Gradienttituuli on todellinen tuuli tuulen muuttuessa korkeuden mukaan. Täällä se on luultavasti omin sanoin tarpeellista, tai en löytänyt lumipanosten keskusten ulkoasua
1. Peruskäsitteet ja määritelmät
SNOW CHARGES (SNOW CHARGES) tunnetun klassisen meteorologisen sanakirjan mukaan 1974. painokset [ 1 ] - se on: "... lyhytaikaisen, voimakkaan sateen nimi cumulonimbus-pilvistä peräisin olevan lumen (tai lumipellettien) muodossa, usein lumipyörien kanssa."
Ja Meteoslovar - POGODA.BY -sanastoissa [ 2 ]: " Lumi "maksut"- erittäin voimakkaat lumisateet, joihin liittyy voimakas tuulen lisääntyminen niiden kulkiessa. Lumi "lataukset" seuraavat toisinaan toisiaan lyhyin väliajoin. Niitä nähdään yleisesti syklonilinjojen takana ja toissijaisilla kylmärintamilla. Lumilatausten vaarana on, että näkyvyys putoaa jyrkästi lähes nollaan niiden ohittaessa
Lisäksi tätä ilmailulle voimakasta ja vaarallista sääilmiötä kuvataan myös nykyaikaisessa elektronisessa koulutusoppaassa "Aviation and Weather" [3] seuraavasti: sadekuuroja ja lumisadetta), jotka näyttävät tältä. "lumikuvat" - nopeasti liikkuvat vyöhykkeet, joissa on erittäin voimakasta lumisadetta, kirjaimellisesti lumen "romahtaminen", näkyvyyden jyrkkä heikkeneminen, johon liittyy usein lumipyörteitä (lumimyrskyjä) lähellä maan pintaa.
Lumipanos on voimakas, kirkas ja lyhytaikainen (yleensä vain muutaman minuutin kestävä) sääilmiö, joka kehittyvien sääolosuhteiden mukaan on erittäin vaarallinen paitsi kevyiden lentokoneiden ja helikopterien lennoille matalilla korkeuksilla. kaikentyyppiset ilma-alukset (ilma-alukset) alemman kerroksen ilmakehässä nousun ja alkunousun aikana sekä laskeutumislähestymisen aikana. Tämä ilmiö, kuten alla nähdään, aiheuttaa joskus jopa onnettomuuden (onnettomuuden). On tärkeää, että säilyttäen olosuhteet lumipanosten muodostumiselle alueella, niiden kulkeminen voidaan toistaa samassa paikassa!
Ilma-alusten lentoturvallisuuden parantamiseksi on tarpeen analysoida lumikasojen syntymisen syitä ja niissä vallitsevia sääolosuhteita, näyttää esimerkkejä asiaan liittyvistä onnettomuuksista sekä kehittää suosituksia lennonjohtohenkilöstölle ja lentojen sääpalvelulle, jotta ne voisivat välttää mahdollisuuksien mukaan onnettomuuksia lumipanosten kulkuolosuhteissa.
2. Lumipanosten keskusten ulkonäkö
Koska kyseessä olevat vaarallisimmat lumipallot eivät ole niin yleisiä, ongelman ymmärtämiseksi on tärkeää, että kaikilla lentäjillä on oikeat (myös visuaaliset) käsitykset tästä voimakkaasta luonnonilmiöstä. Siksi artikkelin alussa tarjotaan videoesimerkki tällaisen lumipanoksen tyypillisestä kulkusta lähellä maan pintaa.
Riisi. 1 Lähestymme lumivarausvyöhykettä. Ensimmäiset ruudut videosta, katso: http://rutube.ru/video/728d027f45b8ae5356c962f70f40d6dd/
Kiinnostuneille lukijoille tarjotaan katseltavaksi myös joitain videojaksoja lumipanosten kulkemisesta lähellä maapalloa:
ja muut (katso Internet-hakukoneet).
3. Lumipanoskeskusten muodostumisprosessi
Säätilanteen kannalta tyypilliset olosuhteet talvisten myrskykeskusten esiintymiselle ovat samankaltaiset kuin ne, joita esiintyy voimakkaiden sade- ja ukkosmyrskykeskusten muodostuessa kesällä - kylmän hyökkäyksen jälkeen ja vastaavasti olosuhteet dynaamiselle konvektiolle ovat ilmaantuneet. Samaan aikaan muodostuu nopeasti cumulonimbus-pilviä, jotka antavat kesällä rankkasateita voimakkaana sateena (usein ukkosmyrskyjen kanssa) ja kylmänä vuodenaikana - raskaan lumen taskuina. Tyypillisesti tällaisia olosuhteita kylmän advektion aikana havaitaan syklonien takana - sekä kylmän rintaman takana että toissijaisten kylmärintamien vyöhykkeillä (mukaan lukien ja niiden lähellä).
Tarkastellaan kaaviota tyypillisestä pystysuuntaisesta rakenteesta maksimikehitysvaiheessa olevan lumipanoksen keskustasta, joka muodostuu cumulonimbus-pilven alle kylmän advektion olosuhteissa talvella.
Riisi. 2 Yleinen kaavio lumipanoksen keskikohdan pystyleikkauksesta maksimikehitysvaiheessa (A, B, C - AP-pisteet, katso artikkelin kohta 4)
Kaavio osoittaa, että cumulonimbus-pilvistä putoavat voimakkaat rankkasateet "saatavat" ilmaa, mikä johtaa voimakkaaseen alaspäin suuntautuvaan ilmavirtaukseen, joka Maan pintaa lähestyttäessä "leviää" lähteestä poispäin aiheuttaen tuulen rajua lisääntymistä lähellä maata. (pääasiassa - tarkennuksen liikesuunnassa, kuten kaaviossa). Samankaltainen ilmiö, jossa ilmavirtaa "kuljetetaan" alas putoavan nestesateen takia, havaitaan myös lämpimänä vuodenaikana, jolloin syntyy "puuskirintama" (squal zone), joka syntyy sykkivänä prosessina ennen liikkuvaa ukkosmyrskyä – katso kirjallisuus aiheesta tuulen leikkaus [4].
Voimakkaan lumipanoksen lähteen kulkuvyöhykkeellä voidaan siis odottaa ilmakehän alemmissa kerroksissa seuraavia ilmailulle vaarallisia, onnettomuuksia täynnä olevia sääilmiöitä: voimakkaat laskeutuvat ilmavirrat, myrskytuuli voimistuu lähellä Maata, ja alueet, joissa näkyvyys heikkenee jyrkästi lumisateessa. Tarkastellaan erikseen näitä sääilmiöitä lumikuormituksineen (ks. kappaleet 3.1, 3.2, 3.3).
3.1 Voimakkaat laskeutuvat ilmavirrat lumipanoksen keskellä
Kuten jo mainittiin, ilmakehän rajakerroksessa voidaan havaita voimakkaiden sateiden aiheuttamien voimakkaiden laskevien ilmavirtojen alueiden muodostumisprosessia [4]. Tämä prosessi johtuu ilman mukana kulkeutumisesta putoavien sateiden mukana, jos näissä sateissa on suurikokoisia alkuaineita, joilla on lisääntynyt putoamisnopeus, ja myös näiden sateiden korkea intensiteetti havaitaan (lentävien sadeelementtien ”tiheys”). Lisäksi tässä tilanteessa on tärkeää, että havaitaan ilmamassojen "vaihdon" vaikutus pystysuuntaan - ts. kompensoivien ilmavirtojen osien esiintyminen, jotka on suunnattu ylhäältä alas, johtuen nousevien virtojen osista konvektion aikana (kuva 3), joissa sadealueet toimivat tämän voimakkaan pystysuoran vaihdon "laukaisijana".
Riisi. 3 (tämä on kopio [4]:n kuvista 3-8). Alasvedon muodostuminen kypsymisvaiheessa b) sateen mukanaan tuoma (punainen laatikko).
