A levegő állapothatározói
A légkör egy igen nagy kiterjedésű és
tömegű, gáz halmazállapotú fizikai rendszer,
a légköri folyamatok pedig az ebben a rendszerben
bekövetkező állapotváltozások sorozatai.
A gázok állapotjelzői: hőmérséklet,
nyomás, sűrűség. A levegőnél még figyelembe
vesszük a vízgőztartalmat (nedvességet) is.
Hőmérséklet
(T)
A levegő hőmérsékletén a levegő
felmelegedési fokát értjük.
Mérése 2 m magasban, hőmérőházban
történik, egysége °C.
Radiációs minimum
Az éjszaka folyamán a talajfelszín
kisugárzása következtében
beálló legalacsonyabb hőmérséklet. A
mérésére szolgáló hőmérőt a
talajfelszín felett 5 cm-re helyezik el.
Középhőmérséklet
24 óra folyamán mért hőmérsékleti
értékek középértéke.
A napi legalacsonyabb, illetve legmagasabb hőmérséklet
azonban bizonyos esetekben- frontátvonuláskor,
légtömegcsere esetén- napkelte után, illetve
napnyugta után is beállhat.
Izoterma
Egy adott szinten az azonos hőmérsékletű pontokat
összekötő görbét izotermának nevezzük.
Hőátadás
A légkör hőkészletének jelentős
részét a földfelszíntől kapja. A
napsugárzás hőenergiáját a
légkör csak a földfelszín
közvetítésével tudja hasznosítani.
Hővezetés
Az a hőátadási mód, amikor a hő a test egyik
részéről a másik részére
molekuláról molekulára terjed át. A levegő,
rossz hővezető révén, a földfelszíntől
vezetés útján csak egy egész vékony,
3-4mm-es rétegben melegszik át, tehát ilyen
energiacsere a földfelszín és a vele
közvetlenül határos légréteg
között figyelhető meg.
Sugárzás
A földfelszín által kisugárzott energia nagy
része a levegőben elnyelődik, majd a levegő az elnyelt
energiát újra kisugározza. Ennek egy része
a felszín felé irányul, ilyen módon
csökken a felszín energiavesztesége. A
földfelszín minden időben (éjjel-nappal,
télen-nyáron) energiaforgalmat bonyolít le:
sugárzás révén energiához jut,
és sugárzással energiát ad le.
Hőáramlás,
átkeverés
Gáz halmazállapotú anyagokban a kis
kohéziós erő következtében a
részecskék könnyen elmozdulnak, és más
közegbe kerülve tulajdonságaikat kicserélik. A
keveredés igen hatékony hőátadási
mód. A légkörben a hőáramlás
iránya szerint két nagy csoportot
különböztetünk meg: konvekciót és
advekciót.
Konvekció: függőleges
légáramlás esetén; ilyenkor függőleges
irányú hőcsere zajlik le. A vertikális
mozgások fajtái:
- elemi konvekció
- turbulencia
- frontális emelés
- orografikus emelés
Advekció:
légáramlással zajló horizontális
irányú hőcsere.
A
hőmérséklet horizontális és
vertikális eloszlása
A hőmérséklet horizontális
változékonyságát a különböző
légköri képződmények határozzák
meg, vertikális változását a
légállapotgörbe mutatja. Adott pont felett a levegő
hőmérsékletének, nedvességének
és a szélnek a magassággal történő
változását leggyakrabban
rádiószondás mérésekből
ismerhetjük meg. A hőmérséklet magassággal
történő változásait a legjobban a
hőmérséklet - magasság (nyomás)
koordinátarendszerben való
ábrázolással tudjuk áttekinteni. Az
így felrajzolt görbét geometriai
állapotgörbének nevezzük.
Cumulus kondenzációs szint
Az a magasság, ahol az emelkedő levegő telítetté
válik, és megkezdődik a nedvesség
kicsapódása, a gomolyfelhők képződése.
A levegő hőmérséklete a talajtól kiindulva a
magassággal változik, a troposzférában
rendszerint csökken. Amennyiben nem csökkenés
következik be, akkor a következő eseteket figyelhetjük
meg:
Izotermia: A légkör olyan
rétegében beszélünk
izotermiáról, amelyben a hőmérséklet
függőlegesen nem változik.
Inverzió: A légkör
olyan rétege, amelyben a levegő hőmérséklete a
magassággal növekszik.
Az
állapotgörbe jellemzői, stabilitási viszonyok
A gázok állapotát három
állapotjellemző (hőmérséklet-T, nyomás-p
és sűrűség) egyértelműen meghatározza. A
gázokban, így a levegőben végbemenő
folyamatoknál általában mindhárom
állapotjelző változik, egyik sem mutat
állandóságot. A folyamatok közül ki kell
emelni az adiabatikus folyamatokat.
Adiabatikus folyamat
Akkor beszélhetünk róla, ha a rendszer és
környezete között nincs hőcsere, vagyis a rendszer nem
vesz fel és nem is ad le hőenergiát
környezetének (elsősorban fel- és
leáramlások).
Hőmérsékleti gradiens
A hőmérséklet eloszlásának
jellemzése. Az egységnyi távolságra eső
hőmérséklet-változás.
- Vízszintes (horizontális)
hőmérsékleti gradiens: A hőmérséklet
vízszintes eloszlásának jellemzése.
Vektormennyiség, amely megmutatja, hogy a
léghőmérséklet mely irányban csökken a
legnagyobb mértékben a felület mentén a
vizsgált pontban, megadja mekkora a
távolságegységre eső
hőmérséklet-csökkenés.
- Függőleges hőmérsékleti gradiens: A
hőmérséklet függőleges eloszlását
jellemzi, általában a 100m-re eső
hőmérséklet-változást értjük
alatta. Megadja a léghőmérséklet vertikális
csökkenésének vagy növekedésének
mértékét, magasságegységre
vonatkoztatva.
- Átlagos hőmérsékleti gradiens: A
sokévi magaslégköri mérések
alapján a troposzférában az átlagos
hőmérsékleti gradiens értéke:
0,65°C/100m a mérsékelt övben.
- Tényleges hőmérsékleti gradiens:
Változékony jellemszám, az időjárás
változékonysága határozza meg. A
rádiószondás mérésekből
meghatározott gradienst: tényleges vagy lokális
gradiensnek nevezzük.
- Száraz-adiabatikus hőmérsékleti gradiens:
Az állapotváltozás adiabatikus.
Értéke: 1°C/100m. A telítetlen levegő
adiabatikus állapotváltozása során
fellépő hőmérséklet-változást
írja le.
- Nedves-adiabatikus hőmérsékleti gradiens: A
telített levegő adiabatikus
állapotváltozása során fellépő
hőmérséklet-változás. Mivel a
kondenzáció látens (rejtett) hője a felfelé
emelkedő légrészecskét melegíti,
ezért a nedves-adiabatikus hőmérsékleti gradiens
mindig kisebb a száraz- adiabatikus hőmérsékleti
gradiensnél.
Egyensúlyi
helyzetek
Az adiabatikus hőmérsékleti gradiens és a
lokális hőmérsékleti gradiens viszonya
határozza meg a légkör egyensúlyi
állapotát, attól függően, hogy a
légkör valamely rétegének
hőmérsékleti gradiense az adiabatikus gradiensnél
nagyobb, kisebb vagy egyenlő.
- Stabilis egyensúlyi állapot: Ha egy
légtömeget nyugalmi helyzetéből elmozdítunk,
közte és környezete között olyan
hőmérséklet-különbség alakul ki, amely a
légrészecskét eredeti helyére visszavinni
igyekszik.
- Labilis (instabil) egyensúlyi állapot: Ha egy
légtömeget nyugalmi helyzetéből elmozdítunk,
magától is tovább emelkedik vagy süllyed.
- Közömbös (indifferens) egyensúlyi
állapot: Ha egy légtömeget nyugalmi
helyzetéből elmozdítunk, új helyén is
ugyanúgy nyugalomban marad.
Inverzió
Kisugárzási
inverzió
Az éjszakai órákban a talajfelszín
általában lehűl, ezzel egyidejűleg lehűl a vele
érintkező levegő is; ez a lehűlés a
kisugárzási időszak alatt egyre vastagabb rétegre
terjedhet ki. Hajnalra az inverziós hőmérsékleti
eloszlás több száz méter vastagságot
is elérhet. Különösen erős inverzió
keletkezik derült, szélcsendes éjszakákon, ha
a levegő nedvességtartalma kicsi és tiszta az idő. A
kisugárzási inverzió besugárzás,
élénkülő szél, illetve vertikális
átkeverés hatására gyengül vagy
feloszlik. A felhőzetnek és nedvességnek fontos szerepe
van az inverzió kialakulásának
meggátlásában.
Zsugorodási inverzió
Magasban, általában 1-3km között, rendszerint
anticiklonális nyomásmezőben kialakuló
inverziós réteg. Ennek létrejöttében
az anticiklonban felszálló-leszálló
légmozgások játszanak szerepet.
Hidegpárna
Az az inverziós hőmérsékleti eloszlás,
amely a téli időszakban napközben sem oszlik fel, és
az időjárási körülményektől függően
tartósan (akár hetekig is) fennmarad. Jellemző a
Kárpát-medencére.
A
talajközeli hőmérséklet változása
A hőmérséklet-változásokat két
csoportra oszthatjuk: periodikus, illetve aperiodikus
változásokra. Periodikus változás, pl. a
nappali-éjszakai vagy az évszakos
hőmérséklet-változás. Aperiodikus
változásokat többek között
légáramlás, légtömegcsere okoz; ez a
változás elnyomhatja az előzőt. Egy adott helyen a levegő
hőmérsékletében beálló
változást, azaz lokális
hőmérséklet-változást individuális
és advektív okokra vezethetjük vissza.
A hőmérséklet
individuális változása
Két okra vezethető vissza. Az első adiabatikus, azaz
hőcserementes változás. Ez függőleges
légmozgásokkal vagy a légnyomás időbeli
változásával jöhet létre. A
második, nem adiabatikus (transzformációs)
változás vagy molekuláris hővezetés,
turbulens hőcsere, vagy sugárzás útján
történő energia felvétellel, illetve
leadással valósulhat meg. A talajfelszín
közelében transzformációs, a magasban
adiabatikus individuális
hőmérséklet-változás az elsődleges.
