. Ime¬
nujemo jih podhlajene vodne kapljice.

Nevarnost zaleditve letala obstaja povsod tam, kjer nale¬
timo na take podhlajene vodne kapljice. Najpogosteje se to
dogaja okrog 0°—izoterme, ker je pri tej temperaturi še
precej vlage v zraku. Pri temperaturah pod —20° C nevarnost
zaleditve ni velika zaradi majhne količine vlage in pa ker
prehaja pri tej temperaturi vodna para iz nevidnega v vidno
stanje že po sublimaciji, t. j. pretvarja se direktno v ledene
iglice, ki se letala prav slabo primejo. Odpiha jih zračni tok ob
nosilnih površinah letala.

Cim podhlajene vodne kapljice udarijo na čvrste dele le¬
tala, se potresejo in v hipu zledenijo. Posledica tega je ledena
skorja na krilih, trupu, krmilih in instrumentih. Nastopa ob¬
čutno povečanje teže letala, sprememba profilov, okvara brzi-
nomerov in instrumentov za smer in nagib (giro). Tudi motnje
na krmilih niso majhne.

Omenjam dva primera, ko je led posebno nevaren, t. j. v
oblakih ali megli pri temperaturi od —5° C do +4° C in pa v
dežju, ki pada skozi hladno zračno plast.

Oblak lepega vremena Cu ima poleti še na 4000 m pozitivno
temperaturo, v njem torej nevarnosti ledu v splošnem ni. Oblak
Cb (termični) seže mnogo više in ima navadno dovolj vlage.
Zelo težko mu je odrediti 0°—izotermo zaradi močnih verti¬
kalnih tokov v njegovi notranjosti. Termometer in higrometer
jadralca pravočasno opozorita na nevarnost. Cim termometer
pokaže temperaturo okrog 0°C pri visoki relativni vlagi in
čim opazi prve luske ledu, bo letalec skušal čimprej priti v
toplejše zračne plasti oziroma zapustiti oblak.

Na sliki 48 je grafično ponazorjeno stanje v termičnem
oblaku Cb.

74

V frontalnem oblaku Cb je stvar precej podobna. Ker pa
je ta navadno dolg in jadralec večinoma nima pravega pre¬
gleda, podajam za boljšo orientacijo še tega v preseku
(slika 49).

75

Prednji del oblaka je topel, zadnji je hladen; v prednjem
delu imamo predvsem vertikalne tokove navzgor, v zadnjem
pa padajoče. Letalec bo- iz takega oblaka bežal vedno na nje¬
govi prednji strani, ker tam vsaj malo pozna razmere, medtem
ko o zadnjem delu oblaka ne ve nič, niti ne, kakšna je njegova
razsežnost v globino. Edino, s čimer more računati, je dejstvo,
da bo na zadnji strani tega oblaka našel močne padajoče zračne
tokove.

Zaleditev v podhlajenem dežju nastopi največkrat v ob¬
močju tople fronte, kjer topli zrak s temperaturo nad 0°C drsi
nad zrakom s temperaturo pod 0°C. Tako stanje prikazuje
slika 50.

Hladni profrontalni zrak pod diskontinuitetno površino tople
fronte ima temperaturo pod 0° C, ki povzroča, da se deževne
kapljice ohladijo na enako temperaturo in zledenijo, čim padejo
na kako trdno- telo (letalo).

Sl. 50

Posebno intenzivno raste led, če so podhlajene vodne kap¬
ljice pomešane s snežinkami. Piloti motornih letal imajo s to
vrsto ledu pogosto težave, posebno ker se led zelo hitro na¬
bira na propelerju, od koder potem v kosih odpada in s tem
povzroča nevarne vibiacije v motornem sistemu. Zaradi vibra¬
cij mora pilot zmanjšati plin, s tem pa poveča nevarnost zale-
ditve razplinjača.

76

e) Megle

Večkrat bo letalec, posebno spomladi in v jeseni imel
opravka z meglo, ki more biti zanj zelo neprijetna, posebno pri
pristajanju, ker mu takrat občutno manjša vidljivost.

Kaj prav za prav razumemo pod pojmom »megla«?

Meglo tvorijo^ mikroskopsko majhne vodne kapljice, ki pri
visoki relativni vlagi plavajo v zraku. Zaradi njih je horizon¬
talna vidljivost zmanjšana pod 1 km. Pod določenimi pogoji
moremo take vodne kapljice celo videti. Večinoma, z izjemo
industrijskih področij, je megla belkaste barve.

Megle nastajajo prav tako kakor oblaki zaradi močnega ohla¬
jevanja vlažnega zraka in so navadno kratkotrajne. Glavni
vzroki nastanka sp:

a) Izhlapevanje deževnih kapljic, ki SO' toplejše od okol-
nega zraka (navadno na frontah).

b) Izhlapevanje vode nad vodnimi površinami (rečne in
jezerske megle pozimi).

c) Ohlajevanje vlažnega zraka pri dviganju na pobočjih
(visoke megle; opažamo jih pogosto na višinah nekaj sto me¬
trov, potem ko je prenehal dež).

d) Ohlajevanje zemljišča in zraka nad njim (jutranje megle).

e) Premikanje vlažnega in toplega zraka v hladnejša pod¬
ročja (advektivne megle pozimi v toplih sektorjih ciklonov).

f) Mešanje toplega in hladnega zraka med seboj, posebno
če ima topli zrak visoto relativno vlago.

Čim začne sonce močno pripekati, se segreva tudi zrak.
Vzporedno s tem začno razpadati megle, razen advektivnih, ki
morejo biti dolgotrajne (na Atlantiku celo po nekaj tednov)
in nastopajo pri oblačnem nebu in celo pri močnejšem vetru.
Debelina meglenih plasti znaša v naših krajih povprečno okrog
100 metrov.

V nekaterih krajih so megle, predvsem one pod d) zelo
pogoste. Posebno značilna je ta vrsta megle za ljubljansko kot¬
lino. Na srečo je ta tip megle kratkotrajen, navadno izgine že
pred 10. uro dopoldne.

V hribovitih predelih je večkrat težko ločiti meglo od obla¬
kov tipa St. Kar je za opazovalca v dolini oblak, bo za opazo¬
valca na hribu čisto navadna megla.

77

Pri slabši (redkejši) megli vidimo zelo pogosto nad seboj
jasno nebo (tudi sonce in mesec), letalec pa vidi čisto razločno
z višine orise zemljišča. Vendar je tudi v tem primeru horizon¬
talna vidljivost precej slaba. Na to dejstvo opozarjam, ker je
med mladimi letalci zahtevalo že precej žrtev. Vertikalna vid¬
ljivost v megli je v splošnem 2 do 3 krat večja od horizontalne.
Nimamo pa danes še možnosti, da bi pilotu povečali vidljivost
v megli.

Vidljivost ocenjujemo tako. da v raznih smereh okolice iz¬
beremo nekaj točk, oddaljenih 25 km do 50 km od mesta opa¬
zovanja. Pri vsaki priložnosti potem ugotavljamo, katero od
teh točk še vidimo.

Jadralec naj se v vsakem primeru megle izogiba, ker mu je
v njej orientacija težka, čeprav bo morda v času, ko še leti
nad meglo, zelo pogosto videl zemljo. Ne sme pozabiti, da se
takrat, ko leti v megli, nahaja že blizu zemlje in da v megli
ne bo našel nobenih vertikalnih tokov, če je le mogoče, naj
pristane na terenu, ki ni pokrit z meglo, čeprav morda ni
posebno ugoden.

VIL VREMENSKA SLUŽBA

Že dolgo časa je vreme, še bolj pa njegovo stanje v bližnji
bodočnosti predmet splošne pozornosti. Pri sistematski obde¬
lavi vremenskih elementov (temperature, zračnega tlaka, vlage,
stanja neba in tal, oblakov, padavin, vetra itd.) so opazili, da
so ti elementi med seboj v neki določeni zvezi, da se vreme
ponavlja in da to ponavljanje kaže precej pravilnosti. Posledica
te ugotovitve je cela vrsta vremenskih pravil. Da bi zbirka po¬
stala popolnejša in da bi pravila dobila tudi stvarne temelje,
so že pred več kot 100 leti začeli s sistematskim opazovanjem
vremena. Postavili so več meteoroloških postaj, ki so po večkrat
dnevno opazovale potek vseh vremenskih elementov. Kot prvi
rezultat teh sistematskih opazovanj je bila ugotovitev, da vreme
ni odvisno od naključja in da potuje v Evropi v splošni smeri
W — E. Pozneje, z razvojem brzojava, so te podatke začeli
zbirati v meteoroloških zavodih in jih vnašati v posebne vre¬
menske karte, ki so počasi postale osnova za vremenske na¬
povedi. Z izpopolnjevanjem tehnike in izboljšanjem organi-

78

zacije je prišlo do visoko sposobne sinoptične vremenske službe,
kakršno imamo danes.

Vremenske napovedi starega tipa so le prepogosto temeljile
na ugibanjih, vreme je bilo v rokah neke višje sile. Kot zapu¬
ščino iz teh časov še danes radi uporabljamo celo vrsto pravil.
Ta so z ene strani rezultat dolgoletnih krajevnih opazovanj
posameznih vremenskih elementov, ki se pod danimi pogoji
pravilno menjajo in si v nekem redu tudi'sledijo, z druge strani
pa temeljijo na dognanjih fizike. V obeh primerih imajo v
glavnem krajevno vrednost in dobro služijo ob pomanjkanju
drugih virov za približno določanje vremenskega značaja za
sledečih 24 do 48 ur. Podajam nekaj takih:

1. Rdeče večerno nebo obeta lepo vreme, jutranje rdečilo
pa naj bi bilo znak poslabšanja vremena.

Fizik razlaga to takole:

Pri lepem, stabilnem vremenu podnevi zaradi močnega se¬
grevanja tal, izhlapi mnogo vode, ki se pomeša z zrakom. Ob
sončnem zahodu, oziroma takoj za njim, morajo sončni žarki, ki
še dosežejo zemeljsko površino, napraviti zelo dolgo pot po¬
ševno skozi našo atmosfero. Velika količina vodne pare v spod¬
njih zračnih plasteh absorbira večino ultravijoličastih in plavih
svetlobnih žarkov, medtem ko žarki večje valovne dolžine,
predvsem rdeči, prodirajo skozi atmosfero z manjšimi izgu¬
bami. Nebo bo pri takem stanju dobilo lepo, živordečo barvo.

Velik del te vlage se ponoči izloči iz zraka v obliki rose
ali slane; zato je zjutraj ob sončnem vzhodu v zraku precej
manj vlage, ultravijoličasti in plavi žarki utrpijo manjše izgube,
jutranje nebo pa dobi čisto sivkastomodro barvo.

Opisani pojav opažamo le pri lepem, stabilnem vremenu in
to takrat, kadar so tudi višje plasti atmosfere stabilne; zato
pravilo v večini primerov drži.

