Atyafi’s Paragliding

Indítottam egy meteorológiai topicot is. Főleg az alapok tisztázása végett.Talán ez segít eligazodni a nagy kesze-kuszaságban. (Forrás: Vitorlázórepülők tankönyve-1971 és szerény személyem meglátásai)

1. fejezet:

A LÉGKÖR

A légkör alapgázokból: nitrogén, oxigén, argon, hélium, neon, kripton, Xenon és radon és vendéggázokból: vízgőz, széndioxid, hidrogén ózon tevődik össze.

Vendéganyagokat is tartalmaz: por, korom, füst, vulkáni hamu stb.

A hőmérséklet alakulása a légkörben:

TROPOSZFÉRA: 7-8 km a sarkoknál, 16-17 km az egyenlítőnél. A földrajzi szélességtől, évszaktól, időjárási folyamatoktól függ a magassága. Nagy területre kiterjedő függőleges légmozgás jellemzi. A felhők és légköri frontok itt alakulnak ki. A hőmérsékletcsökkenés 6,5 C° / km.

A TROPOSZFÉRA HULLÁMZIK több km magas, és több száz km hosszú hullámok is lehetnek. Az egész troposzféra hullámzásban van. A hullámok legkisebbek a légkör alján, felfelé növekednek, és a troposzféra felső határán a legnagyobbak.

A SZTRATOSZFÉRA alján a hőmérsékletváltozások éppen ellentétesen mennek végbe, mint a troposzférában.

Ha a troposzféra lehűl, a sztratoszféra süllyed és melegszik, fordítva is igaz.

Az Egyenlítőtől a Sarkvidék felé haladva nem növekszik a légnyomás, pedig a levegő hűl és egyre hidegebb, tehát nehezebb levegő nyomja a talajt.

A sztratoszféra ellensúlyozza a troposzféra megnövekedett súlyát, mivel a hidegebb alsó rétegek felett melegebb, tehát könnyebb sztratoszféra helyezkedik el.

Ez a SZTRATOSZFÉRIKUS KOMPENZÁCIÓ.

A TROPOSZFÉRA és a TROPOPAUZA közötti határ a legtöbb esetben élesen jelentkezik, vékony és jól észrevehető.

Átlagosan a TROPOPAUZA magassága 17 km, ha a sarkvidékek felé haladunk, a talaj felé hajlik.

Nálunk a 47° szélességen januárban 10 km fölött van az átlagos magasság, a sarkvidékeken pedig nem éri el a 9 km-t.

Az év folyamán a TROPOPAUZA két felület között mozog. Hőmérsékletváltozása 8 C°.

TROPOPAUZA: a troposzféra és a sztratoszféra közötti átmenet. Hőmérsékletállandósulás, majd növekedés jellemzi. A legerősebb szelek (150 – 180 km/h, de lehet 300 km/h is), a futóáramlások itt alakulnak ki. Az erős szelet erős turbulencia kíséri.

SZTRATOSZFÉRA: kb. 30 km. A hőmérséklet csaknem állandó értékű. A hullámszerű függőleges mozgások hullámfelhők kialakulását teszik lehetővé. A sztratoszférában a hullámok elcsendesednek

MEZOSZFÉRA: 30 – 80 km magasságig. A hőmérséklet nő (kb. 0 C°-ig, de mértek már 60 C°-ot is) kb. 50 km magasságig az erős felmelegedés az ózon rétegnek tudható be. 21 km körül a legsűrűbb az ózon / a Nap ultraviola sugárzásának egy részét elnyeli – abszorpció – és ettől felmelegszik a levegő. (Ezt a réteget ÓZONSZFÉRÁNAK is nevezik. Az ózon az oxigénnek háromatomos változata. A Napból érkező ultraibolya sugarak következtében egyes oxigénmolekulák atomos oxigénre bomlanak, majd az atomos és molekuláris oxigén ózonná egyesül. Legnagyobb a mennyisége 35 km környékén. Körülbelül 50-80 km-ig csökken a hőmérséklet, 80 km-es magasságban – 80 C°-nál (- 92 C˚ az újabb kutatások szerint) ér véget a MEZOSZFÉRA. Itt alakulnak ki a világítófelhők.

A világítófelhők valószínüleg jégkristályból állnak, amelyeknek vízgőz anyagát a heves vulkánkitörés dobja fel olyan sebességgel, hogy közben nem oszlik el az alacsonyabb rétegekben. A 80-90 km körüli magasságban a levegő nyomása már nagyon kicsi, . Ilyen kis nyomáson a vízgőz telítettsége és így a jégkristályfelhők képződése is nagyon alacsony hőmérsékleten, – 50 C°-nál alacsonyabban következik be. Ez csak úgy lehet, ha az ozonoszféra nagy melege fölött újból csökkenni kezd a hőmérséklet, legalább úgy, mint a troposzférában. Ez azt jelenti, hogy az ózonréteg talajként viselkedik, felmelegszik a sugárzástól, megindul benne a levegő függőleges áramlása, az emelkedő levegő kiterjed, lehűl, és kiválik a felhő. A mezoszférában van az alkonypír határa is / D réteg /. Ionizált réteg is létrejöhet.

TERMOSZFÉRA: 80 – 800 km-ig. IONOSZFÉRÁNAK IS nevezik. A hőmérséklet rohamosan nő, + 1000 C° -ot is elérheti. Itt ionizált rétegek alakulnak ki / E és F réteg /. Ezekről a rétegekről a rövid és hosszú rádióhullámok visszaverődnek, a határfrekvencián áthatolnak rajta. Az ionizált rétegek úgy alakulnak ki, hogy a világűrből jövő sugárzások nagy sebességgel repülő részecskéi a gázok pozitív töltésű atommagjai mellől eltávolítanak egy-egy elektront. Az E réteg : 80 – 100 km magasságban jön létre, csak nappal, éjjel eltűnik. Az F réteg : 200 – 400 km magasságban alakul ki, éjjel, nappal fenn marad, de éjjel gyengébb.