A hőmérséklet
advektív változása
Hőmérsékleti advekción
(szállítás) valamely helyen az oda érkező
levegő eltérő hőmérséklete által okozott
hőmérséklet-változást értjük. A
légkörben alig van advekciómentes állapot. Az
advekció függ: a hőmérséklet
horizontális eloszlásától, a
légáramlás irányától
és nagyságától, tehát a
szélsebességtől. Hideg advekcióról abban az
esetben beszélhetünk, ha egy hely fölé az ott
lévőnél hidegebb levegő áramlik, ellenkező esetben
pedig meleg advekcióról van szó.
A
sűrűség magassággal történő
változása
A magasban levő légrészecskék
súlyuknál fogva nyomást gyakorolnak az alattuk
lévőre, ezáltal azokat összenyomják,
így a sűrűség a talajfelszínen a legnagyobb. A
sűrűség a magasság növekedésével
logaritmikusan csökken. A sűrűségcsökkenés az
alsó légrétegekben valamivel gyorsabb, mint a
nagyobb magasságokban. Kb. 5500m magasan a sűrűség
közel fele a talajon észlelhető sűrűségnek, 12km
magasságban közel negyede, 30km magasságban pedig
már csak kb. százada.
Légnyomás
A nyomás a felületegységre ható
nyomóerőt jelenti, vagyis a nyomás a felületre
ható erő és a felület hányadosa által
értelmezett fizikai mennyiség. A
légnyomásnál a nyomóerőt a
légkör egy bizonyos helyén az adott hely
fölött elhelyezkedő levegőoszlop súlya okozza. A
légnyomást a meteorológiában
hekto-Pascal-ban (hPa) adjuk meg. A légnyomás a
légkörben felfelé haladva közel
exponenciálisan csökken; a tiszta exponenciális
csökkenés akkor valósulna meg, ha a
légkör állandó hőmérsékletű
volna.
Horizontális bárikus
gradiens
A nyomásgradiens mint térbeli vektor vízszintes
síkra vonatkoztatott komponense. Vektormennyiség,
megmutatja, hogy a horizontális felület mentén (a
vizsgált pontban) mely irányban csökken a
légnyomás a legnagyobb mértékben, valamint
azt is megadja, hogy mekkora a távolságegységre
eső nyomáscsökkenés.
Izobárok
Az azonos légnyomású pontokat egy adott
vízszintes felületen összekötő görbék.
Izobár felület
Az azonos légnyomású pontokat térben
összekötő felület.
Izobár alakzatok
A szinoptikus vagy más néven,
talajtérképeken az izobárokat 5hPa-onként
szokták analizálni. Az analizált
térképen izobár alakzatok láthatóak.
A
légnyomás változása lehet időbeli és
térbeli
Az időbeli változás lehet periodikus, illetve aperiodikus.
- Periodikus: egyrészt a napi menetet takarja, a napi
hullámban két maximum és két minimum
jelentkezik: a minimum időpontja 4, illetve 16 óra, a
maximumé 10 és 22 óra. A napi menetre jellemző,
hogy a nappali amplitúdó nagyobb, mint az
éjszakai. A légnyomás menetében
másrészt évi ingás is megfigyelhető, az
ingás amplitúdója télen csökken,
nyáron növekszik. Ez a változás nem hat
erősen az időjárás változásra.
- Aperiodikus:
légtömeg-áthelyeződéssel,
időjárás alakító hatással van
kapcsolatban, ez a változás elnyomja a periodikus
változást.
A térbeli változás mind vertikális, mind
horizontális irányban jellemző. A légnyomás
és a magasság kapcsolata a repülésben igen
fontos. A légnyomás vízszintesbeli
változékonyságát a légnyomási
képződmények adják. A legfontosabb nyomási
képződmények a következők:
- Ciklon: egy vagy több zárt izobárral
rendelkező légköri örvény, melynek
középpontjában legalacsonyabb a
légnyomás.
- Anticiklon: egy vagy több zárt izobárral
rendelkező légköri képződmény, melynek
középpontjában a legmagasabb a
légnyomás.
- Peremciklon: nagykiterjedésű ciklonok peremén
keletkező újabb ciklon.
- Csatorna vagy teknő: az alacsony nyomású
képződmények területén kijelölhető olyan
vonal, melyhez közeledve a légnyomás csökken,
attól távolodva pedig nő.
- Gerinc vagy hátság: magasnyomású
területen belül kijelölhető vonal, melyhez
közeledve a légnyomás nő, attól
távolodva pedig csökken.
- Nyereg: két-két szemközti alacsony-,
illetve magasnyomású képződmény közti
terület.
- Izobártalan mező: A légnyomás viszonylag
nagy területen közel egyforma.
A
légnyomás átszámítása a
tengerszintre
Ha különböző földrajzi helyeken, a talajon
mérjük a légnyomást, a mért
értékek csak akkor hasonlíthatók
össze, ha mindenütt ugyanabban a magasságban
mértük, különben az állomások
magasságkülönbségéből
adódó légnyomáskülönbség
elfedi a vízszintes eltéréseket. Az
összehasonlíthatóság végett azonos
magasságra kell az értékeket
átszámítani. Ez a magasság
legtöbbször a tengerszint magassága. Az így
átszámított légnyomás csupán
egy képzelt érték, amellyel lehetővé
tesszük az összehasonlítást.
A tengerszinti javítás függ:
- a műszer tengerszint feletti magasságától
- az észlelt léghőmérséklettől
- a műszerszinti légnyomástól
Ezek ismeretében számítható a tengerszinti
légnyomás.
Szél
A levegő vízszintes áramlását
szélnek nevezzük. A szél vektormennyiség,
tehát iránya és nagysága van. A
felszíni szelet 10 méter magasságban
mérjük.
Szélirány
Azt az irányt adjuk meg, ahonnan a szél fúj. A
szélirányt a legközelebbi 10 fokra kerekítve
vagy az égtájak, illetve
mellékégtájak szerint közöljük. Az
északi iránynak a 0° (vagy 360°), a keletinek a
90°, a délinek a 180°, a nyugatinak pedig a 270°
felel meg.
Szélsebesség
A szélsebességet m/s-ban vagy csomóban (knot)
mérjük. A talajszél esetén megadjuk az
átlagszelet, azaz a szélsebesség
átlagértékét és az elmúlt
óra folyamán bekövetkezett legnagyobb
széllökést. Az átlagszelet 10 percre, a
széllökést a repülésmeteorológiai
táviratokban az elmúlt 2 percre vonatkoztatjuk,
általános meteorológiai jelentésekben pedig
az elmúlt egy óra legnagyobb
széllökése kerül megadásara. 1m/s =
1,944csomó = 3,6km/h. A meteorológiai
térképeken a mért vagy előre jelzett szelet
szélzászlóval adjuk meg. A
szélsebesség mérésére nincs mindig
lehetőség, ilyenkor a szél által kiváltott
hatásokkal lehet a szél erősségére
következtetni. Így készült a
Beaufort-skála.
A szél
kialakulásának okai
Ahhoz, hogy a levegőben vízszintes irányú
légmozgások kialakuljanak,
nélkülözhetetlen feltétel a horizontális
légnyomáskülönbség. Gázok
esetében ugyanis, ha a gázon belül két pont
között nyomáskülönbség alakul ki,
azonnal megindul a kiegyenlítődés, vagyis a magasabb
nyomású pont felől az alacsonyabb nyomású
pont felé fog a gáz áramlani. Ez a mozgás,
ez a folyamat addig tart, míg a
nyomáskülönbség meg nem szűnik. Teljesen
hasonlóan: ha a levegőben két hely között
horizontálisan nyomáskülönbség alakul
ki, akkor azonnal megindul a levegő áramlása a magasabb
nyomású hely felől az alacsonyabb nyomású
hely felé.
A szelet meghatározó erők
Ahhoz, hogy valamely levegőrész nyugalmi helyzetéből
kimozduljon, valamilyen erőhatás szükséges. A
levegőben a vízszintes mozgásokat kiváltó
erő a nyomáskülönbségből, a
nyomáskülönbség pedig
hőmérséklet-különbségből
származik.
- Gradiens erő: a nagyobb nyomású terület
felől az alacsonyabb nyomású hely felé
légrészecskét szállító erő.
- Légnyomási gradiens: A nyomásmező
eloszlását határozza meg. A gradiens
nagysága a nyomáskülönbség
nagyságával arányos: minél nagyobb
két hely között a
nyomáskülönbség, annál nagyobb a
gradiens értéke és a légmozgást
létrehozó erő is. A légnyomási gradiens
nagysága a távolságegységre eső
nyomáscsökkenés mértéke, iránya
pedig a legerősebb nyomáscsökkenés
irányába esik. Egyenes vonalú izobárok
esetén a légnyomási gradiens erő iránya
merőleges az izobárokra; nagyságára jellemző, hogy
fordítottan arányos az izobárok közötti
távolsággal, azaz minél nagyobb a
nyomáskülönbség, annál nagyobb a
szél (sűrűbbek az izobárok).
- Coriolis-erő: a Föld forgásából
adódó eltérítő erő. Hatása abban
nyilvánul meg, hogy a már mozgó testeket a
mozgás irányára merőlegesen akarja
kitéríteni - az északi féltekén
jobbra, a délin balra. A Coriolis-erő nagysága
arányos a földrajzi szélességgel és a
mozgó test sebességével. Az Egyenlítőn az
eltérítő erő horizontális komponense 0, a sarkokon
pedig maximális. A Coriolis-erő a mozgó levegőt
tehát fokozatosan eltéríti mindaddig, amíg
a szél az izobárokkal párhuzamosan nem fúj.
- Geosztrofikus szél: a gradiens erő és a
Coriolis-erő egyensúlya esetén kialakuló, az
izobárokkal párhuzamosan fújó szél.
Ez a magaslégkörben fordul elő, mivel ott
eltekinthetünk a súrlódástól, az
alsó légrétegekben geosztrofikus szél nem
alakul ki. Geosztrofikus szél tehát akkor jön
létre, ha az izobárok párhuzamosak, a
légnyomás időben nem változik és a talajjal
való súrlódás hatása nem
érvényesül. A levegőrészecskék
vízszintes mozgását a geosztrofikus
áramlás esetén két fő erő
irányítja: a vízszintesben jelentkező
nyomáskülönbségből származó
gradiens erő és a Föld forgásából
származó egyik tehetetlenségi erő, a Coriolis-erő
vízszintes komponense. Amikor a geosztrofikus szél
létrejön, akkor a fenti két erő egyensúlyt
tart egymással és így a szél az
izobárokkal párhuzamosan fúj.
- Ageosztrofikus szél: Ha a mozgás nem felel meg
az előbb leírtaknak, vagyis többnyire gyorsuló
mozgás jön létre.