Ako pa so gornji sloji atmosfere polni vodne pare, kar se
dogaja zlasti pri prodiranju toplega in vlažnega tropskega zraka
proti severu, v nižjih zračnih plasteh pa zaradi dnevnega izhla¬
pevanja vlaga tudi poraste, so zvečer ob sončnem zahodu v
zraku ogromne količine vodne pare. Vpijanje sončnih žarkov
se pojača v vsem spektru, tako da nam od njega ostane le malo
— in v takih primerih zaznava naše oko oranžno barvo zapad-
nega neba.

79

Ponoči se vlaga iz spodnjih zračnih plasti delno izloči, sončni
žarki so zato pri sončnem vzhodu manj absorbirani, do nas
pride velik del rdečega spektra, izgubljen je predvsem ultra-
vijoličasti del. Za naše oči je nebo rdeče pobarvano.

Ker nastopa prodiranje tropskega zraka večinoma v zvezi
s poslabšanjem vremena, nam tudi ta del pravila dobro služi.
V 24 urah moremo pričakovati močnejšo oblačnost, včasih celo
še padavine.

2. Oblaki Ci so prvi znak poslabšanja vremena, so predhod¬
niki kompaktnega As-oblačnega sistema, ki mu sledi dalje St
in končno Ns. Smer gibanja oblakov Ci je tudi približna smer
potovanja vremenske motnje.

Venec okrog meseca ali sonca je posledica oblačnega si¬
stema As, ki je navadno- nadaljevanje oblakov Ci. Skozi oblake
As se sonce in mesec še dobro- vidita, povzročajo pa razpršitev
(difuzijo) svetlobnih žarkov, kar ima za posledico venec. Pa¬
davine lahko pričakujemo v 12 do 24 uiah.

Slojeviti oblaki St navadno- sledijo prejšnjim in pomenijo
poslabšanje vremena. So posledica stabilnih, toplih zračnih
tokov, ki se pred toplo fronto aktivno dvigajo. Padavine na¬
stopijo v 12 urah. V takem primeru so tudi gorski vrhovi ve¬
činoma že pokriti s sivim oblačnim plaščem (kapa). V ljub¬
ljanski okolici je tak vremenski prerok Krim, na Gorenjskem
Stol, na Primorskem Nanos itd.

3. Ako se v dopoldanskih urah pojavijo na nebu grmadasti
oblaki Cu, pričakujemo med popoldnevom toplotno ali pla¬
ninsko nevihto. Slednje se morejo pojaviti celo v prvih nočnih
urah. Atmosfera je nestabilno (labilno) slojevita. To pravilo
velja posebno za kraje, kjer so nevihte bolj po-goste. Jadralec
bo take primere izkoristil, ker more upravičeno pričakovati
dobro termiko.

4. Razni periodični vetrovi lokalnega značaja( v hribih da-
njik in nočnik, na morju maestral in burin itd.) pred poslab¬
šanjem vremena izostanejo. Lokalna zračna cirkulacija se
namreč prilagodi bližajočemu se ciklonskemu sistemu. Tudi v
krajih, kjer je navadno tišina, opažamo ob približevanju
depresij ojačane vetrove iz smeri E in S.

5. Pojavi na zemlji:

a) Pred spremembo (poslabšanjem) vremena postanejo
razne žuželke nemirne. Pajek n. pr. izgine v svojo luknjo, muhe

80

so sitne itd. Pojav je fiziološke narave in ga povzroči padec
zračnega tlaka in porast vlage.

b) Ljudje, ki so podvrženi raznim revmatičnim obolenjem,
trganju in vnetjem, dalje taki, ki so imeli polomljene kosti itd.,
čutijo pred poslabšanjem vremena bolečine (trganje). Tudi ta
pojav je fiziološke narave in je močno subjektiven.

c) Pri poslabšanju vremena se širi smrad iz kanalov, stra¬
nišč, greznic itd. Zaradi splošnega padca zračnega tlaka udarja
zrak iz takih objektov (zemlje) prepojen z elementi smrada
na površino.

d) Posebej za Jadransko morje: voda pri poslabšanju vre¬
mena narašča. Ta pojav je deloma v zvezi s padcem zračnega
tlaka, glavno vlogo pa imajo pri tem močni južni vetrovi (ši¬
roko), ki potiskajo velike količine morske vode iz Sredozem¬
skega morja v zaprti jadranski bazen.

e) Motnje v radijskih aparatih, oziroma v nalašč za to zgra¬
jenih pripravah prenehajo, ko se približa topla fronta (stabilna
slojevitost zraka brez vertikalnih tokov), zato pa se močno
jačajo, ko se približa hladna fronta ali okluzija (področja ver¬
tikalnih tokov).

6. Instrumenti (termo-, baro- in higrometer), ki so dostopni
širši javnosti, so v splošnem dobri vremenski preroki. Velja
naslednje:

a) Izboljšanje vremena nastopi, če barometer raste, če je
absolutna vlaga nizka ali pada (relativna vlaga je visoka), če
temperatura pada pri obračanju vetrov na W in N.

b) Vreme se bo poslabšalo, če barometer pada, če absolutna
vlaga raste in relativna pada, če temperatura pozimi raste in
poleti pada, če se pojavijo vetrovi iz I. in II. kvadranta.

c) Stabilno vreme pričakujemo pri visokem zračnem tlaku,
severnih in zahodnih vetrovih, nizki absolutni in visoki rela¬
tivni vlagi, pri nizki temperaturi pozimi in visoki poleti.

č) Pri jasnem vremenu in zadostni vlagi je mogoče, da se
najnižje plasti zraka ponoči ohladijo tako močno, da se v
jutranjih urah, ko je temperatura najnižja, pojavi megla, na¬
mesto rose pa slana. Za take primere obstajajo posebne tabele,
ki podajajo verjetnost megle ali slane. Pri uporabi tabel so
potrebni elementi: temperatura zraka in vlaga pri sončnem
zahodu in verjetna ohladitev med nočjo.

6

81

Od instrumentov, ki so dostopni javnosti, omenjam barot-
bemometer, to je kombinacija dveh termometrov, ki prav tako
nima stvarne vrednosti, kot jo nimajo napisi »lepo«, »stano¬
vitno« itd. na barometrih.

Hišica z moškim in žensko je le bolj igračka in okrasni
predmet. Temelji na pojavu, da se vsukana struna iz živalskega
črevesa pri povečanju vlage v zraku odvija (neke vrste higro-
meter).

Strogo je ločiti od vremenskih pravil vremenske vraže,
ki so med ljudstvom močno razširjene, n. pr.:

Pri mladem mesecu naj bi bilo vreme večinoma lepo, pri
zadnjem krajcu slabo; pri mesečevih menah naj bi se menjalo
tudi vreme. Statistično je dokazano, da ta trditev ne drži. Med
ljudstvom velja prvi krajec (tudi polna luna) za nosilca lepega
vremena predvsem zato, ker je viden zvečer, ko ljudje še ne
spe, dočim je zadnji krajec, ki je viden v zgodnjih jutrajnih
urah, manj dostopen splošnemu opazovanju.

Isto vrednost ima tudi vera, da mesec razganja oblake. To
bi mogli trditi v posebnih primerih le za sonce, ki s toplotnimi
žarki omejuje kondenzacijo. Splošno je znano, da proti večeru
razpadajo oblaki vertikalnega razvoja (tipa Cu), ki jim je s
sončnim zahodom usahnil dotok nove energije z zemeljske po¬
vršine, pa naj mesec sveti ali ne.

Stoletni koledar in pratika imata le še muzejsko vrednost.

Mnogo je še takih vraž, ki se opirajo na posamezne kole¬
darske dneve in razne svetnike, vendar so za našo prakso ne¬
uporabne. V vsakem primeru jih visoko nadkriljuje današnja
dobro organizirana splošna in posebna meteorološka služba.

Verina držav ima široko razpredeno mrežo meteoroloških
postaj (njihova medsebojna razdalja naj ne znaša več kot 50 ki-'
lometrov). Na teh postajah se vrše v točno odrejenem času
(glavni termini ob 7., 13. in 19. uri, pomožni ob 1., 4., 10., 16. in
22. uri) opazovanja vseh meteoroloških elementov (zračni tlak,
temperatura zraka in njegova vlaga, veter s podatki o hitrosti
in smeri, stanje neba in zemeljske površine, stanje vremena,
vidljivost, po dvakrat na dan količina padavin in enkrat tra¬
janje sončnega sija). Na važnejših postajah se dodajajo še po¬
ročila o vetrovih, temperaturi in vlagi na višinah. Ti podatki
se potem s pomočjo posebnih ključev (šifer) dostavljajo cent¬
rom in od tam preko dodeljene radioslužbe v svet.

Najnavadnejši sistem šifer predstavljajo skupine od 5 x 5 =
= 25 številk za vsako postajo. Prve tri številke prve skupine
označujejo meteorološko postajo, na katero se ti podatki nana¬
šajo. Take podatke od večjega števila postaj vnesemo s pomočjo
raznih znakov (simbolov) v mrežasto (skeletno) karto, tako da
dobimo na njej grafično dobro predočeno stanje za določen čas.

Zaradi boljšega razumevanja postopka podajam primer ta¬
kega vremenskega poročila. Telegrafist je prejel:

70622 91654 04588 17718 83012

Prve tri številke prve skupine (706) označujejo meteoro¬
loško postajo, v našem primeru je to Ljubljana. Na mrežasti
karti poiščemo njen položaj. Navadno ga označimo s kolo¬
barčkom. V tretji skupini dobimo od prvih dveh številk (04)
smer vetra, t. j. NE, ki jo označimo s črtico proti kolobarčku.
Tretja številka (5) nam da jakost vetra po Beaufortovi skali.
Na že postavljeno črtico dodamo dve daljši in eno krajše
peresce:

V četrti skupini dajo' prve tri številke (177) podatek za
zračni tlak v desetinkah mb, stotice in tisočice so izpuščene.
Zračni tlak znaša torej 1017.7 mb. Poleg kolobarčka vpišemo
samo številke 177. Od četrte in pete številke (18) iste skupine
dobimo vrednost za temperaturo zraka; tudi to vpišemo poleg
postaje:

V peti skupini pokaže tretja številka (0) barometrsko ten¬
denco. Ničla nam pravi, da se je barometer v zadnjih treh urah
najprej dvigal in potem padal. Ta podatek označimo z znakom
/I poleg vrednosti za zračni tlak. Vrednost tedence, t. j.
razliko med sedanjim stanjem barometra in stanjem pred tremi
urami, dobimo od zadnjih dveh številk (12) iste skupine, izra¬
ženo v petinkah mb, t. j. barometer se je v zadnjih treh urah
dvignil za 2.4 mb. Navadno napišemo številko iz šifre nad
vrednost za barometrski tlak:

6 *

83

lahko pa tudi

Negativne tendenco, t. j. padanje barometra vpišemo z
rdečilom.

V drugi skupini da tretja številka (6) podatek za vidljivost.
Vpišemo jo v oklepaju poleg temperature. Od prvih dveh številk
iste skupine (91) dobimo splošno stanje vremena, ki ga tudi
označimo blizu kolobarčka s simbolom (v našem primeru je
vstavljena splošna oznaka WW). Za dež rabimo simbol • , za
sneg * , za meglo = itd.

