Gradienttuul on tegelik tuul, kuna tuul muutub kõrgusega. Siin on see ilmselt minu enda sõnade järgi vajalik või ma ei leidnud lumelaengute tsentrite välimust
1. Põhimõisted ja definitsioonid
LUMELAUSUD (SNOW CHARGES), tuntud klassikalise meteoroloogiasõnastiku 1974 järgi. väljaanded [ 1 ] - see on: "... lühiajalise intensiivse vihmasaju nimetus rünkpilvede (või lumegraanulite) kujul, sageli koos lumehoogudega."
Ja Meteoslovar - POGODA.BY sõnastikes [ 2 ]: " Lumi "laetab"- väga intensiivne lumesadu, millega kaasneb tuule järsk tugevnemine nende läbimise ajal. Lume "laengud" järgnevad mõnikord üksteisele lühikeste ajavahemike järel. Neid nähakse tavaliselt tsükloniliinide taga ja sekundaarsetel külmafrontidel. Lume "laengute" oht on see, et nähtavus langeb nende möödumisel järsult peaaegu nullini.
Lisaks on seda lennunduse jaoks intensiivset ja ohtlikku ilmastikunähtust kirjeldatud ka kaasaegses elektroonilises koolitusjuhendis "Lennundus ja ilm" [ 3 ] järgmiselt: hoovihmaga lörts ja lumi koos vihmaga), mis näevad välja nagu "lumelukid" - väga intensiivse lumesajuga kiiresti liikuvad tsoonid, sõna otseses mõttes lume "kokkuvarisemine" koos nähtavuse järsu vähenemisega, millega sageli kaasnevad Maa pinna lähedal lumesajud (lumetorm).
Lumelaeng on võimas, ere ja lühiajaline (tavaliselt vaid mõne minuti kestev) ilmastikunähtus, mis vastavalt tekkivatele ilmastikutingimustele on väga ohtlik mitte ainult kergete lennukite ja helikopterite lendudele madalal, vaid ka igat tüüpi õhusõidukid (õhusõidukid) madalama kihi atmosfääris stardi ja algtõusu ajal, samuti maandumisel lähenemise ajal. See nähtus, nagu allpool näeme, põhjustab mõnikord isegi õnnetuse (õnnetuse). Oluline on, et säilitades piirkonnas lumelaengute tekke tingimused, saaks nende läbimist samas kohas korrata!
Lennukite lennuohutuse parandamiseks on vaja analüüsida lumehunnikute tekkepõhjuseid ja neis valitsevaid ilmastikutingimusi, tuua näiteid asjakohastest õnnetustest, samuti töötada välja soovitused lennujuhtimise personalile ja lendude meteoroloogiateenistusele, et võimalusel vältida õnnetusi lumelaengute läbipääsu tingimustes.
2. Lumelaengute tsentrite välimus
Kuna kõnealused kõige ohtlikumad lumepallid pole nii levinud, on probleemi mõistmiseks oluline, et kõigil lenduritel oleks selle võimsa loodusnähtuse kohta õiged (ka visuaalsed) ettekujutused. Seetõttu pakutakse artikli alguses vaatamiseks videonäidet sellise lumelaengu tüüpilisest läbipääsust Maa pinna lähedal.
Riis. 1 Lumelaengu tsoonile lähenemine. Esimesed kaadrid videost vaata: http://rutube.ru/video/728d027f45b8ae5356c962f70f40d6dd/
Huvilistele lugejatele pakutakse vaatamiseks ka mõned videoepisoodid lumelaengute läbimisest Maa lähedal:
ja teised (vt Interneti otsingumootorid).
3. Lumelaengute keskuste tekkeprotsess
Meteoroloogilise olukorra seisukohalt on tüüpilised talviste tormikeskuste tekketingimused sarnased nendega, mis tekivad võimsate hoovihma- ja äikesekeskuste tekke ajal suvel - pärast külma invasiooni toimumist ja vastavalt dünaamilise konvektsiooni tingimused on tekkinud. Samal ajal moodustuvad kiiresti rünksajupilved, mis annavad suvel tugeva vihmana (sageli äikesetormidega) ja külmal aastaajal tugeva lumena. Tavaliselt täheldatakse selliseid tingimusi külma advektsiooni ajal tsüklonite tagaosas - nii külma frondi taga kui ka sekundaarsete külmafrontide tsoonides (kaasa arvatud ja nende läheduses).
Vaatleme maksimaalse arengu faasis lumelaengu keskpunkti tüüpilise vertikaalse struktuuri diagrammi, mis moodustub rünkpilve all talvel külma advektsiooni tingimustes.
Riis. 2 Lumelaengu keskpunkti vertikaalse lõigu üldine skeem maksimaalse arengu staadiumis (A, B, C - AP punktid, vt artikli lõige 4)
Diagrammil on näha, et rünksajupilvest langevad intensiivsed tugevad vihmasajud "kaasavad" õhu, mille tulemuseks on võimas allapoole suunatud õhuvool, mis Maa pinnale lähenedes "levib" allikast eemale, tekitades Maa lähedal tuulte tugeva tõusu. (peamiselt - fookuse liikumise suunas, nagu diagrammil). Sarnast nähtust, mille kohaselt langevad vedelad sademed "kaasavad" õhuvoolu allapoole, on täheldatud ka soojal aastaajal, tekitades "puhangute frondi" (kvaliivsoon), mis tekib pulseeriva protsessina liikuva äikesetormi eel – vt kirjandust tuulenihke [4].
Seega võib intensiivse lumelaengu allika läbipääsu tsoonis atmosfääri madalamates kihtides oodata järgmisi lennundusele ohtlikke, õnnetusi täis ilmastikunähtusi: võimsad laskuvad õhuvoolud, Maa lähedal tugevneb tuul, ja nähtavuse järsu halvenemise piirkonnad lumesademete korral. Vaatleme neid lumekoormustega ilmastikunähtusi eraldi (vt lõigud 3.1, 3.2, 3.3).
3.1 Võimsad laskuvad õhuvoolud lumelaengu keskel
Nagu juba mainitud, on atmosfääri piirkihis täheldatav intensiivsetest sademetest tingitud tugevate laskuvate õhuvoolude alade moodustumise protsess [4]. Seda protsessi põhjustab õhu kaasahaaramine langevate sademetega, kui nendes sademetes on suure hulga ja suurenenud langemiskiirusega elemente ning täheldatakse ka nende sademete suurt intensiivsust (lendavate sademete elementide “tihedus”). Lisaks on antud olukorras oluline, et täheldataks õhumasside "vahetuse" efekti piki vertikaali - s.t. ülevalt alla suunatud kompenseerivate õhuvoolude osade esinemine konvektsiooni ajal tõusvate voolude osade olemasolu tõttu (joonis 3), kus sademealad mängivad selle võimsa vertikaalse vahetuse "päästiku" rolli.
Riis. 3 (see on koopia joonisest 3-8 [4]). Allavoolu moodustumine laagerdumisfaasis b) sademete tõttu (punane kast).
