sivu 271 6 Sääoppi 6.A Ilmakehä Ihmiset ovat kautta aikojen olleet kiinnostuneita omasta ympäristöstään. Vähitellen olemme kyenneet voittamaan esteet, jotka ovat rajoittaneet liikkumistamme maalla, merellä, ilmassa ja jopa avaruudessa. Kuitenkin sää yhä edelleen vaikuttaa toimintoihimme varsinkin ilmassa. Sää voi olla ystävä tai vaarallinen vihollinen; se on aina muuttuvana otettava huomioon, eikä sitä pystytä säätelemään. Sää ei tunne suosikkeja. Lentäjinä kykenemme liikkumaan ilmakehässä, mutta ilmailun valtavasta kehityksestä huolimatta sään muutokset voivat edelleen ratkaisevasti vaikeuttaa lennon suorittamista. Jokaisen lentäjän tulee olla selvillä vaikeuksista, joita sään muutokset tuovat tullessaan. Hänen pitää tuntea sääilmiöiden luonne ja olla aina valmiina tekemään oikeat ratkaisut kohdatessaan yllättäviä sään muutoksia. Lentäjän ei tarvitse olla meteorologi, mutta hänen on hyvä olla perillä tavoista, joilla säähavaintoja tehdään ja ennustuksia laaditaan. Meteorologin tehtävä on pääasiallisesti jakaa tietoa säästä. Tämän perusteella lentäjä itse päättää, voiko hän suorittaa lentonsa turvallisesti. Paitsi varsinaisia sääilmiöitä, myös muita muutoksia tapahtuu päivittäin ilmakehässä. Lämpötilan, paineen ja kosteuden muutokset vaikuttavat lentokoneen ominaisuuksiin. Jos lentäjä ei tunne ilmakehää, hänen on mahdoton ymmärtää koneensa suorituskykyä, sekä moottorin ja mittareiden toimintaa. Tässä kurssissa esiintyvän säätiedon tarkoituksena on opettaa lentäjää toimimaan yhteisymmärryksessä ilmakehässä tapahtuvien ilmiöiden kanssa. 6.A.1 ILMAKEHÄ Ilmakehään tutustuminen on ensi askeleita lentäjän koulutuksessa. Ilmakehä ulottuu maapallon pinnasta satojen kilometrien korkeuteen, eikä sillä ole tarkkaan määriteltyä ylärajaa. Koska tihein osa ilmakehää on maanpinnan läheisyydessä, on puolet ilman massasta 18 000 jalan alapuolella. Maapallon pyöriessä avaruudessa ilmakehä pyörii sen mukana. Sen lisäksi ilmakehässä on suuren mittakaavan virtauksia, jotka liikkuvat vakituista rataansa jatkuvasti sekä vaaka- että pystysuoraan. Tätä liikettä kutsutaan ilmakehän kierroksi. Sen saa aikaan pääasiallisesti lämpötilaerot maan pinnalla. 6.A.2 ILMAKEHÄN KEMIALLI- NEN KOOSTUMUS Kuva 3-61 Ilma on kaasuseos, jossa eri kaasut esiintyvät läpi koko ilmakehän suurin piirtein samoina prosenttimäärinä. Tilavuusyksikkö ilmaa sisältää 21% happea ja 78 % typpeä; jäljelle jäävä 1% muodostuu pienistä osista eri kaasuja. Näistä tärkeimmät ovat hiilidioksidi ja otsoni (kuva 3-61) Ilmakehän alimmat kerrokset sisältävät myös vaihtelevia määriä vesihöyryä. Ilman kyky säilyttää vesi höyrymäisenä (näkymätön kaasumuoto) riippuu lämpötilasta. Mitä korkeampi lämpötila, sitä enemmän ilma kykenee
sivu 272 säilyttämään vesihöyryä näkymättömässä muodossa. Kaasuseoksen ja vesihöyryn lisäksi ilmassa on aina pieni mutta merkittävä määrä kiinteitä hiukkasia kuten savua, suolahiukkasia ja siitepölyä. Nämä toimivat ns. tiivistyskeskuksina, joiden ympärille vesihöyry voi tiivistyä näkyvään muotoon. Tiivistyskeskusten esiintyminen on näin ollen erittäin merkityksellistä erilaisten sääilmiöiden synnylle. Epäpuhtaudet vaikuttavat myös näkyvyyteen. Joillakin teollisuusalueilla näkyvyys saattaa laskea savun tai autereen takia alle näkölento-olosuhteiden. 6.A.3 ILMAKEHÄN ERI KERROK- SET Sääilmiöt, joihin tässä kurssissa perehdytään, tapahtuvat ilmakehän alimmassa kerroksessa. Tätä kerrosta kutsutaan troposfääriksi. Troposfäärin korkeus vaihtelee n. 28 000 jalasta 55 000 jalkaan siten, että se ulottuu päiväntasaajalla ylemmäksi kuin navoilla. Lisäksi sen korkeus vaihtelee jonkin verran vuodenaikojen mukaan. Kesällä troposfäärin yläraja on korkeammalla kuin talvella. Merkityksellistä troposfäärin alueella on lämpötilan lasku korkeuden kasvaessa. Standardi lämpötilan aleneminen (standard lapse rate) on 2 C / 1000 jalkaa. Troposfäärin yläraja on nimeltään tropopausi. Tropopausipinta ei ole yhtenäinen pinta läpi koko ilmakehän vaan siinä esiintyy selviä katkoja (kuva 3-62). Troposfääri päättyy tropopausiin ja siitä alkaa ilmakehän toinen kerros, stratosfääri. Stratosfääri jatkuu n. 60-80 km korkeuteen. Sen alueilla ei enää esiinny sääilmiöitä ja lento-olosuhteet ovat tasaiset. Lämpötila ei stratosfäärissä laske yhtä nopeasti kuin troposfäärissä vaan kääntyy selvään nousuun ylempänä stratosfäärissä. Stratosfäärin yläpuolella esiintyy useita erilaisia kerroksia, joista ionosfäärillä on erityisiä ominaisuuksia. Ionisoituneet osaset kykenevät heijastamaan radioaaltoja takaisin maanpinnalle. Lisäksi revontulet muodostuvat tässä kerroksessa magneettisten häiriöiden tuloksena (kuva 3-63).
