Meteorologi – Trin 4

Målet for faget er at komme nærmere ind på følgende emner:

Du vil kunne finde materiale i pensum: Den danske paragliderhåndbog, side 46-54, 109-123, 171-179, samt på DHPU's hjemmeside. Yderligere findes her links:

• Metar og TAF
• Naviair notam-kort over DK

Rigtig god fornøjelse! Uddannelsesudvalget DHPU

Indledning

Dette modul vil have mange emner på tapetet, og tidligere emner vil blive uddybet. Du er nu i gang med at samle erfaring og bygge timer på dit Trin 3-bevis, og dermed vil du også begynde at få erfaring med løft i forskellige situationer. Derfor handler det meste af dette modul om de forhold, der gør sig gældende under flyvning under løft, herunder skræntløft og termisk løft. Din teoretiske viden om disse faktorer går hånd i hånd med din praktiske træning med instruktør ved siden for at lære at håndtere din glider i løftzoner – og dermed også finde glæden ved at kunne blive "hængende" i længere tid, end den rene nedflyvning giver mulighed for.

I Danmark er der især et problem med termik: at få højde nok på til at fange den. Derudover skal der selvfølgelig helst også være termik at finde, og det er ikke hele året, der byder på optimale forhold herhjemme. Til gengæld har vi mange skrænter til forskellige vindretninger, og det giver os gode forhold for at lære at kontrollere vores skærm tæt på jorden og i stærk vind.

I bjergrige områder og i lande med fastlandsklima er termikken langt nemmere at fange, og det er derfor en yndet ferieform for mange piloter at drage afsted for at søge den gode termik. I dette modul gennemgår vi derfor både meteorologiske forhold i Danmark og i udlandet, som skaber løft og dermed forlænget flyvning.

Faktorer – form og hældning

Danmarks kyster tilbyder et væld af muligheder for at flyve på skrænter af forskellig slags. Ingen skrænter er nemlig ens: nogle er høje, nogle er lave, nogle har træer og buske, andre marehalm som pynt. Skræntens form og hældning og dens begroning har stor betydning for løftet, både kvalitet og mængde.

Måske har du allerede stiftet bekendtskab med forskellige skrænter som pilot, måske har din klub et yndet sted at træne – eller måske har du det til gode, fordi du hidtil har trænet på optræk eller i bjerge. Men næste gang du befinder dig ved kysten, hvor der er en skrænt med pålandsvind, kan du begynde at analysere ud fra nogle af de ting, vi berører i dette modul.

Ingen skrænter er helt ensartede, og deres forskellige form, længde og højde vil bestemme, hvilken type løft du kan forvente. Vi forudsætter i denne beskrivelse, at vinden er jævn og uden stød. Som du nok husker fra tidligere moduler, vil skræntens form udgøre "halvdelen" af et venturirør, hvorfor der helt naturligt sker en vindøgning: al luften foran selve skrænten skal passere sammen med den øvrige luft over skrænten og bliver derfor komprimeret – mest lige ved skrænttoppen, i kompressionszonen.

Da løftet bredes ud over skræntens udstrækning, vil en skrænt med svag hældning ikke generere så kraftigt et løft, mens en meget stejl skrænt vil koncentrere løftet, som derfor bliver væsentligt kraftigere. Med det kraftigere løft kommer også en kraftigere vindgradient og fare for rotor bagved skrænttoppen.

Forhindringer som træer og buske har også effekt på løftet (husker du, at modstandens porøsitet har effekt?). Den horisontale form på skrænten har stor betydning for ikke bare løft, men også for sikkerheden for flyvningen. Vi har tidligere talt om venturi-effekt, og i den sammenhæng kan det være en rigtig god idé at gå en tur ved stranden langs skrænten inden flyvning for at gøre sig bekendt med ikke bare landingsmuligheder ved strandlanding, men også eventuelle tragter, som fordrer varsomhed ved krydsning for ikke at risikere at blive blæst bagover og ind over/bagved skrænten.

Vindretning og hastighed

Vindens retning og styrke skal passe til skrænten, og du skal på dette trin øve dig i at blive god til at vurdere, om den netop er det – tilpas og rigtig retning. Retningen er ikke kun vigtig for sikkerheden, men også fordi det bedste løft skabes, når vinden står vinkelret ind på skrænten. Men selv skrå vind vil stadig give løft.

Løftet øges med øget vind, og du kan flyve indenfor en zone af vindhastighed, som afhænger af din skærms egenhastighed. Vindstyrken er som sagt en begrænsning, og her skal du måle vinden i kompressionen, dvs. på toppen af skrænten og ikke nede ved stranden. Typisk vil vinden være cirka 50 % kraftigere i kompressionen, men det afhænger af en lang række faktorer.

