2017. szeptember 26., kedd
  • Hungarian

Bónuszbrigád

Tandemrepülés

Iskolánk

Meteorológia Nyomtatás E-mail

Meteorológia

 

Valamely repülés biztonságát alapvetően a légijárművek tulajdonságai és a pilóták ismeretei határozzák meg. Mivel a repülések szabad légtérben történnek, amelynek állapota folyamatosan és dinamikusan, sokszor kiszámíthatatlanul változik, ezért létfontosságú az ott zajló események törvényszerűségeinek ismerete. Ezzel a területtel foglalkozik a meteorológia fejezet.

Ha úgy repülünk, hogy nem ismerjük a felhőket és ezek üzeneteit akkor az olyan, mintha úgy vezetnénk, hogy nem ismerjük a közlekedési táblákat…

A világ legjobb pilótái között sokszor az dönti el a sorrendet, ki tudja helyesebben megítélni a napi időjárásban rejlő lehetőségeket.

A repülés meteorológia sajátos szempontok szerint elemzi, illetve prognosztizálja az időjárási adatokat.

A legtöbb ember számára nem jelent semmit, hogy pl. mennyi a hőmérsékleti gradiens vagy milyen a szinoptikus időjárási helyzet Európa felett. A pilóta számára azonban ezek az adatok jelentik, hogy egy adott napon hova menjen repülni illetve, hogy milyen feladatot tud végrehajtani. Természetesen nemcsak a siker a tét hanem előfordulhat, hogy az életünk is…

A repülés meteorológiai ismeretek mélyebb feltárása előtt feltétlenül szükséges néhány alapvető általános fizikai és időjárási fogalom megismerése. 

A légkör

A légkör felépítése és felosztása

A földet körbevevő légkörburok kb. 120 km vastagságú. Összetétele nitrogén, oxigén, széndioxid, nemesgázok és változó mennyiségű vízgőz.

Ezt a légkört atmoszférának nevezzük, melynek a Föld forgása következtében eltérő a mérete, azaz az egyenlítőnél vastagabb, mint a sarkoknál. Az atmoszférát különböző rétegekre osztották, amelyek a következők: 


 

alt

 

 26.ábra: A teljes légkör szerkezete és hőmérséklet profilja

Az időjárási jelenségek a légkör legalsó, vékony rétegében zajlanak. Ezt a réteget troposzférának hívjuk. A troposzféra a föld forgásának következtében az egyenlítőnél vastagabb kb.18 km, míg a sarkok felé csökken kb. 6 km.

Mivel a légkör szinte teljes vízgőz készlete ebben a rétegben található ennél feljebb már nem keletkeznek felhők. A napsugárzás hatására felmelegedő bolygó felszínén felmelegíti a levegőt és vizet párologtat el, ezzel folyamatos energiát biztosít a levegőrétegek mozgásához, keveredéséhez. A víz felforralásához sokkal kevesebb energiára van szükség, mint ahhoz, hogy ugyanezt a vízmennyiséget elpárologtassuk. Ha a folyamatot megfordítjuk, akkor beláthatjuk, hogy milyen óriási energia szabadul fel, amikor pl. egy zivatarfelhőben a vízgőzből előbb víz, majd jég keletkezik.

Ezeknek a hatalmas energiaáramoknak következtében az extrém zivatarfelhők az óriási feláramlás következtében néha már belelógnak a sztratoszférába. Az eddig mért legmagasabb Cb (cumulonimbus) felhőt Oklahomában észlelték. Ennek teteje 22 km magasban volt és 86m/s-os(!) feláramlást mértek benne…

Az időjárás fogalma

Időjáráson az atmoszféra troposzférának nevezett részének pillanatnyi fizikai állapotát értjük. Ezt több meteorológiai alapelemmel jellemezhetjük, mint pl. hőmérséklet, a páratartalom, légnyomás, szél, csapadék, látótávolság, felhőzet, stb.

A légkör fizikai jellemzői

 Hőmérséklet és gradiense, inverzió

A levegő hőmérséklete, hőmérsékleti eloszlása az egyik legfontosabb eleme az időjárásnak. A levegő hőmérséklete a troposzférában a magasság növekedésével arányosan csökken, közelítőleg 100 méterenként 0,6°C-al. Ezt az értéket nevezzük a levegő függőleges irány szerinti hőmérsékleti gradiensének.

Az említett gradiens közepes érték, és a Föld számos helyén végzett mérések átlaga. Valójában ez az érték nem állandó, és függ a földrajzi helytől, év- és napszaktól, a troposzféra alsó rétegeiben végbemenő időjárási - atmoszferikus folyamatoktól, de leginkább a földfelszín hőmérsékletétől. A mérsékelt éghajlatú övezetben a melegebb évszakok idején a földfelszín felmelegszik, ilyenkor a gradiens növekedése a jellemző, és eléri az 1°C/100m értéket is. Hidegebb évszakokban a földfelszín és a vele érintkező légréteg erősen lehűl. Ilyenkor lassabb a magasságfüggő hőmérséklet csökkenés, azaz csökken a gradiens értéke. Nem ritka az olyan jelenség sem, amikor az alsó légrétegek alacsonyabb hőmérsékletűek, mint a fölöttük lévők. Ezt a jelenséget nevezzük inverziónak. Amikor valamely légréteg hőmérsékleti gradiense nulla, akkor izotermikus rétegről beszélünk.

Az inverziós és izotermikus rétegek fontos szerepet játszanak a levegő függőleges mozgásának létrejöttében, valamint a felhőképződésben. Lényeges ezek paramétereinek az ismerete, mert a kialakuló légáramlatok sebességét alapvetően meghatározzák.

Ha a hőmérsékletet a földfelszíntől kezdve és emelkedve mérjük, a kapott eredmények legtöbbször nem esnek egybe az elmélet alapján várhatókkal. A csökkenés nem folyamatos, sőt időnként még növekedés is tapasztalható. Ennek az a magyarázata, hogy az atmoszféra állandó mozgásban van, az egyes légrétegek eltérő földrajzi helyekről származnak, miáltal azok melegek vagy hidegek, nedvesek vagy szárazak lehetnek. Egy adott helyen és időpontban a termikus légrétegek hőmérsékletének jellegét a magasság függvényében a következő ábra mutatja.

alt

 27.ábra: A troposzféra hőmérsékleti profilja

 

 

Az atmoszféra megítélése szempontjából nagyon fontos fogalom annak a stabilitása. Stabil légrétegről beszélünk, ha annak alsó részén hidegebb levegő helyezkedik el, mint fölötte. Labilis, ha ez fordított. 

Légnyomás

Légnyomáson a levegő, mint gáz nyomását értjük. Mivel a levegő összenyomható, ezért a növekvő magassággal a nyomás nem lineárisan csökken. Hozzávetőleg 5500 méteres tengerszint feletti magasságban a légnyomás a felére csökken.

A nyomás mértékegységeként a meteorológiában és a repülésben a hektó-Pascalt - hPa használják. Régebbi mértékegység a Hgmm. 1000 hPa = 750 Hgmm, 1013.2 hPa = 760 Hgmm. Mivel a levegő sűrűsége állandóan változik, egy adott magasságban a légnyomás sem állandó.

A légnyomást barométerrel mérjük, amely sokféle kialakítású lehet; higanyos, szelencés vagy aneroid barométer. Újabban elektronikus úton is mérik. 

Légsűrűség

A levegő sűrűsége, annak térfogat egységnyi tömegét jelenti. Tengerszinten közelítőleg 1,2 kg/m3, és nagysága három tényezőtől függ: hőmérséklet, nyomás, páratartalom. A légsűrűség sem változik lineárisan a növekvő magassággal, hanem hozzávetőleg 6 km-es magasságban feleződik az érték. 

Páratartalom, légnedvesség

A levegőben lévő vízgőzt, más néven a páratartalmat nevezzük légnedvességnek. Minél melegebb a levegő, annál több vizet tud "feloldani", annál több vízpárát tud magában tartani. A hőmérséklet csökkenésével egy adott hőmérsékleten és nyomáson a vízgőzzel telítetté váló levegőből a páratartalom kiválik - kondenzálódik. Ahol a kiválás megkezdődik, azt a hőmérsékletet nevezzük harmatpontnak.

