kaj se dogaja? vremevreme.smejko.org/enciklopedija/mini-enciklopedija.pdf · mini-enciklopedija . 5...
TRANSCRIPT
Kaj se dogaja?
VREME
!
Mini-enciklopedija
2
Jurij Krajčič
3
4
Kaj se dogaja?
VREME
!
Mini-enciklopedija
5
Jurij Krajčič
6
7
VSEBINA
1. Uvod …………………………………………………………………….………8
2. Atmosfera ……………………………………………………………..…….9 Troposfera ……………………………………………………………………..9
Stratosfera …………………………………………………..………………10 Mezosfera ………………………………………………………….………..10
Termosfera ……………………………………………………………….…10
3. Sonce …………………………………………………………………………11 Sončno obsevanje ……………………………………………………….11 Svetlobno sevanje ……………………………………………………….11
Ovire pred sončnim obsevanjem ………………………………..12
Vpadni kot sončnih ţarkov ………………………………………….13
Dan in noč …………………………………………………………………..14
Letni časi ……………………………………………………………………..15 UV indeks …………………………………………………………………….17
Mavrica ………………………………………………………………………..18
4. Zračna vlaga ……………………………………………………………..18 Izhlapevanje ………………………………………………………………..19 Vsebnost vode v zraku ………………………………………..……..19
Relativna zračna vlaga ………………………………………………..20
Taljenje in izparevanje …………………………………..…………..21
5. Zračni pritisk …………………………………….………..…………….22 Spreminjanje vremena ……………………………………………….22 Merjenje zračnega pritiska ………………………………………….23
Redukcija ……………………………………………………………….…...24
Izobarne ploskve …………………………………………………...……25
Vzrok za veter ……………………………………………………………..26
6. Temperatura zraka ……………………………………………………26 Rosišče …………………………………………………………………………27
Ledišče …………………………………………………………………………28
Temperaturna inverzija ……………………………………………….28
7. Zračne mase ……………………………………………………………..29 Polarna fronta ………………………………………………………………29
Zračne mase nad Evropo …………………………………………….33
Stalna področja enakega zračnega pritiska ……………….33
8. Oblaki …………………………………………………………………………35 Barva neba ………………………………………………………………….35
8
Nastanek oblakov ………………………………………………….…….36
Razvrščanje oblakov …………………………………………….......36 Nizki oblaki ………………………………………………………………….38
Srednji oblaki ………………………………………………………………38
Visoki oblaki ………………………………………………………………..39
Oblaki vertikalnega razvoja ………………………………………..40 Megla ……………………………………………………………………………41
Nizka oblačnost ……………………………………………………………42
Kombinacije oblakov ……………………………………………………42
9. Padavine ………………..….………………………………………………43 Parni pritisk ………………………………………………………………….44
Nastanek padavin ……………………………………………………….44
Vrste padavin ………………………………………………………………46
Deţ ……………………………………………………………………………….47
Sneg …………………………………………………………………………….47 Toča in sodra ……………………………………………………………….49
Rosa in slana ……………………………………………………………….50
Ţled ………………………………………………………………………………51
Ivje ………………………………………………………………………………52 Virga …………………………………………………………………………….52
Ledene iglice ……………………………………………………………….53
10. Vetrovi …………………………………………………………………….53 Planetarni zahodnik …………………………………………………….55
Lokalni vetrovi …………………………………………………………….57 Merjenje vetra …………………………………………………………….60
11. Ciklon in vremenska fronta ………….….….…………………62 Rojstvo ciklona …………………………………………………………….62
Razvoj ciklona ……………………………………………………………..63 Topla in hladna fronta …………………………………………………65
Okludirana fronta ………………………………………………………..66
Frontalne padavine ……………………………………………………..67
Nevihta ………………………………………………………………………..68
Smrt ciklona ………………………………………………………………..72 Sekundarni cikloni ……………………………………………………….73
Stalni cikloni ………………………………………………………………..73
Blokada ………………………………………………………………………..73
Višinski ciklon ………………………………………………………………75 Ciklonske poti preko Evrope ……………………………………….75
Tropski cikloni ……………………………………………………………..76
Tornado ……………………………………………………………………….77
12. Anticiklon ………………………………………………………………..79
9
Nastanek anticiklona ……………………………………………………79
Razvoj anticiklona ……………………………………………………….80 Topli in hladni anticiklon ……………………………………………..82
Stalni anticikloni ………………………………………………………….83
Višinski anticiklon ………………………………………………………..83
Vročinski in mrzli val ……………………………………………………84
13. Podnebje ………………………………………………………………….85
14. Onesnaţenost zraka ………………………………….….…..…..86 Globalno segrevanje ……………………………………………………88
Smog ……………………………………………………………………………88
Ozonska luknja ……………………………………………………………88
15. Vremenske katastrofe …………………………………………….90 Poplava ………………………………………………………………………..90
Suša …………………………………………………………………………….91
Vihar …………………………………………………………………………….91 Poţar …………………………………………………………………………….92
Kisel deţ ………………………………………………………………………93
Plaz ………………………………………………………………………………94
16. Počutje …………………………………………………………………….97 Bioprognoza …………………………………………………………………97 Občutek mraza in vročine …………………………………………..98
17. Napovedovanje vremena ………………………………….….100 Izdelovanje vremenske napovedi …………………….….…..102
Satelitske slike ……………………………………………….….….….106
Vremenske slike ………………………………………………………..107
18. Sistem meteoroloških merskih enot ……………….……108
19. Zaključek ………………………………………………………….…..111
10
1. UVOD
Vreme je nekaj, kar človeka privlači ţe od
pradavnine. Tako je tudi danes. Vreme je pravzaprav vse
okoli nas. Kroji nam ţivljenje. Kaj pa je sploh vreme? Groba definicija pravi, da
je to stanje atmosfere. Vsi vremenski pojavi se namreč
odvijejo v atmosferi, natančneje v tanki spodnji plasti.
Vreme je nekaj, kar imamo za samoumevno. A ni
na vseh planetih tako. Da obstaja vreme, kot ga
poznamo mi, morajo biti izpolnjeni trije glavni pogoji.
Prvi in najpomembnejši je atmosfera, brez nje se vreme pač nima kje odvijati. Atmosfero lahko sestavljajo
različni plini; Venerina atmosfera je denimo iz
ţveplokislinskih par.
Drugi pogoj je Sonce. Sončna energija je namreč
edina energija, ki jo prejme naš planet, in poganja prav
vse vremensko dogajanje. Tretji pogoj je vrtenje planeta, zaradi česar, kot
bomo še videli, nastajajo zračni tokovi.
Na različnih območjih na Zemlji je vreme različno.
Kadar govorimo o značilnostih vremena, ki prevladuje in
ga dolgoročno lahko pričakujemo na nekem področju, so
to značilnosti podnebja. Naši kraji imajo zmernocelinsko
podnebje z vročimi poletji in hladnimi zimami, ob morju pa submediteransko z vročimi poletji in milimi zimami.
Ampak mi se ne bomo ukvarjali toliko z lokalnimi
vremenskimi značilnostmi, pač pa s tem, zakaj se neko
vremensko stanje pojavi in kako nastane.
Vreme nam pogosto povzroča najrazličnejše
nevšečnosti, od neznosne vročine do uničujočih neurij in nevzdrţnega mraza. Kako pride do vremenskih pojavov?
Ali se jim lahko izognemo? Kako nastaja vremenska
napoved? To so le nekatera vprašanja, na katera bomo
odgovarjali v tej mini-enciklopediji.
11
2. ATMOSFERA
Vsak planet, ki ima
svojo lastno atmosfero,
pozna tudi oblake in druge vremenske pojave;
enako tudi Zemlja. Brez
atmosfere bi od
vremenskih pojmov
poznali pravzaprav samo
temperaturo, pa še to ne
temperaturo zraka. Brez atmosfere, ki nas ščiti
pred prevelikim
segrevanjem od Sonca
čez dan ter prevelikim
ohlajanjem ponoči, bi se
temperature čez dan dvignile celo do 200°C,
ponoči pa bi se spustile
globoko pod ledišče.
Atmosfera je
pravzaprav tanek plašč
zraka, ki obdaja Zemljo.
Polmer Zemlje znaša slabih 6400km, višina atmosfere pa le 110km.
Sestavljena je iz pribliţno 78,1% dušika, 21,0% kisika,
0,9% argona, 0,2% vodnih par, 0,04% ogljikovega
dioksida in nekaterih ostalih plinov. Razdeljena je na več
plasti (slika 2.1).
TROPOSFERA Troposfera je najbolj spodnja plast atmosfere in
sega od tal do okoli 15km v višino. V tej plasti je tudi
okoli štiri petine vsega zraka. Povprečna temperatura pri
Slika 2.1
12
tleh je 20°C, na vrhu troposfere pa temperatura pade tja
do -60°C, temperatura torej z višino pada. Prav vsa vremenska dogajanja potekajo v troposferi. Zgornja
meja troposfere se imenuje tropopavza. Ostale plasti
bomo predstavili samo čisto na kratko.
STRATOSFERA Sega od 15 do 50km v višino. Tukaj temperatura z
višino zopet začne naraščati. V stratosferi se nahaja tudi
ozonski plašč (plast ozona O3), ki odbije večino nevarnih UV ţarkov, ki jih Zemlja prejme s Sonca, nazaj v vesolje
in nas tako ščiti pred njimi. A o tem več v poglavju o
Soncu. Plast ozona je najbolj gosta med 20 in 40km v
višino. Zgornja meja stratosfere se imenuje stratopavza.
MEZOSFERA Sega od 50 do 85km v višino. Tukaj temperatura z
višino zopet pada. V mezosferi popolnoma zgori tudi
večina kometov, ki padejo na Zemljo. Zgornja meja mezosfere se imenuje mezopavza.
TERMOSFERA Je najvišja plast
zemeljske atmosfere in
sega od 85 do pribliţno
110km, čeprav je teţko
začrtati jasno mejo, kje se začne vesolje.
Dejstvo je, da
pristajajoči »space
shuttle« pribliţno na tej
višini začuti vplive
atmosfere, zato se ta višina šteje za njen vrh.
Temperatura v
termosferi z višino Diagram 2.2
13
zopet narašča.
Diagram 2.2 prikazuje potek temperature v odvisnosti od višine v atmosferi.
3. SONCE
SONČNO OBSEVANJE Trajanje in jakost sončnega obsevanja pri tleh sta količini, ki znatno vplivata na vreme. Obe količini
merimo. Trajanje sončnega obsevanja merimo v urah
(h), jakost pa v vatih na kvadratni meter (W/m2).
Merimo tudi količino energije, ki jo dobimo s Sonca, in
sicer v kilovatnih urah na kvadratni meter (kWh/m2).
Črta, ki na karti povezuje kraje z enakim trajanjem
sončnega obsevanja, se imenuje izohela. Obe količini sta močno odvisni od oblačnosti in
vrste oblakov, onesnaţenosti ozračja in drugih postavk.
SVETLOBNO SEVANJE Svetloba je
elektromagnetno
valovanje. Naše oko
zazna to valovanje med
0,4μm (mikrometra) (vijolična barva) in 0,8μm
(rdeča barva), kar je
relativno ozek pas. Sonce
seva največ energije v
Diagram 3.1
14
valovnih dolţinah med 0,1μm in 3,0μm. Temu delu
sevanja pravimo kratkovalovno sevanje. Zemljino površje in atmosfera pa sevata znatno manj energije, in
sicer v valovnih dolţinah med 3μm in 100μm. Temu
valovanju pravimo dolgovalovno sevanje. Diagram 3.1
primerja zemeljsko in sončevo sevanje.
OVIRE PRED SONČNIM OBSEVANJEM Nad najvišjimi oblaki, to je večinoma okoli 10 km
nad zemeljsko površino, vedno sije Sonce. Koliko sončne energije bo doseglo tudi tla, pa je kot ţe rečeno odvisno
od raznoraznih dogajanj v atmosferi.
Jakost sončnega obsevanja na vrhu atmosfere
znaša okoli 1400 W/m2. Da si bomo laţje predstavljali,
kaj ta energija pomeni, pa primer: Če bi to energijo lovili
s sončnimi celicami površine 1 kvadratni meter 1 uro
dolgo in je pri tem ne bi prav nič izgubili (kar praktično sicer ni moţno), bi si lahko s pridobljeno energijo svetili s
100-vatno ţarnico 14 ur.
Do tal pa pride
energije znatno manj. Ţe
v popolnoma
neonesnaţenem zraku in jasnem vremenu bi je
skozi atmosfero prodrlo
kvečjemu tri četrtine.
Atmosfera namreč to
sevanje delno vpije, delno
pa razprši oziroma odbije
nazaj v vesolje, ker nekateri ţarki na
atmosfero vpadejo pod
premajhnim kotom (slika
3.2). Odbito sevanje
omogoča, da bi lahko z
drugega planeta ponoči Zemljo gledali (kot mi
Slika 3.2
15
opazujemo Venero ali Mars, čigar atmosfera prav tako
odbija nekaj svetlobe). Sončno obsevanje je odvisno tudi od vrste
oblakov. Vlaknasti cirusi skoraj nikoli ne vplivajo na
trajanje in jakost sončnega obsevanja, medtem ko debeli
nimbostratusi sploh ne prepuščajo direktne sončne
svetlobe. Razlog, da je pod temi oblaki vseeno svetlo, pa
je, da vodne kapljice v oblakih svetlobo odbijajo in razpršujejo, tako da se slednja, sicer močno oslabljena,
vendarle prebije do tal.
Oblaki vpijejo in razpršijo od 60% do 90% nanje
vpadle sončne svetlobe. To pomeni, da pride skozi
najdebelejše oblake le 10% vsega sevanja v obliki
svetlobe, večina pa se odbije nazaj v vesolje. V
povprečju pa je vedno okoli 60% zemeljskega površja pokritega z oblaki ali meglo, tako da na površino v resnici
prejmemo precej majhen deleţ sončne svetlobe.
VPADNI KOT SONČNIH ŢARKOV Ko opazujemo sončno obsevanje, ni vseeno, kje na
zemeljski polobli se nahajamo. Sončni ţarki namreč ne
vpadajo povsod pod istim kotom.
Slika 3.3
16
Bolj kot je vpadni kot sončnih ţarkov bliţje
pravokotnici na zemeljsko površino, bolj je vroče, saj se enak snop svetlobe (energije) razporedi na manjšo
površino in je tako na enoto površine na voljo več
energije. Bolj kot so sončni ţarki poševni, večjo površino
mora pokriti enak snop svetlobe in je zato na enoto
površine na voljo manj energije (slika 3.3).
Tako dobijo ob jasnem vremenu ekvatorialni kraji okrog 6 kWh/m2 dnevno, na območju 60. vzporednika le
še okoli 3 kWh/m2, na polu pa nič, saj takrat ţarki
potujejo vzporedno z obzorjem.
Poleg tega mora sončni ţarek, ki pada poševno na
zemeljsko površino, narediti večjo pot skozi atmosfero
(slika 3.4).
Atmosfera pa, kot smo
ţe povedali,
nekaj
svetlobe
odbije,
nekaj vpije in nekaj
razprši, tako
da je moč
sončnih
ţarkov še
dodatno oslabljena.
DAN IN NOČ Zemlja se vrti okoli svoje osi in za en obhod
potrebuje pribliţno 24 ur. Zaradi tega sončni ţarki na
neko točko na Zemlji ne padajo ves čas pod enakim
kotom. Tisti del Zemlje, ki je obrnjen stran od Sonca, ne
dobiva energije in se zato ohlaja. Ko se Zemlja toliko
obrne, da se na nekem mestu ţe vidi Sonce (ob sončnem vzhodu), vpadajo sončni ţarki najbolj poševno glede na
Slika 3.4
17
zemeljsko površino. Takrat imajo ţarki le malo učinka in
le šibko segrevajo površje. Enako se dogaja takrat, ko se Zemlja zavrti toliko, da je Sonce komajda še vidno (ob
sončnem zahodu) (slika 3.5). Najbolj intenzivno
segrevanje je torej okoli poldneva, ko ţarki vpadajo
najbolj navpično glede na zemeljsko površje.
LETNI ČASI Zemljina os je nagnjena za pribliţno 23°27', kar je
vzrok dejstvu, da sončni ţarki ne vpadajo povsod na
Zemljo pod istim kotom. Kadar je severna polobla
nagnjena proti Soncu, sončni ţarki nanjo padajo bolj navpično kot na juţni, zato se bolj segreva. Na severni
polobli je tedaj poletje, na juţni pa zima.
Zemlja pa se vrti tudi okoli Sonca in za en obhod
potrebuje nekaj manj kot 365 dni in 6 ur, pribliţno eno
leto. Torej je Zemlja čez pol leta natanko na drugi strani
Sonca. Tedaj je juţna polobla nagnjena k Soncu in se bolj segreva, severna pa stran od Sonca in se segreva
manj. Severna polobla ima zimo, juţna pa poletje (slika
3.6).
Slika 3.5
18
Pomlad in jesen, ki nastopita med poletjem in zimo, sta
zmerno topla, saj sta takrat obe polobli enako oddaljeni od Sonca, vendar je jesen navadno toplejša, ker so tla še
segreta od poletnega sonca.
Najbolj vroči so tropski kraji ob ekvatorju, saj tam
sončni ţarki vse leto vpadajo skoraj navpično,
najhladnejši pa ob polih, saj so tam ţarki najbolj poševni.
Skrajni sever in jug (t.j. od 66°33' vzporednika do pola) pa del leta sploh ne dobivata sončnih ţarkov, ker jih
zastira zemljina lastna senca, del leta pa Sonce sije ves
dan. Ta pojav imenujemo polarna noč in polarni dan.
Pola pa sta pol leta popolnoma v temi, pol leta pa
obsijana s Soncem in ne poznata dneva in noči.
Slika 3.6
19
UV INDEKS Del svetlobe, ki jo Sonce pošlje na Zemljo, je tudi
nam nevidna ultravijolična ali UV svetloba. To je svetloba
krajše valovne dolţine, od 280 do 400 nm. Človeku je škodljiva; povzroča namreč poškodbe oči ter staranje
koţe in je groţnja za potencialni razvoj koţnega raka.
Stopnjo UV sevanja zato merimo. Naprava za
merjenje UV indeksa se imenuje spektrofotometer. UV
indeks je brezdimenzionalna lestvica. Kadar UV sevanja
ni, je UV indeks 0. Obstaja tudi enačba za izračun UV indeksa, a je za to enciklopedijo prezapletena.
Razpredelnica 3.7 prikazuje stopnjo nevarnosti ob
izpostavljanju Soncu.
UV
indeks
Barva
opozorila Tveganje
Priporočljiva
zaščita
0-2 zelena
Ni tveganja za
povprečno
zdravega
človeka.
Ob snegu uporabimo
zaščitno kremo in sončna očala.