Hangglidere flyver med langt større egenhastighed (TAS) end paraglidere og kan således håndtere væsentlig kraftigere vind. Derudover skal man huske på sæsonvariation, idet løftet bliver kraftigere, jo koldere det er – det skyldes, at kold luft har højere densitet, dvs. er tungere, end varm luft. Det betyder også, at vi kan/skal flyve i svagere vind om vinteren end om sommeren.

Komponenter (komposanter) – vektorregning

For at lette forståelsen for vindens betydning for vores flyvning er det hensigtsmæssigt at forstå et helt grundlæggende element af fysikken, kaldet vektorregning. Det er ikke specielt svært og særdeles nyttigt. Forestil dig, at du på et almindeligt glid vender næsen direkte mod nord og flyver med en trimspeed på 40 km/t. Samtidig blæser det direkte fra vest med 20 km/t. Hvilken betydning har det for din retning og fart i forhold til jorden?

På figuren har vi tegnet flyvefarten ind med grønt og vinden med blåt. Længden på pilene svarer til de to hastigheder, og for nemheds skyld har vi valgt 1 mm = 1 km/t. Med vektorregning kan man på simpel vis "lægge pilene sammen", og resultatet – "den resulterende hastighed" – fremkommer som den røde pil. Groundspeed-pilen kan måles til cirka 45 mm, svarende til 45 km/t. Måske et overraskende resultat, når vi har en relativ kraftig sidevind og altså en afdrift fra vores heading (den vej, vi peger) på 20 km/t. En GPS-måler vil altså vise, at vi flyver ca. NNØ med 45 km/t.

Det spændende ved vektorregning er, at vi også kan gå den anden vej og "splitte en pil op" i stedet for at lægge sammen. Lad os betragte en skrænt, hvor vinden er 30° skæv i forhold til den ideelle vindretning 90° på skrænten. Vi deler vektoren op i en retning direkte mod skrænten – det er dén, der genererer løftet – og en retning parallel med skrænten, det er dét, vi oplever som mod- eller medvind på skrænten.

Netop ved 30 grader er præcis halvdelen af vindens hastighed parallel med skrænten (5 m/s med- eller modvind), mens dén komponent, der genererer løftet vinkelret på skrænten, overraskende kun er reduceret til 8,6 m/s. Her begynder med- eller modvindskomponenten at blive problematisk for flyvningen, og mangt et spin/stall på skrænt er sket på grund af flyvning i medvind, fordi piloten mentalt ikke er forberedt på den høje fart på medvindsbenet og derfor bremser skærmen an og således staller eller spinner skærmen. Derfor: hænderne op i medvind!

Skræntløft – hvorfor løftet opstår

Når det blæser ind på en lang skrænt, der står i vejen for vindens frie færden, vil vinden blive tvunget op over skrænten. Det har den heldige virkning, at vindens bevægelse bliver ændret fra vandret til skråt opad – og det kan vi som piloter udnytte til at blive hængende på skrænten, når vinden er passende.

Lad os antage, at det blæser 5 m/s ind på skrænten, og skære en blok luft ud svarende til den mængde, der passerer et område i løbet af 1 sekund. Med 5 m/s er blokken netop 5 meter bred. Når luftblokken rammer skrænten, skal al luften – både den nederste del under den blå pil og den del, der befinder sig over pilen – passere hen over skrænten samtidig. Det er der ikke umiddelbart plads til, og vi får en kompressionszone lige ved toppen af skrænten. Luftblokken, der før var 5 m bred, er nu i stedet blevet 8 m bred, da den skal rumme samme mængde luft, men ikke længere er nær så høj. Vinden skal stadig nå at flytte sig over hele længden på 1 sekund og bevæger sig dermed med 8 m/s.

Dette er en stærkt forenklet fremstilling af virkeligheden, da vindhastigheden varierer og tiltager med højden og accelererer, som den nærmer sig skrænten.

Skræntløftets zoner

En blød skrænt vil have en bredere løftzone, vi kan flyve i, men også et generelt svagere løft, så vi ikke kommer så højt. En stejl, høj skrænt giver et solidt løft, men i en smallere zone – dog med den lille "finte", at der vil danne sig et lokalt højtryk ved bunden af skrænten, som virker som stødpude for den øvrige vind og dermed effektivt gør løftzonen bredere, end man måske skulle tro.