- Geociklosztrofikus vagy gradiens szél: az
izobárok görbültek, a légnyomás időben
nem változik, és a talajjal való
súrlódás hatása nem
érvényesül. Görbevonalú izobárok
esetén a gradiens erő és az eltérítő erő
mellett a centrifugális erő is részt vesz a
mozgásforma létrehozásában. A kialakult
geociklosztrofikus szél az izobárokhoz húzott
érintő mentén fúj, mégpedig oly
módon, hogy az Északi féltekén
ciklonális esetben a cirkuláció az
óramutató járásával
ellentétes, anticiklonális esetben pedig az
óramutató járásával megegyező.
- Súrlódás: az áramló
levegő és a földfelszín között lép
fel.
- Súrlódási erő: talajközeli
rétegben kialakuló, a mozgásiránnyal
ellentétes, nagysága arányos a sebességgel.
- Súrlódási réteg: a
légkörnek az a rétege, amelyben a
talajfelszínnel való súrlódást
figyelembe kell venni. Ebben a rétegben közelítőleg
igaz, hogy a súrlódási erő lineárisan
arányos a szélsebességgel, és a
súrlódási erő egyállású, de
ellentétes irányú a sebességvektorhoz
viszonyítva.
Konvergencia
A légkör valamely rétegében
létrejövő vízszintes irányú
tömeg-összeáramlás. Felléphet
talajközeli levegőrétegben ciklon esetén (a
konvergencia egy pontra történik, ez a pont a ciklon
centruma), és ennek a talajközeli konvergenciának
eredményeként a ciklon területén
egészen a középső troposzféráig
feláramlás tapasztalható. A talajközeli
konvergencia a vízszintes légáramlásnak a
talajjal való súrlódása révén
jön létre. A feláramlás, mivel adiabatikus
hűlést eredményez, kellő nedvességtartalom
esetén felhőzet-, illetve
csapadékképződéshez vezet. Konvergencia lép
fel a talajközeli levegőrétegekben konvergencia-vonalak,
valamint nyomási csatornában húzódó
időjárási frontok esetében is; a konvergencia itt
vonalra történik. Ez esetben is feláramlás,
és ennek folytán felhő- és
csapadékképződés figyelhető meg.
Divergencia
A légkör valamely rétegében
létrejövő vízszintes irányú
tömegszétáramlás. Felléphet
talajközeli levegőrétegekben anticiklon esetén (a
divergencia egy pontról történik, ez a pont az
anticiklon centruma), és ennek a divergenciának
eredményeként az anticiklon területén
egészen a középső troposzféráig
leáramlás tapasztalható. A
nagytérségű leáramlás, mivel adiabatikus
melegedéssel jár, felhőoszlató
hatású. Divergencia lép fel a talajközeli
rétegekben akkor is, ha a talajtérképen
nyomási gerincet analizálunk; a divergencia itt vonalba
rendezett. A térségre leáramlás, és
ennek kapcsán általában kevés felhő vagy a
felhőzet teljes hiánya a jellemző.
Légnedvesség
A légkörben a vízgőznek mindhárom
halmazállapota megtalálható: 95%-a légnemű,
5%-a szilárd és cseppfolyós
halmazállapotban. A légköri
vízmennyiség mindössze százezred része
a Föld felszíni vízkészletének. A
légköri víz mintegy 10 naponként
kicserélődik. A légkörből kihullott víz a
felszínről pótlódik, vagyis a légkör
és a felszín között állandó
körforgás megy végbe (párolgás -
kicsapódás - csapadék), és eközben a
víz halmazállapot-változásokon megy
keresztül. A nedvesség befolyásolja a
sugárháztartást, a frontok,
nyomásrendszerek fejlődését.
Abszolút nedvesség
A térfogategységben lévő vízgőz
mennyisége g-ban. Az abszolút nedvesség a
magassággal rohamosan csökken, 8km-en már csak
negyede a talajon mérhetőnek.
Fajlagos (vagy specifikus)
nedvesség
A nedves levegő tömegegységében lévő
vízgőz mennyiségét kifejező mérőszám.
Gőznyomás vagy
páranyomás
A levegőben lévő vízgőz feszítő ereje (hPa), a
levegőben található vízgőz
súlyából származó nyomás.
Telítési gőznyomás
Egy adott hőmérsékleten lehetséges legnagyobb
gőznyomás.
Telítési hiány
Adott hőmérsékleten a telítési és a
tényleges gőznyomás különbsége. A
párolgás arányos a telítési
hiánnyal.
Relatív nedvesség
A tényleges és az adott hőmérséklethez
tartozó telítési páranyomás
aránya.
Harmatpont
Az a hőmérséklet, amelyre a levegőt lehűtve az
telítetté válik, miközben a nyomás
és a rendelkezésre álló vízgőz
mennyisége változatlan marad.
Harmatpontdeficit
A levegő pillanatnyi hőmérséklete és harmatpontja
közötti különbség.
A
légnedvesség mérése
A jó nedvszívó anyagot használva a rajta
átvezetett nedves levegőből magába szívja a
nedvességet, a súlynövekedésből pedig
következtetni lehet a nedvességtartalomra.
A hajszálas higrométerek azon az elven alapulnak, hogy a
relatív nedvesség növekedésével a
hajszál hossza megnövekszik. A nedvességtartalom
ún. száraz-nedves hőmérőpárral is
mérhető. Az egyik hőmérővel a szokásos
módon a levegő hőmérsékletét mérik,
a másik hőmérő higanygömbjét viszont nedves
muszlinnal veszik körül. Ha a levegő nem telített,
akkor a nedvesen tartott hőmérőről víz párolog el,
így hőenergiát veszít, ennek
következtében ez a hőmérő alacsonyabb
hőmérsékletet mutat, mint a másik. A
közöttük levő különbség
nagyságából következtetni lehet a levegő
nedvességtartalmára.
A
víz halmazállapotai
Szilárd halmazállapot
A részecskék hőmozgása az összetartó
erőhöz képest kicsi, így tulajdonképpen
helyhez kötöttek; a hőmozgás e hely körüli
rezgőmozgásban nyilvánul meg.
Cseppfolyós halmazállapot
A molekulák hőmozgásának (mozgási
energiájának) növekedtével eljutunk egy olyan
állapothoz, amikor a molekulák egymáshoz
képest is elmozdulnak, nincsenek helyhez kötve, de
ugyanakkor még érvényesül a molekulák
között a vonzóerő is.
Légnemű halmazállapot
A molekulák hőmozgása már olyan nagy, hogy az
összetartó erő elhanyagolható. A molekulák
egymástól függetlenül, szabadon mozognak.
A részecskék hőmozgásától
függően az anyag egyik halmazállapotból
átmehet egy másikba.
Látens
hő
Az átalakulási hő közlése nem okoz
hőmérséklet-változást, csupán a
halmazállapotot változtatja meg, ezért rejtett
vagy látens hőnek nevezzük.
Párolgás
A levegőbe a földfelszínről jut a víz,
párolgás és szublimáció
útján. A két folyamat közül a
párolgás lényegesen nagyobb mennyiségű
vizet mozgat meg. A párolgás során
molekulák lépnek ki a víz
felszínéről, a vízfelszín fölé
kerülő molekulák egy része azonban a
felszínnek ütközve visszakerül, ismét
elnyelődik.
Tényleges párolgás
A vízfelszínről kilépő és visszakerülő
molekulák különbsége adja meg. Annál
nagyobb a párolgás mértéke, minél
nagyobb a kilépő, de a folyékony vízbe vissza nem
kerülő molekulák száma.
Telítési állapot
A kilépő molekulák száma megegyezik a
visszakerülő molekulák számával. A
vízfelszín fölötti légtérben a
molekulák száma nem változik.
A természetes felszín párolgása függ:
- a párolgó felszín sajátossága
- a rendelkezésre álló víz mennyisége
- a párolgásra fordítandó energia
nagysága
- a levegő átkeveredésének mértéke
- a párolgó víz hőmérséklete
- a levegő párabefogadó képessége
(telítési hiány)
Kondenzációs
folyamatok
Amikor egy adott térrészben a levegő
túltelítetté válik, a
telítésen felüli páramennyiség
kicsapódik. Ha a kondenzáció a magasban
következik be, felhő, ha a talaj mentén, akkor köd
keletkezik. A felhőképződéshez - elegendő
vízgőztartalom esetén - kétféle alapvető
folyamat vezethet: légköri feláramlás
és ennek kapcsán adiabatikus hűlés, vagy a
levegőréteg sugárzásos hűlése.
A kicsapódáshoz szükséges:
- Kondenzációs magvak: Nedvszívó
részecskék, mindig jelen vannak a légkörben,
szennyeződés mindig van.
- A vízgőztartalom megközelítse a
telítettséget: A relatív nedvesség
közel 100%-os legyen.
A relatív nedvesség
növekedésének okai:
- Bepárlás
- Lehűlés - ez a
legfontosabb tényező (a levegő a harmatpont közelébe
hűl)
- Dinamikus keveredés
- a telítettséghez közel álló
légtömegek keveredése.
A
látástávolság
A levegő átlátszósága akkor lenne
tökéletes, ha a fénysugár
gyengítetlenül hatolna át a
légkörön. Ez az eset azonban soha nem áll fenn,
mert teljesen tiszta és száraz légkörben is a
- levegő molekuláin, atomjain történő -
szóródás miatt a fénysugár
gyengülése bekövetkezik. Ehhez járul még
a levegőben levő pára, vízrészecskék
és a szennyeződés által előidézett
fénygyengítés.
Homályossági
tényező
A vendéganyagok jelenléte által keltett, a tiszta
levegőhöz viszonyított fénygyengítést
mutató jellemszám. Megmutatja, hány tiszta
légkör kellene ahhoz, hogy ugyanolyan
fénygyengítés álljon elő, mint amilyen az
adott légállapot mellett fennáll. A
homályossági tényező értéke
különböző levegőfajtáknál, mint jellemző
és bizonyos mértékig maradandó
tulajdonság szerepel. Amint a kicsapódott
vízrészecskék a levegőben szaporodnak, a
homályossági tényező magas értéket
vesz fel és maradandó jellegét elveszti.
Vízszintes
látástávolság
Az a legnagyobb távolság, amelyről egy megfelelő
nagyságú, fekete tárgyat egy átlagos
észlelő felismer. Az észlelést talajon
szemmagasságban végezzük.