sivu 273 Kuva 3-62
sivu 274 Kuva 3-63 Ionosfäärin yläpuolella on kerros nimeltään exosfääri. Exosfäärissä kaasujen eri osaset ovat kuitenkin eronneet toisistaan niin kauas, että sitä voidaan pitää pikemmin ulkoavaruuden alimpana kerroksena kuin ilmakehään kuuluvana. 6.A.4 LÄMPÖTILA Lämpötilan muutokset vaikuttavat säähän kaikkialla ilmakehässä. Auringosta maahan tuleva lämpöenergia on epäsuorasti yhteydessä kaikkiin sään muutoksiin. Auringon säteilyä kutsutaan sisäänsäteilyksi. Ulossäteilyksi kutsutaan sitä, kun maa luovuttaa päivällä keräämänsä lämmön takaisin avaruuteen. 6.A.5 LÄMPÖTILAN MITTAAMI- NEN Lämpötila on lämmön tai kylmyyden mitta. Sen suuruus ilmoitetaan asteina Celsiusta. Lämpötila-asteikkona voidaan käyttää myös Fahrenheit- ja Kelvin-asteikkoja, mutta lentosääpalvelussa Euroopan maissa on siirrytty käyttämään ainoastaan Celsius-asteita mitattaessa lämpötilaa sekä maan pinnalla että ylemmässä ilmakehässä. 6.A.6 LÄMMÖN SIIRTYMINEN Kaikki lämpö tulee maahan auringosta. Maanpinnalle saapunut lämpöenergia kykenee kuitenkin siirtymään kolmella eri tavalla: Säteilemällä Johtumalla Ilman liikkeen avulla. Auringosta maahan saapuva säteily on osittain valon muodossa tapahtuvaa lyhytaaltosäteilyä. Ilmakehä pystyy kuitenkin absorboimaan tästä säteilystä vain osan. Suurin osa absorboituu maahan, joka näin lämpiää. Maanpinta taas säteilee pitkäaaltosäteilynä lämpöä ilmakehän alimpiin osiin, jotka tämän seurauksena lämpiävät. Maan pinnalta lähtevä säteily siis lämmittää ilmakehän alimmat kerrokset. Johtumisella tarkoitetaan lämmön siirtymistä kahden välittömästi toistensa kanssa kosketuksessa olevan aineen välillä. Johtumisella ilmakehässä on vaikutusta ainoastaan aivan alimpaan ilmakerrokseen, sillä ilma johtaa erittäin huonosti lämpöä. Ilman vaakasuoran virtauksen seurauksena tapahtuvaa lämpötilan muutosta kutsutaan advektioksi. Lämpöenergiaa siirtyy näin paikasta toiseen. Jos saapuva ilma on edeltävää lämpimämpää on kysymys lämpimästä advektiosta ja vastaavasti kylmän ilman liikkuessa paikkakunnalle sanotaan tapahtuvan kylmää advektiota. Lämmön siirtymistä pystysuoraan kutsutaan konvektioksi. Konvektiota tapahtuu esimerkiksi maaston epätasaisen lämpenemisen seurauksena. Lämmin ympäristöä kevyempi ilma lähtee nousevaan liikkeeseen. Turbulenssi eli pyörteisyys aiheuttaa niin ikään lämpötilan muutoksen sekoittavan vaikutuksensa ansiosta.
sivu 275 6.A.7 VUOROKAUTISET LÄMPÖ- TILAN VAIHTELUT Lämpötilan muutos yön ja päivän välillä saattaa olla erittäin huomattava. Siihen vaikuttavat monet eri tekijät kuten vuodenaika, maanpinnan laatu, pilvisyys ja tuulen voimakkuus. Suurimmillaan vuorokautinen lämpötilaero voi olla jopa 30 C. Suurimmat erot saavutetaan, kun taivas on pilvinen ja tuuli heikko. Alustan laatu vaikuttaa eron suuruuteen niin, että esimerkiksi hiekan tai kalliopinnan yläpuolella erot ovat suuria kun taas meri pyrkii tasoittamaan vuorokautisia lämpötilan vaihteluja. Lentäjän tulee olla hyvin perehtynyt lämpötilan käyttäytymiseen, koska lämpötila vaikuttaa lentokoneen suoritusarvoihin. 6.A.8 PYSTYSUORAT LÄMPÖTI- LAN VAIHTELUT Troposfäärissä lämpötila yleensä laskee korkeuden kasvaessa. Tätä pystysuoraa lämpötilan muutosta kutsutaan lämpötilagradientiksi. Sen suuruus vaikuttaa esimerkiksi 0 C-rajan korkeuteen, turbulenssin esiintymistodennäköisyyteen, pilvimuodostukseen ja moniin muihin tekijöihin. Näin ollen lentäjän on tarkoituksenmukaista perehtyä tähän käsitteeseen. Lämpötilagradientti vaihtelee päivittäin suurissakin rajoissa. Joskus lämpötilan muutos on 3 C/1000 ft, joskus taas ainoastaan 1 C/1000 ft. Havaintoja lämpötilan käyttäytymisestä tehdään päivittäin tuhansilla havaintopaikoilla eri puolilla maapalloa ja näistä on havaittu, että keskimääräinen lämpötilan lasku troposfäärissä on 2 C/1000 ft. Tämän suuruista lämpötilan laskua kutsutaan standardi -lämpötilagradientiksi. Todellisuudessa tavataan standardin suuruista lämpötilan laskua erittäin harvoin. Paikallinen lämpötilagradientti riippuu maanpinnalle saapuvan ja sieltä lähtevän lämpöenergian määrästä sekä ilman vaakasuorasta eli horisontaalisesta ja pystysuorasta eli vertikaalisesta liikkeestä. Troposfäärissä tavataan usein kerroksia, joissa lämpötila nousee korkeuden kasvaessa. Tällaista kerrosta kutsutaan inversiokerrokseksi. Lämpötilagradientti on silloin negatiivinen. Inversiota esiintyy usein, mutta ne ovat yleensä ohuita kerroksia. Yleisin syy inversion muodostumiseen on maanpinnan ulossäteily. Pilvettöminä öinä maanpinta säteilee lämpönsä takaisin avaruuteen ja jäähtyy näin jäähdyttäen samalla alimmat ilmakerrokset. Sitä mukaa kuin maa menettää lämpöään inversio syvenee. Jos vallitsee kohtalainen tuuli, turbulenssi saattaa sekoittaa kylmän ilman maanpinnan lähellä yläpuolella olevaan lämpimämpään ilmaan, eikä maanpintainversiota synny. Tällaisessa tapauksessa inversio saattaa nousta muutamia satoja jalkoja maanpinnan yläpuolelle, jossa turbulenssin sekoittavaa vaikutusta ei enää esiinny. Tällainen inversio on nimeltään yläinversio. Toinen tavallinen syy inversion muodostumiseen on lämpimän ilman siirtyminen kylmän päälle tai kylmän ilman tunkeutuminen lämpimän alle. Näin syntyy ns. rintamainversio. Inversioiden alapuolella esiintyy usein heikkoa näkyvyyttä savun, sumun tai matalan pilven muodossa ja lento-olosuhteet ovat hyvin tasaiset. 6.A.9 PAINE Paineella tarkoitetaan voimaa pinta-alayksikköä kohti. Sen suuruus voidaan ilmoittaa esimerkiksi kilopondeina neliösenttimetriä kohden. Kilopondi, jota käytetään voiman yksikkönä, vastaa suuruudeltaan paremmin tunnettua kilogrammaa, jota käytetään massaa mitattaessa. Ilmakehässä erotetaan kaksi eri tyyppistä painetta: staattinen paine ja dynaaminen paine. Staattista painetta kutsutaan yleisimmin ilman paineeksi. Se on sama kuin poikkileikkaukseltaan neliösenttimetrin kokoisen, aina ilmakehän ylärajalle ulottuvan ilmapilarin paino. Ilman paine vaikuttaa kaikkiin suuntiin yhtä voimakkaasti, joten me emme kykene sitä tuntemaan, vaikka se keskimääräisen merenpinnan koreudella on n. 1 kilopondi/cm². Dynaaminen paine taas aiheutuu ilman vaakasuorasta liikkeestä ja kohdistuu aina tiettyyn suuntaan. Dynaamisen paineen vaikutuksen tunnet esimerkiksi ajaessasi polkupyörällä. 6.A.10 PAINEEN MITTAAMINEN Ilmanpaineen mittauksessa käytetään barometrejä eli ilmapuntareita. Vanhin ja yhä käytössä oleva tapa mitata ilmanpainetta on asettaa elohopeaa täynnä oleva lasiputki avonaiseen astiaan, jossa myös on elohopeaa. Tällöin elohopea putkessa asettuu siten, että sen paino vastaa avonaisen astian yläpuolella olevan ilman painoa (kuva 3-64). Toinen yleisesti käytetty painemittari on aneroidibarometri. Se on tehty yhdestä tai useammasta suljetusta metallikennosta, joista ilma on osittain poistettu. Nämä kennot ovat erittäin joustavia ja pystyvät näin ollen