A levegő nedvességtartalma kétféleképpen is megadható. Vagy abszolút értékén, azaz térfogategységben lévő vízgőz tömege, vagy relatív értékén, amikor az adott hőmérséklethez tartozó telített értékhez viszonyítanak százalékosan. A harmatponti légnedvesség a 100%-os relatív érték. Ha ezt a telített levegőt melegítjük, abszolút nedvességtartalma (abszolút páratartalma) nem változik, de relatív páratartalma csökken, hiszen képessé válik további víz befogadására, azaz nem lesz 100%-osan telített. 
 

A kondenzáció hőenergia felszabadulással jár, ami felmelegíti a környező levegőt. A párolgás hőt von el a környező levegőből. Ez magyarázza a hőmérsékleti gradiens eltérő értékét száraz illetve nedves levegőben.

Mivel az atmoszferikus viszonyok nagyon eltérőek lehetnek, ezért az összehasonlíthatóság érdekében viszonyítási alapot kellett képezni, amelyet normál atmoszférának neveznek: 0m tengerszint feletti magasság, 1013,2 mbar nyomás, 15°C hőmérséklet, 0% légnedvesség (1,225 kg/m3 légsűrűség) 0,65°C/100m hőmérsékleti gradiens. 

Általános időjárást befolyásoló jelenségek

Amennyiben a levegő valamely terepalakzat fölött hosszabb ideig megmarad, akkor az átveszi az adott helyre jellemző hőmérsékletet és páratartalmat, továbbá viszonylag homogénné válik. Az ilyen levegőt, melynek kiterjedése vízszintes és függőleges irányban rendkívül nagy lehet, légtömegnek nevezzük. Elnevezésük általában eredetük, érkezési irányuk szerint történik. Így beszélünk sarkvidékiről (arktikus), mérsékelt öviről, trópusiról. Az érkezési hely hőmérsékletétől függően lehetnek meleg és hideg légtömegek. A szinoptikus (áttekintő, összefoglaló) meteorológiában a légtömegeket jelekkel ábrázolják. Európa fölött leginkább az alábbi légtömegek fordulnak elő:

  • sarkvidéki, ami az eredettől függően lehet: tengeri-sarkvidéki, vagy kontinentális-sarkvidéki
  • mérsékelt övi, amely szintén lehet: tengeri, kontinentális
  • trópusi

alt 


28.ábra: Az időjárásunkat befolyásoló légtömegek tulajdonságai

 

 

A sarkvidéki levegő gyakorlatilag a sarkkörön túl formálódik a tengerek nem befagyó részeinek kivételével, nyáron pedig a sarkvidék jege fölött. A sarkvidéki tengeri levegő Európában ÉNy-i, a sarkvidéki kontinentális levegő ÉK-i irányból mozog. A sarkvidéki levegő Európában eljut az Alpokig és a Kaukázusig, néha még távolabbra is. Ázsiára a sarkvidéki kontinentális levegő a jellemző, mivel az a jég és a hó fölött halad el.

A tengeri mérsékelt levegő mielőtt eléri a szárazföldet, hosszú ideig halad viszonylag meleg tengerek és óceánok fölött. Tulajdonképpen hol a tengeri-sarkvidéki, hol a trópusi légtömegek jellege az irányadó.

A kontinentális tropikus levegő nyáron kiterjedhet egészen az 50°-os északi szélességig is. Kevés felhőzet és gyenge szél jellemzi.

Szél

A hőmérséklet- és légnyomáseloszlásban, vízszintes irányban, a földfelszín és a levegő egyenetlen felmelegedése miatt lényeges eltérés is lehet. Ezen változásokat vízszintes hőmérsékleti-, és nyomásgradiensnek nevezzük. A szél, a levegőnek a nagyobb nyomású területekről az alacsonyabb nyomású területek felé való mozgása. A globális szél létrejöttét a következőkkel lehet magyarázni. A napsugárzás által erősen felhevített egyenlítői földfelszín felmelegíti a fölölte lévő légtömegeket, amelyek ennek (a légsűrűség csökkenésnek) következtében felemelkednek. Az egyenlítőtől a pólusok felé lévő, hidegebb (sűrűbb) légtömegek áramlanak a helyükre. Tehát az egyenlítő és a sarkok között állandó légcsere alakul ki, ezt nevezzük globális szélmozgásnak, és a felszínen jellemzően a sarkoktól az egyenlítő felé irányul. Ezt a cirkulációs légáramlást eltorzítja a Föld tengely körüli forgása. Azaz az északi féltekén K felé, a délin Ny felé téríti el. Az északi féltekén a légtömegek nagy magasságban mozognak, s amikor elérik a 30. délkört, nagynyomású központot hoznak létre. Azt a légtömeget, amely ebből a körzetből délre irányul, és nyugatra tér ki, passzátszélnek nevezzük. Ha a légtömeg északra mozog, akkor keletre tér ki, és erős nyugati szelet hoz létre.  
 

A levegő horizontális és vertikális globális méretű mozgásai, helyi hatásokkal is találkoznak, és ezzel már a lokális vagy mikrometeorológia foglalkozik. A helyi (lokális) szelek a földfelszín (beleértve a vízfelületet is) eltérő mértékű felmelegedése miatt jönnek létre. A siklóernyősöket elsősorban ez utóbbiak érintik, ezért fontos részletes ismeretük.

Szél mérése Mielőtt a lokális szelek irányát és sebességét befolyásoló tényezőket részleteznénk, meg kell ismerni az iránymegadás fogalmát, a sebesség mértékegységeit, valamint a tájékoztató nagyságrendi értékeket.

A szél irányaként a származási hely irányát adják meg, azaz ahonnan fúj a szemlélőhöz viszonyítva. Az iránynak értéket a szélrózsa szerint adunk, amely északi irányból kelet felé haladó 360°-os körskála. Pontosabb megadás fokokban, a közelítő meghatározás égtájak szerint 16 fokozatban történik (Pl. É, É-ÉK, ÉK, K-ÉK, stb.).

A globális szélirányt befolyásolja a Föld forgási sebessége, amely az egyenlítő mentén hozzávetőleg 1600 km/ó. A forgásból eredő ún. Coriolis erő hatására a szelek iránya az északi féltekén jobbra, a délin balra eltér.

A szélsebesség alatt a levegő talajhoz viszonyított, időegység alatt megtett útját értjük. Értékét leggyakrabban ún. kanalas szélsebességmérővel határozzák meg. A gyakorlatban (és országoktól függően) különböző mértékegységei használatosak, azaz a csomó (knots), km/h, és m/s. Az egyes értékek között a közelítő átszámítás az alábbiak szerint történik:

1 km/h = 0.54 t.mérföld/h = 0.54 csomó

1 csomó = 1 t.mérföld/h = 1.85 km/h

1 m/s = 3.6 km/h (pl.: 5 m/s = 18 km/h)

1 m/s = 1.94 t.mérföld/h = 1.94 csomó

A szélsebesség közelítő megadása a Beaufort-skálával történik, ahol a szélcsend és a viharos szél közti részt 0-tól 8-ig terjed számokkal jellemzik.

A szélsebesség a meteorológiai térképekről is megállapítható. A térképen az ún. izobár vonalak (azonos nyomású helyeket összekötő vonalak) távolságai mutatják - a térképek szintvonalaihoz hasonlóan - a sebességet. Minél kisebb a távolság az egyes vonalak között, annál nagyobb a nyomáskülönbség, és egyben a szélsebesség és fordítva.

A szélsebesség általában jelentősen változik a magasság függvényében, jellemzően erősebb a szél nagyobb magasságban (de ne tévesszen meg minket a starthely termikbefúvása). 