A
látástávolságot befolyásoló
tényezők
- Objektív tényezők
- a Föld görbülete, amely
határt szab a rajta lévő tárgyak
láthatóságának
- a földfelszín tagoltsága,
a rajta lévő tereptárgyak
- a levegő
átlátszósága
- a megfigyelt tárgyak mögötti
fényviszonyok, az ún.
háttérvilágítás
- a megfigyelt tárgy alakja,
színe, fényessége és
megvilágítása
- Szubjektív tényezők
- a szem érzékenysége (ez
egyénenként változik), ez mutatja, hogy a
látástávolság meghatározása
mennyire szubjektív
- a szem alkalmazkodó
képessége, illetve, hogy a szem előzőleg milyen
fényhatásnak volt kitéve
Meteorológiai
látástávolság
Nappal a látástávolságot az észlelő
ismert távolságban lévő tereptárgyak
segítségével állapítja meg,
sötétedés után pedig a
különböző fényforrások alapján. Az
éjszakai távolságot úgy kell
megbecsülni, mintha a megvilágítás a
nappalinak felelne meg. A fénylátásnál
meghatározott látástávolság nagyobb,
mint a fények nélküli. A szürkületi
időszak tetemes bizonytalanságot hoz a
látástávolság
észlelésébe: mind a tárgyak, mind a
fényforrások érzékelése csak
hiányosan történik.
Gyakran előfordul, hogy a különböző irányokban
megfigyelt látástávolságok
különböznek egymástól, ilyen esetekben
mindig a legkisebb
látástávolság-értéket kell
jelenteni.
Függőleges
látástávolság
Az a legnagyobb távolság, amelyről egy függőleges
irányban elhelyezkedő tárgy még
látható.
A
látástávolságot csökkentő
tényezők
- a légkörben lebegő
vízcseppek felhalmozódása
(párásság, köd)
- csapadék (eső, hó stb.)
- por- és homokvihar
- egyéb szennyező anyagok (füst,
korom, pernye stb.)
Köd,
párásság, száraz légköri
homály
Köd
A vízgőz kicsapódása a talaj közelében
megy végbe és a látástávolság
nem éri el az 1 km-t
A levegő a talajközeli légrétegekben
különböző módon válhat
telítetté:
- párolgás útján
történő vízgőztartalom-növekedéssel
- a levegő harmatpontra való
lehűlésével
- különböző
hőmérsékletű, de a telítéshez közel
álló levegőfajták keveredésével
A légkörben lebegő szilárd és
cseppfolyós részecskék
felhalmozódása nagymértékben
csökkentheti a látástávolságot.
Párásság
A relatív nedvesség meghaladja a 80%-ot, és a
látásromlást elsősorban a vízcseppek
túlsúlyba kerülése okozza.
A ködöt a párásságtól az
különbözteti meg, hogy ködben a
látástávolság 1 km-nél kisebb.
Száraz légköri
homály
A relatív nedvesség nem haladja meg a 80%-ot és a
látásromlást elsősorban a szilárd
szennyezőanyagok: por, korom, füst szuszpenziója okozza.
A
ködök fajtái
Radiációs vagy
kisugárzási köd
Tipikus légtömegen belüli köd. Akkor keletkezik,
ha a talaj és a talajközeli levegő
hőmérséklete a hosszúhullámú
kisugárzás következtében oly
mértékben lecsökken, hogy a
kondenzáció a levegőben bekövetkezik.
Vastagsága néhány méter és
néhányszor 100 méter között van.
Derült időben és gyenge szél esetén
éjszaka és kora reggel képződik, napközben
általában feloszlik. Kora tavasszal, késő ősszel
és télen gyakori, legkedvezőbb időjárási
helyzet, amelyben létre jöhet, az anticiklon.
Kisugárzási köd
keletkezésének feltételei
- Nagy relatív nedvesség a felszín
közelében - ekkor már kis lehűlés is
elegendő a harmatpont eléréséhez
- Derült ég - ez biztosítja az erős
kisugárzást, s ennek révén a
talajfelszín és a talajközeli levegő megfelelő
mértékű lehűlését
- Gyenge talajszél és stabilis
rétegződés - ha szélcsend van, akkor harmat
vagy sekély talaj menti köd keletkezik. Élénk
vagy erős szél átkeveri a levegőt, s a talaj
közelében feloszlatja a ködöt, az
átkeverés alacsonyszintű felhők (St és Sc)
kialakulásához vezet. Az 1-4m/s szelek a legkedvezőbbek a
kisugárzási köd keletkezéséhez. A
stabilis légrétegződés szintén fontos, mert
a labilitás esetén fellépő
átkeveredés megakadályozza a
ködképződést
Emelt köd
A köd megemelkedik és St felhővé alakul át.
Inverziós köd
Anticiklonális helyzetben alakul ki, a téli időszakban. A
magasban elhelyezkedő inverziós réteg alatt zárt
St felhőzet (Stratus nebulosus) képződik. Amennyiben ez a talaj
közelébe leszivárog, kialakul a köd.
Advekciós vagy
áramlási köd
Meleg, nagy nedvességtartalmú levegő áramlik
hidegebb felszín fölé. A meleg levegő alsó
rétege a hideg felszíntől lehűlve telítetté
válik és bekövetkezik a kicsapódás.
Keletkezéséhez: mérsékelt, 3-7m/s-os
szél a legkedvezőbb, mely megfelelő átkeveredést
biztosít ahhoz, hogy több száz méter vastag
ködréteg keletkezzék.
Párolgási köd
Hideg levegő áramlik meleg vízfelszín
fölé. A vízfelszínről történő
bepárolgás hamar telítetté teszi a hideg
levegőt. Az így kialakuló köd
általában gyenge, vastagságuk nemigen haladja meg
a néhány métert.
Orografikus köd
A levegő a hegyek, dombok lejtőén emelkedésre
kényszerül, kisebb nyomású környezetbe
kerülve kitágul, és adiabatikusan lehűl. Ha elegendő
nagy a levegő nedvességtartalma, a lehűlt levegőben megindul a
kondenzáció, és ún. hegyi vagy
lejtőköd keletkezik.
Keveredési köd
Két különböző hőmérsékletű
és nedvességtartalmú (de
telítettséghez közelálló) levegőhalmaz
keveredésekor a meleg levegő lehűl és
vízgőztartalmának egy része kicsapódik.
Frontális köd
Melegfront felhőzetéből a hideg levegőbe hulló viszonylag
meleg esőcseppek párolgása okozza a
telítettséget.
- Prefrontális köd: a front előtti mintegy
50-100km-es térségben alacsony St felhőzet vagy köd
keletkezik
- Posztfrontális köd: a meleg levegő hideg
felszín fölé áramlik, alacsony St vagy
köd keletkezik (tulajdonképpen áramlási
köd)
Frontális köd keletkezhet úgy is, ha a felhőrendszer
leereszkedik a földfelszínre, a képződött
köd a front átvonulása után megszűnik, de
némely hegyes-dombos területen meg is maradhat.
Köd advekció
Máshol kialakult köd áthelyeződik. Késő
ősztől kora tavaszig többször előfordulhat.
Felhőképződés
A felhő a magasban kondenzálódott vízcseppek,
jégkristályok halmaza. A felhőzet kialakulása
akkor kezdődik, amikor a levegő annyira lehűl, hogy
telítetté válik. A levegő
felhőzetképződést eredményező
lehűlését a levegő felemelkedése során
végbemenő adiabatikus
hőmérséklet-csökkenés váltja ki,
ezért a felhők létrejöttét, alakját
és kiterjedését döntően a levegőben
kialakuló feláramlási viszonyok
határozzák meg. A felemelkedő levegő adiabatikusan lehűl,
elegendő nedvességtartalom esetén a
kondenzációs szintet elérve kicsapódik
és megkezdődik a felhőképződés. A
kondenzációs szint magassága - egyebek mellett -
függ a levegő nedvességtartalmától: nedvesebb
levegőben a felhőképződés alacsonyabb szinten megy
végbe.
Felhőatlasz
A levegőt emelkedésre
kényszerítő tényezők
- a levegő felmelegedése a talaj közelében (termikus
konvekció)
- akadályok (hegyek)
- különböző hőmérsékletű
légtömegek találkozása (frontális
emelés)
- összeáramlás
- kéményhatás
Termikus konvekció
A talajfelszín felmelegedése következtében a
levegő feláramlása megindul. A feláramlás
kompenzációjaként a környező levegőben
leáramlás indul meg, így cirkuláció
jön létre. A termikus konveckió fő
energiaforrása a napsugárzás. A
talajfelszín a napsugárzás hatására
felmelegszik, majd hőenergiájának egy
részét a vele érintkező levegőnek hővezetés
útján átadja. A felmelegedő levegő kitágul,
sűrűsége csökken, és megfelelő
hőmérsékleti rétegződés esetén
felszálló légmozgás jön létre.
A termikus konvekció labilis
légrétegződéshez kötött. Amennyiben a
labilitás megfelelő nagyságú és a
levegőrészecske elegendő magasságig emelkedik, vagyis
addig, míg az adiabatikus hűlés miatt
harmatpontjáig hűl, kialakulnak a gomolyfelhők (Cu). A
felszálló levegőrészecskék fontos szerepet
játszanak a légköri hőenergia
szállításban.
A felhő további fejlődése a kondenzációs
szint fölötti hőmérsékleti
rétegződéstől függ. Abban az esetben, ha a
kondenzációs szint fölött inverzió
alakul ki, akkor a felhő csak addig emelkedhet fel. Ha a
labilitás nagyobb magasságokig nyúlik, ekkor a
felhő sokkal magasabb lesz, mint az előbbi esetben. Akár a
tropopauzáig is feltornyosulhatnak a gomolyfelhők.
Cumulus-kondenzációs szint
A kondenzációs szint magassága, az a
magasság tehát, amelyet a termikus konvekció
során felemelkedő részecske elér. A
napsugárzás hatására a talajfelszín
nem egyenletesen melegszik fel, mert a különböző
talajfelszínek más-más hőkapacitással
bírnak, ezért a termikus konvekció sem lesz
mindenütt azonos erősségű: helyenként
feláramlások, más helyen pedig
leáramlások alakulnak ki. Feláramlások
főként homokfelszín, száraz rét vagy
gyárterület fölött alakulnak ki, míg az
erdők vagy vízfelület fölött
leáramlások jellemzőek.
Akadályok (hegyek) által
kényszerített feláramlások
Hegyek körzetében a levegő fel-, illetve
leáramlásra kényszerül, miközben benne
adiabatikus hőmérséklet-változások
lépnek fel. A hegyek előoldalán a levegő felemelkedik
és lehűl, míg a hátoldalon a
leszálló légtömegekben melegedés
lép fel. A feláramlás - megfelelő
nedvességi viszonyok mellett felhőképződéssel
jár.