sivu 276 mittaamaan ulkopuolella tapahtuvia paineen muutoksia(kuva 3-65). Kuva 3-64 6.A.11 PIIRTÄVÄ ANEROIDIBA- ROMETRI Kuva 3-65 Aneroidibarometri ei ole yhtä tarkka kuin elohopeabarometri, mutta sen etuna on pieni koko, joten sitä on ruvettu käyttämään painemittarina lentokoneen korkeusmittareissa. Paineen mittauksessa käytettävät yksiköt on alunperin saatu mittaamalla lasiputkessa olevan elohopeapatsaan pituutta ja ilmoit-
sivu 277 tamalla paine millimetreinä tai tuumina elohopeaa. Tämä tapa ei kuitenkaan annan oikeata kuvaa paineesta, sillä paineen mittauksessa on kysymys elohopeapatsaan painosta eikä sen pituudesta. Tästä syystä onkin vähitellen luovuttu pituusyksiköistä ja ryhdytty käyttämään paineen mittayksikkönä hpa. Se mittaa voimaa, jolla ilmapatsas painaa pinta-alayksikköä kohden. Koska korkeusmittareiden asteikoissa edelleen on käytössä erilaisia paineen mittayksiköitä, on tässä syytä esittää näiden keskinäinen riippuvuus: 1 hpa = 3/4 millimetriä elohopeaa = 0,03 tuumaa elohopeaa. Keskimääräisellä merenpinnalla on standardipaineeksi määrätty 1013,2 hpa. Korkeuden kasvaessa paine pienenee n. 33 hpa 1000 jalkaa kohden. 6.A.12 ILMANPAINE JA ILMAN TIHEYS Ilman tiheydellä tarkoitetaan tilavuusyksikössä olevaa ilmamäärää. Kun ilmanpaine pienenee ylöspäin mentäessä, myös ilman tiheys pienenee samassa suhteessa. Maanpinnalla vallitsevasta tiheydestä on 20 000 jalan korkeudella jäljellä enää puolet. Myös lämpötilan muutokset vaikuttavat ilman tiheyteen. Jos paine pysyy vakiona, ilman tiheys pienenee lämpötilan kasvaessa ja vastaavasti suurenee lämpötilan laskiessa. Ilman tiheys on siis suoraan verrannollinen ilmanpaineeseen ja kääntäen verrannollinen ilman lämpötilaan. Seuraavassa opetusjaksossa 4 A kerrotaan paineen, tiheyden, ja lämpötilan vaikutuksesta lentokoneen suoritusarvoihin ja korkeusmittarin lukemien luotettavuuteen. 6.A.13 SÄÄHAVAINTOPAIKALLA MITATTU PAINE Säähavaintopaikalla mitattavaan paineeseen vaikuttavia tekijöitä ovat se, kuinka paljon keskimääräisen merenpinnan yläpuolella havaintopaikka on, gravitaatio- eli maan vetovoiman suuruus, sekä havaintoaseman yläpuolella olevan ilman määrä. Standardiolosuhteissa paine on pienempi korkealla sijaitsevilla havaintopaikoilla kuin alempana olevilla. Koska ilma ohenee korkeuden kasvaessa, painaa lähellä keskimääräistä merenpintaa sijaitsevien havaintoasemien yläpuolella oleva ilma enemmän kuin korkeammalla olevien. Painetta mitataan kaikkialla maailmassa säähavaintoasemilla. Sen muuttumisen jollakin tietyllä asemalla saa aikaan kolme eri syytä: jonkin painekuvion esimerkiksi matalapaineen saapuminen havaintopaikalle, paineen muuttuminen painekuvion sisällä (esimerkiksi matalapaineen syveneminen) sekä vuorokauden ajasta johtuvat muutokset. Kun esimerkiksi matalapaine lähestyy havaintopaikkaa, saattaa paine laskea muutamassa tunnissa useita hpa. Jatkuvasti tehtävillä painehavainnoilla voidaan seurata painekeskusten liikkeitä ja niissä tapahtuvia paineen vaihteluja. Kuten edellä mainittiin, paine vaihtelee myös vuorokauden ajan mukaan. Se on alimmillaan iltapäivän myöhäisinä tunteina ja erittäin aikaisin aamulla. On tärkeätä huomioida, että vuorokautinen paineenvaihtelu on normaalia, eikä iltapäivällä esiintyvän muutaman hpa paineen laskun tarvitse merkitä esimerkiksi matalapaineen lähestymistä. 6.A.14 PAINE KESKIMÄÄRÄI- SELLÄ MERENPINNALLA ELI QFF Säähavaintoasemalla mitatulla paineella on kuitenkin sään ennustajalle hyvin vähän merkitystä, ellei siihen tehdä korjauksia, joiden avulla paine saadaan vertailukelpoiseksi muilla asemilla mitattavien paineiden kanssa. Painehan on normaalisti pienempi korkealla kuin matalalla. Vasta siinä tapauksessa, että kaikki havaintopaikat sijaitsisivat keskimääräisellä merenpinnan korkeudella saataisiin kuva todellisesta painejakautumasta. Sen tähden on erittäin tärkeätä suorittaa mitattuun paineeseen korjaus, jolla eliminoidaan havaintoasemien korkeuseroista johtuvat paine-erot. Kuten aikaisemmin on kerrottu, vastaa 1 hpa 27 jalkaa. Jos ajatellaan havaintopaikkaa, joka on 2000 jalkaa merenpinnan yläpuolella, olisi korkeudesta johtuva paine-ero 74 hpa. Näin ollen asemalla mitattuun paineeseen tulee lisätä 74 hpa, jotta saataisiin paine keskimääräisellä merenpinnalla. Tämä oli ainoastaan yksinkertainen esimerkki paineen korjaamisesta. Todellisuudessa korjaukset ovat mutkikkaampia, koska painetta keskimääräiselle merenpinnalle laskettaessa joudutaan ottamaan huomioon myös muita tekijöitä, kuten esimerkiksi lämpötila. 6.A.15 ERILAISET PAINEKUVIOT Pyrittäessä selvittämään painejakautumaa sääkartalla käytetään isobaareja. Ne yhdistävät sääasemat, joilla paine on sama. Latinankielinen sana "iso" tarkoittaa yhtenäinen ja "bar" on barometrin osoittama painelukema. Isobaarit eli saman paineen käyrät
sivu 278 antavat helposti luettavan kuvan paineen jakautumisesta sääkartalla. Meillä Suomessa isobaarit piirretään sääkartalle yleensä viiden hpa:n välein. Painekuvioita on neljä päätyyppiä: Matalapaine alue, jota ympäröi kaikkialla korkeampi paine. Korkeapaine alue, jota ympäröi kaikkialla matalampi paine. Sola matalapaineesta erottuva mutka isobaareissa. Selänne korkeapaineesta erottuva mutka isobaareissa. Kuva 3-66 Kuvassa (3-66) voit nähdä erilaiset painekuviot. Huomaa, että tuuli puhaltaa pohjoisella pallonpuoliskolla vastapäivään matalapaineen ympäri. Yleensä matalapaineen sää on lentäjän kannalta huonoa. Matalat pilvet, huono vaakanäkyvyys, sade tai lumisade sekä voimakkaat tuulet vaikeuttavat usein VFR- lennon suorittamista matalapaineen alueella. Korkeapaineen ympäri tuuli kiertää myötäpäivään pohjoisella pallonpuoliskolla. Sääolosuhteet korkeapaineessa ovat normaalisti huomattavasti matalapaineessa esiintyviä paremmat. Tuuli on heikko, pilviä esiintyy yleensä vähän ja näkyvyys on myös useimmiten parempi. Matalapaineen solassa esiintyvä sää on usein verrattavissa varsinaisessa matalapaineessa vallitseviin olosuhteisiin. Samoin korkeapaineen selänteessä vallitsee usein lentäjän kannalta mukava sää.