Četrta številka (8) tretje skupine poroča o preteklem vre¬
menu. Tudi to vpišemo pod (WW). Za naš primer sem uporabil
splošno oznako (W). Peta številka iste skupine nam pove, da
je nebo popolnoma oblačno. To označujemo s tem, da kolo¬
barček počrnimo:

Po potrebi dodamo še simbole za nizke in srednje oblake, o
katerih nam poročata četrta in peta številka (22) prve skupine,
dalje podatke za vlago (prva številka pete skupine — 8) itd.

84

Zaradi boljše preglednosti uporabljamo več barv (črno,
rdečo, zeleno).

Poleg takega splošnega ključa razpolaga meteorološka služba
še s celo vrsto posebnih ključev, od katerih se dobršen del na¬
naša na stanje vremena v višjih slojih atmosfere s posebnim
ozirom na letalstvo.

Ko je mrežasta karta izpolnjena, izvlečemo približne izo-
bare in šele potem začnemo temeljito proučevati vremensko
stanje (analiza).

Analiza obsega predvsem splošno orientacijo na karti. Sem
spadajo ugotovitve o razporedu zračnega tlaka (maksimum —
anticiklon, minimum — depresija — ciklon). Splošni potek ve¬
trov od področij z višjim v področja z nižjim zračnim tlakom
nam poleg skokov v temperaturi in vrst oblačnih sistemov po¬
kaže potek front. Te začrtamo v karti (toplo fronto rdeče, hlad¬
no modro in okluzijo vijoličasto). Zatem definitivno izvlečemo
izobare, ki se na frontah lomijo. Fronte predstavljajo meje med
različnimi zračnimi masami, katerih karakteristike moramo do
podrobnosti določiti. Pri tem nam odlično služijo podatki, dob¬
ljeni od opazovanj na višinah in pa že izdelane karte starejših
terminov. Ugotavljamo premikanje depresij in njihovih front.
Pri tem bomo posebno pazljivo proučili področja z močno me¬
njajočimi se meteorološkimi elementi.

Na podlagi tako dobljenih osnov izdajajo meteorološki
centri vremenske napovedi za točno odrejen čas, ki je odvisen
od namena, za katerega se vremenska napoved izdaja. V ne¬
katerih krajih ima meteorološka služba posebne naloge: za
turistiko, klimatologi jo, medicino, kmetijstvo itd. Naravno je,
da bodo tudi prognoze upoštevale te potrebe. Vremenske na¬
povedi splošnega značaja veljajo v glavnem za 24 (redko 36)
ur naprej. Kot osnovna podlaga jim služi navadno stanje vre¬
mena ob 8. ( = 7 GMT) uri zjutraj.

Centri, ki naj služijo letalstvu, izdajajo prognoze po več¬
krat na dan (za vsak termin opazovanja) in samo za odrejeno
področje, obvezno pa vršijo zavarovanje poti, po katerih letijo
letala. Razumljivo je, da bodo take napovedi veljale le za
krajšo dobo (3 do 6 ur ali pa za čas enega samega poleta),
bodo pa zato bolj izčrpne. V njih bodo navedeni vetrovi v
raznih zračnih plasteh, oblačnost in turbulenca bosta defini-

85

rani po višini, vrsti in obsegu, sploh je v njih vse,
pilota in kar potrebuje v zraku. Da bo delo take meteorološke
službe uspešnejše in točne j še, obstajajo vsaj na večjih leta¬
liščih posebni letalski oddelki, ki izvršijo^ dnevno vsaj po en
polet v višino (do 5000 m) s potrebnimi instrumenti (meteoro-
grafi) za ugotovitev stanja atmosfere. V najnovejšem ’času
take polete že pogosto nadomeščajo radi osončje. Tudi take
podatke odstopajo obveščevalni službi.

86

Dolgoročne vremenske napovedi niso povsem zanesljive,
imajo predvsem splošni informativni značaj in temelje na
posebnih metodah. Take napovedi je za Evropo pred vojno
izdajal nemški meteorološki institut v Hoinburgu za 10 dni
naprej, vendar samo poleti; med vojno pa so skoraj vse večje
države imele v sestavu svojega letalstva posebne meteorološke
skupine, ki so za potrebe operativnega vojnega vodstva izda¬
jale prognoze za čim daljšo dobo. Take dolgoročne vremenske
napovedi bodo zelo dobro koristile tudi našim jadralnim
centrom, ki jim bo na ta način omogočen boljši razpored dela
pri izobrazbi letalskih kadrov.

Da se olajša delo pri splošnem študiju meteoroloških kart
v posameznih centrih, so začeli nekateri višje organizirani
meteorološki instituti, ki imajo največ možnosti, izdajati me¬
teorološke konzultacije, l. j. v zgoščenem tekstu podano
splošno vremensko stanje z njegovo verjetno spremembo. S
tem je slabše organiziranim centrom prihranjeno delo pri pre¬
učevanju splošnega stanja in jim ostane več časa za preuče¬
vanje lokalnih sprememb.

Podajam vremensko karto švicarskega meteorološkega in¬
stituta v Ziirichu za 22. januar 1947, ki je namenjena široki
javnosti (slika 51).

Na tej karti vidimo grafično predočeno stanje vremena za
0730 tega dne. To nam pove, da se je zadnji člen ene ciklonske
družine odmaknil že precej daleč v Poljsko. V srednji Evropi
je od njega ostala samo še neizrazita hladna fronta, ki po¬
teka preko Slovaške in se naslanja na vzhodne obronke Alp.
Južno od te fronte opažamo precej megla (topel zrak), se¬
verno od nje pa sneži. Ostanki te ciklonske družine se opa¬
žajo še*V Sredozemskem morju v obliki dveh slabih sekun¬
darnih depresij (nad Sicilijo in Grčijo). Anticiklon s središčem
nad Norveško omogoča vdor hladnega zraka v Evropo, ki se
čuti že v Koroški. Ker spada ta anticiklon v skupino polarnih
maritimnih zračnih mas, ohlajevanje ni tako občutno. Nova
ciklonska družina nad Atlantskim oceanom (od južnega Gron-
landa do Azorov) je še dovolj daleč Njen vpliv pa se že pozna
na zahodnih evropskih obalah v obliki okrepljenih SE in S
vetrov. Meteorolog je situacijo opisal takole (v prevodu):

»Evropski anticiklon na severu se je še nekoliko pojačal,
v splošnem pa je ostal bistveno nespremenjen. Na njegovi

87

vzhodni strani je prodrl hladnejši zrak do naših krajev (= do
Švice). Ta povzroča, da v vzhodni Švici slabo sneži. Področje
nizkega tlaka na Atlantiku je še brez vpliva na naš kontinent.«

Na podlagi teh ugotovitev je bila izdana vremenska napo¬
ved, veljavna do' opoldne  23. januarja 1947:

»Spremenljiva, včasih močnejša oblačnost. Neznatne koli¬
čine snega v posameznih krajih Jure, Alp in na vzhodu. Tem¬
peratura brez spremembe ali pa bo nekoliko padla-««

Taka vremenska napoved zadostuje za normalne potrebe,
za katere je tudi bila izdana, ni pa še uporabna za letalstvo,
ker so njene ugotovitve le preveč splošnega značaja.

88

B. POSEBNI DEL

VIII. TERMIKA

Pod izrazom termika razumemo v jadralnem športu tiste
vertikalne tokove, ki nastopajo zaradi temperaturnih razlik,
oziroma zaradi termičnega neravnotežja. Ker je takih pri¬
merov več vrst, govorimo tudi o raznih termikah:

1. sončna ali čista termika,

2. večerna termika,

3. oblačna termika,

4. frontalna termika,

5. obalna termika,

6. vetrovna termika itd.

a) Sončna ali čista termika.

S sončno termiko moremo računati ob jasnih poletnih dneh
v času med 9. uro zjutraj in sončnim zahodom. Pod kakšnimi
pogoji?

Tla morajo biti raznolika in neenakomerno segreta. Za to
skrbi v zadostni meri narava sama. Najmočneje in najhitreje
se segrevajo peščena tla, zatem neobrasla orna zemlja in žitna
polja, najslabše gozdovi, vodne površine in močvirja. Nemajhno
vlogo ima pri tem tudi nagib zemljišča proti soncu. Soraz¬
merno se potem segreva tudi zrak nad zemljiščem.

Zračna masa mora biti homogena, t. j. brez inverzij, ker
inverzije vertikalne tokove omejujejo, da, celo preprečujejo.
Tudi temperaturni gradient po višini mora biti čim večji, ker
sicer prehitro nastopi izravnava. Minimalni toplotni gradient
zraka, ki se bo dvigal, mora znašati v začetku (pri zemlji)
0.034° C na 1 m, sicer je trenje močnejše od vzgona.

Uporabne zračne tokove moremo pričakovati, če bo tem¬
peraturni gradient zračne mase velik. V takih ugodnih pri¬
merih najdemo okrog 8. ure zjutraj gradient okrog 1° C na
100 m, v popoldanskih urah pa se dvigne celo na 1.2° C na

89

100 m. Navadno opažamo obenem na nebu močne konvektivne
oblake Cb.

Po fizikalnih pravilih in zakonih narava sama od sebe
stremi po ravnotežju in popolnoma razumljivo je, da sta dva
po toploti in po gostoti različna soseda nemogoča. Pri to¬
plejšem (redkejšem) zraku se javlja tendenca dviga = vzpon,
pri hladnejšem tendenca pada = spust Ta tendenca traja vse

Sl. 52

Sl. 53

90

Sl. 54

dotlej, dokler zrak ne pride do ravnotežnega položaja, t. j.
dokler njegove lastnosti ne postanejo enake lastnostim okol-
nega zraka.

Taki procesi se redko sami (sprožijo. Večinoma jim je
potreben neki začetni impulz, kakršnih je v naravi vse polno.

Sagreti zrak se začne dvigati (slika 52) v obliki mehurjev
ali v stolpih (kaminih — sliki 53 in 54). Taki zračni mehurji
se potem odcepijo in samostojno dvigajo. Na pobočjih, ki so
obrnjena proti soncu, segreti zrak zelo rad drsi ob tleh navzgor
(slika 55) in se odlepi od tal šele na vrhu pobočja ali pa pred
kakšno oviro.

Zračni mehurji so spočetka majhni. Z večjo višino se
širijo in večajo, pri tem pa se manjša hitrost njihovega dvi-

92

ganja (povečanje čelnega odpora, ker se znatno poveča presek
takega mehurja).

Dejstvo, da je mogoče z majhnimi jadralnimi letali kro¬
žiti brez občutne izgube višine v krogih okrog 30 m polumera,
naj nam bo merilo za uporabnost zračnega mehurja ali ka¬
mina. Zračni mehurji imajo na višinah do 500 m povprečno
polumer do 60 m, nad 500 m pa do 150 m. So torej v vsakem
primeru uporabni.