Tuloksena tulevan alaspäin suuntautuvan ilmavirran voima, joka johtuu sataa voimakkaasta sateesta, riippuu suoraan putoavien hiukkasten (elementtien) koosta. Suuret sadehiukkaset (Ø ≥ 5 mm) putoavat yleensä nopeuksilla ≥ 10 m/s ja siksi suuret märät lumihiutaleet kehittävät suurimman putoamisnopeuden, koska niiden mitat voivat olla myös > 5 mm ja toisin kuin kuivassa lumessa. paljon matalampi "purje". Samanlainen vaikutus esiintyy myös kesällä voimakkaan raesateen aikana, mikä myös aiheuttaa voimakkaan alaspäin suuntautuvan ilmavirran.
Siksi "märän" lumipanoksen (hiutaleiden) keskellä ilman "sieppaus" sateen avulla lisääntyy jyrkästi, mikä johtaa alaspäin suuntautuvan ilmavirran nopeuden kasvuun sademäärässä, joka näissä tapauksissa ei voi vain saavuttaa , mutta jopa ylittävät "kesäiset" arvonsa voimakkailla sadekuuroilla. Tässä tapauksessa, kuten tiedetään, pystysuuntaisia virtausnopeuksia 4 - 6 m/s pidetään "vahvina" ja yli 6 ms "erittäin voimakkaina" [4].
Suuria märkiä lumihiutaleita esiintyy yleensä lievästi positiivisissa ilmanlämpötiloissa, ja siksi on selvää, että juuri tällainen lämpötilatausta edistää lumipanoksen voimakkaiden ja jopa erittäin voimakkaiden laskevien ilmavirtojen syntymistä.
Edellä olevan perusteella on aivan ilmeistä, että lumivarauksen maksimikehitysvaiheessa olevalla vyöhykkeellä (erityisesti märällä lumella ja positiivisella ilman lämpötilalla) voi esiintyä sekä voimakkaita että erittäin voimakkaita pystysuuntaisia ilmavirtoja, jotka aiheuttavat äärimmäisen vaara kaikentyyppisille lentokoneille.
3.2 Tuulen myrskyt lähellä maatalähellä lumipanoksen keskustaa.
Artikkelin kohdassa 3.1 mainitut laskevat ilmamassojen virtaukset, jotka lähestyvät maan pintaa, kaasudynamiikan lakien mukaan alkavat jyrkästi "virrata" vaakasuunnassa pois lähteestä ilmakehän rajakerroksessa (ylös satojen metrien korkeuteen), aiheuttaen myrskyisän tuulen lisääntymisen (kuva 2).
Siksi lähellä maapalloa olevia myrskykeskuksia syntyy "puuskirintamia" (tai "puuskissa") - myrskyvyöhykkeitä, jotka etenevät lähteestä, mutta ovat "epäsymmetrisiä" vaakasuunnassa lähteen sijaintiin nähden, koska ne yleensä liikkuvat samaan suuntaan kuin tarkennus vaakasuunnassa (kuva 4).
Kuva 4 Myrskyn lähteestä etenevän puuskirin (puuskien) rakenne ilmakehän rajakerroksessa lähteen liikkeen suunnassa
Tällainen "tuulinen" myrskypuuskarintama ilmaantuu yleensä äkillisesti, liikkuu melko suurella nopeudella, kulkee tietyn alueen läpi muutamassa sekunnissa ja sille on ominaista jyrkät tuulen voimistuminen (15 m/s, joskus enemmän) ja merkittävä nousu. turbulenssissa. Puuskarintama ”vierii takaisin” lähteen rajalta ajassa sykkivänä (joko ilmaantuvana tai katoavana) prosessina, ja samalla tämän rintaman aiheuttama myrsky lähellä maata voi ulottua jopa useiden kilometrien etäisyydelle. lähde (kesällä vaikeilla ukkosmyrskyillä - yli 10 km).
Sellainen maapallon lähellä oleva myrsky, joka johtuu puuskirintaman kulkemisesta lähteen lähellä, muodostaa luonnollisesti suuren vaaran kaikentyyppisille ilmakehän rajakerroksessa lennossa oleville lentokoneille, mikä voi aiheuttaa onnettomuuden. Esimerkki tällaisen puuskirintaman kulkemisesta polaarisen mesosyklonin olosuhteissa ja lumipeitteen läsnä ollessa on annettu Huippuvuorilla tapahtuneen helikopteri-onnettomuuden analyysissä [5].
Samaan aikaan kylmän vuodenajan olosuhteissa ilmatila "täytyy" intensiivisesti lentävillä lumihiutaleilla lumipyörteessä, mikä johtaa jyrkäseen näkyvyyden heikkenemiseen näissä olosuhteissa (katso jäljempänä - kohta 3.3). artikla).
3.3 Näkyvyyden jyrkkä heikkeneminen lumikuormassaja lumipyörre lähellä maata
Lumipanosten vaara piilee myös siinä, että näkyvyys lumessa niissä yleensä heikkenee jyrkästi, joskus jopa lähes täydelliseen visuaalisen suuntautumisen menetykseen niiden kulkiessa. Lumipanosten koot vaihtelevat sadoista metreistä kilometriin tai enemmän.
Tuulen voimistuessa lähellä Maata lumipanoksen rajoilla, erityisesti lähteen lähellä - puuskirintaman vyöhykkeellä lähellä maata syntyy nopeasti liikkuva "lumimyrsky", kun ilmassa lähellä maata voi esiintyä , ylhäältä sataneen voimakkaan lumen lisäksi myös lumi nosti tuulen pinnalta (kuva 5).
Riisi. 5 Lumisadetta lähellä maapalloa lumipanoksen läheisyydessä
Siksi lumipyörteen olosuhteet lähellä maapalloa ovat usein tilanne, jossa avaruudellinen suuntaus ja näkyvyys menetetään kokonaan vain muutamaan metriin, mikä on erittäin vaarallista kaikille liikennemuodoille (sekä maalle että ilmalle) ja näissä olosuhteissa. onnettomuuksien todennäköisyys on suuri. Maaajoneuvot lumipyörteessä voivat pysähtyä ja "odota" tällaisia hätätilanteita (mitä usein tapahtuu), mutta lentokone pakotetaan jatkamaan liikkumista, ja tilanteissa, joissa visuaalinen suuntaus katoaa, siitä tulee erittäin vaarallista!
On tärkeää tietää, että lumipyörteen aikana lähellä lumipanoksen lähdettä visuaalisen suuntautumisen liikkuva vyöhyke lumipyörteen kulkiessa lähellä Maata on avaruudessa varsin rajallinen ja yleensä vain 100–200 m (harvoin). enemmän) ja lumipyörysyöhykkeen ulkopuolella näkyvyys yleensä paranee.
Näkyvyys paranee lumikerrosten välillä ja siten poispäin lumikerroksesta - usein jopa satojen metrien etäisyydellä siitä ja kauempana, jos lähistöllä ei ole lähestyvää lumipyörtä, lumivyöhyke näkyy jopa lumikerroksena. jokin liikkuva "lumipylväs". Tämä on erittäin tärkeää näiden vyöhykkeiden nopealle visuaaliselle havaitsemiselle ja niiden onnistuneelle "ohitukselle" - lentoturvallisuuden varmistamiseksi ja lentokoneiden miehistön hälyttämiseksi! Lisäksi lumivarausvyöhykkeet havaitaan ja seurataan hyvin nykyaikaisilla säätutkilla, joita tulisi käyttää sään tukena lentokentän ympärillä tapahtuville lennoille näissä olosuhteissa.
4. Lumimaksujen aiheuttamien onnettomuuksien tyypit
On selvää, että lennolla lumiolosuhteisiin putoavilla lentokoneilla on merkittäviä vaikeuksia lentoturvallisuuden ylläpitämisessä, mikä joskus johtaa vastaaviin onnettomuuksiin. Tarkastellaan edelleen kolmea tällaista tyypillistä artikkeliin valittua AP:tä - nämä ovat tapauksia t.t. A, B, C ( ne on merkitty kuvassa 2) tyypilliseen kaavioon lumipanoksen keskustasta maksimikehitysvaiheessa.