sivu 279 6.A.16 LAAJAMITTAINEN ILMAN KIERTOLIIKE ELI SIRKULAA- TIO Ilmakehän sirkulaatio on auringosta saatavan energian ylläpitämää ilman laajamittaista liikettä ilmakehässä. Päiväntasaajalla sijaitsevat alueet ottavat huomattavasti enemmän auringon säteilyä vastaan kuin napa-alueet. Tämä epätasainen lämmön jakautuminen saa aikaan sen että ilma lähtee kiertoliikkeeseen. Kiertoa vaikeuttavat kuitenkin maanpinnan epähomogeeninen laatu, maasto sekä muut paikalliset tekijät. Näin ollen on helpointa tarkastella ensin sirkulaatiota sellaisessa tapauksessa, että maapallo ei pyöri ja sen pinta on yhtenäinen. Kuva 3-67 Yksinkertaistettu kiertoliike on esitetty kuvassa 3-67. Päiväntasaajalla oleva ilma lämpiää ja lähtee kevyempänä nousemaan ylöspäin. Se virtaa kohti napa-alueita ja jäähtyy niiden yläpuolella. Jäähtynyt ilma painuu alas ja lähtee jälleen kohti päiväntasaajaa lämmetäkseen siellä uudestaan. Näin prosessi jatkuu. Tätä yksinkertaistettua kiertoa voidaan verrata liekin yläpuolelle asetettuun vesikattilaan. Kun vesi kattilan keskellä lämpiää sen tiheys pienenee ja se lähtee nousemaan ylöspäin kohti pintaa. Pinnassa se liikkuu kohti reunoja jäähtyen samalla. Jäähtyessään veden tiheys jälleen kasvaa, kunnes se raskaampana jälleen painuu reunoja pitkin kohti pohjaa (kuva 3-68). Kuva 3-68 Edellä kuvattu yksinkertainen kiertoliike kuitenkin monimutkaistuu maapallon pyörimisen vaikutuksesta. Pyörimisliike vaikuttaa siten, että ilma ei virtaa suoraan päiväntasaajalta kohti napoja, vaan muuttaa liikesuuntaansa pohjoisella pallonpuoliskolla oikealle. Tämän muutoksen aikaansaavaa voimaa kutsutaan coriolisvoimaksi. Vastaavasti coriolisvoima vaikuttaa myös kylmään ilmaan, joka matkaa navoilta kohti päiväntasaajaa, muuttamalla myös sen suuntaa
sivu 280 oikealle. Eteläisellä pallonpuoliskolla coriolisvoiman vaikutus on päinvastainen eli ilma pyrkii sen vaikutuksesta muuttamaan suuntaansa vasemmalle. Juuri coriolisvoima saa aikaan myös sen, että tuuli pohjoisella pallonpuoliskolla kiertää matalapainetta vastapäivään ja korkeapainetta myötäpäivään. Kuva 3-69 6.A.17 TEORIA KOLMEN SOLUN KIERTOLIIKKEESTÄ Kolmen solun kiertoteorian mukaan maapallo on jaettu kuuteen eri vyöhykkeeseen, joista kolme on pohjoisella pallonpuoliskolla ja kolme eteläisellä. Rajat ovat: ekvaattori, 30 leveysaste ja 60 leveysaste. Tässä esitetty kuvaus rajoittuu ainoastaan pohjoiseen pallonpuoliskoon, koska todennäköisesti suoritat valtaosan lennoistasi siellä (kuva 3-69). Päiväntasaajalle tulee suuri määrä säteilyä lämmittäen siellä olevan ilman. Tämän seurauksena ekvaattorille muodostuu laaja matalapaineiden vyö, jota kutsutaan ekvatoriaaliseksi solaksi. Matalapaineiden alueelta ylöspäin noussut ilma lähtee virtaamaan ensin kohti pohjoista, mutta coriolisvoima saa sen kääntymään itäänpäin ja se kasaantuu valtamerien yläpuolelle 30 leveysasteen vaiheilla. Osa tästä ilmasta jäähtyy jo tässä vaiheessa kylliksi lähteäkseen painumaan alaspäin. Näille alueille muodostuu näin ollen subtrooppinen korkeapainevyö. Osa alaspainuneesta ilmasta lähtee virtaamaan takaisin kohti päiväntasaajaa muodostaen ensimmäisen kolmesta kiertosolusta. Ilman matkatessa kohti etelää coriolisvoima kääntää sen jälleen oikealle siten, että tuuli todellisuudessa puhaltaa koillisesta. Näitä tuulia kutsutaan yleisesti pasaatituuliksi. Loppu subtrooppisella korkeapaineiden alueella jäähtyneestä ilmasta jatkaa matkaansa kohti pohjoista muodostaen osan toista solua kääntyen oikealle ja muodostaen näin länsituulten alueen. Kolmas solu on 60 leveysasteen ja napa-alueiden välissä. Pohjoiseen virtaava ilma kiertyy itäänpäin kohti pohjoisnapaa, kerääntyy siellä yhteen ja lähtee painumaan alaspäin. Lähellä pintaa se jäähtyy voimakkaasti ja muodostaa näin korkeapaineen alueen. Tämä voimakkaan korkeapaineen alue saattaa ulottua jopa 60 leveysasteelle asti, mutta paine etelämpänä on kuitenkin yleensä pienempi kuin navalla. Napa-alueiden kylmän ilman etelärajaa kut-
sivu 281 sutaan polaaririntamaksi. Se on pohjoisesta virtaavan erittäin kylmän ja länsituulten tuoman lämpimämmän ilman raja. 6.A.18 PAINEGRADIENTTI Jos maapallo ei pyörisi, ilma pyrkisi virtaamaan korkeapaineen alueelta suoraan kohti matalapainetta. Painegradientilla tarkoitetaan paineen muutosta matkan yksikköä kohti ja painegradienttivoiman suuruudesta riippuu näin ollen tuulen voimakkuus. Isobaarien etäisyydestä sääkartalla voi nähdä paine-eron suuruuden. Jos isobaarit ovat harvassa, on painegradientti pieni ja sen seurauksena tuuli heikko. Vastaavasti tiheässä olevat isobaarit ovat merkkinä voimakkaasta tuulesta. Painegradientin suuruus siis antaa meille kuvan tuulen voimakkuudesta. Kuva 3-70 Pohjoisella pallonpuoliskolla tuuli pyrkii coriolisvoiman vaikutuksesta kääntymään oikealle, jonka vuoksi se todellisuudessa puhaltaa isobaarien suuntaisena. Oletetaan, että isobaarit korkea- ja matalapaineen keskusten välillä ovat suoria ja yhdensuuntaisia kulkien itä-länsi suunnassa. Kuvan 3-70 esimerkissä matalapaine on pohjoisessa ja korkea etelässä. Kun painegradienttivoima alkaa siirtää ilmaa korkeapaineesta kohti matalapainetta, coriolisvoima kääntää sen liikesuuntaa kohti itää. Kuvasta nähdään, että tuuli puhaltaa silloin suoraan lännestä itään isobaarien suuntaisena. Jos isobaarit ovat suoria tuuli on yhdensuuntainen niiden kanssa. Coriolisvoima siis vaikuttaa tuulen suuntaan, mutta ei sen nopeuteen (kuva 3-70). 