Intensiivsete sademete osalusel tekkiva allapoole suunatud õhuvoolu võimsus sõltub otseselt sademete langevate osakeste (elementide) suurusest. Suured sademeosakesed (Ø ≥5 mm) langevad tavaliselt kiirusega ≥10 m/s ja seetõttu arenevad suured märjad lumehelbed kõige suurema langemiskiirusega, kuna nende mõõtmed võivad olla ka > 5 mm ja erinevalt kuivast lumest on palju madalam "puri". Sarnane efekt ilmneb ka suvel intensiivse rahesadu fookuses, mis põhjustab samuti võimsa allapoole suunatud õhuvoolu.
Seetõttu suureneb "märja" lumelaengu (helveste) keskel järsult õhu "püüdmine" sademetega, mis põhjustab sademetes allapoole suunatud õhuvoolu kiiruse suurenemist, mis sellistel juhtudel ei jõua ainult , kuid isegi tugevate vihmahoogude korral ületavad nende "suvised" väärtused. Sel juhul, nagu on teada, peetakse vertikaalseid voolukiirusi 4–6 m/s „tugevaks” ja üle 6 ms „väga tugevaks” [4].
Suured märjad lumehelbed tekivad enamasti kergelt positiivse õhutemperatuuri juures ning seetõttu on ilmne, et just selline temperatuurifoon aitab kaasa tugevate ja isegi väga tugevate laskuvate õhuvoolude tekkele lumelaengus.
Eeltoodu põhjal on üsna ilmne, et lumelaengu maksimaalse arengu staadiumis (eriti märja lume ja positiivse õhutemperatuuri korral) võivad tekkida nii tugevad kui ka väga tugevad vertikaalsed õhuvoolud, mis kujutavad endast äärmuslikku ohtu mis tahes tüüpi õhusõidukite lendudele.
3.2 Maa lähedal tuullumelaengu keskkoha lähedal.
Artikli punktis 3.1 mainitud õhumasside laskuvad voolud, mis gaasidünaamika seaduste kohaselt lähenevad Maa pinnale, hakkavad atmosfääri piirkihis järsult horisontaalselt allikast eemale “voolama” (üles sadade meetrite kõrgusele), tekitades äkilise tuuletõusu (joonis 2).
Seetõttu tekivad Maa lähedal asuvate tormikeskuste lähedal tuuleiilid (ehk tuuleiilid) - allikast levivad, kuid allika asukoha suhtes horisontaalselt "asümmeetrilised", kuna tavaliselt liiguvad need hoovihmad. sama suund kui fookus horisontaalselt (joonis 4).
Joon.4 Tormiallikast leviva puhangufrondi (puhangute) struktuur atmosfääri piirkihis allika liikumise suunas
Selline “tuuline” tuisuline tuulerinne tekib tavaliselt ootamatult, liigub üsna suure kiirusega, läbib konkreetse piirkonna vaid mõne sekundiga ning seda iseloomustavad järsud äkilise tuule tugevnemine (15 m/s, kohati rohkem) ja märkimisväärne tõus. turbulentsis. Puhkefront “veereb” allika piirilt tagasi ajas pulseeriva (tekiva või kaduva) protsessina ning samas võib sellest frondist põhjustatud Maa-lähedane tuisk ulatuda kuni mitme kilomeetri kaugusele. allikas (suvel tugevate äikesetormidega - üle 10 km).
Ilmselgelt kujutab taoline maalähedane tuisk, mis on põhjustatud puhangufrondi läbimisest allika lähedalt, suurt ohtu igat tüüpi õhusõidukitele, mis lendavad atmosfääri piirkihis, mis võib põhjustada õnnetuse. Näide sellise puhangufrondi läbimisest polaarmesotsükloni tingimustes ja lumikatte olemasolul on toodud Svalbardil juhtunud kopteriõnnetuse analüüsis [5].
Samal ajal toimub külma aastaaja tingimustes õhuruumi intensiivne "täitumine" lumetuisus lendavate lumehelvestega, mis toob nendes oludes kaasa nähtavuse järsu vähenemise (vt allpool - punkt 3.3. artikkel).
3.3 Nähtavuse järsk langus lumekoormuse korralja lumetuisuga Maa lähedal
Lumelaengute oht seisneb ka selles, et nähtavus nendes lumes väheneb tavaliselt järsult, mõnikord kuni visuaalse orientatsiooni peaaegu täieliku kadumiseni nende läbimisel. Lumelaengute suurused varieeruvad sadadest meetritest kuni kilomeetrini või rohkemgi.
Tuule tugevnemisel Maa lähedal lumelaengu piiridel, eriti allika lähedal - Maa-lähedases puhangufrondi vööndis tekib kiiresti liikuv "lumetuhk", kui Maa lähedal õhus võib esineda. , lisaks ülalt langevale intensiivsele lumele tõstis pinnalt tuult ka lumi (joon. 5).
Riis. 5 Lumesadu Maa lähedal lumelaengu läheduses
Seetõttu on lumetuisu tingimustes Maa lähedal sageli olukord, kus ruumiline orientatsioon ja nähtavus kaob täielikult vaid mõne meetri ulatuses, mis on äärmiselt ohtlik kõikidele transpordiliikidele (nii maa- kui õhus) ja nendes tingimustes. õnnetuste tõenäosus on suur. Maapealsed sõidukid võivad lumetuisus seisma jääda ja selliseid hädaolukordi "ära oodata" (mida sageli juhtub), kuid lennuk on sunnitud liikumist jätkama ning visuaalse orientatsiooni täieliku kaotuse korral muutub see äärmiselt ohtlikuks!
Oluline on teada, et lumelaengu allika lähedal toimuva lumetuisu ajal on visuaalse orientatsiooni kaotuse liikuv tsoon lumetuisu möödumisel Maa lähedal ruumiliselt üsna piiratud ja tavaliselt vaid 100–200 m (harva rohkem) ja väljaspool lumetuisu tsooni nähtavus tavaliselt paraneb.
Nähtavus muutub paremaks lumekihtide vahel ja seetõttu ka lumekihist eemal - sageli isegi sadade meetrite kaugusel sellest ja kaugemal, kui läheduses ei ole lähenevat lumetuisku, on lumevöönd näha isegi lumena. mingi liikuv "lumesammas". See on väga oluline nende tsoonide kiireks visuaalseks tuvastamiseks ja nende edukaks "möödasõiduks" – lennuohutuse tagamiseks ja lennukimeeskondade hoiatamiseks! Lisaks tuvastavad ja jälgivad hästi lumelaengu tsoonid kaasaegsed meteoroloogilised radarid, mida tuleks sellistes tingimustes kasutada lennuvälja ümbruses toimuvatel lendudel meteoroloogilise toe pakkumiseks.
4. Lumelaenguga õnnetuste liigid
On ilmne, et lennu ajal lumeoludesse sattunud lennukitel on lennuohutuse säilitamisel olulisi raskusi, mis mõnikord põhjustavad ka vastavaid õnnetusi. Vaatleme lähemalt kolme sellist tüüpilist artiklisse valitud AP-d – need on juhtumid t.t. A, B, C ( need on märgitud joonisel 2) lumelaengu keskpunkti tüüpilisel diagrammil maksimaalse arengu staadiumis.