EXOSZFÉRA: Itt a hidrogén ionok a gyors mozgásuk révén legyőzik a Föld vonzását és megszöknek. A levegő hőmérséklete igen erősen nő. A sarki fény mutatja, hogy 1000 km magasságban is van még levegő. A legújabb kutatások szerint a Föld mágneses erőtere is fogva tart elektromosan töltött részecskéket kb. 60. 000 km magasságig. Ez a tartomány a MAGNETOSZFÉRA. (Kiss Tibor)

A napsugárzás:

A napsugárzás veszteségei: A Föld felszínére ténylegesen leérkező napsugárzás mennyisége függ a napmagasságtól, az elnyelődéstől, a szóródástól és a visszaverődéstől.

Elnyelés: A vízgőz, a szén-dioxid, az ózon és még néhány gáz a Nap és a föld sugárzásának bizonyos hullámhosszait elnyelik, ezt szelektív elnyelésnek nevezzük. Ezen kívűl a légkörbe jutott szennyezőanyagok(korom, füst, por) szintén elnyelik a légkörön áthaladó sugárzás egy részét. Utóbbiakat nem taroznak a szelektív elnyelési csoportba, minthogy minden hullámhosszat egyformán gyengítenek.

A sugárzás erősségének növekedése a nap folyamán. Ugyanazon sugárzási energia reggel nagy, délben kis területre jut.

Szóródás, visszaverődés: A légkörön áthaladó sugarak egy része közvetlenül nem éri el a földfelszínt, útközben ugyanis egy részüket a levegő molekulái és a vendéggázok haladási irányukból kitérítik, szétszórják. A szórt sugarak egy része kijut a világűrbe, ezért a földfelszín energiaháztartása szempontjából veszendőbe megy. A szórt sugarak másik része lejut a felszínre. A földfelszínre így két különböző módon érkezik a sugárzás. A Napból egyenes úton, közvetlenül, amit direkt sugárzásnak hívunk és az égbolt egész felületéről, amely a diffúz sugárzást adja. A szórt sugárzásnak köszönhető, hogy erősen felhős időben is nappali világosság van. Erős a visszaverődés a felhőkről. Alacsony szintű rétegfelhők felett 78%-os visszaverődési értéket mértek.

A földfelszín sugárháztartása: A földfelszín minden időben-télen és nyáron, éjjel és nappal-sugárzás útján energiaforgalmat bonyolít le, sugárzás révén energiához jut és sugárzással energiát ad le. A felszín visszaverőképességét az albedóval jellemezzük. Az ALBEDÓ egy viszonyszám, amely megmutatja, hogy akülönböző felszínfajták a beeső sugárzásból hány százalékot vernek vissza. Különböző felszínek átlagos ALBEDÓJA: Friss hó:81-82% Régi hó:42-70% Kukorica:24% Lucerna:23% Homok:10-25% Tarló:15-17% Szántóföld:14-16% Erdő:10-16% Víz:9-10%

Egy adott felszín albedója változik annak színe, nedvességtartalma és a napszakok, valamint az évszak során is. Az albedó a nap folyamán függ a napmagasságtól.

A földfelszín kisugárzása és a légkör visszasugárzása: A hősugárzás egyik fontos törvénye, hogy minden test, amely a környezeténél hidegebb hőenergiát vesz fel és fordítva, ha környezeténél melegebb sugárzás utján hőenergiát ad le. Sugárzást elnyelő és leadó test a földfelszín is. A földfelszín kisugárzását a meteorológiában használatos kisugárzás szóval helyettesítjük. A kisugárzás a levegő felé irányul. A levegőben levő vízgőz, széndioxid, szennyeződés, és a felhőzet a hosszúhullámú sugárzást nagymértékben elnyeli. Az elnyelt energia egy részét a légkör a magasabb légrétegek és a világűr felé kisugározza, másik részét pedig visszasugározza a földfelszínnek. A visszasugárzás a kisugárzással ellentétes. A visszasugárzással csökkentett kisugárzás a tényleges, vagy effektív kisugárzás. A tényleges kisugárzás következtében a felszín fokozatosan lehűl és lehűl a vele érintkező alsó légréteg is. A levegő hőmérséklete a talajközelben ALACSONYABB LESZ, mint a magasban és a nappalival ellentétes, fordított hőmérsékleti eloszlás alakul ki. Ezt a hőmérsékleti rétegződést INVERZIÓNAK nevezzük. Lsd később….

A napfénytartam: Elméleti napfénytartam(idealizált időtartam) és tényleges napfénytartam. A tényleges napfénytartam jóval kevesebb, mint az elméleti, hiszen közbe szól a felhősödés, a természetes akadályok, a szennyezőanyagok jelenléte is.

A napsütés havi és évi összegei 50 éves átlagban Magyarországon:

A levegő hőmérséklete: A légkör hőkészletének jelentős részét a földfelszíntől kapja. Az alsó légkör a napsugárzásból keveset nyel el és ennek megfelelően a napsugárzástól csak kis mértékben melegszik fel. A sugárzás hőenergiáját a légkör csak a földfelszín közvetítésével tudja hasznosítani, hőmérsékletének legfőbb irányítója a földfelszín. A talajra lehullot csapadék vagy a talajfelszínre felkerült víz minden grammjának elpárologtatásához átlagosan 600 cal hőmennyiség szükséges. Ha a folyamat fordítva játszódik le, azaz a vízgőz a talajfelszínre lecsapódik(kondenzálódik) a felszín ENERGIÁHOZ JUT. A párolgást HŐELVONÁS, a lecsapódást HŐFELSZABADULÁS kíséri. Ezt a hőmennyiséget rejtett, vagy LÁTENS HŐNEK nevezzük. Lsd később…..