Kakšno hitrost (C) doseže tak mehur ali dvigajoči se zrak
v kaminu, je odvisno samo od razlike temperature zraka, ki
se dviga, in zraka v okolici. Za to imamo izraz:

C = Y  2ah in a =

kjer je a pospešek, h višina v centimetrih, g zemeljski po¬
spešek = 981 cm . sek— 2 , T je temperatura zraka, ki se dviga
in Ti je temperatura okolice.

Hitrost C dobimo v cm/sek, Če vzamemo tudi h in a v cen¬
timetrih. Tako dobljene hitrosti pa ne smemo šteti za stvarne,
ker razlika T — Tt na vsej poti navadno ni znana, večinoma
pada, poleg tega pa moramo od izračunane vrednosti za C
odšteti še trenje, ki znaša okrog 25% izračunane vrednosti.

Poizkusimo to na praktičnem primeru:

Opazovani zrak ima T = 303° (=30° C), okolica ima
Ti = 300° (= 27° C), tedaj bo

„„„ 303—300 981.3

a = 981 . —-- = --

300 300

= 9.81 cm/sek- 2

in zai h = lm...  Ci= V 2.981. 100 = 44 cm. sek— 1
h = 10 m...  Cs= Y 2-981.1000 = 140 cm. sek— 1

radi trenja in drugih ovir pa moramo te hitrosti zmanjšati še
za okrog 25 %. Tako dobimo — Ct = 33 cm.sek— 1

in Ca = 105 cm.sek— 1

Dejansko opažamo pri sončni termiki vertikalne hitrosti
od 2 do 4 m/sek, najpogosteje 2 m/sek. Samo v zelo labilnih
zračnih plasteh atmosfere so opažane večje hitrosti. Prof. W.

93

Georgii je na podlagi svojih merjenj prišel do naslednjih
podatkov:

višina h: 0—242 da hitrost: +0.18m/sek— 1

242—316 + 0.63 m/sek- 1

316—698 +1.35 m/sek— 1

Te številke predstavljajo srednje vrednosti, katere je prof.
Georgii našel pri svojem delu v sestavu nemških jadralnih
skupin ob Renu.

Suh zrak se dviga po suhi adiabati, t. j. njegova tempera¬
tura pada za 1° C na 100 m višine. Le redko bomo našli v okolni
atmosferi tako visok toplotni gradient. Navadno bo občutno
manjši; v svoji srednji vrednosti znaša samo 0.5° C na 100 m.
Z drugimi besedami: Razlika med temperaturo dvigajočega se
zraka in temperaturo okolice se bo z višino manjšala; zrak,
ki se dviga, se približuje svojemu ravnotežnemu položaju. Ce
pa se včasih le pojavi velik temperaturni gradient v zračni
masi, tedaj se razlika veča, t. j. hitrost dviganja raste (seveda
do določene meje, ko postane trenje močnejše od vzgona). V
takih primerih moramo pri zadostni vlagi računati s težkimi
elementarnimi nezgodami.

Omenjam še toplotne inverzije in izotermije kot ovire, ki
jih slaba termika ne more prebiti.

Veter vpliva na termiko takole:

1. Zračni kamini niso več vertikalni, postanejo poševni z
nagibom od vetra. Pri močnejšem vetru bomo mogli opazovati
večinoma samo še samostojno se dvigajoče zračne mehurje, ki
potujejo prav tako z vetrom.

2. Zaradi hitrejše izmenjave zraka pri tleh ta ni več tako
močno segret; pojavljajo se manjše toplotne razlike. Temu pri¬
merno bodo tudi vertikalni tokovi slabši.

3. Zračni mehurji se pri močnejšem vetru zelo pogosto od-
dvajajo od zemlje. Zato so majhni in se radi pomešajo s svojo
okolico — izginejo (turbulenca). Takih primerov najdemo v
praksi precej, ko pri močnem vetru letimo na majhni višini
In se čudimo, zakaj je tam zrak tako nemiren.

Pri sončni termiki je razpored vertikalnih tokov nepravilen,
odvisen je predvsem od vrste terena. Če nastopa s pojavom
oblakov, so tudi ti (Cu) nepravilno posejani po nebu. Baro-
grami kažejo velike višinske razlike.

Kje pa naj iščemo dobro termiko?

94

Vedeti moramo, da se vsak svet ne segreva enako močno,
zato tudi ne moremo povsod pričakovati enake termike, (sl. 56).

Sl. 56

Najboljši tereni so gole površine, n. pr. peščene sipine, ne-
obrasle njive, naselja (mesta, tovarniški kompleksi), potem
žitna polja in končno travniki. Nikakor pa ne moremo pričako¬
vati dobre sončne termike nad gozdovi, močvirji in vodo. Sploh
močvirnata tla z visoko talno vodo zelo ovirajo termične tokove,
pospešujejo pa navzdol usmerjene hladne tokove.

Če to vemo, bo že laže. Tudi ptice roparice, metulji itd.
nam pomagajo. Ure in ure lebdijo nepremično v zraku. Pojdi
do njih in za njimi! Zanesljiv zDak je tudi oblak Cu, vendar
ne samo eden. Pod takimi oblaki boš v njihovi začetni fazi
(glej sliko 42) gotovo našel dober vzgornik. Če so taki oblaki
dosegli že končno fazo svojega razvoja in pričeli razpadati, kar
pomeni, da je vertikalni tok od zemlje prenehal, seveda tudi
vzgornika ne bo več pod njimi.

95

Dalje, če sem včeraj nad nekim terenom našel dober vzgos-
nik, ga bom pod istimi pogoji  zelo verjetno našel tudi
danes.

V krajih, kjer so poletne termične nevihte pogoste, bomo
prav gotovo našli tudi dovolj uporabnih termičnih tokov.

Samo po sebi je razumljivo, da ne bomo našli pod vsakim
oblakom vertikalnega razvoja (Cu, Cb) enako močnih verti¬
kalnih tokov. Jačina zavisi od stopnje razvoja. Življenje na¬
vadnih poletnih Cu ni daljše od 10 do 15 minut. V takih in¬
tervalih se odlepljajo tudi termični mehurji od tal. Zato orien¬
tacija po oblakih ni vedno priporočljiva. Če že krožim pod
takim aktivnim oblakom, naj krogi ne bodo večji od njegove
baze, ker sicer pridem v navzdol usmerjene zračne tokove.

Če pridem pod bazo novo nastajajočega oblaka, bom mogel
z gotovostjo računati, da bom lahko izkoristil vsaj toliko vzgor-
nika, da dobim nekaj sto metrov višine: potem sledi skok pod
drug oblak. Izkoristiti moremo pri takih oblakih tudi vertikalne
tokove v njihovi notranjosti. Ti so namreč močnejši od tokov
pod oblaki zaradi sproščene kondenzacijske toplote. Izven
oblaka, oziroma na periferiji njegove baze. bom našel večinoma
močnejše ali slabše kompenzacijske vertikalne tokove, usmer¬
jene navzdol. Tudi v oblakih samih, posebno če imajo večje
dimenzije, nahajamo take navzdol usmerjene tokove. Na takih
mestih bo baza oblaka neravna in, rekel bi, nazobčana, medtem
ko je na mestih, kjer se pojavlja vzgornik enakomerna —
gladka.

Čim opazim dober vzgornik in nimam druge orientacije, je
bolje, da si zapomnim položaj sence mojega ptiča na zemlji in
letim potem v bližini te točke.

b) Veferna termika

Večerna termika ima isti princip kot sončna termika, t. j.
nastaja v različno segretih delih zraka. Kakor so se nekateri
deli zemeljske površine med dnevom hitreje in močneje se¬
greli, tako se tudi proti večeru, ko sonce ne pripeka več dovolj
močno, hitreje ohlajajo od ostalih. Nastopi obratno stanje. Preko
dneva manj topla področja se pokažejo kot rezervoarji toplote,
ki jo sedaj oddajajo, nad njimi pa nastajajo termični zračni

96

Sl  5?

tokovi (slika 57) manjšo jakosti, vendar uporabni, posebno če
so v zvezi z lahnim vetrom na pobočju.

Poleg tega čisto prizemnega dela termike nahajamo na vi¬
šinah med 500 in 1000 m zelo uporabne vertikalne tokove, ki
so dejansko ostanek dnevne sončne termike. Skoraj vedno opa¬
žamo v takih primerih na višinah nad 1000 m rastočo labiliteto
zračnih plasti. Nastane vprašanje kako naj nastane sprožitev. Z
zemeljske površine v večini primerov začetnega impulza ne bo,
ker so- razviti vertikalni tokovi preslabi in so- dolnje plasti pre¬
več stabilne. Morejo posredovati orografski povodi v gorovjih,
ki segajo do teh labilnih plasti in ki zračni lok prisilno dvigajo
tako- daleč, da se more razviti v labilnih plasteh samostojna
termika. Poleg orografskega nastopajo včasih tudi turbulentui
vplivi med zračnimi plastmi, ki imajo različno smer in hitrost
vetra.

Taka večerna termika ima v svoji srednji vrednosti verti¬
kalne tokove jakosti 1 do 3 m/sek. Nedostatek večerne termike
pa je v tem, da nam narava sama zanjo ne daje nobenih zna¬
kov in da se večinoma odkriva »slučajno«.

Ne smemo- pa večerne termike zamenjavati z višinsko- ter¬
miko, ki nastaja v večjih višinah neodvisno od zemeljske povr-

97

šine in sončnega segrevanja. Nastopa kot posledica izžarevanja
(radiacije) §li vpada hladnega zraka na višinah.

c) Oblačna termika

Latentna toplota vodne pare je izdaten izvor potencialne
energije, ki postane pri kondenzaciji v oblakih prosta in po¬
vzroča v njih močne vertikalne tokove. Ti vertikalni tokovi v
oblakih Cu so zelo prikladni za pridobivanje višine s kroženjem.
Njihova povprečna jakost znaša 2 do 5 m/sek. V oblakih ter¬
mičnega izvora Cb letenje ni tako lahko zaradi splošno ne¬
urejenih in zelo močnih vertikalnih tokov (8 do 20 m/sek) obeh
smeri. Energetično stanje v takem oblaku nam podaja slika 58.

a — suha adiabata
b — vlažna adiabata
c — krivulja stanja
šrafirana površina
nam predstavlja spro¬
ščeno energijo

Intenzivnost razvijanja oblačnih skladov in v zvezi s tem
tudi pojačanje vertikalnih tokov v notranjosti oblakov zavisi
v veliki meri od količine vlage, ki jo ima zrak v sebi. Razum-

98

ljivo je, da bo zrak mogel držati v sebi tem več vlage, čim bolj
bo segret, t. j. čim višja bo njegova temperatura. Odtod tudi
dejstvo, da toplotne nevihte opažamo v glavnem poleti.

Večkrat nas bo že zjutraj, ko na nebu ni še nobenega
oblaka, zanimalo, na kateri višini naj čez dan pričakujemo kon-
vektivne oblake. Tu nam bo pomagala naslednja tabela:

Tabelo uporabljamo tako, da relativno vlago vzamemo v od¬
stotkih ter temperaturo zraka pri tleh precenimo za oni čas,
za katerega želimo poznati stanje. Relativna vlaga se med
dnevom pri isti zračni masi bistveno ne menja, močno pa se
spreminja temperatura zraka.