AGA) 19.02.1977 Eesti NSV Tapa küla lähedal lennuk AN-24T maandudes sõjaväelennuväljale, olles glissaadil, pärast DPRM (pikamaa referentsraadiomarker) läbimist, juba umbes 100 m kõrgusel rajast (rajast) kukkus täieliku nähtavuse kaotuse tingimustes võimsasse lumelaengu. Samal ajal kaotas lennuk ootamatult ja järsult kõrgust, mille tagajärjel puudutas kõrget korstnat ja kukkus alla, kõik 21 inimest. lennuki pardal viibinud hukkusid.
See õnnetus juhtus ilmselt siis, kui lennuk tabas allavoolu lumes mingil kõrgusel maapinna kohal.
AT) 20. jaanuar 2011 helikopter AS - 335 NRA-04109 Suhhodolskoje järve lähedal, Priozerski rajoon, Leningradi oblast. lendas madalal kõrgusel ja Maa nähtavuses (asja toimiku andmetel). Üldine meteoroloogiline olukord sel juhul oli meteoroloogiateenistuse andmetel järgmine: selle kopteri lend viidi läbi pilvise ilmaga tsüklonaalsetes tingimustes koos tugeva vihmasaju ja nähtavuse halvenemisega sekundaarse külma frondi tagaosas ... sademeid täheldati lumena koos vihmaga, üksikute esinemisega sademete tsoonid . Nendes tingimustes "möödus" lennu ajal kopter tugevate sademete keskpunktidest (need olid näha), kuid laskumist üritades põrkas ootamatult vastu lumelaengu "serva", kaotas järsult kõrgust ja kukkus maapinnale. kui tuul lumetuisus Maa lähedal tugevnes. Õnneks keegi surma ei saanud, kuid kopter sai tõsiselt kannatada.
Õnnetuskoha tegelikud ilmastikutingimused (vastavalt tunnistajate ja kannatanute ülekuulamisprotokollidele): "...see juhtus sademetetagude olemasolul lume ja vihma kujul ... segasademete korral .. mis halvendas horisontaalset nähtavust tugeva lumesaju piirkonnas …” See õnnetus juhtus ilmselgelt t Vastavalt joonisele 2, s.o. kohas, kus lumelaenguvööndi vertikaalne piir on juba tekkinud lumetuisk.
KOOS) 6. aprill 2012 helikopter "Agusta" järve ääres. Yanisyarvi, Karjala Sortavalski rajoon, lennates kuni 50 m kõrgusel rahulikes oludes ja Maa nähtavuse juures, umbes 1 km kaugusel lumesaju keskpunktist (keskpunkt oli meeskonnale näha) kogeti. turbulents Maa lähedale lennanud lumetuisus ja järsult kõrgust kaotanud kopter põrkas vastu maad. Õnneks keegi surma ei saanud, kopter sai kannatada.
Selle õnnetuse tingimuste analüüs näitas, et lend toimus tsükloni lohus kiiresti läheneva ja intensiivse külma frondi lähedal ning õnnetus juhtus peaaegu kõige frontaalsemas tsoonis Maa lähedal. Ilmapäeviku andmed selle frondi läbimise ajal läbi lennuvälja vööndi näitavad, et selle läbimisel Maa lähedal täheldati võimsaid rünkpilvede taskuid ja tugevat vihmasadu (märja lume laengud), samuti täheldati tuule tugevnemist Maa lähedal. kuni 16 m/s.
Seega on ilmselge, et see õnnetus juhtus küll väljaspool lumesadu ennast, mida kopter kordagi ei tabanud, kuid see sattus piirkonda, kuhu äkitselt ja suurel kiirusel "lahvatas" kauge lumetormi laengu põhjustatud lumesadu. Seetõttu toimuski kopteri viskamine puhangufrondi turbulentses tsoonis, kui peale tuli lumetuisk. Joonisel 2 on see punkt C – lumetuisu piiri välimine tsoon, mis “rullub tagasi” tuulefrondina Maa lähedal lumelaengu allikast. Seega ja see on väga oluline et lumelaengu tsoon on lendudele ohtlik mitte ainult selles tsoonis endas, aga ka sellest kilomeetrite kaugusel - väljaspool lumelaengu enda langemise piire Maa lähedal, kus lumelaengu lähimast keskpunktist moodustunud ja lumesaju tekitav puhangufront võib "tormata"!
5. Üldised järeldused
Talvel tekivad erinevat tüüpi külmade atmosfäärifrontide läbipääsutsoonides Maa pinna lähedal ja vahetult pärast nende läbimist tavaliselt rünksajupilved ja sademete keskpunktid langevad tugeva lume (sh lumehelveste) kujul. terad, märja lume või vihmaga lund. Tugeva lumesaju korral võib nähtavus järsult halveneda kuni visuaalse orientatsiooni täieliku kaotuseni, eriti lumetuisu korral (tuule tugevnemisega) Maa pinna lähedal.
Tugevate sademete tekkeprotsesside olulise intensiivsusega, s.o. fookuses olevate elementide sademete suure "tihedusega" ja sadestunud tahkete elementide (eriti "märgade") suuremate suurustega suureneb nende langemise kiirus järsult. Sel põhjusel toimub võimas õhu "kaasaminek" langevate sademete tõttu, mille tulemusena võib selliste sademete keskel tekkida tugev allapoole suunatud õhuvool.
Tahkete sademete allikas tekkinud allavoolu õhumassid, mis lähenevad Maa pinnale, hakkavad allikast eemale "levima" peamiselt allika liikumise suunas, tekitades lumesajuvööndi, mis kiiresti. levib allika piirist mitme kilomeetri kaugusele - sarnaselt suvele mõjub puhangufront, mis tekib võimsate suviste äikesekeskuste läheduses. Sellise lühiajalise lumetuisu vööndis võib lisaks suurele tuulekiirusele täheldada ka tugevat turbulentsi.
Seega on lumesambad lennukilendudele ohtlikud nii järsu nähtavuse kaotusena sademete korral kui ka tugeva allavooluna lumesambas endas, aga ka lumetuisuna allika lähedal Maapinna lähedal, mis on tulvil vastavaid õnnetusi. lumekihi tsoon.
Seoses lumelaengute äärmise ohuga lennunduses, on nendest põhjustatud õnnetuste vältimiseks vaja rangelt järgida mitmeid soovitusi nii lennujuhtimise personalile kui ka Hüdrometeoroloogilise Toetuse operatiivtöötajatele. Lennundus. Need soovitused saadi lennuvälja piirkonna madalamates atmosfäärikihtides lumelaengutega seotud õnnetuste ja materjalide analüüsi põhjal ning nende rakendamine vähendab õnnetuse tõenäosust lumelaengute piirkonnas.
Hüdrometeoroloogiateenistuse töötajatele mis tagab lennuvälja toimimise, ilmastikutingimustes, mis soodustavad lumelaengute tekkimist lennuvälja piirkonnas, on vaja lennuvälja prognoosi koostamisel lisada teave lume tekkimise võimaluse kohta laengud lennuvälja piirkonnas ja selle nähtuse tõenäoline ajastus. Lisaks on vaja seda teavet lisada õhusõiduki meeskondadega peetavatele konsultatsioonidele sobivatel ajaperioodidel, mille jooksul prognoositakse lumesadu.
