Gradientenwind ist der tatsächliche Wind, da sich der Wind mit der Höhe ändert. Hier ist es nach eigener Aussage wohl nötig, oder ich habe das Aussehen der Schneelastzentren nicht gefunden
1. Grundlegende Konzepte und Definitionen
SCHNEEGEBÜHREN (SNOW CHARGES), nach dem bekannten klassischen Meteorologischen Wörterbuch 1974. Ausgaben [ 1 ] - es ist: "... die Bezeichnung für kurzfristige, intensive Niederschläge in Form von Schnee (oder Schneepellets) aus Cumulonimbus-Wolken, oft mit Schneegestöber."
Und in den Glossaren von Meteoslovar - POGODA.BY [ 2 ]: „ Schnee "Gebühren"- sehr intensive Schneefälle, begleitet von einer starken Zunahme des Windes während ihres Durchgangs. Schnee-"Ladungen" folgen manchmal in kurzen Abständen aufeinander. Sie sind häufig hinter Zyklonlinien und an sekundären Kaltfronten zu sehen. Die Gefahr von „Schneeladungen“ besteht darin, dass die Sicht beim Vorbeifahren stark auf fast Null abfällt.“
Darüber hinaus wird dieses intensive und gefährliche Wetterphänomen für die Luftfahrt auch im modernen Electronic Training Manual „Aviation and Weather“ [3] beschrieben als: Schauer Schneeregen und Schnee mit Regen), die aussehen wie "Schneeaufnahmen" - sich schnell bewegende Zonen mit sehr intensivem Schneefall, buchstäblich "Zusammenbruch" von Schnee mit starker Sichtverringerung, oft begleitet von Schneeböen (Schneesturm) nahe der Erdoberfläche.
Eine Schneeladung ist ein starkes, helles und kurzzeitiges (meist nur wenige Minuten dauerndes) Wetterphänomen, das je nach sich abzeichnender Wetterlage nicht nur für Flüge von Kleinflugzeugen und Hubschraubern in geringen Höhen, sondern auch für alle Arten von Luftfahrzeugen (Flugzeuge) in der Atmosphäre der unteren Schicht während des Starts und des anfänglichen Steigflugs sowie während des Landeanflugs. Dieses Phänomen, wie wir weiter unten sehen werden, verursacht manchmal sogar einen Unfall (Unfall). Es ist wichtig, dass unter Beibehaltung der Bedingungen für die Bildung von Schneelasten in der Region ihre Passage an derselben Stelle wiederholt werden kann!
Um die Sicherheit von Flugzeugflügen zu verbessern, ist es notwendig, die Ursachen für das Auftreten von Schneehaufen und meteorologischen Bedingungen in ihnen zu analysieren, Beispiele für relevante Unfälle aufzuzeigen und auch Empfehlungen für das Flugkontrollpersonal und den Flugwetterdienst zu entwickeln um Unfälle, wenn möglich, unter den Bedingungen des Durchgangs von Schneegebühren zu vermeiden.
2. Aussehen der Zentren der Schneelasten
Da die fraglichen gefährlichsten Schneebälle nicht so häufig vorkommen, ist es zum Verständnis des Problems wichtig, dass alle Flieger die richtige (einschließlich visuelle) Vorstellung von diesem mächtigen Naturphänomen haben. Daher wird am Anfang des Artikels ein Videobeispiel eines typischen Durchgangs einer solchen Schneeladung nahe der Erdoberfläche zur Ansicht angeboten.
Reis. 1 Annäherung an die Schneelastzone. Die ersten Frames aus dem Video, siehe: http://rutube.ru/video/728d027f45b8ae5356c962f70f40d6dd/
Für interessierte Leser werden auch einige Video-Episoden des Durchgangs von Schneeladungen in Erdnähe zur Ansicht angeboten:
und andere (siehe Internet-Suchmaschinen).
3. Der Prozess der Bildung von Schneeladungszentren
Aus meteorologischer Sicht sind die typischen Bedingungen für das Auftreten von Wintersturmherden ähnlich denen, die während der Bildung von mächtigen Schauer- und Gewitterherden im Sommer auftreten - nachdem eine Kälteinvasion stattgefunden hat und dementsprechend die Bedingungen für dynamische Konvektion sind entstanden. Gleichzeitig bilden sich schnell Cumulonimbus-Wolken, die im Sommer starke Niederschläge in Form von intensivem Regen (oft mit Gewittern) und in der kalten Jahreszeit in Form von starken Schneefällen verursachen. Typischerweise werden solche Bedingungen während der Kaltadvektion im Rücken von Zyklonen beobachtet - sowohl hinter der Kaltfront als auch in den Zonen sekundärer Kaltfronten (einschließlich und in ihrer Nähe).
Betrachten wir ein Diagramm einer typischen vertikalen Struktur des Zentrums einer Schneeladung im Stadium der maximalen Entwicklung, die sich unter einer Cumulonimbus-Wolke unter Bedingungen kalter Advektion im Winter bildet.
Reis. 2 Allgemeines Schema des vertikalen Abschnitts des Zentrums der Schneeladung im Stadium der maximalen Entwicklung (A, B, C - AP-Punkte, siehe Absatz 4 des Artikels)
Das Diagramm zeigt, dass intensive starke Regenfälle, die aus einer Cumulonimbus-Wolke fallen, die Luft „mitreißen“, was zu einem starken Luftstrom nach unten führt, der sich, wenn er sich der Erdoberfläche nähert, von der Quelle weg „ausbreitet“ und eine stürmische Zunahme des Windes in der Nähe der Erde erzeugt (in hauptsächlich - in Bewegungsrichtung des Fokus, wie im Diagramm). Ein ähnliches Phänomen des „Mitreißens“ des Luftstroms nach unten durch fallende flüssige Niederschläge wird auch in der warmen Jahreszeit beobachtet, wodurch eine „Böenfront“ (Böenzone) entsteht, die als pulsierender Prozess vor einer sich bewegenden Gewitterzelle auftritt – siehe Literatur auf Windscherung [4].
So ist in der Durchgangszone einer intensiven Schneelastquelle in den unteren Schichten der Atmosphäre mit folgenden für die Luftfahrt gefährlichen und unfallträchtigen Wetterphänomenen zu rechnen: starke absteigende Luftströmungen, böiger Wind nimmt in Erdnähe zu, und Bereiche mit starker Sichtverschlechterung bei Schneeniederschlägen. Betrachten wir diese Wetterphänomene mit Schneelasten separat (siehe Abschnitte 3.1, 3.2, 3.3).
3.1 Starke absteigende Luftströmungen im Zentrum der Schneeladung
Wie bereits erwähnt, kann in der Grenzschicht der Atmosphäre der Prozess der Bildung von Bereichen stark absteigender Luftströmungen, verursacht durch intensive Niederschläge, beobachtet werden [4]. Dieser Prozess wird durch den Lufteintrag durch fallende Niederschläge verursacht, wenn diese Niederschläge eine große Größe von Elementen mit erhöhter Fallgeschwindigkeit aufweisen und auch eine hohe Intensität dieser Niederschläge beobachtet wird („Dichte“ von fliegenden Niederschlagselementen). Außerdem ist es in dieser Situation wichtig, dass der Effekt des "Austauschs" von Luftmassen entlang der Vertikalen beachtet wird - d.h. Auftreten von Abschnitten von von oben nach unten gerichteten Ausgleichsluftströmen aufgrund des Vorhandenseins von Abschnitten mit aufsteigenden Strömungen während der Konvektion (Abb. 3), in denen Niederschlagsgebiete die Rolle eines "Auslösers" dieses starken vertikalen Austauschs spielen.
Reis. 3 (dies ist eine Kopie von Abb. 3-8 aus [ 4 ]). Bildung von Fallwind während der Reifephase b) durch Regen mitgerissen (roter Kasten).
Die Kraft des resultierenden nach unten gerichteten Luftstroms aufgrund der Beteiligung fallender intensiver Regenfälle hängt direkt von der Größe der fallenden Niederschlagspartikel (Elemente) ab. Große Niederschlagspartikel (Ø ≥ 5 mm) fallen normalerweise mit Geschwindigkeiten von ≥ 10 m/s und daher entwickeln große nasse Schneeflocken die höchste Fallgeschwindigkeit, da sie auch Abmessungen > 5 mm haben können und im Gegensatz zu trockenem Schnee haben ein viel niedrigeres "Segel". Ein ähnlicher Effekt tritt auch im Sommer im Fokus intensiven Hagelschlags auf, der ebenfalls einen starken Luftstrom nach unten verursacht.