Večina toplotnih neviht nastane zaradi močne konvekcije.
Središče take nevihte je ogromen Cb. Lokalni predznaki takih
neviht so: soparen in miren zrak, posamezne, visoko segajoče
grmade oblakov Cb in močnejši padec zračnega tlaka v prvih
popoldanskih urah. Take toplotne nevihte v gorovjih pridobijo
na jakosti — to zaradi konvergence dolinskih vetrov in zaradi
tega, ker so k soncu obrnjena pobočja močneje segreta, enako
pa tudi Zrak nad njimi.

d) Frontalna termika

Hladna fronta nam zaradi strukture, razsežnosti in gibanja
nudi še prav posebne možnosti.

Na hladni fronti imamo opravka z vpadi hladnih zračnih
mas, ki napredujejo s hitrostjo 20 do 50 km/h v splošni smeri
W — E in silijo labilno slojevite tople zračne mase pred seboj

7 '

99

k močnejšemu dviganju. Pred čelnim oblakom bomo našli mo¬
čan, enakomeren vertikalni tok; za orientacijo nam služi čelni
oblak. Da bo orientacija lažja, naj pilot večkrat odleti za nekaj
kilometrov pred čelni oblak, sicer ne bo obdržal potrebnega
pregleda nad situacijo.

Poglejmo si hladno fronto v preseku (slika 59):

Pred čelnim oblakom piha veter S do SW z jakostjo preko
5 m/sek. Slabi. Potem pride področje tišine; na tem mestu
pred čelnim oblakom imamo najmočnejše vertikalne tokove,
Zahodno odtod je že močnejši veter W-smeri. To so zadnji
ostanki toplega zraka, ki ga izpodriva klin hladnega zraka (iz-
črtkano). Ta klin pri zemlji zaostaja zaradi trenja na zemeljski
površini. Da je tako, nam dokazuje okolnost, da je stvarna ja¬
kost vertikalnih tokov večja od pričakovane. V višini gre
spredaj klin hladnega zraka. Toplo pri zemlji in hladno na
višini dovede vmesni zrak do visoke labilitete, ki s svoje strani
okrepi vertikalne tokove. Pri tleh napredujoči hladni zrak de¬
luje neposredno kot sprožilec vertikalnega gibanja toplega
zraka. Z napredovanjem hladnega zraka (hladne fronte) na¬
preduje tudi ta zona.

V prednjem delu čelnega oblaka nahajamo v glavnem močne
(okrog 10 m/sek) vertikalne tokove s smerjo navzgor, v zad¬
njem pa tokove skoraj iste jakosti, toda s smerjo navzdol. Ven¬
dar naj to ne velja kot pravilo, ker je zaradi raznih vplivov
sistem vertikalnih tokov v takih oblakih na splošno neurejen,
nepravilen.

Postfrontalni oblaki Cu so dober znak za uporabne verti¬
kalne tokove. Nastajajo v glavnem zaradi močnega izhlapevanja
vode, ki je padla na segreto zemeljsko površino. Pod takimi
oblaki, posebno če iz njih dežuje, bomo prav gotovo našli
dober vzgornik jakosti 3 do 5 m/sek.

Nastane še vprašanje, kdaj naj pilot starta, ako hoče ujeti
res najprimernejši čas za priključek na fronto. V glavnem naj
upošteva troje:

1. Pripravljen naj bo v momentu tišine (glej sliko 59) in
naj odleti, čim začuti prve udarce vetra iz W. Potem naj se
obrne proti vzhodu in naj gleda da doseže čimprej frontalni
oblak.

100

za/iod- severozahod  . (  y~\ ju g-jugovzhod

On

lf\

xh

Oznake k sliki 59:

a — hladna fronta pri zemlji
b — klin hladne zračne mase
c — frontalni čelni oblak
d — postfrontalni Cu ali Cb
e — mesto starta
f — frontalni nalivi
g — postfrontalna ploha
h — čelni vrtinec

-diskontinuitetna površina hladne fronte

-  => tokovnice toplega zraka

->• tokovnice hladnega zraka

2. V vzgorniku nad pobočjem naj čaka, dokler ga ne do¬
seže frontalni vertikalni tok.

102

6

Julij

mi

3ooo

ZSoo

Zooo

iSoo

1.000

Soc

3. Aero- ali avtovlek ga pripelje na mesto, kamor glede na
situacijo želi.

Pred frontalnim oblakom bo zanesljivo našel močne verti¬
kalne tokove. Prva stvar naj mu bo, da pregleda situacijo. Pri
oceni situacije priporočam paziti na naslednje:

Pilot si mora biti na jasnem, v kakšni smeri poteka fronta
in dobro pogledati, ali je ta spojena ali pretrgana (šahovski
razpored), daljo s kakšno hitrostjo fronta napreduje in na
kakšni višini leži baza dolnjih oblakov. V kolikor so pred
frontalnim oblakom še drugi, jim moramo oceniti položaj glede
na splošni potek fronte ter njihove dimenzije. Taki predfron-
talni oblaki so značilni za stare fronte in za razpadajoče
(okluzije).

V oblak naj pilot ne gre. Če že slučajno ali po svoji volji
zajadra vanj, naj beži iz njega v vzhodni smeri, oziroma v smeri,
kamor se fronta pomika. Ne morem mu pa dovolj priporočati,
naj se za vsako ceno izogiba čelnega vrtinca c (slika 60), ki je
posebno nevaren zaradi svojih majhnih dimenzij in izredno
močnih vertikalnih tokov obeh smeri.

Klasičen primer priključka na fronto podajam po knjigi
Wolfa Hirtha: »Die hohe Schule des Segelfluges« (slika 61).

Številke od 0 do 6 kažejo posamezne koincidenčne mo¬
mente, oris oblaka (frontalnega), zgoraj pa njegov vsakokratni
položaj glede na odnosno točko na zemlji.

Pojasnilo: Gibanje fronte z visokim in izrazitim čelnim obla¬
kom od W. Start je sledil pri prvem udarcu vetra SW. Od točke
0 do točke 1 je pilot jadral po pobočju (lov za višino). Sledi lov
za čelnim oblakom od točke 1 db točke 2. Zaradi majhne vi¬
šine si pilot pomaga med točko 2 in 3 s pobočjem in se med
točko 3 in 4 zopet poskuša približati čelnemu oblaku. Od točke
4 do 5 leti nad pobočjem kjer je zopet pridobil na višini, od
tem pa dalje za čelnim oblakom, dokler pri točki 6 ni dosežen
priključek na frontalni vzgornik.

Pripominjam še, da letenje v postfrontalnih oblakih Cu in
pod njimi ni nevarno; podobno je letenju v oblakih Cu navadne
sončne termike.

Letenje pred fronto, posebno če je ta še mlada (v razvoju),
ni posebno težavno. 1 do 2 km pred fronto bo našel pilot zelo
enakomeren vertikalni tok, ki bo samo slabo turbulenten. Ta
tok bo tem močnejši, čim bolj se bo bližal čelnemu oblaku.

104

Tudi višino leta je mogoče regulirati s približevanjem, oziroma
oddaljevanjem od fronte, ker vertikalni tokovi sežejo do naj¬
večjih višin vprav tik pred frontalnim oblakom. Ako je slu¬
čajno potrebno, more pilot za povečanje višine odleteti za
kratek čas v prednji periferni del čelnega oblaka, seveda pod
pogojem, da je vešč v letenju po instrumentih.

Pred fronto opažamo večkrat nastajanje majhnih, belih
oblakov. Tam je vzgornik posebno močan, vendar so tam zračni
tokovi močno turbulentni in bo letenje utrudljivo.

e) Obalna termika '

Glede na to, da ima naša država precej dolgo morsko obalo,
moramo vedeti, kakšne možnosti bodo naši jadralci našli tam.

Obale z rednim dnevnim in nočnim vetrom niso ugodne za
obalno termiko. To se vidi v naši Dalmaciji že po tem, da je
poleti kljub močnemu segrevanju kopnega zelo težko najti obla¬
ke tipa Cu in da tam skoraj ni termičnih neviht (za razliko od
frontalnih — lebiča. Pod lebičado razumejo Dalmatinci in Pri¬
morci frontalne nevihte, ki se opažajo na Jadranu in prihajajo
od W, oziroma NW).

Pri vetru z morja imamo sicer opravka s hladnejšim, vlaž¬
nim morskim zrakom, ki deloma stabilizira spodnjo zračno
plast, tako da nastajajo le slabi vertikalni tokovi.

Pri vetru s kopnega bi imeli opravka v glavnem z večerno
termiko, ker se hladnejši zrak s kopnega preliva preko tople
morske površine. Ta termika ni izdatna in velja zanjo prav
isto, kar smo rekli o večerni termiki.

Obalno termiko imamo samo v toplem letnem času, ko se
pri stabilnem lepem vremenu pojavljajo redni dnevni in nočni
vetrovi, t. j. vetrovi z morja in vetrovi s kopnega. Veter z
morja se začne okrog 9. ure zjutraj in piha nekako do sončnega
zahoda. Po d.veh do treh urah tišine se pojavi veter nasprotne
smeri s kopnega, ki je občutno slabši od svojega nasprotnika in
piha približno do' sončnega vzhoda.

V času tišine zjutraj in zvečer je temperatura zraka nad
kopnim in morjem izenačena, s tem pa tudi zračni tlak. Ko se
prične pod vplivom sončnih žarkov zjutraj kopno segrevati in
z njim tudi zrak nad njim, postane zrak redkejši od zraka nad
morjem in izobare dobijo položaj kakor nam ga kaže slika 62.

105

Sl. 62

Zaradi razlike v zračnem tlaku se pojavi tendenca gibanja
zraka z morja proti kopnemu; segreti zrak nad kopnim se
začne dvigati, nad morsko površino pa dobimo vertikalni tok
navzdol (slika 63).

106

S tem je krožni tok zaključen. V višini odteka zrak s kop¬
nega nad morje. Indiferentna plast, ki je označena s p 2 , leži
na naših obalah navadno na višini 1000 do 1200 m, s tem pa je
tudi že omejena višina vertikalnih tokov, ki normalno ne
presega višine 1600 m.

Od velikosti temperaturne razlike zavisi gostota in tlak
zraka in od tega jakost vertikalnih tokov. Od momenta, ko je
kopno že toliko ohlajeno, da na novo dovedenega zraka z morja
ne more več dovolj segreti, t. j. pri sončnem zahodu, pada tudi
intenziteta vetra z morja vse do popolne tišine. Kopno pa se
ohlaja seveda še naprej in prehaja v slično stanje, v kakršnem
je zjutraj bila morska površina. Počasi se razvije veter s kop¬
nega (slika 64), ki pa je večinoma slab.