6.A.19 KESKIPAKOVOIMA Keskipakovoima vaikuttaa, kun isobaarit ovat kaarevia esimerkiksi korkea- ja matalapaineiden keskusten ympärillä. Tuuli pyrkii silloin kääntymään hiukan painekeskuksista ulospäin. Keskipakovoiman vaikutus on kuitenkin hyvin pieni ja tuulen suunta poikkeaa merkittävästi isobaarien suunnasta ainoastaan silloin kun isobaarit ovat jyrkästi
sivu 282 kaarevia. 6.A.20 KITKAN VAIKUTUS Ilman ja maan pinnan välinen kitka pyrkii hidastamaan ilman liikettä. Coriolisvoima on riippuvainen tuulen voimakkuudesta, joten tuulta hidastava voima vaikuttaa myös siihen. Näin ollen coriolisvoima heikentyy ja aiheuttaa sen, että maanpintatuulet muodostavat isobaarien kanssa n. 10 30 kulman. Maanpintatuuli puhaltaa samoin hiukan korkeapaineesta ulospäin ja valtaavasti jonkin verran matalapaineen keskukseen sisäänpäin. Poikkeaman suuruus isobaarien suunnasta riippuu alla olevan maanpinnan laadusta. Vesistöjen yläpuolella se saattaa olla vain n. 10, kun taas erittäin epätasaisen maaston yläpuolella poikkeama voi olla jopa 30-40. Kitkavoima vaikuttaa tehokkaimmin aivan maan pinnan läheisyydessä ja heikkenee korkeammalla. Noin 2000 ft korkeudessa sen vaikutus lakkaa ja sitä korkeammalla voidaan olettaa tuulen puhaltavan isobaarien suuntaisena. heikko eikä sateita esiinny. 6.A.22 PAIKALLISET TUULET Paikallisiin tuuliin vaikuttavat maantieteelliset tekijät. Jollekin paikkakunnille tyypilliset tuulet saattavat muodostua esimerkiksi vuoristojen, suurten vesistöjen tai laaksojen vaikutuksesta. Tällaiset tekijät vaikuttavat tietenkin myös sääilmiöihin. 6.A.21 SYKLOONIT JA ANTISYK- LOONIT Syklooneiksi kutsutaan matalapaineita, kun taas antisyklooneilla tarkoitetaan korkeapaineita. Muutokset säässä tapahtuvat usein sykloonien tai antisykloonien vaeltaessa paikasta toiseen. Meillä Suomessa painekuviot liikkuvat yleensä lännestä kohti itää länsivirtausten mukana ja tuovat tullessaan muutoksia tuulen voimakkuudessa, lämpötiloissa ja varsinaisissa sääilmiöissä. Sykloonien ja antisykloonien mukana siirtyy suuret määrät lämpöenergiaa paikasta toiseen. Sykloonien halkaisija saattaa vaihdella muutamasta sadasta kilometristä muutamaan tuhanteen kilometriin. Antisykloonit taas peittävät usein kymmenkertaisia alueita verrattuna syklooneihin. Koska coriolisvoima pohjoisella pallonpuoliskolla vaikuttaa siten, että tuuli puhaltaa korkeapaineen ympäri myötäpäivään ja matalapaineen ympäri vastapäivään, voit tämän säännön mukaisesti lennolla paikantaa matalapaineen tarkkailemalla tuulen suuntaa. Jos koneesi sortuu lennolla oikealle, voit olla varma siitä että matalapaine sijaitsee suoraan edessäsi. Samalla tavoin, jos sinulla on myötätuuli matkalennollasi, voit päätellä, että matala on vasemmalla puolellasi ja korkea oikealla. Sykloonien yhteydessä esiintyy yleensä huonoa säätä: tuuli on kova ja sateet huonontavat näkyvyyttä. Antisyklooneissa on harvoin merkittäviä sääilmiöitä: tuuli on yleensä
sivu 283 6.A.23 MAA- JA MERITUULI Kuva 3-71 Koska maa- ja vesipinnat lämpiävät eri tavalla, vaihtelee konvektion eli ilman lämpiämisestä johtuvan pystysuoran virtauksen voimakkuus erilaisten alustojen yläpuolella. Merituulet johtuvat maanpinnan nopeasta lämpiämisestä. Päivällä maan pinta lämpiää auringon säteilyn vaikutuksesta nopeammin kuin vesi, ja tällöin maan pinnan yläpuolella oleva ilma lähtee nousemaan. Mereltä virtaa maalle viileämpää ilmaa, joka vuorostaan taas lämpiää (kuva 3-71). Yöllä maa luovuttaa lämpönsä nopeammin kuin vesi ja silloin tapahtuu lämpimän vesipinnan yläpuolella konvektiota ja maalta virtaa kylmää ilmaa tilalle. Näin muodostuu maatuuli (kuva 3-72).
sivu 284 Kuva 3-72 6.A.24 VUORISTOTUULI Päivällä vuoren rinteet lämpiävät säteilyn vaikutuksesta nopeasti lämmittäen niiden läheisyydessä olevan ilman. Se nousee ylöspäin ja näin muodostuu laaksotuuleksi kutsuttu virtaus (kuva 3-73). Kuva 3-73 Yöllä vuoristo jäähtyy ulossäteilyn seurauksena ja kylmä, raskas ilma lähtee valumaan alaspäin, tätä liikettä kutsutaan vuoristotuuleksi. Vuoristotuuli on yleensä voimakkaampi kuin laaksotuuli. Suomessa vuoristotuulia tavataan ainoastaan Lapissa ja sielläkin niiden merkitys on vähäinen (kuva 3-74).