3-5 rumena
Manjša nevarnost pri
nezaščitenem
izpostavljanju.
Zaščitne kreme,
sončna očala, obleka, klobuk.
6-7 oranţna
Visoka nevarnost
pri nezaščitenem izpostavljanju.
Zaščitne kreme s
faktorjem višjim od 15, obleka, klobuk in
sončna očala,
izogibanje soncu med 11h in 16h.
8-10 rdeča
Velika nevarnost
pri
izpostavljanju.
Zaščitne kreme s faktorjem višjim od
15, obleka, klobuk in
sončna očala, izogibanje soncu med
11h in 16h. Koţa
lahko hitro dobi opekline
>10 vijolična Izredno velika
nevarnost.
Ni zadostne zaščite, zato splošno
izogibanje soncu.
Tabela 3.7
20
MAVRICA Kadar na nebu opazimo mavrico, vemo, da v smeri
mavrice deţuje, za nami pa sije sonce. Mavrica nastane
zaradi različnih valovnih dolţin in s tem različnih lomnih kotov različnih barv v barvnem spektru, ki sestavljajo
belo svetlobo. Ko bela svetloba, ki je mešanica vseh barv
vidnega spektra, vstopi v vodno kapljico, se ob vstopu
lomi. Barve, ki sestavljajo belo svetlobo, imajo različne
valovne dolţine, zato se ob vstopu v kapljico različno
lomijo, zaradi različnih lomnih kotov naredijo skozi kapljico različne poti in tudi različno hitro izstopijo iz nje.
Ko ţarki izstopijo
iz kapljice, jih
zato vidimo kot
cel barvni
spekter. Vijolična svetloba je vedno
na dnu mavrice,
rdeča z največjo
hitrostjo pa
vedno na vrhu
(slika 3.8).
4. ZRAČNA VLAGA
Zrak na Zemlji nikdar ni povsem suh, vedno
vsebuje nekaj nevidne vodne pare. Povprečna absolutna
vsebnost vodne pare v zraku je od okrog 1% do največ
4%.
Slika 3.8
21
IZHLAPEVANJE Voda neprestano izhlapeva s površja Zemlje. Tudi
pri sobni temperaturi se molekule vode gibljejo dovolj
hitro, da »odletijo« s površja v zrak. Temu pojavu pravimo izhlapevanje. Na hitrost izhlapevanja vode pa
vplivajo različni dejavniki.
Izhlapevanje je pospešeno, če na površje Zemlje
sije Sonce. Sonce namreč vodo segreje – molekulam
vode da energijo, da se gibljejo hitreje in tako voda
hitreje izhlapi. Izhlapevanje je pospešeno tudi takrat, kadar piha veter. Veter namreč na območju izhlapevanja
vlaţen, nasičen zrak nadomesti z bolj suhim, ki ga
prinese s seboj. Suh zrak namreč laţje sprejme nove
molekule vode kot vlaţen.
Celo v snegu in ledu se molekule vode še vedno
gibljejo dovolj hitro, da lahko uidejo v ozračje. Na vetroven dan lahko opazimo, da je sneg hitreje izginjal
kot na dan brez vetra. Temu pojavu, ko voda prehaja iz
trdnega neposredno v plinasto stanje, pravimo
sublimacija. Seveda pa je bistveno manj izrazita kot
izhlapevanje.
VSEBNOST VODE V ZRAKU Zelo pomembna lastnost zraka je tudi ta, da lahko
pri višjih temperaturah vsebuje več vodne pare kot pri niţjih. Pri 10°C, denimo, je lahko v zraku največ 9,4
gramov vode na kilogram zraka (g/kg), pri -10°C pa le
še 2,3 g/kg. Tem vrednostim, ki predstavljajo največjo
moţno količino vodne pare v zraku pri neki temperaturi,
pravimo maksimalna vlaga. Če zrak vsebuje največ
vodne pare, kot je pri določeni temperaturi lahko, je dosegel točko nasičenosti in je nasičen z vodno paro.
Relativna zračna vlaga tedaj znaša 100%. Oglejmo si na
primeru: Zrak ima temperaturo 10°C in vsebuje 4,7
gramov vode na kilogram zraka, torej je njegova
relativna vlaţnost 50%. Pravimo tudi, da je tedaj
absolutna zračna vlaga 4,7 g/kg. Če se ta zrak ohladi na
22
-10°C, bo lahko vseboval le še 2,3 grama vode na
kilogram zraka. Ostalih 2,4 grama vode se mora nekako izločiti iz zraka - voda se
začne kondenzirati.
Prebitek vodne pare se bo
izločil v obliki drobnih
kapljic ali drobnih ledenih
kristalov - nastal bo oblak oziroma megla. Diagram
4.1 prikazuje sposobnost
zraka za sprejemanje
vodne pare v odvisnosti od
temperature.
RELATIVNA ZRAČNA VLAGA Vsebnost vode v
zraku lahko merimo. Izračunamo jo tako, da
absolutno zračno vlago delimo z maksimalno vlago.
Relativna zračna vlaga je izraţena v odstotkih (%).
maxH
HRH abs ; [%]
Kakorkoli, zračno vlago
teţko izračunamo, saj ne moremo oceniti, kakšna je absolutna vlaga.
Naprava za merjenje zračne vlage
se imenuje higrometer (slika 4.2).
Digitalni (elektronski) higrometer
meri električno upornost med
dvema bakrenima ploščicama. Bolj vlaţen zrak namreč bolje prevaja
električni tok kot bolj suh. Nato izračuna relativno
vlaţnost. V analognem higrometru, ki velja za
Diagram 4.1
Slika 4.2
23
natančnejšega, pa je razpet trak iz neke snovi, ki se pri
različni relativni vlagi razteza ali krči in s tem obrača kazalec.
Črta, ki na karti povezuje kraje z enako relativno
zračno vlago, se imenuje izohigra.
TALJENJE IN IZPAREVANJE Količina, imenovana specifična toplota, nam pove,
koliko notranje energije ima neka snov. Enota za
merjenje je joule na kilogram kelvin (J/kgK) in pove, koliko joulov energije moramo dovesti enemu kilogramu
neke snovi, da se bo segrela za en kelvin (stopinjo
Celzija). Velja tudi obratno: ko se kilogram neke snovi
ohladi za en kelvin, toliko energije tudi odda v okolje.
Specifična toplota vode znaša 4.184 J/kgK. To je
zelo velika energija. Za primerjavo povejmo, da je npr.
ţelezova specifična toplota 440 J/kgK in aluminijeva 900 J/kgK.
Ampak nas
ne zanima
specifična
toplota. Te
številke bomo uporabili samo za
primerjavo.
Energija, ki jo je
treba dovesti
ledu, da se stali v
tekočo vodo, ali
pa tekoči vodi, da izpari, je mnogo
večja. Tako
znaša specifična
izparilna toplota vode 2.500.000 J. Specifična toplota je v
vseh snoveh mnogo niţja kot izparilna ali talilna toplota.
To pomeni, da če ţelimo, denimo, staliti led, ni dovolj, da ga postavimo na zrak s temperaturo 0°C, saj bo treba
Diagram 4.3
24
ledu dovesti mnogo večjo energijo, kot pa je specifična
toplota zraka. Temperatura zraka mora biti vsaj malo nad lediščem. Enako velja obratno: če ţelimo vodo
zmrzniti, nam to ne bo uspelo na zraku temperature 0°C,
saj zrak vodi ne bo mogel odvzeti dovolj toplote.
Enakemu fenomenu smo priča pri izparevanju ali
kondenzaciji vode.
Tukaj smo pokazali, da je lahko voda pri temperaturi 0°C v tekoči ali trdni obliki, pri 100°C pa v
tekoči ali plinasti. Diagram 4.3 prikazuje spreminjanje
agregatnega stanja in temperature vode pri
enakomernem dovajanju energije v odvisnosti od časa.
5. ZRAČNI PRITISK
Zračni pritisk, imenovan tudi zračni tlak, je pritisk
zraka na katerokoli površino kjerkoli v zemeljski atmosferi ali pri tleh. Povzroči ga teţa zraka.
Več zraka, kot ga imamo nad sabo, večja bo
njegova teţa in večji bo pritisk na nas. Zračni pritisk je
tako največji tik nad morjem (na nadmorski višini 0m),
saj je to točka, na katero pritiska ves zrak z vrha. Z
nadmorsko višino pa se število molekul zraka nad nami zmanjšuje, zato pritisk pada. Zračni pritisk, ki dejansko
deluje na nas, imenujemo absolutni zračni pritisk.
SPREMINJANJE VREMENA Standardni zračni pritisk (atm) znaša na morski
gladini 1013,25 hPa. Če preračunamo, ugotovimo, da
zrak pritiska na morsko gladino s teţo pribliţno 101,3
kg/cm2, kar je kar velik pritisk.
25
V grobem lahko rečemo takole: če zračni pritisk
pada pod to vrednost, se nam obeta poslabšanje vremena s padavinami, če pa raste nad to vrednost, se
nam obeta izboljšanje vremena.
Zračni pritisk je namreč velik krivec za vreme, ki
se bo razvilo nad nami. Topel zrak, ki denimo nastaja pri
tleh, je vedno laţji od hladnega, zato se bo začel dvigati
nad hladen zrak. To gibanje ustvari tokove v navpični smeri, ki so krivi za nastanek oblakov, padavin ali celo
neviht. Seveda velja tudi obratno – hladnejši zrak, ki je
teţji od toplega, se bo vrival pod toplega. A o tem več v
poglavjih o ciklonih in anticiklonih.
Na območjih, kjer se zrak dviguje, manj pritiska na
tla, zato je tam zračni pritisk niţji. Na območjih, kjer se
spušča, je zračni pritisk višji. V splošnem drţi tudi, da je nad krajem z nizkim zračnim pritiskom manj zraka kot
nad krajem z visokim zračnim pritiskom.
Ko se zrak od tal, kjer je zračni pritisk višji, dviga,
z višino prihaja v območja niţjega zračnega pritiska, zato
se lahko razširi. Zrak s svojim širjenjem zavzame več
prostora in s tem opravlja neko delo. Za opravljanje dela pa je vedno potrebna energija. Zrak to energijo vzame
pravzaprav iz samega sebe (svojo toploto pretvori v
delo) in temperatura se mu zmanjša. Zrak, ki se spušča,
pa se stiska in s tem delo oziroma energijo prejema. Ta
energija se pretvarja v toploto in zrak se segreva.
Vendar pa je to opazno le v višjih plasteh, vsaj nekaj
100m nad tlemi, saj se zrak pri tleh intenzivneje ohlaja ali segreva skozi tla.
MERJENJE ZRAČNEGA PRITISKA Enota za merjenje zračnega pritiska je milibar
(mbar), ki je med ljudstvom ustaljena enota, oziroma
njegov ekvivalent hektopaskal (hPa), mednarodno
priznana enota. Na Britanskem otočju, Avstraliji ter
Severni Ameriki pa uporabljajo enoto palec ţivega srebra
26
(InHg – inches of mercury). Merilna naprava se imenuje
barometer. Barometer sestavlja zatesnjena posoda, deloma
napolnjena z vodo, deloma z zrakom. V vodo je
potopljena navpična cevčica, ki je na zgornjem koncu
zatesnjena (v njej je pritisk manjši od
zunanjega, zato se voda iz posode po
njej nekoliko dvigne), in na drugi strani vodi ven iz posode. Druga cevčica pa
vodi iz posode na prosto in je odprta na
obeh straneh (slika 5.1). Ko pritisk zunaj
pade, je razlika med pritiskom zunaj in
tistim v zatesnjeni cevčici manjša, zato
se vodni stolpec po cevčici spusti. Kadar
pritisk zunaj zraste, pa se bo tudi vodni stolpec v cevčici zvišal. Na zatesnjeni
cevčici je označena skala.
Z naslednjo preprosto formulo lahko izračunamo,
kolikšen je zračni pritisk na določeni višini.
155005
10
h
P
; [Pa],
kjer je P zračni pritisk, h pa izbrana višina. Ta formula pa
ni povsem točna, saj v različnih vremenskih situacijah
opaţamo razlike v zračnem pritisku.
REDUKCIJA Kot smo ţe povedali, je zračni pritisk dober
indikator vremena. Povedali smo tudi, da je absolutni zračni pritisk na različnih nadmorskih višinah različen. Da
pa lahko te različne absolutne pritiske med seboj
primerjamo in na podlagi tega opisujemo stanje ozračja
in napovedujemo vreme, jih moramo nekako izenačiti.
Zračne pritiske z nadmorskih višin do 800m zreduciramo
na morsko gladino. To pomeni, da izračunamo, kakšen bi bil zračni pritisk ob danih vremenskih pogojih na
Slika 5.1
27
nadmorski višini 0m. Če po radiu slišite, da je npr. v
Kopru in v Ljubljani zračni pritisk 1025 mbar, je zračni tlak v Ljubljani zaradi primerljivosti zreduciran na morsko
gladino. Absolutni zračni tlak v Ljubljani, ki se nahaja
300m višje od Kopra, namreč znaša okoli 955 mbar.
Na nadmorskih višinah višjih od 800m pa bi bile
takšne zreducirane vrednosti ţe neprimerljive, saj je
lahko v višjih plasteh ozračja vremensko dogajanje drugačno. Teh vrednosti ne reduciramo.
IZOBARNE PLOSKVE Izobarne ploskve,
imenovane tudi pritiskove
ploskve, so ploskve enakega
zračnega pritiska v atmosferi. So
dvodimenzionalne.
V toplem zraku, ki je laţji in bolj razširjen, pritisk z višino
počasneje pada kot v hladnem,
zato so pritiskove ploskve v
toplem zraku z višino med seboj
bolj razmaknjene. V hladnem zraku pa pritisk z višino
Slika 5.2
Slika 5.3
28
hitreje pada, zato so izobarne ploskve v višino bolj
skupaj. Izobarne ploskve torej padajo od območja toplega proti območju hladnega zraka (slika 5.2).
Črta presečnica izobarne ploskve z neko ploskvijo,
ki je vzporedna s tlemi (ponavadi so to dejansko tla), se
imenuje izobara. Ta črta na vremenski karti povezuje
kraje z enakim zračnim pritiskom. Slika 5.3 prikazuje
izobarne plošče in izobare.
VZROK ZA VETER Zračni pritisk je tudi vzrok za vetrove. Razlike v
zračnem pritisku na različnih lokacijah namreč izzovejo
horizontalne (vodoravne) tokove zraka, ki jih občutimo
kot veter. A o tem več v poglavju o vetrovih.
6. TEMPERATURA ZRAKA
Sonce Zemlji dovaja energijo. To energijo
zaznamo kot svetlobo in toploto.
Sončni ţarki segrevajo površje Zemlje, ne zraka.
Šele od tal nato toplota preide v
zrak. Zato je zrak
praviloma
najtoplejši pri
tleh, proti vrhu
atmosfere in z nadmorsko višino
pa se hladi. Diagram 6.1
29
Temperatura zraka praviloma (ob stabilni atmosferi) z
nadmorsko višino pada, in sicer povprečno za 0,65 °C/100m. To je zgolj povprečje, lokalno stanje pa je
lahko bistveno drugačno, še posebej v krajih kot je
Slovenija, ki ima zelo razgibano površje.
Ker Sonce tal ne segreva ves čas
enako (ponoči sploh ne sije, podnevi pa
pod različnimi koti), so čez dan različno topla in različno intenzivno segrevajo
zrak. Diagram 6.1 kaţe povprečni dnevni
potek temperature tal in zraka nad njimi.
Tudi temperaturo zraka merimo.
Naprava za merjenje temperature se
imenuje termometer (slika 6.2). Enote, s
katerimi jo izrazimo, pa Kelvin (K), ki se v meteorologiji ne uporablja, stopinje
Fahrenheita (°F), ki jo uporabljajo v Veliki
Britaniji, Severni Ameriki in Avstraliji, ter
stopinje Celzija (°C), ki jo uporablja (v
grobem rečeno) ves preostali svet, tudi
mi. Črta, ki na karti povezuje kraje z
enako temperaturo zraka, se imenuje
izoterma.
ROSIŠČE Tukaj bomo zdruţili znanje o vlagi in temperaturi.
Temperatura rosišča ali točka nasičenja je
temperatura, pri kateri bi zrak pri dani absolutni vlagi in
zračnem pritisku postal nasičen z vodno paro in bi se ta
začela kondenzirati oziroma bi nastala megla ali oblak. Temperaturo rosišča lahko izračunamo. Obstaja
več formul, nekatere bolj zapletene od drugih, bolj
natančne od drugih, pa tudi ne veljajo vse vedno. Tukaj
je navedena preprosta formula z natančnostjo izračuna
do +/- 1°C, ki velja vedno, kadar je relativna zračna
Slika 6.2
30
vlaga višja od 50%. Tako lahko napovemo npr., za koliko
bi morala temperaturi pasti, da bi se pojavila megla.
5
100 RHTTd
; [°C] ,
pri čemer je Td temperatura rosišča, T trenutna
temperatura in RH relativna zračna vlaga.
LEDIŠČE Voda preide iz trdnega v tekoče agregatno stanje
pri temperaturi 0°C (32°F, 273K). Tej mejni temperaturi zato pravimo ledišče.
TEMPERATURNA INVERZIJA Kot ţe rečeno je temperatura pri tleh praviloma
najvišja, z nadmorsko višino pa pada. Temperaturna
inverzija pa je pojav, pri katerem se zgodi ravno obratno.
Do temperaturne inverzije pride skoraj izključno
jeseni in pozimi, saj so takrat tla hladna in ne morejo
izdatno ogrevati zraka. Ob jasnem vremenu se tla in zrak pri tleh še bolj ohlajajo, ker toploto z dolgovalovnim
sevanjem oddajajo višje v atmosfero in vesolje. Takšen
teţak hladen zrak zapolni doline in kotline, saj se zaradi
Slika 6.3
31
vzpetin, ki jih obdajajo, ne more razliti, mrzel zrak pa se
ne dvigne nad vzpetine, ker je višje laţji topel zrak. Tako mnogokrat ponoči v dolinah nastane jezero hladnega
zraka (slika 6.3).
Temperaturna inverzija pa lahko v krajih z meglo
vztraja tudi čez dan ali celo več dni. Megla ali nizka
oblačnost namreč preprečuje sončnim ţarkom dostop do
tal in ogrevanje. V krajih na višjih nadmorskih višinah, ki se nahajajo nad mejo megle ali nizke oblačnosti, pa sije
sonce in je topleje. Takšno temperaturno inverzijo lahko
razblini le veter, ki temeljito prepiha doline in kotline ter
premeša zračne gmote.
7. ZRAČNE MASE
Zračne mase so obseţne gmote zraka s podobnimi lastnostmi (podobna temperatura, vlaga). To so
tridimenzionalna telesa, ki zavzemajo prostor. V dolţino
in širino lahko merijo nekaj 1000km, v višino pa le do
12km, ker je troposfera pač tako nizka. Trki različno
toplih in različno vlaţnih zračnih mas povzročijo nastanek
oblakov in padavin.