MUTTA) 19. helmikuuta 1977 Viron SSR:n Tapan kylän lähellä AN-24T-lentokone laskeutuessaan sotilaskentälle, ollessaan liukumäessä, ohitettuaan DPRM:n (long-range reference radio marker) jo noin 100 m korkeudessa kiitotien (kiitotien) yläpuolella, putosi voimakkaaseen lumipanokseen näkyvyyden täydellisen menetyksen olosuhteissa. Samaan aikaan lentokone menetti äkillisesti ja jyrkästi korkeutta, minkä seurauksena se kosketti korkeaa savupiippua ja putosi, kaikki 21 ihmistä. koneessa kuolivat.
Tämä onnettomuus tapahtui ilmeisesti, kun lentokone osui alavirtaan lumessa jollain korkeudella maan pinnan yläpuolella.
AT) 20. tammikuuta 2011 helikopteri KUTEN - 335 NRA-04109 lähellä Sukhodolskoye-järveä, Priozerskyn piirissä, Leningradin alueella. lensi alhaisella korkeudella ja Maan näkyvissä (asiakirjan mukaan). Yleinen säätilanne tässä tapauksessa ilmatieteen palvelun mukaan oli seuraava: tämän helikopterin lento suoritettiin pilvisen sään syklonisissa olosuhteissa, joissa oli runsasta sadetta ja näkyvyyden heikkeneminen toissijaisen kylmän rintaman takana ... sadetta havaittiin lumen ja sateen muodossa, yksittäisiä esiintyjiä sadevyöhykkeitä . Näissä olosuhteissa helikopteri "ohitti" lennon aikana rankkasateiden keskukset (ne olivat näkyvissä), mutta yrittäessään laskeutua se osui yhtäkkiä lumipanoksen "reunaan", menetti äkillisesti korkeuden ja putosi maahan. kun tuuli lisääntyi lähellä maata lumipyörteessä. Onneksi kukaan ei kuollut, mutta helikopteri vaurioitui vakavasti.
Olosuhteet onnettomuuspaikan todellisessa säässä (todistajien ja uhrien kuulustelupöytäkirjojen mukaan): "...tämä tapahtui sadekuurojen läsnäollessa lumen ja sateen muodossa ... sekaisessa sateessa .. . mikä heikensi vaakasuuntaista näkyvyyttä kovan lumisateen alueella …” Tämä onnettomuus tapahtui ilmeisesti t. Kuvan 2 mukaisesti ts. paikkaan, jossa lumipanosvyöhykkeen pystysuora raja on jo muodostunut lumisadetta.
KANSSA) 6. huhtikuuta 2012 helikopteri "Agusta" järvellä. Yanisyarvi Karjalan Sortavalskyn alueella lennossa jopa 50 m korkeudessa tyynissä olosuhteissa ja maapallon näkyvyyden ollessa noin 1 km etäisyydellä lumisateen keskustasta (keskus oli miehistön nähtävissä ), koki turbulenssia lumipyörteessä, joka oli lentänyt lähellä maata ja helikopteri, joka menetti jyrkästi korkeutta, osui maahan. Onneksi kukaan ei kuollut, helikopteri vaurioitui.
Tämän onnettomuuden olosuhteiden analyysi osoitti, että lento tapahtui syklonipohjassa lähellä nopeasti lähestyvää ja voimakasta kylmää rintamaa, ja onnettomuus tapahtui lähes rintamavyöhykkeellä lähellä Maata. Sääpäiväkirjan tiedot tämän rintaman kulkiessa lentokenttävyöhykkeen läpi osoittavat, että sen kulkiessa lähellä Maata havaittiin voimakkaita cumulonimbus-pilvien taskuja ja rankkasadetta (märän lumen panoksia) sekä tuulen voimistumista Maan lähellä. 16 m/s asti.
Näin ollen on ilmeistä, että tämä onnettomuus tapahtui, vaikkakin itse lumisateen ulkopuolella, johon helikopteri ei koskaan osunut, mutta se päätyi alueelle, jolle lumipyörähdys yhtäkkiä ja suurella nopeudella "purskahti" kaukaisen lumimyrskyn aiheuttaman panoksen seurauksena. Siksi helikopteri heitti puuskirintaman myrskyisällä alueella, kun lumipyörre nousi. Kuvassa 2 tämä on piste C - lumimyrskyn rajan ulompi vyöhyke, joka "vierii takaisin" puuskan rintamana lähellä Maata lumipanoksen lähteestä. Siten, ja se on erittäin tärkeää että lumipanosalue on vaarallinen lennolle ei vain tällä vyöhykkeellä, mutta myös kilometrien etäisyydellä siitä - lumivarauksen itsensä putoamisen rajojen ulkopuolella lähellä Maata, missä lähimmän lumipanoksen keskuksen muodostama ja lumipyörteen aiheuttava puuskarintama voi "ryntää"!
5. Yleiset johtopäätökset
Talvella eri tyyppisten kylmien ilmakehän rintamien kulkuvyöhykkeillä lähellä Maan pintaa ja välittömästi niiden kulkemisen jälkeen ilmaantuu yleensä cumulonimbus-pilviä ja kiinteän sateen keskukset putoavat raskaan lumen (mukaan lukien lumi "hiutaleet") muodossa. jyviä, märkää lunta tai lunta sateen kanssa. Kun sataa runsasta lunta, näkyvyys voi heikentyä jyrkästi jopa näkösuunnan täydelliseen menetykseen, erityisesti lumipyörteessä (tuulen voimistuessa) lähellä maan pintaa.
Voimakkaalla sateiden muodostumisprosessien intensiteetillä, ts. kun kohdistettujen elementtien laskeuma on suuri "tiheys" ja putoavien kiinteiden elementtien koko kasvaa (erityisesti "märkä"), niiden putoamisnopeus kasvaa jyrkästi. Tästä syystä putoavan sateen aiheuttama ilman "intrainment" -vaikutus, jonka seurauksena tällaisen sateen keskellä voi esiintyä voimakasta alaspäin suuntautuvaa ilmavirtaa.
Kiinteän sateen lähteessä syntyneen alaspäin suuntautuvan virtauksen ilmamassat, jotka lähestyvät Maan pintaa, alkavat "leviää" lähteestä poispäin, pääasiassa lähteen liikkeen suuntaan, muodostaen lumipyörteen, joka nopeasti leviää useiden kilometrien päähän lähteen rajalta - kesän tapaan voimakkaiden kesäisten ukkosmyrskykeskusten lähellä esiintyvä puuskirinta. Tällaisen lyhytaikaisen lumipyörteen vyöhykkeellä voidaan havaita korkeiden tuulennopeuksien lisäksi voimakasta turbulenssia.
Näin ollen lumipilarit ovat vaarallisia lentokonelennoille jyrkinä näkyvyyden heikkenemisenä sateessa sekä voimakkaana alasvirtauksena itse lumipilvessä sekä lumimyrskynä lähteen lähellä lähellä maan pintaa, joka on täynnä vastaavia onnettomuuksia lumikerroksen vyöhyke.
Lumimaksujen äärimmäisen vaaran vuoksi ilmailun toiminnassa on niiden aiheuttamien onnettomuuksien välttämiseksi noudatettava tiukasti useita suosituksia sekä lennonjohtohenkilöstölle että Hydrometeorologisen tuen operatiivisille työntekijöille. Ilmailu. Nämä suositukset on saatu lentokentän alemmassa ilmakehässä olevien lumipanosten onnettomuuksien ja materiaalien analyysin perusteella, ja niiden toteuttaminen vähentää onnettomuuden todennäköisyyttä lumipanosten alueella.
Hydrometeorologisen palvelun työntekijöille joka varmistaa lentopaikan toiminnan sääolosuhteissa, jotka edistävät lumipanosten esiintymistä lentopaikan alueella, on tarpeen sisällyttää lentopaikan ennusteen muotoiluun tiedot lumen esiintymisen mahdollisuudesta maksut lentopaikan alueella ja tämän ilmiön todennäköinen ajoitus. Lisäksi nämä tiedot on sisällytettävä ilma-alusten miehistön kanssa käytäviin neuvotteluihin sopivina ajanjaksoina, joina lunta odotetaan.
Lumipanosten ennustetun esiintymisen ajaksi lentopaikan alueella, päivystävän ennustajan tunnistaakseen lumipanosten todellisen esiintymisen, on tarpeen tarkkailla tietoja, joita hänellä on säätutkista, ja myös säännöllisesti. pyytää lähetyspalvelulta (lennonjohtotornin visuaalisten tietojen mukaan - lennonjohtotorni, lentokentän palvelut ja tiedot sivuilta VS) lumipanostaskujen todellisesta esiintymisestä lentokentän alueella.