Lumelaengute prognoositava esinemise perioodil lennuvälja piirkonnas on lumelaengute tegeliku ilmnemise tuvastamiseks valves oleval sünoptikul vaja jälgida temale saadavat informatsiooni meteoroloogilistest radaritest ja ka regulaarselt. küsida dispetšerteenistuselt (visuaalsetel andmetel juhtimistornist - juhtimistornist, lennuvälja teenustest ja külgedelt VS infost) lumelaengute taskute tegeliku väljanägemise kohta lennuvälja alal.
Teabe saamisel lumelaengute tegeliku esinemise kohta lennuvälja alal koostage viivitamatult vastav tormihoiatus ja esitage see lennuvälja juhtimisteenistusele ning sisestage see teave lennuvälja piirkonnas asuvatele õhusõidukite meeskondadele edastatavatesse ilmateadetesse.
Lennujuhtimisteenus Lumehunnikute prognoositava tekkimise perioodiks lennuvälja piirkonda on vaja jälgida lumehunnikute tekkimist radariandmete, juhtimistorni visuaalsete vaatluste, lennuvälja teenistuste ja lennukimeeskondade teabe alusel.
Lumehunnikute tegelikul ilmnemisel lennuvälja piirkonda tuleks sellest teavitada sünoptikut ning vastavate andmete olemasolul anda lennukimeeskondadele kiiret teavet lumehunnikute asukoha kohta lennuväljal. libisemist ja tõusu trajektoori pärast õhkutõusmist stardi ajal tuleks alustada. Lennukimeeskondadele on vaja soovitada võimalusel vältida lennuki kukkumist lumelaengu tsooni, samuti lumelaengu läheduses Maa lähedal tekkivat lumetuisku.
Lennuki meeskond kui lennate madalal kõrgusel ja saate lennujuhilt hoiatuse lumepallide esinemise tõenäosuse või esinemise kohta, peaksite hoolikalt jälgima nende visuaalset tuvastamist lennu ajal.
Atmosfääri alumistes kihtides lendavate lumelaengute taskute tuvastamisel tuleb võimalusel neist “mööda minna” ja vältida nendesse sattumist, järgides reeglit: MITTE SISSE, MITTE LÄHENEMINE, VÄLJU.
Lumelaengutaskute tuvastamisest tuleks dispetšerit kohe teavitada. Samas tuleks võimalusel anda hinnang lumelaengute ja lumetuiskude keskuste paiknemisele, nende intensiivsusele, suurusele ja nihke suunale.
Sellises olukorras on täiesti vastuvõetav keelduda õhkutõusmisest ja/või maandumisest õhusõidukile eelneval kursil tuvastatud intensiivse lumelaengu või lumetuisu allika tuvastamise tõttu.
Kirjandus
- Khromov S.P., Mamontova L.I. Meteoroloogiline sõnastik. Gidrometeotzdat, 1974.
- Meteoroloogiasõnastik – meteoroloogiaterminite sõnastik POGODA.BY http://www.pogoda.by/glossary/?nd=16
- Glazunov V.G. Lennundus ja ilm. Elektrooniline õpik. 2012. aasta.
- Juhend madala tuulenihke kohta. Doc.9817 AN/449 ICAO Rahvusvaheline Tsiviillennunduse Organisatsioon, 2005. http://aviadocs.net/icaodocs/Docs/9817_cons_ru.pdf
- Glazunov V.G. 30. märtsil 2008 Barentsburgi kopteriväljakul (Svalbard) toimunud Mi-8MT allakukkumise meteoroloogiline uuring
- Automatiseeritud meteoroloogilise radari kompleks METEOR-METEO-CELL. ZAO radari meteoroloogia instituut (IRAM).
Paljud uustulnukad jahisõidus on kuulnud "pesapallimütsi seadusest", mida kogenud meremehed mingil moel kasutavad meresõidus. Etteruttavalt olgu öeldud, et sellel seadusel pole mingit pistmist ei peakatete ega üldse merevarustusega. "Pesapallimütsi seadus" mereslängis on bariline tuuleseadus, mille avastas omal ajal keiserliku Peterburi Teaduste Akadeemia liige Christopher Buys-Ballot, millele sageli viidatakse inglise keeles - Bais- Hääletussedel. See seadus seletab huvitava nähtuse – miks põhjapoolkeral tuul tsüklonites pöördub päripäeva – ehk siis paremale. Mitte segi ajada tsükloni enda pöörlemisega, kus õhumassid pöörlevad vastupäeva!
Akadeemik H. H. Buys-Ballot
Buys-Ballot ja baric tuule seadus
Buys-Ballot oli 19. sajandi keskpaiga silmapaistev Hollandi teadlane, kes õppis matemaatikat, füüsikat, keemiat, mineraloogiat ja meteoroloogiat. Vaatamata nii laiale hobide valikule sai ta kuulsaks just seaduse avastajana, hiljem tema järgi nime saanud. Buys-Ballot oli üks esimesi, kes hakkas aktiivselt rakendama aktiivset koostööd erinevate riikide teadlaste vahel, turgutades Maailma Teaduste Akadeemia ideid. Hollandis lõi ta meteoroloogia instituudi ja hoiatussüsteemi eelseisvate tormide eest. Tunnustades tema teeneid maailma teaduse heaks, valiti Buys-Ballot koos Ampère'i, Darwini, Goethe ja teiste teaduse ja kunsti esindajatega Peterburi Teaduste Akadeemia välisliikmeks.
Mis puudutab Bays-Balloti tegelikku seadust (või “reeglit”), siis rangelt võttes pärineb barri tuuleseaduse esmamainimine 18. sajandi lõpust. Just siis tegi saksa teadlane Brandis esimest korda teoreetilised oletused tuule hälbe kohta kõrge ja madala rõhuga piirkondi ühendava vektori suhtes. Kuid ta ei suutnud oma teooriat praktikas tõestada. Alles 19. sajandi keskel suutis akadeemik Buys-Ballot kindlaks teha Brandise oletuste õigsuse. Pealegi tegi ta seda puhtalt empiiriliselt ehk teaduslike vaatluste ja mõõtmiste kaudu.
Bays-Ballo seaduse olemus
Sõna otseses mõttes on teadlase 1857. aastal sõnastatud "Bays-Ballo seadus" järgmine: "Maapinna lähedal tuul, välja arvatud subekvatoriaal- ja ekvatoriaalsed laiuskraadid, kaldub barilisest gradiendist teatud nurga võrra paremale ja lõunasuund - vasakule." Baarigradient on vektor, mis näitab atmosfäärirõhu muutust horisontaalsuunas üle mere või tasase maa pinna.
barric gradient
Kui tõlkida Bays-Ballo seadus teaduskeelest, näeb see välja selline. Maa atmosfääris on alati kõrge ja madala rõhuga piirkondi (selle nähtuse põhjuseid me selles artiklis ei analüüsi, et mitte metsikusse loodusesse eksida). Selle tulemusena liigub õhk kõrgema rõhuga piirkonnast madalama rõhuga piirkonda. On loogiline eeldada, et selline liikumine peaks toimuma sirgjooneliselt: see on suund ja näitab vektorit, mida nimetatakse "baric gradiendiks".
