Wiatr gradientowy to rzeczywisty wiatr, który zmienia się wraz z wysokością. Tutaj chyba jest to konieczne własnymi słowami, albo nie znalazłem pojawienia się ośrodków opłat śnieżnych
1. Podstawowe pojęcia i definicje
SNOW CHARGES (SNOW CHARGES), według znanego klasycznego Słownika meteorologicznego z 1974 r. edycje [ 1 ] - jest to: „... nazwa krótkotrwałych, intensywnych opadów w postaci śniegu (lub granulek śnieżnych) z chmur cumulonimbus, często z nawałnicami śniegu”.
A w glosariuszach Meteoslovar - POGODA.BY [2]:” Śnieżne „ładunki”- bardzo intensywne opady śniegu, którym podczas ich przelotu towarzyszy gwałtowny wzrost wiatru. Śnieżne „ładunki” czasami następują po sobie w krótkich odstępach czasu. Są one powszechnie widywane za liniami cyklonów i na drugorzędnych zimnych frontach. Niebezpieczeństwo „ładowania się” śniegu polega na tym, że widoczność spada gwałtownie do prawie zera, gdy przejeżdżają”
Dodatkowo to intensywne i niebezpieczne dla lotnictwa zjawisko pogodowe jest również opisane w nowoczesnym Elektronicznym Podręczniku Szkoleniowym „Lotnictwo i Pogoda” [3] jako: deszcz ze śniegiem i śnieg z deszczem), które wyglądają jak "śnieżne strzały" - szybko poruszające się strefy bardzo intensywnych opadów śniegu, dosłownie „zapadanie się” śniegu z gwałtownym spadkiem widoczności, któremu często towarzyszą burze śnieżne (burza śnieżna) w pobliżu powierzchni Ziemi.
Ładunek śnieżny to potężne, jasne i krótkotrwałe (trwające zwykle tylko kilka minut) zjawisko pogodowe, które w zależności od pojawiających się warunków pogodowych jest bardzo niebezpieczne nie tylko dla lotów lekkich samolotów i śmigłowców na małych wysokościach, ale również dla wszystkie typy statków powietrznych (samolotów) w atmosferze dolnej warstwy podczas startu i początkowego wznoszenia, a także podczas podejścia do lądowania. Zjawisko to, jak zobaczymy poniżej, czasami powoduje nawet wypadek (wypadek). Ważne jest, aby przy zachowaniu warunków do powstawania zasypów śnieżnych w regionie, ich przejście można było powtórzyć w tym samym miejscu!
Dla poprawy bezpieczeństwa lotów statków powietrznych konieczne jest przeanalizowanie przyczyn występowania w nich pryzm śnieżnych i warunków meteorologicznych, pokazanie przykładów istotnych wypadków, a także opracowanie zaleceń dla personelu kierowania lotami i służby meteorologicznej lotów w celu aby uniknąć wypadków, jeśli to możliwe, w warunkach przejścia opłat śniegowych.
2. Pojawienie się ośrodków opłat śnieżnych
Ponieważ najbardziej niebezpieczne kule śnieżne, o których mowa, nie są tak powszechne, aby zrozumieć problem, ważne jest, aby wszyscy lotnicy mieli prawidłowe (w tym wizualne) wyobrażenia na temat tego potężnego zjawiska naturalnego. Dlatego na początku artykułu do obejrzenia jest wideo przykład typowego przejścia takiego ładunku śnieżnego w pobliżu powierzchni Ziemi.
Ryż. 1 Zbliżanie się do strefy obciążenia śniegiem. Pierwsze klatki z filmu, zobacz: http://rutube.ru/video/728d027f45b8ae5356c962f70f40d6dd/
Zainteresowanym czytelnikom udostępniamy również do obejrzenia niektóre odcinki wideo przedstawiające przemieszczanie się ładunków śnieżnych w pobliżu Ziemi:
i inne (patrz wyszukiwarki internetowe).
3. Proces powstawania ośrodków opłat śnieżnych
Z punktu widzenia sytuacji meteorologicznej typowe warunki występowania zimowych ośrodków burzowych są zbliżone do tych, jakie występują podczas formowania się silnych ulewy i burzy latem – po wystąpieniu zimnej inwazji i odpowiednio powstały warunki do dynamicznej konwekcji. Jednocześnie szybko tworzą się chmury cumulonimbus, które latem dają zaspy obfitych opadów w postaci intensywnych opadów (często z burzami), a w zimnych porach roku - w postaci zasieków gęstego śniegu. Zazwyczaj takie warunki podczas zimnej adwekcji obserwuje się w tyłach cyklonów – zarówno za frontem zimnym, jak i w strefach wtórnych frontów zimnych (w tym iw ich pobliżu).
Rozważmy schemat typowej pionowej struktury środka ładunku śnieżnego na etapie maksymalnego rozwoju, który tworzy się pod chmurą cumulonimbus w warunkach zimnej adwekcji w zimie.
Ryż. 2 Ogólny schemat przekroju pionowego środka ładunku śnieżnego na etapie maksymalnego rozwoju (A, B, C - punkty AP, patrz paragraf 4 artykułu)
Diagram pokazuje, że intensywne intensywne opady deszczu spadające z chmury cumulonimbus „porywają” powietrze, powodując silny przepływ powietrza w dół, który zbliżając się do powierzchni Ziemi, „oddala się” od źródła, powodując szkaradny wzrost wiatru w pobliżu Ziemi ( głównie - w kierunku ruchu ostrości, jak na schemacie). Podobne zjawisko „porwania” spływającego powietrza w dół przez spadające opady ciekłe obserwuje się również w ciepłym sezonie, tworząc „front podmuchów” (strefa szkwału), który występuje jako proces pulsacyjny przed poruszającą się komórką burzową – patrz literatura na uskoku wiatru [4].
Tak więc w strefie przejścia intensywnego źródła ładunku śnieżnego w niższych warstwach atmosfery można spodziewać się groźnych dla lotnictwa i obarczonych wypadkami zjawisk pogodowych: silne opadające prądy powietrza, w pobliżu Ziemi nasilający się szkaradny wiatr, oraz obszary gwałtownego pogorszenia widoczności w opadach śniegu. Rozważmy osobno te zjawiska pogodowe z obciążeniem śniegiem (patrz paragrafy 3.1, 3.2, 3.3).
3.1 Silne, opadające prądy powietrza w centrum ładunku śnieżnego
Jak już wspomniano, w warstwie przyściennej atmosfery można zaobserwować proces powstawania obszarów silnych opadających przepływów powietrza spowodowanych intensywnymi opadami [4]. Proces ten spowodowany jest porywaniem powietrza przez opad opadowy, jeśli opady te mają duże rozmiary pierwiastków o zwiększonej szybkości opadania i obserwuje się również dużą intensywność tych opadów („gęstość” pierwiastków przelatujących). Ponadto ważne w tej sytuacji jest obserwowanie efektu „wymiany” mas powietrza wzdłuż pionu – tj. występowanie odcinków kompensacyjnych przepływów powietrza skierowanych od góry do dołu, ze względu na występowanie odcinków prądów wstępujących podczas konwekcji (rys. 3), w których obszary opadu pełnią rolę „wyzwalacza” tej potężnej wymiany pionowej.
Ryż. 3 (jest to kopia ryc. 3-8 z [4]). Powstawanie prądu zstępującego w fazie dojrzewania b) porywane przez deszcz (czerwona ramka).