Saatuaan tiedon todellisesta lumimaksujen esiintymisestä lentopaikka-alueella, valmistele välittömästi asianmukainen myrskyvaroitus ja toimita se lentopaikan lennonjohtoon ja syötä tämä tieto lähetettyihin säävaroituksiin lentopaikka-alueella sijaitseville ilma-alusten miehistöille.
Lennonjohtopalvelu sääennustajien ennustamana aikana lumipanosten esiintymiselle lentokentän alueella lumipanosten esiintymistä tulee seurata tutkatietojen, lennonjohtotornin visuaalisten havaintojen sekä lentokentän palvelujen ja lentokoneen miehistöjen tietojen perusteella.
Mikäli lentopaikan alueelle ilmaantuu todellista lumikasoja, tulee siitä ilmoittaa sääennustajalle ja, mikäli asiaankuuluvat tiedot ovat saatavilla, tiedotettava lentokoneen miehistöille viipymättä lumikasojen sijainnista lentopaikan alueella. liukumäessä ja nousuradassa nousun jälkeen nousun aikana tulee aloittaa. Lentokoneen miehistölle on suositeltavaa mahdollisuuksien mukaan välttää koneen joutumista lumivyöhykkeelle sekä lumipyyhkeyttä Maan lähellä lumikerroksen läheisyydessä.
Lentokoneen miehistö Kun lennät matalalla ja vastaanotat lennonjohtajalta hälytyksen lumipallojen todennäköisyydestä tai esiintymisestä, sinun tulee tarkkailla tarkasti niiden visuaalista havaitsemista lennon aikana.
Kun ilmakehän alemmissa kerroksissa havaitaan lennossa olevia lumipanosten taskuja, on tarpeen mahdollisuuksien mukaan "ohittaa" ne ja välttää niihin joutumista noudattaen sääntöä: ÄLÄ SISÄÄN, ÄLÄ LÄHESTY, POISTU.
Lumipanosten taskujen havaitsemisesta tulee välittömästi ilmoittaa lähettäjälle. Samalla tulee mahdollisuuksien mukaan arvioida lumipanosten ja lumipyörteiden keskusten sijainti, niiden voimakkuus, koko ja siirtymäsuunta.
Tässä tilanteessa on varsin hyväksyttävää kieltäytyä lentoonlähdöstä ja/tai laskeutumisesta, koska lentokoneen edessä olevalla kurssilla havaitaan voimakkaan lumipanoksen lähde tai lumimyrsky.
Kirjallisuus
- Khromov S.P., Mamontova L.I. Meteorologinen sanakirja. Gidrometeotzdat, 1974.
- Meteorologinen sanakirja - ilmatieteen termien sanasto POGODA.BY http://www.pogoda.by/glossary/?nd=16
- Glazunov V.G. Ilmailu ja sää. Elektroninen oppikirja. 2012.
- Opas matalan tason tuulenleikkaukseen. Doc.9817 AN/449 ICAO International Civil Aviation Organization, 2005. http://aviadocs.net/icaodocs/Docs/9817_cons_ru.pdf
- Glazunov V.G. Meteorologinen tutkimus Mi-8MT-onnettomuudesta Barentsburgin helikopterikentällä (Svalbard) 30. maaliskuuta 2008
- Automatisoitu meteorologinen tutkakompleksi METEOR-METEO-CELL. ZAO Institute of Radar Meteorology (IRAM).
Monet purjehduksen uudet tulokkaat ovat kuulleet "baseball-lippislaista", jota kokeneet purjehtijat jollakin tavalla käyttävät merenkulussa. On sanottava etukäteen, että tällä lailla ei ole mitään tekemistä päähineiden tai laivavarusteiden kanssa yleensä. "Baseball-lakin laki" meren slangissa on barilainen tuulen laki, jonka Pietarin keisarillisen tiedeakatemian jäsen Christopher Buys-Ballot löysi aikoinaan ja jota kutsutaan usein englannin kielellä Bais- Äänestys. Tämä laki selittää mielenkiintoisen ilmiön - miksi pohjoisen pallonpuoliskon tuuli sykloneissa kääntyy myötäpäivään - eli oikealle. Ei pidä sekoittaa itse syklonin pyörimiseen, jossa ilmamassat pyörivät vastapäivään!
Akateemikko H. H. Buys-Ballot
Buys-Ballot ja baric tuulen laki
Buys-Ballot oli 1800-luvun puolivälin erinomainen hollantilainen tiedemies, joka opiskeli matematiikkaa, fysiikkaa, kemiaa, mineralogiaa ja meteorologiaa. Huolimatta niin laajasta harrastuksista, hän tuli tunnetuksi juuri hänen mukaansa myöhemmin nimetyn lain löytäjänä. Buys-Ballot toteutti ensimmäisten joukossa aktiivisesti eri maiden tutkijoiden välistä aktiivista yhteistyötä, joka vaalii Maailman tiedeakatemian ideoita. Hollannissa hän loi meteorologian instituutin ja varoitusjärjestelmän lähestyvistä myrskyistä. Buys-Ballot valittiin Pietarin tiedeakatemian ulkomaalaiseksi jäseneksi tunnustuksena hänen ansioistaan maailmantieteen hyväksi, Ampèren, Darwinin, Goethen ja muiden tieteen ja taiteen edustajien ohella.
Mitä tulee Bays-Ballotin varsinaiseen lakiin (tai "sääntöön"), niin tiukasti ottaen ensimmäinen maininta tuulilakista juontaa juurensa 1700-luvun lopulta. Silloin saksalainen tiedemies Brandis teki ensimmäisen kerran teoreettisia oletuksia tuulen poikkeamasta suhteessa vektoriin, joka yhdistää korkean ja matalan paineen alueita. Mutta hän ei pystynyt todistamaan teoriaansa käytännössä. Vasta 1800-luvun puolivälissä akateemikko Buys-Ballot pystyi vahvistamaan Brandisin olettamusten oikeellisuuden. Lisäksi hän teki sen puhtaasti empiirisesti eli tieteellisten havaintojen ja mittausten avulla.
Bays-Ballon lain ydin
Kirjaimellisesti "Bays-Ballon laki", jonka tiedemies muotoili vuonna 1857, on seuraava: "Tuuli lähellä pintaa, lukuun ottamatta subequatoriaalisia ja ekvatoriaalisia leveysasteita, poikkeaa bariisesta gradientista tietyn kulman verran oikealle, ja etelään - vasemmalle." Baric gradientti on vektori, joka näyttää ilmakehän paineen muutoksen vaakasuunnassa meren tai tasaisen maan pinnalla.
barric gradientti
Jos käännät Bays-Ballon lain tieteellisestä kielestä, se näyttää tältä. Maan ilmakehässä on aina korkean ja matalan paineen alueita (emme analysoi tämän ilmiön syitä tässä artikkelissa, jotta et eksyisi erämaahan). Tämän seurauksena ilma virtaa korkeamman paineen alueelta alhaisemman paineen alueelle. On loogista olettaa, että tällaisen liikkeen tulisi kulkea suorassa linjassa: tämä on suunta ja näyttää vektorin nimeltä "baric gradient".
Mutta tässä tulee esiin Maan liikkeen voima akselinsa ympäri. Tarkemmin sanottuna niiden esineiden hitausvoima, jotka ovat maan pinnalla, mutta joita ei ole yhdistetty jäykällä yhteydellä maan taivaanvahvuuden kanssa - "Coriolis-voima" (painotus viimeiselle "ja"!). Tällaisia esineitä ovat ilmakehän vesi ja ilma. Veden osalta on jo pitkään havaittu, että pohjoisella pallonpuoliskolla pituussuunnassa (pohjoisesta etelään) virtaavat joet huuhtelevat enemmän pois oikeaa rantaa, kun taas vasen pysyy matalana ja suhteellisen tasaisena. Eteläisellä pallonpuoliskolla asia on päinvastoin. Toinen Pietarin tiedeakatemian akateemikko, Karl Maksimovich Baer, pystyi selittämään tämän ilmiön. Hän johti lain, jonka mukaan Coriolis-voima vaikuttaa virtaavaan veteen. Virtaava vesi, jolla ei ole aikaa pyöriä Maan kiinteän pinnan mukana, "painaa" hitaudesta oikeaa rantaa vasten (eteläisellä pallonpuoliskolla vasenta vasten), minkä seurauksena se huuhtoutuu pois. Ironista kyllä, Baerin laki muotoiltiin samassa vuonna 1857 kuin Bays-Ballon laki.