Emelési
kondenzációs szint
Az a kondenzációs szint, amelyet a levegő
kényszeremelkedése során ér el.
A légtömeg, amely az akadály miatt
emelkedésre kényszerül. Száraz adiabatikusan
hűl mindaddig, míg a kondenzációs szintet el nem
éri. Az emelési kondenzációs szint eleinte
alacsonyabban van, mint a Cumulus- kondenzációs szint,
ugyanis a kényszeremelés hatására
már akkor is képződhet felhő, amikor a termikus
konvekció még nem indult be.
Frontális emelés
A különböző hőmérsékletű
légtömegek között keskeny
határfelület alakul ki. A hideg és meleg levegő
között kialakuló határfelület nem
merőleges a talajra, hanem kis szögben metszi azt: a hidegebb
levegő ék alakban fekszik a melegebb alatt. A sűrűbb és
ezzel nehezebb hideg levegő a meleg levegő szempontjából
hasonlóan viselkedik, mint egy domborzati akadály,
így a szabad légkörben a
légtömeghatárokon felhőképződési
folyamatok mennek végbe, hasonlóan, mint ahogy azt a
hegyeknél megfigyelhetjük.
A meleg levegő aktív felsiklásáról akkor
beszélhetünk, ha a meleg levegő gyorsabban mozog, mint az
előtte levő hideg. A hideg levegő akadályt képez,
így a meleg levegő kis szögben történő
felsiklásra van kényszerítve. Ennek
következtében nagytérségű emelési
folyamatok zajlanak le, nagy kiterjedésű rétegfelhők
alakulnak ki, melyekből hosszú ideig tartó
csapadékhullásra is számítani kell.
Ha egy hideg, ék alakban fekvő légtömeg előtti meleg
levegő gyorsabban mozog, mint a hideg, akkor aktív
lesiklásról beszélünk. Az adiabatikus
melegedés miatt a felhők feloszlanak. A meleg levegő
passzív lesiklásáról akkor
beszélünk, ha az elől lévő hideg levegő gyorsabban
mozog, mint a meleg. Ekkor is felhőoszlató hatás
érvényesül.
Ha a hideg levegő áramlási sebessége nagyobb, mint
az előtte fekvő melegé, a nehéz, hideg levegő a
könnyebb meleg alá csúszik, és azt
passzívan megemeli. Labilis légrétegződés
esetén az emelés erőteljes
gomolyfelhő-képződéssel, záporokkal, zivatarokkal
társulhat. Ezt az esetet passzív felsiklásnak
nevezik.
Konvergencia
A konvergencia- vonalak mentén torlódás lép
fel, így a levegő ebben a tartományban
feláramlásra kényszerül. Ezáltal
adiabatikus lehűlés következik be, felhő- és
csapadékképződéssel együtt. Konvergencia
alakul ki frontok mentén, de gyakran egy-egy
légtömegen belül is.
Divergencia
A konvergenciával ellentétes folyamat a divergencia,
amikor a széttartó áramlásból
adódó levegőveszteséget kell pótolni.
Következményképpen leáramlás jön
létre, adiabatikus melegedéssel és felhő
feloszlással.
Kéményhatás
Ha a légkör magasabb rétegeiben erős
áramlási zóna, általában jet-stream
található, akkor a talajközeli rétegekben
feláramlás figyelhető meg. A jelenség ugyanazon az
egyszerű fizikai hatáson alapul, mint a kémények
füstelszívó hatása. A sebesség
megnövekedésével lecsökken az adott
légréteg légnyomása, a
nyomáscsökkenés kompenzációjára
törekedve vertikális áramlások jönnek
létre a légoszlopban.
A
csapadék
A felhőben keletkezett vízcseppek és
jégkristályok kis súlyuk és nagy
felületük miatt eleinte nem hullanak lefelé, hanem
keletkezésük helyén lebegnek. Ha egy bizonyos
nagyságot elérnek, elkezdenek hullani, de még nem
biztos, hogy csapadék lesz, mert telítetlen helyre
érve elpárologhatnak. Azok a részecskék,
amelyek tényleg földet érnek - a
csapadékelemek. Kis cseppek csak nagyon alacsony felhőkből
hullanak.
Csapadéknak tehát a földfelszínen megjelenő
szilárd vagy cseppfolyós halmazállapotú
vizet nevezzük. A csapadék túlnyomó
többsége felhőkből származik eső vagy hó
formájában, de a vízgőz kicsapódása,
kikristályosodása végbemehet közvetlenül
a felszínen is, így
megkülönböztethetünk hulló és nem
hulló csapadékfajtákat.
Nem hulló csapadékok
Akkor képződik, amikor a levegő harmatpontjánál
hidegebb felülettel érintkezik. Ebben az esetben az
érintkező levegőrétegben található
vízgőz egy része a felszínre folyékony vagy
szilárd formában kicsapódik, attól
függően, hogy a felszín hőmérséklete
pozitív vagy negatív.
- Harmat: A felszínre
apró cseppek formájában kicsapódó
vizet nevezzük. A harmat nyugalomban levő vagy nagyon gyenge
légmozgású levegőben keletkezik.
Kialakulásának oka a felszín
kisugárzás útján történő
lehűlése. Ha a lehűlés során a
hőmérséklet a levegő harmatpontját eléri,
akkor a vízgőz a felületen kicsapódik. Ez
pozitív hőmérsékleten következik be. A
harmatképződés főleg ősszel jelentős.
- Dér: A felszínen apró
jégkristályok formájában megjelenő vizet
nevezzük. A dér a fent leírt feltételek
mellett a harmathoz hasonló körülmények
között képződik, azzal a
különbséggel, hogy a folyamat negatív
hőmérsékleten zajlik le, vagyis a harmatpont 0°C
alatt van. A kicsapódás ilyenkor szilárd
vízrészecskék alakjában jelentkezik.
- Zúzmara: Az áramló levegőből
rakódik le. Megkülönböztetünk
kristályos, "folyékony" és durva
zúzmarát.
- Kristályos zúzmara: Enyhe
légmozgású, nedves levegőben alakul ki. Ekkor a
kisugárzás révén lehűlt tárgyakon
(fák, kerítések, huzalok) a
légáramlásnak kitett oldalon a lassan mozgó
és a felületnek ütköző levegő
vízgőztartalmának egy része
jégkristályok, jégtűk formájában a
lehűlt felszínre csapódik, de csak akkor, ha az
áramlásnak kitett felület hőmérséklete
0°C alatt van.
- Folyékony zúzmara: A leírtakhoz
hasonlóan képződik, de ebben az esetben a kitett
felület hőmérséklete 0°C fölött van.
- Durva zúzmara: Szintén gyengén
áramló levegőben képződik a talajfelszínből
kiemelkedő tárgyak szélnek kitett oldalán. Ebben
az esetben azonban nem a vízgőz kristályosodik ki, hanem
az áramló levegő által szállított
túlhűlt vízcseppek fagynak ki a tárgyaknak
ütközve.
Hulló csapadékok
A hulló csapadékok különféle
csapadékképződési mechanizmusok
révén jönnek létre. A felhő, illetve
ködelemek olyan méretűvé növekszenek,
melynél az esési sebesség már jelentős, a
létrejött csapadékelemek így kihullanak a
felhőből, illetve ködből. Amennyiben a felhő alatti
légrétegen áthaladva nem párolognak el
és elérik a talajfelszín, akkor
csapadékról, ha viszont még a felszín
elérése előtt elpárolognak, akkor
csapadéksávról (virgáról)
beszélünk.
Az intenzív csapadék erősen lerontja a
látást és csökken a felhőalap.
A hulló csapadékok formái:
Cseppfolyós csapadékok
- Szitálás: apró vízcseppekből
álló egyenletes, cseppfolyós csapadék,
legtöbbször St felhőből vagy köd esetén hullhat.
- Eső: csendes, vízcseppekből álló
csapadék, erőssége lassan változik, hullhat Ns,
Sc, As felhőkből.
- Záporeső: konvektív csapadékforma, adott
helyen – a csapadékzóna mozgása miatt
– rövid ideig tartó, helyi jellegű, heves eső.
Konvektív felhőkből: tornyos gomolyfelhőből, zivatarfelhőből,
vagy frontális esőrétegfelhőbe ágyazott
konvektív felhőkből eshet. A zivatartól az
különbözteti meg, hogy nincsen benne
villámlás. Leginkább a nyári
félév délutáni óráiban fordul
elő. Élesen nem határozható meg, Riggenbach
szerint tartama legalább 5 perc és mennyisége 1
órára átszámítva legalább 20
mm.
- Ónos eső: túlhűlt vízcseppekből
álló eső, a cseppek a talajra érve az
ütődéstől megfagynak. Jellegzetes
hőmérsékleti rétegződés kell
kialakulásához: a magasabb légrétegek
hőmérséklete pozitív, a talajmenti
rétegeké negatív. A fagypont alatti
hőmérsékletű rétegeknek olyan vastagnak kell
lennie, hogy a rajta áthaladó vízcsepp 0°C
alá tudjon hűlni.
Szilárd csapadékok
- Hó, hózápor: szilárd,
változatos formájú kristályokból,
csillagokból áll, intenzitása lassan
változik. Főként Ns, As, Sc, St és Cu felhőzetből
hullik.
- Hódara: szilárd, fehér vagy matt
színű, átlátszatlan, kerek vagy kúpos
gömb alakú jégszemcsékből áll. A
szemcsék kemény talajra érve visszapattannak
és gyakran eltörnek. Ez a csapadékfajta nagy
túltelítésnél és erős
feláramlásnál jön létre negatív
talajközeli hőmérsékletnél. Főként Sc,
Cu és Cb felhőkből hullik.
- Jégdara: szilárd, félig
átlátszó, sima jéggömb, erős
feláramlás esetén túlhűlt vízcseppek
megfagyásával keletkezik, amelyre újabb
vízrészecskék fagyhatnak. Jégdara
kizárólag Cb felhőből hullik.
- Fagyott eső: átlátszó, rendszerint
gömb alakú jégrészecskékből
álló csapadék. A csapadéknak ez a
formája erős hőmérsékleti inverzió
esetén alakul ki. Ebben az esetben a talajközeli
negatív hőmérsékletű légrétegeken
áthaladó esőcseppek még a felszínre
érkezés előtt megfagynak. Általában As
és Ns felhőkből hullik.