Coriolis erő

 

alt

29.ábra: A Coriolis erő hatása a Föld felszínén

 A föld forgásából eredően a felszín kerületi sebessége a csökkenő átmérő miatt a sarkok felé csökken. Ezért ha É-D irányban elmozdulunk a földfelszínén, akkor a kerületi sebességünk változik, és ehhez a sebességváltozáshoz, az É-D irány tartáshoz erő kell. Fordítva megfogalmazva ha pl. az északi féltekén egy légtömeg dél felé mozdul, akkor az eredeti északi áramlásból az egyenlítő felé haladva északkeleti áramlás lesz. A jelenséget felfedezőjéről nevezték el Coriolis-nak.

alt

 30.ábra: A Coriolis erő hatása a fel- és leáramló légtömegekre

 

 

alt

 31.ábra: A Coriolis erő hatására a szél az izobárokkal közel párhuzamosan fúj

 

 Ciklonok (időjárási frontok)

A hőmérséklet és légnyomás eloszlásában, vízszintes irányban a földfelszín és a levegő egyenetlen felmelegedése miatt lényeges eltérés van. A legkülönbözőbb irányokban mozgó, nagymértékben különböző fizikai jellemzőkkel bíró légtömegek gyakran megközelítik egymást, ami átmeneti, frontális zónák létrejöttéhez vezet.

A mérsékelt égövön különösen sok frontális zóna van. Itt az északról mozgó hideg levegő találkozása a leggyakoribb a délről érkező meleg levegővel. A horizontális hőmérsékleti kontraszt nagysága itt a legnagyobb az egész földgolyón.

A frontális zónák szakadatlanul keletkeznek, kifejlődnek és megsemmisülnek.

Intenzitásuk nagymértékben függ a találkozó légtömegek hőmérsékletének a különbségétől. A frontális zónák alakulását a meleg és hideg légtömegek felületi megoszlása kíséri, és ezeket nevezzük atmoszferikus frontoknak. A felületek mindig a hideg irányba hajlanak, amely nehezebb lévén, a melegebb levegő alatt ék alakban helyezkedik el. A frontfelületek hajlásszöge a horizonthoz képest nagyon kicsi, kb. 1°. Az atmoszferikus frontok közepes földrajzi szélességeken 8-12 km magasságig terjednek.

A találkozó hideg- és meleg légtömegek állandó mozgásban vannak, és attól függően, hogy a frontfelületükhöz képest hogyan haladnak tovább, azaz melyik az "erősebb", beszélünk hideg- vagy melegfrontról.

Európa magasságában keverednek össze az északi hideg és az egyenlítői meleg légtömegek. A légtömegek keveredésekor kialakuló hatalmas, 500-2000km átmérőjű légörvényeket nevezik ciklonoknak. Az örvényben a különböző hőmérsékletű levegőrétegek találkozási vonalát nevezik frontnak. Mivel a hideg levegő nehezebb a melegnél, ezért a frontok nem függőleges felületek. A meteorológiai térképeken ezért a frontnak csak a talajfelszínen lévő részét jelzik vonalakkal. Melegfront esetén vonalra kis félköröket rajzolnak, amelyek az áramlás irányába, a hideg felé néznek. A hidegfrontot a vonalra rajzolt kis háromszögekkel jelölik. A frontok sebessége a ciklonon belül nem azonos, a hideg gyorsabb, és utoléri a melegfrontot, amely helyzetet okklúziónak neveznek. Az okklúzióval a ciklon gyengül, és megszűnik.

alt

 32.ábra: A ciklonok kialakulása, jelölésük

A ciklonokban az atmoszferikus nyomás legalacsonyabb értéke a középpontban mérhető, és a szélek felé növekszik. Az anticiklonban ez éppen fordítva van. Az északi félteken a levegő áramlása az első esetben az óramutató járásával ellentétes, és a perifériától a közép felé tart, a második esetben pedig az irány megegyező az óramutató járásával, és a középtől a periféria felé tart.

A levegő cirkulációjának megfelelően a földfelszínen áramló levegő a ciklonrendszerben felemelkedik, és a középső-, felső troposzférában oszlik szét. Ha az áramlás miatt fogy a légtömeg, akkor a légnyomás esik, azaz a ciklon továbbfejlődik. A kifejlődő ciklonban a felemelkedés miatt a levegő lehűl, a vízpára kondenzálódik, felhő képződik, és csapadék válik ki. Ezért a ciklonra borult, csapadékos időjárás a jellemző. A ciklon felhőképző.

Az anticiklon rendszerben a levegő a földfelszínen áramlik a középtől a periféria felé. Egyidejűleg történik a magasban a levegő szélekről a középpont felé áramlása. Ha a magasban összeáramló levegő mennyisége nagyobb, mint az alsó rétegben szétáramló, akkor a légnyomás nő, és az anticiklon tovább erősödik. A levegő lefelé való mozgása az anticiklonban annak adiabatikus felmelegedéséhez vezet. Ennek következtében a vízpára messzebb kerül a telítettségtől, és a felhők feloszlanak. Ezért az anticiklont kevesebb felhő jellemzi. Az anticiklon felhő oszlató.

A ciklonok és anticiklonok mozgási sebessége széles határok között változik. A kifejlődés kezdeti állapotában 40-50 km/h, később mozgási sebességük csökken, és közben közepük gyakran szabálytalan hurkot ír le.

A ciklon mozgási rendszerében a hidegfront hátul, a melegfront elől helyezkedik el. Ezért amikor a ciklon valamilyen ponthoz közeledik, a hőmérséklet kezdetben emelkedik, aztán észrevehetően csökken. A ciklon kifejlődésének periódusában, amikor a középpontban a nyomás csökken, az atmoszferikus front erősödik. Ez viszont tartós csapadékkiválással jár. Ezek a folyamatok kifejezettebbek a ciklon középső és első részén, a melegfront zónájában. A hátoldalán a levegő lassan emelkedik, a széleken a levegő süllyedése is tapasztalható. Az esetek többségében a nyomásesés ciklon közeledését, időjárás romlást jelez. A nyomás növekedése a ciklon távozását, anticiklon közeledését jelenti, azaz az időjárás javulást. Ezek a törvényszerűségek természetesen csak tendenciózusan érvényesülnek. 

Melegfront

alt

 33.ábra: Melegfront oldalnézete

A meleg levegő egyszerűen „rámászik” a hideg levegőre. A hidegfronttal ellentétben lassan mintegy 30 km/h sebességgel mozog. Markáns előjelek kísérik, amelyek a front előtt akár 600-800 km-rel járnak. Ennek az oka, hogy a meleg levegő lassan, nagyon lapos szögben csúszik fel a hideg levegő hátán. Ez a jelenség kedvez a nagy magasságban kialakuló ún. cirrus felhők kialakulásának. Ez az első jel, amely egy melegfront közeledésére utalhat. Ezeket követik a stratusok majd a nimbostratusok (esőfelhő). Ha cirrusokat nem követi egyéb felhőzet nem jelentenek számottevő időjárás változást. A melegfront nem jelent különösebb veszélyt a siklóernyősökre, mert markáns előjelekkel érkezik és csak ritkán kísérik zivatarok. A melegfront sűrű felhőzetébe beágyazódott zivatarfelhőt az altocumulus mamatus felhők jelölik. Ezek sűrű, gyorsan változó lecsüngő szőlőfürthöz hasonló jellegzetes felhők. 

Hidegfront

alt

 34.ábra: Hidegfront és stabil meleg levegő

 

 

A hideg levegő nagy sebességgel a meleg levegő alá nyomul és azt felfelé emelkedésre kényszeríti. Függően attól, hogy a két levegőtömeg között mekkora a hőmérséklet különbség illetve milyen a nedvességtartalom gyenge és erős hidegfrontot különböztetünk meg. Ha a meleg levegő nedvességtartalma nagy, labilis a hőmérsékleti rétegződés és a hőmérséklet különbség is nagy akkor heves záporok és zivatarok alakulnak ki. A front előtt kialakul egy ún. instabilitási vonal, amely mentén először cumulus congestusok majd ezekből Cb felhők alakulnak ki.

alt

 35.ábra: Hidegfront és labilis meleg levegő

 

 

Labilis, magasban előretörő hideg levegőre utalnak az ún. altocumulus castellanus (bástyafelhő) felhők is. Ilyenkor még nagyobb az esélye a heves zivatarok kialakulásának, mert a meleg levegő mintegy „ollóba” kerül és ez rendkívül labilissá teszi.

alt

 36.ábra: Okklúziós front

 

 

A hideg front viszonylag nagy sebességgel mozog, óránként 60-100 km-t is megtehet. Természetesen már a front előtt megerősödik a szél, ami komoly veszélyt jelent minden könnyűrepülőnek.