POLARNA FRONTA Na območjih polov, kjer sončni ţarki vpadajo
poševno, se zrak zelo malo segreva. Tako imamo okrog
polov obseţno območje hladnega zraka – hladno zračno
maso. Nad polarnim kopnim nastaja mrzla in suha, nad
polarnimi morji pa mrzla in vlaţna zračna masa.
32
Ravno nasprotno je v ekvatorialnih predelih. Tam
se zrak izdatno ogreva. Nad tropskim kopnim nastajajo vroče in suhe, nad tropskimi morji pa zaradi izdatnega
izhlapevanja vode vroče in vlaţne zračne mase. Slednje
nosijo v sebi generalno gledano več vlage kot vlaţne
polarne mase, ker topel zrak sprejme več vlage.
V zmernih geografskih širinah, nekje med 30. in
60. vzporednikom, se ti dve zračni masi torej srečata. Prehod med toplo ekvatorialno in hladno polarno zračno
maso v večini primerov ni
počasen in enakomeren,
ampak hiter z velikimi
razlikami v temperaturah.
Posledično pride tudi do
razlik v zračnem pritisku. V toplem zraku, ki je laţji,
pada pritisk z višino
počasneje kot v hladnem,
teţjem zraku. Zato imajo
izobarne ploskve na stiku
toplega in hladnega zraka večji naklon (slika 7.1).
Pas srečanja
je torej ozek.
Območje srečanja na
vremenskih kartah
zarišemo kot črto.
To črto imenujemo polarna fronta in
označuje, kje sta se
zračni masi srečali
pri tleh.
Polarna fronta
ni povsod enako izrazita. Da je
polarna fronta bolj
izrazita, se morata
Slika 7.1
Slika 7.2
33
hladen in topel zrak zelo zbliţati, tako da so
temperaturne razlike na krajši razdalji večje. To pa se ne zgodi vedno, saj je tudi vmes med toplo in hladno zračno
maso pač tudi zrak, ponavadi srednje temperature.
Slika 7.2 prikazuje razporeditev in temperaturo
zraka ob polarni fronti. Modra barva predstavlja dele
hladnega zraka na severu, rdeča pa dele toplega zraka
na jugu. Hladni in topli deli se pribliţujejo drugi drugim, neposredni stik pa jim onemogoča vmesni zrak srednje
temperature, predstavljen z belo barvo. Če so zračni
tokovi taki, da se zrak med toplo in hladno zračno maso
razteka na vzhod in zahod, si lahko topel in hladen zrak
prideta zelo blizu. Zaradi velikih temperaturnih razlik so
tukaj izobarne ploskve bolj strme in polarna fronta
izrazitejša. Pri tokovih, ki zračni masi silijo narazen drugo od druge, pa so razlike manjše in polarna fronta je tam
posledično manj izrazita. Zakaj pa nastanejo gibanja
zraka, ki omogočajo bolj ali manj izrazito polarno fronto,
pa je v veliki meri še neznanka. Zato je vreme na takih
območjih teţko napovedati.
Polarna fronta nikoli ne
poteka v ravni črti
od vzhoda proti
zahodu, ampak na
nekaterih mestih
hladen polarni zrak
seţe dalj proti jugu, na nekaterih
mestih pa topel
ekvatorialni bolj
proti severu. Slika
7.3 prikazuje tako
stanje in grobo temperaturno
razporeditev,
vendar pa polarna fronta skoraj nikoli ni tako
Slika 7.3
34
enakomerna. Črto (krivuljo), ki ponazarja obliko polarne
fronte in jo vidimo na sliki 7.3, imenujemo Rossbyjevi valovi. Območje, kjer Rossbyjevi valovi seţejo dlje proti
severu, imenujemo greben, kjer pa seţejo bolj proti
jugu, pa dolina (slika 7.5).
Ker teţak
hladen zrak tone
pod laţjega toplega, ta pa se
nad hladnega
nariva, frontna
črta v višino nikoli
ne poteka
navpično, temveč
je nagnjena proti hladnemu zraku.
Slika 7.4 prikazuje
naris in presek
polarne fronte v
višino.
Preučevanje vremenskih
pojavov še ni
prišlo tako daleč,
da bi ugotovili, zakaj,
a analize vremena
kaţejo, da se na
vzhodni strani doline Rossbyjevih valov
ponavadi oblikuje
slabo vreme, na
vzhodni pa lepo (slika
7.5). Polarna fronta se
lahko na istem mestu in v isti obliki zadrţi
dalj časa; če se naši
kraji v tem primeru
Slika 7.4
Slika 7.5
35
znajdejo na vzhodni strani doline Rossbyjevih valov,
lahko imamo denimo deţevno celo poletje. Enako velja za nasprotno situacijo – če se znajdemo na zahodni
strani doline, pa lahko imamo denimo sončno in vroče
poletje s hudimi sušami.
ZRAČNE MASE NAD EVROPO Spodnji zemljevid (slika 7.6) prikazuje območja
nastanka različnih zračnih mas ter njihove poti nad
našimi kraji.
STALNA PODROČJA ENAKEGA ZRAČNEGA PRITISKA
Zaradi ustaljenih poti zračnih tokov imamo na zemlji nekatere pasove bolj ali manj stalnega zračnega
pritiska (slika 7.7).
Slika 7.6
36
Na ekvatorju, kjer je segrevanje zraka pri tleh
intenzivno, se zrak zaradi tega dviga. Tu je področje nizkega zračnega pritiska.
Ravno obratno je na obeh polih; tam je zrak zaradi
poševnega vpada sončnih ţarkov hladen in se zato
spušča. Pola sta torej področji visokega zračnega
pritiska.
Kot ţe
vemo, pa
izobarne ploskve
padajo od
območja toplega
proti območju
hladnega zraka. Topel zrak od
ekvatorja zato
potuje proti
poloma. Na poti
se ohlaja in se
zaradi ohlajenosti okoli
30. vzporednika
zopet začne
spuščati. Zrak se torej na teh geografskih širinah kopiči
in oblikuje območje stalno visokega zračnega pritiska.
Nekje pod 60. vzporednikom se toplejša zračna masa z
ekvatorja in hladnejša s polov srečata in ustvarjata polarno fronto, o kateri smo ţe govorili. Topel zrak se
nariva nad hladnega in ustvarja območje nizkega
zračnega pritiska. Seveda pa se to ne dogaja vedno
točno ob istih vzporednikih, ampak ta območja seţejo
tudi bolj severno ali juţno, še posebno, kadar so razlike v
temperaturi med polom in ekvatorjem večje.
Slika 7.7
37
8. OBLAKI
Oblak je velika gmota izjemno majhnih vodnih
kapljic ali ledenih kristalčkov v ozračju, s premerom do
0,01mm. Če se oblak nahaja pod višino izoterme okoli -40°C, ga sestavljajo vodne kapljice, če pa nad njo, pa
ledeni kristalčki.
Zemlja je v povprečju vsak trenutek v 60%
prekrita z oblaki.
BARVA NEBA Bela barva je mešanica celega človeku vidnega
spektra barv. Na molekuli vode se ţarek sončne svetlobe
razlomi v ţarke različnih valovnih dolţin: rdečo, oranţno, rumeno, zeleno, modro, indigo in vijolično barvo. Ker se
na vodi lomijo vsi ti ţarki, to barvo vidimo kot mešanico
vseh, zato so oblaki bele barve.
Jasno nebo vidimo v modri barvi (slika 8.1), ker se
na molekulah zraka lomijo samo ţarki kratkih valovnih
Slika 8.1
38
dolţin, to so modra, indigo in vijolična. Molekule zraka na
dolgovalovne barve nimajo učinka.
NASTANEK OBLAKOV Iz poglavij o temperaturi zraka, zračni vlagi in
zračnem pritisku lahko izluščimo, da oblaki nastajajo
preprosto takrat, ko se zrak dviga, se s tem ohlaja in
postane nasičen z vlago, izginjajo pa takrat, kadar se
zrak spušča. To je za pooblačitev ali razjasnitev
najpomembnejši vzrok, mnogo pomembnejši od prihoda in odhoda oblakov z vetrovi. Zrak se lahko dviga na 3
načine: s konvekcijskimi tokovi (če se pod hladnim
zrakom nahaja topel zrak, se bo slednji, ker je laţji, začel
dvigovati nad hladnega), zaradi orografskih značilnosti
(zrak, ki se premika v vodoravni smeri in naleti ob
gorsko pregrado, se bo dvignil nadnjo) ter v pojavu, ki
mu pravimo fronta, ko se topli zrak klinasto nariva nad hladnega. O tem pojavu pa več v poglavju o frontah.
Da pa spremeni agregatno stanje, je potrebno
kondenzacijsko jedro. To so izjemno majhni delci, veliki
le kakšno tisočinko milimetra. Kondenzacijskih jeder pa
nikoli ne primanjkuje, saj jih je v čistem zraku okoli 200
na kubični centimeter, v onesnaţenem mestnem zraku pa celo nekaj 10.000 na cm3.
RAZVRŠČANJE OBLAKOV Oblaki so najrazličnejših oblik, velikosti, debelin in
vrst. Oblaki so tako razvrščeni v 4 skupine: cirusi,
stratusi, kumulusi in oblaki vertikalnega nastanka, oblaki
s padavinami pa imajo predpono nimbo-. Razdeljeni so
tudi na 10 rodov, delimo pa jih tudi glede na višino, na
kateri običajno nastajajo. Po tej delitvi jih bomo predstavili tudi mi. Slika 8.2 (na naslednji strani) je
shema najbolj tipičnih oblakov, ki jih bomo tudi
predstavili.
39
Slika 8.2
40
NIZKI OBLAKI Nizki oblaki se
nahajajo na višini od
0,1km do okoli 2km nad morjem. Temperatura tu
seţe od krepko nad ničlo
do okrog -10°C. To je
ponavadi območje
oblakov iz vodnih kapljic.
To so oblaki brez padavin v opaznih
svetlejših in temnejših
odtenkih – stratokumulusi
(Sc). Sem spada tudi oblak
popolnoma sive barve brez
oblike – stratus (St). Slednji tudi gradijo nizko oblačnost,
ki nastane z dvigom megle iz
dolin in kotlin ter lahko s
tem v zimskem času tudi za
več dni zastre pogled na
Sonce.
SREDNJI OBLAKI Srednji oblaki se nahajajo na nadmorskih višinah
od 2km do 6km. Temperature tu se gibljejo nekako med -10 in -35°C.
Slika 8.3
Slika 8.4
Slika 8.5 Slika 8.6
41
Sem prištevamo altostratuse (As) in oblake,
imenovane ovčice, svetlosive plastovite oblake. Tu se nahaja tudi bel
oblak altokumulus
(Ac). Padavinski
oblaki ponavadi
nastanejo v srednjih višinah.
Sem spada visok
nimbostratus (Ns).
VISOKI OBLAKI
Visoki oblaki se
nahajajo na nadmorskih višinah od 6km do 12km,
občasno lahko seţejo tudi do višine 15km. Tu so
temperature pod -35°C. Oblaki na teh višinah sestojijo iz ledenih
kristalčkov.
Tu se
nahajajo cirusi
(Ci). To so bela
vlakna ali niti, ki jih vidimo
predvsem poleti.
Cirostratusi (Cs)
izgledajo kot prosojne koprene in sončnim ţarkom ne
postavljajo posebne ovire. Ciruse pa lahko vidimo tudi
Slika 8.7
Slika 8.8 Slika 8.9
Slika 8.10
42
kot majhne oblačne otočke, raztresene po nebu. Tak
oblak se imenuje cirokumulus (Cc).
OBLAKI VERTIKALNEGA RAZVOJA Posebno poleti, ko so
tla razgreta in je dviganje
toplega zraka intenzivno,
nastajajo kopasti oblaki
različnih višin, imenovani
oblaki vertikalnega razvoja. Nastajajo večinoma ţe na
nizkih višinah in se nato razvijajo višje. Sem prištevamo kumulus (Cu), ki se lahko razvije
v siv, visok in
razgiban kumulus
kongestus.
Njegovo specifično
obliko je teţko zgrešiti. Iz
kumulus
congestusa lahko
tudi deţuje, ni pa
obvezno. Iz tega
oblaka pa se dalje lahko razvije
Slika 8.11 Slika 8.12
Slika 8.13
43
kumulonimbus (Cb), nevihtni oblak, v katerem se
ustvarjajo močni električni tokovi, iz njega močno deţuje, pada pa lahko tudi toča.
MEGLA Megla (slika
8.14) je v principu
enako sestavljena
kot oblaki (iz
drobnih vodnih kapljic), le da seţe
prav do tal. Megla je
lahko različno gosta,
v skrajnih primerih
lahko vidljivost
zmanjša na vsega 5
metrov. Najpogostejši nastanek megle pri nas je v dolinah
in kotlinah med jesenskimi in zimskimi meseci (slika
8.15). Ponoči se tla in zrak pri tleh hladita s terestričnim
sevanjem v
atmosfero. Ko se
spodnja plast zraka toliko ohladi, da
postane nasičena,
nastane megla.
Hladen zrak je v
dolinah ujet pod
toplim in ne more
uiti. Taka megla se imenuje radiacijska
megla (radiacija =
sevanje).
Megla lahko nastane tudi takrat, ko priteče topel
zrak nad hladnejšo podlago. Zrak se nad podlago ohlaja
in če mu temperatura pade pod rosišče, se vodna para zopet začne kondenzirati. Taka megla se imenuje
Slika 8.14
Slika 8.15
44
advektivna megla (advekcija = dotok). Takšna megla
nastaja nad hladnimi morskimi tokovi, kadar nadnje priteče topel in vlaţen zrak, nastaja pa tudi ob obalah,
kadar zrak z morja, ki je toplejše, prodira na mrzlo
kopno.
Kadar pa nad
razmeroma tolpo vodo
doteka hladen zrak, se ustvarja puhteča
megla, ki se dviga
(slika 8.16). To je
mogoče videti npr. ob
mrzlih jutrih nad
jezeri ali rekami ali pa
poleti po nalivu, ko se nad razgreto cesto
dviguje para.
NIZKA OBLAČNOST Nizka oblačnost nastane, kadar se megla dviguje
iznad tal. Ko se dvignjena megla ne dotika več tal, jo
tretiramo kot oblak. To je siv in brezobličen, ponavadi
tudi precej plitev oblak, imenovan stratus (St). Nadmorska višina, na kateri se nahaja vrh tega oblaka,
imenujemo meja nizke oblačnosti. Nad njo sije sonce, če
v višjih plasteh ozračja ni nove oblačnosti.
KOMBINACIJE OBLAKOV Oblike oblakov, ki smo jih tukaj našteli, so le
najpogostejše. Obstajajo seveda še malo morje drugih
oblik, ki pa so teţje določljive.
Oblaki v naravi seveda nastopajo v raznih kombinacijah in se med seboj prelivajo. Zgoraj našteti
rodovi in skupine so primeri idealnih oblakov, ki jih v
naravi ne vidimo zelo pogosto, pač pa so v naravi rahlo
popačeni oziroma se ne drţijo popolnoma naših opisov.
Slika 8.16
45
Včasih imajo celo meteorologi teţave pri določanju
oblakov. Višinsko razvrščanje oblakov je seveda zgolj
pribliţno; oblaki neredko seţejo tudi izven svojih
začrtanih meja.
9. PADAVINE
Padavine so vsaka oblika vode, ki pada na Zemljo.
Zmotno je misliti, da so padavine kar naslednik oblakov, ko bi se v zraku kondenziralo še več vode. Včasih namreč
obširen siv oblak nad nami ne prinese nobenih padavin,
včasih pa se ţe iz sorazmerno majhnega vsuje ploha.
Naključni trki kapljic in s tem njihovo večanje se zgodi le
redko, pa še to lahko povzroči le neţno pršenje, ne pa
pravega deţja. Kapljice v oblaku ali megli so namreč tako
drobne, da jih potrebujemo okrog milijon za povprečno deţno kapljo.
Količino padavin merimo z napravo, imenovano
deţemer ali pluviometer (slika 9.1). Elektronski
pluviometer vsebuje ozek kanal, ki vodo privede na
zaklopko. Določena teţa
vode zaklopko odpre, voda steče ven in
zaklopka se zopet zapre.
Pluviometer šteje,
kolikokrat se je zaklopka
odprla. Odvisno od
natančnosti pluviometra zaklopka reagira na
manjše ali večje Slika 9.1
46
spremembe v teţi vode. Enota za merjenje je milimeter
višine (mm), kar je enako litru na kvadratni meter (l/m2).
Poznamo več vrst padavin, ki se razlikujejo po
intenziteti in so odvisne od vrste fronte, a o tem več v
poglavju o frontah.
PARNI PRITISK Parni pritisk je pritisk znotraj neke snovi v katerem
koli agregatnem stanju in posredno pove, kako hitro se molekule neke snovi gibljejo. Ne smemo ga zamenjevati
z zračnim pritiskom! Vrednost parnega pritiska je
najmanjša v trdnem, večja v tekočem in največja v
plinastem agregatnem stanju. Mi si bomo parni pritisk
ogledali na primeru vode, ker so padavine iz vode.
Parni pritisk se v tekoči vodi in ledu spreminja s
temperaturo, v vodni pari pa s temperaturo in relativno vlago. Ko se vodna para toliko ohladi, da njen parni
pritisk pade na vrednost parnega pritiska tekoče vode pri
tisti temperaturi, se bo začela kondenzirati. Velja seveda
tudi obratno: ko se tekoča voda toliko segreje, da doseţe
parni pritisk vodne pare, bo izhlapela.
NASTANEK PADAVIN Večina padavin nastane takrat, ko drobni ledeni kristalčki iz višjih oblakov zaidejo med podhlajene vodne
kapljice niţjih oblakov. Podhlajene kapljice imajo
temperaturo niţjo od 0°C, pa so vseeno v tekočem
stanju. Tako lebdeče drobne kapljice se lahko ohladijo do
okoli –35 ali -40°C, ne da bi zmrznile.
Pomembna lastnost vode je, da je parni pritisk
okrog vode v trdnem stanju (v našem primeru okrog ledenih kristalčkov) malce niţji od tistega okrog
podhlajenih kapljic. Vodna para pa potuje od višjega
proti niţjemu parnemu pritisku, ker je tam relativna
zračna vlaga niţja in je para tam bolj stabilna.
47
Vodna para torej potuje od podhlajenih kapljic
proti kristalčkom in jim tako dovaja vlago, ki pa ob stiku z mrzlimi ledenimi kristalčki sublimira (preide iz
plinastega neposredno v trdno agregatno stanje) in se
nabira njih. Ker je vodna para odpotovala od vodnih
kapljic, morajo slednje ta primanjkljaj pare v zraku
nadomestiti. Prisiljene so se sušiti in se manjšajo. Voda
se torej prenaša s podhlajenih vodnih kapljic na ledene kristalčke. Ko pa ledeni kristal pride do območja, kjer se
je voda ţe začela kondenzirati, začnejo nanj primrzovati
tudi vodne kapljice (slika 9.2).