- Szemcsés hó: igen kicsi,
átlátszatlan fehér jégszemcsékből
álló csapadék. A csapadéknak ez a
fajtája az eső, szitálás szilárd
halmazállapotú formájának felel meg,
leggyakrabban St felhőből hullik.
- Jégtű: igen kicsi, lemez alakú
jégkristályokból álló
csapadék. Ez a csapadék -10°C-nál alacsonyabb
hőmérsékleten, gyorsan hűlő légtömegben
keletkezik.
- Jégeső: szilárd, változatos
formájú és méretű
jégdarabokból álló csapadék, csak
heves záporok alkalmával Cb felhőből hullik, akár
pulykatojás nagyságú is lehet.
Kialakulásában a felhőn belüli heves
feláramlásnak van szerepe.
Vegyes halmazállapotú
csapadék
- Havas eső: esőcseppek és hókristályok
együttes hullása, a hó egy része alacsonyabb,
melegebb rétegekben megolvad.
A
csapadék
látástávolság-csökkentő hatása
A csapadékhullás, akár cseppfolyós,
akár szilárd halmazállapotú,
általában csökkenti a
látástávolságot, emellett gyakran alacsony
szintű felhőzet vagy köd kialakulásához vezethet. A
csapadék telítetlen légrétegeken
keresztül hullva párolog, ami növeli a levegő
nedvességét és csökkenti
hőmérsékletét.
Újrakondenzálás esetén alacsony szintű
felhő vagy köd keletkezik, ami fokozza
látásrontó hatását.
Eső
A látástávolság függ a cseppek
nagyságától és az adott térfogatban
lévő koncentrációjától, amit az eső
intenzitásával jellemezünk. Gyenge eső hatása
általában nem nagy, de az intenzitás
növekedésével a látás egyre romlik:
mérsékelt esőben általában 3-10km, erős
záporban akár 100 - 500 m közé is
csökkenhet.
Szitálás
A látástávolság a csapadék
intenzitásától függ - ha nagyon sűrű, akkor
erősen leronthatja. Szitálás esetén a
látástávolság általában 0,5 -
3 km között van, de ennél kisebb értékek
is előfordulhatnak.
Havazás
A legnagyobb látásromlást okozhatja - már a
mérsékelt intenzitás is 1km alá
csökkentheti a látástávolságot, de
erős havazásban, hózáporban 50 - 200 m is
előfordulhat. Ha a talaj közelében erős szél van,
hófúvás is kialakulhat, különösen
száraz, apró szemű hó esetén, ami
tovább rontja a látást.
A
csapadék mérése
A csapadék összegét egész és tized
milliméterben mérjük, a hó
vastagságát pedig egész centiméterekben
határozzuk meg. A csapadékmérés
pontossága 1 tized mm-es. A mm-ekben kifejezett csapadék
1^m2 területen milliméterenként 1 liter vizet
jelent. A csapadékmérés eredményéből
tehát megállapítható, hogy bizonyos
terület a csapadékhullásakor mennyi vizet kapott.
Ügyelni kell arra, hogy a szenzor
elhelyezésénél 45°-os szögben ne legyen
semmilyen zavaró tényező, mert ebben az esetben az
érték eltérhet a
valóságostól. Reggel 06 UTC és
másnap reggel 06 UTC időszak között leesett
mennyiséggel határozhatjuk meg a 24 órás
csapadékösszeget. Ez a szám 06 UTC-ig
növekedhet, később már új mérés
indul.
Téli méréskor a mérőedénybe esett
havat megolvasztjuk, utána megkapjuk az értéket
mm-ben is. Tapasztalatok szerint, 1 cm frissen leesett hó kb. 1
mm csapadékmennyiségnek felel meg, de ez erősen függ
a hó összetételétől,
víztartalmától. A hóvastagságot egy
egyszerű, cm-es beosztású vonalzó
segítségével állapíthatjuk meg. A
mérés szélvédett, 45°-os szögben
nyitott helyen történik.
Észlelési
segédlet
A felhőzet mennyisége
A felhőzet mennyiségén azt a mérőszámot
értjük, amely az adott pontról észlelhető, a
teljes égbolt felhők általi fedettségét
jelzi. Mértékegysége az egyezményesen is
elfogadott nyolcad (ismertebb nevén okta). Felhőtlen
égboltról akkor beszélünk, amikor egyetlen
felhő sem látszik az égbolton. Derült
égboltnál ez a jelzőszám 0 okta, teljesen
borultnál 8 okta. A magasszintű felhőzetet, beleértve a
megmaradó kondenzcsíkok által keletkezetteket is,
a középszintűeket, és az alacsonyszintűeket is
számításba kell venni a felhőfedettség
meghatározásakor. A felhőfedettség ikonokat akkor
használjuk (alaphelyzetben), amikor nincs szignifikáns
időjárási jelenség.
Derült égbolt (0 okta, SKC)
- Az égbolton az összfelhőzet mennyisége nem
éri el az 1 oktát. Ez nem azt jelenti, hogy nincs
egyetlen felhő sem az égbolton, hanem azt, hogy a
mennyisége csekély.
Gyengén felhős
(1-2 okta, FEW) - Az égbolt 1-2 nyolcad részét
fedi a felhőzet.
Közepesen
felhős (3-4 okta, SCT) - Az égbolt 3-4 nyolcad
részét fedi felhőzet.
Erősen felhős (5-7
okta, BKN) - Az égbolt 5-7 nyolcad részét fedi
felhőzet.
Borult (8 okta, OVC) - Teljes a
felhőfedettség, az ég kékje sehol sem
látszik.
Szignifikáns
időjárási jelenségek
Szitálás - Apró,
0,5 mm-nél kisebb átmérőjű (aerosol-szerű)
vízcseppek lassú, többnyire egyenletes
hullása /áramlása, melyeket a gyenge szellő is
eltérít a függőleges iránytól. A
látástávolság általában 0,5-3
km között van. Fontos kritérium, hogy csak és
kizárólag Stratus, vagy stratus-szerű felhőzetből
hullhat, míg a gyenge eső nem feltétlenül. Ez egy
fontos kritérium, mivel ez a felhőzet tudja biztosítani
az egyenletes hullást.
Gyenge eső - Fagypont
feletti hőmérsékleten a 0,5 mm-t meghaladó
nagyságú esőcseppek lassú/ritka hullása,
melyeket a gyenge szél is eltéríthet a
függőleges iránytól. A
szitálástól leginkább a cseppméret
különbözteti meg, az intenzitás gyengesége
miatt a látástávolságot döntően nem
befolyásolja. Köznyelvben szemetelő, szemerkélő
esőnek nevezik.
Eső - 0,5 mm-t meghaladó
átmérőjű vízcseppek mérsékleten
gyors hullása. Gyenge szellő nem téríti el őket
függőleges iránytól. A hullás
intenzitása mérsékelt ütemben, vagy
egyáltalán nem változik, de az intenzitás
növekedésével a
látástávolság 3- 10km közé
csökkenhet.
Ónos eső - A talajon, illetve a
tereptárgyakon, azok fagypont alatti hőmérséklete
miatt megfagyó és jellegzetesen jégbevonatot
képező eső, vagy enyhe légrétegekből fagyos
levegőrétegeken áthulló, túlhűlt
esőcseppek, melyek a felszínre érkezve azonnal
megfagynak, és azon jégbevonatot képeznek.
Záporeső - Nagyobb
vízcseppek heves hullása (átmérőjük
lényegesen nagyobb, mint 0,5 mm), többnyire gyakori
megszakításokkal és erősségbeli
változásokkal, élesebb térbeli
elhatárolódásokkal, gyakran
különálló felhőkből. Többnyire rövid
ideig tart, de a látástávolság a
záporeső ideje alatt akár 100-500 méter
közé is csökkenhet.
Havaseső - Esőcseppek, és
hókristályok együttes hullása, miközben
a hó egy része az alacsonyabb, melegebb rétegekben
megolvad.
Hószállingózás
- A hópelyhek lassú, többnyire egyenletes
hullása, amelyeket a gyenge szellő is könnyedén
eltérít a függőleges iránytól. Ha
eközben esőcseppeket is észlelünk, a havaseső ikont
kell használni!
Havazás - Szilárd,
változatos formájú
jégkristályokból, csillagokból
álló hópelyhek állandó,
mérsékelt intenzitású hullása.
Intenzív
havazás - Intenzitása folyamatosan kb. 5 cm/h
mértékű, miközben a
látástávolság 50-200 méter
közé korlátozódik.
Hófúvás - A
hulló hópelyheket élénk, vagy ettől erősebb
légmozgás jelentősen eltéríti a
függőleges iránytól, úgyszintén amikor
a lehullott hóréteg tetejéről a hópelyheket
megemeli, felkavarja, máshová áthelyezi. A
légmozgás hó nyelveket, hóbuckákat,
hó falakat építhet, huzamosabb idő után
közlekedési fennakadásokat is okozhat, a
látástávolságot jelentősen csökkenti.
Hózápor -
Szilárd, változatos formájú
kristályok heves hullása, időnként
erősségbeli változásokkal, és rövid
megszakításokkal. Egészében többnyire
rövid ideig tart.
Párásság - Amikor
a relatív légnedvesség mértéke a
80%-ot eléri vagy meghaladja, a
látásromlást elsősorban a vízcseppek
túlsúlyba kerülése okozza, miközben
más szignifikáns időjárási jelenség
nem tapasztalható.
Köd - A talajközeli
légréteg harmatpont alá
csökkenésére bekövetkező
felhőképződés (St), ami miatt a
látástávolság jellemzően 1000 méter
alá csökken.
Légelektromosjelenségek
és kísérőik
Száraz zivatar
- Ezt az ikont akkor kell alkalmazni, ha egy
kialakulófélben lévő, vagy közeledő
zivatargóc esetén
csapadéktevékenység még nincs, de az
elmúlt 10 percben hangjelenséget észleltünk.
Ha csak a villámlást láttuk hangjelenség
nélkül, akkor nem szabad zivatartevékenységet
jelenteni, mivel pl. egy éjszakai
észlelésnél a villámlás fénye
több száz (!) km-ről is látszik.
Zivatar - Hangjelenség
(dörgés) észlelése mellett
váltakozó intenzitású, (folyékony
halmazállapotú) csapadékhullást
tapasztalunk.
Hózivatar - Hangjelenség
kíséretében észleltünk az
elmúlt 10 percben váltakozó
intenzitású, szilárd halmazállapotú
csapadékhullást (havazást).