A front után hamar kitisztul az ég. Barátságos cumulusok jelennek meg de a szél erős marad. Függően attól, hogy mennyire ázott át a talaj, már kialakulhatnak termikek, amik azonban az erős szél miatt széttöredeznek. Ilyenkor még nem tanácsos siklóernyővel repülni. Általában a hidegfront utáni második, harmadik napon legjobb az idő a hátszeles „nagytáv” repüléshez. Ekkora már sokat gyengül a szél, és ennek szárító hatása miatt a talaj könnyen felmelegszik és termiket ad. A levegő még viszonylag labilis, de a magasban az általában erősödő anticiklon hatás miatt kialakulhat egy záróréteg (inverzió), amely gátolja a túl nagy felhők illetve a zivatar kialakulását.  

Helyi időjárást befolyásoló jelenségek

 

A terep hatása is jelentős befolyással van a szél irányára. A különböző természetes és mesterséges tereptárgyak a mozgó levegő irányát és sebességét - méretüktől és alakjuktól, hőmérsékletüktől függően - eltérő módon változtatják meg. Hegygerinc, meredek vízpart, stb. falként áll a légáram útjában, az szinte átbukik rajta. A meleg- és a hideg légáramlatok is másképpen viselkednek ilyenkor. A kevésbé mozgékony hideg levegő az akadály előtt megreked, majd lassan "átömlik" fölötte. A meleg légtömeg akadályba ütközve rögtön emelkedni kezd, annál gyorsabban, minél nagyobb sebességgel érkezett. Átjutva az akadály másik oldalára, a hideg levegő "lefolyik", a meleg pedig turbulens áramlásba kezd, ami annál erősebb, minél meredekebb a tereptárgy szélárnyékos oldala, továbbá minél nagyobb az áramlás sebessége.

Az áramló levegő és földfelszín között súrlódás keletkezik. Az elméleti számítások és a statisztikai vizsgálatok alapján kimondható: a szél sebessége a magassággal növekszik, s az iránya jobbra forduló. Ez azt jelenti, hogy ha pl. a talaj mentén nyugati szelet érzékelünk, a magasban rendszerint északnyugatira fordul.

A labilis légtömegekben a levegő függőleges kicserélődése (a konvekció vagy hővezetéses hőcsere) és a dinamikus turbulencia következtében intenzívebb, és magasabb szintekig kihat, mint a stabil légtömegekben. Amennyiben a talaj közeli rétegekben inverzió van, a turbulens tevékenység gyengén fejlett. Ennek következtében a talaj menti rétegek és a magasabb szintek között nagyon lassú a cserélődés. Ilyenkor a talaj közelben gyakran szélcsend van, vagy gyenge szellő fúj, amelynek iránya és erőssége élesen különbözik a gradiens széltől. Az inverziós réteg fölött viszont a szél rohamosan erősödik, gyorsan beáll a gradiens szél irányába, mindezt már 300-400 méteres magasságban.

A szél jobbrafordulása és erősödése a troposzféra alsó kilométerében elmarad, ha a bárikus gradiens iránya és nagysága a magassággal hirtelen megváltozik. Ez a változás olyan is lehet, amikor a szél balra fordul, és a sebessége lecsökken, miáltal elfedi a szél sebességének az alsó rétegekben normálisnak mondható növekedését és jobbra fordulását. 

A szél sebessége és természete

A különböző szélsebességek mellett történő repülések során mindig figyelembe kell venni a terep adottságait. Olyan sík vidéken, ahol a szintkülönbség nem több 100 méternél, gyakorlott pilóta megfelelő légijárművel 10m/s szélsebességig még biztonsággal repülni tud. Közepes nagyságú hegyek között ez lecsökken 7m/s-ra, magasabb hegyek között pedig 4-5m/s-ra. Lényeges szempont, hogy az átlagos szélsebesség nagyságánál döntőbb annak a változékonysága, amit a tereptárgyak is befolyásolnak. Tengerparton, ahol a szél háborítatlanul halad a víztükör fölött, sokkal erősebb szélsebességnél is lehet repülni.

Természetesen, ezek a szélsebességértékek csak tájékoztató jellegűek. A siklóernyőnk típusa, mérete (felületi terhelése) lényegesen eltérő repülési lehetőséget adhat!

Például a 24 km/h trimsebességű ejtőernyővel már 7m/s-os szélben (25 km/ó) sem szabad felszállni, mert hátrafelé fog sodródni. Az ernyő trimsebességénél 1-2m/s-mal kisebb szélben szabad csak repülni.

Az ember idővel maga is rájön, milyen szélviszonyok között "érzi jól magát", azaz mikor van biztonságérzete.  

Vízi szél, parti szél 



 

alt

 37.ábra: A vízi szél és a parti szél keletkezése

 



 

Nappal a szárazföld melegszik erősebben a vízfelülethez képest; éjszaka viszont a part hőmérséklete jobban lecsökken, mint a vízfelületé.

Tehát hőmérséklet- és légnyomáskülönbség alakul ki a víz és a szárazföld között. Nappal a szárazföld alacsony-nyomású felületté válik, a szél a víz felől a part felé fúj, éjszaka pedig megfordul a helyzet. A szél sebessége néha meghaladhatja a 10 m/s-ot is. Hazai méretekben - például a Balaton parton - ez a szél csak néhány száz méteres parti sávot érint, és sebessége ritkán haladja meg az 5m/s-ot (de ez a meglévő alapszélhez hozzáadódik). 

Völgyszél

alt

 38.ábra: A völgyszél keletkezése

 

 

Nappal a hegyoldalakhoz közel lévő légrétegek erősebben felmelegednek, mint a távolabb lévők. A meleg levegő a lejtő mentén felemelkedik, és a völgyből a helyére áramlik a hidegebb levegő, azaz kialakul a völgyszél. Éjszaka a jelenség megfordul, a hegyoldal feletti légrétegek gyorsabban hűlnek le, mint a völgy felett lévők, tehát lefelé áramlanak a völgybe, miközben a völgy fölött lévők felemelkednek. Nagy hegységekben, összetett völgyrendszereknél igen komoly, 10m/s-os völgy szelek alakulnak ki, amelyek a völgy magasságának kb. egyharmadát töltik ki. 



Termik


Termiknek a talajtól felmelegedett, és így a környező levegőnél könnyebb, ezért felfelé áramló levegőt nevezik.

A termikus turbulenciát, a termik, vagyis a Nap energiája vált ki. Ezért az évszak, a Nap állása és a besugárzott felület hajlásszöge a folyamat döntő tényezői. Az adiabatikus hőmérsékleti tényezőnél nagyobb jelentőségű a termik másik feltétele: Minél labilisabb a levegő, annál mozgékonyabb a függőleges mozgás. Harmadik feltételként a talaj minőségét kell említeni. Minél kevesebb a talajról a visszaverődés, minél jobb a hőtároló képessége, annál kedvezőbbek a termik kilátások. A talajfelület nedvességtartalma is szerepet játszik, ha nem is olyan nagy mértékben, mint a hőmérsékleti tényező. Előfordulhat, hogy a nedves talaj fölötti levegő kisebb sűrűsége következtében, ha szárazabb, nehezebb levegőrétegek veszik körül, felemelkedik, azonban ennek csak különleges felmelegedési körülmények között van jelentősége. A termik kialakulására kedvező felületek (búzatábla, homokos talaj, stb.) felett felemelkedő termikoszlop a növekvő magassággal egyre erőteljesebben emelkedik, és vízszintes irányban is kiterjed. 

A termik keletkezése

alt

 39.ábra: A termik keletkezése (légpárna, buborék képződés, buboréktermik, kéménytermik)

 

 

A meleg talajfelszíni légréteg (légpárna) a termikképződés előfeltétele. Napfelkelte után, amikor nap elég magasan van, a meleg légpárna rohamos vastagodásnak indul. Később a vastagodás megáll, mert megindulnak a termikek, a levegő felszállása. Ez a környezethez képest mintegy 2C°-os túlhevülésnél kezdődik. A talaj közeli meleg rétegen először a jobban felhevült részek fölött meleglevegő púpok alakulnak ki, melyek az egyre növekvő hőmérséklet különbség és az ezzel járó kisebb sűrűségből származó növekvő felhajtóerő hatására buborékra kezdenek hasonlítani. A hideg levegő nagyobb sűrűsége miatt oldalról nyomást gyakorol a buborékban lévő könnyebb meleg levegőre, és egyre jobban alányomul. E hatást a buborékban lejátszódó feláramlás kiegyenlítésére a buborék felülete mentén lefelé áramló hidegebb levegő is segíti, mígnem a buborék valamely zavar hatására, sokszor a széltől vagy más mozgó tárgytól segítve, leválik a talajról. A termikbuborék kezdősebessége arányos a túlhevülésével. A termik annál magasabbra jut, és annál erősebb, minél nagyobb a hőmérsékleti gradiens a talaj közelében és annál tovább tart, minél vastagabb ez a réteg. 