A párolgásra fordított hőmennyiség a nyári időszakban, éghajlatunk alatt a sugárzási egyenleg jelentős részét felemészti. A talajfelszín energiabevételéből részesül a felette elterülő levegő. Enek a hőforgalomnak köszönhető, hogy a sugárzást átengedő levegő hőenergiához jut, valamint a földfelszín “fűtése” elindítja a TERMIKUS KONVEKCIÓT. A hőháztartás komponensei jelentősen változnak egy nap folyamán. A különböző felszínek pl. szántóföld, legelő, hegy, völgy, város esetében pedig a hőháztartási komponensek aránya a sugárzási egyenlegekben felszínenként nagy különbséget mutat. A vitorlázórepülésben ez nagyon fontos, ugyanis a termikus konvekció kialakulásában azok a felszínek játszanak elsősorban szerepet, amelyek a környezetükhöz képest több hőenergiát adnak át a felettük elterülő levegőnek. Durván felvázolva egy nyári napon a déli órákban(11-14h) a sugárzási egyenleg 61%-a víz elpárologtatására, 31%-a a levegő felmelegítésére és 8%-a talaj mélyebb rétegeinek a felmelegítésére fordítódik.

Hőátadás: A földfelszín által felvett hő SUGÁRZÁS, VEZETÉS, KEVERŐMOZGÁSOK(TURBULENCIA) segítségével és a VÍZ halmazállapotváltozásai révén adódik át a levegőnek. A függőleges keverőmozgások közé soroljuk az áramlásos hőátadást, másnéven a KONVEKCIÓS HŐÁTADÁST is.

HŐVEZETÉS: A hő egy test egyik részéről a másik részére terjed a molekuláin keresztül. A fémek általában jól vezetik a hőt. Az üveg kevésbé. A folyadékok és a gázok már rosszul. Ezért a levegő a földfelszín felett csak vékony rétegben(3-5mm) melegszik fel. A hő a magasabb légrétegekbe csak keverőmozgások révén és áramlással adódik át.

KEVEREDÉS: Csak a gázokban és, folyadékokban léphet fel. A kohéziós erők kicsinysége miatt a molekulák könnyen elmozdulnak bennük. A helyüket változtató molekulák egészen más tulajdonságú környezetbe kerülve tulajdonságaikat kicserélik. A keveredés nagyon hatásos, a hővezetéshez képest több tízezerszer gyorsabb és erélyesebb hőátadási mód!

HŐÁRAMLÁS/KONVEKCIÓ: Csak gázokban és folyadékokban lehetséges. Maga a felmelegedett anyag vándorol a melegebb helyről a hidegebb felé. Ha pl. folyadékot alulról melegítünk egy gázégővel a folyadékrészecskék felmelegszenek, térfogatuk nagyobb, sűrűségük kisebb lesz. A melegebb részecskék helyet cserélnek a hidegebb molekulákkal

A hőmérséklet magassággal való változása és az állapotgörbe: A levegő hőmérséklete a talajtól kiindulva a magassággal változik. Rendszerint csökken, de ez nem törvényszerű. A levegő hőmérsékletét általában rádiószondás mérésekkel határozzuk meg. A mért adatokat sokoldalúan felhasználják. A mérés általában különböző vertikális szintekben történik és a hőmérsékletre, nedvességtartalomra irányul. A mért adatokat grafikonon ábrázolják. Ennek legegyszerűbb módja a hőmérséklet-magasság koordinátarendszer, mely jól mutatja a hőmérséklet magassággal való eloszlását, vagyis az állapotgörbét.

Ha a levegő hőmérséklete függőlegesen felfelé nem csökken, hanem álladnó marad, akkor IZOTERMIÁRÓL beszélünk. Izotermia kialakulhat a talajközeli rétegekben és a szabad légkör bármelyik két magassági szintje között. Izotermia figyelhető meg a bemutatott állapotgörbén 1180 m-től 1380 m-ig, és 2440 m-től 2900 m-ig tartó szakaszon. Az izotermia az állapotgörbén függőleges egyenes. Ha a levegő hőmérséklete a magassággal nem csökken, hanem emelkedik, fordított, más szóval inverz hőmérsékleti eloszlásról, röviden INVERZIÓRÓL beszélünk. Az inverzió az állapotgörbén balról jobbra dőlő egyenes szakasz. Inverzió kialakulhat a talajközeli rétegekben és a szabad légkör bármely két szintje között. Inverzió figyelhető meg az állapotgörbén talajközelben 168 m-től 620 m-ig és a szabad légkörben 3100 m-től 3500 m-ig.

Az inverzió kialakulása és típusai: leggyakoribb a kisugárzási vagy másnéven radiációs inverzió. A jelenség oka a következő: derült égbolt alatt az éjszakai órákban a földfelszín hosszúhullámú kisugárzása révén erősen lehül. Ezt követően a talajjal közvetlenül érintkező légrétegekben a levegő hőmérséklete sokkal alacsonyabb lesz, mint a felsőbb rétegekben. A talajmenti inverzió több száz méter magasságig is kiterjedhet. A kisugárzási inverziókat tavasszal és ősszel gyakran hajnali fagyok kísérik. A talajmenti köd kisugárzási típusa kapcsolatban van a talajmenti inverzióval, és nem is oszlik fel addig, amíg az inverzió meg nem szűnik. Különösen erős inverzió keletkezik akkor, ha a levegő nedvességtartalma nagyon kicsi, és kevés a vendéganyag benne, azaz, amikor általában tiszta időről beszélünk. Élénk szélben derült éjszaka ellenére sem alakulhat ki erős inverzió, ugyanis a felsőbb rétegek és az alacsonyabb rétegek egymással keverednek, így a keveredés hatására jelentős hő kerül a talajközeli rétegekbe (pl. májusban még az erős lehűlések alkalmával sem keletkezik talajmenti fagy, amíg a szél erősen fúj). A meleg félévben bekövetkezett inverziók a nappali felmelegedés és az élénkülő keveredés hatására hosszabb-rövidebb idő alatt feloszlanak, és beáll a hőmérséklet szokásos csökkenése a magassággal. Télen a nappali felmelegedés általában minimális, és az éjszaka folyamán keletkezett inverzió nappal sem oszlik fel. Az inverzió több száz méteres vastagságra is kiterjedhet. Ezekben az inverziós rétegekben a hőmérsékletemelkedés még a 15 fokot is meghaladhatja. A völgyekben, amelyekből a hideg levegő nem tud elfolyni, télen különösen erős inverziók alakulnak ki. Ennek klasszikus esete az 1930 januárjában, az osztrák Alpok egyik völgyében megfigyelt nagyon erős inverzió. A völgy felett 100 m magasságban a hőmérséklet 3 Celsius fok volt, ugyanakkor a völgy mélyén a hőmérséklet -30 Celsius fok volt! Hazánk hegyvidékein hasonló jelenség figyelhető meg. A ZSUGORODÁSI INVERZIÓK az anticiklonok kialakulásával kapcsolatos leszálló mozgások és függőleges cseremozgások következtében jönnek létre. Erre itt most nem térek ki (KG).