sivu 285 6.B Pilvet Kuva 3-74 Opetusjakson 3 osassa B käsiteltiin ilmakehää ja niitä tapahtumia, jotka vaikuttavat sääilmiöiden syntyyn ja muutoksiin. Tässä kappaleessa on tarkoitus perehtyä siihen, miten sää vaikuttaa lento-olosuhteisiin. 6.B.1 ILMAKEHÄN TASAPAI- NOTILA Normaalisti ilma pyrkii virtaamaan vaakasuoraan. Ilmakehän tasapainotila kuvaa sen kykyä liikkua myös pystysuoraan. Jos ilman tila on stabiili eli vakaa se pyrkii vastustamaan kaikkea sekä ylös- että alaspäin tapahtuvaa liikettä. Jos esimerkiksi vuorenseinämä pakottaa ilman nousemaan rinnettä ylöspäin, se pyrkii stabiilissa tasapainotilassa kuitenkin mahdollisimman nopeasti palaamaan takaisin vaakasuoraan virtaukseen. Labiilissa eli epävakaassa tilassa oleva ilma taas kykenee liikkumaan sekä ylös- että alaspäin. Tämä tekee ilmasta pyörteisen ja ylöspäin menevien virtausten tuloksena saattaa kehittyä esimerkiksi ukkosta. Ilmakehän tasapainotila määräytyy pystysuoran lämpötilagradientin mukaan. Kun ilma on lämmintä, sen tiheys on pienempi kuin kylmän ilman. Näin ollen se on myös kevyempää kuin kylmä ilma. Auringon säteilyn lämmittäessä maata lämpiävät myös alimmat ilmakerrokset. Lämmennyt ilma laajenee ja tulee kevyemmäksi. Tällöin ympäröivä kylmempi ilma pakottaa sen nousemaan ylöspäin. Käytännön syistä sanotaan ilman olevan vain joko stabiilia, labiilia tai ehdollisesti labiilia. Stabiili ilma vastustaa kaikkia pystysuoria liikkeitä. Jos jokin voima siirtää sitä lähtöasemastaan, se palaa heti takaisin kun tämän voiman vaikutus lakkaa. Labiili ilma ei vastusta pystysuoria liikkeitä. Jos jokin nostava voima panee sen liikkeeseen, se pyrkii jatkamaan tätä liikettä. Ehdollisesti labiili ilma taas tulee vesihöyryn kyllästämäksi, jolloin tiivistymisen yhteydessä vapautuu latenttilämpöä. Sen jälkeen ehdollisesti labiili ilma käyttäytyy kuten labiilikin. Ilman tasapainotilaa voidaan tutkia vertaamalla lämpötiloja eri korkeuksilla. Koska ilman tila muuttuu pystysuoran lämpötilagradientin mukana, voidaan lämpötilagradientin eri korkeusväleillä tapahtuvien muutosten avulla määritellä ilman tasapainotila. 6.B.2 ILMAKEHÄN VESI Ilmakehässä on aina jossain määrin vettä, koska 70 % maapallon pinnasta on veden peittämää. Nestemäinen vesi muuttuu vesihöyryksi haihtumalla ja sitä joutuu ilmakehään ilman vertikaaliliikkeiden kuljettamana. Vesi saattaa ilmassa esiintyä kolmessa eri muodossa: kiinteänä, nestemäisenä ja näkymättömänä vesihöyrynä. Lumi, kuura, rakeet ja jääkiteistä muodostuneet pilvet ja sumut ovat kiinteää vettä. Nestemäisenä sitä taas esiintyy sateen, tihkusateen ja kasteen muodossa sekä erittäin pieninä pisaroina, jotka muodostavat pilven tai sumun. Näkymättömässä muodossaan vesi on kaasumaista.
sivu 286 Melkein kaikki ilmakehän vesi on sen alimman kerroksen, troposfäärin, alueella. Joskus harvoin vesihöyryä on tavattu myös stratosfäärin alimmissa kerroksissa, mutta tällaiset tapaukset ovat lähinnä poikkeuksia. Sään muodostumisen kannalta ilmakehän vesi on yksi tärkeimmistä tekijöistä. Ilmakehään vesi joutuu pääasiallisesti valtameristä, mutta myös järvistä, yms. haihtuu vesihöyryä ilmaan. Ilmassa oleva vesihöyry voi kulkea pitkiä matkoja ilmavirtausten mukana ennen kuin se uudelleen tiivistyy kiinteään tai nestemäiseen muotoon ja sataa takaisin maanpinnalle. Vesihöyryn määrä ilmassa vaihtelee aivan pienistä määristä jopa viiteen tilavuusprosenttiin. 6.B.3 VEDEN OLOMUOTOJEN MUUTOKSET Veden muuttumista nestemäisestä muodosta kaasumaiseen kutsutaan haihtumiseksi. Kaikki aineet muodostuvat liikkeessä olevista molekyyleistä. Kun molekyylit nousevat ilmaan veden pinnasta, muodostuu vesihöyryä. Lämpö lisää molekyylien liikettä ja niiden valmius siirtyä yläpuolella olevaan ilmaan kasvaa. Haihtumistapahtumaan tarvitaan lämpöenergiaa muuttamaan vesi vesihöyryksi. Näin ollen haihtuminen vaikuttaa jäähdyttävästi lähimpään ympäristöön, josta se ottaa tarvitsemansa lämpöenergian. Siis, kun haihtumista tapahtuu, ilman lämpötila laskee ja sen sisältämä kosteus lisääntyy. Tiivistymiseksi kutsutaan veden olomuodon muutosta vesihöyrystä nestemäiseksi. Vesihöyrymolekyylit liikkuvat erittäin nopeasti mutta kun tiivistymistä tapahtuu niiden liikenopeus hidastuu huomattavasti. Tällöin vapautuu lämpöenergiaa ja näin ollen tiivistymisen yhteydessä ilma lämpiää. Vapautunutta lämpöenergiaa kutsutaan latenttilämmöksi. Yhden ainoan pilven muodostuessa vapautuu valtavat määrät latenttienergiaa ja juuri näin vapautunut energia myötävaikuttaa esimerkiksi ukkospilven kehittymiseen. Jotta vesihöyry tiivistyisi, täytyy ilmassa olla epäpuhtauksia jotka toimivat tiivistyskeskuksina. Tällaisia epäpuhtauksia ovat esimerkiksi pöly, savu tai jokin muu ilmakehässä esiintyvä kiinteä aine. Tiivistyskeskusten puuttuminen saa aikaan sen, että vesi säilyy näkymättömänä, vaikka kosteusmäärä on ylittänyt ilman normaalin kyvyn säilyttää vesi höyrymäisenä. Tällaista tilannetta kutsutaan ylikyllästymiseksi. Tavallisesti ilmassa kuitenkin on riittävästi epäpuhtauksia, jotta tiivistymistä tapahtuisi. Sublimaatiolla tarkoitetaan veden muutosta suoraan höyrymäisestä kiinteään muotoon tai päinvastoin. Näin tapahtuu ainoastaan silloin kun lämpötila on pakkasen puolella. Silloin jään pinnasta saattaa haihtua vesihöyryä yläpuolella olevaan ilmaan ja jos epäpuhtauksia on riittävästi vesihöyry voi tiivistyä suoraan jääkiteiksi. 