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

jurij.krajcic@smejko.org Škofljica, maj 2009

116