A lokális és adiabatikus hőmérsékleti gradiens: a hőmérséklet függőleges eloszlásának jellemzésére a függőleges hőmérsékleti gradienst számítjuk ki. A hőmérsékleti gradiens kiszámításához két magassági szint hőmérsékleti adataira van szükség. Általában az egy kilométerre, vagy száz méterre eső hőmérsékletváltozást szokás jellemzőnek tekinteni.

t1: a levegő hőmérséklete az alsó h1 magasságban; t2:a levegő hőmérséklete h2 magasságban.

Inverzióban a gradiens előjele negatív, ami azt jelenti, hogy a hőmérséklet fellfelé emelkedik.Pl.: a hőmérséklet 410 m-en 12,4 Celsius fok, 850 m-en 8,4 Celsius fok. Mennyi a gradiens?

A sok évi magaslégköri mérések alapján a troposzférában az átlagos hőmérsékleti gradiens 0,65 Celsius fok/ 100 m, vagy ami ezzel egyenértékű 6,5 fok/ 1 km. A lokális hőmérsékleti gradienstől megkülönböztetjük az adiabatikus hőmérsékleti gradienst. A függőlegesen mozgó termik hőmérsékletcsökkenése az adiabatikus állapotváltozások törvényét követi. Jellemzőjét adiabatikus hőmérsékleti gradiensnek nevezzük. Pl.: ha magasnyomású palackból valamilyen gázt hirtelen kiengedünk, akkor a gáz kitágul és lehűl, vagy fordítva, a kerékpárgumi felfújásakor a szelep körüli részek felmelegednek. Ha a kiterjedő gáz a környezetétől hőt nem vesz fel és az összenyomódó gáz hőt nem ad le, akkor az ilyen folyamatot hőcserementesnek, más szóval adiabatikusnak nevezzük. Az adiabatkus állapotváltozás fő jellemzője tehát, hogy az állapotváltozás során a közeggel hőt nem közlünk, és attól hőt nem vonunk el.

A levegő nagyon rossz hővezető és ezért a függőleges mozgást végző termik állapotváltozásai emelkedése során gyakorlatilag hőcserementesek, adiabatikusak. A talajról elinduló levegő a környezetével megegyező nyomással indul el, amely tegyük fel 1000 millibár. 500 m-en a nyomás 955 mb. 1000 m-en 890 mb. A termik tehát egyre kisebb nyomás alá kerül, térfogata megnő, hőmérséklete csökken. Fordított esetben, ha a levegő lesüllyed, akkor összenyomódik és felmelegszik. Elméleti számítások szerint minden emelkedő telítetlen levegő hőmérséklete 100 méterenként kereken 1 fokkal, pontosabban 0,974 Celsius fokkal csökken és süllyedésekor ugyanennyivel emelkedik. A függőlegesen mozgó levegő 100 m-re eső hőmérsékletcsökkenése, azaz az adiabatikus hőmérsékleti gradiens telítetlen levegőben tehát 1 Celsius fok/ 100 m. A lokális hőmérsékleti gradiens értéke a magasság és idő függvényében változik. A szárazadiabatikus hőmérsékleti gradiens a száraz, vagy talítetlen függőlegesen mozgó levegő hőmérsékletváltozása egységnyi a magasságváltozás során. Mint ilyen, szükségszerűen állandó. A nedvességtartalommal rendelkező, de telítettségét még el nem érő levegő igen jó közelítéssel a szarazadiabatikus hőmérsékleti gradienst követi, így csak a telítődés után beszélünk nedves vagy telített levegőről. A nedves vagy telített levegő hőmérséklete függőleges mozgása során a nedvesadiabatikus hőmérsékleti gradiens szerint változik. Tehát attól függően, hogy telítetlen ill. telített levegő függőleges mozgását vizsgáljuk, beszélünk száraz ill. nedves adiabatikus hőmérsékleti gradiensről. Itt most a száraz adiabatikus hőmérsékleti gradienssel foglalkozunk, majd a cumulus felhő keletkezésével térünk át a nedves levegő tulajdonságainak vizsgálatával.

Az adiabatikus gradiens állandó értéke azzal magyarázható, hogy a gáz kiterjedése közben a külső erővel szemben fejt ki munkát, belső hőenergiájának fogyasztása hőmérsékletének csökkenése árán. Összenyomódáskor fordított a folyamat.

AZ EGYENSÚLYI RÉTEGZŐDÉS: A lokális és az adiabatikus hőmérsékleti gradiens viszonya háromféle lehet. STABIL, INDIFFERENS és LABILIS.

STABIL: A lokális hőm. gradiens kisebb, mint az adiabatikus hőm. gradiens.

INDIFFERENS: A lok. hőm. gradiens egyenlő az adiabatikus hőm. gradienssel.