Løftet er stærkere umiddelbart foran skrænten, end når man bevæger sig ind over toppen – på trods af, at vindhastigheden på toppen er højere – fordi vindretningen der til gengæld er mere vandret. Man får altså varierende løft afhængigt af, hvor på skrænten man flyver: den vertikale del af strømningen udgør hhv. +2 m/s, +1 m/s og +0,5 m/s løft (overgangen mellem zonerne er i virkeligheden flydende). Kommer man ind over – eller endnu værre bagved – toppen, er der ikke løft, og måske endda synk eller kraftig turbulens/rotor.

Allernederst på en stejl skrænt kan vi støde på det fænomen, vi på dansk kalder dødens pølse, som skyldes det lokale højtryk, der forhindrer vinden i at bevæge sig helt ind til skrænten. Det er en pude af stillestående eller roterende luft (på engelsk en "eddy", en hvirvel). Hvis vi mister løftet og skal lande lige foran den stejle skrænt, risikerer vi at møde en kraftigt aftagende vind – og i visse tilfælde ligefrem en vind, der blæser udad og væk fra skrænten på grund af den roterende bevægelse. Det kan være ret udfordrende!

Rotor og faren på læsiden

Vi har primært diskuteret forholdene på forsiden af skrænterne, fordi det er dér, vi flyver. Den største fare ved at flyve i for stærk vind er ikke at blive blæst bagover i sig selv, men derimod de luftstrømninger, der gør sig gældende på læsiden af skrænten, og som nemt kan forårsage så kraftig turbulens, at paraglidere ganske enkelt kollapser i luften, så piloten styrter til jorden. Også stall eller spin er en reel fare, da vinden snart kommer forfra, snart fra siden eller bagfra. Jo kraftigere vind, og jo stejlere og mere kantet forløb af skrænten, desto større er risikoen. Stejle skrænter har ofte en rotor på toppen, der gør top-landinger til livsfarlige projekter.

Husk – du kan ikke umiddelbart se rotoren, og når du først er fanget af den, er der ingen hjælp at hente. Derfor: hold dig fra at flyve i forhold, hvor der er risiko for at blive blæst bagover, og hold god afstand til kraftige kompressionszoner, der nemt kan fange især paraglidere.

Skulle det uheldige ske, at du er ved at blive fanget af kompressionen, så husk, at den hurtigste vej væk fra skrænten er at holde næsen vinkelret ud fra skrænten. Uanset om det blæser lige på eller skråt på skrænten, skal din vinge pege den samme vej: direkte væk fra skrænten, selvom du samtidig måtte blive skubbet sidelæns af vinden. Din trimspeed-pil skal pege direkte væk fra skrænten, uanset hvor vinden kommer fra. Og husk at bruge accelerator, hvis du er ved at blive fanget, så du øger din hastighed væk fra skrænten! Først og fremmest gælder det dog om helt at undgå situationen.

Termikfaktorer

På dette trin vil du få dine første erfaringer med at flyve termik. Mange forbinder termikflyvning med noget vanskeligt og måske endda mere utrygt end skræntflyvning, fordi man er længere væk fra jorden, og fordi det kræver mere aktiv flyvning. Men med større højde følger større sikkerhed, da man har tid til at overvinde en kritisk situation – hvilket i ringe grad er tilfældet ved fx skræntflyvning, hvor jorden er helt tæt på.

Når vi taler termik, tænker vi på lokale temperaturdrevne luftbevægelser. Termik opstår som udgangspunkt på grund af forskellige overflader (ujævn opvarmning). Den opvarmede luftmasse er af flere årsager lettere end den omgivende luft: dels udvider luften sig med temperaturen, så en kubikmeter varm luft indeholder færre molekyler end en kubikmeter kold luft i samme højde, og dels vil den varme luft optage mere fugt fra jorden – og fugtig luft vejer pudsigt nok mindre end tør luft ved samme temperatur.

Slutresultatet er, at den opvarmede luftmasse får en lavere massefylde og på et tidspunkt bliver presset til vejrs, når den omgivende koldere og tungere luft med sin højere massefylde presser sig ind under den varmere, lettere luft og skubber den opad. Det er altså ikke – som vi ynder at fortælle – den varme luft, der på magisk vis af sig selv stiger til vejrs. Derfor er også triggere, som den kolde luft kan bruge i processen, vigtige.

Termikken kræver således både varm luft og kold luft. Det er forskellen på luftens temperatur – eller rettere massefylde (vægt pr. kubikmeter) – og den omgivende luft, der er nøgleordet i termik.