Jégeső - Szilárd,
változatos formájú és méretű,
akár nagyobb jégdarabok hullása. Jellemzően Cb
felhőből, a heves feláramlás miatt keletkezik.
Hőmérséklet
A léghőmérsékletet °C (Celsius-fokban)
határozzuk meg.
A pontos mérésére alkalmas műszer vagy
hőmérő ideális elhelyezése:
1. Hőmérőházban (fehér,
szellős) mindenféle tereptárgytól minimum 10m-re,
füvön vagy földön (nem kövön, aszfalton,
kavicson, homokon), jól szellőzött helyen, 2m-es
magasságban.
2. Ha nincs hőmérőház, akkor mind a
szórt, mind a közvetlen fénytől valamint a
hőáramlástól védve: ezért kell
mindenféle tereptárgytól 10m-re elhelyezni.
Árnyékos helyen (É-i oldal, ahol folyamatos az
árnyékolás). Ha nem lehet megoldani az
árnyékolt helyet, akkor valamilyen fehér
színű műanyag dobozba, habszivacsba, hungarocellbe helyezve
úgy, hogy szellőzött legyen és védje a
közvetlen, szórt fénytől, hőáramtól.
Tmin: 0 és 24 óra között
mért legalacsonyabb léghőmérséklet.
Tmax: 0 és 24 óra között
mért legmagasabb léghőmérséklet.
Páratartalom (relatív
légnedvesség)
Az amatőr meteorológiai mérésekhez a
tömegszázalékot, más néven
relatív légnedvességet használjuk.
Legpontosabb mérőeszköze a manuális vagy a
digitális pszichrométer. 90% fölött
műszereink már pontatlanul mérnek, így az efeletti
értékek használhatatlanok. Meg kell
említeni, hogy a páratartalom térképen
látható értékek közül, piros
színnel az OMSZ páratartalom adatai, zöld
színnel az észlelői automata állomások
által szolgáltatott, míg fekete színnel
maguk, az észlelők által észlelt adatot jelennek
meg.
Légnyomás
Amatőr meteorológiai mérések céljára
általában már digitális
légnyomásmérőt használunk. Léteznek
még különböző légnyomásmérők
is, mint például a Torricelli kísérlet
alapján működő higanyos barométer vagy az anaeorid
barométer. A térképeken szereplő
értékek a relatív, tengerszintre
átszámított légnyomást
ábrázolják, így rendkívül
fontos légnyomásmérőnket használat
előtt bekalibrálni.
Mértékegysége a Pa százszorosa, a hPa
(hektopascal).
1 atm = 101325 Pa = 1013,25 hPa = 1013,25 mbar = 760 Hgmm = 760 Torr
Csapadékösszeg
A lehullott csapadék összegét egész
és tized milliméterben mérjük, a
hó vastagságát pedig egész
centiméterekben határozzuk meg. A mm-ekben kifejezett
csapadék 1m^2 területen milliméterenként 1
liter vizet jelent. A csapadékmérés
eredményéből tehát
megállapítható, hogy bizonyos terület a
csapadékhullásakor mennyi vizet kapott. A csapadék
mérés minimum 1 méter magasságban
történik.
Ügyelni kell arra, hogy a szenzor, vagy a mérőedény
elhelyezésénél, hogy a függőlegestől
45°-os szögben ne legyen semmilyen zavaró tényező,
mert ebben az esetben az érték eltérhet a
valóságostól. Reggel 06 UTC és
másnap reggel 06 UTC időszak között leesett
mennyiséggel határozhatjuk meg a 24 órás
csapadékösszeget. Ez a szám 06 UTC-ig
növekedhet, később már új mérés
indul.
Csapadékintenzitás:
Meghatározott hosszúságú
(általában néhány 10 perc, vagy
néhány óra) időszakon belül lehullott
csapadékmennyiség.
Hóvastagság
A hóvastagságot egy egyszerű, cm-es
beosztású vonalzó
segítségével állapíthatjuk meg. A
mérést cm-es pontossággal, olyan sík helyen
kell elvégezni, ahol a hó magassága, az
észlelő becslése szerint, a környezet
általános hóviszonyainak megfelelő. A
mérés nem ad megfelelő eredményt, ha azt
egyenetlen talajon (pl. konyhakert), vagy olyan helyen
mérjük, ahol a szél a havat buckákba
összehordta, vagy ahonnan elhordta a hótakaró egy
részét.
A legpontosabb mérési eljárás az
átlagolás. Ilyenkor a hóvastagságot
különböző helyeken megmérjük, és azok
középértékét vesszük. (a
mérési értékeket összeadjuk, majd
elosztjuk a mérések számával). Ha a talaj
legalább(!) felét hó borítja, akkor annak
vastagságát minden nap meg kell mérni,
független attól, hogy mikor esett. Ha kevesebb, mint a
felét borítja, akkor hófoltról
beszélünk. Ugyancsak hófoltról
beszélünk, ha a talaj több, mint felét
hó borítja, de az átlagos
hóvastagság már nem éri el az 1 cm-t. Ha a
talajt összefüggő(!), 0,5 cm-nél vékonyabb
hóréteg borítja, akkor beszélünk lepelről.
Az ónos jégbevonatot (0,5 cm-nél vékonyabb
esetben) nem tekintjük hótakarónak.
UV sugárzás
Az Nap által kibocsátott, az emberi bőrre
érzékeny ultraibolya sugárzás
értékét nevezzük UV indexnek.
Mérése nappal, a műszer érzékelőjét
a Nap felé (de nem a Napba!) irányítva, tökéletesen
vízszintesen elhelyezve történik, erre a
célra alkalmas mérőműszerrel. Borult
égboltnál is mérhető! Szakadozott
felhőzetnél akkor mérjünk, amikor a Napot felhő nem
takarja.
Látástávolság
A látótávolság észlelése
szabad szemmel történik. A
látótávolságot vízszintesen,
szemmagasságban, körkörösen
észleljük, és a különböző
irányokban megfigyelt értékek minimumát
jegyezzük fel méterben (m) vagy kilométerben (km). A
látótávolság méréséhez
vonatkoztatási pontokat használunk. Ehhez az
észlelő, jó látási viszonyok esetén,
az észlelési pontból kiindulva, a fő-, és
esetleg a mellék égtájak irányában,
a lehető legpontosabban meghatározza a jellemző
tereptárgyak távolságát. Ajánlott
erről a vonatkoztatási pontokról közeli, és
távoli vázlatot készíteni, amely nagy
segítséget jelent a
látástávolság megadásakor.
Követelmény, hogy a kiválasztott tereptárgy
elegendően nagy, és (nappal) sötét
tónusú, illetve (éjjel) kivilágított
tónusú legyen. E feltételek
hiányában ugyanis a tereptárgy
észlelhetősége nemcsak a levegő
átlátszóságától függ. A
feltérképezetett tereptárgyak
távolságának változatosnak kell lennie az
égtájak és a távolság
értéke szerint.
Szél
A földfelszínnel párhuzamosan történő
légmozgás, ennek sebességét és
irányát jegyezzük fel.
Az észleléskor szélirányként azt az
égtájat adjuk meg, ahonnan a szél fúj.
Szélsebesség: a
szélsebességet m/s-ban, km/h-ban vagy csomóban
(knot) mérjük, értéke a 10 perc
időegység alatt mért átlagos
szélerősség.
A szélsebesség mérésére nincs mindig
mód (műszerezettség hiányában), ilyenkor a
szél által kiváltott hatásokkal lehet a
szél erősségére következtetni a Beaufort-skála
szerint:
| Ikon |
Megnevezés |
m/s |
km/h |
beaufort |
Hatás |
 |
Teljes szélcsend |
< 1 |
< 3,6 |
0 |
A füst felfelé
száll. |
 |
Gyenge |
1,1 - 3 |
3 - 11 |
1 - 2 |
A fák levelei
gyengén rezegnek, a füst ingadozik. |
 |
Mérsékelt |
3,1 - 7 |
12 - 25 |
3 - 4 |
A fák vékony
gallyai mozognak. |
 |
Élénk |
7,1 - 11 |
26 - 40 |
5 |
A fák kisebb
ágait mozgatja, zúg. A zászló majdnem
vízszintesen lobog. |
 |
Erős |
11,1 - 16 |
41 - 59 |
6 - 7 |
A nagyobb ágak mozognak,
egyes levelek elszakadnak. A zászló vízszintesen
lobog. |
 |
Viharos |
16,1 - 20 |
60 - 72 |
8 - 9 |
Az erősebb fák
törzse is hajladozik, erősebb ágak is letörnek. |
 |
Szélvihar |
20,1 - 24 |
73 - 87 |
10 - 11 |
Nagyobb fákat tör.
A tetőszerkezeteket felbontja. |
 |
Erősen viharos |
24,1 - 32 |
88 - 119 |
12 |
A szél erős
pusztítást végez. |
Széllökés: A
szélsebesség (főleg nagy sebességeknél)
hajlamos a gyors és jelentős időbeni változásokra
(fluktuál). A széllökés a
szélsebesség fluktuációja során
előforduló pillanatnyi sebesség-maximum.
FONTOS! A szélsebesség
észlelésekor mindig az elmúlt 10 percre
vonatkoztatjuk az ezen idő alatt mért átlagszelet,
és a megfelelő szélikont ehhez mérten
választjuk. Téves észlelésnek minősül,
ha a széllökés nagyságához
viszonyított szélerő ikont alkalmazzuk a szélerő
megadásához az észlelői adatlapon.
Ajánlott, és helyes a legnagyobb
széllökést az észleléskor,
hozzászólásként megemlíteni.
Szélirány: 10 perc időegység
alatt mért átlagos szélirány,
mértékegysége: ° (fok).
| Ikon |
° (fok) |
Angol
rövidítés |
Magyar
rövidítés |
Teljes név |
|
337,5° - 22,5° |
N |
É |
északi |
 |
22,5° - 67,5° |
NE |
ÉK |
észak-keleti |
 |
67,5° - 112,5° |
E |
K |
keleti |
 |
112,5° - 157,5° |
SE |
DK |
dél-keleti |
 |
157,5° - 202,5° |
S |
D |
déli |
 |
202,5° - 247,5° |
SW |
DNy |
dél-nyugati |
 |
247,5° - 292,5° |
W |
Ny |
nyugati |
 |
292,5° - 337,5° |
NW |
ÉNy |
észak-nyugati |
Tányéralátétes
árnyékoló készítése
Hozzávalók
- 10 db 24 cm-es, vagy 30 cm-es fehér
műanyagtányér (figyelni kell arra, hogy olyat
vegyünk aminek nincs kihajló pereme, mert a
kiálló peremben könnyen megáll a
csapadékvíz)
- 3 db M8-as menetesszár
- 6 db M8-as menetesszárhoz illő anyacsavar
- 6 db csavaralátét
- kb. másfél méter hosszú gumicső, ami
könnyen rámegy a menetesszárra, de nem esik le
róla
- Prisma Color - acryl - festékspray (1db fekete és 1db
fehér) kb. 500 Ft/db. (elvileg elég 1-1 db mindkét
színből)
Elkészítés
1. Először is ki kell vágni 8 db tányér
közepét. Általában a tányérok
közepén egy ún. merevítókör is
található, ennek mentén kell kivágni a
köröket. A kivágott részeknél kicsit meg
lehet csiszolni a tányért, de ez csak esztétikai
szempont, nem szükségszerű.