LABILIS: A lokális hőm. grad. nagyobb az adiabatikus hőm. gradiesnél.

Stabil egyensúlyi helyzetről akkor beszélünk, ha egy testet nyugalmi helyzetéből kimozdítva rövid időn belül ismét visszatér eredeti, nyugalmi helyzetébe. A légkörben a stabilis rétegződés azt jelenti, hogy a talajtól felfelé, vagy lefelé kimozdított légtömeg eredeti helyzetét igyekszik visszfoglalni. Ennek oka a hőmérséklet függőleges eloszlásában rejlik. Tegyük fel, hogy a levegő hőmérséklete a talajon 15 fok, 500 méter magasan 11,5 fok. A lokális gradiens értéke : 0,7 fok./100m. Tehát 1-nél kisebb. Ha a levegő bizonyos tömege valamilyen okból feljutna 500 méter magasra, akkor a hőmérséklete az adiabatikus állapotváltozás következtében 10 fok lenne, azaz hidegebb és ezért sűrűbb, mint környezete. Felhajtóerő hiányában visszasüllyedne a talajra. Ha a légkör tetszőleges szintjéből akár felfelé, akár lefelé mozdítanánk is ki levegőtömeget, az mindig hidegebb, vagy éppen melegebb lenne, mint környezete, tehát mindkét esetben visszakerülne eredeti helyzetébe.

Az indifferens légállapotnak az olyan hőm. rétegződés felel meg, amikor a lokális és az adiabatikus gradiens egyenlők egymással. Ha a felszínről egy levegőtömeget felfelé kimozdítunk, akkor a mozgó levegő hőmérsékletcsökkenése megegyezik a környezet hőmérsékletcsökkenésével, minden szinten egyenlő lesz a hőmérsékletük, tehát felhajtóerő nem jön létre. Indifferens rétehződés esetén, ha a levegőtömeg elég nagy impulzust kap, akkor a levegő nagyobb magasságot tud befutni, de végül is a mozgása lassul, majd megszűnik a környezet és a mozgó levegő közötti surlódás miatt.

Labilis rétegződés esetén a lokális hőmérsékleti gradiens NAGYOBB az adiabatikus hőmérsékleti gradiensnél. A talajszinten mért hőmérséklet legyen ismét 15 fok. 500 méteren a hőmérséklet 9 fok. Ha a talajról egy bizonyos légréteget felfelé kimozdítunk, a magasság növekedésével a felszálló levegő és a környezet közötti hőmérsékletkülönbség egyre növekszik, tehát emelkedni fog a légtömeget felfelé mozgató erő is. Ha a légkör egy tetszőleges szintjéről felfelé mozdítunk ki egy elhatárolt levegőrészt az a környezeténél melegebb, tehát egyre ritkább lesz , ezért a növekvő felhajtóerő következtében egyre gyorsabban emelkedik. Ha a légtömeget lefelé mozdítjuk el, akkor viszont a hőmérséklete egyre csökken, tehát egyre sűrűbb lesz, ezért tovább süllyed.

A vitorlázórepülés szempontjából minket a LABILIS EGYENSÚLYI RÉTEGZŐDÉS érdekel.

VÉGE AZ ELSŐ FEJEZETNEK

2. fejezet

A termik

Folyadékok és gázok melegítése esetén olyan jelenség lép fel, amely csak erre a két halmazállapotú anyagra jellemző, nevezetesen a hőáramlás jelensége. Hőáramlás esetén a hő foyadékban, vagy gázban úgy terjed, hogy a hőenergiát a molekulák szállítják egyik helyről a másikra. Ez a hőterjedési módot KONVEKCIÓS HŐTERJEDÉSNEK nevezzük. A fűtött szobában is kialakul a konvekció jelensége. A kályhánál a levegő felmelegszik, kitágul, fajsúlya kisebb lesz, mint a szoba távolabbi részén elhelyezkedő levegő, ezért felszáll. Az oldalfalaknál és az ablakoknál lehűl, sűrűsége megnő és leszáll. A légkörben is kialakulnak hasonló áramlások. A hőáramlással kapcsolatos függőleges légmozgásokat TREMIKUS KONVEKCIÓNAK NEVEZZÜK.

A meteorológiában a konvekció, a vitorlázórepülésben a termik kifejezés terjedt el. A meleg levegőt a meleg és a hideg levegő közötti fajsúlykülönbségből származó felhajtóerő emeli a magasba. Ezt a felhajtóerőt hidrosztatikai felhajtóerőnek nevezzük. Hidrosztatikai felhajtóerő keletkezik minden esetben, ha a folyadék, vagy gáz beldejébe kisebb fajsúlyú anyag kerül, függetlenűl attól, hogy a folyadékkal, vagy gázzal egyező, vagy eltérő anyagról van szó. A víz alá nyomott parafadugót is a hidrosztatikai felhajtóerő emeli fel.

A termikus konvekció összetettebb légköri jelenség, mint például a víz melegítése, vagy éppen a szoba levegőjének felmelegítése. Ahhoz, hogy a légkörben a termikus konvekció kialakuljon több tényezőnek kell teljesülnie, amelyeket a következő pontokban tekintjük át.