Opvarmes langsomt	Opvarmes hurtigt
Vandområder, lave moseområder, skovområder, områder i skygge.	Solbeskinnede områder med sten, tørre pløjede marker, (tørre) grusgrave, mørke områder som parkeringspladser og bebyggede områder – giver bedre chance for termikudløsning.

Den største motor: solen

De store temperaturforskelle på jordens overflade forsvinder meget hurtigt med højden. Ca. 4 meter over jorden er de allergroveste variationer allerede afbalanceret, og resultatet er et ca. 15-18 meter tykt, varmt luftlag med en meget udtalt øvre grænse. Dette luftlag kaldes også "overadiabatisk" lag, fordi det burde være for varmt til at blive liggende – men det gør det ofte alligevel, nærmest som en dyne på jordoverfladen.

Solen kan generere ret høje temperaturforskelle på op til 50° C mellem forskellige typer af overflader. En tør overflade vil lettere end en fugtig kunne opvarmes og udløse termik, og nogle gange vil et tørt område kunne udløse kontinuerlig termik – et sådant område kaldes for et "hot spot". Det ser man ofte i bjergrige områder, hvor erfarne piloter ved lige præcis, hvor de skal flyve hen for at tanke højde. Kendte hot-spots kaldes også "service thermals" eller "house thermals".

Trigger

Hvis du har prøvet at skulle løfte en tung kasse med bøger op fra et fladt gulv, ved du, at en væsentlig del af udfordringen er at få et ordentligt greb under kassen. Først når man med besvær har lirket fingrene ind under kanten, begynder processen at tage fart. Lidt det samme gør sig gældende med termikbobler: den kolde luft (dine fingre) har svært ved at krybe ind under og få fat i det varme, overadiabatiske lag (bogkassen), hvis det ligger midt på en flad mark.

Så omend termiske bobler i princippet godt kan "stige af sig selv", vil de i de fleste tilfælde have brug for en udløsningsmekanisme, en såkaldt trigger, for at blive løftet fri fra jordens overflade. Triggere er steder i terrænet (eller hændelser, fx en forbipasserende lastbil), hvor den kolde luft har lettere ved at kile sig ind under det varme luftlag. På en helt vindstille dag kan den varme luft blive "hængende" ved jorden meget længe, men blot en smule vind kan skubbe til den, indtil den rammer en trigger.

I Danmark har vi ikke så mange bjerge, men vi har fx levende hegn med træer, bygninger, landejendomme og højspændingsledninger, hvor den kolde luft kan få lirket den varme luft fri af underlaget. Også ensomme bakker og andre forhindringer kan udløse termik i læsiden, da de producerer en hvirvelstrøm, der virker som trigger. En skovkant ved et større, mørkt skovområde kan være en god trigger, fordi luftmassen i den nederste del af skoven er betydeligt køligere end i toppen af træerne, og denne kolde masse fungerer som en kile.

Det er bl.a. en af årsagerne til dannelse af termik over de svenske skove. I bjergene vil fx en opvarmet, stejl klippe have væsentligt nemmere ved at generere termik, da luften ikke rigtig har noget underlag at klæbe til – dér udløses termikken mere prompte, og det er også her, man typisk finder "house thermals".

Når den opvarmede termikboble endelig bliver sendt til vejrs, vil den under sin opstigning stille og roligt afkøles på grund af trykfaldet med højden. Men så længe den kan opretholde en lavere massefylde (temperatur og fugtighed) end den omgivende luftmasse, vil boblen blive ved med at stige. På et tidspunkt når den opstigende luftmasse dugpunktstemperaturen, hvor fugten begynder at kondensere, og det resulterer i skydannelse i form af en cumulus-sky, som er karakteristisk for termik. Udskillelsen af vandet betyder, at afkølingen af luften under kondensering kun er cirka en halv grad pr. 100 meters højde, mod normalt 1 grad pr. 100 meter.

Stabil og instabil luft

Troposfæren, som i Danmark er ca. 10 km tyk, er den nederste del af atmosfæren, hvor "vejret foregår". Her vil temperaturen i gennemsnit aftage cirka 0,61° C pr. 100 meter, vi bevæger os opad. Det er dog et gennemsnit, der dækker over variationer på mellem 0,65° C under varmere forhold (troperne) og omkring 0,45° C ved Nordpolen. I praksis er temperaturfordelingen op gennem troposfæren ganske anderledes og ændrer sig drastisk med vejret og lufttrykket.