6.B.4 VESIHÖYRYN MÄÄRÄ ILMASSA Ilman kyky säilyttää vesi näkymättömässä höyrymäisessä muodossa riippuu sen lämpötilasta, sillä lämmin ilma kykenee sisältämään enemmän vesihöyryä kuin kylmä. Jos ilma sisältää maksimimäärän vesihöyryä, sen sanotaan olevan vesihöyryn kyllästämä. Lämpötilan laskiessa ilman kyky sisältää vesi näkymättömässä muodossa vähenee. Kun saavutetaan kyllästystila alkaa tiivistymistä tapahtua jos lämpötila yhä laskee. Ilmassa oleva vesihöyry voi siis tiivistyä näkyvään muotoon vaikka vesihöyryn määrä pysyy samana, jos vain lämpötila laskee riittävästi. Vesihöyryn määrä ilmassa ilmoitetaan usein suhteellisena kosteutena. Suhteellinen kosteus saadaan, kun verrataan ilmassa olevan vesihöyryn määrää siihen määrään vesihöyryä, jonka ilma ko. lämpötilassa korkeintaan kykenee sisältämään ennen kuin tiivistämistä alkaa tapahtua. Suhteellinen kosteus prosentteina saadaan kertomalla tämä suhde sadalla. Siis jos ilma sisältää kaiken mahdollisen vesihöyryn, jonka se siinä lämpötilassa kykenee, sen suhteellinen kosteus on 100 %. Lentäjälle suhteellista kosteutta tärkeämpi kosteuden mitta on kuitenkin kastepistelämpötila, joka ilmoitetaan myös lentoliikennettä varten tehtävissä sääsanomissa. Kastepiste ilmoittaa sen lämpötilan, jossa ilma tulee vesihöyryn kyllästämäksi paineen ja vesihöyry määrän pysyessä vakioina. Jos esimerkiksi ilman lämpötila on 21 C ja se tulee vesihöyryn kyllästämäksi lämpötilan laskettua 5 C, on kastepistelämpötila 16 C. Mitä pienempi siis kastepisteen ja lämpötilan välinen ero on, sitä kosteampaa ilma on. Ilman ollessa kyllästynyttä lämpötila ja kastepiste ovat samat. Jos ilma tässä tapauksessa jatkaa jäähtymistään, ilmassa oleva vesihöyry tiivistyy esimerkiksi pilveksi tai sumuksi. 6.B.5 STANDARDI PYSTYSUORA LÄMPÖTILA-GRADIENTTI Kuten aikaisemmin on kerrottu on standardi lämpötilan muutos ylöspäin mentäessä 2 C/ 1000 jalkaa kohti. Standardi läm-
sivu 287 pötilagradientin pääasiallinen tarkoitus on korkeusmittareiden kalibrointi ja lentokoneen suoritusarvojen määrittäminen, joten se ei yksin riitä ilman tasapainotilan tutkimiseen. Kuitenkin, jos pystysuora lämpötilan muutos on lähellä standardiarvoa, voidaan käyttää seuraavia nyrkkisääntöjä: Jos ilma ei ole vesihöyryn kyllästämää, sen tasapainotila muodostuu tavallisesti stabiiliksi. Jos ilma on vesihöyryn kyllästämää ja lämmintä, sen tasapainotila muodostuu tavallisesti labiiliksi. Jos ilma on vesihöyryn kyllästämää ja kylmää, sen tasapainotila muodostuu tavallisesti stabiiliksi. 6.B.6 PILVET Pilvet ovat kokeneelle lentäjälle merkkejä siitä, mitä ilmakehässä tapahtuu. Pilvien sijainti, koko, muoto ja väri kertovat kokeneelle lentäjälle, missä saattaa esiintyä turbulenssia, onko rintama ehkä lähestymässä tai saattaako muodostua ukkosta. Kokemuksen perusteella voi usein saada tietoa säätilan muutoksista seuraamalla pilvien kehitystä lennon aikana. 6.B.7 ERI PILVITYYPIT Pilvet voidaan luokitella eri tyyppeihin niiden syntytavan perusteella. Kaksi päätyyppiä ovat cumulus ja stratus. Cumulustyyppiset pilvet ovat muodostuneet voimakkaiden nousevien ilmavirtausten tuloksena: sana cumulus tarkoittaa kasaantunut. Ylöspäin virtaava ilma muotoilee cumulus-pilven tolppamaiseksi. Kuva 5-1 Stratustyyppiset pilvet muodostuvat, kun kostea ilmakerros jäähtyy kyllästyspisteensä alapuolelle hyvin heikon nousevan liikkeen seurauksena. Stratukset esiintyvät tavallisesti laajoina, vaakasuorassa tasossa olevina kerrostumina; sana stratus tarkoittaa latinankielessä "kerros" tai "kerrostunut". Etuliitteet sanojen stratus ja cumulus yhteydessä ovat kuvaamassa pilven erityispiirteitä. Esimerkiksi vettä tai lunta satavien pilvien nimen yhteyteen liitetään usein sana nimbus. Alto-liite taas tarkoittaa "korkea". Pilvet, joissa tämä etuliite esiintyy, muodostuvat tavallisimmin noin 8 000 12 000 jalan korkeudelle. Lisäksi pilvet jaotellaan neljään pääryhmään käyttäen perusteena alarajan esiintymiskorkeutta. Nämä neljä ryhmää ovat yläpilvet, keskipilvet, alapilvet ja voimakkaiden pystysuorien virtausten seurauksena syntyneet pilvet. 6.B.8 YLÄPILVET Yläpilvet ovat muodostuneet miltei kokonaan jääkiteistä. Yläpilvien ryhmään kuuluvat cirrukset, cirrocumulukset ja cirrostratukset. Niiden alaraja on yleensä noin 20 000 jalan korkeudella. Vaihtelua esiintyy kuitenkin siten, että pohjoisilla leveysasteilla yläpilvet voivat olla vain noin 16 000 jalassa ja päiväntasaajan läheisyydessä taas jopa 45 000 jalan korkeudessa. Koska nämä pilvet esiintyvät hyvin korkealla ja ovat muodostuneet jääkiteistä niistä ei ole haittaa lentoliikenteelle. Usein yläpilvet ovat niin ohuita, että niiden läpi, voi nähdä auringon tai kuun ääriviivat. Tällöin muodostuu niin kutsuttu "halo" ilmiö. Haloilmiöllä tarkoitetaan vaaleata rengasta auringon tai kuun ympärillä ja se muodostuu valon heijastuessa pilvessä olevista jääkiteistä. Cirrus-tyyppiset pilvet ovat ohuita, useimmiten erillisinä esiintyviä hahtuvia. Niiden alaraja on hyvin korkealla, usein yli 25 000 jalkaa, jossa lämpötila aina on nollan alapuolella. Cirrocumulukset taas esiintyvät 16 000 25 000 jalan korkeudella ja ovat harvinaisempia kuin cirrukset. Cirruspilvien tavoin cirrocumuluksetkin esiintyvät erillisinä hattaroina, mutta muistuttavat lähinnä pieniä pumpulitukkoja. Cirrostratuksen esiintymiskorkeus on sama kuin cirrocumuluksenkin. Cirrostratus on ohut tasainen verhopilvi ja juuri sen yhteydessä esiintyy usein haloilmiö (kuva 5-3). 6.B.9 KESKIPILVET Keskipilvien ryhmään kuuluvat altocumulukset ja altostratukset. Keskipilvien alarajan korkeus vaihtelee 6 000 jalasta 16 000 jalkaan. Altocumulus-pilvi muodostuu monella eri tavalla ja sen muoto vaihtelee suuresti. Tavallisimmin altocumulukset esiintyvät erillisinä harmahtavina hattaroina. Ne ovat joskus muodoltaan samanlaisia kuin cirrocumulukset, mutta esiintyvät tietenkin alem-