Vse opisano velja seveda samo za področje tik ob obali.
Dalje v notranjosti bomo našli iste pogoje za termične tokove,
kakor povsod drugod. Morda bi jadranje nad osamljenimi
otoki (Vis, Korčula, Lastovo, Mljet itd.) dalo boljše rezultate,
vendar bi to jadranje bilo mogoče samo v lepih dneh in le
čez dan. Do sedaj nimamo stvarnih podatkov s teh področij.
Bilo bi pa koristno in potrebno raziskati tudi te možnosti.

107

f) Vetrovna termika

Za velike razdalje izrabljamo kombinacije dobre termike
z veliko hitrostjo vetra, ker je čas dobre termike v splošnem
kratek. Važni za zračno jadranje so pogosto ugotovljeni posebni
pojavi nastopanja termike (začetek, impulz) v labilnih zračnih
plasteh. Medtem ko so prej opisane termične pobude nepra¬
vilno porazdeljene, se pri vetrovni termiki opaža razmeroma
pravilen razpored vertikalnih tokov. Termična labiliteta atmo¬
sfere v zvezi z večjo hitrostjo vetra pride do izraza v velikih
pravilnih zračnih valjkih (Luftwalzen). Ti valjki, katerih osi
leže v smeri vetra (slika 65), tvorijo prostrane ojačene kom¬
plekse (Wolkenstrassen), ki predstavljajo za jadralca uporabne
vertikalne tokove, ob katerih more brez izgube višine pri ena¬
komernem vzgorniku preleteti velike daljave.

Sl. 65

Za pojav teh valjkastih oblakov je potrebno močnejše gi- *
banje vlažno-labilnih zračnih plasti, ki jih navzgor omejuje
temperaturna inverzija. Dejstvo, da se istočasno* in nezavisno
od terena lahko pojavi ali izgine več takih paralelnih tvorb
(slika 66), nas vodi do zaključka, da imamo v tem primeru
opraviti z dinamičnimi pojavi, in je verjetno, da je tvorba

108

enega takega valjka vezana na razpad ostalih v bližini in na
oddaljenost, ki je odvisna od višine labilne plasti.

Takih oblačnih valjkov ne nahajamo 1  vedno, temveč le ta¬
krat, kadar so spodnje zračne plasti dovolj vlažne, oziroma vsaj
toliko, da nastopi kondenzacija na višini inverzijskega sloja.

Normalni termični barogrami kažejo velike višinske raz¬
like. Barogrami poletov v vetrovni termiki takih skokov nimajo.
Višinske razlike so le neznatne. Brez zadrževanja zaradi do¬
bivanja višine more letalo pod temi oblaki skoraj na isti vi¬
šini preleteti velike daljave.

Taka vetrovna termika je pogosta v vlažnih in toplih trop¬
skih zračnih masah, ki prihajajo' v Evropo s področja Azorov.
Toplotno energijo, potrebno za razvoj termike, prinašajo s
seboj. Opažena je jakost vertikalnih tokov do 4m/sek. Posebno
ugodni za vetrovno termiko so monsuni, ker so stalni.

Povsod na oceanih in odprtih morjih, kjer je temperatura
vode višja od temperature zraka, morejo nastati taki verti¬
kalni termični tokovi, V spodnjih plasteh se razvije labilni to¬
plotni gradient, ki more s pomočjo sproščene kondenzacijske
toplote povzročiti močno' labilnost atmosfere. Ves pojav se za-

109

radi enakomerne porazdelitve toplote nad vodnimi površinami
razvija enakomerneje kakor nad neenako segreto suho zemljo.

Čeprav so drugega izvora moram vendar na tem mestu ome¬
niti še vertikalne tokove na zračnih valovih (Wellenaufwind),
ki niso' posledica termike, pač pa nastajajoi zaradi gibanja zraka
preko zaprek (slika 67).

Sl. 67

Ta vrsta vertikalnih tokov je odvisna v glavnem od vrste
in višine zapreke, preko katere piha veter, posebno od njene
zavetrine, od hitrosti vetra in višine inverzijskega sloja. Velika
strmina zapreke in močan veter večata odklon in določata s tem
prvi vpadni in odbojni kot, medtem ko sledeči teren in inver-
zijski sloj vplivata na tvorbo valov. Nestalen veter vpliva v
toliko, da se pri rastočem vetru valovi bližajo zapreki, njihova
valovna dolžina pa postaja krajša. Obratno je pri popuščanju
vetra. Tako valovanje je najizrazitejše, če je teren v zavetrini
raven in neporaščen. Te vrste vertikalnih tokov so tudi vzroki
oblačne tvorbe »Moazagotl« (slika 47). *

Za jadralca je važno, da najde za zapreko zadosten (upora¬
ben) vertikalni tok. Pri večji razsežnosti takega valovanja
nam to z gotovostjo pokaže tvorba oblakov v zavetrini. Oblačne

110

tvorbe niso pogoj, ker nastopajo samo takrat, kadar se valo¬
vanje vrši na višini kondenzacijskega nivoja. Dobimo paralelno
k zapreki stoječe oblačne proge z ostro izraženo prednjo in
nejasno zadnjo stranjo. Včasih opažamo več takih prog v pra¬
vilnih medsebojnih razdaljah. Taki oblaki pokažejo jadralcu
vrhove valov čeprav more valovanje samo segati še daleč nad
oblake.

Jakost teh vertikalnih tokov se giblje med 2 in 5 m/sek.

Kroženje v takem vertikalnem toku ni nujno potrebno.
Jadralec se da odvleči v aerovleku proti vetru v področje
vertikalnega toka, da bi v primeru, če tega ne najde ali pa
če je preslab, vendar še lahko dosegel svoje letališče. Da bi
dosegel največjo mogočo višino, leti potem, ko se osvobodi
tako dolgo proti vetru, dokler se dviguje. Šele nato, seveda s
pogojem, da ima oblak še za seboj, začne krožiti, ker more
največjo višino doseči le blizu vrha vala.

g) Ostale vrste termike

Obravnavali smo termiko, ki imamo z njo opravka pri
naših razmerah. Javlja pa se še v raznih drugih oblikah, n. pr.:

a) Oceanska termika, ki nastopa pod posebnimi termičnimi
pogoji nad morsko površino. Navadno, vsaj v začetku je to tip

- vetrovne termike v kombinaciji z oblačno.

b) Višinska termika, ki nastopa pri ohlajanju zraka v
večjih višinah in je neodvisna od zemeljske površine in sonč¬
nega segrevanja. Je posledica izžarevanja (radiacije) ali vpada
hladnega zraka v višinah.

c) Termika v visokih gorah. Nastopa v glavnem nad osoj¬
nimi skalnatimi pečinami. Vertikalni tokovi se dvigajo tesno
ob skalnatih stenah proti vrhovom. V ozkih dolinah ne moremo
pričakovati uporabnih vertikalnih tokov, čeprav so navadno
močnejši od onih v ravninah, imajo pa zato zelo majhne raz¬
sežnosti.

IX. POBOČJA

Preostaja nam še vrsta vertikalnih tokov, ki nastajajo
povsod tam, kjer horizontalno gibanje zraka (veter) zadene
na prepreko, zaradi katere je zrak prisiljen, da se začne

111

dvigati. Jakost takega vertikalnega toka je odvisna od hitrosti
vetra, od višine prepreke in njene oblike (stožec ali greben),
dalje od strmine zapreke, od tega, s čim je porasla, od položaja
napram soncu (vpliv termike), od vrste terena pred prepreko
in od inverzij. Splošno situacijo nam daje slika 68, kjer pomeni
črka a horizontalno in b vertikalno komponento vetra.

Sl. 68

Veter, ki zadene na prepreko' (hrib, pobočje, greben), bo
prisiljen, da se ji izogne. Katero pot si bo zrak izbral, je poleg
že omenjene oblike prepreke mnogo odvisno od fizikalnih
lastnosti zraka. Vedno in povsod pa velja: zrak si bo izbral
ono pot, kjer bo našel najmanj odpora ali — z drugimi bese¬
dami — kjer bo porabil najmanj energije.

Ako je prepreka zelo visoka, jo bo zrak obšel rajši po
strani v horizontalni smeri, v nasprotnem primeru se bo vsaj
v srednjem delu prepreke moral dvigati in prelivati preko
grebena.

Zelo pogosto je energija, ki jo zrak potrebuje za dviganje,
večja od energije, ki bi jo potreboval za odtekanje po strani.
Najbolj se ta pojav opaža pri najnižjih zračnih plasteh, ki
se stiskajo predvsem na podnožju prepreke, oziroma jo obkro-

112

žajo v horizontalni smeri. Cim više proti vrhu gremo, tem
izrazitejša je vertikalna komponenta.

Cim več energije (t. j. čim močnejši je veter) imamo na
razpolago, tem hitreje se pretaka zrak in tem prej in na manjši
višini bomo dobili za nas uporabno vertikalno komponento
vetra — vzgornik.

Pri zračnih masah, ki so stabilne (majhen temperaturni
gradient), bomo težko dobili močnejši vzgornik, pričakujemo
ga pa lahko in ne zaman v labilnih zračnih masah (velik temr
peraturni gradient).

Pri slabem vetru in labilni zračni masi bo vzgornik na vseh
pobočjih, ki so nagnjena proti soncu, okrepljen zaradi vpliva
termike. Na njih v takem primeru horizontalne komponente
skoraj ne občutimo, občutimo pa vzgornik še na večji odda¬
ljenosti na obeh straneh pobočja. Pri stabilni zračni masi na¬
vadno vzgornik ne bo podprt s termiko. Kljub močnim vetro¬
vom dobimo le slabe vertikalne komponente. Zrak take mase
bo, če bo le mogoče, obšel prepreko po strani.

Pobočja, ki so nagnjena proti soncu, se močneje segrevajo
kakor ravna tla, poleg tega je tudi zrak, ki neposredno leži
na takih pobočjih, toplejši od zraka v prosti atmosferi. Za¬
radi tega moremo pri zadostnem segrevanju pričakovati na
vsem pobočju še samostojne od vetra nagnjene termične ka¬
nale ali mehurje. Ti se morejo, v kolikor se niso odlepili od
tai že prej, razviti v samostojno termiko nad vrhom pobočja.
V takih primerih je vertikalna komponenta vetra na pobočju
močno' okrepljena, zaradi termičnih kanalov pa bo jadralec
večkrat občutil potrese letala.

Ako so pred pobočjem ovire (neravna in obrasla tla), bo
veter zaradi okrepljenega trenja oslabel. Sledi mu analogno
oslabljena vertikalna komponenta na pobočju.

Ce je pobočje tako, da piha veter vzporedno z njim, z
vzgornikoin ne moremo računati. Prav tako tudi ne v ozkih
dolinah, kjer ostanejo spodnje zračne plasti mirne, kadar piha
veter v prečni smeri na dolino.

Če je inverzija pod vrhom prepreke (slika 69), bo zrak
pod inverzijo v glavnem miroval; deloval bo kot elastična
blazina. Mogli bomo izkoristiti samo del prepreke, oziroma
vertikalne tokove nad inverzijo (višino a).