Hvis vi løfter en boble af luft op i højden, vil trykfaldet få temperaturen i boblen til at falde, samtidig med at boblen ekspanderer. Foregår opstigningen helt uden varmeudveksling med den omkringliggende luft, kalder vi temperaturændringen adiabatisk. Vi skelner mellem to typer: tør-adiabatisk (uden kondensation/skydannelse) og fugt-adiabatisk (under selve skydannelsen, inde i skyen).

Ved tør-adiabatisk opstigning er afkølingen cirka 1° C pr. 100 meters højde. Ved fugtadiabatisk opstigning regner vi med cirka 0,5° C pr. 100 meter (denne værdi afhænger meget af luftens aktuelle temperatur og gælder kun under vores hjemlige himmelstrøg). Da vi alligevel ikke må flyve inde i skyerne, kan vi primært koncentrere os om tør-adiabatisk opstigning.

Vores termikboble stiger, så længe den er lettere (varmere) end omgivelsesluften. For at den overhovedet kan stige, kræver det, at temperaturen af den omgivende luft op gennem troposfæren falder mindst lige så hurtigt, som vores termikboble bliver adiabatisk afkølet. Ellers vil boblen på et tidspunkt opleve, at den omgivende luft har samme temperatur, og dermed stoppe sin opstigning. Der er tre muligheder for temperaturgradienten:

Tilstanden i punkt 3 kaldes også inversion, fordi temperaturen opfører sig omvendt af, hvad den burde ifølge tøradiabatisk afkøling. Der findes altid et inversionslag i en eller anden højde – om ikke før, så dér hvor troposfæren ender – men den inversion, vi hyppigst støder på, er helt nede ved jorden. Denne bund-inversion oplever vi normalt om morgenen efter en klar nat, hvor luftlaget ved jorden afkøles af selve jorden. Bund-inversion over land forsvinder ret hurtigt med solen, men især om foråret kan den blive liggende længe som en dyne over koldt vand og fx ødelægge skræntflyvning.

Skew-T log(p)-diagrammet – atmosfærens tilstand

Meteorologerne har udviklet et instrument, et Skew-T log(p)-diagram, til afbildning af atmosfærens øjeblikkelige tilstand med mulighed for at konstruere sig frem til den sandsynlige udvikling. Det er et diagram, hvor man kan afbilde luftens temperatur og fugtighed i forhold til trykket (højden). Det giver os indblik i, om vi overhovedet kan forvente termik – og om det risikerer at blive farligt, fx i form af Cb-skyer.

Den røde kurve (til højre) angiver den faktiske lufttemperatur i forskellig højde. Den grønne kurve (til venstre) angiver dugpunktstemperaturen for den luft, der befinder sig i den pågældende højde, og dermed hvor meget vanddamp luften indeholder.

De vandrette linjer viser lufttrykket (fx 1000 hPa). Trykket ved jorden ændrer sig hele tiden, så man kan ikke direkte aflæse højden ud fra trykket; til højre er der alligevel angivet omtrentlige højder i fod. Temperaturlinjerne er skrå (skew = skæv): når man aflæser temperaturen af et punkt på tilstandskurven, skal man IKKE kigge i bunden af diagrammet, men lægge hovedet på skrå og se, mellem hvilke to skrå temperaturlinjer punktet befinder sig. Den røde prik, hvor temperaturkurven krydser 800 hPa-linjen, angiver således en temperatur på 5° C (lige midt mellem linjerne 0 og 10).

Knapt så skrå er de linjer, der angiver vandindholdet (gram pr. kilogram luft) ved dugpunktet. Måske overraskende falder luftens dugpunkt under opstigning – den bliver altså bedre til at holde på vandet med højden, fordi luften udvider sig, og vandmolekylerne får sværere ved at finde hinanden. Selvom dugpunktstemperaturen er cirka 8° C ved jorden, kan den samme luft have et dugpunkt på ca. 5° C ved 700 hPa.

De tør-adiabatiske linjer viser, hvordan temperaturen i en opstigende termikboble falder med højden. En fiktiv luftboble ved jorden ved ca. 23° C (den temperatur, vi forventer senere på dagen, når solen får fat) vil under opstigningen blive afkølet jævnfør tøradiabaten og på et tidspunkt "ramme" temperaturkurven for atmosfæren (ved cirka 770 hPa) og have samme temperatur som omgivelserne. Så er der ikke længere opdrift, og termikken stopper dér. Fugtadiabaterne er mere lodrette og angiver luftens temperaturfald under kondensering (skydannelse); afkølingen sker langsommere, så en boble, der begynder skydannelse, kan fortsætte op langs fugtadiabaten, indtil den rammer temperaturkurven væsentligt højere oppe (omkring 600 hPa).

