Gradientvind är den faktiska vinden när vinden förändras med höjden. Här är det förmodligen nödvändigt med mina egna ord, eller så hittade jag inte utseendet på centra för snöladdningar
1. Grundläggande begrepp och definitioner
SNOW CHARGES (SNOW CHARGES), enligt den välkända klassiska Meteorological Dictionary 1974. upplagor [ 1 ] - det är: "... namnet på kortvarigt, intensivt regn i form av snö (eller snöpellets) från cumulonimbusmoln, ofta med snöbyar."
Och i Meteoslovar - POGODA.BY ordlistor [ 2 ]: " Snö "laddningar"- mycket intensiva snöfall, åtföljda av en kraftig ökning av vinden under deras passage. Snö "laddningar" följer ibland varandra med korta mellanrum. De ses ofta bakom cyklonlinjer och på sekundära kalla fronter. Faran med att snö "laddningar" är att sikten sjunker kraftigt till nästan noll när de passerar"
Dessutom beskrivs detta intensiva och farliga väderfenomen för flyget också i den moderna elektroniska utbildningshandboken "Aviation and Weather" [ 3 ] som: regnsladd och snö med regn), som ser ut som "snöskott" - snabbrörliga zoner med mycket intensivt snöfall, bokstavligen "kollaps" av snö med en kraftig minskning av sikten, ofta åtföljd av snöbyar (snöstorm) nära jordens yta.
En snöladdning är ett kraftfullt, ljust och kortvarigt (vanligen varar bara några minuter) väderfenomen, som, enligt nya väderförhållanden, är mycket farligt inte bara för flygningar med lätta flygplan och helikoptrar på låg höjd, utan också för alla typer av flygplan (flygplan) i det lägre skiktatmosfären under start och första klättring, samt under landningsinflygning. Detta fenomen, som vi kommer att se nedan, orsakar ibland till och med en olycka (olycka). Det är viktigt att samtidigt som förutsättningarna för bildandet av snöladdningar i regionen bibehålls, kan deras passage upprepas på samma plats!
För att förbättra flygsäkerheten för flygplan är det nödvändigt att analysera orsakerna till uppkomsten av snöhögar och de meteorologiska förhållandena i dem, visa exempel på relevanta olyckor och även ta fram rekommendationer för flygledningspersonalen och flygets meteorologiska tjänst för att undvika olyckor, om möjligt, under förhållanden för passage av snöladdningar.
2. Utseendet av centra för snöladdningar
Eftersom de farligaste snöbollarna i fråga inte är så vanliga, för att förstå problemet är det viktigt att alla flygare har de korrekta (inklusive visuella) idéerna om detta kraftfulla naturfenomen. Därför, i början av artikeln, erbjuds ett videoexempel på en typisk passage av en sådan snöladdning nära jordens yta för visning.
Ris. 1 Närmar sig snöladdningszonen. De första bildrutorna från videon, se: http://rutube.ru/video/728d027f45b8ae5356c962f70f40d6dd/
För intresserade läsare erbjuds även några videoavsnitt av passage av snöladdningar nära jorden:
och andra (se sökmotorer på Internet).
3. Processen för bildandet av centra för snöladdningar
Ur den meteorologiska situationens synvinkel liknar de typiska förhållandena för förekomsten av vinterstormcentra de som uppstår under bildandet av kraftfulla centra för regnskurar och åskväder på sommaren - efter att en kall invasion har inträffat och följaktligen förutsättningar för dynamisk konvektion har uppstått. Samtidigt bildas snabbt cumulonimbusmoln, vilket ger fickor med kraftigt regn på sommaren i form av intensivt regn (ofta med åskväder), och under den kalla årstiden - i form av fickor med tung snö. Vanligtvis observeras sådana förhållanden under kall advektion på baksidan av cykloner - både bakom kallfronten och i zonerna med sekundära kalla fronter (inklusive och nära dem).
Låt oss överväga ett diagram av en typisk vertikal struktur i mitten av en snöladdning i det stadium av maximal utveckling, som bildas under ett cumulonimbusmoln under förhållanden med kall advektion på vintern.