8

113

Sl. 69

V primeru pa, ko leži inverzija nad prepreko, bodo vsi
vertikalni tokovi na pobočju (slika 70) uporabni, vendar oslab¬
ljeni, dočim bomo' na vrhu prepreke našli okrepljeno horizon-

114

talno komponento vetra, ki je odvisna v glavnem od propusta
b med vrhom prepreke in inverzijo.

Primere nizkih inverzij nahajamo zelo pogosto v hladnem
delu leta, posebno v jutranjih urah, ko tvori blazino težak in
hladen zrak.

Ako so zračne plasti nad inverzijo zelo vlažne, bomo po¬
gosto opazili nad vrhom pobočja oblačne »kape«; tam je baza
inverzije dvignjena in zaradi tega nastopa kondenzacija.

Najboljše pogoje za jadranje na pobočjih najdemo tam,
kjer štrlijo iz ravnine hribčki z lepim gladkim pobočjem. Tu
veter lahko prosto piha in udarja na pobočje. Stožčaste pre¬
preke (manjših horizontalnih dimenzij) bo pa zrak, posebno
če je stabilen, rajši obšel po strani (princip najmanjšega od¬
pora), in vertikalni tok bo neznaten.

Paziti moramo na pojave vrtincev, posebno pri startu in
pristajanju. Te nahajamo v vsej zavetrini preprek, na pobočjih
pa če so neravna in obrasla, in v inverzijah, če so te pod vrhom
prepreke. V raznih terenskih usekih, kjer zaradi zoževanja
tokovnic hitrost vetra raste, imamo okrepljene vertikalne to¬
kove, ki pa so večinoma precej turbulentni.

X. TRENJE  — TURBULENCA

Pri vseh termičnih pojavih se en del zraka giblje mimo
drugega. Jasno je, da pri tem gibanju nastopa trenje na čelnih
in mejnih površinah ter turbulenca ali mešanje (vrtinčenje)
posameznih zračnih delcev z drugimi iz okolice.

Trenje se povečuje še posebno zaradi tega, ker zrak, ki se
dviga, ne zadrži svoje oblike. Njegov presek se širi prvič za¬
tegadelj, ker z višino zračni tlak pada, in drugič, ker zračni
delci od spodaj, ki imajo še več energije, pritiskajo na gornje,
ki so morda že prešli v stanje ravnotežja — dvigajoča se plast
postane ploščata v toliki meri, da toplotna energija, ki je na
razpolago, ni več v stanju premagovati čelnega odpora.

Trenje samo je zelo važno. Najmanjše je seveda takrat,
kadar imamo opravka z manjšim kaminom, ki se dviga. Ako
pa zavzema zrak, ki se dviga, večje dimenzije, je čelni odpor
velik in more sploh preprečiti vshko vertikalno gibanje. To je


115

tudi vzrok, da nikjer v naravi ne najdemo kompaktnih verti¬
kalnih tokov večjega obsega (primerjaj mehurčke v vreli
vodi!).

Tam, kjer se pojavijo skoki v hitrosti gibanja zraka, imamo
zone mešanja — turbulentne zone. Pri zraku, ki se dviga,
moremo pričakovati na mejnih površinah okrepljeno turbu¬
lenco — zračne vrtince. Ta je sprva v ozkem pasu zelo ne¬
stalna (neenakomerna) in impulzivna, sčasoma pa, ko se tur¬
bulentna zona razširi, postane stalnejša in izgubi na svoji sili.
Tudi v notranjost zraka, ki se dviga, se turbulenca počasi
prenaša; tam opažamo minimalne turbulentne pojave, ki mo¬
rejo zrak tako izmešati, da del, ki se je prvotno pričel dvigati,
praktično izgine v svoji okolici. Ta pojav opažamo pogosto
pri majhnih termičnih mehurčkih.

Zaradi trenja in turbulence izgubimo 25% do 30% vzgona,
ki ga ima dvigajoči se zrak.

Turbulenca ima važno vlogo pri termičnih sprožitvah sploh,
in to zaradi povečanega trenja pri horizontalnem premikanju
zraka na mejah različne hrapavosti zemljišča, dalje pri pre¬
hodu zračnega toka (vetra) od vodne površine na kopno, od
polja na gozdove in naselja, v prosti atmosferi pa zavoljo po¬
večanja notranjega trenja na mejnih površinah zračnih tokov
različne smeri in jakosti.

Nič manj važna faktorja nista trenje in turbulenca na po¬
bočjih. Cim glajši je teren, tem manjše je trenje in tem enako¬
mernejši je zračni tok ob pobočju. Vsi ostri prehodi in robovi
imajo za posledico bolj ali manj močne vrtinčaste tokove, ki
se opažajo še daleč nad vrhom pobočja v zavetrini. Posebno
nevarni so taki vrtinčasti tokovi v primeru, kadar je prehod
iz ravnine na pobočje močan (direkten), ker se pri tem poleg
vrtincev opaža tudi močno menjanje smeri vetra. Pri direktnem
prehodu na pobočja z nagibom preko 30° nastopajo na njih
do višine okrog 50 m nad tlemi močni vertikalni tokovi, ki jih
pri blagem nagibu terena niti ne opazimo.

Podobno je stanje tudi takoj za vrhovi pobočij (v zave¬
trini). V obeh primerih kroženje ni na mestu, še manj pa pri¬
stajanje, ker se kaj lahko zgodi, da jadralno letalo pristane
z vetrom. V nemški in poljski strokovni literaturi se omenja
kot nevarna zona višina med 30 in 80 metri nad navedenimi
pasovi. Sploh se je treba zavetrine izogibati, ker srečujemo

116

tam navadno poleg drugih neugodnosti še padajoče zračne
tokove v zvezi z zračnimi vrtinci.

XI. SPROŽITVE

Tla se segrevajo zelo neenakomerno; segrevanje je odvisno
od njihove strukture. Zato se bo tudi zrak nad zemljiščem
bolj ali manj segreval, v majhnih medsebojnih razdaljah bodo
nastala področja, ki so zelo vroča, takoj poleg njih pa taka,
ki so sorazmerno zelo hladna. Zaradi tega se že nudi možnost,
da se pod vplivom prisilnega termičnega ravnotežja sproži
proces dviganja toplega zraka sam od sebe, posebno ker ga
bo takoj nadomestil hladni zrak iz soseščine. Ker je hladni
zrak nasilnejši, se tudi meja med toplim in hladnim zrakom
počasi pomika v smeri toplega zraka. Pri tem pomikanju je
upoštevan princip najmanjšega odpora (trenje).

Vsa ta gibanja zraka, četudi počasna, povzročajo pri zemlji
povečanje turbulence, ki se lahko presadi v okolico in tam,
v kolikor so za to dani pogoji,, zopet poruši prisilno ravno¬
težje segretega zraka. Dobimo nove zračne mehurje in kamine.

Navadno nahajamo v naravi polno drugih pojavov, ki dado
poslednji povod za rušenje prisilnega termičnega ravnotežja
zraka. Govorimo o> začetnem zunanjem impulzu. Glavni od
njih je veter, saj opažamo pri še tako mirnem vremenu ho¬
rizontalno premikanje zraka. Gibanje raznih živih bitij na
zemlji more dati povod za sprožitev, da, opazili so celo, da je
metulj, leteč od cveta do cveta, dal neposredni povod za tvorbo
termičnega mehurja. Tudi manjši ali večji dvigi terena, hribčki
in gore, različna hrapavost zemeljskih tal, prehod z morja
na kopno, s polja na gozdne površine, s polja v mesto itd.
morejo v določenih pogojih sprožiti termične procese.

XII. EVIDENCA PODROČIJ

V prvi vrsti nam je potrebna dobro organizirana meteoro¬
loška služba, ki nam bo nudila vse podatke splošnega in po¬
sebnega značaja, kot so: veter, oblačnost, vlaga, značilnice
zračnih mas, inverzije itd. Na podlagi teh podatkov bomo ugo¬
tovili :

117

a) Ali moremo v določenem trenutku glede na položaj
pobočij pričakovati na njih uporabne vertikalne tokove in
kakšne jakosti. Ali moremo pričakovati, da bodo vertikalni
tokovi podprti s termiko (položaj pobočja napram soncu) in
če moremo računati na čisto ali kako drugo termiko (labili-
teta mase). Z malo prakse bomo za pobočja vedno lahko ugo¬
tovili njihovo uporabnost pri najrazličnejših vremenskih situa¬
cijah.

b) Ali moremo na nekem področju pričakovati situacijo, ki
nam bo omogočila uporabo čiste termike. To je malo teže, ker
moramo prvič imeti točne podatke o zračni masi, drugič pa
poznati kvaliteto zemljišča. Prvo in drugo je mogoče, vendar
opozarjam na dejstvo, da nam pri tem pomaga predvsem
narava sama:

1. Pogosto nastajanje malih oblakov Cu nad nekim tere¬
nom nam kaže, da so tla v določenih pogojih močno segreta,
nad njimi pa moramo najti vertikalne tokove, ki se končajo
kot oblaki lepega vremena (Cu) ali pa brez njih (pri rela¬
tivno suhem zraku).

2. V krajih, kjer so pogoste termične nevihte (ne fron¬
talne!), bo tudi mogoče najti uporabno termiko, seveda če so
izpolnjeni drugi pogoji. Čim v takih krajih poleg visoke vlage
opazimo dopoldne intenzivno tvorbo oblakov Cu pri močni la-
biliteti, je zelo verjetno, da bomo med popoldnevom imeli
opravka s termično nevihto, ki jo je mogoče zelo dobro izko¬
ristiti (višinski rekordi!).

Omenjeni Cu oblaki ne razpadajo, kakor smo v enem
prejšnjih poglavij navedli za oblake lepega vremena tipa
Cu, ampak postajajo večji, dobivajo kopaste oblike in se spre¬
minjajo v oblake Cb.

3. Opazovanje ptic roparic, ki jadrajo ali lebdijo skoraj
na istem mestu, nam kaže, da je tam najti dober vzgornik,
ki pa more biti samo trenuten.

4. Lastne izkušnje in izkušnje drugih letalcev iz prejšnjih
poletov velja vedno izkoristiti. V nobenem primeru pa se ne
smemo prepuščati slučaju in brez glav© tipati po zraku, ker
nam bo tako delo prineslo večinoma samo bridka razočaranja.

Skratka, za pobočja, ki jih utegnemo praktično' izrabiti,
izdelamo oleate v obliki specialke za različne vremenske re-

118

žime. Oleate barvamo glede na intenzivnost vzgornika in po¬
sebej še označimo turbulentne pasove. Za čisto termiko bomo
napravili isto, tako da nam bodo take oleate služile za splošno
orientacijo, ki nam bo zelo pomagala pri cenitvi posameznih
primerov, posebno še pri prognozah. Dovolj bo, če za čisto
termiko predvidimo dva primera:

a) Stabilno zračno maso (navadno je to topel tropski ali
subtropski zrak), kjer bo termika zelo slaba.

b) Labilno zračno maso (hladni zrak polarnega tipa), kjer
je termika večinoma dovolj izrazita.