A termik felemelkedése

A termikbuborék felemelkedésekor a kidudorodó részek körmozgást végeznek bentről kifelé. A legnagyobb sebességű emelés a centrumban van, a széleken pedig lefelé irányuló mozgás. A talajnál a felemelkedő melegebb levegő helyét oldalról a helyére áramló hidegebb foglalja el. A termik emelőképessége annál nagyobb, minél nagyobb a hőmérséklet különbség a kétféle légtömeg között.

A buborékon belül a levegő két egymással szemben forgó örvényt képezve áramlik, akárcsak a dohányosok fújta füstkarika. A termik szélén az örvény sebessége a környezeti levegővel történő keveredés és súrlódás miatt kisebb, mint belül. Az örvények eredményeképpen a termik közepén az emelés nagyobb, mint a buborék saját emelkedési sebessége, - mintegy annak kétszerese, - a széleken pedig kisebb. Jól centírozva így gyorsabban emelkedhetünk, mint a termik egésze. A termik tetejét elérve már csak a teljes buborék sebességével emelkedhetünk tovább. A széleken maradva a buborék könnyen lehagyhat bennünket.

A buborék alatt az örvények és az emelkedés keltette szívóhatás miatt a buborék "farkat" húz maga után, és a talp közeléből további meleg levegőt szippant fel. Ha a talajközeli meleg légpárna elég vastag és instabil, akkor ez az áramlás hosszabb ideig is fennmaradhat, úgynevezett termikcső alakul ki. Ha a következő leválásig csak néhány perc szükséges, úgy ez termikcső fennmaradásához erősen hozzájárulhat. Az új buborék utoléri az előző leválás környezeti levegővel erősen keveredő és ezáltal hűvösebb, és lassúbb "farkát".

A felfelé áramló levegő helyére érkező levegő a termiken kívül leáramlást okoz. A termik szélén a különböző sebességű és irányú áramlások találkozása turbulenciát kelt.

Kedvező viszonyok között a talaj felszínén olyan nagy mennyiségű meleg levegő termelődhet, hogy a sűrűn felszakadó buborékok összerendeződnek, és összefüggő feláramlást, ún. kéményt alkotnak.

alt

 40.ábra: A termik és a szél kölcsönhatása hegyekben (szélcsend, luv oldali termik, lee oldali termik)

 

 

Egy közepes termikforrás (pl. egy rét) kb. 9 hektáros (300x300 m) felülete fölött az emelkedő légbuborék átmérője 500 méter is lehet. A termikbuborék kiterjedése, úgy vízszintes, mint függőleges irányban nő, és az emelkedés sebessége 500 m-es magasságban már a talaj közeli sebességének a kétszerese. A belsejében sem egyenletes a sebesség, mivel a közepén hozzávetőleg kétszer akkora, mint a buborék emelkedési sebessége, tehát intenzív örvényképződésre kell számítani. Ha a termikleváláskor szél is van, akkor az a szél irányába elmozdul, és a buborék szél felőli oldala nyomott lesz.  

A termik vége

A leválástól a feloszlásig a termikbuborék élettartama 4-20 perc. A felfelé szálló termik egyre kisebb nyomású zónába jutva tágul. A táguláshoz szükséges munka a hőenergiából fedeződik, és ennek következtében a száraz levegő a termikben hűl, 100 méterenként kb. 1C°-al. A tágulásához és a lehűléshez az is hozzájárul, hogy az örvénylő áramlás a környezetből levegőt szippant be. Az emelkedés addig tart, amíg a levegő a termikben a környezeti hőmérsékletre le nem hűl.

Az emelkedés közben egyre hűlő levegőből a harmatponti hőmérséklet elérésekor megindul a vízgőz kicsapódása. A termik felhő alakjában láthatóvá válik. A kicsapódáskor felszabaduló hő részben kiegyenlíti a tágulás okozta lehűlést. Ezért a nedves levegő a száraznál kisebb mértékben, kb. 0,65C°-ot hűl 100 méterenként, és ez a most már felhővé alakult termiknek újabb felhajtóerőt jelent. Ha a feláramlás a kicsapódás előtt megáll, akkor száraz termikről beszélünk. Ez száraz, többnyire kontinentális eredetű levegőnél, vagy magassági inverziónál szokott előfordulni. Felhők ilyenkor nem jelzik a termiket. 

A termik képződését befolyásoló tényezők

A termikképződés alapja a talaj közeli túlhevült légpárna kialakulása. Három fő tényező, amely erre hatással van, egyúttal a termikképződést is befolyásolja. De olykor jelentős szerepet játszanak a termik elszakadását segítő tereptárgyak, mozgások is.

alt

 41.ábra: A termik leszakadásának várható helye

A napsugárzás mennyisége A földet érő napsugárzás mennyiségét a felhőzet erősen befolyásolja. Olykor néhány ártatlannak tűnő, szinte átlátszó, vékony felhő is képes a termikképződés megszüntetésére, máskor szinte teljesen zárt felhőkön keresztül is kellő hősugárzás éri a felszínt. 

A napsugárzás beesési szöge Egységnyi felületre annál több energia jut, minél inkább megközelíti a beesési szög a merőlegest. Ez az ideális eset sík vidéken csak dél körül áll be, a termikképződés viszonylag későn indul. Hegyekben a meredek keleti lejtőket már a reggeli nap is erőteljesen felmelegítheti. Délelőtt a közepesen meredek délkeleti, déltájban a lapos déli, délután az egyre meredekebb délnyugati, majd nyugati oldalak kapják a legtöbb meleget.  

A talaj hőelnyelő képessége Nem közvetlenül az egységnyi felületre beérkező energia, hanem a felület felmelegedése a termik forrása. A nedves talaj, a zöld nedvdús növények erős párolgásukkal felemésztik a beeső energiát, és így nincs forrása a melegedésnek. Termikek kialakuláshoz kedvező talajfelületek ezért a száraz, zöld mentes részek:

    • kapált ültetvény
    • száraz fekete talaj
    • országút, bitumen
    • települések, nagy felületű beton tárgyak
    • száraz homok
    • érett gabonaföld
    • bozótos, ritka erdő
    • laza, száraz föld
    • kiégett vagy lekaszált száraz mező

Az erős párolgás miatt a termikek kialakuláshoz kedvezőtlen felületek:

    • vízfelszín
    • havas részek
    • sűrű, zöld növényzet
    • vizes talaj
    • zöld gabonamező, rét
    • lombos erdő

alt

 42.ábra: A termikforrások várható helye

 

 Turbulencia (légörvények)


Az átlagpilótának gyakran nehézséget okoz az, hogy nem ismeri a turbulencia jelenségét. Többéves repülési tapasztalat alapján arra helyesen képes reagálni, mégsem szívesen veszi a fáradságot a turbulencia okának megállapítására, vagy bizonyos mértékű elméleti jellegű összefüggések megértésére. A biztonság érdekében azonban be kell látni, nem kerülhető el annak megtárgyalása, miként lehet kikerülni a turbulenciát. Az okok és összefüggések helyes megértése következtében alkalmazott magatartásnormák egyre inkább magától értetődőnek tűnnek.

A turbulenciában felfelé és lefelé irányuló széllökések, gördülő, spirál alakú és keresztirányú légmozgások vannak sűrűn egymás mellett, és kölcsönösen is hatnak egymásra. Ezek a szabálytalan, aszimmetrikus légörvények nem véletlenszerűek, de gyakorlatilag lehetetlen karakterisztikájukat, mozgási irányukat kiszámítani. 