Ta proces je precej hiter. V samo 15 minutah
lahko nastanejo tako veliki ledeni kristali (sneţinke), da
postanejo preteţki in padejo na Zemljo. Vsaka sneţinka ima šest krakov in je simetrična,
vendar pa niti dve sneţinki med seboj nista popolnoma
enaki (slika 9.3).
Slika 9.2
Slika 9.3
48
Sneţinke so različnih vrst in jih delimo glede na
nastanek. Obstajajo različne oblike padavin, vsako od njih
bomo opisali.
Padavine pa delimo tudi glede na to, na kakšen
način nastanejo.
VRSTE PADAVIN Padavine glede na nastanek ločimo na orografske,
ciklonske in konvekcijske. Orografske padavine nastajajo, ko zračna masa
naleti na orografsko oviro, npr. gorsko pregrado (slika
9.4). Zrak se je tam prisiljen dvigati nad vzpetine, zato
se ohlaja, postane nasičen in vodna para se kondenzira.
Orografske padavine so enakomerne in izdatne.
Pojavljajo se na privetrni strani orografskih ovir in so bolj
intenzivne na tistih pregradah, ki so bliţje morju, saj iznad morij nad kopno doteka vlaţen zrak.
Ciklonske padavine nastanejo ob topli ali hladni
fronti, kjer se je topel zrak prisiljen dvigovati nad
Slika 9.4
49
hladnega. Več o tem v poglavju o ciklonih in vremenskih
frontah. Konvekcijske padavine nastajajo ob vertikalnih
zračnih tokovih (konvekciji), kadar se vroč zrak zaradi
pregretih tal intenzivno dviga, ohlaja in kondenzira. To so
najintenzivnejše padavine, a ponavadi precej
kratkotrajne. Tudi o tem bo več govora v poglavju o
ciklonih in vremenskih frontah.
DEŢ Večina padavin v naših geografskih širinah tudi
poleti nastanejo kot sneg. Če ta pada skozi zrak, ki je
toplejši od 0°C, se postopoma stali in nastane deţ. Kadar
se sneţinke ne stalijo popolnoma, pa pada mešanica
snega in deţja,
imenovana sosneţica.
Ob temperaturni inverziji z zrakom, ki je
pri tleh višji od 0°C, in
rahlih padavinah,
nastane rosenje, ki ga
pogosto spremlja
megla. Majhne relativno tople kaplje iz
zgornjega toplega
zraka v hladnem izhlapevajo, vendar pa hladen nasičen
zrak ne more sprejeti toliko vlage in para se nemudoma
kondenzira nazaj. Nastane rosenje ali pršenje. Slika 9.5
prikazuje v ozadju deţno zaveso konvekcijskih padavin.
SNEG Kadar je zrak, skozi katerega pada sneţinka, vseskozi dovolj hladen (pod ali le malo nad lediščem),
pade na tla kot sneg (slika 9.6). Na tleh tvori sneţno
odejo (slika 9.7). Če imajo tudi tla temperaturo pod 0°C,
se lahko sneţna odeja obdrţi zelo dolgo.
Slika 9.5
50
Vendar samo nizke temperature niso zagotovilo,
da se bo sneg dolgo obdrţal. Voda namreč lahko, kot smo ţe povedali, prehaja neposredno iz trdnega v
plinasto stanje v procesu, imenovanem sublimacija. Tako
sneg izginja tudi med mrzlimi, a suhimi dnevi, še hitreje
pa ob vetru, ki iznad sneţne odeje odnese vlaţen zrak in
dovaja bolj suhega, v katerega vodna para laţje vstopi.
Sneg pa ne bo sublimiral med obdobji megle, ker je takrat zrak ţe prenasičen.
Debelina novo
nastale sneţne odeje
je pri enaki količini
padavin odvisna od
vrste snega. Če so
temperature globoko pod lediščem, bo
padal suh sneg, t.i.
pršič, ki ustvari
najdebelejšo sneţno
odejo. Njegova
gostota je lahko samo 1/30, kar pomeni, da iz 30cm staljenega snega dobimo 1cm (10mm) vode. Zelo moker
sneg ima lahko gostoto do 1/2, kar pomeni, da ţe 2cm
snega po taljenju dasta 1cm vode.
Sneţna
odeja v gorah je
lahko nevarna, saj
se utegnejo proţiti sneţni plazovi.
Nevarnost plazov
je odvisna od
višine sneţne
odeje, še posebej
pa od vrste snega. Sneg je lahko suh,
moker, zmrznjen
Slika 9.6
Slika 9.7
51
itd., ponavadi pa sneţno odejo sestavlja več plasti
različnega snega. Ko se vreme otopli, sneţna odeja počasi začne
izginjati. Najbolj učinkovit pri tem je pri nas topel juţni
ali jugozahodni veter, ki je spomladi pogost. Nenadni
otoplitvi in s tem taljenju snega pravimo odjuga.
TOČA IN SODRA Toča in sodra nastajata v nevihtnem oblaku
(kumulonimbusu) in to skoraj izključno med poletnimi meseci, ko so tla razgreta.
Slika 9.8 prikazuje nastanek toče in sodre. Iz
oblaka začne svojo pot kot sneg, ko pa preide ničto izotermo, se počasi stali in naprej pada kot deţ. Ker pa
so tla zelo vroča, se zrak pri tleh intenzivno segreva.
Slika 9.8
52
Topel zrak se zato intenzivno dviga nad hladnega v
višinah, s tem pa nastajajo močni navpični tokovi zraka (vzgonski vetrovi). Ti tokovi deţno kapljo odnesejo zopet
nad ničto izotermo, kjer zmrzne. To ledeno zrno nato
zopet začne padati in pada hitreje od deţja. Če tokrat
pade na Zemljo, je to sodra. Kadar so vzgonski vetrovi
dovolj močni, pa ledeno zrno, na katerega so se med
padanjem skozi deţ ponovno
prilepile deţne
kaplje, zopet
odnesejo nad
ničto izotermo.
Tam nova plast
vode ponovno primrzne na
staro ledeno
zrno. Nastalo je
zrno toče.
Zrno toče
lahko mnogokrat potuje gor in dol v nevihtnem oblaku in dobi več in več novih ledenih obročev, odvisno pač od
moči vzgonskih vetrov.
Če zrno toče razbijemo
na pol, opazimo znotraj
nje obroče, podobno
kot plastnice na štoru
drevesa. Število obročev nam pove,
kolikokrat je zrno toče
potovalo skozi zrak,
kjer je nanj primrznila
nova plast.
Zrno toče večinoma meri med 0,5 in 1cm, v izjemnih primerih pa tudi do 6cm. Slika 9.9 prikazuje
preprogo toče in polomljene veje na cesti po nevihti, na
sliki 9.10 pa so prikazana zrna toče s premerom 12mm.
Slika 9.9
Slika 9.10
53
ROSA IN SLANA Rosa nastane zelo pogosto. Ponoči se trava in
pritlehne rastline s terestričnim sevanjem izrazito in hitro
ohladijo, ker ne dobivajo toplote iz globljih plasti zemlje. Tako se ohladi zrak tudi tik ob njih in zaradi tega postane
nasičen. Vodna para, ki je hladen zrak ne more več
zadrţati, se
kondenzira na
travnih bilkah in
listih pri tleh. To je rosa (slika 9.11).
Kadar pa je
pri istih pogojih
temperatura tik
nad tlemi pod ničlo,
rosa zmrzne in nastane slana
(slika 9.12). Slana
pa je le redko
indikator za
pozebo, saj je ob
slani temperatura
zraka denimo 20cm nad tlemi
mnogokrat ţe nad
ničlo.
ŢLED V poznih jesenskih, zgodnjih zimskih ali
pomladanskih mesecih rada nastane temperaturna
inverzija. Če je zrak pri tleh ledeno mrzel dalj časa, se tudi tla ohladijo na temperaturo pod 0°C.
Kadar se v takih pogojih pojavijo padavine, se
sneg, ki nastaja v oblakih, na prehodu skozi topel zrak
stali v deţ. Ob prihodu padavin se lahko tudi hladen zrak
pri tleh prehodno ogreje malo nad 0°C, temperatura tal
pa še vedno ostaja pod lediščem. V tem primeru deţne
Slika 9.11
Slika 9.12
54
kaplje, ki se dotaknejo tal, v hipu primrznejo nanje.
Nastane poledica, gladka enolična ledena talna prevleka. Kadar pa tudi
temperatura spodnjega
hladnega zraka ostane pod
lediščem, se močno ohladijo
tudi strehe, drevesa in druge
površine, ki se ne nahajajo čisto pri tleh. Deţna kaplja, ki
iz toplega zraka vstopi v
hladnega, se ohladi, postane
podhlajena, in ob trku ob
katerokoli površino (npr. vejo
drevesa) v trenutku primrzne
nanjo (slika 9.13). Nastane ţled, leden oklep, ki lahko
zaradi teţe lomi drevesa, trga ţice in podira daljnovode.
Takšen leden oklep je lahko debel tudi več
centimetrov.
IVJE Ob meglenem vremenu in temperaturi zraka pod
lediščem drobne podhlajene vodne kapljice, ki sestavljajo meglo, ob stiku s
katerokoli ledeno
mrzlo površino
primrznejo nanjo.
To je ivje (slika
9.14).
Pri enakih pogojih se tvori
ivje tudi po vrhu
sneţne odeje. Tako
ivje se imenuje
sreţ.
Slika 9.13
Slika 9.14
55
VIRGA Virga je oblika padavine,
ki nikoli ne doseţe tal. Če je
zrak med oblakom in tlemi dovolj suh, manjše kaplje
izhlapijo še preden doseţejo
tla. To je mogoče le pri
kapljah, velikih do 0,3mm. Ob
virgi je velika verjetnost, da v zgornjih plasteh ozračja
pihajo topli vetrovi, ki sušijo kapljice. Ob čistem ozračju jo opazimo kot zaveso, ki sega iz oblaka, ta zavesa pa se
proti tlom oţa (slika 9.15).
LEDENE IGLICE To je redka padavina, ki se pojavlja izključno v
polarnih in mrzlih kontinentalnih zimah. Temperatura
mora biti pod –20°C. Nastane predvsem ob jasnem
vremenu, ko vlaga iz zraka zaradi mrazu sublimira, drobne podhlajene kapljice pa se med seboj takoj
poveţejo v kratke in majhne podolgovate iglice, ki padejo
na tla.
10. VETROVI
Veter je gibanje zraka v vodoravni smeri.
Povzročajo ga razlike v zračnem pritisku, saj zrak vedno
poskuša potovati od niţjega proti višjemu pritisku. V trenutku ko se zrak začne premikati, pa se pojavijo tudi
druge sile, ki ga zavirajo, pospešujejo ali zanašajo iz
Slika 9.15
56
smeri. Te sile si bomo podrobneje ogledali pri ciklonih in
anticiklonih. Vetrovi so na
razgibanem reliefu,
kot je naš pri tleh,
večinoma šibki, to
pa zaradi trenja s
tlemi, vzpetinami, gozdovi itd. V
višinah pa je trenje
zelo majhno. Zato
hitrost vetra z višino
ponavadi narašča,
zaradi ovir pri tleh
pa se mu spreminja tudi smer – v višinah piha bolj vodoravno (vzporedno s tlemi). Slika 10.1 prikazuje
spreminjanje smeri vetra z višino, dolţina puščice pa
pomeni hitrost.
Vetrove
določamo po smeri, iz
katere pihajo. Tako se veter, ki piha s severa,
imenuje severni veter,
tisti z juga jugo, z
zahoda zahodnik in z
vzhoda vzhodnik.
Obstajajo pa seveda
tudi vmesne smeri, npr. severovzhodnik ali
jugozahodnik. Pri
določanju smeri vetra
zemeljsko obličje razdelimo na šestnajst enakomernih
delov. Smer vetra tako določimo na pribliţno 22,5 stopinj
(°) natančno, kot prikazuje slika 10.2. Veter, ki piha npr. z zahod-jugozahoda, piha s smeri med 236° in 259°.
Slika 10.2 prikazuje vetrnico z mednarodnimi
(angleškimi) oznakami.
Slika 10.1
Slika 10.2
57
Smer vetra pa je pri tleh zaradi trenj, ki smo jih ţe
omenili, pogosto teţko določiti. V dolinah, za vzpetinami in drugimi objekti namreč nastaja kopica majhnih
vrtincev in veter lahko piha zdaj od tu zdaj od tam.
Kadar so ta nihanja velika, pravimo da je veter
spremenljiv. Pri tleh piha pogosto tudi v sunkih.
Če ţelimo izvedeti, kje glede na našo pozicijo je
lepo in kje slabo vreme, se postavimo tako, da nam veter piha v hrbet. V skladu z vetrovi v ciklonu in
anticiklonu, ki si jih bomo še ogledali, lahko trdimo, da je
tedaj na naši desni območje visokega zračnega pritiska
(anticiklon), na naši levi pa nizkega (ciklon), kot
prikazuje slika 10.3. Ta ocena bo seveda le pribliţna, saj,
kot smo ţe povedali, lahko vetrovi pri tleh zaradi ovir
precej spremenijo smer.
PLANETARNI ZAHODNIK Iz poglavja o zračnih masah vemo, da na
ekvatorju nastaja zelo topel zrak, nad poloma pa zelo
hladen. V skladu s padcem izobarnih ploskev (gradientom) začne na ekvatorialni zrak delovati
gradientna sila, ki kaţe od ekvatorja proti poloma. Zrak
tako potuje od ekvatorja proti poloma. Zaradi Zemljinega
vrtenja pa nanj deluje tudi odklonska sila, ki deluje
Slika 10.3
58
vedno pravokotno na tok vetra, zato ga začne na severni
polobli zanašati v desno (slika
10.4). V
zmernih
geografskih
širinah, kjer se
nahajamo tudi mi, ga odkloni
ţe skoraj
popolnoma v
desno.
Gradientna
sila, ki sedaj
kaţe proti polu, in odklonska, ki kaţe
proti ekvatorju, sta
sedaj v ravnoteţju in
zrak ne potuje več od
severa proti jugu,
ampak od zahoda proti vzhodu (slika 10.5).
Tako ne izenačuje več
razlik v pritisku ki
nastajajo med
ekvatorjem in polom, in
veter se krepi. Tu
imamo torej bolj ali manj stalne
jugozahodne do
zahodne vetrove. Pas,
kjer je veter
najmočnejši,
imenujemo vetrovni strţen in nastane vedno
tam, kjer je strmina
izobarnih ploskev
Slika 10.4
Slika 10.5
Slika 10.6
59
največja (kar je ravno v zmernih širinah). Če se Zemlja
ne bi vrtela, vetrovi sploh ne bi nastali, ker bi se razlike v pritiskih sproti izenačevale.
Ko veter potuje nad različnimi vrstami tal (vlaţno
kopno, suho kopno, morje itd.), se zrak zaradi različnih
temperatur tal različno ogreje ali ohladi. Temperatura
zraka je vzrok temu, da se strmina izobarnih ploskev
spreminja. Zato ponekod vetrni strţen seţe bolj proti severu, ponekod pa se zarije bolj proti jugu (slika 10.6).
V prvem primeru nastane t.i. greben, v drugem pa
dolina. Tako so vetrovi zahodni le še na vrhu grebena in
na dnu doline, vmes pa pihajo severozahodni in
jugozahodni vetrovi.
LOKALNI VETROVI Na obali pihajo obalni vetrovi, ki so v
glavnem posledica temperaturnih razlik med morjem in kopnim. Kopno se zaradi
manjše specifične toplote hitreje ogreva in
tudi ohlaja kot morje. Temperatura
kopnega doţivlja ogromne temperaturne
razlike med
dnevom in nočjo, morje pa jih
skorajda ne
pozna.
Tako se
zrak nad kopnim
ob obali čez dan
segreje in je toplejši kot tisti
nad morjem. Zrak
nad kopnim se
zato dviga, na
njegovo mesto pa priteče hladnejši zrak iznad morja. To
občutimo kot neţno sapico, pri nas poznano kot maestral (slika 10.7).
Slika 10.7
60
Ponoči je situacija ravno nasprotna. Zrak nad
kopnim se ohladi in je ponoči hladnejši od tistega nad morjem, zato prodira nad morje. To je neţna sapica, ki
piha s kopnega na morje in jo poznamo pod imenom
burin (slika 10.8). Maestral in burin sta vetrova, ki pihata
pri tleh, v višinah pa v drugo smer.
Burja je hladen in suh severni do
severovzhodni veter, ki piha s celine na morje. Hladen zrak, ki priteka od severovzhoda, naleti
na gorsko pregrado, ki ločuje zaledje od
primorskega in s
tem tudi relativno
topel zrak od
celinskega
hladnega. Ko premosti gorsko
pregrado, se na
drugi strani prelije
kot slap in strmo
spusti v dolino pod
topel obmorski zrak. Pri spustu se
mu hitrost močno poveča in hitrosti nad 100km/h niso
neobičajne. Ker je hladen zrak potonil pod toplega, se na
Slika 10.8
Slika 10.9
61
zgornji meji hladnega zraka, t.j. na stiku s toplim,
ustvarijo neenakomerni valovi. Ti valovi zrak zdaj upočasnijo, zdaj izpustijo. To ustvari močne sunke (slika
10.9). Zato je burja hladen, suh in močno sunkovit veter,
ki lahko odkriva strehe, lomi drevesa, dela sneţne
zamete in povzroča drugo škodo.
Nasprotje burje pa je fen, ki piha z morja na
kopno, in kot ţe samo ime
pove, je to
topel veter. Ko
ogret zrak
iznad morja
pride na kopno
in potuje proti zaledju, naleti
na gorske
pregrade. Mora
jih nekako
preiti, zato se
zrak začne dvigovati po
vzpetini navzgor. Pri tem se zrak ohlaja,
vlaţi in začne kondenzirati (slika 10.10). Nastanejo orografske padavine. Tu tiči
razlog, zakaj
imajo kraji
pod gorskimi
pregradami in
na vznoţjih vzpetin več
padavin kot pa
tisti, ki se
nahajajo sredi
ravnine. Zrak
se torej
dviguje, na
Slika 10.10
Slika 10.11
62
drugi strani pa preliva nad ravnino. Fen je torej topel
veter, ki ni sunkovit in načeloma tudi ne dosega tolikšnih hitrosti kot burja, lahko pa se vseeno okrepi.