Kuid siin tuleb mängu Maa ümber oma telje liikumise jõud. Täpsemalt nende objektide inertsjõud, mis asuvad Maa pinnal, kuid ei ole ühendatud jäiga ühendusega maa taevalaotusega – „Coriolise jõud“ (rõhuasetus viimasel „ja“!). Selliste objektide hulka kuuluvad atmosfääri vesi ja õhk. Vee osas on ammu märgatud, et põhjapoolkeral meridionaalses suunas (põhjast lõunasse) voolavad jõed uhuvad rohkem ära paremkallast, vasak jääb aga madalaks ja suhteliselt ühtlaseks. Lõunapoolkeral on vastupidi. Teine Peterburi Teaduste Akadeemia akadeemik Karl Maksimovich Baer suutis seda nähtust selgitada. Ta tuletas seaduse, mille kohaselt voolavat vett mõjutab Coriolise jõud. Kuna ei ole aega koos Maa tahke pinnaga pöörlema hakata, "pressib voolav vesi" inertsi abil vastu paremat kallast (vastavalt lõunapoolkeral vasakut), mille tulemusena uhub see minema. Irooniline, et Baeri seadus formuleeriti samal 1857. aastal kui Bays-Ballo seadus.
Samamoodi suunatakse Coriolise jõu toimel liikuv atmosfääriõhk kõrvale. Selle tulemusena hakkab tuul kalduma paremale. Sel juhul on hõõrdejõu mõjul läbipaindenurk vabas atmosfääris sirgjoone lähedal ja Maa pinna lähedal väiksem kui sirge. Pinnapealse tuule suunas vaadates jääb põhjapoolkera madalaim rõhk vasakule ja veidi ettepoole.
Õhumasside liikumise kõrvalekalded põhjapoolkeral Maa pöörlemisjõu mõjul. Baric gradient vektor on näidatud punaselt, osutades otse kõrgrõhu piirkonnast madalrõhu piirkonda. Sinine nool on Coriolise jõu suund. Roheline - tuule liikumise suund, mis kaldub Coriolise jõu mõjul barilisest gradiendist kõrvale
Bays-Ballo seaduse kasutamine meresõidus
Vajadusele seda reeglit praktikas rakendada näitavad paljud navigatsiooni- ja merendusõpikud. Eelkõige Samoilovi "Meresõnaraamat", mis ilmus Mereväe Rahvakomissariaadis 1941. Samoilov kirjeldab ammendavalt tuule barilist seadust seoses meresõidupraktikaga. Kaasaegsed purjetajad võivad tema juhiseid hästi kasutada:
“... Kui laev asub maailmamere piirkondade vahetus läheduses, kus sageli orkaane esineb, on vaja jälgida baromeetri näitu. Kui baromeetri nõel hakkab langema ja tuul tugevneb, siis on orkaani võimalus suur. Sel juhul on vaja kohe kindlaks teha, millises suunas tsükloni kese asub. Selleks kasutavad meremehed Base Ballo reeglit - kui seisate seljaga tuule poole, siis asub orkaani keskpunkt põhjapoolkeral jiibist umbes 10 punkti vasakul ja sama palju paremal - lõunapoolkeral.
Seejärel peate kindlaks määrama, millises orkaani osas laev asub. Asukoha võimalikult kiireks kindlaksmääramiseks peab purjelaev kohe triivima, aurulaev aga auto peatama. Peale seda on vaja teha vaatlusi tuule muutumisest. Kui tuule suund muutub järk-järgult vasakult paremale (päripäeva), siis on alus tsükloni teekonnast paremal. Kui tuule suund muutub vastupidises suunas, siis vasakule. Kui tuule suund üldse ei muutu, jääb laev otse orkaani teele. Põhjapoolkeral orkaani keskpunktist eemaldumiseks peate tegema järgmist:
* viia laev tüürpoordi tiibadesse;
* samas, kui asute tsükloni keskpunktist paremal, siis peaksite lamama lähivõitluses;
* kui vasakul või liikumise keskel - tagaküljele.
Lõunapoolkeral on vastupidi, välja arvatud juhul, kui laev on edasiliikuva tsükloni keskmes. Neid kursse on vaja järgida seni, kuni laev väljub tsükloni tsentri rajalt, mida saab määrata tõusma hakanud baromeetriga.
Ja meie veebisait kirjutas artiklis "" troopiliste tsüklonite vältimise reeglitest.
24. Baric tuuleseadus
Kogemused kinnitavad, et tegelik tuul maapinna lähedal kaldub alati (välja arvatud ekvaatori lähedased laiuskraadid) barilisest gradiendist põhjapoolkeral mõne terava nurga võrra paremale ja lõunapoolkeral vasakule. Siit tuleneb nn bariline tuuleseadus: kui põhjapoolkeral seisad seljaga tuule poole ja näoga sinna, kus tuul puhub, siis on madalaim rõhk vasakul ja mõnevõrra ees ning suurim rõhk on paremal ja veidi tagapool.
See seadus leiti empiiriliselt 19. sajandi esimesel poolel. Base Ballo ja kannab tema nime. Samamoodi puhub tegelik tuul vabas atmosfääris alati peaaegu piki isobaari, jättes (põhjapoolkeral) madala rõhu vasakule, s.o. hälbib baric gradiendist paremale nurga võrra, mis on lähedane parempoolsele nurgale. Seda sätet võib pidada barikatuuleseaduse laiendamiseks vabale atmosfäärile.
Baric tuuleseadus kirjeldab tegeliku tuule omadusi. Seega on geostroofse ja gradiendi õhu liikumise mustrid, s.o. lihtsustatud teoreetilistes tingimustes on need enamasti õigustatud reaalse atmosfääri keerulisemates tegelikes tingimustes. Vabas atmosfääris on vaatamata isobaaride ebakorrapärasele kujule tuule suund isobaaridele lähedane (lahkub neist reeglina 15-20°) ja kiirus on lähedane geostroofse tuule kiirusele. .
Sama kehtib ka tsükloni või antitsükloni pinnakihi voolujoonte kohta. Kuigi need voolujooned ei ole geomeetriliselt korrapärased spiraalid, on nad siiski olemuselt spiraalsed ja tsüklonites koonduvad nad keskme poole ning antitsüklonites lahknevad tsentrist.
Atmosfääris luuakse pidevalt selliseid tingimusi, kui kaks erinevate omadustega õhumassi asuvad kõrvuti. Sel juhul eraldab need kaks õhumassi kitsa üleminekutsooniga, mida nimetatakse frondiks. Selliste tsoonide pikkus on tuhandeid kilomeetreid, laius vaid kümneid kilomeetreid. Need tsoonid on maapinna kõrguse suhtes kaldu ja neid saab jälgida vähemalt mitu kilomeetrit ülespoole ja sageli kuni stratosfäärini. Eesmises tsoonis muutuvad ühest õhumassist teise liikudes temperatuur, tuul ja õhuniiskus hüppeliselt.
Rinde, mis eraldavad õhumasside peamisi geograafilisi tüüpe, nimetatakse põhirindeks. Peamisi fronte arktilise ja parasvöötme vahel nimetatakse arktiliseks, parasvöötme ja troopilise õhu vahel - polaarseks. Troopilise ja ekvatoriaalse õhu jaotusel ei ole frondi iseloomu, seda jaotust nimetatakse intertroopiliseks lähenemistsooniks.
Esikülje laius horisontaalsuunas ja paksus vertikaalsuunas on väikesed võrreldes sellega eraldatud õhumasside mõõtmetega. Seetõttu on tegelikke tingimusi idealiseerides võimalik kujutada rinnet õhumasside liidesena.