Samalla tavalla Coriolis-voiman vaikutuksesta liikkuva ilmakehän ilma taipuu. Tämän seurauksena tuuli alkaa kääntyä oikealle. Tässä tapauksessa kitkavoiman vaikutuksesta taipumakulma on lähellä suoraa linjaa vapaassa ilmakehässä ja pienempi kuin suora viiva lähellä maan pintaa. Pintatuulen suunnasta katsottuna pohjoisen pallonpuoliskon matalin paine on vasemmalla ja hieman edellä.
Poikkeamat ilmamassojen liikkeessä pohjoisella pallonpuoliskolla Maan pyörimisvoiman vaikutuksesta. Baric gradienttivektori näkyy punaisena osoittaen suoraan korkeapainealueelta matalapainealueelle. Sininen nuoli on Coriolis-voiman suunta. Vihreä - tuulen liikkeen suunta, joka poikkeaa Coriolis-voiman vaikutuksesta baric-gradientista
Bays-Ballon lain käyttö merenkulussa
Tarve soveltaa tätä sääntöä käytännössä on osoitettu monissa merenkulku- ja merenkulkualan oppikirjoissa. Erityisesti Samoilovin "Marine Dictionary", jonka laivaston kansankomissariaat julkaisi vuonna 1941. Samoilov antaa tyhjentävän kuvauksen tuulen barisesta laista suhteessa merenkulkukäytäntöön. Hänen ohjeet voivat hyvinkin omaksua nykyaikaiset purjehtijat:
”...Jos alus sijaitsee lähellä maailmanmeren alueita, joissa hurrikaaneja esiintyy usein, on tarpeen seurata ilmanpainelukemia. Jos barometrin neula alkaa laskea ja tuuli voimistuu, hurrikaanin mahdollisuus on suuri. Tässä tapauksessa on välittömästi määritettävä, mihin suuntaan syklonin keskipiste sijaitsee. Tätä varten merimiehet käyttävät Base Ballo -sääntöä - jos seisot selkä tuuleen päin, hurrikaanin keskipiste sijaitsee noin 10 pistettä jibin vasemmalla puolella pohjoisella pallonpuoliskolla ja saman verran oikealla - eteläisellä pallonpuoliskolla.
Sitten sinun on määritettävä, missä hurrikaanin osassa alus sijaitsee. Sijainnin määrittämiseksi mahdollisimman pian purjelaivan on ajelehtitava välittömästi ja höyrylaivan on pysäytettävä auto. Sen jälkeen on tarpeen tehdä havaintoja tuulen muutoksesta. Jos tuulen suunta muuttuu vähitellen vasemmalta oikealle (myötäpäivään), niin alus on syklonin polun oikealla puolella. Jos tuulen suunta muuttuu vastakkaiseen suuntaan, niin vasemmalle. Siinä tapauksessa, että tuulen suunta ei muutu ollenkaan, alus on suoraan hurrikaanin tiellä. Voit siirtyä pois hurrikaanin keskustasta pohjoisella pallonpuoliskolla sinun on tehtävä seuraava:
* siirrä laiva oikealle;
* samaan aikaan, jos olet syklonin keskustan oikealla puolella, sinun tulee makaamaan lähietäisyydellä;
* jos vasemmalla tai liikkeen keskellä - takapenkille.
Eteläisellä pallonpuoliskolla tilanne on päinvastainen, paitsi jos alus on etenevän syklonin keskellä. Näitä kursseja on seurattava, kunnes alus poistuu syklonin keskipisteen reitiltä, joka voidaan määrittää nousemaan alkaneella barometrilla.
Ja verkkosivustomme kirjoitti säännöistä trooppisten syklonien välttämiseksi artikkelissa "".
24. Baric tuulen laki
Kokemus vahvistaa, että todellinen tuuli lähellä maan pintaa poikkeaa aina (lukuun ottamatta päiväntasaajaa lähellä olevia leveysasteita) barigradientista jonkin terävän kulman verran oikealle pohjoisella pallonpuoliskolla ja vasemmalle eteläisellä pallonpuoliskolla. Tästä seuraa ns. barilainen tuulen laki: jos pohjoisella pallonpuoliskolla seisot selkä tuuleen päin ja kasvot kohta, jossa tuuli puhaltaa, niin alhaisin paine on vasemmalla ja jonkin verran edessä, ja korkein paine on oikealla ja jonkin verran takana.
Tämä laki löydettiin empiirisesti 1800-luvun ensimmäisellä puoliskolla. Base Ballo ja kantaa hänen nimeään. Samalla tavalla varsinainen tuuli vapaassa ilmakehässä puhaltaa aina lähes isobaareja pitkin jättäen (pohjoisella pallonpuoliskolla) matalan paineen vasemmalle, ts. poikkeaa baric-gradientista oikealle kulman verran, joka on lähellä oikeaa. Tätä säännöstä voidaan pitää barisen tuulilain laajentamisena vapaaseen ilmakehään.
Barinen tuulen laki kuvaa todellisen tuulen ominaisuuksia. Siten geostrofisen ja gradienttiilman liikkeen kuviot, ts. yksinkertaistetuissa teoreettisissa olosuhteissa ne ovat enimmäkseen perusteltuja todellisen ilmakehän monimutkaisemmissa todellisissa olosuhteissa. Vapaassa ilmakehässä isobaarien epäsäännöllisestä muodosta huolimatta tuulen suunta on lähellä isobaareja (poikkeaa niistä pääsääntöisesti 15-20°) ja sen nopeus on lähellä geostrofisen tuulen nopeutta. .
Sama pätee syklonin tai antisyklonin pintakerroksen virtaviivaisiin. Vaikka nämä virtaviivat eivät ole geometrisesti säännöllisiä spiraaleja, ne ovat kuitenkin luonteeltaan kierteisiä ja sykloneissa ne suppenevat kohti keskustaa ja antisykloneissa ne poikkeavat keskustasta.
Ilmakehään rintamalle luodaan jatkuvasti sellaisia olosuhteita, kun kaksi ilmamassaa, joilla on erilaiset ominaisuudet, sijaitsevat vierekkäin. Tässä tapauksessa nämä kaksi ilmamassaa erotetaan kapealla siirtymävyöhykkeellä, jota kutsutaan rintamaksi. Tällaisten vyöhykkeiden pituus on tuhansia kilometrejä, leveys vain kymmeniä kilometrejä. Nämä vyöhykkeet ovat kaltevia suhteessa maanpinnan korkeuteen ja ne voidaan jäljittää ylöspäin vähintään useita kilometrejä ja usein jopa stratosfääriin asti. Etualueella ilmamassasta toiseen siirryttäessä lämpötila, tuuli ja ilmankosteus muuttuvat dramaattisesti.
Rinteitä, jotka erottavat tärkeimmät maantieteelliset ilmamassojen tyypit, kutsutaan päärintamiksi. Päärintamia arktisen ja lauhkean ilman välillä kutsutaan arktisiksi, lauhkean ja trooppisen ilman välillä - polaariseksi. Trooppisen ja ekvatoriaalisen ilman jako ei ole rintaman luonnetta; tätä jakoa kutsutaan intertrooppiseksi konvergenssivyöhykkeeksi.
Etuosan leveys vaakasuunnassa ja paksuus pystysuunnassa ovat pieniä verrattuna sen erottamien ilmamassojen mittoihin. Siksi todelliset olosuhteet idealisoimalla on mahdollista esittää rintama ilmamassojen välisenä rajapintana.