Pobočne vetrove srečamo v gorah ali pa v krajih z
zelo razgibanim reliefom. Podnevi se prisojna pobočja
bolj ogrejejo kot osojna, zato je tam zrak toplejši,
redkejši in se dviga po hribu navzgor. To občutimo kot
lahen vetrič iz dolin (slika 10.11). Če pa je ta zrak vlaţen, se ob dviganju lahko pojavijo kopasti oblaki ali
celo vročinske nevihte in z njimi konvekcijske padavine.
Tudi to je razlog, sicer manjši, da imajo gorati predeli
več padavin kot ravnine.
Ponoči se situacija obrne in nastanejo podolinski
vetrovi. Zrak tik nad tlemi se ohladi bolj kot tisti, ki je
daleč od tal, in se zato spušča po pobočjih navzdol. Tako zapolni doline s hladnim zrakom in teče po dolini še
naprej (slika 10.12). To je lahen a hladen nočni vetrič.
MERJENJE HITROSTI VETRA Vetru poleg smeri določamo tudi hitrost. Hitrost
vetra se poda v metrih na sekundo (m/s) ali kilometrih
na uro (km/h), na Britanskem otočju, v Severni Ameriki
in Avstraliji pa v miljah na uro (mph). Kadar pihajo
vetrovi z manj kot 1m/s, pravimo, da je brezvetrje, čeprav zrak nikoli ne miruje popolnoma. Za določanje
učinkov vetra na ljudi, objekte itd. pa uporabimo
Beaufortovo lestvico (Bft) (fr., izg. [boforovo]), ki ima 12
Slika 10.12
63
stopenj. Razpredelnica 10.13 prikazuje učinke vetra pri
različnih stopnjah po Beaufortovi lestvici.
Bft Veter m/s km/h Učinek na
kopnem
Učinek na
morju
0 brezvetrje 0 0 ni učinka ni učinka
1 lahen vetrič 1-2 2-5 listje migota drobni valovčki
2 sapica 3-4 6-11
listje šelesti,
zastave se zganejo, čutimo
ga na licu
zmerni valovčki
3 šibak veter 5-6 12-19
majhne vejice se
gibljejo, zastave plapolajo
posamezne bele grive
4 zmeren veter 7-8 20-28
dviga se prah, debelejše veje se
gibljejo, zastave plapolajo
daljšanje valov, večje
bele grive
5 okrepljen veter 9-11 29-38 tanjša drevesa
se zibajo,
zastave valovijo
bele grive vsepovsod,
večje penaste površine
6 močan veter 12-14 39-49
deţnike obrača,
veter tuli okrog
vogalov
večje penaste površine
7 zelo močan
veter 15-17 50-61
cela drevesa se majejo, zastave
vihrajo
razgibano morje, morje
prši
8 okrepljen
nevihtni veter 18-21 62-74
veje se lomijo, teţko se hodi
zmerno visoki
valovi, začne se kaditi,
veliko pene
9 močan
nevihtni veter 22-24 75-88
odkriva strehe,
trga senčnike, lomi velike veje,
s seboj nosi kose
materiala
viharno morje, visoki valovi,
morje se kadi
10 vihar 25-28 89-102
ruva drevesa,
poškoduje zgradbe
zelo visoki valovi se
lomijo, vse se
kadi
11 močan vihar 29-32 103-118
zgradbe so
močno poškodovane
izredno visoki valovi,
vidljivost zelo slaba
12 orkan >32 >117 vsesplošno razdejanje,
velikanska škoda
valovi višji od 3 m, vse je v
pršcu, vidljivosti ni
Tabela 10.13
64
11. CIKLON IN VREMENSKA FRONTA
Cikloni so veliki vodoravni vrtinci, ki se na severni polobli
vrtinčijo v nasprotni smeri urinih
kazalcev (slika 11.1), na juţni pa v
smeri urinih kazalcev. To so območja
nizkega zračnega pritiska in v
splošnem prinašajo poslabšanje
vremena. Na vremenskih kartah jih označimo z veliko črko C.
ROJSTVO CIKLONA Naša osnova za nastanek
ciklona je polarna fronta, ki smo jo
opisali v poglavju o zračnih masah.
Med vzhodnimi vetrovi v hladnem
polarnem zraku in zahodnimi v toplem ekvatorialnem zraku nastane motnja. V tej motnji začne zahodni veter v
višinah zahajati nad hladnega, ker ga slednji zaradi večje
teţe izpodriva. Hladnejši vzhodni veter pa iz istega
razloga začne zahajati proti jugu. Toplejši zrak, ki zaide
nad hladnega, je redkejši in laţji in zato pod seboj
povzroči padec zračnega pritiska. Zrak z območja višjega
pritiska začne torej potovati proti območju z niţjim pritiskom, zaradi vrtenja Zemlje pa ga (kot pri
planetarnem zahodniku) začne zanašati. Zrak začne
kroţiti okoli neke točke (središča). To je rojstvo novega
ciklona.
Zametek novega ciklona na satelitski sliki je oblak
v obliki vejice, ker se zrak ravnokar začenja vrteti (slika 11.2).
Slika 11.1
65
Taki vrtinci v povprečju merijo od 1000 do 2000km
v premer, v višino pa le nekaj kilometrov. Ker zračni pritisk z višino
pada, so izobarne ploskve v
hladnem zraku gledano v
višino bliţje skupaj, v toplem
zraku pa so bolj razmaknjene.
Iz tega sledi, da če je v sredini ciklona bolj hladen zrak, so
vodoravne razlike v pritisku v
višinah ciklona večje, zato tam
pihajo močnejši vetrovi. To je
globok ciklon. Če pa je v
središču ciklona toplejši zrak,
ciklon z višino slabi oziroma popolnoma izgine. Tak ciklon
se imenuje plitev ciklon.
Pogosto pa se zgodi, da je na zahodnem delu
ciklona, kjer pihajo severni vetrovi in prinašajo hladen
zrak, hladneje kot na vzhodni. V tem primeru višina
izobarnih ploskev proti zahodu pada. Tako se središče (os) ciklona nagne proti zahodu. Tedaj je središče ciklona
pri tleh bolj vzhodno kot v višinah. Nad talnim središčem
ciklona takrat v višinah pihajo vetrovi jugozahodnih
smeri, kar se na severni polobli največkrat res dogaja.
RAZVOJ CIKLONA V središču ciklona je
torej nastalo območje nizkega
zračnega pritiska, zato izobarne ploskve padajo iz
okolice proti središču ciklona
in zrak sili v središče. Strmini
izobarnih ploskev pravimo tudi
gradient, zato se sila, ki
privlači zrak iz okolice proti središču, imenuje gradientna
Slika 11.2
Slika 11.3
66
sila. Slika 11.3 prikazuje izobarne ploskve v ciklonu.
V višinah ciklona ni objektov, ki bi s trenjem ovirali veter, zato tam vetrovi pihajo skoraj v pravilnih krogih
okrog središča. Na zrak pa, kot ţe vemo, deluje tudi
odklonska sila. Pri vedno večji hitrosti kroţenja
odklonska sila naenkrat postane močnejša od gradientne,
zato v višinah ciklona veter, ki piha okoli središča
ciklona, rahlo odnaša stran od središča. To povzroči počasno raztekanje zraka navzven.
Pri tleh pa se zrak drgne ob tla, vzpetine, drevesa
ipd., pa tudi ob gladino morja. Nastaja trenje. Šibkejših
vetrov Zemljino kroţenje ne more tako močno zanašati
kot močnih v višinah, zato je pri tleh gradientna sila
učinkovitejša. Zrak pri tleh je bolj uspešen pri stekanju
proti niţjemu pritisku v središču.
Slika 11.4 prikazuje stanje v ciklonu pri tleh: velikosti sil, ki delujeta na zrak (črni puščici), smer
kroţenja zraka v ciklonu (rjave puščice) in stekanje zraka
(zelene puščice). Slika 11.5 prikazuje stanje v ciklonu v
višinah: velikost sil, ki delujeta na zrak (črni puščici),
smer kroţenja zraka v ciklonu (rjave puščice), in
raztekanje zraka (modre puščice).
Slika 11.4 Slika 11.5
67
Zaradi raztekanja zraka v višinah, je tam zraka
manj, kar je vzrok za nadaljnji padec zračnega pritiska in še večjo razliko med pritiskom v ciklonu in tistem v
okolici. Ciklon se začne krepiti in hitrost vetrov se
poveča. Na tej točki razvoja ciklona nastane vremenska
fronta.
TOPLA IN HLADNA FRONTA Ko se ciklon krepi in vetrovi v njem pihajo vedno
hitreje, se na neki točki razvoja ciklona polarna fronta v njegovem središču zlomi. Na zahodni strani ciklona, kjer
od severa priteka hladen zrak in izpodriva toplega,
nastane hladna fronta. Na vzhodni strani, kjer pihajo
juţni vetrovi in se topel zrak nariva nad hladnega, pa
nastane topla fronta. Nastajanje novih front imenujemo
frontogeneza.
Ker je hladen zrak teţji od toplega, je pri izpodrivanju toplega zraka pri hladni fronti bolj uspešen
kot pa topel zrak, ki na topli fronti rine hladnega. Hladna
fronta tako napreduje hitreje od tople.
Slika 11.6 prikazuje toplo in hladno fronto v
navpičnem prerezu.
Na vremenski karti hladno fronto prikaţemo z
modro črto z izraščenimi polkrogi, toplo pa z rdečo črto z
izraščenimi trikotniki (primer predstavlja slika 11.8).
Slika 11.6
68
OKLUDIRANA FRONTA
Kot smo povedali, hladna fronta napreduje hitreje
kot topla, zato jo na neki točki ujame. To pomeni, da
hladna fronta, ki s hladnim zrakom izpodriva toplega,
hladen zrak pripelje do tistega hladnega zraka, nad
katerega je topla fronta narivala topel zrak. Tako je zdaj pri tleh samo hladen
zrak, kar prikazuje
slika 11.7.
Taki fronti, kjer
hladna fronta dohiti
toplo, pravimo okludirana fronta ali
okluzija. Tukaj se
burno dogajanje
umiri. Slika 11.8
prikazuje na
vremenski karti
vrisano vremensko fronto.
Slika 11.7
Slika 11.8
69
FRONTALNE PADAVINE Pri razvoju ciklona
smo poudarili, da so vetrovi
v ciklonu pri tleh šibkejši, zato gradientna sila zrak
vleče proti njegovemu
središču. V višinah pa ga
zaradi večje hitrosti vetrov
odklonska sila odnaša stran
od središča. Raztekanje zraka na vrhu ciklona in
stekanje pri tleh pa
povzročita, da se zrak v
središču ciklona dviga (slika
11.9). V takem primeru
pravimo, da je atmosfera nestabilna oziroma labilna.
Dvigajoči se zrak se ohlaja, postane nasičen in
vodna para se začne kondenzirati; nastanejo oblaki in v
večini primerov tudi padavine. To je vzrok, da ciklon
oziroma nizek zračni pritisk prinaša slabo vreme. Oblaki
so najdebelejši na hladni in topli fronti, najtanjši pa v
najvišjih delih ciklona ter daleč pred frontno črto, kjer je dvigovanje zraka precej manj intenzivno. Tako človek, ki
stoji na mestu, opaţa, da se ob prehodu ciklona oblaki
nad njim vedno bolj debelijo, to pa zato, ker se vse
skupaj premika od zahoda proti vzhodu in se nam hladna
fronta zmeraj bliţa. Nastanek oblakov in padavin pa smo
podrobno opisali ţe v poglavjih o oblakih in padavinah. Ob topli fronti, kjer se zrak počasneje in
enakomerno dviga, so padavine rahle in dokaj
enakomerne. Povprečna jakost padavin je tu okrog 3
mm/h. Na hladni fronti pa je dviganje zraka izrazitejše,
neenakomerno in nasploh je tu dogajanje bolj burno,
zato je tudi intenziteto padavin teţko napovedati. Hladno fronto poleti običajno opazimo kot pas ploh in neviht. Gre
za konveksne padavine, katerih jakost lahko doseţe tudi
Slika 11.9
70
več deset mm/h, vendar pa so neenakomerne in
krajevno zelo intenzivne. Pozimi dvigovanje zraka ni tako izrazito, tako da so tudi te padavine enakomernejše a
bolj intenzivne kot pri topli fronti.
NEVIHTA S ploho označujemo zelo močne padavine, ki pa
običajno ne trajajo več kot pol ure. Če pa se zraven še
bliska in grmi, je to nevihta.
Za nevihto morata biti izpolnjena dva glavna
pogoja: dovoljšnja zračna
vlaga in labilna atmosfera, se
pravi, da mora temperatura z
višino dovolj hitro padati. Nevihte
nastajajo v veliki večini samo poleti,
ko so tla močno razgreta in vroč pritlehni zrak ustvari močne navpične
zračne tokove. Tako je topel zrak, ki se
od tal dviga in ohlaja, še vedno toplejši
od okolice in se še naprej intenzivno
dviga, lahko tudi do višine 12km. Višje
ne more, saj na tisti višini nastopi temperaturna inverzija, kot smo
povedali ţe v poglavju o atmosferi,
topel zrak pa se ne dviga nad še
toplejšega. Tako se na vrhu nagnete
in kumulonimbus iz narisa izgleda
kot nakovalo (slika 11.10).
Na tej višini je temperatura zagotovo niţja od -40°C, tako da vodne kapljice
zagotovo zamrznejo. Tako nastanejo padavine, kot smo
opisali v poglavju o padavinah, vendar pa je zaradi
močnih navpičnih tokov kondenzacija intenzivna in
padavine močne.
Hitra navpična gibanja, intenzivna kondenzacija in nastajanje padavin, trenje zračnih delcev med seboj pri
Slika 11.10
71
velikih hitrostih ter hitro padanje velikih kapelj ali celo
velikih zrn toče ustvarijo
velika trenja
in močna
električna
polja.
Razelektritvi teh napetosti
pravimo
strela, vidimo
pa jo kot
blisk (slika
11.11) in
slišimo kot grmenje.
Večina strel udari med oblaki ali pa med deli
oblaka. Delci, ki se z veliko hitrostjo dvigajo, ustvarjajo
eno vrsto nabojev (npr. pozitivne), delci, ki se spuščajo,
pa nasprotne (npr. negativne). Lastnost pozitivnih in
negativnih nabojev je, da se ista vrsta nabojev razvrsti nasproti drugi vrsti (npr. pozitivni v enem delu oblaka,
negativni pa v nasprotnem). Ko se jih nabere dovolj,
med njimi udari strela in oblak razelektri.
Strela pa občasno udari tudi v tla. Išče namreč pot
najmanjšega upora oziroma pot, kjer je zrak bolj
ioniziran (ţe razdeljen na pozitivne in negativne naboje)
in zato električno bolje prevoden. Zaradi tega blisk nikoli ni raven, ampak večkrat zlomljen. Zemeljska tla so
negativno nabita.
Strela je v bistvu velikanska iskra, ki preskoči med
pozitivno in negativno nabitimi delci in jih tako
nevtralizira. Količina energije, ki se sprosti ob streli, je
velikanska; napetost v streli lahko preseţe 100.000 voltov (V), tok lahko doseţe tudi do 100.000 amperov
(A); za primerjavo lahko povemo, da pralni stroj pri
svojem največjem obratovanju porablja tok pribliţno
Slika 11.11
72
10A. Izračunano je, da se v enem samem nevihtnem
oblaku v eni uri sprosti toliko energije, kot je proizvede jedrska elektrarna Krško v pol leta polnega obratovanja!
Ko preskoči iskra, se energija pretvori deloma v
elektriko, deloma v svetlobo, deloma pa v toploto in
zvok. Svetlobno energijo opazimo kot blisk. Ko strela
udari, se zrak okoli nje v hipu močno segreje in zato v
trenutku močno razširi. Pri tej nenadni razširitvi zraka nastane močno vibriranje zraka, na čelu pa udarni val. To
slišimo kot grom. Bliţje streli kot smo, glasnejši je grom,
ker se zvok s potjo porazgubi (Slika 11.12). Ker zvok
skozi zrak potuje s hitrostjo 340 km/s, lahko ugotovimo,
kako daleč stran se nahaja nevihta. Štejemo sekunde od
bliska do groma; vsake 3 sekunde pomenijo oddaljenost
1 kilometer.
Ko nevihta nastaja, dvigajoči se topel zrak vleče
zrak pri tleh pod nevihtni oblak, zato takrat vetrovi
pihajo v smeri proti nevihti. Ko nevihta dozori, nastane
kratko obdobje miru, nato pa skupaj z močnimi
padavinami proti tlom udari hladen zrak s silovitimi piši, ki se pri tleh razvejajo in pihajo stran od nevihte.
Slika 11.12
73
Shema 11.13 prikazuje nastanek tipične nevihte z
vetrnimi tokovi.
Slika 11.13
74
Nevihte nastanejo največkrat ob hladni fronti,
lahko pa tudi pred njo ali daleč za njo. Zlasti poleti namreč priteče za hladno fronto hladen zrak na toplo
podlago. Ta zrak se pri tleh hitro segreva in zopet se
ustvarijo močni navpični tokovi. Shema prikazuje
nastanek tipične nevihte, ki nastane pred ali za fronto.
Nevihte, ki nastajajo točno na fronti, so izjemno
nepredvidljive, večkrat pa se v takem primeru iz ene nevihte lahko razvijejo še nadaljnje in nastane pas
neviht.
Nevihte lahko nastanejo tudi brez predhodne
hladne fronte, kar se pogosto dogaja poleti. Zaradi
razbeljenih tal je dvigovanje zraka tako intenzivno, da se
na mestu ustvari ciklon z nevihto. Ţivljenjska doba take
nevihte je večinoma zelo kratka, od pol do ene ure. Skoraj obvezno jo spremlja toča. Tako nevihto
imenujemo vročinska nevihta.
Kadar je nevihta res močna, jo spremljajo toča in
močni vetrovi in nasploh povzroča uničenje, govorimo o
neurju.
SMRT CIKLONA Povedali smo, da pomeni zdruţenje hladne in tople fronte oziroma okluzija izenačitev temperature zraka pri
tleh. Ker pri tleh ni več toplega zraka, se zrak ne dviguje
več in zračni pritisk se izenači. Vetrovi ponehajo. Ko
hladna fronta dohiti toplo po vsej svoji dolţini, kroţni
vetrovi povsem ponehajo in ciklon odmre.
Med prehodom tople fronte čez nas je najprej pihal
topel veter zahodne ali jugozahodne smeri, ki je za sabo prinašal topel zrak in s tem nizek zračni pritisk. Po
prehodu hladne fronte pa veter spremeni iz
jugozahodnika na severozahodnik, ki prinaša hladen
zrak. Po prehodu hladne fronte prične zračni pritisk naglo
naraščati in slabo vreme se bo kmalu končalo.