Daher nimmt im Zentrum der „nassen“ Schneeladung (Flocken) das „Einfangen“ von Luft durch Niederschlag stark zu, was zu einer Erhöhung der Geschwindigkeit des nach unten gerichteten Luftstroms im Niederschlag führt, der in diesen Fällen nicht nur erreichen kann , übertreffen aber bei starken Schauern sogar ihre „Sommer“-Werte. Dabei gelten bekanntlich vertikale Strömungsgeschwindigkeiten von 4 bis 6 m/s als „stark“ und über 6 ms als „sehr stark“ [4].
Große nasse Schneeflocken treten normalerweise bei leicht positiven Lufttemperaturen auf, und daher ist es offensichtlich, dass gerade ein solcher Temperaturhintergrund zum Entstehen starker und sogar sehr starker absteigender Luftströmungen in der Schneeladung beiträgt.
Aus dem Vorstehenden ist offensichtlich, dass im Bereich einer Schneelast im Stadium ihrer maximalen Entwicklung (insbesondere bei nassem Schnee und positiver Lufttemperatur) sowohl starke als auch sehr starke vertikale Luftströmungen auftreten können, die ein Extrem darstellen Gefahr für Flüge aller Flugzeugtypen.
3.2 Windböen nahe der Erdein der Nähe der Mitte der Schneeladung.
Die in Abschnitt 3.1 des Artikels erwähnten absteigenden Luftmassenströme, die sich der Erdoberfläche nähern, beginnen gemäß den Gesetzen der Gasdynamik scharf horizontal von der Quelle in der Grenzschicht der Atmosphäre wegzufließen (oben bis in Höhen von Hunderten von Metern), wodurch ein böiger Windanstieg entsteht ( Abb.2).
Daher entstehen in der Nähe der Sturmzentren in Erdnähe „Böenfronten“ (oder „Böen“) - Böenzonen, die sich von der Quelle ausbreiten, aber horizontal in Bezug auf den Ort der Quelle „asymmetrisch“ sind, da sie sich normalerweise in der Richtung bewegen gleiche Richtung wie der horizontale Fokus (Abb. 4).
Abb.4 Die Struktur der Böenfront (Böen), die sich von der Sturmquelle in der Grenzschicht der Atmosphäre in Richtung der Quellbewegung ausbreiten
Eine solche „windige“ Böenfront tritt in der Regel plötzlich auf, bewegt sich mit ziemlich hoher Geschwindigkeit, durchquert ein bestimmtes Gebiet in wenigen Sekunden und ist durch starke böige Windverstärkungen (15 m/s, manchmal mehr) und eine deutliche Zunahme gekennzeichnet in Turbulenzen. Die Böenfront „rollt“ als zeitlich pulsierender Prozess von der Quellgrenze zurück (entweder erscheinend oder verschwindend), und gleichzeitig kann die durch diese Front verursachte erdnahe Sturmböe eine Entfernung von bis zu mehreren Kilometern erreichen Quelle (im Sommer mit schweren Gewittern - mehr als 10 km).
Offensichtlich stellt eine solche erdnahe Bö, verursacht durch den Durchgang der Böenfront in der Nähe der Quelle, eine große Gefahr für alle Flugzeugtypen im Flug in der Grenzschicht der Atmosphäre dar, die einen Unfall verursachen kann. Ein Beispiel für den Durchgang einer solchen Böenfront unter Bedingungen einer polaren Mesozyklone und bei vorhandener Schneedecke ist in der Analyse des Hubschrauberunglücks auf Svalbard [5] gegeben.
Gleichzeitig kommt es unter den Bedingungen der kalten Jahreszeit zu einer intensiven "Füllung" des Luftraums mit fliegenden Schneeflocken in einem Schneegestöber, was zu einer starken Verschlechterung der Sicht unter diesen Bedingungen führt (siehe unten - Absatz 3.3 der Artikel).
3.3 Ein starker Sichtverlust bei Schneelastund mit einer Schneebö in der Nähe der Erde
Die Gefahr von Schneeladungen liegt auch darin, dass die Sicht im Schnee in ihnen meist stark abnimmt, manchmal bis hin zum fast vollständigen Verlust der visuellen Orientierung während ihrer Passage. Die Größe der Schneegebühren variiert von Hunderten von Metern bis zu einem Kilometer oder mehr.
Wenn der Wind in der Nähe der Erde an den Grenzen der Schneeladung zunimmt, insbesondere in der Nähe der Quelle - in der Zone der Böenfront in Erdnähe entsteht ein sich schnell bewegendes "Schneegestöber", wenn es in der Luft in Erdnähe sein kann , zusätzlich zu intensivem Schnee, der von oben fällt, auch Schnee, der von der Oberfläche aufgewirbelt wird (Abb. 5).
Reis. 5 Schneegestöber in Erdnähe in der Nähe der Schneeladung
Daher sind die Bedingungen einer Schneebö in Erdnähe oft eine Situation des vollständigen Verlusts der räumlichen Orientierung und der Sicht auf nur wenige Meter, was für alle Verkehrsträger (sowohl zu Boden als auch in der Luft) und unter diesen Bedingungen äußerst gefährlich ist die Unfallwahrscheinlichkeit ist hoch. Bodenfahrzeuge in einer Schneebö können anhalten und solche Notsituationen „abwarten“ (was häufig vorkommt), aber das Flugzeug ist gezwungen, sich weiter zu bewegen, und in Situationen mit völligem Verlust der visuellen Orientierung wird dies äußerst gefährlich!
Es ist wichtig zu wissen, dass während einer Schneeböe in der Nähe der Quelle einer Schneestürze die sich bewegende Zone des Verlusts der visuellen Orientierung während des Durchgangs einer Schneeböe in der Nähe der Erde räumlich ziemlich begrenzt ist und normalerweise nur 100–200 m (selten mehr), und außerhalb der Schneeböenzone verbessert sich die Sicht normalerweise.
Die Sichtbarkeit wird zwischen den Schneeschichten besser, und daher weg von der Schneeschicht - oft sogar in einer Entfernung von Hunderten von Metern und weiter, wenn sich keine Schneebö in der Nähe nähert, kann die Schneezone sogar in Form von gesehen werden eine sich bewegende "Schneesäule". Dies ist sehr wichtig für die zeitnahe visuelle Erkennung dieser Zonen und deren erfolgreiche „Umgehung“ – um die Flugsicherheit zu gewährleisten und die Flugzeugbesatzungen zu alarmieren! Darüber hinaus werden Schneelastzonen von modernen Wetterradaren gut erfasst und verfolgt, die bei diesen Bedingungen zur meteorologischen Unterstützung von Flügen rund um das Flugplatzgelände eingesetzt werden sollten.
4. Unfallarten mit Schneelasten
Es ist offensichtlich, dass Flugzeuge, die im Flug in Schneeverhältnisse geraten, erhebliche Schwierigkeiten haben, die Flugsicherheit aufrechtzuerhalten, was manchmal zu entsprechenden Unfällen führt. Betrachten wir weiter drei solcher typischen APs, die für den Artikel ausgewählt wurden – dies sind Fälle in t.t. A, B, C ( sie sind in Abb. 2) auf einem typischen Diagramm des Zentrums der Schneeladung im Stadium der maximalen Entwicklung markiert.
SONDERN) Am 19. Februar 1977, in der Nähe des Dorfes Tapa, der estnischen SSR, landete das Flugzeug AN-24T bereits auf einem Militärflugplatz auf dem Gleitpfad, nachdem es den DPRM (Long-Range Reference Radio Marker) passiert hatte in einer Höhe von etwa 100 m über der Landebahn (Landebahn) fiel bei völligem Sichtverlust in eine starke Schneeladung. Gleichzeitig verlor das Flugzeug plötzlich und stark an Höhe, wodurch es einen hohen Schornstein berührte und alle 21 Personen abstürzte. an Bord des Flugzeugs wurden getötet.
Dieser Unfall ereignete sich offensichtlich beim Aufprall des Flugzeugs stromabwärts im Schnee in einiger Höhe über der Erdoberfläche.