Ris. 2 Allmänt schema för den vertikala sektionen av mitten av snöladdningen vid det maximala utvecklingsstadiet (A, B, C - AP-punkter, se punkt 4 i artikeln)
Diagrammet visar att intensiva kraftiga regn som faller från ett cumulonimbusmoln "drager med sig" luft, vilket resulterar i ett kraftfullt nedåtgående luftflöde, som när det närmar sig jordens yta "sprider sig" bort från källan, vilket skapar en kraftig ökning av vinden nära jorden ( i huvudsak - i fokusets rörelseriktning, som i diagrammet). Ett liknande fenomen med att luftflödet "medbringas" nedåt av fallande flytande nederbörd observeras också under den varma årstiden, vilket skapar en "bystfront" (svallzon) som uppstår som en pulserande process inför ett rörligt åskväder - se litteraturen om vindskjuvning [4].
Sålunda, i passagezonen för ett intensivt fokus för en snöladdning, kan följande väderfenomen som är farliga för flyg, fyllda med olyckor, förväntas i de lägre skikten av atmosfären: kraftfulla fallande luftströmmar, sval vind ökar nära jorden , och områden med kraftig försämring av sikten i snönederbörd. Låt oss betrakta dessa väderfenomen med snölast separat (se punkterna 3.1, 3.2, 3.3).
3.1 Kraftfulla nedåtgående luftströmmar i mitten av snöladdningen
Som redan nämnts, i atmosfärens gränsskikt, kan processen för bildning av områden med kraftigt fallande luftflöden som orsakas av intensiv nederbörd observeras [4]. Denna process orsakas av indragning av luft av fallande nederbörd, om dessa nederbörd har en stor storlek av element med en ökad fallhastighet, och en hög intensitet av dessa nederbörd också observeras ("densitet" av flygande nederbördselement). Dessutom är det viktigt i denna situation att effekten av "utbyte" av luftmassor längs vertikalen observeras - d.v.s. förekomst av sektioner av kompenserande luftflöden riktade från topp till botten, på grund av närvaron av sektioner av stigande strömmar under konvektion (Fig. 3), i vilka områden av nederbörd spelar rollen som en "utlösare" av denna kraftfulla vertikala utbyte.
Ris. 3 (detta är en kopia av fig. 3-8 från [4]). Bildande av neddrag under mognadsstadiet b) medbringad av regn (röd ruta).
Kraften hos det resulterande nedåtgående luftflödet på grund av inblandningen av fallande intensiva regn beror direkt på storleken på de fallande partiklarna (elementen) av nederbörd. Stora nederbördspartiklar (Ø ≥5 mm) faller vanligtvis med hastigheter på ≥10 m/s, och därför utvecklar stora våta snöflingor den högsta fallhastigheten, eftersom de även kan ha dimensioner > 5 mm, och till skillnad från torrsnö har ett mycket lägre "segel". En liknande effekt uppstår på sommaren i mitten av intensiva hagelfall, vilket också orsakar ett kraftigt nedåtgående luftflöde.
Därför, i mitten av den "våta" snöladdningen (flingorna), ökar "fångningen" av luft genom nederbörd kraftigt, vilket leder till en ökning av hastigheten för det nedåtgående luftflödet i nederbörd, som i dessa fall inte bara kan nå , men till och med överskrider sina "sommar"-värden vid kraftiga skurar. I detta fall anses vertikala flödeshastigheter från 4 till 6 m/s som "starka" och mer än 6 ms anses vara "mycket starka" [4].
Stora blöta snöflingor förekommer vanligtvis vid svagt positiva lufttemperaturer, och därför är det uppenbart att det är just en sådan temperaturbakgrund som kommer att bidra till uppkomsten av kraftiga och till och med mycket kraftiga nedåtgående luftströmmar i snöladdningen.
Baserat på det föregående är det ganska uppenbart att i området för en snöladdning vid dess maximala utveckling (särskilt med våt snö och positiv lufttemperatur) kan både starka och mycket starka vertikala luftflöden uppstå, vilket utgör en extrem fara för flygningar av alla typer av flygplan.