75
SEKUNDARNI CIKLONI Kot smo ţe povedali, se ciklon zaradi
intenzivnejšega gibanja zraka na hladni fronti tam hitreje
krepi. Zrak se na fronti steka od severa in od juga, ko pa topel in hladen zrak trčita, se obrneta pravokotno in se
raztekata vzporedno s polarno fronto. Zaradi teh vetrov
se lahko za hladno
fronto razvijejo novi in
novi (večinoma manjši)
cikloni in slabo vreme se kar nadaljuje. Takim
ciklonom pravimo
sekundarni cikloni. Zelo
teţko jih je napovedati,
saj ni lahko predvideti,
kako se bo zrak tik za hladno fronto gibal.
Tako stanje prikazuje
slika 11.14.
STALNI CIKLONI Cikloni, ki se prikaţejo nad našimi kraji, pogosto
izvirajo iz Sredozemlja. Tam se namreč pogosto oblikuje
Genovski ciklon, ki lahko seţe do nas, ali pa nad nas
pridejo manjši sekundarni cikloni, ki so se od njega odcepili. Genovski ciklon prinaša toplo in deţevno vreme.
Nad Islandijo pa zaradi toplega vlaţnega zraka iznad
morja (zaradi toplega atlantskega toka) in mrzlega zraka
s kopnega pogosto nastane islandski ciklon. Ta prav tako
večkrat seţe do nas in prinaša hladno in mokro vreme.
Taki cikloni, ki se konstantno pojavljajo nad nekim območjem, se imenujejo stalni cikloni.
BLOKADA Spomnimo se planetarnega zahodnika. Rekli smo,
da zaradi različnih temperatur nikoli ne poteka vzporedno
Slika 11.14
76
z ekvatorjem od zahoda proti vzhodu, ampak ponekod
seţe bolj proti severu, drugod bolj proti jugu in nastane val. Kadar pa so
temperaturne razlike
še večje, potuje dolina
še bolj proti jugu,
greben pa dalje proti
severu. Lahko se zgodi,
da se val planetarnega
zahodnika torej pretrga
in se zračna masa
osamosvoji – v severni
predel hladnega zraka
zaide zaključena topla zračna masa, v juţni
topel del pa zaključena
hladna masa. Govorimo
o blokadi zahodnih
zračnih tokov.
Nastanek blokade prikazujejo slike 11.15
do 11.17.
Take razmere pa
so kot ţe vemo zelo
labilne. Hladen zrak, ki zaide na jug, pogosto
ustvarja višinske
ciklone, topel na
severu pa višinske
anticiklone, o čemer
bomo še govorili. Odcepljene
zračne gmote se ne
gibljejo več po
ustaljenih poteh, zato
je vreme v takem
Slika 11.15
Slika 11.16
Slika 11.17
77
primeru teţko napovedati, napoved pa je nemalokrat
zgrešena. Teţko je napovedati tudi, kakšne vremenske tvorbe (nadaljnji cikloni itd.) se bodo ob njih razvijale. Z
ogrevanjem hladnega jedra na jugu oziroma ohlajanjem
toplega na severu se vremensko dogajanje zopet umiri in
se vrne na svoje bolj ustaljene poti.
VIŠINSKI CIKLON Višinski ciklon je vrsta ciklona, ki lahko nastane
tudi nad območji visokega zračnega pritiska. Ponavadi nastane ob blokadi, ko gmota
hladnega zraka zaide v toplega.
Čeprav je pri tleh pritisk
normalen ali celo visok, pa
ukrivljenost izobarnih ploskev v
višinah (slika 11.18) poskrbi, da
se ustvari pravi ciklon z vsemi svojimi pritiklinami, torej
kroţenjem zraka, oblaki in lahko
tudi padavinami. Tak višinski
ciklon ne seţe do tal, nastane pa
na višini okoli 5km.
Na robovih višinskega ciklona se zaradi temperaturnih razlik lahko pojavijo tudi sekundarni
cikloni ali celo novi ciklonski sistemi, tako da lahko
imamo ob višinskem ciklonu tudi vsesplošno slabo
vreme.
CIKLONSKE POTI PREKO EVROPE Glede na to, da polarna fronta večinoma leţi
severneje od nas, večina ciklonov nastane v severni
Evropi. Nas večinoma oplazijo le jugozahodni deli hladnih front in zato središče dogajanja ni nad nami. Posebno
pozimi, ko so temperature niţje, pa se lahko polarna
fronta pomakne bolj proti jugu in takrat se lahko središče
ciklona znajde tudi nad nami. Evropo v povprečju preide
Slika 11.18
78
okoli 100 ciklonov letno. Zemljevid 11.19 prikazuje
ustaljene ciklonske poti preko Evrope.
TROPSKI CIKLONI Na območjih okoli ekvatorja polarne fronte ni, zato tudi ne poznajo takšnih ciklonov kot jih poznamo mi.
Imajo pa druge - so precej manjši, v povprečju premera
le okoli 200km, a mnogo bolj uničujoči. Vetrovi lahko pri
tleh preseţejo hitrost 200 km/h, zaradi izjemno vlaţnega
tropskega zraka pa prinašajo tudi katastrofalne nalive.
Takšni cikloni imajo jasno središče ali oko ciklona,
premera do 20km (slika 11.20). Zaradi stalnih vzhodnih vetrov, ki pihajo na
ekvatorju v višinah,
potujejo od vzhoda
proti zahodu (v obratni
smeri kot naši cikloni).
Takšni uničujoči cikloni se imenujejo orkani,
tajfuni ali hurikani in ob
nastanku dobijo ime.
Slika 11.19
Slika 11.20
79
TORNADO Še ena oblika
uničujočega ciklona
pa je tornado, ki pa je še vedno v znatni
meri predmet
preučevanja, saj
znanstvenikom še ni
uspelo popolnoma
dognati, kako nastane. Tu je
razlaga, ki trenutno
velja za pravilno.
Celoten potek nastanka tornada, ki ga bomo opisali,
ponazarja shema 11.23.
Nastane v izjemno močno nevihti, kadar med seboj trčita zračni masi z zelo različnima temperaturama
in s tem zračnima pritiskoma. Takrat je dvigovanje
toplega zraka od tal izjemno intenzivno, hkrati pa je z
vse močnejšimi padavinami vedno intenzivnejše tudi
spuščanje hladnega vlaţnega zraka. Velike razlike v
pritisku tudi znotraj ciklona povzročijo vetrove ne samo v
kroţni smeri, ampak tudi počez preko središča ciklona. Zaradi tega nastanejo razlike v hitrosti in smeri vetra na
različnih višinah v ciklonu.
Zračni tlak je tam, kjer pihajo močnejši vetrovi,
vedno niţji od tistega pri šibkejših vetrovih – o tem
govori Bernoullijev zakon, v katerega pa se ne bomo
poglabljali. Zaradi velikih razlik v pritisku na zelo majhni
višinski razliki zrak tudi tukaj poskuša z višjega pritiska
potovati proti niţjemu. Zaradi tega začne zrak, ki bi sicer
potoval počez preko središča ciklona, odklanjati in
nastane nov vrtinec, tokrat v vodoravni smeri, se pravi
pravokotno na ciklonski vrtinec. Vedno intenzivnejše dvigovanje toplega zraka od tal in spuščanje hladnega pa
ta vrtinec spodneseta v navpični vrtinec; tako v središču
Slika 11.21
80
ciklona nastane še močnejši navpični vrtinec. Nastane
mezociklon oziroma supercelica. Znotraj tega vrtinca je zaradi pospeševanja vrtenja zračni tlak vedno niţji.
Naenkrat postane tako nizek, da ga dvigajoči zrak s tal
ne more več polniti. Vrtinec začne vleči proti tlom in
izstopi iz oblaka v obliki vrtinčastega lijaka, ki lahko seţe
tudi do tal (slika 11.21). Nastal je tornado.
Ko tornado posrka od tal ves topel zrak in na to mesto iz okolice (večinoma z zahoda z območja hladne
fronte) priteče hladnejši, tornado nima več pogonske sile
in odmre.
Zračni pritisk
v središču tornada
je lahko tudi do
250 mbar niţji od tistega v okolici.
Prav zaradi tega so
tornadi tako
uničujoči – v
središče vrtinca
posrkajo vse, kar jim pride na pot.
Vetrovi v njem so
uničujoči, lahko
Slika 11.23 Slika 11.22
81
doseţejo hitrost celo do 450 km/h. Tornado, ki se razvije
nad morjem, se imenuje tromba (slika 11.22). Tornado je pravzaprav zelo majhen, v premeru
največkrat manj kot 1km velik vrtinec. Zato prizadane za
razliko od tropskih ciklonov večinoma le majhen pas,
ponavadi manj kot kilometer in širok okoli 100 metrov.
Zadnji tornado v Sloveniji je nastal poleti 2008
med uničujočimi neurji s točo v okolici Mengša, vendar pa ni segel do tal. Zadnji tornado, ki je segel do tal, pa je
poleti leta 1986 pustošil pri Hotedršici (med Logatcem in
Idrijo).
12. ANTICIKLON
Anticikloni so obseţna področja visokega zračnega
pritiska, torej nasprotno od ciklonov. Za razliko od
ciklonov tudi niso tako pravilne kroţne oblike, včasih je to zgolj pas med dvema ciklonoma. Ponavadi jih
prepoznamo po pribliţno kroţno zaključenih izobarah z
najvišjim pritiskom v središču anticiklona. V premeru
lahko meri nekaj 1000km. So bolj trajajoči kot cikloni,
vztrajajo lahko tudi več kot en teden. Na vremenskih
kartah jih označimo z veliko črko A.
NASTANEK ANTICIKLONA Anticikloni se ponavadi oblikujejo po hladni fronti,
saj ta prinese hladen zrak tudi k tlom in ozračje se
stabilizira.
V zmernih geografskih širinah nastanejo anticikloni
predvsem na vzhodni strani grebenov toka planetarnega
zahodnika. Zrak na teh mestih hitreje priteka kot odteka
82
(slika 12.1). Tako se tu zrak kopiči in nastaja območje
visokega zračnega pritiska. Povedali smo, da ima
anticiklon najvišji zračni pritisk
v središču. To pomeni, da so
izobarne ploskve nagnjene od
središča navzven. Zrak, ki hoče
izenačiti pritisk, se zato začne pomikati ven iz središča, a
zaradi odklonske sile
(Zemljinega vrtenja) ga zanaša
v desno in začne kroţiti okrog
središča. Kroţi v smeri urinega
kazalca, torej ravno obratno kot ciklon. Kroţenje
povzroči, da zrak na vrhu ne more odtekati, zato lahko anticiklon vztraja več dni. Če pa v višinah še naprej
doteka zrak, se anticiklon še krepi.
RAZVOJ ANTICIKONA Veter pri tleh zaradi trenja s tlemi, drevesi,
vzpetinami itd. izgublja hitrost. Naenkrat postane
gradientna sila (ki v anticiklonu kaţe od središča
Slika 12.1
Slika 12.2 Slika 12.3
83
navzven) močnejša od odklonske (Zemljine). Zrak se v
anticiklonu pri tleh torej razteka. V višinah, kjer so vetrovi močnejši, pa je
odklonska sila močnejša od
gradientne, zato se zrak tu
steka proti središču.
Prebitek zraka zgoraj in
pomanjkanje spodaj zahtevata izravnavo. Zrak
se v anticiklonu torej počasi
spušča (slika 12.4).
Spuščajoči se zrak pa se
segreva in zato suši. To je
razlog, da se nebo jasni in
da anticiklon oziroma območje visokega zračnega
pritiska ponavadi prinaša
lepo vreme.
Slika 12.2 prikazuje stanje v anticiklonu pri tleh:
velikosti sil, ki delujeta na zrak (črni puščici), smer
kroţenja zraka v anticiklonu (rjave puščice) in raztekanje zraka (zelene puščice). Slika 12.3 prikazuje stanje v
anticiklonu v višinah: velikosti sil, ki delujeta na zrak
(črni puščici), smer kroţenja zraka v anticiklonu (rjave
puščice), in stekanje zraka (modre puščice).
Spuščajoči se zrak preprečuje dvigovanje zraka od
tal, s tem nastanek oblakov, padavin in neviht. To je
torej razlog, da je vreme v anticiklonu stabilno. Ob vrtenju tako kot v ciklonu tudi tukaj občutimo
veter, ki pa je zaradi počasnejšega vrtenja šibkejši. V
anticiklonu tudi ni tako izrazitih razlik v zračnem pritisku.
Večje razlike v pritisku se pojavljajo šele na robu
anticiklona, kjer ta prehaja v ciklon; tam je strmina
izobarnih ploskev precej višja. Vetrovi so v anticiklonu tako na splošno šibki. Ker anticiklon vetrov ne poganja
silovito, pridejo močno do izraza lokalne karakteristike,
Slika 12.4
84
kot npr. relief ali prisojnost in osojnost in na teh mestih
nastanejo lokalni vetrovi. Ker pritisk z višino pada in so izobarne ploskve v
višinah bolj razmaknjene kot pri tleh, se spuščajoči zrak
bolj segreva v višinah. Pri posebno visokem zračnem
pritisku je ta razlika tako očitna, da se zgornji zrak
segreje celo bolj kot spodnji. Zato na območjih
anticiklona posebno pozimi rada nastane temperaturna inverzija. Vetrovi v anticiklonu pa so prešibki, da bi
prepihali doline in izničili temperaturno inverzijo.
Inverzija lahko na tak način vztraja skozi vse obdobje, ko
nad nami vlada anticiklon.
TOPLI IN HLADNI ANTICIKLON Slika 12.5 prikazuje
razpored izobarnih plošč v
hladnem anticiklonu. Topel anticiklon je v središču toplejši
kot okolica (običajna oblika
anticiklona; slika 12.1),
hladen pa ravno obratno.
S slike je razvidno, da
se topli anticiklon z višino krepi in je torej zelo stabilna
oblika vremena. Nasprotno pa
hladni anticiklon navzgor hitro slabi in pravimo, da je
plitev. Na vrhu hladnega anticiklona so izobarne ploskve
razporejene kot v ciklonu, zato je precejšnja verjetnost,
da se nad hladnim anticiklonom razvije višinski ciklon z
vsemi svojimi dejanskimi lastnostmi – tudi deţjem in padavinami. Tukaj je torej razlog, da je tudi ob visokem
zračnem pritisku včasih oblačno in deţevno. Za napoved
vremena zgolj barometer torej ni dovolj. Še vedno pa je
večina anticiklonov v zmernih geografskih širinah toplih.
Kadar nas pozimi preide hladna fronta, za njo pa
priteka hladen in suh zrak, nastane anticiklon, ki prinese mrzlo in suho vreme. Če pa za hladno fronto doteka
Slika 12.5
85
hladen in vlaţen zrak (če je ciklon prišel iznad morja),
nastane anticiklon, ki prinese hladno vreme, doline pa napolni megla ali pokrije nizka oblačnost. Ko je tak
anticiklon še šibak, so pogosti tudi visoko kipeči kopasti
oblaki.
Tudi poleti nastajajo različni anticikloni. Anticiklon
s toplim in suhim zrakom prinese vroče in suho vreme,
tisti s toplim in vlaţnim pa neprijetno vroče in vlaţno vreme.
STALNI ANTICIKLONI Večina anticiklonov, ki pridejo nad naše kraje,
izvira iz subtropskega pasu visokega zračnega pritiska.
Tako je eden izmed stalnih anticiklonov, ki večkrat seţe
tudi nad nas, Azorski anticiklon, ki prinaša vroča in suha
poletja. Sibirski anticiklon, ki pa se odcepi od polarnega
območja visokega zračnega pritiska, pa nam v zimskem času prinaša izredno mrzlo in suho vreme.
VIŠINSKI ANTICIKLON Višinski anticiklon pogosto nastane ob blokadi, ko
topel zrak z juga zaide na sever v hladen zrak in ustvari
višinsko jedro toplega zraka. Zaradi oblike izobarnih
ploskev v takih razmerah (slika 12.6) se v višinah pojavi
anticiklon z vsemi svojimi značilnostmi, torej kroţenjem
zraka in visokim pritiskom.
Tak anticiklon ne seţe do tal,
ampak se oblikuje na višini
okoli 5km. Prav tako pa ne
zagotavlja razjasnitve neba
in lepega vremena, če v niţjih plasteh ozračja vreme
oblikuje ciklon z oblačnostjo
in padavinami.
Slika 12.6
86
VROČINSKI IN MRZLI VAL Ob poletnem visokem zračnem pritisku, ki traja
več časa, se tla izdatno ogrevajo in oddajajo velike
količine toplote v zrak. Zrak se še bolj ogreva, kadar pihajo vroči vetrovi. S tem k nam doteka vroč zrak, ki ga
kroţni vetrovi ne izpustijo in takšna vročina lahko vztraja
več dni ali celo tednov. Največja vročina ponavadi
nastane v središču anticiklona. Takšne razmere
imenujemo vročinski val.
Splošne temperature, ki bi določala vročinski val, ni, saj ga ljudje v različnih krajih po svetu z različnimi
podnebji občutijo različno. Definicija Svetovne
meteorološke organizacije pravi, da mora najvišja
dnevna temperatura vsaj 3 dni zapored za vsaj 5°C
preseči povprečne najvišje dnevne temperature za ta
čas. Seveda obstajajo izjeme, a ponavadi je zrak med
vročinskim valom suh, ker se takšen bolj ogreje. Tako
vročino je zato nekoliko laţje prenašati, še vedno pa je
zelo nevarna in lahko tudi smrtna. Vročina in nezmoţnost
ohladitve lahko pripeljeta do pregretja, ki povzroči
vročinski udar.
Nasprotno je pri mrzlem valu. Pozimi se v obdobju dolgotrajnega anticiklona tla in s tem zrak zelo ohladita.
Kadar pa poleg tega k nam pritekajo še mrzli vetrovi, je
ohlajevanje še večje. Anticiklonski kroţni vetrovi mrzlega
zraka ne izpustijo in mraz lahko vztraja več dni ali celo
tednov. Največji mraz ponavadi nastane stran od
središča ciklona, kjer pihajo mrzli vetrovi. To je mrzli val. Po definiciji Svetovne meteorološke organizacije
govorimo o mrzlem valu takrat, ko je najniţja dnevna
temperatura vsaj 3 zaporedne dni za najmanj 5°C niţja
od povprečja najniţjih temperatur za to obdobje.
Tudi zrak v mrzlem valu je ponavadi suh, ni pa
vedno tako. Občutek mraza lahko stopnjuje še veter. Tak mraz je lahko zelo nevaren in lahko povzroči celo smrt
zaradi podhladitve.
87
13. PODNEBJE
Pri grobem napovedovanju vremena se lahko
zanašamo tudi na značilnosti podnebja. Podnebje je
skupek vseh vremenskih dejavnikov, ki velja za neko
območje. Če poznamo značilnosti podnebja za to območje, lahko v grobem pričakujemo, kakšno bo vreme
v nekem delu leta. Značilnosti podnebja določamo s
povprečnimi vrednostmi temperatur, količine padavin,
sneţnih razmer in še cele vrste drugih dejavnikov in
meritev, zabeleţenih v preteklih letih. Za pridobitev
relevantnih podatkov o podnebju na nekem območju
moramo na tem območju vremensko dogajanje spremljati in beleţiti vsaj trideset let. Veda, ki preučuje
vplive na podnebje, se imenuje klimatologija.