sivu 288 pana ja ovat huomattavasti suurempia. Keskipilvet eivät enää kuten yläpilvet koostu jääkiteistä, vaan pienistä vesihiukkasista tai vesihiukkasten ja jääkiteiden sekoituksesta. Vesisade altocumuluspilvistä on kuitenkin erittäin harvinaista. Kuva 5-2 Altostratus on harmaa tai sinertävä, yleensä tasapohjainen verhopilvi. Sen läpi pääsee runsaasti valoa, vaikkakaan altostratuspilven läpi aurinkoa ei enää kykene erottamaan. Altostratukset ovat kuten altocumuluksetkin koostuneet alijäähtyneiden vesihiukkasten ja jääkiteiden sekoituksesta. Altostratusten yhteydessä esiintyy usein vesisadetta. 6.B.10 ALAPILVET Alapilvien ryhmä koostuu stratus-, stratocumulus- ja nimbostratuspilvistä, joiden alaraja vaihtelee alle sadasta jalasta 6 000 jalkaan. Tämän ryhmän merkitys on lentäjälle suuri, sillä pilvien alarajat saattavat olla hyvinkin alhaalla ja näin ollen ne vaikuttavat myös lentonäkyvyyteen. Alarajan korkeuksissa saattaa tapahtua nopeita muutoksia, joita lentäjän on aina syytä tarkkailla. Hänen on varauduttava muuttamaan reittiään, jos sää näyttää huononevan alle tilanteen, taidon tai viranomaisten asettamien minimiarvojen. Stratuspilvi on yleensä yhtenäinen ja muistuttaa lähinnä sumua. Stratukset ovat harmaita repalepilviä, joiden alaraja on useimmiten tasainen ja vaikea havaita. Niiden yhteydessä sataa tihkua tai lumijyväsiä mutta koska niiden yhteydessä esiintyy korkeintaan hyvin heikkoja vertikaaliliikkeitä, eivät stratukset yleensä sada vettä tai lunta (kuva 5-2a). osittain pilvessä olevat radiomastot (vasemmalla) ja hyppyrimäki (oikeassa reunassa) Stratocumulukset ovat laajalle levinneitä erillisiä harmaita hattaroita, joiden alaraja on epätasainen. Stratocumulukset satavat harvoin, mutta ne saattavat yhtyä toisiinsa ja muuttua nimbostratukseksi, joka sataa vettä tai lunta (kuva 5-3). Nimbostratus-pilvet ovat todellisia sadepilviä. Latinankielinen sana "nimbus" tarkoittaa sadepilveä. Ne ovat paksuja tummanharmaita pilviä, joiden alaraja on tasainen. Nimbostratuksista tuleva sade on yleensä jatkuvaa vesi-, lumi- tai räntäsadetta. Nimbostratuksen alaraja on tavallisesti melko hyvä, mutta sen alapuolelle voi kehittyä fractostratuksiksi kutsuttuja repalepilviä, joita esiintyy varsinkin silloin, kun tuuli on voimakas (kuva 5-3). Kuva 5-2a Stratuspilviä, kuvassa näkyvät
sivu 289 Kuva 5-3 6.B.11 PYSTYSUORIEN VIRTAUS- TEN SEURAUKSENA MUO- DOSTUNEET PILVET Voimakkaiden pystysuorien virtausten seurauksena syntyneiden pilvien ryhmään kuuluvat cumulus ja cumulonimbus, joiden alaraja vaihtelee 1 000 jalasta 10 000 jalkaan. Pilvien kasvaminen pystysuoraan ylöspäin johtuu siitä, että ilma lähtee nousevaan liikkeeseen. Tällaisia ylöspäin meneviä virtauksia saavat aikaan terminen konvektio, jota esiintyy yleisimmin kuumina kevät- tai kesäkuukausina, esimerkiksi mekaaninen konvektio, jolla tarkoitetaan vuoren seinämän ylöspäin pakottamia virtauksia tai säärintamien yhteydessä syntyvät nousevat virtaukset (kuva 5-3). Cumulukset ovat kukkakaalia muistuttavia, valkoisia, alati muotoaan muuttavia pilviä. Mantereiden yläpuolelle ne muodostuvat päiväsaikaan termisten konvektiovirtausten seurauksena. Kun konvektio illalla heikkenee alkavat cumuluspilvetkin kadota taivaalta. Cumulukset ovat tavallisesti lentäjän kannalta harmittomia kauniin sään pilviä, elleivät ne jatka kasvuaan ja muodostu cumulonimbuksiksi (kuva 5-3). Cumulonimbuspilvet ovat kaikkien tuntemia ukkospilviä. Niiden yhteydessä esiintyy voimakkaita ylöspäin suuntautuvia virtauksia, jotka voivat kasvattaa cumulonimbuksen jopa 40 000 jalkaa korkeaksi. Pilven ylärajaan muodostuu usein jääkiteistä koostunut
sivu 290 alasin, jonka kärki kaartuu ylätuulen suuntaan. Cumulonimbuksia saattaa esiintyä yksittäisinä, jolloin lentäjän on helppo kiertää ne, mutta joskus ne muodostavat pitkiä jonoja tai laaja-alaisia ryhmiä. Cumulonimbuksia saattaa olla myös stratuspilvisyyden seassa, jolloin niitä on erittäin vaikea erottaa maasta. Cumulonimbuksien yhteydessä Pystysuorien virtausten tuloksena syntyneet pilvet esiintyy voimakkaita turbulenssialueita jotka saattavat vaikeuttaa ohjaamista ja vahingoittaa koneen rakennetta (kuva 5-3). Vertailutaulukko Stratustyyppiset pilvet Vesipisaran koko Suuria pisaroita Pieniä pisaroita Ilman tasapainotila labiili Stabiili Sade Kuurotyyppisiä Jatkuva sade Näkyvyys maan pinnalla Lentokoneen jäätyminen Hyvä, paitsi kuuroissa Kirkasta jäätä Yleensä huono Rosojäätä Lento-olosuhteet Turbulenttiset Tasaiset 6.B.12 ILMAMASSAT Ilmamassalla tarkoitetaan ilmakehän osaa, jonka lämpötila ja kosteus ovat suurin piirtein samat vaakasuorassa tasossa eri korkeuksilla. Ilmamassat muodostuvat ilman pysyessä paikallaan suurten vesi- tai maaalueiden yläpuolella. Näitä alueita, joilla ilmamassa saa tietyt ominaisuutensa, kutsutaan ilmamassojen syntyalueiksi. Ilmamassat voivat olla sadoista neliökilometreistä tuhansiin neliökilometreihin laajoja ja niiden korkeus vaihtelee noin 5 kilometristä 12 kilometriin. Jos ilma on paikallaan tai liikkuu hyvin hitaasti lämpötila- ja kosteusominaisuuksiltaan yhtenäisen laajan alustan päällä se omaksuu nämä ominaisuudet. Ilmamassat tai kahden eri ilmamassan rajat määräävät joillakin tietyllä paikalla tiettynä aikana vallitsevat sääolosuhteet. Ilmamassojen rajoista puhutaan myöhemmin kappaleessa, jossa käsitellään säärintamia. Näitä rintamia lukuun ottamatta on sää yhden ilmamassan peittämällä alueella yleensä kaikkialla samankaltaista. Paikalliset maantieteelliset tekijät, kuten esimerkiksi suuret järvet, vuoret tai laaksot saattavat kuitenkin aiheuttaa paikallisia sään muutoksia. 6.B.13 ILMAMASSOJEN SYNTY- ALUEET Ilmamassan syntyalueeksi kutsutaan sitä aluetta, jossa se hankkii lämpötila- ja kosteusominaisuutensa. Ilmamassan muodostumiseen saattaa kulua vain muutama päivä tai joissakin tapauksissa jopa monta viikkoa. Polaarialueilla ilmamassa jäähtyy ja trooppisilla alueilla lämpiää. Lisäksi se ottaa merialueilla lisää kosteutta ja vastaavasti kuivuu mantereiden yläpuolella. Muutoksen määrä riippuu siitä ajasta jonka ilma sijaitsee alustansa yläpuolella sekä myös alkuperäisestä ilman ja maanpinnan välisestä lämpötila- ja kosteuserosta. Ilmamassat jaetaan tavallisesti arktiseen massaan, polaarimassaan ja trooppiseen massaan. Niiden sanotaan olevan merellisiä, jos ne syntyvät valtamerten yläpuolella ja mantereellisia, jos niiden syntyalue on maanpinnan yläpuolella. Kun ilmamassat ovat muodostuneet ja alkavat liikkua, niitä kutsutaan kylmiksi tai lämpimiksi sen mukaan, ovatko ne kylmempiä vai lämpimämpiä kuin alusta jolle ne saapuvat. Kuvassa 5-4 voit nähdä esimerkin Yhdysvalloissa esiintyvistä erilaisista ilmamassoista.