Maapinnaga ristumiskohas moodustab frontaalpind rindejoone, mida lühidalt nimetatakse ka frondiks. Kui idealiseerida frontaalvööndit liidesena, siis meteoroloogiliste suuruste puhul on tegemist katkestuspinnaga, kuna temperatuuri ja mõne muu meteoroloogilise suuruse järsk muutus frontaalvööndis omandab liidese hüppe iseloomu.
Esipinnad läbivad atmosfääris viltu (joon. 5). Kui mõlemad õhumassid oleksid paigal, siis asuks soe õhk külma kohal ja nende vaheline esiosa pind oleks horisontaalne, paralleelne horisontaalsete isobaariliste pindadega. Kuna õhumassid liiguvad, saab rinde pind eksisteerida ja säilida, eeldusel, et see on kaldu tasapinna ja seega ka merepinna suhtes.
Riis. 5. Esipind vertikaallõikes
Esipindade teooria näitab, et kaldenurk sõltub õhumasside kiirustest, kiirendustest ja temperatuuridest, samuti geograafilisest laiuskraadist ja vaba langemise kiirendusest. Teooria ja kogemus näitavad, et esipindade kaldenurgad maapinna suhtes on väga väikesed, kaareminutite suurusjärgus.
Iga üksikut rinne atmosfääris ei eksisteeri lõputult. Rinded tekivad pidevalt, teravnevad, hägustuvad ja kaovad. Rinde moodustumise tingimused on alati teatud atmosfääri osades olemas, seega pole rinded haruldane õnnetus, vaid atmosfääri pidev, igapäevane tunnus.
Tavaline mehhanism atmosfääris frontide tekkeks on kinemaatiline: frondid tekivad sellistes õhu liikumisväljades, mis koondavad erineva temperatuuriga (ja muude omadustega) õhuosakesi,
Sellises liikumisväljas suurenevad horisontaalsed temperatuurigradiendid ja see viib õhumasside vahelise järkjärgulise ülemineku asemel terava frondi moodustumiseni. Rinde moodustumise protsessi nimetatakse frontogeneesiks. Samamoodi võivad õhuosakesi üksteisest eemale viivates liikumisväljades hägustada juba olemasolevad rinded, s.t. muutuvad laiadeks üleminekutsoonideks ja neis eksisteerinud meteoroloogiliste väärtuste, eriti temperatuuri, suured gradiendid tasandatakse.
Reaalses atmosfääris ei ole rinded reeglina õhuvooludega paralleelsed. Esiosa mõlemal küljel on tuulel esiosaga normaalsed komponendid. Seetõttu ei jää rinded ise samasse asendisse, vaid liiguvad.
Esiosa võib liikuda kas külmema õhu või soojema õhu poole. Kui rindejoon liigub maapinna lähedale külmema õhu poole, tähendab see, et külma õhu kiil taandub ja sellest vabanenud ruumi võtab soe õhk. Sellist frondit nimetatakse soojafrondiks. Selle läbimine vaatluskohast põhjustab külma õhumassi muutumist soojaks ja sellest tulenevalt temperatuuri tõusu ja teatud muutusi muudes meteoroloogilistes kogustes.
Kui rindejoon liigub sooja õhu poole, tähendab see seda, et külma õhu kiil liigub edasi, selle ees olev soe õhk taandub ning seda sunnib ka edasi liikuv külm kiil ülespoole. Sellist frondit nimetatakse külmaks frondiks. Selle läbimisel asendub soe õhumass külmaga, temperatuur langeb, samuti muutuvad järsult muud meteoroloogilised suurused.
Frontide piirkonnas (või, nagu tavaliselt öeldakse, esipindadel) tekivad õhukiiruse vertikaalsed komponendid. Kõige olulisem on eriti sagedane juhtum, mil soe õhk on korrastatud ülespoole liikumise olekus, s.t. kui samaaegselt horisontaalse liikumisega liigub see ka ülespoole külma õhu kiilu kohal. Just sellega on seotud esipinna kohal oleva pilvesüsteemi areng, kust sademeid langeb.
Soojal frondil katab ülespoole liikumine võimsaid sooja õhu kihte üle kogu esipinna, vertikaalsed kiirused on siin suurusjärgus 1 ... 2 cm/s horisontaalsete kiirustega mitukümmend meetrit sekundis. Seetõttu on sooja õhu liikumisel piki esipinda ülespoole libisemise iseloom.
Ülespoole libisemine ei hõlma mitte ainult esipinnaga vahetult külgnevat õhukihti, vaid ka kõiki selle peal olevaid kihte, sageli kuni tropopausini. Selle tulemusena tekib ulatuslik cirrostratus, altostratus - nimbostratus pilvede süsteem, millest sajab ulatuslikke sademeid. Külma frondi puhul on sooja õhu ülesliikumine piiratud kitsama tsooniga, kuid vertikaalsed kiirused on palju suuremad kui soojal frondil ning eriti tugevad on need külma kiilu ees, kuhu soe õhk on külma õhu poolt välja tõrjutud. Siin domineerivad rünksajupilved hoovihmade ja äikesega.
On väga oluline, et kõik rinded oleksid ühendatud barikaväljas olevate künadega. Statsionaarse (aeglaselt liikuva) frondi puhul on õõnes olevad isobaarid paralleelsed esiosa endaga. Sooja ja külma frondi puhul on isobaarid ladina tähe V kujul, mis ristuvad küna teljel paikneva esiosaga.
Esiosa möödumisel muudab tuul antud kohas oma suunda päripäeva. Näiteks kui tuul on frondi ees kagust, siis frondi taga pöördub see lõunasse, edelasse või läände.
Ideaalis võib esiosa kujutada geomeetrilise katkestuspinnana.
Reaalses atmosfääris on selline idealiseerimine planeedi piirkihis lubatav. Tegelikkuses on rinne üleminekuala sooja ja külma õhumassi vahel; troposfääris esindab see teatud piirkonda, mida nimetatakse frontaalvööndiks. Temperatuur ees ei koge katkestust, vaid muutub järsult esivööndi sees, s.t. Esikülge iseloomustavad suured horisontaalsed temperatuurigradiendid, mis on suurusjärgu võrra suuremad kui õhumassides mõlemal pool frondit.
Teame juba, et kui on horisontaalne temperatuurigradient, mis kattub suunda täpselt horisontaalse baric gradiendiga, siis viimane suureneb kõrgusega ja koos sellega tuule kiirus. Frontaalses tsoonis, kus sooja ja külma õhu vaheline horisontaalne temperatuurigradient on eriti suur, suureneb baariline gradient kõrgusega tugevalt. See tähendab, et termiline tuul annab suure panuse ja tuule kiirus kõrgustes saavutab kõrged väärtused.
Kui ülemises troposfääris ja madalamas stratosfääris on selle kohal teravalt väljendunud front, täheldatakse üldiselt rindega paralleelset tugevat õhuvoolu, mis on mitmesaja kilomeetri laiune kiirusega 150–300 km/h. Seda nimetatakse jugavooluks. Selle pikkus on võrreldav esiosa pikkusega ja võib ulatuda mitme tuhande kilomeetrini. Maksimaalset tuulekiirust täheldatakse jugavoolu teljel tropopausi lähedal, kus see võib ületada 100 m/s.