Maan pinnan leikkauskohdassa etupinta muodostaa etulinjan, jota kutsutaan myös lyhyesti rintamaksi. Jos idealisoimme frontaalivyöhykkeen rajapinnaksi, niin meteorologisille suureille se on epäjatkuvuuspinta, koska lämpötilan frontaalivyöhykkeen ja joidenkin muiden meteorologisten suureiden jyrkkä muutos saa rajapinnalla hypyn luonteen.
Etupinnat kulkevat vinosti ilmakehässä (kuva 5). Jos molemmat ilmamassat olisivat paikallaan, niin lämmin ilma sijoittuisi kylmän yläpuolelle ja niiden välisen rintaman pinta olisi vaakasuora, yhdensuuntainen vaakasuuntaisten isobaristen pintojen kanssa. Koska ilmamassat liikkuvat, rintaman pinta voi olla olemassa ja säilyä edellyttäen, että se on kallistettu tasaiseen pintaan ja siten merenpinnan tasoon.
Riisi. 5. Etupinta pystyleikkauksessa
Frontaalipintojen teoria osoittaa, että kaltevuuskulma riippuu ilmamassojen nopeuksista, kiihtyvyydestä ja lämpötiloista sekä maantieteellisestä leveysasteesta ja vapaan pudotuksen kiihtyvyydestä. Teoria ja kokemus osoittavat, että etupintojen kaltevuuskulmat maan pintaan ovat hyvin pieniä, kaariminuuttien luokkaa.
Jokainen yksittäinen rintama ilmakehässä ei ole olemassa loputtomiin. Etuosat nousevat jatkuvasti esiin, terävöittyvät, hämärtyvät ja katoavat. Edellytykset rintamien muodostumiselle ovat aina olemassa tietyissä osissa ilmakehää, joten rintamat eivät ole harvinainen sattuma, vaan jatkuva, arkipäiväinen ilmakehän piirre.
Tavanomainen mekanismi ilmakehän rintamien muodostumiselle on kinemaattinen: rintamia syntyy sellaisilla ilmanliikenteillä, jotka tuovat yhteen ilmahiukkasia, joilla on eri lämpötiloja (ja muita ominaisuuksia),
Tällaisessa liikekentässä vaakasuuntaiset lämpötilagradientit kasvavat, ja tämä johtaa terävän rintaman muodostumiseen ilmamassojen välisen asteittaisen siirtymisen sijaan. Frontin muodostumisprosessia kutsutaan frontogeneesiksi. Vastaavasti liikekentissä, jotka siirtävät ilmahiukkasia poispäin toisistaan, jo olemassa olevat rintamat voivat hämärtyä, ts. muuttuvat leveiksi siirtymävyöhykkeiksi, ja niissä esiintyneet suuret meteorologisten arvojen gradientit, erityisesti lämpötila, tasoittuvat.
Todellisessa ilmakehässä rintamat eivät yleensä ole yhdensuuntaisia ilmavirtojen kanssa. Etuosan molemmin puolin tuulessa on edessä normaalit komponentit. Siksi eturintamat eivät itse pysy samassa asennossa, vaan liikkuvat.
Etuosa voi liikkua joko kohti kylmempää ilmaa tai kohti lämpimämpää ilmaa. Jos etulinja siirtyy lähelle maata kohti kylmempää ilmaa, se tarkoittaa, että kylmän ilman kiila väistyy ja sen vapauttama tila otetaan lämpimällä ilmalla. Tällaista rintamaa kutsutaan lämpimäksi rintamaksi. Sen kulkeminen havaintopaikan läpi johtaa kylmän ilmamassan muuttumiseen lämpimäksi ja sen seurauksena lämpötilan nousuun ja tiettyihin muutoksiin muissa meteorologisissa määrissä.
Jos etulinja liikkuu kohti lämmintä ilmaa, se tarkoittaa, että kylmän ilman kiila liikkuu eteenpäin, sen edessä oleva lämmin ilma väistyy ja myös etenevä kylmäkiila pakottaa sitä ylöspäin. Tällaista rintamaa kutsutaan kylmärintamaksi. Kulkiessaan lämmin ilmamassa korvataan kylmällä, lämpötila laskee ja myös muut säämäärät muuttuvat dramaattisesti.
Frontien alueella (tai kuten yleensä sanotaan, etupinnoilla) ilmanopeuden pystysuuntaiset komponentit syntyvät. Tärkein on erityisen yleinen tapaus, jossa lämmin ilma on järjestetyssä ylöspäin suuntautuvassa liikkeessä, ts. kun se samanaikaisesti vaakasuuntaisen liikkeen kanssa liikkuu myös ylöspäin kylmän ilman kiilan yläpuolella. Juuri tähän liittyy pilvijärjestelmän kehittyminen etupinnan yläpuolelle, josta sateita putoaa.
Lämpimällä rintamalla ylöspäin suuntautuva liike peittää voimakkaat lämpimän ilman kerrokset koko etupinnan yli, pystynopeudet ovat täällä luokkaa 1 ... 2 cm/s vaakasuuntaisilla nopeuksilla useita kymmeniä metrejä sekunnissa. Siksi lämpimän ilman liike on luonteeltaan ylöspäin liukuvaa etupintaa pitkin.
Ylöspäin liukuminen ei koske vain etupinnan välittömässä läheisyydessä olevaa ilmakerrosta, vaan myös kaikkia päällä olevia kerroksia, usein tropopaussiin asti. Tämän seurauksena syntyy laaja cirrostratus, altostratus - nimbostratus -pilvijärjestelmä, josta sataa runsaasti. Kylmän rintaman tapauksessa lämpimän ilman ylöspäin suuntautuva liike rajoittuu kapeampaan vyöhykkeeseen, mutta pystynopeudet ovat paljon suurempia kuin lämpimällä rintamalla ja erityisen voimakkaita kylmän kiilan edessä, jossa lämmin ilma kylmän ilman syrjäyttämä. Sitä hallitsevat cumulonimbus-pilvet, joissa on sadekuuroja ja ukkosmyrskyjä.
On erittäin tärkeää, että kaikki rintamat on yhdistetty bariikkakentässä oleviin kouruihin. Kiinteässä (hitaasti liikkuvassa) eturintamassa ontelossa olevat isobaarit ovat samansuuntaiset itse etuosan kanssa. Lämpimien ja kylmien rintamien tapauksessa isobaarit ovat latinalaisen V-kirjaimen muotoisia, ja ne leikkaavat kaukalon akselilla olevan etuosan.
Kun rintama ohittaa, tuuli muuttaa tietyssä paikassa suuntaaan myötäpäivään. Esimerkiksi jos tuuli on kaakosta rintaman edessä, niin rintaman takana se vaihtuu etelään, lounaaseen tai länteen.
Ihannetapauksessa etuosa voidaan esittää geometrisena epäjatkuvuuspinnana.
Todellisessa ilmakehässä tällainen idealisointi on sallittu planeetan rajakerroksessa. Todellisuudessa rintama on siirtymävyöhyke lämpimien ja kylmien ilmamassojen välillä; troposfäärissä se edustaa tiettyä aluetta, jota kutsutaan frontaalivyöhykkeeksi. Lämpötila etupuolella ei koe epäjatkuvuutta, vaan muuttuu jyrkästi etuvyöhykkeen sisällä, ts. Etupuolelle on ominaista suuret vaakasuuntaiset lämpötilagradientit, jotka ovat suuruusluokkaa suuremmat kuin ilmamassoissa etuosan molemmilla puolilla.
Tiedämme jo, että jos on vaakasuuntainen lämpötilagradientti, joka osuu tiiviisti yhteen vaakasuuntaisen barigradientin kanssa, jälkimmäinen kasvaa korkeuden mukana ja sen mukana tuulen nopeus kasvaa. Frontaalisella vyöhykkeellä, jossa lämpimän ja kylmän ilman välinen vaakasuora lämpötilagradientti on erityisen suuri, barinen gradientti kasvaa voimakkaasti korkeuden mukana. Tämä tarkoittaa, että lämpötuulen osuus on suuri ja tuulen nopeus korkeuksissa saavuttaa korkeita arvoja.