Siła wyłaniającego się przepływu powietrza w dół na skutek udziału opadających intensywnych opadów bezpośrednio zależy od wielkości opadających cząstek (pierwiastków) opadów atmosferycznych. Duże cząstki opadu (Ø ≥5 mm) zwykle opadają z prędkością ≥10 m/s, dlatego też duże mokre płatki śniegu rozwijają największą prędkość opadania, ponieważ mogą mieć również wymiary > 5 mm i w przeciwieństwie do śniegu suchego, mają znacznie niższy „żagiel”. Podobny efekt występuje również latem w centrum intensywnego opadu gradu, który również powoduje silny przepływ powietrza w dół.
Dlatego w centrum „mokrego” ładunku śniegu (płatków) „wychwytywanie” powietrza przez opad gwałtownie wzrasta, prowadząc do wzrostu prędkości przepływu powietrza w dół opadu, który w tych przypadkach może nie tylko dotrzeć , ale nawet przewyższają swoje „letnie” wartości przy silnych opadach. W tym przypadku, jak wiadomo, pionowe prędkości przepływu od 4 do 6 m/s są uważane za „silne”, a powyżej 6 ms za „bardzo silne” [4].
Duże mokre płatki śniegu występują zwykle przy lekko dodatnich temperaturach powietrza, dlatego oczywiste jest, że to właśnie takie tło temperaturowe przyczyni się do powstania silnych, a nawet bardzo silnych opadających przepływów powietrza w ładunku śniegu.
Z powyższego wynika, że w strefie ładunku śnieżnego na etapie jego maksymalnego rozwoju (zwłaszcza przy mokrym śniegu i dodatniej temperaturze powietrza) mogą wystąpić zarówno silne, jak i bardzo silne pionowe przepływy powietrza, które stanowią ekstremalne zagrożenie dla lotów każdego typu statku powietrznego.
3.2 Szkwały wiatru w pobliżu Ziemiw pobliżu centrum ładunku śnieżnego.
Opadające przepływy mas powietrza, o których wspomniano w paragrafie 3.1 artykułu, zbliżając się do powierzchni Ziemi, zgodnie z prawami dynamiki gazu, zaczynają ostro „odpływać” poziomo od źródła w warstwie granicznej atmosfery (do góry do wysokości setek metrów), tworząc szklisty wzrost wiatru (Rys.2).
Dlatego w pobliżu centrów burzowych w pobliżu Ziemi powstają „fronty podmuchów” (lub „porywy”) - strefy szkwału, które rozchodzą się ze źródła, ale są „asymetryczne” poziomo w stosunku do lokalizacji źródła, ponieważ zwykle poruszają się w w tym samym kierunku, co ostrość w poziomie (rys. 4).
Rys.4 Struktura czoła podmuchów (porywy) propagujących się ze źródła burzy w warstwie przyściennej atmosfery w kierunku ruchu źródła
Taki „wietrzny” brudny front porywu pojawia się zwykle nagle, porusza się z dość dużą prędkością, przechodzi przez określony obszar w ciągu zaledwie kilku sekund i charakteryzuje się ostrymi nasileniami łagodzącego wiatru (15 m/s, czasem więcej) i znacznym wzrostem w turbulencji. Front podmuchu „cofa się” od granicy źródła jako proces pulsujący w czasie (pojawia się lub znika), a jednocześnie wywołany tym frontem szkwał pod Ziemią może sięgać nawet kilku kilometrów od źródło (latem z silnymi burzami - ponad 10 km).
Oczywiście taki szkwał w pobliżu Ziemi, spowodowany przejściem czoła podmuchu w pobliżu źródła, stanowi duże zagrożenie dla wszystkich typów statków powietrznych w locie w warstwie przyściennej atmosfery, co może spowodować wypadek. Przykład przejścia takiego frontu podmuchu w warunkach mezocyklonu polarnego iw obecności pokrywy śnieżnej podano w analizie wypadku śmigłowca na Svalbardzie [5].
Jednocześnie w warunkach zimnej pory roku następuje intensywne „wypełnianie” przestrzeni powietrznej latającymi płatkami śniegu w zamieci śnieżnej, co prowadzi do gwałtownego zmniejszenia widoczności w tych warunkach (patrz niżej – pkt 3.3 rozporządzenia). artykuł).
3.3 Gwałtowny spadek widoczności przy obciążeniu śniegiemi ze szkwałem śnieżnym w pobliżu Ziemi
Zagrożenie ładunkami śnieżnymi polega również na tym, że widoczność w śniegu w nich zwykle gwałtownie spada, niekiedy aż do niemal całkowitej utraty orientacji wzrokowej podczas ich przejazdu. Wysokość opłat za śnieg waha się od setek metrów do kilometra lub więcej.
Gdy wiatr nasila się w pobliżu Ziemi na granicach ładunku śnieżnego, szczególnie w pobliżu źródła - w strefie frontu podmuchu w pobliżu Ziemi powstaje gwałtownie poruszająca się „zamęta śnieżna”, gdy w powietrzu przy Ziemi może wystąpić , oprócz intensywnego śniegu padającego z góry, również śnieg unosił wiatr z powierzchni (ryc. 5).
Ryż. 5 Mgiełka śniegu w pobliżu Ziemi w pobliżu ładunku śnieżnego
Dlatego warunki szkwału śnieżnego w pobliżu Ziemi to często sytuacja całkowitej utraty orientacji przestrzennej i widoczności tylko do kilku metrów, co jest niezwykle niebezpieczne dla wszystkich środków transportu (zarówno naziemnego, jak i powietrznego) i w tych warunkach prawdopodobieństwo wypadków jest wysokie. Pojazdy naziemne w śnieżycy mogą zatrzymać się i „przeczekać” takie awaryjne warunki (co często się zdarza), ale samolot jest zmuszony do kontynuowania ruchu, a w sytuacjach całkowitej utraty orientacji wzrokowej staje się to niezwykle niebezpieczne!
Ważne jest, aby wiedzieć, że podczas nawałnicy śnieżnej w pobliżu źródła ładunku śnieżnego, ruchoma strefa utraty orientacji wzrokowej podczas przechodzenia szkwału śnieżnego w pobliżu Ziemi jest dość ograniczona w przestrzeni i zwykle wynosi tylko 100–200 m (rzadko więcej), a poza strefą szkwału śnieżnego widoczność zwykle się poprawia.
Widoczność staje się lepsza między warstwami śniegu, a co za tym idzie z dala od warstwy śniegu - często nawet w odległości kilkuset metrów od niej i dalej, jeśli w pobliżu nie ma zbliżającej się burzy śnieżnej, strefę śniegu można nawet zobaczyć w postaci jakaś ruchoma „kolumna śnieżna”. Jest to bardzo ważne dla szybkiego wizualnego wykrycia tych stref i ich pomyślnego „obejścia” – w celu zapewnienia bezpieczeństwa lotu i zaalarmowania załóg samolotów! Ponadto strefy ładunku śnieżnego są dobrze wykrywane i śledzone przez nowoczesne radary meteorologiczne, które w takich warunkach powinny być wykorzystywane do meteorologicznego wsparcia lotów wokół lotniska.
4. Rodzaje wypadków z opłatami śniegowymi
Oczywistym jest, że statki powietrzne, które w locie znajdują się w warunkach ładunku śnieżnego, doświadczają znacznych trudności w utrzymaniu bezpieczeństwa lotu, co czasami prowadzi do odpowiednich wypadków. Rozważmy dalej trzy takie typowe AP wybrane do artykułu - są to przypadki w t.t. A, B, C ( zaznaczono je na rys. 2) na typowym schemacie środka ładunku śnieżnego na etapie maksymalnego rozwoju.