Za posamezna pobočja pa moramo seveda upoštevati vse
vetrove, ki na njih povzročajo vertikalne komponente.

Bila bi dolžnost učiteljev letenja, ki so sezonsko zaposelni
na posameznih centrih, da prevzamejo izdelavo take statistike,
ki bo njim samim olajšala delo v bodočnosti, obenem pa bomo
tako dobili pregledno sliko jadralnih možnosti pri nas!

119

XIII. DODATEK

A

Adiabata 42

— suha. 42

— vlažna. 42

Adiabatski papir:  navadno obrazec s koordinatnim sistemom,
kjer abscisa predstavlja temperaturo, ordinata pa abso¬
lutno višino ali zračni tlak. V posebnih primerih so upo¬
rabljene tudi druge vrednosti.

Adiabatski proces:  proces ohlajevanja ali segrevanja zraka po
eni od obeh (suha ali vlažna) adiabat.

Amplituda:  pri nihanju največja oddaljenost točke od njene
mirovne (ravnotežne) lege.

Analiza:  razčlenitev celotnega pojava na posamezne sestavine,
katerih vrednost in vpliv je pri tem tudi ugotoviti in
preučiti.

Aneriod. 12

Anticiklon:  področje visokega zračnega tlaka kot nasprotje ci¬
klonu, ki označuje področje znižanega tlaka in slabega
vremena.

Antipasati:  topli, in stalni višinski vetrovi ob obeh straneh ekva¬
torja, ki kot posledica termičnih razlik pihajo proti polom.

Argon:  plemeniti plin kot helij, le da je precej težak (ajomska
teža 39.94).

Arktičen:  označba za zrak, izvirajoč iz hladnih predelov v bli¬
žini zemeljskih polov.

Atmosfera. 9

B

Barograf:  instrument, ki nam grafično riše spremembe zrač¬
nega tlaka.

Barogram:  črta, ki jo nariše barograf, predstavlja spremembo
zračnega tlaka.

120

Barometer. 11

Burja:  sunkovit veter severovzhodne smeri, značilen za Kras
in našo obalo, kjer ima še posebno močno navzdol usmer¬
jeno vertikalno komponento.

C

Ciklon. 16

— ska družina. 16

Cirkulacija:  krožno sklenjeno gibanje.

Z>

Depresija  = ciklon.

Diagram:  krivulja sprememb vremenskih elementov, ki jih
narišejo instrumenti.

Difuzna svetloba:  razpršeni svetlobni žarki.

Diskontinuitelna površina:  dotikalna ploskev med toplim in
hladnim zrakom na frontah.

Fen:  topel veter v gorovjih. Zrak, ki se pretaka preko gorskih
grebenov v doline in se pri tem adiabatsko segreva in
postaja suh.

Fronta. 18

— hladna. 18

— topla. 18

— okluzija. 18

G

Gradient:  vrednost spremembe kateregakoli meteorološkega
elementa, in to v horizontalni smeri na dolžini 111 km
(1°), v vertikalni pa na 100 m višine.

H

Helij:  plemenit redek plin, ne gori, lahek (atomska teža 4).

I

Impulz:  sunek, povod.

Intenziteta:  jakost delovanja ali pojava.

121

Inverzija:  zračna plast, v kateri z višino temperatura ne pada,
ampak raste.

Indiferentna zračna masa  je ona, v kateri imamo po višini
adiabatski temperaturni gradient, t. j. padec tempera¬
ture za 1° na 100 m.

Izobara:  črta na vremenski karti, ki veže med seboj kraje z
enakim zračnim tlakom. Na adiabatskih papirjih pred¬
stavlja izobara seveda posamezne višine, kjer vlada
isti tlak.

Izoterma:  črta na vremenski karti, ki veže kraje z enako tem¬
peraturo, na adiabatskih papirjih pa višine z enako
temperaturo.

K

Kisik:  plin, prepotreben za vse življenje na zemlji (atomska
teža 16).

Kondenzacija:  prehod vodne pare iz nevidnega v vidno stanje
(majhne vodne kapljice: megla, oblaki).

Kondenzacijski nivo:  višina, na kateri se kondenzacija začne.

Kontinentalni:  celinski.

Konvekcija:  vertikalni zračni tokovi, povzročeni zaradi toplotnih
razlik.

Ksenon:  plemenit plin, enoatomski in popolnoma indiferenten
(atomska teža 130.2).

Kumulus. 63, 69

L

Labilno ravnotežje  je ravnotežje, ki se zelo rado poruši in se
samo po sebi ne povrne. V takem ravnotežju so zračne
mase z velikim temperaturnim gradientom.

M

Maksimum:  področje najvišje vrednosti nekega meteorološkega
elementa (navadno zračnega tlaka) ali vrednost tega
elementa samega (navadno pri temperaturah).

Maritimen:  prihajajoč z morskih področij, vlažen.

Megla. 79

Meteorograf. 48, 50, 51

Milibar. 11

Minimum:  nasprotje od maksimuma.

Monsuni:  stalni vetrovi, ki pihajo zaradi toplotnih razlik s kop¬
nega na morje ali z morja na kopno. Znani so posebno
indijski monsuni.

N

Naliv:  močan, kratkotrajen dež, navadno z velikimi deževnimi
kapljami.

Nasičenost:  stanje zraka, ko pri vladajoči temperaturi ne more
sprejeti nobene vlage več.

Nevihta:  močno, kratkotrajno' poslabšanje vremena.

Nefoskop:  potemnjeno zrcalo, ki služi za opazovanje oblakov.

Neon:  plemenit redek plin, atomska teža 20.2, uporablja se v
Geislerjevih ceveh za svetlobne reklame.

N oni j:  posebno merilo, ki nam omogoča točnejše merjenje.

O

Oblaki 55

Okluzija:  fronta, ki ima lastnosti tople in hladne fronte. To¬
plega sektorja nima več, možni so edino ostanki toplega
zraka na višinah.

Oscilacija:  nihanje okrog ravnotežnega položaja.

P

Pasati:  stalni vetrovi v ekvatorijalnem območju, pihajo proti
ekvatorju.

Periferija:  obmejna (zunanja) področja.

Polarni sij  ali polarna svetloba:  nebesni elektr. pojav v visokih
polarnih širinah v zvezi z zemeljskim magnetizmom. Se¬
stoji iz rdečih, rumenih in zelenih svetlobnih pramenov.

Polarna fronta. 15

Polarna zračna masa. 28

Prognoza:  vremenska napoved.

R

Radar:  najnovejša priprava za ugotavljanje raznih motenj in
zaprek na večje daljave.

123

Radiogoniometer:  priprava za odrejanje smeri s pomočjo elek¬
tromagnetnih valov.

Radiosonda:  kombinacija meteorografa in majhnega brezžič¬
nega oddajnika.

Rosa:  na raznih ohlajenih predmetih izločena vlaga iz zraka.

Rosišče:  temperatura, pri kateri se zaradi nasičenosti začne
vodna para izločati iz zraka (na raznih predmetih kot
rosa, drugače kot megla ali oblak).

S

Simbol:  poseben znak.

Sinoptika:  celoten pregled nad vremenskim stanjem, ki se na
tak način (kot celota) tudi preučuje.

Slana:  isti pojav kot rosa, le da se vrši pri nizki temperaturi,
kjer vodne kapljice zmrznejo.

Specifična teža:  pri plinih teža 1 m 3  plina, izražena v kg.

Stratosfera:  gornji del našega ozračja.

Sublimacija:  isto kot kondenzacija, le da prehaja vodna para
zaradi nizke temperature iz plinskega naravnost v trdno
stanje (kristale).

Š

Široko:  južen, topel in vlažen veter na Jadranu, ki je vezan na
vremenske motnje (ciklone). Piha ob slabem vremenu
po več dni.

T

Tendenca:  smer ali težnja spremembe nekega meteorološkega
elementa.

Teodolit:  optična priprava za merjenje horizontalnih in verti¬
kalnih kotov med dvema točkama.

Termika. 89

Tropopavza:  meja med spodnjim (troposfera) in gornjim (stra¬
tosfera) delom našega ozračja.

Troposfera:  spodnji del ozračja.

Turbulenca:  nepravilni vrtinčasti zračni tokovi, ki nastopajo
zaradi različnih hitrosti vetra, zaradi medsebojnega tre¬
nja zraka in trenja ob zemeljski površini.

124

v

Vakuum:  zrakoprazen prostor.

Vetrovi. 21
Vidljivost. 78
Višinomer 12
Vlaga: 47

Vodik:  najlažji plin (atomska teža 1); v zvezi s kisikom se¬
stavni del vode.

Z

Zaleditev. 74
Zračne mase. 26

125

VSEBINA

A. SPLOŠNI DEL

I. Ozračje v splošnem. •

Sestav zraka. — Višina atmosfere. — Zriami tlak. —
Barometer.

H. Gibanje zraka.13

a) Splošna cirkulacija — polama teorija. Sončna ener¬
gija. — Segrevanje zemlje in zraka. — Pasati in
antiipasati. — Zahodni in vzhodni vetrova. — Polarna
fronta. — Cikloni in ciklonske družine. — Topla,
hladna fronta in okluzije.

b) Vetrovi.

Smer in jakost. — Vetrnice. — Beaufortova lestvica.

— Danjik, nočnik, maestral, burin, burja, široko,

kosava, vardarac. — Višinski vetrovi. —

IH. Zračne mase.26

Pojem. — Klasifikacija. — Lastnosti. —

IV. Vpliv toplote .32

Viri toplote. — Segrevanje zemljišča in zraka. — Mer¬
jenje toplote. — Termometri. — Gostota zraka.

V. Pojavi v suhem zraku . 39

a) Stanje atmosfere.

Toplotni gradient. — Adiabate in adiabatski papirji.

b) Spremembe temperature v zraku, kd se dviguje.

VI. Vlaga v zraku.47

a) Splošno. I

Nečistost. — Merjenje vlage. — Higro- in psihrometri.

— Meteorograf.

b) Vodne kapljice.

Velikost. — Ombrometn.

e) Oblaki.

Klasifikacije in opis.

d) Led v zraku.

Podhlajene vodne kapljice.

e) Megle.

VII. Vremenska služba.78

Nekaj pravdi in predznakov. — Izdelava vremenske karte.

— Analiza. — Prognoze.

B. POSEBNI DEL

VIII. Termika .

a) Sončna ali čista termika.

b) Večerna termika.

c) Oblačna termika.

d)  Frontalna termika.

e) Obalna termika.

f)  Vetrovna termika.

g) Ostale vrste termike (oceanska, višinska in gorska
termika).

IX. Pobočja ..

Vertikalna komponenta vetra. — Inverzije.

X. Trenje — turbulenca .

XI. Sprožitve .

XII. Evidenca področij .

XIII. Dodatek .

89

111

115

117

117

120

■f

Založba Ljudske tehnike Slovenije v Ljubljani.
Za založbo: Pesek Anton.

Natisnjeno novembra 1948 v 4.000 izvodih.

NARODNA IN UNIVERZITETNA
KNJIŽNICA


J

K


\