BEIM) 20. Januar 2011 Hubschrauber ALS - 335 NRA-04109 in der Nähe des Suchodolskoje-Sees, Bezirk Priozersky, Oblast Leningrad. flog in geringer Höhe und in Sichtweite der Erde (laut Fallakte). Die allgemeine meteorologische Situation in diesem Fall war nach Angaben des Wetterdienstes wie folgt: Der Flug dieses Hubschraubers wurde bei zyklonalen Bedingungen mit bewölktem Wetter mit starken Regenfällen und einer Verschlechterung der Sicht im hinteren Bereich der sekundären Kaltfront durchgeführt ... Niederschlag wurde in Form von Schnee mit Regen mit Anwesenheit von Individuen beobachtet Regenzonen . Unter diesen Bedingungen "umging" der Hubschrauber während des Fluges die Zentren starker Niederschläge (sie waren sichtbar), aber beim Abstiegsversuch traf er plötzlich auf die "Kante" der Schneeladung, verlor abrupt an Höhe und fiel zu Boden als der Wind in einer Schneebö nahe der Erde zunahm. Glücklicherweise kam niemand ums Leben, aber der Hubschrauber wurde schwer beschädigt.
Verhältnisse der tatsächlichen Witterung an der Unfallstelle (laut Zeugen- und Opferprotokollen): „... dies geschah bei Niederschlagsnester in Form von Schnee mit Regen ... bei Mischniederschlägen .. ., was die horizontale Sicht verschlechterte im Bereich starker Schneefälle ….“ Dieser Unfall ereignete sich offensichtlich in t. Gemäss Abb. 2, d.h. an der Stelle, an der sich in der Nähe der vertikalen Grenze der Schneeladungszone bereits gebildet hat Schneegestöber.
MIT) 6. April 2012 Helikopter "Agusta" am See. Yanisyarvi im Distrikt Sortavalsky in Karelien beim Fliegen in einer Höhe von bis zu 50 m bei ruhigen Bedingungen und mit Sicht auf die Erde in einer Entfernung von etwa 1 km vom Zentrum des Schneefalls (das Zentrum war für die Besatzung sichtbar). ), erlebte Turbulenzen in einer Schneeböe, die nahe der Erde geflogen war, und der Hubschrauber, der stark an Höhe verlor, landete auf dem Boden. Glücklicherweise starb niemand, der Hubschrauber wurde beschädigt.
Eine Analyse der Bedingungen dieses Unfalls ergab, dass der Flug in einem Zyklontrog in der Nähe einer sich schnell nähernden und intensiven Kaltfront stattfand und sich der Unfall fast in der frontalsten Zone in der Nähe der Erde ereignete. Die Wettertagebuchdaten während des Durchgangs dieser Front durch die Flugplatzzone zeigen, dass während ihres Durchgangs in der Nähe der Erde mächtige Taschen von Cumulonimbus-Wolken und starke Regenfälle (Ladungen von nassem Schnee) festgestellt wurden, und auch eine Windverstärkung in der Nähe der Erde beobachtet wurde bis 16 m/s.
Somit ist es offensichtlich, dass sich dieser Unfall zwar außerhalb des Schneefalls selbst ereignete, den der Hubschrauber nicht traf, aber in dem Bereich endete, in den ein Schneegestöber plötzlich und mit hoher Geschwindigkeit verursacht durch einen entfernten Schneesturm „herausbrach“. . Daher kam es zu einem Wurf des Helikopters in der turbulenten Zone der Böenfront, als eine Schneebö aufschlug. In Abb. 2 ist dies Punkt C – die äußere Zone der Schneeböengrenze, die als Böenfront nahe der Erde von der Quelle der Schneeladung „zurückrollt“. Somit, und es ist sehr wichtig dass die Schneelastzone für Flüge gefährlich ist nicht nur innerhalb dieser Zone selbst, sondern auch kilometerweit davon entfernt - über die Grenzen des Fallens der Schneeladung hinaus in die Nähe der Erde, wo die vom nächsten Zentrum der Schneeladung gebildete und ein Schneegestöber verursachende Böenfront "rauschen" kann!
5. Allgemeine Schlussfolgerungen
Im Winter treten in den Durchgangszonen kalter atmosphärischer Fronten verschiedener Art in der Nähe der Erdoberfläche und unmittelbar nach ihrem Durchgang normalerweise Kumulonimbuswolken auf und es bilden sich Zentren fester Niederschläge in Form von starkem Schnee (einschließlich Schneeflocken). Schneekörner, Schauer von nassem Schnee oder Schnee mit Regen. Bei starkem Schneefall kann es insbesondere bei Schneeböen (mit Windverstärkung) nahe der Erdoberfläche zu starken Sichtverschlechterungen bis hin zum völligen Verlust der visuellen Orientierung kommen.
Bei einer erheblichen Intensität der Prozesse der Bildung von Starkregen, d.h. Bei einer hohen "Dichte" der Ausfällung von Elementen im Fokus und bei zunehmender Größe ausgefällter fester Elemente (insbesondere "nass") steigt die Fallgeschwindigkeit stark an. Aus diesem Grund gibt es einen starken Effekt des "Mitreißens" von Luft durch fallenden Niederschlag, wodurch im Zentrum eines solchen Niederschlags eine starke nach unten gerichtete Luftströmung auftreten kann.
Die Luftmassen in der Abwärtsströmung, die in der Quelle fester Niederschläge entstanden sind und sich der Erdoberfläche nähern, beginnen sich von der Quelle weg zu "ausbreiten", hauptsächlich in Richtung der Bewegung der Quelle, wodurch so schnell eine Schneebözone entsteht breitet sich über mehrere Kilometer von der Quellgrenze aus - ähnlich wie im Sommer die Böenfront, die in der Nähe von mächtigen Sommergewitterzentren auftritt. Im Bereich einer solchen kurzzeitigen Schneebö sind neben hohen Windgeschwindigkeiten auch starke Turbulenzen zu beobachten.
So sind Schneefahnen für Flugzeugflüge gefährlich als starker Sichtverlust bei Niederschlag, sowie starke Abwinde in der Schneefahne selbst, sowie eine Schneebö nahe der Quelle nahe der Erdoberfläche, die mit entsprechenden Unfällen behaftet ist die Schneeschichtzone.
Im Zusammenhang mit der extremen Gefahr von Schneegebühren für den Flugbetrieb ist es zur Vermeidung der durch sie verursachten Unfälle erforderlich, eine Reihe von Empfehlungen sowohl für das Flugkontrollpersonal als auch für die Betriebsmitarbeiter der Hydrometeorologischen Unterstützung strikt zu befolgen Luftfahrt. Diese Empfehlungen wurden auf der Grundlage der Analyse von Unfällen und Materialien im Zusammenhang mit Schneeladungen in der unteren Atmosphäre im Flugplatzbereich erhalten und ihre Umsetzung verringert die Wahrscheinlichkeit eines Unfalls im Bereich der Schneeladungen.
Für Mitarbeiter des Hydrometeorologischen Dienstes Um den Betrieb des Flugplatzes zu gewährleisten, müssen bei Wetterbedingungen, die das Auftreten von Schneelasten im Bereich des Flugplatzes begünstigen, in die Formulierung der Vorhersage für den Flugplatz Informationen über die Möglichkeit des Auftretens von Schnee aufgenommen werden Gebühren im Bereich des Flugplatzes und den wahrscheinlichen Zeitpunkt dieses Phänomens. Darüber hinaus ist es notwendig, diese Informationen in Konsultationen mit Flugzeugbesatzungen zu den entsprechenden Zeiträumen, für die Schnee vorhergesagt wird, einzubeziehen.
Für den Zeitraum des prognostizierten Auftretens von Schneelasten im Bereich des Flugplatzes ist der diensthabende Prognostiker zur Identifizierung des tatsächlichen Auftretens von Schneelasten erforderlich, um die Informationen, die er von meteorologischen Radargeräten hat, und auch regelmäßig zu überwachen Erkundigen Sie sich beim Dispositionsdienst (nach Sichtdaten vom Kontrollturm - Kontrollturm, Flugplatzdienste und Informationen von den Seiten VS) über das tatsächliche Auftreten von Schneeladungen im Flugplatzbereich.