Kõrgemal stratosfääris, kus horisontaalne temperatuurigradient muutub vastupidiseks, baric gradient väheneb kõrgusega, termiline tuul on vastupidine tuule kiirusele ja see väheneb kõrgusega.
Arktika rinnete lähedal leidub jugavooge madalamal tasemel. Teatud tingimustel täheldatakse stratosfääris jugavoolusid.
Tavaliselt kulgevad troposfääri põhirinded – polaarne, arktiline – peamiselt laiussuunas, kõrgematel laiuskraadidel paikneb külm õhk. Seetõttu on nendega seotud jugavoolud kõige sagedamini suunatud läänest itta.
Põhifrondi järsu kõrvalekaldumise korral laiussuunast kaldub kõrvale ka joa vool.
Subtroopikas, kus parasvöötme troposfäär on kontaktis troopilise troposfääriga, tekib subtroopiline kärnavool, mille telg paikneb tavaliselt troopilise ja polaarse tropopausi vahel.
Subtroopiline joavool ei ole jäigalt seotud ühegi frondiga ja on peamiselt ekvaatori-pooluse temperatuurigradiendi tagajärg.
Lendavale lennukile vastanduv reaktiivjoa vähendab selle lennukiirust; sellega seotud joavool suurendab seda. Lisaks võib reaktiivlennukitsoonis tekkida tugev turbulents, mistõttu on reaktiivvoogude arvestamine lennunduses oluline.
| " |
2. Coriolise jõud
3. Hõõrdejõud: 4. Tsentrifugaaljõud:
16. Baric tuuleseadus pinnakihis (hõõrdekihis) ja selle meteoroloogilised tagajärjed tsüklonis ja antitsüklonis.
Baric tuuleseadus hõõrdekihis : hõõrdumise mõjul kaldub tuul isobaarilt madalrõhkkonna poole (põhjapoolkeral - vasakule) ja tugevus väheneb.
Niisiis, vastavalt tuule barilisele seadusele:
Tsüklonis toimub tsirkulatsioon vastupäeva, maapinna lähedal (hõõrdekihis) toimub õhumasside koondumine, vertikaalsed liikumised ülespoole ja atmosfäärifrontide teke. Valitseb pilves ilm.
Antitsüklonis toimub vastupäeva tsirkulatsioon, õhumassi lahknemine, vertikaalsed liikumised allapoole ja suuremahuliste (~1000 km) ülestõstetud inversioonide teke. Valitseb pilvitu ilm. Kihilised pilved alaminversioonikihis.
17. Pinnapealsed atmosfäärifrondid (AF). Nende moodustumine. Pilvisus, erinähtused X ja T AF tsoonis, oklusioonifront. AF liikumise kiirus. Lennutingimused AF alas talvel ja suvel. Kui suur on T ja X AF sademetevööndi keskmine laius? Nimetage HF ja TF hooajalised erinevused NR-is. (vt Bogatkin lk 159 - 164).
Pinnapealsed atmosfäärifrontid AF – kitsas kaldus üleminekutsoon kahe erinevate omadustega õhumassi vahel;
Külm õhk (tihedam) asub sooja all
AF-tsoonide pikkus on tuhandeid km, laius kümneid km, kõrgus mitu km (mõnikord kuni tropopausini), kaldenurk maapinna suhtes on mitu kaareminutit;
Esipinna ja maapinna ristumisjoont nimetatakse rindejooneks
Frontaalses tsoonis muutuvad järsult temperatuur, niiskus, tuule kiirus ja muud parameetrid;
Rinde moodustumise protsess on frontogenees, hävitamine on frontolüüs
Sõidukiirus 30-40 km/h või rohkem
Lähenemist ei saa (kõige sagedamini) ette märgata - kõik pilved on rindejoone taga
Tüüpilised on tugevad vihmasajud koos äikese ja sajuta tuulega, tornaadod;
Pilved asendavad üksteist järjestuses Ns, Cb, As, Cs (astme suurendamiseks);
Pilvede ja sademete tsoon on 2-3 korda väiksem kui TF-il - kuni 300 ja 200 km, vastavalt;
Sademetevööndi laius on 150-200 km;
MTÜ kõrgus on 100-200 m;
Kõrgusel esiosa taga tuul tõuseb ja pöördub vasakule - tuulenihe!
Lennunduses: halb nähtavus, jäätumine, turbulents (eriti HF!), tuulenihke;
Lennud on keelatud kuni HF-i läbimiseni.
HF 1. tüüpi - aeglaselt liikuv front (30-40 km/h), suhteliselt lai (200-300 km) pilvisus- ja sademetevöönd; pilvede ülemise piiri kõrgus talvel on väike - 4-6 km
Tüüp 2 HF - kiiresti liikuv esiosa (50-60 km/h), kitsas pilvisus - mitukümmend km, kuid ohtlik arenenud Cb-ga (eriti suvel - äikese ja tuiskidega), talvel - tugevad lumesajud terava lühisega - tähtajaline nähtavuse halvenemine
Soe AF
Liikumiskiirus on väiksem kui HF-< 40 км/ч.
Lähenemist on näha ette taevasse ilmuvad kiudpilved ja seejärel kiudpilved ning seejärel As, St, Sc koos MTÜ 100 m või vähem;
Tihedad advektiivsed udud (talv ja üleminekuperiood);
Pilvepõhine - kihilised vormid pilved, mis tekkisid sooja õhu tõusu tagajärjel kiirusega 1-2 cm / s;
suur ala umbes puurid - 300-450 km pilveala laiusega umbes 700 km (maksimaalselt tsükloni keskosas);
Troposfääri kõrgustel tuul kasvab kõrgusega ja pöördub paremale - tuulenihe!
Eriti keerulised tingimused lendudeks luuakse rindejoonest 300-400 km tsoonis, kus pilvisus on madal, nähtavus halvem, talvel on jäätumise võimalus, suvel (mitte alati) äikesetorm.
Oklusiooni esiosa –
sooja ja külma esipinna kombinatsioon
(talvel on see eriti ohtlik jäätumise, jää, jäätuva vihmaga)
Täienduseks loe õpikut Bogatkin lk 159 - 164.
GRADIENTTUUL Kõverajooneliste isobaaride korral tekib tsentrifugaaljõud. See on alati suunatud kumeruse poole (tsükloni või antitsükloni keskpunktist perifeeria poole). Kui toimub õhu ühtlane horisontaalne hõõrdumiseta liikumine kõverjooneliste isobaaridega, siis on horisontaaltasandil tasakaalustatud 3 jõudu: barigradiendi jõud G, Maa pöörlemisjõud K ja tsentrifugaaljõud C. Selline ühtlane püsiv jõud. Õhu horisontaalset liikumist hõõrdumise puudumisel mööda kõverjoonelisi trajektoore nimetatakse gradienttuuleks. Gradiendi tuulevektor on suunatud tangentsiaalselt isobaarile põhjapoolkeral täisnurga all paremale (lõunapoolkeral vasakule) barilise gradiendi jõuvektori suhtes. Seetõttu tsüklonis - vastupäeva keeris ja antitsüklonis - päripäeva põhjapoolkeral.