ALE) 19 lutego 1977 r. w pobliżu wsi Tapa, estońskiej SRR, samolot AN-24T, lądując na lotnisku wojskowym, będąc na ścieżce schodzenia, po minięciu DPRM (radiowego znacznika odniesienia dalekiego zasięgu), już na wysokości około 100 m nad pasem startowym (pasem startowym) wpadł w potężny ładunek śnieżny w warunkach całkowitej utraty widoczności. W tym samym czasie samolot nagle i gwałtownie stracił wysokość, w wyniku czego dotknął wysokiego komina i spadł, wszystkie 21 osób. na pokładzie samolotu zginęli.
Ten wypadek oczywiście miał miejsce, gdy samolot uderzył w w dół rzeki w śniegu na pewnej wysokości nad powierzchnią ziemi.
W) 20 stycznia 2011 śmigłowiec JAK - 335 KOR-04109 w pobliżu jeziora Sukhodolskoye, rejon Priozersky, obwód leningradzki. poleciał na małej wysokości iw widoczności Ziemi (według akt sprawy). Ogólna sytuacja meteorologiczna w tym przypadku według służby meteorologicznej przedstawiała się następująco: lot tego śmigłowca odbywał się w cyklonicznych warunkach pochmurnej pogody z ulewnymi opadami i pogorszeniem widoczności w tylnej części frontu wtórnego zimnego… zaobserwowano opady w postaci śniegu z deszczem, z obecnością osobnika strefy opadów . W tych warunkach podczas lotu helikopter „omijał” ośrodki intensywnych opadów (były one widoczne), ale przy próbie zniżania nagle uderzył w „krawędź” ładunku śnieżnego, nagle stracił wysokość i upadł na ziemię kiedy wiatr wzmógł się w pobliżu Ziemi w śnieżny szkwał. Na szczęście nikt nie zginął, ale helikopter został poważnie uszkodzony.
Warunki rzeczywistej pogody na miejscu wypadku (zgodnie z protokołami przesłuchań świadków i poszkodowanych): „… działo się to w obecności kieszeni opadowych w postaci śniegu z deszczem … w opadach mieszanych.. .co pogorszyło widoczność poziomą w rejonie obfitych opadów śniegu …” Wypadek ten oczywiście miał miejsce w t. Zgodnie z rys. 2, tj. w miejscu, gdzie w pobliżu pionowej granicy strefy ładunku śniegowego już się utworzyła śnieżyca.
Z) 6 kwietnia 2012 śmigłowiec "Agusta" nad jeziorem. Yanisyarvi w dzielnicy Sortavalsky w Karelii, podczas lotu na wysokości do 50 m w spokojnych warunkach i przy widoczności Ziemi, w odległości około 1 km od środka opadów śniegu (środek był widoczny dla załogi ), doświadczył turbulencji podczas śnieżnego szkwału, który przeleciał w pobliżu Ziemi, a helikopter, gwałtownie tracąc wysokość, uderzył w ziemię. Na szczęście nikt nie zginął, helikopter uległ uszkodzeniu.
Analiza warunków tego wypadku wykazała, że lot odbył się w rynnie cyklonu w pobliżu szybko zbliżającego się i intensywnego frontu zimnego, a wypadek miał miejsce niemal w najbardziej frontalnej strefie w pobliżu Ziemi. Z danych z dziennika pogodowego podczas przechodzenia tego frontu przez strefę lotniska wynika, że podczas jego przelotu w pobliżu Ziemi odnotowano silne kieszenie chmur cumulonimbus i ulewne deszcze (ładunki mokrego śniegu), a także zaobserwowano intensyfikację wiatru w pobliżu Ziemi. do 16 m/s.
Jest więc oczywiste, że wypadek ten miał miejsce, chociaż poza samymi opadami śniegu, w które śmigłowiec nie uderzył, ale znalazł się w obszarze, w którym nagle wpadł śnieg i z dużą prędkością „rozerwał się” spowodowany odległą burzą śnieżną. . Dlatego doszło do rzutu śmigłowca w turbulentną strefę frontu podmuchu, gdy uderzył szkwał śnieżny. Na ryc. 2 jest to punkt C - zewnętrzna strefa granicy szkwału śnieżnego, „cofającego się” jako podmuch podmuchu w pobliżu Ziemi od źródła ładunku śniegu. W konsekwencji, i to bardzo ważne strefa obciążenia śniegiem jest niebezpieczna dla lotów nie tylko w samej tej strefie, ale także w odległości kilku kilometrów od niej - poza granicami samego opadania śniegu w pobliżu Ziemi, gdzie front podmuchu utworzony przez najbliższy środek ładunku śniegu i powodujący zamieć śnieżny może się „spieszyć”!
5. Wnioski ogólne
Zimą w strefach przejścia różnych typów zimnych frontów atmosferycznych w pobliżu powierzchni Ziemi i bezpośrednio po ich przejściu zwykle pojawiają się chmury cumulonimbus i opadają skupiska opadów stałych w postaci obfitego śniegu (w tym „płatków”), śniegu zboża, opady mokrego śniegu lub śniegu z deszczem. Kiedy pada obfity śnieg, może nastąpić gwałtowne pogorszenie widoczności, aż do całkowitej utraty orientacji wzrokowej, zwłaszcza podczas nawałnicy śnieżnej (z nasileniem wiatru) w pobliżu powierzchni Ziemi.
Ze znaczną intensywnością procesów powstawania opadów ulewnych, tj. przy dużej „gęstości” wytrącania się pierwiastków w ognisku oraz przy zwiększonych rozmiarach wytrącanych elementów stałych (zwłaszcza „mokrych”) szybkość ich opadania gwałtownie wzrasta. Z tego powodu występuje silny efekt „porwania” powietrza przez opadający opad, w wyniku czego w centrum takiego opadu może wystąpić silny przepływ powietrza w dół.
Masy powietrza w przepływie w dół, które powstały w źródle opadu stałego, zbliżając się do powierzchni Ziemi, zaczynają „rozchodzić się” od źródła, głównie w kierunku ruchu źródła, tworząc strefę nawałnicy śnieżnej, szybko rozprzestrzenia się na kilka kilometrów od granicy źródła - podobnie jak letni front podmuchów, który występuje w pobliżu potężnych letnich ośrodków burzy. W strefie tak krótkotrwałego nawałnicy oprócz dużych prędkości wiatru można zaobserwować silne turbulencje.
Tak więc chmury śnieżne są niebezpieczne dla lotów samolotów, ponieważ gwałtowna utrata widoczności w opadach, a także silne prądy zstępujące w samej smugi śnieżnej, a także szkwał śnieżny w pobliżu źródła w pobliżu powierzchni Ziemi, który jest obarczony odpowiednimi wypadkami w strefa warstwy śniegu.
W związku ze skrajnym niebezpieczeństwem opłat śniegowych dla funkcjonowania lotnictwa, w celu uniknięcia powodowanych przez nie wypadków, konieczne jest ścisłe przestrzeganie szeregu zaleceń zarówno dla personelu kierowania lotami, jak i pracowników operacyjnych Wsparcia Hydrometeorologicznego ds. Lotnictwo. Zalecenia te uzyskano na podstawie analizy wypadków i materiałów związanych z ładunkami śniegowymi w niższej atmosferze w rejonie lotniska, a ich realizacja zmniejsza prawdopodobieństwo wypadku w rejonie ładunków śniegowych.
Dla pracowników Służby Hydrometeorologicznej zapewniającej eksploatację lotniska, w warunkach atmosferycznych sprzyjających powstawaniu opłat śniegowych w rejonie lotniska, konieczne jest uwzględnienie w opracowaniu prognozy dla lotniska informacji o możliwości wystąpienia śniegu ładunki w rejonie lotniska i prawdopodobny czas wystąpienia tego zjawiska. Ponadto konieczne jest uwzględnienie tej informacji w konsultacjach z załogami statków powietrznych w odpowiednich przedziałach czasowych, dla których prognozowane są opady śniegu.