Bei Erhalt von Informationen über das tatsächliche Auftreten von Schneelasten im Flugplatzbereich ist unverzüglich eine entsprechende Sturmwarnung zu erstellen und an den Flugplatzkontrolldienst zu übermitteln und diese Informationen in Wetterwarnungen für Luftfahrzeugbesatzungen im Flugplatzbereich einzugeben.
Flugsicherungsdienst Für den Zeitraum des prognostizierten Auftretens von Schneehaufen im Bereich des Flugplatzes ist es erforderlich, das Auftreten von Schneehaufen anhand von Radardaten, visuellen Beobachtungen des Kontrollturms, Informationen von Flugplatzdiensten und Flugzeugbesatzungen zu überwachen.
Im Falle des tatsächlichen Auftretens von Schneehaufen im Bereich des Flugplatzes ist der Meteorologe hierüber zu informieren und bei Vorliegen entsprechender Daten zeitnah Luftfahrzeugbesatzungen mit Informationen über den Ort von Schneehaufen zu versorgen der Gleitpfad und auf der Steigflugbahn nach dem Abheben während des Starts gestartet werden soll. Es ist notwendig, den Flugzeugbesatzungen zu empfehlen, nach Möglichkeit zu vermeiden, dass das Flugzeug in die Schneezone kommt, sowie eine Schneebö in Erdnähe in der Nähe der Schneeschicht.
Flugzeugbesatzung Wenn Sie in geringer Höhe fliegen und vom Fluglotsen eine Warnung über die Wahrscheinlichkeit oder das Vorhandensein von Schneebällen erhalten, sollten Sie sorgfältig auf deren visuelle Erkennung im Flug achten.
Bei der Erkennung von Schneeladungen im Flug in den unteren Schichten der Atmosphäre ist es erforderlich, sie nach Möglichkeit zu „umgehen“ und zu vermeiden, in sie einzudringen, wobei die Regel eingehalten wird: NICHT EINTRETEN, NICHT ANFAHREN, VERLASSEN.
Das Erkennen von Schneelasten ist dem Disponenten unverzüglich zu melden. Gleichzeitig sollte nach Möglichkeit die Lage der Zentren von Schneelasten und Schneeböen, deren Intensität, Größe und Verdrängungsrichtung bewertet werden.
In dieser Situation ist es durchaus akzeptabel, den Start und/oder die Landung zu verweigern, weil eine Quelle intensiver Schneeladung oder eine Schneebö auf dem Kurs vor dem Flugzeug erkannt wird.
Literatur
- Khromov S.P., Mamontova L.I. Meteorologisches Wörterbuch. Gidrometeotzdat, 1974.
- Meteorologisches Wörterbuch - ein Glossar meteorologischer Begriffe POGODA.BY http://www.pogoda.by/glossary/?nd=16
- Glasunow V.G. Luftfahrt und Wetter. Elektronisches Lehrbuch. 2012.
- Ein Leitfaden für Windscherung auf niedrigem Niveau. Doc.9817 AN/449 ICAO International Civil Aviation Organization, 2005. http://aviadocs.net/icaodocs/Docs/9817_cons_ru.pdf
- Glasunow V.G. Meteorologische Untersuchung des Mi-8MT-Absturzes auf dem Hubschrauberlandeplatz Barentsburg (Spitzbergen) 30.32008
- Automatisierter meteorologischer Radarkomplex METEOR-METEO-CELL. ZAO Institut für Radarmeteorologie (IRAM).
Viele Neueinsteiger im Segelsport haben vom „Baseball-Cap-Gesetz“ gehört, das von erfahrenen Seglern in der Seeschifffahrt in irgendeiner Weise verwendet wird. Vorweg sei gesagt, dass dieses Gesetz weder mit Kopfbedeckungen noch mit Schiffsausrüstung im Allgemeinen etwas zu tun hat. Das „Gesetz der Baseballkappe“ im Marine-Slang ist das barische Gesetz des Windes, das einst von einem Mitglied der Kaiserlichen St. Petersburger Akademie der Wissenschaften, Christopher Buys-Ballot, entdeckt wurde und oft auf englische Weise als Bais bezeichnet wird. Abstimmung. Dieses Gesetz erklärt ein interessantes Phänomen – warum der Wind auf der Nordhalbkugel in Zyklonen im Uhrzeigersinn dreht – also nach rechts. Nicht zu verwechseln mit der Rotation des Zyklons selbst, bei der sich die Luftmassen gegen den Uhrzeigersinn drehen!
Akademiker H. H. kauft-Stimmzettel
Buys-Ballot und das barische Windgesetz
Buys-Ballot war ein herausragender niederländischer Wissenschaftler der Mitte des 19. Jahrhunderts, der Mathematik, Physik, Chemie, Mineralogie und Meteorologie studierte. Trotz so vielfältiger Hobbys wurde er gerade als Entdecker des später nach ihm benannten Rechts berühmt. Buys-Ballot war einer der ersten, der die aktive Zusammenarbeit zwischen Wissenschaftlern aus verschiedenen Ländern aktiv umsetzte und die Ideen der World Academy of Sciences förderte. In Holland schuf er das Institut für Meteorologie und ein Warnsystem für drohende Stürme. In Anerkennung seiner Verdienste um die Weltwissenschaft wurde Buys-Ballot zusammen mit Ampère, Darwin, Goethe und anderen Vertretern der Wissenschaft und Kunst zum ausländischen Mitglied der St. Petersburger Akademie der Wissenschaften gewählt.
Was das eigentliche Gesetz (oder die „Regel“) von Bays-Ballot betrifft, so geht die erste Erwähnung des Barrikwindgesetzes streng genommen auf das Ende des 18. Jahrhunderts zurück. Damals machte der deutsche Wissenschaftler Brandis erstmals theoretische Annahmen über die Abweichung des Windes relativ zu den Vektoren, die Gebiete mit hohem und niedrigem Druck verbinden. Aber er konnte seine Theorie nicht in der Praxis beweisen. Erst Mitte des 19. Jahrhunderts konnte Academician Buys-Ballot die Richtigkeit der Annahmen von Brandis feststellen. Außerdem tat er es rein empirisch, also durch wissenschaftliche Beobachtungen und Messungen.
Die Essenz des Bays-Ballo-Gesetzes
Wörtlich lautet das von dem Wissenschaftler 1857 formulierte „Bays-Ballo-Gesetz“ wie folgt: „Der Wind in der Nähe der Oberfläche, mit Ausnahme der subäquatorialen und äquatorialen Breiten, weicht vom barischen Gradienten um einen bestimmten Winkel nach rechts und innen ab eine südliche Richtung - nach links.“ Der barische Gradient ist ein Vektor, der die Änderung des atmosphärischen Drucks in horizontaler Richtung über der Meeresoberfläche oder dem flachen Land angibt.
barrischer Gradient
Übersetzt man das Bays-Ballo-Gesetz aus der Wissenschaftssprache, dann sieht es so aus. In der Erdatmosphäre gibt es immer Bereiche mit hohem und niedrigem Druck (wir werden die Gründe für dieses Phänomen in diesem Artikel nicht analysieren, um nicht in der Wildnis verloren zu gehen). Dadurch strömt Luft von einem Bereich höheren Drucks zu einem Bereich niedrigeren Drucks. Es ist logisch anzunehmen, dass eine solche Bewegung in einer geraden Linie verlaufen sollte: Dies ist die Richtung und zeigt den Vektor, der als "barischer Gradient" bezeichnet wird.
Aber hier kommt die Kraft der Bewegung der Erde um ihre Achse ins Spiel. Genauer gesagt, die Trägheitskraft jener Objekte, die sich auf der Erdoberfläche befinden, aber nicht durch eine starre Verbindung mit dem Erdfirmament verbunden sind – die „Coriolis-Kraft“ (Betonung auf dem letzten „und“!). Zu solchen Objekten gehören Wasser und Luft der Atmosphäre. Was das Wasser betrifft, ist seit langem bekannt, dass in der nördlichen Hemisphäre Flüsse, die in meridionaler Richtung (von Nord nach Süd) fließen, das rechte Ufer stärker wegspülen, während das linke niedrig und relativ gleichmäßig bleibt. Auf der Südhalbkugel ist das Gegenteil der Fall. Ein anderer Akademiker der St. Petersburger Akademie der Wissenschaften, Karl Maksimovich Baer, konnte dieses Phänomen erklären. Er leitete das Gesetz ab, nach dem fließendes Wasser von der Coriolis-Kraft beeinflusst wird. Da das fließende Wasser keine Zeit hat, sich mit der festen Erdoberfläche zu drehen, „drückt“ es durch Trägheit gegen das rechte Ufer (auf der Südhalbkugel bzw. gegen das linke) und spült es weg. Ironischerweise wurde das Gesetz von Baer im selben Jahr 1857 formuliert wie das Gesetz von Bays-Ballo.