Kun sen yläpuolella on jyrkästi korostunut rintama ylemmässä troposfäärissä ja alemmassa stratosfäärissä, havaitaan yleensä voimakas, rintaman suuntainen ilmavirta, joka on useita satoja kilometrejä leveä ja jonka nopeus on 150-300 km/h. Sitä kutsutaan suihkuvirtaukseksi. Sen pituus on verrattavissa etuosan pituuteen ja voi olla useita tuhansia kilometrejä. Suurin tuulennopeus havaitaan suihkuvirran akselilla lähellä tropopaussia, missä se voi ylittää 100 m/s.
Ylhäällä, stratosfäärissä, jossa vaakasuuntainen lämpötilagradientti kääntyy, barinen gradientti pienenee korkeuden mukana, lämpötuuli on tuulen nopeuden vastainen ja se pienenee korkeuden mukana.
Arktisten rintamien lähellä suihkuvirtauksia löytyy alempana. Tietyissä olosuhteissa stratosfäärissä havaitaan suihkuvirtauksia.
Yleensä troposfäärin päärintamat - napainen, arktinen - kulkevat pääasiassa leveyssuunnassa, ja kylmä ilma sijaitsee korkeammilla leveysasteilla. Siksi niihin liittyvät suihkuvirrat suunnataan useimmiten lännestä itään.
Kun päärintama poikkeaa jyrkästi leveyssuunnasta, myös suihkuvirta poikkeaa.
Subtrooppisilla alueilla, joissa lauhkea troposfääri on kosketuksessa trooppiseen troposfääriin, syntyy subtrooppinen rupivirtaus, jonka akseli sijaitsee yleensä trooppisen ja polaarisen tropopaussin välissä.
Subtrooppinen suihkuvirta ei liity jäykästi mihinkään rintamaan, ja se on pääasiassa seurausta päiväntasaaja-napa-lämpötilagradientin olemassaolosta.
Lentävää lentokonetta vastapäätä oleva suihkuvirta vähentää sen lennon nopeutta; siihen liittyvä suihkuvirta lisää sitä. Lisäksi suihkuvyöhykkeellä voi syntyä voimakasta turbulenssia, joten suihkuvirtojen huomioiminen on ilmailun kannalta tärkeää.
| " |
2. Coriolis-voima
3. Kitkavoima: 4. Keskipakovoima:
16. Baric tuulen laki pintakerroksessa (kitkakerroksessa) ja sen meteorologiset seuraukset syklonissa ja antisyklonissa.
Baric tuulen laki kitkakerroksessa : kitkan vaikutuksesta tuuli poikkeaa isobarista kohti matalapainetta (pohjoisella pallonpuoliskolla - vasemmalle) ja vähenee voimakkuudeltaan.
Joten tuulen barisen lain mukaan:
Syklonissa kierto tapahtuu vastapäivään, lähellä maata (kitkakerroksessa) tapahtuu ilmamassojen lähentymistä, ylöspäin suuntautuvaa pystysuuntaista liikettä ja ilmakehän rintamien muodostumista. Pilvinen sää vallitsee.
Antisyklonissa on kiertoa vastapäivään, ilmamassan hajoamista, alaspäin suuntautuvia pystysuuntaisia liikkeitä ja laajamittaisten (~1000 km) ylösnousujen inversioiden muodostumista. Pilvinen sää vallitsee. Kerrostuneet pilvet osainversiokerroksessa.
17. Pintailmakehän rintamat (AF). Niiden muodostuminen. Pilvisyys, erikoisilmiöt X- ja T-AF-alueella, okkluusiorintama. AF-liikenopeus. Lentoolosuhteet AF-alueella talvella ja kesällä. Mikä on sadevyöhykkeen keskimääräinen leveys T ja X AF:llä? Nimeä HF:n ja TF:n NR:n kausittaiset erot. (katso Bogatkin s. 159 - 164).
Pintailmakehän eturintamat AF – kapea kalteva siirtymävyöhyke kahden ilmamassan välillä, joilla on erilaiset ominaisuudet;
Kylmä ilma (tiheämpää) on lämpimän alla
AF-vyöhykkeiden pituus on tuhansia km, leveys kymmeniä km, korkeus useita km (joskus jopa tropopauusi), kaltevuuskulma maan pintaan on useita kaariminuutteja;
Etupinnan ja maan pinnan leikkauslinjaa kutsutaan etulinjaksi
Etualueella lämpötila, kosteus, tuulen nopeus ja muut parametrit muuttuvat äkillisesti;
Frontin muodostumisprosessi on frontogeneesi, tuhoutuminen on frontolyysi
Ajonopeus 30-40 km/h tai enemmän
Lähestymistä ei voi (useimmiten) huomata etukäteen - kaikki pilvet ovat etulinjan takana
Runsaat sateet ukkosmyrskyineen ja myrskytuuli, tornadot ovat tyypillisiä;
Pilvet korvaavat toisensa järjestyksessä Ns, Cb, As, Cs (tason kasvattamiseksi);
Pilvien ja sateiden vyöhyke on 2-3 kertaa pienempi kuin TF:n - 300 ja 200 km asti, vastaavasti;
Sadevyöhykkeen leveys on 150-200 km;
Kansalaisjärjestön korkeus on 100-200 m;
Korkeudella edessä tuuli voimistuu ja kääntyy vasemmalle - tuulileikkaus!
Ilmailu: huono näkyvyys, jäätä, turbulenssi (erityisesti HF!), tuulen leikkaus;
Lennot ovat kiellettyjä HF:n ohitukseen asti.
HF 1. tyyppi - hitaasti liikkuva rintama (30-40 km/h), suhteellisen laaja (200-300 km) pilvisyyden ja sateen vyöhyke; pilvien ylärajan korkeus talvella on pieni - 4-6 km
Tyyppi 2 HF - nopeasti liikkuva rintama (50-60 km/h), kapea pilvipeite - useita kymmeniä kilometriä, mutta vaarallinen kehittyneen Cb:n kanssa (etenkin kesällä - ukkosmyrskyjen ja myrskyjen kanssa), talvella - voimakkaat lumisateet, joissa on jyrkkä oikosulku - Näkyvyyden huononeminen aikavälillä
Lämmin AF
Liikenopeus on pienempi kuin HF-< 40 км/ч.
Lähestymistapa on nähtävissä etukäteen cirrus-pilvien ilmaantuessa taivaalle ja sitten cirrostratus-pilvien ja sitten As, St, Sc kanssa Kansalaisjärjestö 100 m tai vähemmän;
Tiheät advektiiviset sumut (talvi ja siirtymäkaudet);
Pilvipohja - kerrostettuja muotoja pilvet, jotka muodostuivat lämpimän ilman nousun seurauksena nopeudella 1-2 cm / s;
laajalla alueella noin häkit - 300-450 km pilvivyöhykkeen leveydellä noin 700 km (maksimi syklonin keskiosassa);
Troposfäärin korkeuksissa tuuli kasvaa korkeuden myötä ja kääntyy oikealle - tuulen leikkaus!
Erityisen vaikeat olosuhteet lennoille luodaan vyöhykkeelle 300-400 km etulinjasta, jossa pilvisyys on alhainen, näkyvyys huonompi, jäätymisen mahdollisuus talvella ja ukkosmyrskyjä kesällä (ei aina).
Okkluusio etuosa –
yhdistelmä lämpimiä ja kylmiä etupintoja
(talvella se on erityisen vaarallista jäällä, jäällä, jäätävällä sateella)
Lue lisää oppikirjasta Bogatkin s. 159 - 164.
GRADIENTTITUULI Kaarevien isobaarien tapauksessa esiintyy keskipakovoimaa. Se on aina suunnattu kuperaan (syklonin tai antisyklonin keskustasta reunaa kohti). Kun ilmassa on tasainen vaakasuora liike ilman kitkaa kaarevilla isobareilla, vaakatasossa tasapainotetaan 3 voimaa: barigradientin G voima, Maan pyörimisvoima K ja keskipakovoima C. Tällainen tasainen tasainen Ilman vaakasuoraa liikettä kitkan puuttuessa kaarevia lentoratoja pitkin kutsutaan gradienttituuliksi. Gradienttituulivektori on suunnattu tangentiaalisesti isobaariin suorassa kulmassa oikealle pohjoisella pallonpuoliskolla (vasemmalle eteläisellä pallonpuoliskolla) suhteessa bariseen gradienttivoimavektoriin. Siksi syklonissa - vastapäivään pyörre ja antisyklonissa - myötäpäivään pohjoisella pallonpuoliskolla.