Kombinerer vi vores viden: Hvis temperaturen ved jorden når de forudsagte 23 grader, kan det udløse termik. Termikboblen følger den røde tør-adiabat skråt opad mod venstre, indtil den krydser termikboblens egen dugpunktstemperatur (markeret med blåt). Når de to linjer krydser (ved ca. 760 hPa), begynder termikboblen at kondensere, dvs. skydannelse. Dermed overgår boblen til at følge den mere lodrette, fugtadiabatiske kurve, indtil den "støder ind i" atmosfærens temperaturkurve ved cirka 680 hPa, og opstigningen stopper.

Termiktyper og styrke

Som vi så på Skew-T-diagrammet, vil en termikboble som regel føre til dannelse af en cumulus-sky (Cu), når den under opstigningen når sin egen dugpunktstemperatur. Dette er den mest almindelige type, og vi kan bruge Cu-skyen til at identificere, hvor termikken er: er der en Cu-sky, er der formodentlig termik at finde nogenlunde neden under den.

Hvis opstigningen langs tør-adiabaten "støder ind i" temperaturkurven, inden boblen når sin egen dugpunktstemperatur, dannes der ingen sky, og det er væsentligt sværere for os at finde termikken. Denne type kalder vi blå termik eller tørtermik. Man kan sagtens støde på tørtermik i Danmark, men den er ekstra udpræget i store, tørre landområder som ørkener.

Termikkens styrke afhænger af mange ting: luftens instabilitet, luftmassens tryk (højtryk har tendens til mindre bobler med skarpe kanter, lavtryk producerer større bobler med blødere kanter), tidspunkt på dagen, nærhed til jorden og hvor opvarmet luften ved jorden bliver. Styrken kan udtrykkes som svag, moderat eller kraftig termik:

Type	Cu-base	Stig
Svag termik	mellem 1000 ft og 2400 ft	mindre end 2 m/sek, ofte ½–1 m/s
Moderat termik	mellem 2500 ft og 5000 ft	2–3 m/sek
Kraftig termik	over 5000 ft	mere end 3 m/sek

Synkområder er distanceflyvernes modstander nr. 1. Selv med god termik er det umuligt at undgå synkområderne, som ligger mellem termiksøjlerne; den nedadgående luftstrøm er en fysisk nødvendighed for at udligne den luft, der stiger til vejrs i termikboblerne. Kunsten ligger i at forblive i boblen og – når den forlades – at penetrere synkområdet med den ideelle hastighed. Som hovedregel: jo mere synk, desto mere accelerator for at komme igennem. Termiksøjlerne er typisk kegleformede med den smalle ende ved jordoverfladen; keglen bliver bredere og lettere at fange, jo højere man kommer op, og boblen bliver mindre turbulent og "kantet" med højden.

Farer ved termik

Der er et vist faremoment ved den turbulens og de skift i luftens bevægelsesretning, der altid er forbundet med termik. Ved indgangen til en termikboble går man fra synkende luft udenom til stig indeni; vingen møder pludselig luft, der strømmer nedefra i stedet for lige forfra, hvilket øger indfaldsvinklen og i værste fald kan give stall. Tilsvarende når man forlader boblen: vingen dykker, og for en paraglider kan det i værste fald føre til kollaps, hvis situationen ikke håndteres korrekt.

Vindstød/vindskift: På start og landing kan termik gøre livet besværligt. En termikboble, der letter i nærheden, kan skifte vindretningen fuldstændig – man kan opleve bagvind ved start, og under landing kan vinden også skifte til den stik modsatte retning, hvilket opleves som en pludselig forøgelse af gliderens synkhastighed og bringer den tættere på stall. Derfor skal man altid holde en god fart i lav højde, så der er lidt at give af.

Cb-skyer (Cumulonimbus): Det formodentlig værste fænomen, du som pilot kan komme ud for. En Cb-sky er en cumulus, der er gået amok og vokser til nærmest uhæmmet størrelse. De starter som almindelige Cu-skyer, bliver til meget høje Cumulus Congestus/Towering Cumulus (TCU) og kan til sidst overudvikle og give kraftige regnbyger, hagl og torden. Under udviklingen bliver skyen "selvforsynende" med opdrift og fungerer som en gigantisk støvsuger, der suger den underliggende luft op uden turbulens (cloud suck) – man kan blive fanget af opvinden uden mulighed for at komme ned. Inde i en Cb finder man op- og nedadgående luftstrømme med over 40 m/s (over 140 km/t). Flyv ALDRIG, hvis der er risiko for Cb-skyer.