In gleicher Weise wird bewegte atmosphärische Luft unter der Wirkung der Corioliskraft abgelenkt. Dadurch beginnt der Wind nach rechts abzudriften. In diesem Fall ist der Ablenkwinkel durch die Wirkung der Reibungskraft in der freien Atmosphäre nahezu geradlinig und nahe der Erdoberfläche kleiner als eine geradlinige. In Richtung des Bodenwindes gesehen liegt der niedrigste Luftdruck auf der Nordhalbkugel links und leicht voraus.
Abweichungen in der Bewegung von Luftmassen auf der Nordhalbkugel unter dem Einfluss der Kraft der Erdrotation. Der barische Gradientenvektor ist rot dargestellt und zeigt direkt vom Hochdruckgebiet zum Niederdruckgebiet. Der blaue Pfeil ist die Richtung der Coriolis-Kraft. Grün - die Richtung der Windbewegung, die unter dem Einfluss der Coriolis-Kraft vom barischen Gradienten abweicht
Anwendung des Bays-Ballo-Gesetzes in der Seeschifffahrt
Die Notwendigkeit, diese Regel in der Praxis anwenden zu können, wird in vielen Lehrbüchern über Navigation und maritime Angelegenheiten aufgezeigt. Insbesondere Samoilovs "Marine Dictionary", das 1941 vom Volkskommissariat der Marine veröffentlicht wurde. Samoilov gibt eine erschöpfende Beschreibung des Barischen Gesetzes des Windes in Bezug auf die Seefahrtspraxis. Seine Anweisungen können von modernen Seglern übernommen werden:
„... Wenn sich das Schiff in unmittelbarer Nähe von Gebieten des Weltozeans befindet, in denen häufig Hurrikane auftreten, ist es notwendig, die Barometerwerte zu überwachen. Wenn die Barometernadel zu sinken beginnt und der Wind stärker wird, ist die Wahrscheinlichkeit eines Hurrikans hoch. In diesem Fall muss sofort bestimmt werden, in welcher Richtung sich das Zentrum des Zyklons befindet. Segler wenden dazu die Base Ballo-Regel an: Wenn Sie mit dem Rücken zum Wind stehen, befindet sich das Zentrum des Hurrikans etwa 10 Punkte links von der Halse auf der Nordhalbkugel und in gleicher Höhe rechts - auf der Südhalbkugel.
Dann müssen Sie bestimmen, in welchem Teil des Hurrikans sich das Schiff befindet. Um den Standort so schnell wie möglich zu bestimmen, muss ein Segelschiff sofort driften und ein Dampfschiff das Auto anhalten. Danach ist es notwendig, Beobachtungen der Windänderung vorzunehmen. Ändert sich die Windrichtung allmählich von links nach rechts (im Uhrzeigersinn), befindet sich das Schiff auf der rechten Seite der Zyklonbahn. Wenn sich die Windrichtung in die entgegengesetzte Richtung ändert, dann nach links. Wenn sich die Windrichtung überhaupt nicht ändert, befindet sich das Schiff direkt in der Bahn des Orkans. Um sich vom Zentrum eines Hurrikans auf der Nordhalbkugel zu entfernen, müssen Sie Folgendes tun:
* das Schiff auf Steuerbordbug bringen;
* Wenn Sie sich gleichzeitig rechts von der Mitte des Zyklons befinden, sollten Sie am Wind liegen;
* wenn links oder in der Mitte der Bewegung - zum Achterstag.
Auf der Südhalbkugel ist das Gegenteil der Fall, außer wenn sich das Schiff im Zentrum eines herannahenden Zyklons befindet. Es ist notwendig, diesen Kursen zu folgen, bis das Schiff die Bahn des Zentrums des Zyklons verlässt, was durch das zu steigen begonnene Barometer bestimmt werden kann.
Und unsere Website hat im Artikel "" über die Regeln zur Vermeidung tropischer Wirbelstürme geschrieben.
24. Barisches Windgesetz
Die Erfahrung bestätigt, dass der tatsächliche Wind in der Nähe der Erdoberfläche immer (mit Ausnahme der äquatornahen Breiten) vom barischen Gradienten um einen scharfen Winkel nach rechts auf der Nordhalbkugel und nach links auf der Südhalbkugel abweicht. Ab hier folgt das sogenannte Barische Gesetz des Windes: Steht man auf der Nordhalbkugel mit dem Rücken zum Wind und schaut dorthin, wo der Wind weht, dann ist der geringste Druck links und etwas vorne, und die Der höchste Druck liegt rechts und etwas dahinter.
Dieses Gesetz wurde in der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts empirisch gefunden. Base Ballo und trägt seinen Namen. Ebenso weht der eigentliche Wind in der freien Atmosphäre immer fast entlang Isobaren und hinterlässt (auf der Nordhalbkugel) links ein Tief, d.h. Abweichung vom barischen Gradienten nach rechts um einen Winkel nahe einem rechten. Diese Bestimmung kann als Erweiterung des barischen Windgesetzes auf die freie Atmosphäre betrachtet werden.
Das barische Windgesetz beschreibt die Eigenschaften des tatsächlichen Windes. Somit sind die Muster der geostrophischen und Gradientenluftbewegung, d.h. Unter vereinfachten theoretischen Bedingungen sind sie meist unter komplexeren tatsächlichen Bedingungen der realen Atmosphäre gerechtfertigt. In der freien Atmosphäre liegt die Windrichtung trotz der unregelmäßigen Form der Isobaren nahe an den Isobaren (sie weicht in der Regel um 15-20 ° von ihnen ab) und ihre Geschwindigkeit liegt nahe an der Geschwindigkeit des geostrophischen Windes .
Dasselbe gilt für Stromlinien in der Oberflächenschicht eines Zyklons oder Antizyklons. Obwohl diese Stromlinien keine geometrisch regelmäßigen Spiralen sind, sind sie dennoch von Natur aus schraubenförmig und konvergieren in Wirbelstürmen zum Zentrum hin, und in Hochdruckgebieten weichen sie vom Zentrum ab.
Solche Bedingungen entstehen ständig an Fronten in der Atmosphäre, wenn sich zwei Luftmassen mit unterschiedlichen Eigenschaften nebeneinander befinden. In diesem Fall sind diese beiden Luftmassen durch eine schmale Übergangszone, die als Front bezeichnet wird, getrennt. Die Länge solcher Zonen beträgt Tausende von Kilometern, die Breite nur einige zehn Kilometer. Diese Zonen sind relativ zur Erdoberfläche mit der Höhe geneigt und können mindestens mehrere Kilometer nach oben und oft bis in die Stratosphäre verfolgt werden. In der Frontzone ändern sich beim Wechsel von einer Luftmasse zur anderen Temperatur, Wind und Luftfeuchtigkeit dramatisch.
Fronten, die die wichtigsten geografischen Arten von Luftmassen trennen, werden als Hauptfronten bezeichnet. Die Hauptfronten zwischen arktischer und gemäßigter Luft werden arktisch genannt, zwischen gemäßigter und tropischer Luft - polar. Die Trennung zwischen tropischer und äquatorialer Luft hat keinen Frontcharakter, diese Trennung wird als innertropische Konvergenzzone bezeichnet.
Die Breite der Front in horizontaler Richtung und ihre Dicke in vertikaler Richtung sind klein im Vergleich zu den Abmessungen der durch sie getrennten Luftmassen. Daher ist es möglich, die Front unter Idealisierung der tatsächlichen Bedingungen als Schnittstelle zwischen Luftmassen darzustellen.
Am Schnittpunkt mit der Erdoberfläche bildet die Stirnfläche die Frontlinie, die auch kurz Front genannt wird. Wenn wir die Frontzone als Grenzfläche idealisieren, dann ist sie für meteorologische Größen eine Diskontinuitätsfläche, weil eine scharfe Änderung der Frontzone der Temperatur und einiger anderer meteorologischer Größen den Charakter eines Sprungs an der Grenzfläche annimmt.