Alapszél hatására keletkező turbulencia

A talajközeiben enyhe súrlódási turbulencia lép fel, amely onnan távolodva csökken, és feljebb meg is szűnik. Minden felület, legyen az bármilyen sima, az áramlásban turbulenciát okozhat, ha rajta (felette) áramló légrétegek sebességét megváltoztatja a magasabb légrétegekhez képest.

Kézenfekvő, hogy a durvább felület, szögletesebb tereptárgyak nagyobb örvényeket okoznak, mint a simák, legömbölyítettek. Így a fenyőerdő nagyobb súrlódási turbulenciát okoz, mint egy rét, egy hegyvonulat is nagyobbat, mint egy dombvidék.

Átlagos hazai terepviszonyok között a turbulencia 4-6m/s-nál nagyobb szélsebességnél jelenik meg.

Vizsgáljunk meg néhány örvényt, amelyek az akadályok közelében keletkeznek, leválnak és önállóan továbbhaladnak. Megállapíthatjuk, hogy az erős turbulencia az akadályok közelében képződik. Az akadályoktól eltávolodva csökken a turbulencia, majd teljesen meg is szűnik. Minél nagyobb az áramló levegő sebessége, annál erősebb turbulencia keletkezik, és annál magasabbra, távolabbra terjed ki a hatása.

alt

 43.ábra: A turbulencia mérete a szélerősségtől is függ

 

 

Az utolsó akadály után - szélárnyékban - nem szűnik meg rögtön a turbulencia. Itt a levegő vissza akar térni az akadály előtti áramlási formához, de ehhez helyre és időre van szüksége.

Az említett példában a terep volt a turbulencia kiváltó oka. A örvénylés azonban nemcsak a tereppel való érintkezéskor lép fel, hanem két eltérő sebességű légréteg érintkezési felületén is. Ilyen a termikek szélein keletkező örvénylés, vagy a különböző sebességű légtömegek határán kialakuló ún. szélnyírás.

alt

 44.ábra: A turbulens zóna mértéké nek becslése

 

 

A szél okozta turbulencia függőleges kiterjedését, valamint a szélárnyék mögötti méretét gyakran alábecsülik:

  • dombos vidéken (legfeljebb 50 méteres dombmagassággal) a turbulencia a szélsebességtől függően, figyelembe véve természetesen a terep állapotát, a levegő stabil vagy labilis állapotát, az átlagos domborzati magasságtól mérve kb. 500 méterig terjedhet. 10m/s-nál nagyobb sebességű talajszél esetén a turbulencia függőleges kiterjedése már 1000 méter is lehet.
  • 500 méteres átlagos domborzati magasság esetén, függően a szélsebességtől, a dinamikus turbulencia magassága 1000-1500 méter lehet.
  • A szélárnyékban keletkező turbulencia mérete gyakran elképesztő méreteket ölt. Magányosan álló fa szélárnyék turbulenciája erős szélben a több száz métert is elérheti.

Termikus turbulencia

A feláramló termik helyére beömlő levegő a talajfelszínen a meglévő szélhez hozzáadódva rövid idegig tartó, igen heves széllökéseket eredményezhet. A hirtelen felszakadó, intenzív kis termikeknél néhány méter átmérőjű erős légörvény - porördög is kialakulhat. Az erős termikek nagyobb magasságban a szélükön lévő leáramlás miatt tehetik próbára a pilóta tudását. Ha a fel és leáramló, különböző sebességű rétegek túl közel vannak egymáshoz, akkor előfordulhat, hogy a szárny két vége között akkora függőleges sebességkülönbség lesz, hogy valamelyik szárnyvég aláhajlik (csukás).

A szél okozta turbulenciát nagy valószínűséggel előre lokalizálni lehet, mert két fontos tényezője –a szélirány és az akadályok– ismert. Ezzel szemben a termikus turbulenciánál sok bizonytalan tényező (hőmérséklet, nedvesség, orografikus és adiabatikus folyamatok) van jelen, amelyek külön-külön is hatnak, és egymást is befolyásolják.

Eddig a szél okozta és a termikus turbulenciát mindig egymástól elkülönítve tárgyaltuk. A természetben azonban mindkét jelenség majdnem mindig összekapcsolódva, egymásra is hatva jelentkezik, ami megnehezíti a pillanatnyi helyzet értékelését. Csak többéves repülési gyakorlat után, és az időjárással való aktív foglalkozás révén válik lehetővé a táj és az időjárás együtteséből a termikus és szél okozta turbulencia viszonyainak helyes felmérése.

A termikus turbulencia rendkívül kényes dolog lehet leszállásnál. A termikbuborék ugyanis csak akkor válik el önmagától a földfelszíntől, ha a buborék elég nagy ahhoz, hogy elemelkedjen. Ha még egy el nem emelkedett meleg levegő "dombba" belerepülünk, akkor a kupola előtt/alatt tolt levegőtömeg elszabadíthatja a termikbuborékot. Ha ez a termikbuborék érinti a kupolánkat, vagy a helyére áramló levegő hat rá, akkor hirtelen megváltoznak az áramlási viszonyok a profil körül - az eredmény lengés, elfordulás, hirtelen emelkedés, vagy csukódás lehet, amely földközelben veszélyes.

Ha széllel szemben ketten ugyanarra a pontra szállnak le, nagyon kis követési távolsággal, akkor előfordulhat az is, hogy az elsőként földelérő elindítja a termiket, és a másodiknak kell megbirkóznia a turbulenciával. (még bosszantóbb a leszállt pilóta számára, ha a második a keletkező termikkel fel tud emelkedni) 


Turbulencia a gyakorlatban

Az örvények keletkezésénél döntő jelentőségű a turbulenciát okozó tárgyak alakja és mérete. A nagyobb méretű tereptárgy nagyobb örvényt kelt - noha nem intenzívebbet - mint a kisebb méretű. Egy szögletes épület kisebb szélsebesség esetén is erőteljesebb turbulenciát okoz, mint a lekerekített.

Hogyan ismerhető fel, hogy a repülő terepen veszélyes turbulencia van jelen? A kiemelkedő tereptárgyak megléte, méreteik és a szél iránya szabja meg, milyen szélsebességnél és hol keletkezik elég erős örvénylés ahhoz, hogy veszélyes legyen a siklóernyőre. Itt a méreten azt a távolságot értjük, ami a földelérési pont és a tereptárgy között van.

alt

 45.ábra: A tereptárgyak és a szélerősség hatása a turbulenciára

 

 

A kupolára ható erők arányosak a sebesség változásából eredő hatásokkal. Ennél fogva veszélyesebb a turbulencián gyorsan, mint lassan keresztül repülni. Legcélszerűbb 30-50 %-os fékezéssel repülni. A túl lassú repülés sem ajánlott, mert széllökés hatására áteshet a kupola.

A felhők

A felhők keletkezése

Ha a levegő páratartalma láthatóvá válik, akkor felhőről vagy ködről beszélünk.

A víz a levegőbe pára alakjában kerül, de természetesen a levegőnek véges víz felvevőképessége van, amely mindig a levegő hőmérsékletétől és a nyomásától függ. Állandó nyomáson a hőmérsékletet változtatva, eljutunk egy olyan értékhez, ahol a pára kicsapódik, vagy ha tud mire, lecsapódik. Ezt nevezzük harmatpontnak. Ha az adott légtömeg hőmérséklete eléri ezt, akkor számíthatunk a felhőképződésre. Amikor túltelítetté válik a levegő, megkezdődik a kiválás, amely történhet vízkiválás (kondenzáció), vagy jégkiválás formájában. A kiválást elősegítik az ún. kondenzációs magok, amit a levegő portartalma szolgáltat. A kondenzáció hőfelszabadulással jár, tehát a felhők belsejében a magassággal kevésbé csökken a hőmérséklet (az eltérés kb. 0,5 °C/100m ).

A felhők emelkedésével folytatódik a kondenzáció, a cseppek mérete nő. Bizonyos nagyságot elérve a föld vonzását nem egyenlíti ki a felhajtóerő, a cseppek lehullanak, azaz csapadék (eső) keletkezik. Ökölszabályként: gomoly (cumulus) felhőből az eső akkor kezd hullani, amikor a felhő körül a hőmérséklet -10°C-ra hűl. 