2. Minden tányérra (egyenként) három -
egymástól egyenlő távolságra levő - lyukat
fúrunk. Vigyázni kell a kivágott részek
illeszkedésére (persze csak akkora furatot kell
készíteni, amekkora a menetes szár mérete).
3. Amikor ezzel elkészültünk jöhet a
festés, azaz fújás. A tányérok belső
részét külön-külön feketére, a
külső részét fehérre kell fújni!
Vigyázat! Az egyik teli tányérnak a
tetejét, másiknak a belső részét kell
feketére fújni! Tipp: Amennyiben lehetőség van
rá, tudom ajánlani a festés előtti
műanyagalapozóval történő kezelést,
így nem csak a festék pergését lehet
kivédeni, hanem plusz réteget is tudunk ezáltal
képezni az árnyékolón. Amennyiben
műanyagalapozót is használunk, elég, ha egy
rétegben fújjuk le az árnyékolót.
Műanyagalapozó nélküli festés esetén,
valószínűleg kell a két réteg
festés. Volt már olyan is, aki
kívül-belül feketére festette, majd
kívülre még egy réteg fehér
festéket is rákent). A lényeg az, hogy ne
süssön át rajta a nap, és még csak a
szűrt fény se jusson át rajta semmilyen napszakban.
4. A gumicsövet kb. 2,5 - 3 cm-es darabokra vágjuk fel. Itt
is fontos, hogy mindegyik darab egyforma nagyságú legyen!
A gumidarabok nagysága attól is függ, hogy mekkora a
műanyag tányér peremének a nagysága. (3-4
cm széles műanyagtányér perem esetén a
gumidarabok nagysága 2,5 cm). A lényeg az, hogy kb. 0,5-1
cm fedésben legyenek egymással a tányérok a
végén.
5. Amikor a tányérok megszáradtak 3
menetesszár egyik végeire felcsavarozunk egy-egy
anyát, arra pedig egy alátétet teszünk,
ezután ráhúzzuk az első TELI tányért
(azt, amelyiknek a belseje lett feketére fújva, ez lesz
majd a mérőház teteje), utána pedig mindegyik
szárra egy-egy gumidarabot helyezünk. Ezután
következnek a kivágott tányérok, melyek
között szintén gumicsődarabokat helyezünk el,
így folytatjuk tovább. Amikor a kivágott
tányérok elfogynak akkor a sort lezárhatjuk a
megmaradt, teli tányérral (amelyiknek a teteje lett
feketére fújva), melyet egy-egy alátéttel
és anyával zárunk le.
Meteorológiai
fogalmak rövidítései
AAL Repülőtér szintje felett
ABT Körülbelül
ABV Felett
AS Altostratus, középszintű rétegfelhő
AD Repülőtér
AGL Földfelszín felett
AIREP Légijelentés
ALT Tengerszint feletti magasság
AMD Módosított
AMSL Közepes tengerszint felett
AC Altocumulus, középszintű gomolyfelhő, lencsefelhő
BA Fékhatás
BASE Felhőalap
BCFG Ködfoltok
BECMG Valamivé változó, alakuló
BKN Szakadozott, törött,
BL. Viharos erősségű szél által hordott (homok,
hó)
BLW Alatt
BR Párásság
BTN Között
CAT Kategória
CAT Felhő nélküli turbulencia
CAVOK Látástávolság, felhőzet és a
jelenlegi időjárás jobb, mint a meghatározott
feltételek
CB Cumulonimbus, zivatarfelhő
CC Cirrocumulus, bárányfelhő
CCA (CCB, CCC,.) javított meteorológiai
közlemény
CI Cirrus, pehelyfelhő
CLD Felhőzet
CNL Törölve
CS Cirrostratus, fátyolfelhő
CU Cumulus, gomolyfelhő
CUF Cumulus forma
DA Elhatározási magasság
DEG Fok
DP Harmatpont
DR Alacsony szintű viharos erősségű szél által
hordott (homok, hó)
DRG Alatt (időtartam)
DS Porvihar
DU Por
DZ Szitálás
EMBD Beágyazódott egy rétegbe
FC Tölcsérfelhő (tornádó tölcsér,
víztölcsér)
FCST Előrejelzés
FEW Kevés
FG Köd
FIR Repüléstájékoztató körzet
FL Repülési szint
FM .tól, .től
FRQ Gyakori, a terület több mint 75 %-án
FT Láb
FU Füst
FZ Túlhűlt, zúzmarás
FZDZ Ónos szitálás
FZFG Zúzmarás köd, túlhűlt köd
FZRA Ónos eső
GAMET Körzeti előrejelzés alacsony szintű
repülések számára
GND Föld, talaj
GR Jégeső
GRIB Rácspont értékek formájában
feldolgozott meteorológiai adatok
GS Kisméretű jég, hódara, d < 5 mm
HPA Hectopascal
HVY Erős (csapadék)
HZ Száraz légköri homály
IC Jégtű
ICAO Polgári repülési szövetség
ICE Jegesedés
IFR Műszerrepülési szabályok
IGA Nemzetközi általános célú
repülés
IMC Műszerrepülési meteorológiai
körülmények
INC Felhőben
INTSF Erősödik
INTST Erősség
IR A futópálya jéggel borított
ISA Nemzetközi műlégkör (ICAO)
ISOL Elkülönített
JTST Magassági futóáramlás
KMH Kilométer/óra
KPA Kilopascal
KT Csomó
LAT Földrajzi szélesség
LGT Fény, világítás
LMT Helyi középidő
LOC Helyenként
LONG Földrajzi hosszúság
LT Helyi idő
LV Gyenge és változó (szél)
LVL Szint
LYR Rétegzett
MAP Légiforgalmi térképek
MAX Maximum
MBST Microburst
MET Meteorológia
METAR Rendszeres időjárás jelentés
légiforgalmi meteorológiai kódban
MIFG Talajmenti köd, sekély köd
MIN Perc
MMO Önálló meteorológiai szolgálat
MNM Minimum
MOD Közepes
MON Hegyek felett
MOTNE Európai Meteorológiai Távközlési
Hálózat
MOV Mozgás
MPS m/s
MS mínusz
MSG Közlemény
MT Hegység
MTW Hegyi hullámok
MWO Meteorológiai megfigyelő állomás
MX Vegyes típusú jégképződés
NAT Észak-atlanti
NC Nincs változás
NIL Nincs
NOSIG Lényeges változás nem várható
NR Szám
NS Nimbostratus, réteges esőfelhő
NSC Szignifikáns felhőzet nincs
NSW Nincs szignifikáns időjárási jelenség
OBS Észlelt, megfigyelt
OCNL Alkalmanként
OPMET Forgalmazott meteorológiai (információ)
OVC Borultság, borult
PL Jégszem, jégmag, fagyott eső
PO Porforgatagok
PROB Valószínűség
PS Plusz
QFE Légnyomás a repülőtér
magasságára
QNH Tengerszintre átszámított
légnyomás vagy magasságmérő
beállítás a közepes tengerszintre
vonatkoztatva
RA Eső
RAFC Regionális időjárás előrejelző központ
RE Elmúlt
REP Jelentés
REQ Kérés
RMK Megjegyzés
ROFOR Útvonal előrejelzés
RQ Kérés
RRA Késett meteorológiai közlemény (RRB, RRC.)
RTD Elkésett
RVR Futópálya menti
látástávolság
RWY Futópálya
SA Homok
SC Stratocumulus, réteges gomolyfelhő
SCT Szakadozott
SEC Másodperc
SER Szolgálat
SEV Erős
SFC Talajfelszín, felület
SG Hódara, szemcsés hó
SH Zápor
SIGMET Valamely útvonalon előforduló olyan
időjárási jelenségről szóló
tájékoztatás, amely hatással lehet a
légi jármű üzemeltetésének
biztonságára
SIGWX Szignifikáns időjárás
SKC Felhőtlen égbolt
SLW Lassú
SN Hó
SNOWTAM Futópálya állapotra vonatkozó
információ, hó, jég, stb. bevonat miatt
SPECI Speciális repülés meteorológiai
jelentés
SQ Szélroham
SS Homokvihar
SST Szuperszonikus szállítás
ST Stratus, rétegfelhő
STF Réteges
STN Állomás
STNR Állandó, egy helyben álló
T Hőmérséklet
TA Átváltási magasság
TAF Repülőtéri időjárás előrejelzés
TCU Tornyos gomolyfelhő
TDO Tornádó
TEMPO Időnként, ideiglenesen
TEND Előrejelzés
TL -ig (időben)
TMA Közelkörzet
TO -ig (helyre vonatkozóan)
TOP Felhőtető
TREND Leszállási időjárás előrejelzés
TS Zivatar
TURB Turbulencia
TYPH Tájfun
UTC Egyeztetett világidő
VA Vulkáni hamu
VAC Látás szerinti megközelítési
térkép
VAL Völgyekben
VC A repülőtér környezetében,
közelében
VCY Közelében
VER Függőleges
VFR Látvarepülési szabályok
VIS Látástávolság
VMC Látási meteorológiai
körülmények
VOLMET Meteorológiai jelentés a levegőben lévő
légi járművek számára
VRB Változó
VV Függőleges látás
VWS Függőleges szélnyírás
WAC Légiforgalmi Világtérkép - ICAO
WAFC Meteorológiai Világszervezet Területi
Előrejelző Központja
WDSPR Kiterjedt, nagy kiterjedésű
WINTEM Magassági szél és
hőmérsékleti előrejelzés a repülés
számára
WKN Gyengülő
WMO Meteorológiai Világszervezet
WRNG Figyelmeztetés
WS Szélnyírás
WSPD Szélsebesség
WTSPT Víztölcsér
WX Időjárás
XS Légköri