Przez okres przewidywanego wystąpienia opłat śnieżnych w rejonie lotniska, dyżurny prognosta w celu rozpoznania faktycznego pojawienia się opłat śnieżnych, konieczne jest monitorowanie posiadanych przez niego informacji z radarów meteorologicznych, a także regularne zażądać od służby dyspozytorskiej (według danych wizualnych z wieży kontrolnej - wieży kontrolnej, służb lotniskowych oraz informacji ze stron VS) o faktycznym pojawieniu się kieszeni opłat śniegowych na terenie lotniska.
Po otrzymaniu informacji o faktycznym wystąpieniu opłat śnieżnych w rejonie lotniska należy niezwłocznie przygotować odpowiednie ostrzeżenie burzowe i przekazać je służbie kontroli lotniska oraz wprowadzić tę informację do rozgłaszanych alarmów pogodowych dla załóg statków powietrznych znajdujących się w rejonie lotniska.
Służba kontroli ruchu lotniczego w okresie przewidywanym przez prognostów na pojawienie się opłat śniegowych w rejonie lotniska pojawienie się opłat śniegowych powinno być monitorowane na podstawie danych radarowych, obserwacji wizualnych wieży kontrolnej, informacji ze służb lotniskowych i załóg statków powietrznych .
W przypadku faktycznego pojawienia się pryzm śnieżnych w rejonie lotniska należy o tym powiadomić prognostę pogody i, o ile dostępne są odpowiednie dane, niezwłocznie przekazać załogom statków powietrznych informację o lokalizacji pryzm śnieżnych na należy rozpocząć schodzenia po trajektorii wznoszenia po starcie podczas startu. W miarę możliwości należy zalecić załogom samolotów unikanie wchodzenia samolotu w strefę śniegu, a także nawałnicy śnieżnej w pobliżu Ziemi w pobliżu warstwy śniegu.
Załoga samolotu Kiedy lecisz na małej wysokości i otrzymujesz ostrzeżenie od kontrolera o prawdopodobieństwie wystąpienia śnieżek, powinieneś uważnie monitorować ich wizualne wykrycie w locie.
Wykrywając kieszenie ładunków śnieżnych w locie w niższych warstwach atmosfery, należy je w miarę możliwości „ominąć” i unikać dostania się do nich, przestrzegając zasady: NIE WCHODZIĆ, NIE PODCHODZIĆ, WYCHODZIĆ.
Dyspozytor powinien zostać niezwłocznie poinformowany o wykryciu kieszeni ładunku śnieżnego. Jednocześnie, jeśli to możliwe, należy dokonać oceny położenia ośrodków narzutów i nawałnic śnieżnych, ich intensywności, wielkości i kierunku przemieszczeń.
W tej sytuacji całkiem akceptowalna jest odmowa startu i/lub lądowania z powodu wykrycia źródła intensywnego ładunku śnieżnego lub nawałnicy śnieżnej, wykrytego na kursie przed samolotem.
Literatura
- Khromov SP, Mamontova LI. Słownik meteorologiczny. Gidrometeotzdat, 1974.
- Słownik meteorologiczny - słowniczek terminów meteorologicznych POGODA.BY http://www.pogoda.by/glossary/?nd=16
- Głazunow W.G. Lotnictwo i pogoda. Podręcznik elektroniczny. 2012.
- Przewodnik po uskoku wiatru na niskim poziomie. Doc.9817 AN/449 ICAO Międzynarodowa Organizacja Lotnictwa Cywilnego, 2005. http://aviadocs.net/icaodocs/Docs/9817_cons_ru.pdf
- Głazunow W.G. Badania meteorologiczne katastrofy Mi-8MT na lotnisku Barentsburg (Svalbard) 30.32008
- Zautomatyzowany kompleks radarów meteorologicznych METEOR-METEO-CELL. ZAO Instytut Meteorologii Radarowej (IRAM).
Wielu nowicjuszy w żeglarstwie słyszało o „prawie czapek bejsbolowych”, które jest w pewien sposób stosowane przez doświadczonych żeglarzy w żegludze morskiej. Należy z góry powiedzieć, że to prawo nie ma nic wspólnego ani z nakryciami głowy, ani ogólnie ze sprzętem morskim. „Prawo czapki bejsbolowej” w morskim slangu jest barycznym prawem wiatru, odkrytym niegdyś przez członka Imperialnej Akademii Nauk w Petersburgu Christophera Buysa-Gallota, często określanego po angielsku - Bais- Balotować. Prawo to wyjaśnia interesujące zjawisko - dlaczego wiatr na półkuli północnej w cyklonach skręca zgodnie z ruchem wskazówek zegara - czyli w prawo. Nie mylić z obrotem samego cyklonu, w którym masy powietrza obracają się w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara!
Akademik H.H. Buys-Balot
Kupuje-Głosowanie i prawo wiatru barycznego
Buys-Ballot był wybitnym holenderskim naukowcem z połowy XIX wieku, który studiował matematykę, fizykę, chemię, mineralogię i meteorologię. Mimo tak szerokiego wachlarza zainteresowań zasłynął właśnie jako odkrywca prawa, nazwany później jego imieniem. Buys-Gallot jako jeden z pierwszych aktywnie wdrażał aktywną współpracę między naukowcami z różnych krajów, pielęgnując idee Światowej Akademii Nauk. W Holandii stworzył Instytut Meteorologii i system ostrzegania przed nadchodzącymi burzami. W uznaniu zasług dla światowej nauki, wraz z Ampèrem, Darwinem, Goethem i innymi przedstawicielami nauki i sztuki, Buys-Ballot został wybrany zagranicznym członkiem Akademii Nauk w Petersburgu.
Jeśli chodzi o faktyczne prawo (lub „regułę”) Bays-Gallot, to, ściśle mówiąc, pierwsza wzmianka o barycznym prawie wiatru pochodzi z końca XVIII wieku. To wtedy niemiecki naukowiec Brandis po raz pierwszy poczynił teoretyczne założenia dotyczące odchylenia wiatru w stosunku do wektora łączącego obszary o wysokim i niskim ciśnieniu. Ale nie mógł udowodnić swojej teorii w praktyce. Dopiero w połowie XIX wieku akademik Buys-Ballot zdołał ustalić słuszność założeń Brandisa. Co więcej, robił to czysto empirycznie, to znaczy poprzez obserwacje naukowe i pomiary.
Istota prawa Baysa-Ballo
Dosłownie „Prawo Baysa-Ballo”, sformułowane przez naukowca w 1857 r., brzmi następująco: „Wiatr w pobliżu powierzchni, z wyjątkiem szerokości podrównikowych i równikowych, odbiega od gradientu barycznego o pewien kąt w prawo i w kierunek południowy - w lewo.” Gradient baryczny to wektor pokazujący zmianę ciśnienia atmosferycznego w kierunku poziomym nad powierzchnią morza lub płaskiego lądu.
gradient baryczny
Jeśli przetłumaczysz prawo Baysa-Ballo z języka naukowego, to będzie to wyglądać tak. W atmosferze ziemskiej zawsze występują obszary wysokiego i niskiego ciśnienia (w tym artykule nie będziemy analizować przyczyn tego zjawiska, aby nie zgubić się w dziczy). W rezultacie powietrze przepływa z obszaru o wyższym ciśnieniu do obszaru o niższym ciśnieniu. Logiczne jest założenie, że taki ruch powinien przebiegać w linii prostej: jest to kierunek i pokazuje wektor zwany „gradientem barycznym”.