Vaikuttavien voimien keskinäinen järjestely gradienttituulen tapauksessa: a) sykloni, b) antisykloni. A on Coriolis-voima (kaavoissa se on merkitty K:llä)
Tarkastellaan kaarevuussäteen r vaikutusta gradienttituulen nopeuteen. Suurella kaarevuussäteellä (r > 500 km) isobaarien kaarevuus (1/r) on hyvin pieni, lähellä nollaa. Suoran suoraviivaisen isopalkin kaarevuussäde on r → ∞ ja tuuli on geostrofinen. Geostrofinen tuuli on gradienttituulen erikoistapaus (C = 0). Pienellä kaarevuussäteellä (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
Antisyklonissa: tai Eli syklonin ja antisyklonin keskellä vaakabarigradientti on yhtä suuri kuin nolla, eli G = 0 liikkeen lähteenä. Siksi = 0. Gradienttituuli on likiarvo todelliselle tuulelle syklonin ja antisyklonin vapaassa ilmakehässä.
Gradienttituulen nopeus saadaan ratkaisemalla toisen asteen yhtälö - syklonissa: - antisyklonissa: kaarevuus r ≤ 500 km) isobarisella pinnalla käytetään seuraavia suhteita gradientin ja geostrofisen tuulen välillä: Sykloniselle kaarevuudelle ≈ 0,7 Jos antisykloninen kaarevuus on ≈ 1,
Suurilla isobaarien kaarevilla lähellä maan pintaa (1/r) → ∞ (kaarevuussäde r ≤ 500 km): syklonisella kaarevalla ≈ 0,7 antisyklonisella kaarevalla ≈ 0,3 keskimääräinen kaarevuussäde 500 km< r < 1000 км, — а также при большой кривизне изобар (r < 500 км) в быстро перемещающихся барических образованиях.
TUULEN LAKI Pintatuulen suunnan ja vaakasuuntaisen barikaalisen gradientin suunnan välisen suhteen muotoili hollantilainen tiedemies Bais-Ballo 1800-luvulla säännön (lain) muodossa. TUULENLAKI: Myötätuuleen katsottuna matala paine on vasemmalle ja jonkin verran eteenpäin ja korkea paine oikealle ja hieman taakse (pohjoisella pallonpuoliskolla). Piirrettäessä isobaareja synoptisille kartoille tuulen suunta otetaan huomioon: isobaarin suunta saadaan kääntämällä tuulinuolta oikealle (myötäpäivään) noin 30 -45°.
TODELLA TUULI Aidot ilmanliikkeet eivät ole paikallaan. Siksi todellisen tuulen ominaisuudet lähellä maan pintaa eroavat geostrofisen tuulen ominaisuuksista. Tarkastellaan todellista tuulta kahden termin muodossa: V = + V ′ – ageostrofinen poikkeama u = + u ′ tai u ′ = u — v = + v ′ tai v ′ = v – Kirjoitetaan liikeyhtälöt ottamatta huomioon ota huomioon kitkavoima:
KITKAVOIMAAN VAIKUTUS TUULEEN Kitkan vaikutuksesta pintatuulen nopeus on keskimäärin kaksi kertaa pienempi kuin geostrofisen tuulen nopeus ja sen suunta poikkeaa geostrofisesta barigradienttiin. Näin ollen todellinen tuuli poikkeaa maan pinnan lähellä geostrofisesta pohjoisella pallonpuoliskolla vasemmalle ja eteläisellä pallonpuoliskolla oikealle. Voimien keskinäinen jakautuminen. Suoraviivaiset isobaarit
Syklonissa kitkan vaikutuksesta tuulen suunta poikkeaa syklonin keskustaa kohti, antisyklonissa antisyklonin keskustasta reuna-alueelle. Kitkan vaikutuksesta tuulen suunta pintakerroksessa poikkeaa isobaarin tangentista kohti matalaa painetta keskimäärin noin 30° kulmalla (meren yli noin 15°, maan päällä noin 40-45°). ).
TUULEN MUUTOS KORKEUSSA Kitkavoima pienenee korkeuden mukana. Ilmakehän rajakerroksessa (kitkakerroksessa) tuuli lähestyy korkeudella geostrofista tuulta, joka suuntautuu isobaria pitkin. Siten korkeuden myötä tuuli voimistuu ja kääntyy oikealle (pohjoisella pallonpuoliskolla), kunnes se suuntautuu isobaria pitkin. Tuulen nopeuden ja suunnan muutos korkeudella ilmakehän rajakerroksessa (1-1,5 km) voidaan esittää hodografilla. Hodografi on käyrä, joka yhdistää samasta pisteestä piirrettyjen vektorien päät, jotka kuvaavat tuulta eri korkeuksilla. Tämä käyrä on logaritminen spiraali, jota kutsutaan Ekman-spiraaliksi.
VIRTAJAN TUULIKENTÄN OMINAISUUDET Virtaviiva on viiva, jonka jokaisessa pisteessä tuulennopeusvektori on suunnattu tangentiaalisesti tietyllä ajanhetkellä. Siten ne antavat käsityksen tuulikentän rakenteesta tietyllä hetkellä (hetkellinen nopeuskenttä). Gradientti- tai geostrofisissa tuuliolosuhteissa virtaviivat osuvat kohdakkain isobaarien (isohypsien) kanssa. Todellinen tuulen nopeusvektori rajakerroksessa ei ole yhdensuuntainen isobaarien (isohypsien) kanssa. Siksi todellisen tuulen virtaviivat ylittävät isobaarit (isohypsit). Virtaviivaa piirrettäessä huomioidaan tuulen suunnan lisäksi myös nopeus: mitä suurempi nopeus, sitä tiheämpiä virtaviivat ovat.
Esimerkkejä virtaviivaisuuksista lähellä maan pintaa pintasyklonissa pinnan antisyklonissa harjanteen kaukalossa
ILMAN HIukkasten liikeradat Hiukkasten liikeradat ovat yksittäisten ilmahiukkasten reittejä. Toisin sanoen lentorata luonnehtii saman ilmahiukkasen liikettä peräkkäisinä ajankohtina. Hiukkasten liikeradat voidaan arvioida peräkkäisistä synoptisista kartoista. Synoptisen meteorologian lentoratamenetelmä mahdollistaa kahden ongelman ratkaisemisen: 1) määrittää, mistä ilmahiukkanen siirtyy tiettyyn pisteeseen tietyssä ajassa; 2) määrittää, minne ilmahiukkanen liikkuu tietystä pisteestä tietyn ajan kuluessa. Lentoreittejä voidaan rakentaa AT-kartoille (useammin AT-700:lle) ja pintakartoille. Graafista menetelmää liikeradan laskemiseen käytetään gradienttiviivaimen avulla.
Esimerkki ilmahiukkasen liikeradan rakentamisesta (josta hiukkanen liikkuu) yhdelle kartalle: A - ennustepiste; B on hiukkasreitin keskikohta; C - liikeradan aloituspiste Gradienttiviivaimen alaosaa käyttämällä isohypsien välinen etäisyys määrittää geostrofisen tuulen nopeuden (V, km/h). Viivain asetetaan alemmalla asteikolla (V, km/h) normaalia pitkin isohypsiin suunnilleen polun keskellä. Määritä asteikolla (V , km/h) kahden isohypsin välillä (leikkauspisteessä toisen isohypsin kanssa) keskinopeus V cp.
Gradienttiviivain leveysasteelle 60˚ Määritä seuraavaksi hiukkasen reitti 12 tunnin ajaksi (S 12) annetulla siirtonopeudella. Se on numeerisesti yhtä suuri kuin hiukkasten siirtonopeus V h. Hiukkasen reitti 24 tunnissa on S 24 = 2· S 12; hiukkasen reitti 36 tunnissa on yhtä suuri kuin S 36 = 3 · S 12 . Viivaimen ylemmällä asteikolla piirretään hiukkasen reitti ennustepisteestä isohypsin suuntaa vastakkaiseen suuntaan ottaen huomioon niiden taipuma.