Die Stirnflächen treten schräg in die Atmosphäre ein (Abb. 5). Wenn beide Luftmassen stationär wären, würde sich die warme Luft über der kalten befinden, und die Oberfläche der Front zwischen ihnen wäre horizontal, parallel zu den horizontalen isobaren Oberflächen. Da sich die Luftmassen bewegen, kann die Oberfläche der Front bestehen und erhalten bleiben, sofern sie zur ebenen Oberfläche und damit zum Meeresspiegel geneigt ist.
Reis. 5. Vorderfläche im Vertikalschnitt
Die Stirnflächentheorie zeigt, dass der Neigungswinkel von den Geschwindigkeiten, Beschleunigungen und Temperaturen der Luftmassen sowie von der geografischen Breite und der Beschleunigung des freien Falls abhängt. Theorie und Erfahrung zeigen, dass die Neigungswinkel der Stirnflächen zur Erdoberfläche sehr klein sind, in der Größenordnung von Bogenminuten.
Jede einzelne Front in der Atmosphäre existiert nicht auf unbestimmte Zeit. Ständig tauchen Fronten auf, verschärfen, verwischen und verschwinden. Die Bedingungen für die Bildung von Fronten sind immer in bestimmten Teilen der Atmosphäre vorhanden, daher sind Fronten kein seltener Zufall, sondern ein ständiges, alltägliches Merkmal der Atmosphäre.
Der übliche Mechanismus zur Bildung von Fronten in der Atmosphäre ist kinematisch: Fronten entstehen in solchen Luftbewegungsfeldern, die Luftteilchen mit unterschiedlichen Temperaturen (und anderen Eigenschaften) zusammenbringen,
In einem solchen Bewegungsfeld nehmen horizontale Temperaturgradienten zu, was zur Bildung einer scharfen Front anstelle eines allmählichen Übergangs zwischen Luftmassen führt. Der Prozess der Frontbildung wird als Frontogenese bezeichnet. Ebenso können in Bewegungsfeldern, die Luftteilchen voneinander wegbewegen, bereits vorhandene Fronten verwischt werden, d.h. verwandeln sich in breite Übergangszonen, und die dort vorhandenen großen Gradienten meteorologischer Werte, insbesondere der Temperatur, werden geglättet.
In einer realen Atmosphäre sind die Fronten in der Regel nicht parallel zu den Luftströmungen. Der Wind auf beiden Seiten der Front hat Komponenten normal zur Front. Daher bleiben die Fronten selbst nicht in derselben Position, sondern bewegen sich.
Die Front kann sich entweder in Richtung kälterer Luft oder in Richtung wärmerer Luft bewegen. Bewegt sich die Frontlinie in Bodennähe in Richtung kälterer Luft, bedeutet dies, dass sich der Kaltluftkeil zurückzieht und der von ihm frei werdende Raum von warmer Luft eingenommen wird. Eine solche Front nennt man Warmfront. Sein Durchgang durch den Beobachtungsort führt zu einer Änderung der kalten Luftmasse in eine warme und folglich zu einer Temperaturerhöhung und zu bestimmten Änderungen anderer meteorologischer Größen.
Bewegt sich die Frontlinie in Richtung Warmluft, bedeutet dies, dass sich der Kaltluftkeil nach vorne bewegt, die Warmluft davor zurückweicht und durch den vorrückenden Kaltkeil ebenfalls nach oben gedrückt wird. Eine solche Front nennt man Kaltfront. Während des Durchgangs wird die warme Luftmasse durch eine kalte ersetzt, die Temperatur sinkt, und auch andere meteorologische Größen ändern sich dramatisch.
Im Bereich von Fronten (oder wie man gewöhnlich sagt, auf Stirnflächen) treten vertikale Komponenten der Luftgeschwindigkeit auf. Am wichtigsten ist der besonders häufige Fall, dass sich warme Luft in einem Zustand geordneter Aufwärtsbewegung befindet, d.h. wenn es sich gleichzeitig mit der horizontalen Bewegung auch über den Kaltluftkeil nach oben bewegt. Damit hängt die Entwicklung eines Wolkensystems über der Stirnfläche zusammen, aus dem Niederschlag fällt.
An der Warmfront bedeckt die Aufwärtsbewegung mächtige Schichten warmer Luft über die gesamte Frontfläche, die vertikalen Geschwindigkeiten liegen hier in der Größenordnung von 1 ... 2 cm / s bei horizontalen Geschwindigkeiten von mehreren zehn Metern pro Sekunde. Daher hat die Bewegung warmer Luft den Charakter eines Aufwärtsgleitens entlang der Stirnfläche.
Das Aufwärtsgleiten betrifft nicht nur die unmittelbar an die Stirnfläche angrenzende Luftschicht, sondern auch alle darüber liegenden Schichten, oft bis zur Tropopause. Infolgedessen entsteht ein ausgedehntes System von Cirrostratus-, Altostratus-Nimbostratus-Wolken, aus denen umfangreiche Niederschläge fallen. Bei einer Kaltfront ist die Aufwärtsbewegung warmer Luft auf eine schmalere Zone beschränkt, aber die vertikalen Geschwindigkeiten sind viel größer als bei einer Warmfront, und sie sind besonders stark vor einem Kaltkeil, wo sich warme Luft befindet durch kalte Luft verdrängt. Dominiert wird es von Quellwolken mit Schauern und Gewittern.
Es ist sehr wichtig, dass alle Fronten mit Mulden im barischen Feld verbunden sind. Bei einer stationären (sich langsam bewegenden) Front sind die Isobaren in der Mulde parallel zur Front selbst. Bei Warm- und Kaltfronten haben die Isobaren die Form des lateinischen Buchstabens V, der sich mit der auf der Trogachse liegenden Front schneidet.
Wenn die Front passiert, ändert der Wind an einem bestimmten Ort seine Richtung im Uhrzeigersinn. B. der Wind vor der Front aus Südost, dann dreht er hinter der Front auf Süd, Südwest oder West.
Idealerweise lässt sich die Front als geometrische Unstetigkeitsfläche darstellen.
In einer realen Atmosphäre ist eine solche Idealisierung in der planetaren Grenzschicht zulässig. In Wirklichkeit ist die Front eine Übergangszone zwischen warmen und kalten Luftmassen; in der Troposphäre stellt es einen bestimmten Bereich dar, der als Frontalzone bezeichnet wird. Die Temperatur an der Front erfährt keinen Sprung, sondern ändert sich stark innerhalb der Frontzone, d.h. Die Front ist durch große horizontale Temperaturgradienten gekennzeichnet, die um eine Größenordnung größer sind als bei Luftmassen auf beiden Seiten der Front.
Wir wissen bereits, dass bei einem horizontalen Temperaturgradienten, dessen Richtung eng mit dem horizontalen barischen Gradienten zusammenfällt, dieser mit der Höhe zunimmt und damit die Windgeschwindigkeit zunimmt. In der Frontalzone, wo der horizontale Temperaturgradient zwischen warmer und kalter Luft besonders groß ist, nimmt der barische Gradient mit der Höhe stark zu. Das bedeutet, dass der thermische Wind einen großen Beitrag leistet und die Windgeschwindigkeit in der Höhe hohe Werte erreicht.
Mit einer scharf ausgeprägten Front darüber in der oberen Troposphäre und unteren Stratosphäre wird im Allgemeinen eine starke Luftströmung parallel zur Front beobachtet, mehrere hundert Kilometer breit, mit Geschwindigkeiten von 150 bis 300 km/h. Es heißt Jetstream. Seine Länge ist vergleichbar mit der Länge der Front und kann mehrere tausend Kilometer erreichen. Die maximale Windgeschwindigkeit wird auf der Strahlachse in der Nähe der Tropopause beobachtet, wo sie 100 m/s überschreiten kann.
Weiter oben in der Stratosphäre, wo sich der horizontale Temperaturgradient umkehrt, nimmt der barische Gradient mit der Höhe ab, der thermische Wind ist der Windgeschwindigkeit entgegengesetzt und nimmt mit der Höhe ab.