Ale tutaj w grę wchodzi siła ruchu Ziemi wokół własnej osi. Dokładniej, siła bezwładności tych obiektów, które znajdują się na powierzchni Ziemi, ale nie są połączone sztywnym połączeniem z firmamentem Ziemi - „siła Coriolisa” (podkreślenie ostatniego „i”!). Do takich obiektów należą woda i powietrze atmosfery. Jeśli chodzi o wodę, od dawna zauważono, że na półkuli północnej rzeki płynące w kierunku południkowym (z północy na południe) bardziej podmywają prawy brzeg, podczas gdy lewy pozostaje niski i stosunkowo równy. Na półkuli południowej jest odwrotnie. Inny akademik Petersburskiej Akademii Nauk, Karl Maksimovich Baer, był w stanie wyjaśnić to zjawisko. Wyprowadził prawo, zgodnie z którym na płynącą wodę oddziałuje siła Coriolisa. Nie mając czasu na obracanie się wraz ze stałą powierzchnią Ziemi, płynąca woda bezwładnością „napiera” na prawy brzeg (odpowiednio na półkuli południowej po lewej stronie), w efekcie zmywając ją. Jak na ironię, prawo Baera zostało sformułowane w tym samym 1857 roku, co prawo Baysa-Ballo.
W ten sam sposób pod działaniem siły Coriolisa odchyla się poruszające się powietrze atmosferyczne. W rezultacie wiatr zaczyna zbaczać w prawo. W tym przypadku, w wyniku działania siły tarcia, kąt ugięcia jest zbliżony do linii prostej w swobodnej atmosferze i mniejszy od linii prostej przy powierzchni Ziemi. Patrząc z kierunku wiatru powierzchniowego, najniższe ciśnienie na półkuli północnej będzie po lewej stronie i nieco z przodu.
Odchylenia w ruchu mas powietrza na półkuli północnej pod wpływem siły obrotu Ziemi. Wektor gradientu barycznego jest pokazany na czerwono, wskazując prosto od obszaru wysokiego ciśnienia do obszaru niskiego ciśnienia. Niebieska strzałka to kierunek działania siły Coriolisa. Zielony - kierunek ruchu wiatru, odchylający się pod wpływem siły Coriolisa od gradientu barycznego
Wykorzystanie prawa Baysa-Ballo w żegludze morskiej
Na potrzebę umiejętnego stosowania tej zasady w praktyce wskazuje wiele podręczników z zakresu nawigacji i gospodarki morskiej. W szczególności „Słownik morski” Samojłowa opublikowany przez Ludowy Komisariat Marynarki Wojennej w 1941 r. Samojłow podaje wyczerpujący opis barycznego prawa wiatru w odniesieniu do praktyki żeglarskiej. Jego instrukcje mogą z powodzeniem zostać przyjęte przez współczesnych żeglarzy:
„... Jeśli statek znajduje się w bliskiej odległości od obszarów oceanu światowego, gdzie często występują huragany, konieczne jest monitorowanie odczytów barometru. Jeśli igła barometru zacznie opadać, a wiatr się nasili, to prawdopodobieństwo huraganu jest duże. W takim przypadku konieczne jest natychmiastowe określenie, w którym kierunku znajduje się środek cyklonu. W tym celu żeglarze stosują zasadę Base Ballo - jeśli staniesz plecami do wiatru, to środek huraganu będzie znajdował się około 10 punktów na lewo od zwrotnicy na półkuli północnej, a tyle samo do po prawej - na półkuli południowej.
Następnie musisz ustalić, w której części huraganu znajduje się statek. Aby jak najszybciej określić lokalizację, żaglowiec musi natychmiast dryfować, a parowiec musi zatrzymać samochód. Następnie należy przeprowadzić obserwacje zmiany wiatru. Jeżeli kierunek wiatru stopniowo zmienia się z lewej na prawą (zgodnie z ruchem wskazówek zegara), to statek znajduje się po prawej stronie toru cyklonu. Jeśli kierunek wiatru zmienia się w przeciwnym kierunku, to w lewo. W przypadku, gdy kierunek wiatru w ogóle się nie zmienia, statek znajduje się bezpośrednio na ścieżce huraganu. Aby oddalić się od centrum huraganu na półkuli północnej, musisz wykonać następujące czynności:
* przenieść statek na prawy hals;
* jednocześnie, jeśli jesteś na prawo od środka cyklonu, powinieneś leżeć na bliskim dystansie;
* jeśli po lewej lub w centrum ruchu - na achtersztagu.
Na półkuli południowej jest odwrotnie, z wyjątkiem sytuacji, gdy statek znajduje się w centrum nacierającego cyklonu. Należy podążać tymi kursami, dopóki statek nie opuści ścieżki środka cyklonu, co można określić na podstawie barometru, który zaczął się podnosić.
A nasza strona internetowa napisała o zasadach unikania cyklonów tropikalnych w artykule „”.
24. Baryczne prawo wiatru
Doświadczenie potwierdza, że rzeczywisty wiatr w pobliżu powierzchni ziemi zawsze (z wyjątkiem szerokości geograficznych w pobliżu równika) odchyla się od gradientu barycznego o pewien ostry kąt w prawo na półkuli północnej i w lewo na półkuli południowej. Stąd wynika tak zwane baryczne prawo wiatru: jeśli na półkuli północnej stoisz tyłem do wiatru i twarzą tam, gdzie wieje wiatr, wtedy najniższe ciśnienie będzie po lewej stronie i nieco z przodu, a najwyższe ciśnienie będzie po prawej stronie i nieco z tyłu.
Prawo to zostało znalezione empirycznie w pierwszej połowie XIX wieku. Base Ballo i nosi jego imię. W ten sam sposób rzeczywisty wiatr w wolnej atmosferze wieje zawsze prawie wzdłuż izobar, pozostawiając (na półkuli północnej) niskie ciśnienie po lewej stronie, tj. odchylając się od gradientu barycznego w prawo o kąt bliski prawemu. Przepis ten można uznać za rozszerzenie prawa wiatru barycznego na wolną atmosferę.
Baryczne prawo wiatru opisuje właściwości rzeczywistego wiatru. Zatem wzorce ruchu geostroficznego i gradientowego powietrza, tj. w uproszczonych warunkach teoretycznych są one w większości uzasadnione w bardziej złożonych rzeczywistych warunkach rzeczywistej atmosfery. W wolnej atmosferze, pomimo nieregularnego kształtu izobary, kierunek wiatru jest zbliżony do izobary (odbiega od nich z reguły o 15-20°), a jego prędkość jest zbliżona do prędkości wiatru geostroficznego .
To samo dotyczy linii opływowych w warstwie powierzchniowej cyklonu lub antycyklonu. Chociaż te linie prądu nie są geometrycznie regularnymi spiralami, mają jednak charakter helikalny i w cyklonach zbiegają się w kierunku środka, aw antycyklonach odbiegają od środka.
Fronty w atmosferze tworzą nieustannie takie warunki, kiedy dwie masy powietrza o różnych właściwościach znajdują się obok siebie. W tym przypadku te dwie masy powietrza są oddzielone wąską strefą przejściową zwaną frontem. Długość takich stref to tysiące kilometrów, szerokość to tylko kilkadziesiąt kilometrów. Strefy te są nachylone w stosunku do powierzchni Ziemi z wysokością i można je śledzić w górę przez co najmniej kilka kilometrów, a często do samej stratosfery. W strefie czołowej, podczas przemieszczania się z jednej masy powietrza do drugiej, dramatycznie zmienia się temperatura, wiatr i wilgotność powietrza.
Fronty oddzielające główne geograficzne typy mas powietrza nazywane są frontami głównymi. Główne fronty między powietrzem arktycznym a umiarkowanym nazywane są arktycznym, między umiarkowanym a tropikalnym - polarnym. Podział na powietrze tropikalne i równikowe nie ma charakteru frontu, ten podział nazywa się strefą konwergencji międzyzwrotnikowej.