Dust devils

Et mere eksotisk faremoment ved termik er dust devils – en lille hvirvelvind, der kan dannes, når en kraftig termikboble går, og vinden strømmer ind fra alle sider ved jorden. Selvom hvirvelvinden i sig selv typisk ikke er ret stor, har den enorme kræfter og kan nemt sende en pilot i luften på den mest uhensigtsmæssige måde. Støder man på sådan en, skal man helst slet ikke være i sit seletøj – alternativt skynde sig at kaste sig ind i midten af skærmen for at forhindre hvirvelvinden i at få fat i skærmen.

En dust devil er ikke ulig et almindeligt lavtryk i mikroformat: luften cirkulerer omkring den på præcis samme måde og af samme årsag, som vinden bevæger sig rundt om et almindeligt lavtryk, og de har fået deres navn af evnen til at hvirvle støv (foruden hø, tørt græs og hang- og paraglidere) op i luften. Spotter du under flyvning en dust devil tilpas langt under dig, ved du, at der er solid termik på vej op – 5-10 m/s er ikke unormalt. Er man ikke en nogenlunde vant termikflyver med et SIV-kursus i bagagen, er det nok bedst at holde sig på afstand.

YouTube ▶

Se video af Dust Devil (Flybubble). · Se på YouTube

Termiktegn

Først og fremmest er en god analyse af vejrprognoser og særlige prognoser for svæveflyvere et godt udgangspunkt. Men når du står på startstedet, er der visse tegn, du kan kigge efter for at finde termikken:

Coriolis-effekten – jordens afbøjende kraft

Luftens bevægelse afhænger hovedsagelig af trykfordelingen. Da et lavtryk er et område med mindre luft end et højtryksområde, vil luften naturligt søge fra det høje tryk mod det lave for at få trykforskellen jævnet ud. Men da jorden roterer "under vinden", opleves det, som om vinden bøjer af. På den nordlige halvkugle bøjes vinden altid af mod højre: Coriolis-effekten.

Den tilsyneladende afbøjning skyldes, at jordoverfladen ændrer radius i forhold til omdrejningsaksen alt efter, hvor man er på kloden. Ved ækvator er det ca. 6000 km, ved polerne 0 km. Da jorden drejer en omgang i døgnet, bevæger folk (og vind) på ækvator sig rundt om omdrejningsaksen med cirka 1700 km/t, mens én på Nordpolen bevæger sig med 0 km/t. Bevæger man sig væk fra eller mod polerne, ændrer man farten – og da ændring af fart kræver en kraft, har man "opdigtet" Coriolis-kraften, selvom den faktisk ikke findes.

Vinden strømmer højre rundt ud af et højtryk. Vind på vej mod et lavtryk afbøjes også i begyndelsen mod højre, men bliver på et tidspunkt "fanget" af kræfterne i lavtrykket: når vinden kommer tæt nok på, bliver lavtrykkets kræfter stærkere end Coriolis-kraften, og vinden ender med at dreje venstre rundt om lavtrykket, som var den fastholdt med en lasso. Tættere ved jorden taber vinden pusten på grund af gnidningsmodstanden og løber stille og roligt helt ind i centrum af lavtrykket i en spiralbevægelse.

YouTube ▶

Coriolis-effekten demonstreret. · Se på YouTube

Temperatur og trykforskelle

Vejret afhænger af en lang række faktorer: breddegrad, orografi (højde og relief), fordelingen af land-hav, bevoksning, bebyggelse m.v. Vejrets fysiske karakteristika er temperaturen, lufttrykket og luftfugtigheden. Vejret dannes grundlæggende af solens opvarmning af den nederste del af atmosfæren, troposfæren, og nat/dag, breddegrad og årstid har indflydelse på solens magt. Dermed skabes de store vejrsystemer på kloden efter relativt forudsigelige mønstre.

Global cirkulation. Ved ækvator er solindstrålingen maksimal, og den opvarmede luft sendes til vejrs i store mængder. Under opstigningen afkøles den adiabatisk, danner skyer og afgiver store regnmængder. Den nu tørre luft søger væk fra ækvator – nordpå – indtil den ved ca. den 30. breddegrad synker ned igen, hvor den opvarmes adiabatisk og bliver knastør (deraf mange ørkenområder omkring den 30. breddegrad). Dette cirkulationssystem kaldes Hadley-cellen.

Omvendt ved Nordpolen: luften bliver meget kold og tung, synker ned og strømmer sydpå, indtil den ved ca. den 60. breddegrad opvarmes tilstrækkeligt til at stige og rejse tilbage. Dette kaldes polar-cellen. Imellem de to har vi Ferrel-cellen mellem den 30. og 60. breddegrad, der næsten som et tandhjul trækkes af de to andre systemer.