In der Nähe arktischer Fronten sind Jetstreams auf niedrigeren Ebenen zu finden. Unter bestimmten Bedingungen werden Jetstreams in der Stratosphäre beobachtet.
Normalerweise verlaufen die Hauptfronten der Troposphäre - polar, arktisch - hauptsächlich in Breitenrichtung, wobei sich kalte Luft in höheren Breiten befindet. Daher sind die damit verbundenen Jetstreams meistens von West nach Ost gerichtet.
Bei einer starken Abweichung der Hauptfront von der Breitenrichtung weicht auch der Jetstream ab.
In den Subtropen, wo die gemäßigte Troposphäre mit der tropischen Troposphäre in Kontakt steht, entsteht ein subtropischer Schorfstrom, dessen Achse normalerweise zwischen der tropischen und der polaren Tropopause liegt.
Der subtropische Jetstream ist keiner Front starr zugeordnet und ist hauptsächlich eine Folge des Vorhandenseins eines Äquatorpol-Temperaturgradienten.
Der dem fliegenden Flugzeug entgegengesetzte Jetstream reduziert dessen Fluggeschwindigkeit; der damit verbundene Strahl verstärkt ihn. Außerdem können sich in der Jetzone starke Turbulenzen entwickeln, daher ist die Berücksichtigung von Jetströmungen für die Luftfahrt wichtig.
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2. Corioliskraft
3. Reibungskraft: 4. Zentrifugalkraft:
16. Barisches Windgesetz in der Oberflächenschicht (Reibungsschicht) und seine meteorologischen Folgen in einem Zyklon und Antizyklon.
Barisches Windgesetz in der Reibungsschicht : Unter dem Einfluss der Reibung weicht der Wind von der Isobare in Richtung Niederdruck (auf der Nordhalbkugel - nach links) ab und nimmt an Stärke ab.
Also nach dem Barischen Gesetz des Windes:
In einem Zyklon wird gegen den Uhrzeigersinn zirkuliert, in Bodennähe (in der Reibungsschicht) kommt es zu einer Konvergenz von Luftmassen, vertikalen Aufwärtsbewegungen und der Bildung atmosphärischer Fronten. Bewölktes Wetter herrscht vor.
Im Antizyklon gibt es eine Zirkulation gegen den Uhrzeigersinn, Luftmassendivergenz, vertikale Abwärtsbewegungen und die Bildung großräumiger (~1000 km) angehobener Inversionen. Es herrscht wolkenloses Wetter. Geschichtete Wolken in der Subinversionsschicht.
17. Atmosphärische Oberflächenfronten (AF). Ihre Entstehung. Bewölkung, besondere Phänomene in der X- und T-AF-Zone, Okklusionsfront. AF-Bewegungsgeschwindigkeit. Flugbedingungen im AF-Gebiet im Winter und Sommer. Wie groß ist die durchschnittliche Breite der Niederschlagszone auf T und X AF? Nennen Sie die saisonalen Unterschiede in der NR für HF und TF. (siehe Bogatkin S.159 - 164).
Atmosphärische Oberflächenfronten AF – eine schmale abfallende Übergangszone zwischen zwei Luftmassen mit unterschiedlichen Eigenschaften;
Kalte Luft (dichtere) liegt unter warm
Die Länge der AF-Zonen beträgt Tausende von Kilometern, die Breite mehrere zehn Kilometer, die Höhe mehrere Kilometer (manchmal bis zur Tropopause), der Neigungswinkel zur Erdoberfläche mehrere Bogenminuten;
Die Schnittlinie der Stirnfläche mit der Erdoberfläche wird als Frontlinie bezeichnet
In der Frontalzone ändern sich Temperatur, Feuchtigkeit, Windgeschwindigkeit und andere Parameter abrupt;
Der Prozess der Frontbildung ist Frontogenese, Zerstörung ist Frontolyse
Fahrgeschwindigkeit 30-40 km/h oder mehr
Die Annäherung kann (meistens) nicht im Voraus bemerkt werden - alle Wolken sind hinter der Frontlinie
Starkregen mit Gewitter und böigen Winden, Tornados sind typisch;
Wolken ersetzen einander in der Reihenfolge Ns, Cb, As, Cs (um die Stufe zu erhöhen);
Die Wolken- und Niederschlagszone ist 2-3 mal kleiner als die des TF - bis zu 300 und 200 km, bzw;
Die Breite der Niederschlagszone beträgt 150-200 km;
Die Höhe der NGO beträgt 100-200 m;
Auf einer Höhe hinter der Front frischt der Wind auf und dreht nach links - Windscherung!
Für die Luftfahrt: Schlechte Sicht, Vereisung, Turbulenzen (insbesondere in HF!), Windscherung;
Flüge sind bis zur Passage der HF verboten.
HF der 1. Art - eine sich langsam bewegende Front (30-40 km/h), eine relativ breite (200-300 km) Bewölkungs- und Niederschlagszone; Die Höhe der oberen Wolkengrenze im Winter ist gering - 4-6 km
Typ 2 HF - sich schnell bewegende Front (50-60 km/h), enge Wolkendecke - mehrere zehn Kilometer, aber gefährlich mit entwickeltem Cb (besonders im Sommer - mit Gewittern und Sturmböen), im Winter - starke Schneefälle mit einem scharfen Kurzschluss -Term Verschlechterung der Sichtbarkeit
Warmer AF
Die Bewegungsgeschwindigkeit ist geringer als die des HF-< 40 км/ч.
Ansatz ist zu sehen im Voraus durch das Erscheinen von Cirrus- und dann Cirrostratus-Wolken am Himmel und dann As, St, Sc mit NGO 100 m oder weniger;
Dichte Advektionsnebel (Winter- und Übergangszeit);
Cloud-Basis - geschichtete Formen Wolken bildeten sich durch den Aufstieg warmer Luft mit einer Geschwindigkeit von 1-2 cm / s;
großer Bereich Über Käfige - 300-450 km mit einer Wolkenzonenbreite von etwa 700 km (Maximum im zentralen Teil des Zyklons);
In Höhen in der Troposphäre nimmt der Wind mit der Höhe zu und dreht nach rechts – Windscherung!
Besonders schwierige Bedingungen für Flüge werden in der Zone von 300-400 km von der Frontlinie geschaffen, wo die Bewölkung gering ist, die Sicht schlechter ist, die Möglichkeit von Vereisung im Winter und Gewitter im Sommer (nicht immer) besteht.
Vorderseite der Okklusion –
Kombination von warmen und kalten Stirnflächen
(im Winter ist es besonders gefährlich bei Vereisung, Glatteis, Eisregen)
Für eine Ergänzung lesen Sie das Lehrbuch Bogatkin S. 159 - 164.
STEIGUNGSWIND Bei krummlinigen Isobaren tritt Zentrifugalkraft auf. Es ist immer auf die Konvexität gerichtet (vom Zentrum des Zyklons oder Antizyklons zur Peripherie). Wenn es eine gleichmäßige horizontale Luftbewegung ohne Reibung mit krummlinigen Isobaren gibt, dann werden 3 Kräfte in der horizontalen Ebene ausgeglichen: die Kraft des barischen Gradienten G, die Kraft der Erdrotation K und die Zentrifugalkraft C. Solch eine gleichmäßige Konstante Die horizontale Luftbewegung ohne Reibung entlang krummliniger Bahnen wird als Gradientenwind bezeichnet. Der Gradientenwindvektor ist tangential zur Isobare im rechten Winkel nach rechts auf der Nordhalbkugel (nach links auf der Südhalbkugel) relativ zum barischen Gradientenkraftvektor gerichtet. Daher in einem Zyklon - einem Wirbel gegen den Uhrzeigersinn und in einem Antizyklon - im Uhrzeigersinn auf der Nordhalbkugel.