3.2 Vindbyger nära jordennära mitten av snöladdningen.
De nedåtgående flödena av luftmassor, som nämndes i punkt 3.1 i artikeln, närmar sig jordens yta, enligt gasdynamikens lagar, börjar skarpt "flyta" horisontellt bort från källan i atmosfärens gränsskikt (uppåt). till höjder av hundratals meter), vilket skapar en kraftig vindökning (bild 2).
Därför, nära stormens centra nära jorden, uppstår "vindbyar" (eller "byar") - stormzoner som utbreder sig från källan, men som är "asymmetriska" horisontellt i förhållande till källans plats, eftersom de vanligtvis rör sig i källan. samma riktning som fokus horisontellt (fig. 4).
Fig.4 Strukturen hos vindbyarna som utbreder sig från stormkällan i atmosfärens gränsskikt i källans rörelseriktning
En sådan "vindig" svallvindsfront dyker vanligtvis plötsligt upp, rör sig i ganska hög hastighet, passerar genom ett specifikt område på bara några sekunder och kännetecknas av kraftiga svalvindförstärkningar (15 m/s, ibland mer) och en betydande ökning i turbulens. Vindbyfronten "rullar tillbaka" från källgränsen som en process som pulserar i tiden (antingen dyker upp eller försvinner), och samtidigt kan stormen nära jorden som orsakas av denna front nå ett avstånd på upp till flera kilometer från källa (på sommaren med kraftiga åskväder - mer än 10 km).
Uppenbarligen utgör en sådan storm nära jorden, orsakad av passagen av vindbyen nära källan, en stor fara för alla typer av flygplan under flygning i atmosfärens gränsskikt, vilket kan orsaka en olycka. Ett exempel på passage av en sådan vindby under förhållanden av en polär mesocyklon och i närvaro av snötäcke ges i analysen av helikopterolyckan på Svalbard [5].
Samtidigt, under förhållandena under den kalla årstiden, sker en intensiv "fyllning" av luftrummet med flygande snöflingor i en snöstorm, vilket leder till en kraftig minskning av sikten under dessa förhållanden (se nedan - punkt 3.3 i artikel).
3.3 En kraftig minskning av sikten i en snölastoch med ett snöbyg nära jorden
Faran med snöladdningar ligger också i det faktum att sikten i snön i dem vanligtvis minskar kraftigt, ibland till en nästan fullständig förlust av visuell orientering under deras passage. Storleken på snöladdningar varierar från hundratals meter till en kilometer eller mer.
När vinden intensifieras nära jorden vid gränserna för snöladdningen, särskilt nära källan - i området för vindbyen nära jorden, uppstår ett snabbt rörligt "snöbyg", när det i luften nära jorden kan finnas , förutom intensiv snö som faller ovanifrån, lyfte även snö upp vind från ytan (fig. 5).
Ris. 5 Snöbyg nära jorden i närheten av snöladdningen
Därför är förhållandena för en snöbyg nära jorden ofta en situation med fullständig förlust av rumslig orientering och sikt endast upp till några få meter, vilket är extremt farligt för alla transportsätt (både mark och luft), och under dessa förhållanden sannolikheten för olyckor är hög. Markfordon i en snöby kan stanna och "vänta ut" sådana nödsituationer (vilket ofta händer), men flygplanet tvingas fortsätta röra sig, och i situationer med fullständig förlust av visuell orientering blir detta extremt farligt!
Det är viktigt att veta att under ett snöbyg nära källan till en snöladdning är den rörliga zonen för förlust av visuell orientering under passagen av en snöbyg nära jorden ganska begränsad i rymden och vanligtvis bara 100–200 m (sällan mer), och utanför snöbygzonen förbättras vanligtvis sikten.