Toimivate jõudude vastastikune paigutus gradienttuule korral: a) tsüklon, b) antitsüklon. A on Coriolise jõud (valemites tähistatakse seda K-ga)
Vaatleme kõverusraadiuse r mõju gradiendi tuule kiirusele. Suure kõverusraadiuse korral (r > 500 km) on isobaaride kõverus (1/r) väga väike, nullilähedane. Sirge sirgjoonelise isobaari kõverusraadius on r → ∞ ja tuul on geostroofne. Geostroofne tuul on gradienttuule erijuhtum (С = 0). Väikese kõverusraadiusega (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
Antitsüklonis: või See tähendab, et tsükloni ja antitsükloni keskel on horisontaalne baariline gradient võrdne nulliga, st seega on liikumise allikaks G = 0. Seetõttu = 0. Gradienttuul on lähendus tegelikule tuulele tsükloni ja antitsükloni vabas atmosfääris.
Gradienttuule kiiruse saab saada ruutvõrrandi lahendamisel - tsüklonis: - antitsüklonis: kumerus r ≤ 500 km) isobaarilisel pinnal kasutatakse gradiendi ja geostroofsete tuulte vahel järgmisi seoseid: Tsüklonilise kõveruse korral ≈ 0,7 Antitsüklonaalse kõveruse korral ≈ 1,
Maapinna lähedal asuvate isobaaride suure kõverusega (1/r) → ∞ (kõverusraadius r ≤ 500 km): tsüklonaalse kõverusega ≈ 0,7 antitsüklonilise kõverusega ≈ 0,3 keskmine kõverusraadius 500 km< r < 1000 км, — а также при большой кривизне изобар (r < 500 км) в быстро перемещающихся барических образованиях.
TUULE SEADUS Pinnapealse tuule suuna ja horisontaalse barikagradiendi suuna vahelise seose sõnastas 19. sajandil Hollandi teadlane Bais-Ballo reegli (seaduse) kujul. TUULE SEADUS: Allatuult vaadates jääb madalrõhkkond vasakule ja mõnevõrra ette ning kõrgrõhkkond paremale ja mõnevõrra tahapoole (põhjapoolkeral). Sünoptilistel kaartidel isobaaride joonistamisel võetakse arvesse tuule suunda: isobaari suund saadakse tuulenoolt paremale (päripäeva) keerates umbes 30 -45 °.
TÕELINE TUUL Tõeline õhuliikumine ei ole paigal. Seetõttu erinevad tegeliku tuule omadused maapinna lähedal geostroofse tuule omadustest. Vaatleme tegelikku tuult kahe liikme kujul: V = + V ′ – vanuseline hälve u = + u ′ või u ′ = u — v = + v ′ või v ′ = v – Liikumisvõrrandid kirjutame üles võtmata arvesse arvestage hõõrdejõudu:
HÕRDEJÕU MÕJU TUULELE Hõõrdumise mõjul on pinnatuule kiirus keskmiselt kaks korda väiksem geostroofse tuule kiirusest ja selle suund kaldub geostroofsest barikardendi suunas. Seega kaldub tegelik tuul maapinna lähedal geostroofsest põhjapoolkeral vasakule ja lõunapoolkeral paremale. Jõudude vastastikune dispositsioon. Sirgjoonelised isobaarid
Tsüklonis hälbib hõõrdumise mõjul tuule suund tsükloni keskme suunas, antitsüklonis antitsükloni keskpunktist perifeeriasse. Hõõrdumise mõjul kaldub pinnakihis tuule suund isobaari puutujast madalrõhu suunas keskmiselt ligikaudu 30° (mere kohal ligikaudu 15°, maismaa kohal ligikaudu 40-45°). ).
TUULE MUUTUMINE KÕRGUSEGA Hõõrdejõud väheneb kõrgusega. Atmosfääri piirkihis (hõõrdekihis) läheneb tuul kõrgusega geostroofsele tuulele, mis on suunatud piki isobaari. Seega kõrgusega tuul tugevneb ja pöördub paremale (põhjapoolkeral), kuni see on suunatud piki isobaari. Tuule kiiruse ja suuna muutust koos kõrgusega atmosfääri piirkihis (1-1,5 km) saab kujutada hodograafiga. Hodograaf on kõver, mis ühendab erinevatel kõrgustel tuult kujutavate vektorite otsad, mis on tõmmatud samast punktist. See kõver on logaritmiline spiraal, mida nimetatakse Ekmani spiraaliks.
HOOVIJOONE TUULEVÄLJA OMADUSED Voolujoon on joon, mille igas punktis on tuule kiiruse vektor antud ajahetkel tangentsiaalselt suunatud. Seega annavad need aimu tuulevälja struktuurist antud ajahetkel (hetkkiirusväli). Gradient- või geostroofsete tuuletingimuste korral langevad voolujooned kokku isobaaridega (isohüpsidega). Tegelik tuulekiiruse vektor piirkihis ei ole paralleelne isobaaridega (isohüpsidega). Seetõttu ristuvad tõelise tuule voolujooned isobaarid (isohüpsised). Voolujoonte joonistamisel ei arvestata ainult tuule suunda, vaid ka kiirust: mida suurem on kiirus, seda tihedamad on voolujooned.
Näited voolujoontest Maa pinna lähedal pinnatsüklonis pinnapealses antitsüklonis mäeharja lohus
ÕHUOSAKESTE TRAJEKTOORID Osakeste trajektoorid on üksikute õhuosakeste liikumisteed. See tähendab, et trajektoor iseloomustab sama õhuosakese liikumist järjestikustel ajahetkedel. Osakeste trajektoore saab ligikaudselt hinnata järjestikuste sünoptiliste kaartide põhjal. Trajektoorimeetod sünoptilises meteoroloogias võimaldab lahendada kaks ülesannet: 1) määrata, kust õhuosake teatud aja jooksul antud punkti liigub; 2) määrata, kuhu õhuosake teatud aja jooksul antud punktist liigub. Trajektoore saab ehitada AT-kaartidele (sagedamini AT-700-le) ja pinnakaartidele. Trajektoori arvutamiseks kasutatakse gradiendi joonlaua abil graafilist meetodit.
Näide õhuosakese (kust osake liigub) trajektoori konstrueerimisest ühel kaardil: A - prognoosipunkt; B on osakeste tee keskpunkt; C - trajektoori alguspunkt Gradientjoonlaua alumise osa abil määrab isohüpside vaheline kaugus geostroofse tuule kiiruse (V, km/h). Joonlauda rakendatakse madalama skaalaga (V, km / h) piki normaalset isohüpsidele ligikaudu tee keskel. Skaalal (V , km/h) kahe isohüpsise vahel (teise isohüpsiga ristumispunktis) määrake keskmine kiirus V cp.
Gradientjoonlaud laiuskraadile 60˚ Järgmiseks määrake osakese teekond 12 tunni jooksul (S 12) antud ülekandekiirusel. See on arvuliselt võrdne osakeste ülekandekiirusega V h. Osakese teekond 24 tunni jooksul on S 24 = 2· S 12; osakese teekond 36 tunni jooksul on võrdne S 36 = 3 · S 12 . Joonlaua ülemisel skaalal joonistatakse osakese teekond prognoosipunktist isohüpsise suunale vastupidises suunas, võttes arvesse nende paindet.