Gegenseitige Anordnung der wirkenden Kräfte bei Gradientenwind: a) Zyklon, b) Antizyklon. A ist die Coriolis-Kraft (in den Formeln mit K bezeichnet)
Betrachten wir den Einfluss des Krümmungsradius r auf die Gradientenwindgeschwindigkeit. Für einen großen Krümmungsradius (r > 500 km) ist die Krümmung der Isobaren (1/ r) sehr klein, nahe Null. Der Krümmungsradius einer geraden geradlinigen Isobaren ist r → ∞ und der Wind wird geostrophisch sein. Geostrophischer Wind ist ein Spezialfall von Gradientenwind (bei С = 0). Mit kleinem Krümmungsradius (r< 500 км) в циклоне и антициклоне при круговых изобарах скорость градиентного ветра определяется следующими уравнениями: В циклоне уравновешиваются силы G = K + C: или В антициклоне К = G + С: Поэтому в циклоне: или
Im Antizyklon: oder Das heißt, In der Mitte des Zyklons und Antizyklons ist der horizontale barische Gradient gleich Null, d. H. Daher ist G = 0 als Bewegungsquelle. Daher = 0. Der Gradientenwind ist eine Annäherung an den realen Wind in der freien Atmosphäre eines Zyklons und Antizyklons.
Die Gradientenwindgeschwindigkeit kann durch Lösen einer quadratischen Gleichung erhalten werden - in einem Zyklon: - in einem Antizyklon: Krümmung r ≤ 500 km) auf der isobaren Oberfläche werden die folgenden Beziehungen zwischen Gradienten- und geostrophischen Winden verwendet: Für Zyklonkrümmung ≈ 0,7 Für antizyklonale Krümmung ≈ 1,
Bei großer Krümmung der Isobaren nahe der Erdoberfläche (1/ r) → ∞ (Krümmungsradius r ≤ 500 km): bei Zyklonkrümmung ≈ 0,7 bei Antizyklonkrümmung ≈ 0,3 mittlerer Krümmungsradius 500 km< r < 1000 км, — а также при большой кривизне изобар (r < 500 км) в быстро перемещающихся барических образованиях.
WINDGESETZ Der Zusammenhang zwischen der Richtung des Oberflächenwindes und der Richtung des horizontalen barischen Gradienten wurde im 19. Jahrhundert von dem holländischen Wissenschaftler Bais-Ballo in Form einer Regel (Gesetz) formuliert. GESETZ DES WINDES: Blickt man gegen den Wind, liegt Tiefdruck links und etwas voraus, und Hochdruck rechts und etwas dahinter (in der nördlichen Hemisphäre). Beim Zeichnen von Isobaren auf synoptischen Karten wird die Windrichtung berücksichtigt: Die Richtung der Isobaren wird durch Drehen des Windpfeils nach rechts (im Uhrzeigersinn) um etwa 30 -45 ° erhalten.
ECHTER WIND Echte Luftbewegungen sind nicht stationär. Daher unterscheiden sich die Eigenschaften des tatsächlichen Windes nahe der Erdoberfläche von den Eigenschaften des geostrophischen Windes. Betrachten Sie den realen Wind in Form von zwei Termen: V = + V ′ – Ageostrophische Abweichung u = + u ′ oder u ′ = u — v = + v ′ oder v ′ = v – Wir schreiben die Bewegungsgleichungen ohne Berücksichtigung Berücksichtigung der Reibungskraft:
EINFLUSS DER REIBUNGSKRAFT AUF DEN WIND Unter dem Einfluss der Reibung ist die Geschwindigkeit des Oberflächenwindes im Durchschnitt zweimal geringer als die Geschwindigkeit des geostrophischen Windes, und seine Richtung weicht vom geostrophischen zum barischen Gradienten ab. Damit weicht der tatsächliche Wind nahe der Erdoberfläche von der Geostrophe auf der Nordhalbkugel nach links und auf der Südhalbkugel nach rechts ab. Gegenseitige Kräfteverteilung. Geradlinige Isobaren
Bei einem Zyklon weicht die Windrichtung unter dem Einfluss der Reibung zum Zentrum des Zyklons ab, bei einem Antizyklon vom Zentrum des Antizyklons zur Peripherie. Durch Reibungseinfluss wird die Windrichtung in der Oberflächenschicht von der Tangente an die Isobare um einen mittleren Winkel von etwa 30° (über Meer um etwa 15°, über Land um etwa 40-45°) in Richtung Tiefdruck abgelenkt ).
WINDÄNDERUNG MIT DER HÖHE Die Reibungskraft nimmt mit der Höhe ab. In der Grenzschicht der Atmosphäre (Reibungsschicht) nähert sich der Wind dem geostrophischen Wind mit Höhe, der entlang der Isobaren gerichtet ist. Daher nimmt der Wind mit zunehmender Höhe zu und dreht sich nach rechts (auf der Nordhalbkugel), bis er entlang der Isobaren gerichtet ist. Die Änderung der Windgeschwindigkeit und -richtung mit der Höhe in der Grenzschicht der Atmosphäre (1-1,5 km) kann durch einen Hodographen dargestellt werden. Ein Hodograph ist eine Kurve, die die Enden von Vektoren verbindet, die Wind in verschiedenen Höhen darstellen und vom selben Punkt aus gezeichnet werden. Diese Kurve ist eine logarithmische Spirale, die Ekman-Spirale genannt wird.
EIGENSCHAFTEN DES WINDFELDS DER STRÖMUNGSLINIE Eine Stromlinie ist eine Linie, an deren jedem Punkt der Windgeschwindigkeitsvektor zu einem bestimmten Zeitpunkt tangential gerichtet ist. Sie geben also eine Vorstellung von der Struktur des Windfeldes zu einem bestimmten Zeitpunkt (Momentangeschwindigkeitsfeld). Unter Gradienten- oder geostrophischen Windbedingungen fallen Stromlinien mit Isobaren (Isohypsen) zusammen. Der tatsächliche Windgeschwindigkeitsvektor in der Grenzschicht ist nicht parallel zu Isobaren (Isohypsen). Daher kreuzen die Stromlinien des realen Windes die Isobaren (Isohypsen). Beim Zeichnen von Stromlinien wird nicht nur die Richtung, sondern auch die Geschwindigkeit des Windes berücksichtigt: Je größer die Geschwindigkeit, desto dichter sind die Stromlinien.
Beispiele für Stromlinien in der Nähe der Erdoberfläche in einem Oberflächenzyklon in einem Oberflächenantizyklon in einem Trog in einem Rücken
LUFTPARTIKEL-BAHNBAHNEN Partikelbahnen sind die Bahnen einzelner Luftpartikel. Das heißt, die Flugbahn charakterisiert die Bewegung desselben Luftteilchens zu aufeinanderfolgenden Zeitpunkten. Teilchenbahnen können aus aufeinanderfolgenden synoptischen Karten angenähert werden. Die Flugbahnmethode in der synoptischen Meteorologie ermöglicht es, zwei Probleme zu lösen: 1) zu bestimmen, von wo aus sich ein Luftteilchen in einem bestimmten Zeitraum zu einem bestimmten Punkt bewegt; 2) bestimmen, wohin sich das Luftteilchen von einem bestimmten Punkt in einer bestimmten Zeitspanne bewegen wird. Trajektorien können auf AT-Karten (häufiger auf AT-700) und auf Oberflächenkarten erstellt werden. Es wird ein grafisches Verfahren zur Berechnung der Trajektorie unter Verwendung eines Gradientenlineals verwendet.
Ein Beispiel für die Konstruktion der Flugbahn eines Luftpartikels (woher sich das Partikel bewegen wird) auf einer Karte: A - Vorhersagepunkt; B ist die Mitte des Teilchenpfads; C - der Startpunkt der Trajektorie Mit dem unteren Teil des Gradientenlineals bestimmt der Abstand zwischen den Isohypsen die Geschwindigkeit des geostrophischen Windes (V, km/h). Das Lineal wird mit der unteren Skala (V, km/h) entlang der Normalen zu den Isohypsen etwa in der Mitte des Weges angelegt. Bestimmen Sie auf einer Skala (V, km/h) zwischen zwei Isohypsen (am Schnittpunkt mit der zweiten Isohypse) die Durchschnittsgeschwindigkeit V cp.
Gradientenlineal für Breitengrad 60˚ Bestimmen Sie als nächstes die Bahn des Teilchens für 12 h (S 12) bei einer gegebenen Transferrate. Sie ist numerisch gleich der Teilchentransportgeschwindigkeit V h Der Weg des Teilchens in 24 h ist S 24 = 2· S 12; der Weg des Teilchens in 36 Stunden ist gleich S 36 = 3 · S 12 . Auf der oberen Skala des Lineals wird der Weg des Teilchens vom Vorhersagepunkt in die Richtung entgegengesetzt zur Richtung der Isohypse unter Berücksichtigung ihrer Biegung aufgetragen.