Felhők csoportosítása

A felhőket alakjuk, és elhelyezkedési magasságuk szerint csoportokba soroljuk.

- gomolyfelhők (cumulus, Cu): felszálló légtömegekből keletkezik

- rétegfelhők (stratus): nagy kiterjedésű felszálló légtömegből

- 6000 m fölöttiek a jégtartalom miatt cirrus előtagot kapnak

- 2500-6000 m között alto előtagot kapnak a nevek

- 2500 m alatt nem kapnak kiegészítő nevet a felhők. Ha ezek esőfelhők, akkor a nevük kiegészül a latin nimbus (eső) szóval.

alt

 46.ábra: A leggyakoribb felhőtípusok

 

 

Nevezetes felhők rövidítései:

Cumulus humilis (Cu) - karfiolszerű, magassága kisebb, mint a szélessége

Cumulus medicris (Cu) - karfiolszerű, magassága közel azonos a szélességével

Cumulus congestus (Cu) - karfiolszerű, magasabb, mint amilyen széles

Cirrus (Ci)

Cumulonimbus (Cb)

Nimbostratus (Ns)

Stratus

Altostratus

Altocumlus castelanus (Ac)

Altocumulus lenticularis(Ac)

Altocumulus pileus(Ac)

Altocumulus floccus(Ac)

Altocumulus mamatus(Ac)

Meteorológiaiképek

Mivel a siklóernyősök számára legnagyobb jelentőséggel a gomolyfelhők bírnak, annak kialakulásával, továbbfejlődésével kissé részletesebben kell foglalkoznunk. A kialakulás egyes fázisait a következő ábrán követhetjük. Az egyes fázisok neve és átlagos kora (a termik keletkezéstől számított idő percekben):

  • fátyolfelhő, 5min
  • gömbszerű fátyolfelhő;10min
  • tipikus cumulus humilis , ez a szép idő jellemzője; 15min
  • kitágult cumulus medicris, függőleges irányban labilis, karfiolra hasonlít, ha az alja egyenes, akkor tart még az alulról történő táplálás; 20min
  • kontúrok határozatlanok, rojtosodás, (termik) táplálása megszűnt, foszlányok leválása; a felhőalap lecsüngő, 30min
  • a felhő feloszlik.

A cumulus alatt az emelő áramlatok általában reggeltől kora délutánig erősödnek, majd gyengülnek. A felhőalap a nap folyamán emelkedik.  

Zivatarok

 Fronti zivatarok

A nagy sebességgel beáramló hideg levegő felemelkedésre kényszeríti a meleg levegőt. Ezek a zivatarok a front előtt az ún. instabilitási vonal mentén keletkeznek. A két levegőtömeg közötti hőmérséklet különbség illetve a meleg levegő nedvességtartalma határozza meg a zivatarok hevességét. 

Konvektív zivatarok

Tipikusan a nyári zivatarok. Semmiféle fronttevékenységhez nem kapcsolódnak. Amikor labilis meleg levegő halmozódik fel az erős termikus tevékenység következtében a magasban több levegő áramlik, mint amennyi a talaj közelben beáramlik. Ennek következtében csökken a nyomás és nagy kiterjedésű emelés alakul ki. Ennek következtében hatalmas congestusok majd Cb-k keletkeznek. Erre a jelenségre és egyáltalán zivatarveszélyre utalnak a kora délelőtti órákban már magasra fejlődő sárgásfehér, határozott körvonalú, karfiolszerű cumulus congestusok . 

Orografikus zivatarok

Ha domborzat kényszeríti felemelkedésre a megfelelően labilis meleg levegőt, akkor orografikus zivatarról illetve felhőképződésről beszélhetünk. Jellemző Magyarországon a Mátra illetve pl. a Magas Tátra környékén kialakuló orográfia zivatarképződés.

Szintén nem kapcsolható fronttevékenységhez. A hegyekben a növényzet és a magasság emelkedésével az alacsonyabb hőmérséklet miatt nagyobb az a nedvességtartalék, amelyből felhők képződhetnek. Természetesen a hegyoldalak előbb is melegednek fel, mint a síkvidék és ez a két alapvető oka annak hogy általában a hegyek felett képződnek az első cumulusok.

Részeletek: Szabóné Koleszár Edina "C vizsga a zivatarfelhő alatt... " című írásából (1999. 05. 23.):

Adatok az esemény idején: pilóta: Szabóné Koleszár Edina, képzettség: oktató, 3 és fél év repülés, 34 ejtőernyős ugrás, ernyő: Airwave Rave 24-es, Afnor Performance, időpont: 1999. május 9., helyszín: Apc-Gyöngyöspata, időjárás: erős instabilitás, élénk-erős ÉNY-Ny-i szél.