A termikforrások:

A fűtött szoba konvekciójának megindulásához hasonlóan a természetben is szükségesek az olyan tereprészek, amelyek a “kályha” szerepét töltik be. A terep változatossága, tagoltsága, domborzata, színe, növényzettel való fedettsége, a talaj fajtája, nedvességtartalma, az emberi települések formája és fajtája(falu, város) és azok nagysága következtében eltérő a felszínek sugárzása és a hőháztartása. A termikus konvekció méreteinél és mozgástulajdonságánál fogva azonban nem alakul ki feláramlás minden olyan helyen és minden pillanatban ott, ahol a levegő a környezeténél jobban felmelegedett. A konvekció szoros összefüggésben van a a talajközeli légrétegek hőmérsékleti rétegződésével és a keverő mozgások fejlettségével. A terepnek azon részei felett képződnek feláramlások, ahol a horizontális és vertikális hőm.különbségek a legjelentősebbek és és a keverő mozgások a konvekció adott típusához elegendő levegő mennyiséget tudnak mozgásba hozni. Azokat a helyeket, ahol a termik keletkezéséhez a feltételek adottak és ott termik képződik, TERMIKFORRÁSOKNAK nevezzük. Angolul: Thermall collectors. A gyakorlat számára nagyon nehéz egyértelmű és világos szabályokat felállítani, amelyek mindenkor és mindenhol biztos útmutatásul szolgálnak a kezdő repülő számára. Ne feledjük, hogy önmagában a termikforrások, thermal collectorok nem elegendőek. Szükség van még egy tényezőre, mégpedig a kiváltó okra, ezt angolul thermal launch point-nak hívjuk. Kiváltó ok?????

Képzeljétek el, hogy kézmosás után nem törlitek meg a kezeteket, hanem mindkét karotokat magatok előtt tartva szárítjátok. Az apró vízcseppek elkezdenek a kézfejetek felől a könyökötök irányába szaladni, de a lecseppenést, vagy az elszakadást kiváltó ok hiányzik. Ugyanígy képesk sík területen a termikbuborékok is gördülni, anélkül, hogy elszakadnának a talajtól. Aztán belép a képbe egy derékszög, amit a könyökötök képvisel. Na ezt Thermal Launch Point-nak, avagy kiváltó oknak nevezzük. A vízcseppek lecseppenek a padlóra, amíg a buborékok mondjuk egy fasor mentén felpattannak a magasba. Szársomlyón repülve, főleg korai időpontban a legjobb kiváltó ok maga a GERINC. Szelesebb napokon a szél besodorja a bubikat a gerinc mögé. Kis túlzással állíthatjuk, hogy magasan már majdnem legalább 400-500 méterrel a gerinc mögött repülve tudjuk felnyalni a hegy által elszakított emeléseket.

Ilyen kiváltó ok lehet még ezen kívül mozgó traktor, villanypózna, fasor, parkoló autók, főút, halas tó, magas növényzet, szőlőlugas, bokrok, nádas, a talaj egyenetlenségei, hegygerinc, sziklák, stb……..

Legeredményesebb módja a termikfogásnak, ha a pilóta mindig gomolyfelhőre helyezkedik a szélirány és a felhő fejlettségének figyelembe vételével. Száraz termikes időjárásban, amikor a konvekció szintje alacsonyabban van, mint a kondenzációs szint érdemes a talaj domborzatára, színére és kontrasztosságára, tagoltságára és tereptárgyaira figyelni.

Ha a felhőalap pl. 2200 méter magasan van, akkor két szintet ajánlatos megkülönböztetni:

Alacsonyabb szint: 1100m alatt, ha nincs felhő elérhető közelségben, akkor helyezkedjünk talajra.

Magasabb szint: 1100m felett próbáljunk meg felhőre helyezkedni.

A távrepülő szakzsargon szerint: “When you are high, fly the sky, when you’re low, fly the ground”

A távrepülésnek nagyon sok buktatója van. Termikelés közben folyamatosan figyelni kell a már meg lévő emelés minél joban való kihasználására, a környező felhők memórizálására(melyik van szétesőben és vajon melyik fejlődik) és mindig legalább két lépéssel előre kell gondolkodni. Mindig több alternatívát kell szem előtt tartani és nagyon megfontoltan kell repülni. Persze a túlzott megfontoltság sem előnyös. “A tett halála az okoskodás”. Érdemes figyelmet fordítnai a portölcsérekre, a füstoszlopokra, a madarakra, a levegőbe a termik által felrántott szemétre(zacskó, falevél, kukorica levél, stb…), a kiszüremkedésekre, a közelünkben repülő másik siklóernyőre és a terep domborzati viszonyaira. Szeles időben azok a tereprészek szolgálnak elsősorban termikforrásként, amelyek fölött a levegő a környezetéhez képest viszonylag huzamosabb ideig nyugalomban tud maradni. Ilyen felszínek a magas növényzet(gabona, lucerna, stb.) Kíváló termikforrás az erdők és halastavak szegélye és az erdőkben elhelyezkedő tisztások, ligetek. Termikforrás a hegyek és a dombok oldala, különösen akkor, ha a szél a meleg levegőt a lejtőn felfelé hajtja.

INSTABIL HŐMÉRSÉKLETI RÉTEGZŐDÉS ÉS A KEDVEZŐ TURBULENCIA NÉLKÜL A LEGERŐSEBB NAPSÜTÉS ELLENÉRE IS ALIG, VAGY EGYÁLTALÁN NEM KÉPZŐDNEK TERMIKEK!!

Hőmérsékleti rétegződés:

A reggeli órákban az inverziós hőm. rétegződés megátolja a konvekció kialakulását. A kisugárzási inverzió a tenyészidőszakban általában 200-300m-ig terjed- Láttuk, hogy a stabilis egyens. állapot a termikek kialakulásának nem kedvez. A besugárzás erősödésével a hőmérséklet fokozatosan emelkedik és elkezdenek élénkülni a keverőmozgások a talajközeli, majd később a magasabb légrétegek között is. Amikor a levegő hőmérséklete eléri a t2 szintet, a talajközelben felmelegedett részecskék már egy bizonyos magasságig képesek felemelkedni, az inverzió azonban még gátat szab útjuknak. Mindenesetre a konvekció már megindult…

(a t1, t2, t3 hőm. értékhez tartozó száraz adiabaták)

A turbulencia segítségével az egész inverziós réteg átkeveredik és a levegő hőmérséklete rohamosan növekszik. Kialakul a szokványos hőmérsékletcsökkenés a magassággal. Ez az időpont nyáron kb. 10-11 óra magasságában van. Azt a réteget, amelyben a konvekciós fel- és leáramlások kialakulnak konvekciós rétegnek, felső szintjét a konvekció magasságának nevezzük. A konvekciós réteg fogalmába beletartozika feláramlásnak a “száraz” (a talajtól a felhőalapig) szakasza és a “felhős szakasz” (felhőalaptól a tetejéig tartó rész). Lsd. köv. ábra