V Sloveniji imamo v grobem tri podnebja: ob
morju mediteransko (sredozemsko), v gorskih predelih
gorsko, drugod pa vlaţno celinsko do celinsko v Pomurju.
Za mediteransko podnebje so značilna vroča in suha poletja ter mile in mokre zime brez snega. Celinsko
podnebje predstavlja zelo topla do vroča poletja in mrzle
zime s snegom z glavnino padavin v poletnih mesecih.
Kraji z gorskim podnebjem imajo mrzle zime z obilico
snega ter mila do hladna poletja z veliko letno količino
padavin.
Značilnosti podnebja za poljuben kraj si lahko ogledamo na diagramu, imenovanem klimogram. Na
spodnji osi so nanizani meseci v letu, na levi navpični
temperatura in na desni
količina padavin. Krivulja tako prikazuje povprečno
temperaturo, stolpci pa povprečno količino padavin za
določen mesec. Klimogrami 13.1 prikazuje vlaţno celinsko, 13.2
celinsko, 13.3 sredozemsko in 13.4 gorsko podnebje.
88
14. ONESNAŢENOST
ZRAKA
Onesnaţenost zraka postaja dandanes bolj in bolj
pereč problem. Zrak je onesnaţen predvsem z različnimi
Klimogram 13.1 Klimogram 13.2
Klimogram 13.3 Klimogram 13.4
89
plini in kemikalijami, ki škodujejo zdravju in imajo tudi
na ostalo okolje negativen vpliv, ter s trdimi delci, kot so saje. Plini, ki sodijo med onesnaţevalce so predvsem
dušikovi oksidi (NOx),
ţveplovi oksidi (SOx)
in ogljikov monoksid
(CO). Ti so zdravju
nevarni pri vdihavanju. Med
velike onesnaţevalce
sodi tudi ogljikov
dioksid (CO2), ki sicer
ni škodljiv za
zdravje, je pa glavni
krivec za globalno ogrevanje ozračja.
Med onesnaţevalce sodijo tudi strupene kovine, ki
so v zraku, npr.
kadmij (Cd),
svinec (Pb) in
baker (Cu). Vsi ti
onesnaţevalci so
produkt preteţno
velikih tovarn
(slika 14.2) in
prometa (slika
14.1), zaradi katerih se dnevno
v zrak izpusti
ogromne količine
teh plinov in
kovin.
Z ogromnih farm, še posebno
iz ţivinorejskih
obratov, izhajajo
Slika 14.1
Slika 14.2
Slika 14.3
90
velike količine metana (CH4) in amoniaka (NH3), ki jih
ţivina, predvsem krave, izločajo v obliki vetrov (slika 14.3).
Onesnaţenost zraka je seveda najbolj prisotna v
mestih, kjer je koncentracija industrije in prometa velika.
GLOBALNO SEGREVANJE Plini, ki povzročajo segrevanje ozračja, se
imenujejo toplogredni plini, saj imajo učinek tople grede.
Največji krivec za segrevanje je ogljikov dioksid (CO2), ki ga je sicer v zraku normalno okoli 0,04%, a ta vrednost
vztrajno narašča. Toplogredni plini povzročijo, da se
zemljino površje ne more toliko ohlajati, kot bi se sicer,
ker njihove molekule energijo oziroma valovanja odbijajo
nazaj v tla. Ogljikov dioksid nastaja pri kakršnem koli
izgorevanju. Eden izmed toplogrednih plinov je tudi
metan. V zadnjih petdesetih letih se je povprečna
svetovna temperatura dvignila za pribliţno 0,6°C.
SMOG V zimskem času se nad kotlinami rada oblikuje
temperaturna inverzija. Takrat kotline zapolni vlaţen
zrak, pogosta je tudi megla. Ker hladen zrak zaradi
inverzije ne more uiti, se umazanija, prašni delci in ostali onesnaţevalci kopičijo in mešajo z meglo. Nastal je
smog.
Besedo smog smo prevzeli iz angleščine. Je
pravzaprav nova beseda in je sestavljena iz besed
»smoke« (dim) in »fog« (megla).
OZONSKA LUKNJA V stratosferi, natančneje med 20 in 40km v višino, se nahaja plast ozona (O3). Ozon odbije večino UV
ţarkov, ki pridejo s Sonca, nazaj v vesolje in nas tako
ščiti pred njihovim škodljivim vplivom.
91
Takole deluje: na teh višinah so normalne
dvoatomne molekule kisika (O2) in prosti atomi kisika (O). Atomi kisika so tako zelo reaktivni, da se hočejo
nujno povezati v molekulo. Poveţejo se z molekulo kisika
(O2) in nastane triatomna molekula ozona. UV ţarki, ki
zadenejo ob molekulo ozona, pa dovedejo posebne vrste
energijo in to molekulo spet razdrejo na O2 in O. Energija
UV ţarkov se je porabila za razpad vezi in tako nevtralizirala. Atom kisika pa bi se ponovno rad povezal
v molekulo in tako se krog vedno znova ponovi.
Nekateri plini, ki jih izpuščamo v zrak, pa na
molekule ozona delujejo enako kot UV ţarki. UV ţarkom
jih tako pomagajo razdirati, posledično pa skozi to plast
prodre več UV sevanja. Ti plini so npr. freon, ki smo ga
do nedavnega uporabljali v kuhinjskih hladilnikih, ogljikov tetraklorid (CCl4), ki smo ga do nedavnega
uporabljali v gasilnih aparatih, trikloroetan (CH3CCl3) v
razredčilih ter plini iz najrazličnejših razpršilcev
(sprejev), kot so dezodoranti, osveţilci zraka in podobno.
Pojav, kjer je iz tega razloga koncentracija ozona ţe
močno manjša, imenujemo ozonska luknja. Ozonska luknja je največja nad Antarktiko,
nezadrţno pa se veča tudi tista nad Avstralijo. Posledice
ozonske luknje zaradi povečanega ultravijoličnega
sevanja so večja moţnost in pogostnost koţnega raka,
glavobol, zmanjšuje pa se tudi količina planktona v
morjih, zaradi česar se rušijo celi ekosistemi.
92
15. VREMENSKE KATASTROFE
Vremenske katastrofe smo povečini ţe nakazali
med prejšnjimi poglavji, pa vendar jih bomo tukaj zbrali na enem mestu in malce podrobneje opisali.
Med vremenske katastrofe uvrščamo vse
velikanske škode in uničenja, ki so nastale kot posledica
nekega vremenskega dogodka.
POPLAVA Po dolgotrajnem deţevju ali pa po daljšem
intenzivnem nalivu lahko pride do poplav. Takrat je dotok
vode tako velik, da preprosto ne more tako hitro pronicati v zemljo ali odtekati in zastaja na površju. To je
predvsem primer po tropskem ciklonu.
V naših krajih
pa poplave nastanejo
večinoma zaradi rek.
Reke med dolgotrajnim
deţevjem močno
narastejo in
prestopijo bregove.
Taka voda ima
velikansko moč;
odnaša mostove, hiše in avtomobile, spodnaša ceste, nasipe in gozdne robove,
trga daljnovode, vodovode in drugo napeljavo ter na
splošno povzroči velikansko uničenje. Pri nas smo
najhujše poplave doţiveli septembra 2007, obseţne pa
so bile tudi tiste novembra 1990.
Poplave ogrozijo tudi oskrbo s pitno vodo in onesnaţijo vodna zajetja.
Slika 15.1
93
SUŠA Prav
nasprotno pa se
dogaja ob suši. Dolgotrajna obdobja
brez deţja ali celo
soncem in vročino
vodijo do
pomanjkanja vode in
drastičnega upada nivoja podtalnice. Pri
nas se to dogaja
med vročimi poletji.
Dolgotrajne suše s seboj prinašajo propade celih njiv in
drugih posevkov, mnoţične smrti med domačimi in
drugimi ţivalmi, dolgotrajne suše pa lahko ogrozijo tudi oskrbo s pitno vodo.
VIHAR Pojav, ki
smo ga ţe opisali
v poglavju o
vetrovih, zopet
povzroča
svojevrstno škodo. Odkriva
strehe in lomi
okna, podira
drogove in
daljnovode,
škodo povzroča tudi na posevkih.
Podira drevje; kadar vihar uniči cela pobočja gozda, ta
pojav imenujemo vetrolom (na fotografiji). Na obali
povzroča visoke valove, ki pustošijo po marinah in
zalijejo predele ob morju.
Slika 15.2
Slika 15.3
94
Kot smo ţe povedali, Bernoullijev zakon pravi, da
je zračni pritisk tam, kjer pihajo močnejši vetrovi, vedno niţji od tistega, kjer so vetrovi šibkejši. Z Bernoullijevim
zakonom lahko razloţimo tudi pojav, ko veter odkriva
strehe hiš. Ko preko strehe udari piš vetra, se zračni
pritisk tik nad streho v hipu močno zmanjša. Pod streho
pa vetra ni, zato tam zračni pritisk ostane nespremenjen,
torej višji od tistega tik nad streho, in silovito dvigne strešno kritino.
POŢAR Suše nemalokrat
spremljajo gozdni in
travniški poţari. Ob suši,
ko so listje in trava suhi, je
za nastanek poţara dovolj samo majhna iskra (npr.
cigaretni ogorek). Gašenje
v takih razmerah je
izjemno teţavno, saj se
ogenj zaradi suhosti
materiala širi hitro.
Okoliščine za gašenje lahko še dodatno oteţi veter, ki povzroči, da se poţar
začne širiti z neobvladljivimi hitrostmi. Ognjeni zublji pa
uničijo prav vse, kar se znajde na njihovi poti.
Podatek o tem, kako velika verjetnost za poţar
obstaja, nam pove stopnja poţarne ogroţenosti. Lestvico
prikazuje razpredelnica 15.5.
Stopnja Poţarna ogroţenost
1
zelo
majhna
Moţnost za nastanek poţara ne obstaja, verjetnost vţiga je minimalna. Če poţar vseeno izbruhne, se ne
širi ali pa sam ugasne. V poţaru je zajetega zelo malo
materiala, v glavnem je to zgornji sloj podrasti.
Slika 15.4
Tabela 15.5
95
2
majhna
Poţar lahko nastane pri stalnem ognju (npr.
kampiranju). Širjenje je počasno, na odprtem pa
srednje hitro. Ponavadi nastanejo manjši površinski poţari s slabim ognjem, v glavnem gori samo listje.
Poţar se da hitro omejiti.
3
srednja
Vţigalica ţe lahko povzroči poţar. V gozdu je širjenje
srednje hitro, na odprtem kar hitro. Ogenj gori s
srednjim plamenom, zgori nekaj kompaktnega organskega materiala. Kontrola poţara ni teţka,
pogasi se ga s srednje velikimi napori.
4
velika
Vţigalica v vsakem primeru povzroči poţar. V gozdu
se širi hitro. To so v glavnem vroči površinski poţari,
ki lahko zajamejo tudi drevesne krošnje. V poţaru zgori veliko organskega materiala, kontrola poţara je
teţka in zahteva veliko naporov in sredstev.
5 zelo
velika
Vzrok za nastanek poţara je lahko ţe iskra. Poţar se
pojavi takoj in se širi izjemno hitro. To je vroč poţar, ki zajame krošnje dreves tudi na širšem področju. V
poţaru zgori zelo veliko organskega materiala, tudi
srednje debelo in debelo gorivo. Poţar se razširi tudi
na normalno vlaţna področja. Kontrola poţara je praktično nemogoča, v gašenje je treba vloţiti
ogromne napore in vsa razpoloţljiva sredstva.
KISEL DEŢ Deţ, ki pada na Zemljo, je vedno nekoliko (rahlo)
kisel. Kapljica vode (H2O), ki pada skozi ozračje, zadane
tudi ob molekule ogljikovega dioksida (CO2). Voda in
ogljikov dioksid reagirata v ogljikovo kislino (H2CO3), ki je jedka. To je
vzrok za
nastanek kraških
jam, saj kislina
kamen razjeda.
To so zelo
počasni procesi, ker je ta kislina v
deţju izjemno
razredčena in
zato neškodljiva
ljudem, rastlinam Slika 15.6
96
in ţivalim.
Izpusti dušikovih in ţveplovih oksidov pa tvorijo manj nedolţne kisline. Ţveplovi oksidi reagirajo z vodo in
tvorijo ţveplovo kislino (H2SO4), dušikovi pa dušikovo
kislino (HNO3). Kjer je onesnaţenost velika, obstaja
moţnost kislega deţja. Kisel deţ zakisa zemljo in lahko
pomori rastline, voda pa je strupena. Obstajajo primeri,
ko je kisel deţ tako zakisal jezera, da jih je spremenil v dobesedno mrtva jezera brez vsakega ţivljenja. Slika
15.6 prikazuje posledice hudega kislega deţja.
Kislost merimo s pH lestvico. To je
brezdimenzionalna lestvica, ki ima vrednosti od 0 do 14.
Destilirana voda, ki je brez vsakih primesi, je nevtralna
in ima pH vrednost 7. Kar je višje od 7, je bazično, kar
pa niţje, pa kislo. Vrednost pH lahko izračunamo, a bi zato morali precej globoko poseči tudi v svet kemije.
Lahko pa ga izmerimo s pH papirjem, ki je na voljo v
trgovinah.
Čist neonesnaţen deţ ima pH okoli 6 ali malenkost
manj, deţ s pH manjšim od 5,6 pa se ţe šteje za kisel
deţ. Kisel deţ, ki pokonča cele gozdove, ima pH nemalokrat celo 4.
PLAZ Poznamo dve vrsti plazov: zemeljski in sneţni plaz.
Zemeljski plaz se utrga s pobočij po dolgotrajnem
deţevju, ki pa ni nujno, da je zelo intenzivno. Glavni
vzrok za plazove je namreč velika namočenost zemlje.
Zemeljski plaz se najhitreje utrga na območjih, kjer je zemlja plitva oziroma se kmalu pod površjem začne
matična kamnina. Plaz tedaj zdrkne in za seboj pusti golo
kamnino.
Bolj plazovita območja so strmejša pobočja brez
dreves, saj drevesa s svojimi koreninami drţijo zemljo
skupaj. Zgodi pa se tudi, da se utrga plaz, ki zdrkne skupaj z drevesom.
97
Zemeljski plazovi imajo veliko moč; pred seboj
odnašajo vse, celo hiše (slika 15.7). Sneţ
ni plazovi
pa se
utrgajo na
strmih
pobočjih z debelo
sneţno
odejo,
največkrat
takrat, ko
pade nov
sneg, ki se še ni sesedel in ni utrjen. Nov sneg ima namreč s starim
utrjenim snegom
slab stik in lahko
ţe ob minimalni
dodatni
obremenitvi zdrkne proti
dolini. Plaz se
najpogosteje
sproţi tako, da se
vrhnja ali nekaj
vrhnjih plasti
odtrga od preostale sneţne
odeje in zgrmi v
dolino (slika
15.8).
Tudi sneţni plazovi imajo velikansko moč; veliki
plazovi lahko pod sabo pokopljejo cele skupine dreves in s tem izravnajo celotna pobočja. Izjemno nevarni pa so
tudi za pohodnike. Sneţnemu plazu je nemogoče
kljubovati in bo človeka, ki mu stoji na poti, gotovo
Slika 15.7
Slika 15.8
98
pokopal pod seboj. Tudi če nas ne ubije ob udarcih, pa
imamo zasuti pod snegom zgolj 15 minut časa, da najdemo izhod oziroma da nas najdejo reševalci.
Kako plazovito je neko območje (nevarnost
proţenja sneţnih plazov), nam pove petstopenjska
lestvica, prikazana v razpredelnici 15.9.
Stopnja
Stabilnost
sneţne odeje
Verjetnost
proţenja plazov
Priporočila
1
majhna
Na večini
pobočij je odeja
sorazmerno
stabilna.
Samo na redkih zelo strmih
pobočjih,
predvsem ob dodatni
obremenitvi.
V splošnem varne
razmere. Potrebna
je vsakdanja previdnost.
2
zmerna
Na dovolj
strmih
pobočjih je zgolj zmerno
stabilna,
drugod sorazmerno
stabilna.
Predvsem ob
velikih dodatnih obremenitvah,
sicer spontana
proţenja niso pričakovana.
Glede na izogibanje
poznanih lokalno
bolj plazovitih območij je gibanje
na splošno varno.
3 znatna
Na številnih
strmih
pobočjih je le slabo do
zmerno
stabilna.
V nekaterih primerih je moţno
spontano proţenje
nekaterih srednjih plazov.
Potrebna so nekatera dodatna
znanja pri presoji
pred plazovi varnih območij.
4
velika
Na večini
pobočij je slabo stabilna.
Na strmejših
pobočjih ţe pri manjši
obremenitvi.
Moţna so tudi spontana proţenja
nekaterih velikih in
več manjših
plazov.
Potrebno je veliko znanja in
poznavanje lokalnih
razmer pri izbiranju varnih območij, ki
so ţe precej
omejena.
Tabela 15.9
99
5 zelo velika
Splošna
nestabilnost
sneţne odeje.
Pričakovana
spontana proţenja
srednjih in številnih velikih
plazov, tudi na
manjših strminah.
Gibanje v takih razmerah je močno
oteţkočeno. Plaz se
lahko utrga praktično kjerkoli.
16. POČUTJE
Vreme pomembno vpliva na človekovo počutje.
Povzroča lahko slabo počutje, glavobole, depresivnost, ali
pa na drugi strani dobro voljo in optimizem. Obstajajo
tudi faktorji vremena, zaradi katerih vreme občutimo
drugače kot je dejansko, predvsem je to mišljeno za temperaturo.
BIOPROGNOZA Bioprognostiki se ukvarjajo z napovedmi učinka
vremenskega dogajanja na počutje ljudi. Vpliv vremena
je lahko vzpodbuden, dober ali negativen. Vzpodbuden je
pri visokem zračnem pritisku, t.j. lepem vremenu,
negativen pa pri slabem vremenu oziroma nizkem zračnem pritisku.
Ljudje se na vreme odzovemo različno. Pri
vremensko zelo občutljivih lahko ţe majhen padec
zračnega pritiska povzroči glavobole. Poleg glavobola so
tipični negativni znaki še bolečine v kriţu in hrbtu,
bolečine v sklepih, v skrajnih primerih tudi omotica. Med vremensko pogojene teţave spadajo tudi druge,
neboleče teţave, kot so teţave s koncentracijo,
utrujenost in razdraţljivost. Teţave, povezane z
100
vremenom, so problematične predvsem zato, ker
velikokrat ne vemo, da je zanje dejansko krivo vreme.