Az alábbi történetben nem lesz szó sok ezer méteres magasságokról, a fagyhalál küszöbéről, hatalmas turbulenciákról, oxigénhiányról, jégesőről. A történet az ezt megelőző fél óráról, a zivatarfelhő beszívása elől való menekülésről szól. Nem tudni, milyen kimenetele lett volna a történetnek, ha egy-egy esemény-töredék nem úgy, vagy nem akkor történik, ahogy és amikor történt, érdemes talán elgondolkozni rajta, és a sokváltozós egyenlet egy-egy tényezője helyett más eseményt helyettesíteni. Aznap már kora délután elkezdődött a zivatarosodás. Az apci hegy tetejéről néztük a hófehér karfiolok fejlődését a Mátra felett. A távolban, Hatvan irányában már széles esőfüggönyök lógtak a földig. Túl voltunk egy-két felszálláson; az élénk lejtőszélbe 2-3-as termikek keveredtek, így nagyon kellemes, tekerésekkel tarkított lejtőrepülés állt mögöttünk, a starthelyre visszaszállással. Később a szél erősnek tűnt a starthelyen, ezért vártunk egy darabig, már csak azért is, hogy bosszantsuk a rendőrt, aki a leszállóban várt ránk. Rövid időszakokra begyengült a szél annyira, hogy el lehetett startolni. Végül mi magunk is meglepődtünk, milyen kellemes a lejtőszél, még ha néha ki is kellett utazni előre a hátrasodródás veszélye miatt. A falu délkeleti szélén születő termikben négyen feltekertünk talaj fölött kb. 400 m-re, Péter és én el is indultunk ezzel a termikkel. Nem is nagyon volt más választásom, mert az erős szélben már nem tudtam volna visszafelé haladni. A termik bár viszonylag erős volt, laposan megdőlt a szél miatt. Hátszélben repültünk, mintha húzták volna alattunk a talajt. Péter pár km-rel előttem, és kb. 200 m-rel magasabban járt mint én, azt terveztem, hogy leszállok ott, ahol ő. Az erős instabilitás tudatában repültem, ezért folyamatosan figyeltem az időjárást. Még nem értem el az 1000 m-es magasságot talaj fölött, amikor úgy döntöttem, hogy azonnal leszállok az egyre szélesedő termik miatt. Tipikus tankönyvi példája volt a mindenhol emelő, a felhőalap felé nem gyöngülő, hanem erősödő termiknek. (A felhőalaptól még messze voltam. A felhő tetejét akkor már nem láttam, valószínűleg egy szép túlhízott Congestus volt.) Fülcsukva és lábgyorsítózva megpróbáltam elérni az emelő zóna szélét. Lassan, de folyamatosan emelkedtem, és közben sodródtam Gyöngyös irányába, ahol már szintén híztak a hatalmas Congestusok, némelyik már Cumulonimbussá fejlődött. Ezért ezt nem sokáig erőltettem. Legjobb megoldásnak a helyben süllyedés tűnt. Az emelés nem érte még el a folyamatos 5 m/s-ot, amikor B-stallt húztam. 2-3 m/s-os átlagos süllyedést tudtam így elérni, ami néha rövid időre már 1-re csökkent. Lassan süllyedtem, és a termik folyamatosan próbálta kirángatni a kezemből a B hevedereket. Pár perces, a legkényelmetlenebb kartartás melletti küzdelem után a kis karmozdulatok miatt annyira elfáradtak a karjaim, hogy rövid időre el kellett engednem a hevedereket. Az erősödő emelésben nagyon hamar visszanyertem a nagy nehezen leküzdött magasságot. Gyorsan megtornáztattam a karjaimat, és újabb B-stallt húztam. Ezt egy párszor megismételtem, az eredménye izomgörcs és elvesztegetett idő volt, ami a zivatarfelhő fejlődésének és a szívás erősödésének veszélyét növelte. Meredek spirálban nem sikerült olyan mértékű süllyedést elérnem, ami elég hatásos lett volna ahhoz, hogy kockáztassam a percekig tartó spirálozás miatt az ájulást, vagy legalábbis az ernyő feletti kontrollom elveszítését. Az adott helyzetben a helyben süllyedés leghatásosabb, és viszonylag kevés erőkifejtést igénylő módszerének a full stall bizonyult. A kupola elég rondán rotyogott a fejem fölött full-stallban, és előre-hátra-oldalra táncolt. Azt hiszem, egy kicsit túlhúztam. Az ernyő megindult hátrafelé, és magától tett egy 180 fokos fordulatot: széllel szembe állt, úgy, hogy a kilépőéle mutatott menetirányba. Fölengedéskor - valószínűleg a turbulencia miatt, de az is lehet, hogy én hibáztam, és nem a legszimmetrikusabb helyzetben engedtem föl a fékeket, ami az ernyő erős billegése miatt nem is csoda - az ernyő durva negatívba ment. Csúnyán betekeredtem a hevederekbe. Ekkor gondolkoztam el komolyabban a mentőernyőnyitáson, de bőven volt még magasságom, ezért a negatív spirál kirendezésére koncentráltam inkább. A hevedereket könnyen kitekertem. A negatív spirál 400 m körül indult, az erős emelés miatt nem veszítettem komolyabb magasságot. Ha nem tudtam volna kirendezni, akkor is lehoztam volna alacsonyra. Nincs kellemetlenebb - és veszélyesebb - annál, mint mentőernyővel kiszolgáltatottan hánykolódni a zivatarfelhő alatt, még ha csak egy viszonylag fiatal felhőről van is szó. A negatív spirál durva előrelövéssel végződött, amit nagyon erősen kellett megfékezni. Amikorra kirendeztem az utolsó féloldalas csukódást is, újra 500 m fölé kerültem, és sodródtam a tó felé. Még mindig erős volt az emelés. Újabb full-stallt húztam ezért. Kb. 2-3-4 m/s-mal süllyedtem ekkor, kényelmesen földet lehetett volna érni ilyen merüléssel. A föld felé közelítve a merülésem erősödött - még sohasem éreztem ilyen kellemesnek a varióm bariton búgását. A második full stall megszüntetése már teljesen szimmetrikus volt. Itt hibát követtem el azzal, hogy a kisebb magasság ellenére ismét jól bevált módszert, a full-stallt alkalmaztam újra, mert a turbulens viszonyok között nem lehettem 100%-ig biztos abban, hogy nem megy megint negatívba az ernyő a végén. Mindenesetre a kivezetésre most már sokkal jobban odafigyeltem. Hasonló helyzetben legközelebb valószínűleg egyszerűen lespirálozok. 200 m-től 50 m-ig B-stallban ereszkedtem. A teljesen ártalmatlan, 1-2 m/s-os emelést már nem volt nehéz leküzdeni. (Utólag azt hiszem, teljesen indokolatlan volt a B-stall, elég lett volna egy egyszerű fülcsukás. Mentségemre szolgál, hogy már nagyon szerettem volna lent lenni) A levegő földközelben is turbulens volt, amit egyáltalán nem csodálok, mert addigra majdnem viharossá fokozódott a szél. Esélyem sem volt út mellé leszállni, egy nagy szántóföld közepén értem földet, szerencsére épp egy legyöngülésben. Az ernyőt nagy nehezen begyűrtem. Érdekes módon még pár percig bivalyerősnek éreztem magam, valószínűleg az adrenalin adta az energiatöbbletet a menekülés alatt, és még utána is kis ideig. Ücsörögtem egy kicsit a földön, aztán kellemesnek nem mondható, hosszú szántóföldi séta után kiértem az országútra. Gyöngyöspata előtt voltam pár kilométerrel. Az egész repülés valamivel több, mint egy óráig tartott. A fejlődő zivatarfelhővel való viaskodást 15 percre tippelem, de be kell vallanom, hogy az időérzékem teljesen eltorzult a kaland során. (Utólag azt hiszem, jóval rövidebb volt 15 percnél, azért tűnhetett többnek, mert nagyon sok minden történt közben.) Kb. 5-6 km-t repültem. Az országúton nagyon elcsigázottnak tűnhettem, mert rögtön felvett egy autós. Elvitt Gyöngyösig, a többiek értem jöttek. …

Utólag örülök, hogy átéltem egy ilyen vészhelyzetet, rengeteget tanultam belőle, főleg a hibáimból. Péter azt mondja erre: "Ami nem öl meg, az erősít". Ennél okosabbat nem tudok mondani végszóként. 

Az időjárás és a siklóernyőzés

A siklóernyős a várható időjárásról több forrásból is beszerezheti az információkat. A nagy kiterjedésű változásokról a meteorológiai intézet jelentései adnak felvilágosítást. A lokális időjárási viszonyokról különböző rádiótelefonos szolgáltatások és az internet tájékoztathat, de legjobb a repülőterepet rendszeresen használó siklóernyősöket megkérdezni.

Tudatában kell lenni annak, hogy az időjárás-jelentések mindig feltételes módban vannak megfogalmazva, tehát valamilyen valószínűséggel bekövetkező eseményként kell kezelni.

Repülés előtt, és közben mindig figyeljük az időjárás, a felhők alakulását és készítsünk "saját prognózist". Ehhez a következőkre figyeljünk.

Ha távrepüléshez készülünk alaposan tájékozódjunk a napi időjárásról. Jobban járunk, ha erre kicsit több időt fordítunk, mintha feleslegesen autózunk néhány órát.

A hírhedt 10-20 m/s liftek nem a talajról kapják fel a bámészkodó siklóernyőst… A nedves labilitás következtében valóban nagy sebességű feláramlások alakulhatnak ki a felhőn belül és annak közelében, ezért labilis időben kerüljük ki a gyanús felhőket.

A valós veszélyt a zivatar előtt járó erős, hirtelen megváltozott irányú, turbulens szélgallér (kifutószél) okozza. Ugyanis az erős szélben egy tagolt terepen a leszállás nem egyszerű feladat.

A Nap körüli gyűrű, (napudvar) legtöbbször időjárásromlást, közeledő frontot jelez.

Nagyon gyorsan szálló felhők erős szelet sejtetnek, ami időjárás változásra utal.

Felhőpadok, ujjszerűen felfelé mutató felhőtornyocskák, oromzatok, azonos magasságú foszlányok, délutánra vagy estére záporesőt jeleznek.

Ha kora tavaszi napon a hőmérséklet jóval az átlagos fölött van, akkor erősen turbulens időre lehet számítani

Hatalmas felhőtömegek, gyorsan növekvő felhőtornyokkal, melyeknek a szélein nem látható jelentősebb süllyedés vagy feloszlás, mindig zivatar- és zápor veszélyt jelentenek

Magaslati helyen növekvő hőmérséklet és gyengülő szél, valamint új felhő képződésének hiánya stabil, nagynyomású időjárási állapot kialakulását jelenti.

Ha egész nap tart a gomolyfelhők képződése, és a felhők alapja lapos, kissé szétszórt fátyolfelhőkkel együtt, sűrűsödés nélkül - ez a tartós jó idő jele.

Erős párásság jele a felhők között lesütő napfény csíkossá válása, ez gyors felhőképződéshez vezet, nyáron hamarosan zivatar is követi.

Ha eső után a láthatóság rossz marad, a közeli környezet párás, akkor azon a napon gyakran újra esik, nyáridőben futó záporral, zivatarral lehet számolni.

A kétesélyes időjárási helyzeteket a kezdő pilóta általában pozitív irányban ítéli meg. Ha nem vagyunk biztosak következő döntésünk helyességében, inkább szálljunk le.

Akkor is figyeljük az időjárás alakulását, ha nem repülünk. Ugyanis a földön állva tét nélkül, teoretikusan, kockázat nélkül dönthetünk…