Szerokość frontu w kierunku poziomym i jego grubość w kierunku pionowym są niewielkie w porównaniu z wymiarami oddzielonych nim mas powietrza. W związku z tym, idealizując rzeczywiste warunki, można przedstawić front jako interfejs między masami powietrza.
Na przecięciu z powierzchnią ziemi powierzchnia czołowa tworzy linię frontu, zwaną również w skrócie frontem. Jeśli idealizujemy strefę czołową jako granicę, to dla wielkości meteorologicznych jest to powierzchnia nieciągłości, ponieważ gwałtowna zmiana w strefie czołowej temperatury i niektórych innych wielkości meteorologicznych nabiera charakteru skoku na granicy.
Powierzchnie czołowe przechodzą w atmosferze ukośnie (ryc. 5). Gdyby obie masy powietrza były nieruchome, to powietrze ciepłe znajdowałoby się nad zimnym, a powierzchnia czoła między nimi byłaby pozioma, równoległa do poziomych powierzchni izobarycznych. Ponieważ masy powietrza poruszają się, powierzchnia frontu może istnieć i być zachowana, pod warunkiem, że jest nachylona do płaskiej powierzchni, a tym samym do poziomu morza.
Ryż. 5. Powierzchnia przednia w przekroju pionowym
Z teorii powierzchni czołowych wynika, że kąt nachylenia zależy od prędkości, przyspieszeń i temperatur mas powietrza, a także od szerokości geograficznej i przyspieszenia swobodnego spadania. Teoria i doświadczenie pokazują, że kąty nachylenia powierzchni czołowych do powierzchni ziemi są bardzo małe, rzędu minut łuku.
Każdy indywidualny front w atmosferze nie istnieje w nieskończoność. Fronty nieustannie wyłaniają się, wyostrzają, zacierają się i zanikają. Warunki do powstawania frontów zawsze istnieją w pewnych częściach atmosfery, więc fronty nie są rzadkim przypadkiem, ale stałą, codzienną cechą atmosfery.
Zwykły mechanizm powstawania frontów w atmosferze jest kinematyczny: fronty powstają w takich polach ruchu powietrza, które skupiają cząstki powietrza o różnych temperaturach (i innych właściwościach),
W takim polu ruchu wzrastają poziome gradienty temperatury, a to prowadzi do powstania ostrego frontu zamiast stopniowego przejścia między masami powietrza. Proces powstawania frontu nazywa się frontogenezą. Podobnie w polach ruchu, które odsuwają od siebie cząsteczki powietrza, już istniejące fronty mogą zostać rozmyte, tj. zamieniają się w szerokie strefy przejściowe, a duże gradienty wartości meteorologicznych, które w nich istniały, w szczególności temperatury, zostaną wygładzone.
W prawdziwej atmosferze fronty z reguły nie są równoległe do prądów powietrznych. Wiatr po obu stronach frontu ma składowe normalne do przodu. Dlatego same fronty nie pozostają w tej samej pozycji, ale poruszają się.
Przód może poruszać się w kierunku chłodniejszego lub cieplejszego powietrza. Jeśli linia frontu zbliża się do ziemi w kierunku zimniejszego powietrza, oznacza to, że klin zimnego powietrza cofa się, a opuszczoną przez nią przestrzeń zabiera ciepłe powietrze. Taki front nazywany jest frontem ciepłym. Jego przejście przez miejsce obserwacji prowadzi do zmiany masy powietrza zimnego na ciepłą, aw konsekwencji do wzrostu temperatury i pewnych zmian innych wielkości meteorologicznych.
Jeśli linia frontu przesuwa się w kierunku ciepłego powietrza, oznacza to, że klin zimnego powietrza porusza się do przodu, ciepłe powietrze przed nią cofa się, a także jest wypychane w górę przez zbliżający się zimny klin. Taki front nazywany jest frontem zimnym. Podczas jego przelotu masa ciepłego powietrza jest zastępowana zimną, temperatura spada, dramatycznie zmieniają się również inne wielkości meteorologiczne.
W rejonie frontów (lub, jak to zwykle mówi się, powierzchni czołowych) powstają pionowe składowe prędkości powietrza. Najważniejszy jest szczególnie częsty przypadek, gdy ciepłe powietrze znajduje się w stanie uporządkowanego ruchu w górę, tj. gdy jednocześnie z ruchem poziomym porusza się również w górę nad klinem zimnego powietrza. Z tym wiąże się rozwój systemu chmur nad powierzchnią czołową, z której spadają opady.
Na froncie ciepłym ruch w górę pokrywa potężne warstwy ciepłego powietrza na całej powierzchni czołowej, prędkości pionowe są tu rzędu 1...2 cm/s przy prędkościach poziomych rzędu kilkudziesięciu metrów na sekundę. Dlatego ruch ciepłego powietrza ma charakter przesuwania się ku górze po powierzchni czołowej.
Przesuwanie się w górę obejmuje nie tylko warstwę powietrza bezpośrednio przylegającą do powierzchni czołowej, ale także wszystkie warstwy leżące powyżej, często aż do tropopauzy. W efekcie powstaje rozległy system chmur cirrostratus, altostratus – nimbostratus, z których opadają rozległe opady. W przypadku frontu zimnego ruch w górę ciepłego powietrza ogranicza się do węższej strefy, ale prędkości pionowe są znacznie większe niż na froncie ciepłym i są szczególnie silne przed klinem zimnym, gdzie powietrze ciepłe jest wyparte przez zimne powietrze. Dominują chmury cumulonimbus z opadami deszczu i burzami.
Bardzo ważne jest, aby wszystkie fronty były połączone korytami w polu barycznym. W przypadku nieruchomego (powoli poruszającego się) frontu, izobary w zagłębieniu są równoległe do samego frontu. W przypadku frontów ciepłych i zimnych izobary przyjmują formę litery łacińskiej V, przecinającej się z frontem leżącym na osi niecki.
Gdy front mija, wiatr w danym miejscu zmienia kierunek zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Na przykład, jeśli wiatr wieje na południowy wschód przed frontem, to za frontem zmieni się na południowy, południowo-zachodni lub zachodni.
Idealnie, przód może być reprezentowany jako geometryczna powierzchnia nieciągłości.
W rzeczywistej atmosferze taka idealizacja jest dopuszczalna w planetarnej warstwie przyściennej. W rzeczywistości front jest strefą przejściową między masami ciepłego i zimnego powietrza; w troposferze reprezentuje pewien obszar zwany strefą czołową. Temperatura na froncie nie jest nieciągła, ale zmienia się gwałtownie wewnątrz strefy frontu, tj. Front charakteryzuje się dużymi poziomymi gradientami temperatury, o rząd wielkości większymi niż masy powietrza po obu stronach frontu.
Wiemy już, że jeśli istnieje poziomy gradient temperatury, który ściśle pokrywa się w kierunku z poziomym gradientem barycznym, ten ostatni rośnie wraz z wysokością, a wraz z nim wzrasta prędkość wiatru. W strefie czołowej, gdzie poziomy gradient temperatury pomiędzy ciepłym i zimnym powietrzem jest szczególnie duży, gradient baryczności silnie wzrasta wraz z wysokością. Oznacza to, że duży udział ma wiatr termiczny, a prędkość wiatru na wysokościach osiąga wysokie wartości.
Z wyraźnie zaznaczonym frontem nad nim w górnej troposferze i dolnej stratosferze, na ogół obserwuje się silny prąd powietrza, równoległy do przodu, o szerokości kilkuset kilometrów, z prędkością od 150 do 300 km/h. Nazywa się strumieniem odrzutowym. Jego długość jest porównywalna z długością frontu i może sięgać kilku tysięcy kilometrów. Maksymalna prędkość wiatru obserwowana jest na osi prądu strumieniowego w pobliżu tropopauzy, gdzie może przekraczać 100 m/s.