A nappali órákban a talajközeli légrétegben a hőmérsékleti gradiens igen nagy mértéket ér el. A talajal közvetlenül érintkező és a felette lévő légrétegek között az adiabat. gradiensnél nagyobb hőcsökkenés állítható elő. Lucernában pl. a talaj felszínétől 50 és 200 centiméter között a nyári hónapokban az átl. hőmérsékletcsökk. 0,6-0,8 fok között van. Ez a hőmérséklet/100m es gradiens dimenzióra átszámítva 40-50 fok/100 mélter!!!!! A talajfelszíntől távolodva ez az érték azonban rohamosan csökken.

A buborék termik:

A konvekció legegyszerűbb elemi formája a buborék termik. Térfogata a néhány köbmétertől a több millió kömbéterig is terjedhet. Amint a buborék elpattan és a magasba nyomul örvénylés támad az emelkedő levegő határán. Ezt örvénygyűrűnek, angolul “vortex ring”-nek nevezzük. Azt hiszem ilyen örvénygyűrű jelenik meg a kifújt cigarettafüst határán és az atombomba felhőjének peremén is. Sőt ez a jelenség az oka annak, hogy néha egy-egy helikopter is leesik……. video1

A gyűrű közepén a levegő nagy sebességgel felemelkedik, majd a buborék tetején átmegy horizontális mozgásba és a gyűrű külső oldalán le, valamint alul a gyűrű középpontja felé beáramlik. A gyűrű érdekessége, hogy a buborék belsejéban a feláramlás sebessége kétszer nagyobb, mint a buborék emelkedésének sebessége. Álljunk meg itt egy percre és tanulmányozzuk ezt a csodálatos jelenséget!

örv.gyűrű 1 örv.gyűrű 2 klikk!

A helikopterek is hasonló örvénygyűrűket kreálnak a saját rotorjuk által. A fentieket átgondolva most már mindenki tudhatja miért is esik le a következő szitakötő. Leesik, mert belemerűl a saját örvénygyűrűjébe. Klikk a következőre!

video vortex ring effect

Akit ez jobban érdekel: Az örvényesség és a helikopterek (kíváló írás)

Hát igen…. Elkelne egy aerodinamika oldal is. Na de térjünk vissza az eredeti mederbe! Rövidre fogva a kisebb buborék termikek a keveredés miatt már igen hamar szétszóródnak, amíg a nagyobb térfogattal rendelkező bubik jóval nagyobb utat futhatnak be. A buborék termikek általában reggel és délután képződnek, vagy akkor, amikor a konvekció gyengén fejlett. Ne feledjük el, hogy a buborék termik mindaddig nem tud elszabadulni az őt fogva tartó felszíntől, amíg valami külső erő ki nem mozdítja eredeti helyzetéből. Nem mindig elég csak a szél önmagában.

A kémény termik:

Valamely hely felett a felmelegedett légtömegek, buborékok kis megszakításokkal, egymáss után, vagy szinte egymást érve szakadnak el, olyannyira, hogy azok összefüggő rendszert alkotnak. Innen az elnevezés:“kéménytermik” . A kémény típusú termikek a fel- és leszálóó légmozgások cirkulációs rendszerét hozzák létre. A levegő feláramlását törvényszerűen kíséri a levegő magasból történő leáramlása.

Ha csak feláramlás alakulna ki a magasban tömegfelhalmozódás, alacsonyan pedig tömeghiány lépne fel. A felemelkedő levegő helyére oldalról és felülről áramlik az utánpótlás. Ezt a cirkulációt általában az jellemzi, hogy a felszálló ág keresztmetszete jóval kisebb, mint a leszálló ágé, viszont benne a feláramlás sebessége többszöröse a leszálló légmozgás sbességének. A kémény termiket úgy lehet felismerni, hogy több száz, sőt ezer méterrel is megtalálható, az emelés benne tartós, és kikörözhető akár a felhő alapjáig, vagy akár tovább. Általában ez az időtartam 10 és 15 perc környékén mozog, de nem ritka az ennél jóval hosszabb ideig tartó feláramlás sem.

A KÉMÉNY TÍPUSÚ TERMIKEK A DÉLI ÓRÁKRA JELLEMZŐK ÉS ÁLTALÁBAN AZOKON A NAPOKON, AMIKOR JÓ VITORLÁZÓREPÜLŐ IDŐRŐL BESZÉLÜNK. GYENGE SZÉL, 2/3 m/s ERŐSSÉGŰ TERMIKEK, ÖSSZEÁLLÁSI TENDENCIA NÉLKÜLI GOMOLYFELHŐZET, FELHŐÚT.

Persze a fenti állítás egy kicsit sántít, mert már sokszor találkoztam késő délutáni “gyárkéményekkel” és hát ugye kéménytermik kialakulhat olyan napokon is, amikor a kondenzációs szint magasabban van, mint az inverzió. Tehát felhőút sem kíséri mindig. A buborék és kémyénytermikek egymást cseppet sem zárják ki. Általában keveredvbe fordulnak elő.

A KONVEKTÍV RENDSZEREK FEJLETTEBB FORMÁJA A SZELESEBB IDŐBEN, A SZÉL IRÁNYÁVAL MEGEGYEZŐEN VONALBA RENDEZŐDŐ FELÁRAMLÁSOK. A VONAL MENTÉN A FELÁRAMLÁSOK SZINTE EGYMÁST ÉRIK, AMELYET A TETEJÜKÖN ÚSZÓ GOMOLYFELHŐK JELEZNEK. AZONOS IDŐPONTBAN MEGANNYI FELHŐÚT IS KIALAKULHAT, AMELYEK PÁRHUZAMOSAK EGYMÁSSAL. (felhőút angolul:cloudstreet)

Cloudstreet klikk ide!