OBČUTEK MRAZA IN VROČINE Ljudje lahko temperaturo občutimo drugače, kot je
dejansko.
To vemo denimo iz vročih poletij, ko je suho
vročino mnogo laţje prenašati kot pa neprijetno vlaţno
vročino pri isti temperaturi. Telo namreč med vročino
izloča znoj, znoj pa za sušenje porablja energijo, ki jo v obliki toplote dobi iz telesa. Tako se telo hladi. Znoj pa
mnogo teţje izpareva v vlaţen zrak, ker ga ta ţe teţje
sprejme. To smo ugotovili ţe v poglavju o zračni vlagi.
Če temperatura znaša denimo 30°C, vlaga pa je 95%,
bomo to vročino občutili kot 42°C pri skoraj suhem
zraku. Taka vročina je lahko izjemno nevarna in lahko zaradi pregretja povzroči vročinski udar in posledično
smrt. Razpredelnica 16.1 kaţe, kako občutimo vročino pri
dani temperaturi in vlagi.
%
°C 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 90 95 100
40 48 50 55 58
39 46 48 51 54 58
38 43 45 48 51 54 58
37 41 43 45 48 51 54 57
36 39 40 42 44 47 49 52 56
35 37 38 40 42 44 46 49 52 55 58
34 35 36 37 39 41 43 45 47 50 53 56
33 34 35 36 37 38 40 42 44 46 48 51 54 57
32 33 34 35 36 37 39 41 43 45 47 50 53 55
31 31 32 33 34 35 36 37 39 41 43 45 47 49
30 29 30 31 32 33 34 35 36 37 39 41 42 44
29 28 29 30 30 31 32 32 33 35 36 37 38 40
28 27 28 29 29 29 30 30 31 32 32 33 34 35
27 27 27 28 28 28 28 29 29 29 30 30 30 31
26 26 26 26 27 27 27 28 28 28 29 29 29 30
Tabela 16.1
101
Prav nasprotno pa nas lahko veter dodatno ohlaja.
Veter namreč od našega telesa odvaja topel in dovaja hladnejši zrak. Poleti je lahko hladen vetrič pravo
olajšanje, pozimi pa nas lahko pošteno prepiha. Pri
temperaturi denimo -6°C in vetru s hitrostjo 10m/s
občutimo to kot mraz -23°C pri brezvetrju.
Močan veter, ki nas lahko, kot pravimo, prepiha do kosti, je lahko nevaren in povzroči smrt zaradi
podhladitve. Spodnji diagram prikazuje občutek mraza
pri dani temperaturi in hitrosti vetra. Zanimivo, je da pri
vetru s hitrostmi višjimi od 15m/s ne občutimo več
bistveno niţjih temperatur. Razpredelnica 16.2 kaţe,
kako občutimo mraz pri dani hitrosti vetra.
m/s °C 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20
12 11 8 5 3 2 0 0 -1 -1 -1
10 9 6 3 1 0 -2 -3 -3 -3 -4
8 7 3 0 -2 -3 -5 -5 -6 -7 -7
6 5 1 -2 -5 -6 -8 -9 -9 -10 -10
4 3 -2 -5 -7 -9 -11 -12 -12 -13 -13
2 1 -4 -8 -10 -12 -14 -15 -15 -16 -16
0 -1 -7 -10 -13 -15 -17 -18 -19 -19 -20
-2 -3 -9 -13 -16 -18 -20 -21 -22 -22 -23
-4 -5 -11 -16 -19 -21 -23 -24 -25 -26 -26
-6 -7 -14 -18 -21 -24 -26 -27 -28 -29 -29
-8 -9 -16 -21 -24 -27 -29 -30 -31 -32 -32
-10 -11 -19 -23 -27 -30 -32 -33 -34 -35 -36
-12 -13 -21 -26 -30 -33 -35 -36 -37 -38 -39
-14 -15 -23 -29 -33 -35 -38 -39 -40 -41 -42
-16 -17 -26 -31 -35 -38 -41 -42 -44 -45 -45
Tabela 16.2
102
Diagram 16.3
prikazuje območje
prijetnega
počutja.
17. NAPOVEDOVANJE
VREMENA
Človek ţe od pradavnine opazuje vremensko
dogajanje, saj je ţe od nekdaj močno odvisen od
vremena; drugače povedano – vreme mu kroji ţivljenje.
V pradavnini najbolj zaradi iskanja hrane in bivališča,
dandanes pa je od vremena močno odvisna npr. energetika z vetrnimi in hidroelektrarnami, kmetijstvo,
gradbeništvo in seveda v veliki meri promet. Samo za
občutek, kako pomembno je za nas vreme, navedimo
primer: Če zaradi okvar ali drugih nepredvidenih situacij
Diagram 16.3
103
dve uri ni podatkov o vremenu nad nekim območjem (na
primer nad Slovenijo), je prepovedan prelet tega območja z letalom; tudi če je ta na redni liniji, mora
leteti naokrog, da se temu območju in s tem
nepredvidljivim vremenskim razmeram izogne.
Zaradi neštetih vplivov, ki oblikujejo vreme nad
nekim krajem, je točno vremensko napoved praktično
nemogoče izdelati. Zato med ljudmi nemalokrat nastaja nezadovoljstvo. Ljudje smo dandanes zelo občutljivi na
padavine; jezni smo denimo, če pade kakšna kaplja
deţja, ki ni bila napovedana, mi pa nimamo deţnika, ali
pa kakšna sneţinka, ki nam je zaradi tega podaljšala pot
z avtom. Vremenoslovci zato raje napovejo moţnost
padavin, tudi če je ta majhna, da ne bi prišlo do
nezadovoljstva. Ker smo tako odvisni od vremena, je to področje,
kamor človeštvo vlaga ogromne količine sredstev. V
grobem rečeno prav v meteorologiji sodelujejo
najmočnejši računalniki na svetu. Vsi meteorološki
računalniki na svetu vsakih deset minut ustvarijo toliko
podatkov, kot jih premorejo vse knjiţnice tega sveta. Nad
ekvatorjem na
višini 36.000km
Zemljo obkroţa
5 satelitov (slika
17.1), ki s
svojimi satelitskimi
slikami
pokrivajo
praktično vso
zemeljsko oblo
(slika 17.2). Ti sateliti vsake
pol ure na Zemljo pošiljajo satelitske slike, kjer jih
računalniki nadalje obdelajo.
Slika 17.1
104
Vremenske napovedi lahko delimo na različne
načine. Prvi način je časovni. Obstajajo nekajurne
napovedi, kratkoročne oziroma eno- ali dvodnevne (te so
najbolj znane), srednjeročne za do 5 dni in dolgoročne za
več tednov vnaprej, a te so še zelo nezanesljive in strokovnjaki delajo na njih. Napoved je lahko splošna,
taka, ki jo slišimo na radiu, gledamo na televiziji ali
preberemo v časopisu, ali pa posebna, izdelana za
posebne potrebe nekega naročnika. Vremenska napoved
je lahko avtomatična ali numerična, ki jo računalnik
izdela sam, ali pa subjektivna oziroma grafična s
posegom človeškega faktorja.
IZDELOVANJE VREMENSKE NAPOVEDI Da lahko določimo potek vremena, moramo
najprej vedeti, kakšna so vremenska dogajanja zdaj in
kakšna so bila prej, saj vreme na nekem območju pač ne
nastane naenkrat. Postopek izdelave avtomatske
vremenske napovedi zajema štiri stopnje, kot prikazuje
shema 17.4. Opazovalni sistemi z nekega območja pošljejo
trenutne podatke o vremenu računalniškim sistemom.
Sateliti pošljejo satelitske slike oblačnosti, avtomatske
Slika 17.2
105
vremenske postaje pošljejo podatke o trenutnih
vremenskih razmerah (temperaturo, zračno vlago, pritisk, količino padavin v zadnjem času, smer in hitrost
vetra, sončno obsevanje itd.), vremenski radarji (slika
17.3) pa še kopico drugih podatkov, kot na primer
trenuten razpored
in intenziteto
padavin na nekem območju.
Opazovalni
sistemi so med
seboj zelo dobro
povezani.
Svetovna
meteorološka organizacija, ki je
agencija znotraj
organizacije Zdruţenih narodov,
skrbi, da se vsi podatki o vremenu
po svetu kodirajo enako ter
opazujejo ob istih časih in izmenjujejo po vsem svetu po
sprejetih standardih. Vremenski
podatki se pošiljajo vsake tri ure,
z začetkom ob 0:00 po GMT0
časovnem pasu (Greenwich).
Najkasneje uro in pol po meritvi je
mogoče dobiti podatke o vremenu s katerega koli konca Zemlje.
Na kopnem je
meteoroloških postaj okoli 10.000,
pa tudi na morju so postavljene
sonde, vremenske podatke pa
pošiljajo tudi ladje in letala. Dvakrat dnevno dobimo z
vremenskim balonom (slika 17.5),
ki ga povsod na svetu spustijo v Slika 17.4
Slika 17.3
106
zrak ob istem času,
podatke o stanju v zgornjih plasteh
atmosfere tja do
višine 30km.
Ker
vremenske postaje
niso razporejene enakomerno po
zemeljskem površju,
jih računalnik
uskladi, da dobimo
neko splošno sliko
vremenskega
dogajanja. Ţe tukaj se začnejo pojavljati napake, saj so kot vemo
temperature lahko zelo lokalne. Uskladiti mora razdalje,
nadmorske višine, razmerja v temperaturah, nagnjenosti
izobarnih ploskev, razmerja med temperaturo, pritiskom
in nagnjenostjo izobarnih ploskev, zatem pa še višinske
vrednosti iz višjih plasti atmosfere in še celo vrsto drugih parametrov. To so zahtevni matematični izračuni, ki za
tako količino podatkov zahtevajo izjemno močne
računalnike.
Tak proces je celo za računalnik zahteven in s tem
dolgotrajen. Tako dobimo kakšno uro zatem, ko je
računalnik podatke prejel, diagnozo vremenskega stanja
na precej velikem območju, denimo polovici poloble. Sedaj lahko začne računalnik predvidevati, kakšno
vreme bi se iz dobljenih podatkov utegnilo razviti.
Podatke obdeluje in v bistvu lahko rečemo, da rešuje
celo goro sistemov enačb, zato tako napoved imenujemo
numerična napoved. Poteka po nekih ustaljenih tirnicah
oziroma vnaprej določenem redu razreševanja. Tako organizirano računanje imenujemo numerični model.
Slednji vsebuje še vrsto pribliţkov in poenostavitev, ker
pač nimamo podatkov o vremenu za vsako točko na
Slika 17.5
107
Zemlji. Računalnik računa tako dolgo, da se prebije do
tistega časa, za katerega ţelimo imeti vremensko prognozo. Za te pa velja, da bolj ko so oddaljene, manj
zanesljive so. O nenadnih in nepričakovanih vremenskih
preobratih smo govorili ţe mnogo.
Slovenija, ki na tako majhnem območju zdruţuje
submediteransko, celinsko in gorsko podnebje, visoke
gore, ravnine in morje, je torej zelo razgiban teren tudi iz meteorološkega vidika. Samo računalniška napoved tukaj
ne zadostuje. Potreben je tudi poseg meteorologov in
njihovih izkušenj, ker računalnik preprosto nima
izkušenj, kako se vreme tukaj nato dejansko razvije.
Meteorologi morajo zato vremensko napoved, ki jo poda
računalnik, še grafično nekoliko obdelati.
V zadnjih letih pa so stekle priprave in raziskovanja, kako bi lahko dosedanje izkušnje s
potekom vremena na nekem razgibanem območju
posredovali računalniku, da bi lahko upošteval tudi te ob
različnih vremenskih situacijah. Ko bo ta projekt uspešno
zaključen, meteorologi načrtujejo, da bodo lahko podali
natančno vremensko napoved za kraje v razmaku 10km. Ko je vremenska napoved izdelana, jo podajo
uporabniku; bodisi širši mnoţici v medije ali pa
posebnemu naročniku. Vremensko napoved za več dni
vnaprej, ki je ţe bila podana, seveda sproti spreminjajo,
dopolnjujejo in popravljajo.
Raziskave kaţejo, da so vremenske napovedi v
povprečju v okoli 80% pravilne. To pomeni, da sta dve od desetih pričakovano zgrešeni. Ta odstotek je seveda
odvisen od vrste vremena; npr. globok in obširen
anticiklon po vsej verjetnosti ne bo prinesel
nepričakovanih sprememb vremena, labilno nevihtno
vreme pa skoraj zagotovo. Veljavnost se določa tudi
glede na namen. Primer: napoved vetra denimo nima za jamarje nobenega pomena, ribičem na morju pa lahko
pomeni tako rekoč vse.
108
SATELITSKE SLIKE Satelitske slike nam pokaţejo območja oblačnosti,
če pa si ogledamo več zaporednih, lahko vidimo tudi,
kako je oblačnost potovala. Ogledali si bomo dva primera satelitskih slik.
Slika 17.6:
Satelitska slika
oblačnosti,
na kateri je
dobro vidna
vremenska
fronta.
Slika 17.7:
Satelitska
slika
oblačnosti,
na kateri je dobro viden
ciklon.
Slika 17.6
Slika 17.7
109
VREMENSKE SLIKE Satelitske slike so tudi osnova za vremenske slike.
Na vremenskih slikah označimo območja ciklonov in
anticiklonov, fronte, izobare, izoterme itd. Ogledali si bomo nekaj primerov vremenskih slik.
Slika 17.8:
Vremenska slika z
vrisanimi
cikloni,
anticikloni,
frontami in
izobarami.
Slika 17.9:
Vremenska slika z
vrisanimi izotermami.
Slika 17.8
Slika 17.9
110
18. SISTEM
METEOROLOŠKIH MERSKIH ENOT
TEMPERATURA ZRAKA
Oznaka °C °F
Ime stopinja Celzija stopinja Fahrenheit
Uporaba Evropa, Azija, Juţna
Amerika, Afrika
Britansko otočje,
Severna Amerika,
Avstralija
Pretvorniki x°C=(x×1,8+32)°F x°F=((x-
32)/1,8)°C
Opombe Voda zmrzne / se tali pri 0°C / 32°F Voda izhlapi/se kondenzira pri 100°C /
212°F
Slika 17.10:
Vremenska slika z vrisano
vremensko
napovedjo po
mestih (stanje
neba in temperaturo).
Slika 17.10
111
ZRAČNA VLAGA
Oznaka %
Ime odstotek/procent
Uporaba povsod
ZRAČNI PRITISK Oznaka mbar (mb), hPa InHg
Ime milibar,
hektopaskal
palec ţivega srebra
(ang. inch of mercury
(lat. hidrargirum))
Uporaba
Evropa, Azija,
Juţna Amerika,
Afrika
Britansko otočje,
Severna Amerika,
Avstralija
Pretvorniki 1mb=1hPa
1InHg=33,86mb
1mb=0,0295InHg
Opombe Standardni zračni tlak: 1013mb /
29.91InHg
HITROST VETRA Oznaka m/s, km/h mph
Ime meter na sekundo, kilometer na uro
milja na uro (ang. mile per hour)
Uporaba Evropa, Azija, Juţna
Amerika, Afrika
Britansko otočje,
Severna Amerika,
Avstralija
Pretvorniki 1m/s=3,6km/h
1km/h=0,28m/s
1mph=1,6km/h
1km/h=0,62mph
112
KOLIČINA PADAVIN Oznaka mm, l/m2 In
Ime
milimeter,
liter na kvadratni
meter
palec (ang. inch)
Uporaba Evropa, Azija, Juţna
Amerika, Afrika
Britansko otočje,
Severna Amerika,
Avstralija
Pretvorniki 1mm=1l/m2 1In=25,4mm
JAKOST SONČNEGA OBSEVANJA
Oznaka W/m2
Ime vat (watt) na
kvadratni meter
Uporaba povsod
ENERGIJA SONČNEGA OBSEVANJA
Oznaka kWh/m2
Ime kilovatna ura na
kvadratni meter
Uporaba povsod
VALOVNA DOLŢINA
SVETLOBE Oznaka nm, μm
Ime nanometer,
mikrometer
Uporaba povsod
Pretvorniki 1 μm=10-6m
1nm=10-9m
113
19. ZAKLJUČEK
V tej mini-enciklopediji smo zajeli vse bistvene
dejavnike vremena, seveda pa še zdaleč ne popolnoma
vseh. Na to temo je napisano pravo malo morje
literature. Pa vendarle, po kateri koli knjigi boste posegli, bo po vsej verjetnosti vedno še nekaj vprašanj, ki si jih
morda postavljate v zvezi z vremenskim dogajanjem,
ostalo nerazloţenih. Eden od namenov te mini-
enciklopedije je tudi pokazati, kako nepredvidljivo je
vreme. Dejstvo je, da je v meteorologiji še mnogo stvari
nejasnih in celo neznanih; hkrati pa je to ena od ved,
katerim svet namenja največje vsote denarja prav z namenom, da bi kompleksno in skrivnostno vremensko
dogajanje uspeli čimbolj razvozlati. V kolikšni meri bo
znanstvenikom ta cilj uspel, je praktično nemogoče reči;
jasno pa je, da se bodo pri denimo vremenskih
napovedih vedno pojavljale določene napake, ki jih
takorekoč ni mogoče odpraviti. Popolnosti ni nikjer na svetu. Perfekcija je pač zgolj iluzija.
114
115
ZAHVALE
Najlepše bi se rad zahvalil Klasji Kovačič za pomoč
pri risanju nekaterih skic in shem ter Nini Lozej, Karin Gabrovšek in Tilnu Gabrovšku, ki so priskrbeli nekatere
slike, brez katerih te knjige gotovo ne bi bilo.
Posebna zahvala gre Mihi Brkinjaču za pomoč pri
vezavi.
Najlepša hvala tudi vsem ostalim, ki so kakorkoli
prisostvovali nastanku te knjige in zato ţrtvovali nemalo ur svojega prostega časa.
Cenimo vaše mnenje. Če so se vam ob branju te
knjige porodile kakršnekoli pripombe, predlogi ali druga
opaţanja, tako z vidika vsebine kot tudi oblike te knjige, nam prosim pišite na spodnji elektronski naslov.
Besedilo: Jurij Krajčič
Skice: Jurij Krajčič, Klasja Zala Kovačič Tabele in grafikoni: Jurij Krajčič
Fotografije: Jurij Krajčič, Karin Gabrovšek, Nina
Lozej, Tilen Gabrovšek;
Pogledi na vreme, Z. Petkovšek, M.
Trontelj, Ljubljana, DZS, 1996;
www.arso.gov.si, www.delo.si, www.news.noaa.gov, www.nasa.com,
science.howstuffworks.com,
www.bbc.com, www..wikipedia.org (več
jezikov)
Oblikovanje: Jurij Krajčič
Vezava: Miha Brkinjač
[email protected] Škofljica, maj 2009
116