Wyżej, w stratosferze, gdzie poziomy gradient temperatury odwraca się, gradient temperatury maleje wraz z wysokością, wiatr termiczny jest przeciwny do prędkości wiatru i maleje wraz z wysokością.
W pobliżu frontów arktycznych strumienie odrzutowe znajdują się na niższych poziomach. W określonych warunkach w stratosferze obserwuje się strumienie odrzutowe.
Zwykle główne fronty troposfery - polarny, arktyczny - biegną głównie w kierunku równoleżnikowym, z zimnym powietrzem znajdującym się na wyższych szerokościach geograficznych. Dlatego związane z nimi prądy strumieniowe są najczęściej kierowane z zachodu na wschód.
Przy ostrym odchyleniu frontu głównego od kierunku równoleżnikowego odchyla się również strumień strumienia.
W strefie podzwrotnikowej, gdzie troposfera umiarkowana styka się z troposferą tropikalną, powstaje podzwrotnikowy prąd parcha, którego oś zwykle znajduje się między tropopauzami tropikalnymi i polarnymi.
Subtropikalny strumień strumieniowy nie jest sztywno związany z żadnym frontem i jest głównie konsekwencją istnienia gradientu temperatury równika-biegun.
Strumień odrzutowy naprzeciw lecącego samolotu zmniejsza prędkość jego lotu; związany strumień zwiększa go. Ponadto w strefie odrzutowców mogą wystąpić silne turbulencje, dlatego uwzględnienie przepływów odrzutowców jest ważne dla lotnictwa.
| " |
2. Siła Coriolisa
3. Siła tarcia: 4. Siła odśrodkowa:
16. Prawo wiatru barycznego w warstwie przypowierzchniowej (warstwie tarcia) i jego konsekwencje meteorologiczne w cyklonie i antycyklonie.
Prawo wiatru barycznego w warstwie tarcia : pod wpływem tarcia wiatr odchyla się od izobary w kierunku niskiego ciśnienia (na półkuli północnej - w lewo) i zmniejsza się.
Tak więc, zgodnie z barycznym prawem wiatru:
W cyklonie cyrkulacja odbywa się w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara, przy ziemi (w warstwie ciernej) następuje zbieżność mas powietrza, ruchy pionowe w górę i powstawanie frontów atmosferycznych. Przeważa pochmurna pogoda.
W antycyklonie występuje cyrkulacja w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara, rozbieżność masy powietrza, ruchy pionowe w dół i tworzenie się inwersji w górę na dużą skalę (~1000 km). Panuje bezchmurna pogoda. Chmury warstwowe w warstwie podinwersji.
17. Powierzchniowe fronty atmosferyczne (AF). Ich formacja. Zachmurzenie, szczególne zjawiska w strefie X i T AF, front okluzji. Szybkość ruchu AF. Warunki lotu w obszarze AF zimą i latem. Jaka jest średnia szerokość strefy opadowej na T i X AF? Wymień sezonowe różnice w NR dla HF i TF. (patrz Bogatkin s.159 - 164).
Nawierzchniowe fronty atmosferyczne AF – wąsko nachylona strefa przejściowa pomiędzy dwiema masami powietrza o różnych właściwościach;
Zimne powietrze (gęstsze) leży pod ciepłym
Długość stref AF wynosi tysiące km, szerokość kilkadziesiąt km, wysokość kilka km (czasem do tropopauzy), kąt nachylenia do powierzchni ziemi kilka minut kątowych;
Linia przecięcia powierzchni czołowej z powierzchnią ziemi nazywana jest linią frontu
W strefie czołowej temperatura, wilgotność, prędkość wiatru i inne parametry zmieniają się gwałtownie;
Proces powstawania frontu to frontogeneza, zniszczenie to frontoliza
Prędkość jazdy 30-40 km/h lub więcej
Podejścia nie da się (najczęściej) zauważyć z góry – wszystkie chmury są za linią frontu
Typowe są obfite opady deszczu z burzami i burzliwymi wiatrami, tornada;
Chmury zastępują się nawzajem w sekwencji Ns, Cb, As, Cs (aby zwiększyć poziom);
Strefa chmur i opadów jest 2-3 razy mniejsza niż w TF - do 300 i 200 km odpowiednio;
Szerokość strefy opadów wynosi 150-200 km;
Wysokość organizacji pozarządowej wynosi 100-200 m;
Na wysokości za przodem wiatr wzmaga się i skręca w lewo - uskok wiatru!
Dla lotnictwa: słaba widoczność, oblodzenie, turbulencje (szczególnie w HF!), uskok wiatru;
Loty są zabronione do czasu przejścia HF.
HF I rodzaju - wolno poruszający się front (30-40 km/h), stosunkowo szeroka (200-300 km) strefa zachmurzenia i opadów; wysokość górnej granicy chmur zimą jest niewielka - 4-6 km
Typ 2 HF - szybko poruszający się przód (50-60 km/h), wąska szerokość chmur - kilkadziesiąt km, ale niebezpieczna z rozwiniętym Cb (szczególnie latem - z burzami i szkwałami), zimą - obfite opady śniegu z ostrym krótkim -trwałe pogorszenie widoczności
Ciepły AF
Prędkość ruchu jest mniejsza niż prędkość HF-< 40 км/ч.
Podejście widać z góry przez pojawienie się na niebie cirrus, a następnie chmur cirrostratus, a następnie As, St, Sc z Organizacja pozarządowa 100 m lub mniej;
Gęste mgły adwekcyjne (sezony zimowe i przejściowe);
Podstawa chmury - formy warstwowe chmury powstające w wyniku unoszenia się ciepłego powietrza z prędkością 1-2 cm/s;
rozległy obszar o klatki - 300-450 km przy szerokości strefy zachmurzenia około 700 km (maksymalnie w centralnej części cyklonu);
Na wysokościach w troposferze wiatr rośnie wraz z wysokością i skręca w prawo – uskok wiatru!
Szczególnie trudne warunki do lotów tworzą się w strefie 300-400 km od linii frontu, gdzie zachmurzenie jest niewielkie, widoczność gorsza, zimą możliwość oblodzenia, a latem (nie zawsze) burze.
Przód okluzji –
połączenie ciepłych i zimnych powierzchni czołowych
(zimą szczególnie niebezpiecznie jest oblodzenie, lód, marznący deszcz)
Aby uzyskać dodatek, przeczytaj podręcznik Bogatkin p.159 - 164.
WIATR GRADIENTNY W przypadku izobar krzywoliniowych występuje siła odśrodkowa. Jest on zawsze skierowany ku wypukłości (od środka cyklonu lub antycyklonu w kierunku obrzeża). Gdy występuje równomierny poziomy ruch powietrza bez tarcia z krzywoliniowymi izobarami, wówczas w płaszczyźnie poziomej równoważą się 3 siły: siła gradientu barycznego G, siła obrotu Ziemi K i siła odśrodkowa C. Taka jednostajna stała poziomy ruch powietrza przy braku tarcia wzdłuż krzywoliniowych trajektorii nazywany jest wiatrem gradientowym. Wektor gradientu wiatru jest skierowany stycznie do izobary pod kątem prostym w prawo na półkuli północnej (w lewo na półkuli południowej) w stosunku do wektora siły gradientu barycznego. Dlatego w cyklonie - w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara, aw antycyklonie - zgodnie z ruchem wskazówek zegara na półkuli północnej.