Cirkulationen er også skyld i de to nordlige jetstrømme: de varme, lette luftmasser, der bevæger sig fra syd mod nord i Hadley- og Ferrel-cellen, drejer mod øst pga. Coriolis-kraften. I vores del af verden – Nordeuropa – finder vi Vestenvindsbæltet. Her dannes cykloner langs polarfronten i oceanernes vestlige del, oftest hvor en varm og en kold havstrøm mødes. I Nordatlanten dannes disse tempererede cykloner ud for Canadas østkyst, hvor den kolde Labradorstrøm og den varme Golfstrøm mødes.

YouTube ▶

Her en kort video, som viser dannelse af en tempereret cyklon. · Se på YouTube

Luftmasser og fronter

Udviklingen af tempererede cykloner har stor betydning for vejret på vore bredde- og længdegrader. Højtryk er sjældnere end de rullende frontsystemer og lavtryk. Det er praktisk som pilot at kunne analysere tegn på position af fronter og de følgende vejrfænomener.

Danmark ligger, hvor vestenvinden er fremherskende, og klimaet er tydeligt påvirket af Vesterhavet, Nordsøen og Golfstrømmen. Når vinden bevæger sig over disse fugtige havområder, opsamles meget fugt i luften, og det danske klima er derfor præget af nedbørsvejr. De første tegn på en lavtryksdannelse forekommer blot som en bugtning på polarfronten. Trykfaldet opstår som regel på grund af friktion mellem de to luftmasser – vestgående polarluft og østgående tropikluft – og bliver til en østgående bølge, i hvis top det egentlige lavtryk dannes, hvorfra der udgår både en varm- og en koldfront.

Vinden afbøjes af Coriolis-kraften og vil altid blæse mod uret omkring lavtrykssystemet. Den varme, lettere luft i varmfronten glider langsomt op over den kolde luft. De første synlige tegn på en varmfronts ankomst ses som tiltagende cirrusskyer højt oppe; senere bliver skylaget tættere, og efterhånden kommer der nedbør i form af regn eller sne, der ofte kan dække hele landet i mange timer. Efter varmfrontpassagen er vi en tid i varmsektoren med varmere, fugtig luft, og vinden er drejet en smule til højre.

Et stykke efter kommer koldfronten. Den kolde luft bag koldfronten kiler sig ind under den varme luft og sender den til vejrs, hvorved der kan dannes kraftige cumulusskyer – og sandsynligvis også cumulonimbus. Ved selve frontpassagen drejer vinden mod højre. Koldfronten er pga. den tungere luft normalt hurtigere og voldsommere end varmfronten, men også hurtigere overstået. Passage af en koldfront efterfølges i Danmark ofte af klart vejr, og vinden er drejet yderligere mod højre (op mod 30°).

Koldfronten bevæger sig hurtigere end varmfronten og indhenter den på et tidspunkt og skyder al den varme luft til vejrs. Foran varmfronten lå der også køligere luft, og de to køligere luftmasser støder nu sammen. Er den forreste luftmasse varmere end den bageste, kaldes det en varm-okklusion; er den forreste køligere, en kold-okklusion.

Konvergens og divergens

Vi taler om konvergens, hvis luften – i form af vind – støder sammen, og divergens, hvis vindene løber i hver sin retning. Lavtryk kan enten være termisk drevne eller dynamisk drevne. I sidstnævnte tilfælde forårsages lavtrykket af vinden (fx jetstrømmen) i højden: hvis luften divergerer i højden, skaber det et "sug", som forplanter sig ned gennem atmosfæren og danner et lavtryk ved jorden. Ved jorden konvergerer vinden så ind mod lavtrykket. Den opstigende luft afkøles adiabatisk, danner skyer og med god sandsynlighed også nedbør.

Tilsvarende sender en konvergens i højden luft ned gennem atmosfæren, og der opstår ved jordoverfladen et højtryk, som vinden blæser ud fra (divergens). Nedsynkende luft opvarmes adiabatisk, og der dannes derfor ikke skyer – højtryksvejr giver typisk klar himmel.

Vejret måling

Atmosfærens vejr måles overalt på jorden. Radiosonder anvendes stadig, med opsendelse over 1000 forskellige steder på jorden, 2-4 gange dagligt. Mens ballonen med sonden stiger opad, måler den vind, tryk, temperatur og fugt, og man kan ud fra disse målinger konstruere et Skew-T log(p)-diagram og dermed sige noget om luftmassens stabilitet.