A FELHŐÚT KONVEKTÍV RENDSZER, KIALAKULÁSA SZOROS ÖSSZEFÜGGÉSBEN VAN A TÁJ JELLEGÉVEL. A FELHŐUTAK NAGYSÁGA AKÁR ORSZÁGOKRA IS KITERJEDHET.

A FELHŐÚT KIALAKULÁSÁT MÉG SZOROSAN BEFOLYÁSOLHATJA A SZÉL ÉS A HŐMÉRSÉKLET ELOSZLÁSA A MAGASSÁGGAL. A VONALBA RENDEZŐDŐ KONVEKCIÓS RENDSZER STABILITÁSI VISZONYAIT AZ JELLEMZI, HOGY A KONVEKCIÓS RÉTEGBEN NAGY A LABILITÁS, A KONV. RÉTEG TETEJÉN VISZONT STABILITÁS VAN AZAZ EGY ERŐS INVERZIÓ ZÁRJA LE A KONVEKCIÓT. A FELHŐÚT A VITORLÁZÓREPÜLŐK PARADICSOMA.

Felhőút Csobácon: Klikk ide!

Vége a 2. fejezetnek.

3. fejezet:

A termik intenzitásának napközbeni alakulása:

A megfigyelések szerint a konvekció a megindulás időpontja után, a nyári időszakban, átlagosan 1 óra leforgása alatt a konvektív feláramlások az egész konvekciós rétegre kiterjednek és ha a gomolyfelhő képződésének feltételei adottak, akkor a gomolyfelhőzet is kialakul.

Korán kialakulnak a termikek-amely időpont alatt a tenyészidőszakban a 7 és 9 óra közötti reggeli órákat értjük-ha az éjszaka folyamán gyenge inverzió keletkezett, a reggeli órákban erős a besugárzás, a talajfelszín hőháztartásában a levegő hőforgalma magyas, a hőmérsékleti rétegződés a konvekciós rétegben az 1 fok/100 m gradienshez közel van.

Későn alakulnak ki az emelések(délutáni órák), ha a talajközeli inverzió erős, gyenge a besugárzás, átázott a talaj, vagy a konvekciós rétegben STABIL a rétegződés.

A következő ábra a termikerősség napi menetét mutatja, amit barográfokkal mértek:

Tudjuk, hogy a konvekció a kialakulási stádiumában gyorsan fejlődik, ezért nem meglepő, hogy nyáron 10 és 11 óra között a termikerősségek már tekintélyes értékeket érnek el. Tanulságos ez abból a szempontból, hogy sokan lebecsülik a kialakulási stádiumban hasznosítható emeléseket és értékes időt pazarolnak el a makkolással, trécseléssel, szakértéssel, és a mítikus “erős ” termikekre való felesleges várakozással. 10-től 11 óráig a feláramlások percről-percre rohamosan erősödnek és nagyon hamar elérik a napi maximális értékeket. 11 és 14 óra közötti időtartam tehát nagyon értékes az erős termikek kihasználása szempontjából. 14 óra után a termikek általában óráról-órára fokozatosan gyengülnek, és 18 óra után már alig találunk értékelhető emelést.

A fenti írás nem törvényszerű, de általánosságban véve elfogadható.

F E L H Ő K É P Z Ő D É S:

A magasban kondenzálódott parányi vízcseppek, vagy jégkristályok halmazát FELHŐNEK nevezzük. A vízcseppek átmérője általában 0,05 mm alatt van. A parányi felhőelemek lebegését, illetve emelkedését a surlódás és a levegő feláramlása biztosítja. A vízcseppek felülete súlyukhoz képest nagy és így a süllyedésük irányával ellentétesen ható surlódási erő lebegésben tartja őket. Felhőképződésben általában a levegő individuális lehűlése játszik szerepet. Nyáron és általában azokon a napokon, amikor a konvekció jól kifejlett a feláramlások sok vendéganyagot(por, szennyeződés) szállítanak a magasba. Ezeket az anyagokat KONDENCÁCIÓS MAGVAKNAK nevezzük. Angolul: condensation nuclei.

“A felhõképzõdés elve megegyezik a ködképzõdéssel, miszerint a levegõ harmatpontig hûl, telített lesz, majd ha a lehûlés tovább folytatódik, a fölösleges nedvességtartalom kicsapódik. Azonban ehhez a kicsapódáshoz a gyakorlatban úgynevezett kondenzációs magvakra van szükség, ezekre csapódik ki a felesleges nedvesség. A kondenzációs magvak kis lebegõ szilárd porrészecskék vagy apró folyadékrészecskék.”

A CUMULUSFELHŐ képződése:

Egy-két fogalom gyors tisztázása….

Abszolút nedvesség: Az 1 köbméter levegőben jelenlévő vízgőz mennyiségét értjük grammokban kifejezve. Nyáron talajközelben ez kb. 10-15 g/m3.

Relatív nedvesség: Megmutatja a levegő telítettségi állapothoz való viszonyát. Telítődéskor a relatív nedvességtartalom 100%. Minél kisebb ez az érték, annál messzebb van a lavegő a kondenzációtól.

Harmatpont: A harmatpont az a hőmérsékleti érték, melyre az adott levegőrészecskének le kell hűlnie, hogy a benne lévő vízgőz vízzé csapódjon ki. A harmatpont elérésekor a levegőből a vízgőz kondenzálódik.

Látens hő: Jeget melegítünk…… Amíg a jég teljesen el nem olvadt, addig a víz hőmérsékltete nem fog 0 fok fölé emelkedni. A közölt hőmennyiség nem melegítésre, hanem HALMAZÁLLAPOT VÁLTOZTATÁSRA fog fordítódni. Ezt a hőmennyiséget látens, vagy rejtett hőnek nevezzük.

folyt köv!