Wzajemny układ sił działających w przypadku wiatru gradientowego: a) cyklon, b) antycyklon. A to siła Coriolisa (we wzorach jest oznaczona przez K)
Rozważmy wpływ promienia krzywizny r na gradientową prędkość wiatru. Dla dużego promienia krzywizny (r > 500 km) krzywizna izobar (1/r) jest bardzo mała, bliska zeru. Promień krzywizny prostej prostoliniowej izobary wynosi r → ∞, a wiatr będzie geostroficzny. Wiatr geostroficzny jest szczególnym przypadkiem wiatru gradientowego (przy С = 0). Z małym promieniem krzywizny (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
W antycyklonie: lub To znaczy w centrum cyklonu i antycyklonu gradient baryczny w poziomie jest równy zero, tj. Stąd G = 0 jako źródło ruchu. Zatem = 0. Wiatr gradientowy jest przybliżeniem rzeczywistego wiatru w swobodnej atmosferze cyklonu i antycyklonu.
Gradientową prędkość wiatru można uzyskać rozwiązując równanie kwadratowe - w cyklonie: - w antycyklonie: krzywizna r ≤ 500 km) na powierzchni izobarycznej stosuje się następujące zależności między wiatrem gradientowym i geostroficznym: Dla krzywizny cyklonowej ≈ 0,7 Dla krzywizny antycyklonowej ≈ 1,
Przy dużej krzywiźnie izobar w pobliżu powierzchni Ziemi (1/r) → ∞ (promień krzywizny r ≤ 500 km): przy krzywiźnie cyklonicznej ≈ 0,7 przy krzywiźnie antycyklonicznej ≈ 0,3 średni promień krzywizny 500 km< r < 1000 км, — а также при большой кривизне изобар (r < 500 км) в быстро перемещающихся барических образованиях.
PRAWO WIATRU Zależność między kierunkiem wiatru powierzchniowego a kierunkiem poziomego nachylenia barycznego sformułował w XIX wieku holenderski naukowiec Bais-Ballo w formie reguły (prawa). PRAWO WIATRU: Patrząc z wiatrem, niskie ciśnienie będzie po lewej stronie i nieco do przodu, a wysokie po prawej i nieco z tyłu (na półkuli północnej). Podczas rysowania izobarów na mapach synoptycznych brany jest pod uwagę kierunek wiatru: kierunek izobary uzyskuje się obracając strzałkę wiatru w prawo (zgodnie z ruchem wskazówek zegara) o około 30 -45 °.
PRAWDZIWY WIATR Rzeczywiste ruchy powietrza nie są stacjonarne. Dlatego też charakterystyka rzeczywistego wiatru w pobliżu powierzchni ziemi różni się od charakterystyki wiatru geostroficznego. Rozważmy rzeczywisty wiatr w postaci dwóch wyrażeń: V = + V ′ – odchylenie geostroficzne u = + u ′ lub u ′ = u — v = + v ′ lub v ′ = v – Piszemy równania ruchu bez uwzględniania uwzględnij siłę tarcia:
WPŁYW SIŁY TARCIA NA WIATR Pod wpływem tarcia prędkość wiatru powierzchniowego jest średnio dwa razy mniejsza niż prędkość wiatru geostroficznego, a jego kierunek odchyla się od geostroficznego w kierunku barycznego. Tak więc rzeczywisty wiatr odchyla się w pobliżu powierzchni ziemi od geostroficznego na lewo na półkuli północnej i na prawo na półkuli południowej. Wzajemne rozmieszczenie sił. Izobary prostoliniowe
W cyklonie pod wpływem tarcia kierunek wiatru odchyla się w kierunku środka cyklonu, w antycyklonie od środka antycyklonu na obrzeża. Pod wpływem tarcia kierunek wiatru w warstwie przypowierzchniowej jest odchylany od stycznej do izobary w kierunku niskiego ciśnienia o średni kąt około 30° (nad morzem o około 15°, nad lądem o około 40 -45° ).
ZMIANA WIATRU Z WYSOKOŚCIĄ Siła tarcia maleje wraz z wysokością. W warstwie przyściennej atmosfery (warstwie tarcia) wiatr zbliża się z wysokością do wiatru geostroficznego, który jest skierowany wzdłuż izobary. Tak więc wraz z wysokością wiatr będzie się zwiększał i skręcał w prawo (na półkuli północnej), aż zostanie skierowany wzdłuż izobary. Zmianę prędkości i kierunku wiatru wraz z wysokością w warstwie granicznej atmosfery (1-1,5 km) można przedstawić za pomocą hodografu. Hodograf to krzywa łącząca końce wektorów przedstawiających wiatr na różnych wysokościach i rysowana z tego samego punktu. Ta krzywa jest spiralą logarytmiczną zwaną spiralą Ekmana.
CHARAKTERYSTYKA POLA WIATRU LINII PRĄDU Linia prądu to linia, w której w każdym punkcie wektor prędkości wiatru jest skierowany stycznie w danej chwili. W ten sposób dają wyobrażenie o strukturze pola wiatru w danym czasie (pole prędkości chwilowej). W warunkach wiatru gradientowego lub geostroficznego, linie prądu pokrywają się z izobarami (izohypsami). Rzeczywisty wektor prędkości wiatru w warstwie przyściennej nie jest równoległy do izobar (izohips). Dlatego linie prądu prawdziwego wiatru przecinają izobary (izohypsy). Podczas rysowania linii prądu bierze się pod uwagę nie tylko kierunek, ale także prędkość wiatru: im większa prędkość, tym gęstsze linie prądu.
Przykłady linii prądu w pobliżu powierzchni Ziemi w cyklonie powierzchniowym w antycyklonie powierzchniowym w korycie w grzbiecie
TRAJEKTORIE CZĄSTECZEK POWIETRZA Trajektorie cząsteczek to tory poszczególnych cząsteczek powietrza. Oznacza to, że trajektoria charakteryzuje ruch tej samej cząsteczki powietrza w kolejnych punktach w czasie. Trajektorie cząstek można aproksymować z kolejnych map synoptycznych. Metoda trajektorii w meteorologii synoptycznej umożliwia rozwiązanie dwóch problemów: 1) określenie, skąd cząsteczka powietrza przemieści się do danego punktu w określonym czasie; 2) określić, gdzie cząsteczka powietrza przemieści się z danego punktu w określonym czasie. Trajektorie można budować na mapach AT (częściej na AT-700) oraz mapach powierzchniowych. Stosowana jest graficzna metoda obliczania trajektorii za pomocą linijki gradientowej.
Przykład konstruowania trajektorii cząstki powietrza (z której będzie się przemieszczać) na jednej mapie: A - punkt prognozy; B jest środkiem ścieżki cząstki; C - punkt początkowy trajektorii Za pomocą dolnej części linijki gradientu odległość między izohipsami określa prędkość wiatru geostroficznego (V, km/h). Linijkę stosuje się dolną skalą (V, km / h) wzdłuż normalnej do izohips w przybliżeniu w połowie ścieżki. Na skali (V , km/h) pomiędzy dwiema izohipsami (w miejscu przecięcia się z drugą izohipsą) wyznacz prędkość średnią V cp.
Linijka gradientowa dla szerokości geograficznej 60˚ Następnie wyznacz drogę cząstki przez 12 h (S 12) przy danej szybkości transferu. Jest liczbowo równa prędkości przenoszenia cząstki V h. Droga cząstki w 24 h to S 24 = 2· S 12; droga cząstki w ciągu 36 godzin jest równa S 36 = 3 · S 12 . Na górnej skali linijki ścieżka cząstki od punktu prognozy jest wykreślona w kierunku przeciwnym do kierunku izohipsy, z uwzględnieniem ich wygięcia.