Sikten blir bättre mellan snölagren, och därför, bort från snölagret - ofta även på ett avstånd av hundratals meter därifrån och längre, om det inte finns något annalkande snöbyg i närheten, kan snözonen till och med ses i form av någon rörlig "snöpelare". Detta är mycket viktigt för omedelbar visuell detektering av dessa zoner och deras framgångsrika "bypass" - för att säkerställa flygsäkerhet och uppmärksamma flygplansbesättningar! Dessutom är snöladdningszoner väl detekterade och spårade av moderna meteorologiska radarer, som bör användas för meteorologiskt stöd för flygningar runt flygfältsområdet under dessa förhållanden.
4. Typer av olyckor med snöavgifter
Det är uppenbart att flygplan som faller i snöförhållanden under flygning upplever betydande svårigheter att upprätthålla flygsäkerheten, vilket ibland leder till motsvarande olyckor. Låt oss vidare betrakta tre sådana typiska AP:er som valts ut för artikeln - det här är fall i t.t. A, B, C ( de är markerade i fig. 2) på ett typiskt diagram över snöladdningens centrum vid maximal utvecklingsstadium.
MEN) Den 19 februari 1977, nära byn Tapa, den estniska SSR, AN-24T-flygplanet, när det landade på ett militärt flygfält, var på glidbacken, efter att ha passerat DPRM (långdistansreferensradiomarkör), redan på en höjd av cirka 100 m över banan (banan), föll i en kraftig snöladdning under förhållanden med fullständig förlust av sikt. Samtidigt tappade flygplanet plötsligt och kraftigt höjden, som ett resultat av vilket det rörde vid en hög skorsten och föll, alla 21 personer. ombord på flygplanet dödades.
Denna olycka inträffade uppenbarligen när flygplanet träffade nedströms i snön på någon höjd ovanför jordens yta.
PÅ) 20 januari 2011 helikopter SOM - 335 NRA-04109 nära sjön Sukhodolskoye, Priozersky-distriktet, Leningrad-regionen. flög på låg höjd och i jordens synlighet (enligt akten). Den allmänna meteorologiska situationen i det här fallet, enligt den meteorologiska tjänsten, var följande: flygningen av denna helikopter genomfördes under cykloniska förhållanden med molnigt väder med kraftigt regn och försämring av sikten i den bakre delen av den sekundära kallfronten ... nederbörd observerades i form av snö med regn, med närvaro av individ nederbördszoner . Under dessa förhållanden, under flygningen, "förbikopplade" helikoptern centra för kraftig nederbörd (de var synliga), men när den försökte sjunka, träffade den plötsligt "kanten" av snöladdningen, tappade plötsligt höjd och föll till marken när vinden ökade nära jorden i ett snöbyg. Lyckligtvis omkom ingen men helikoptern skadades allvarligt.
Förhållandena för det faktiska vädret på olycksplatsen (enligt protokollen för förhör av vittnen och offer): "... detta hände i närvaro av fickor med nederbörd i form av snö med regn ... i blandad nederbörd .. vilket försämrade horisontell sikt i området med kraftigt snöfall ….” Denna olycka inträffade uppenbarligen i t. I enlighet med fig. 2, d.v.s. på den plats där snöladdningszonens vertikala gräns redan har bildats snöstorm.
MED) 6 april 2012 helikopter "Agusta" vid sjön. Yanisyarvi, Sortavalsky-distriktet i Karelen, när man flyger på en höjd av upp till 50 m under lugna förhållanden och med jordens synlighet, på ett avstånd av cirka 1 km från centrum av snöfallet (centrum var synligt för besättningen) turbulens i en snöby som hade flugit nära jorden och helikoptern, som kraftigt tappade höjd, träffade marken. Lyckligtvis dog ingen, helikoptern skadades.
En analys av förhållandena för denna olycka visade att flygningen skedde i ett cyklontråg nära en snabbt närmande och intensiv kallfront, och olyckan inträffade nästan i den mest frontala zonen nära jorden. Väderdagbokens data under passagen av denna front genom flygfältszonen visar att under dess passage nära jorden noterades kraftfulla fickor av cumulonimbusmoln och kraftiga nederbörd (laddningar av våt snö) och vindförstärkning nära jorden observerades upp till 16 m/s.
Det är alltså uppenbart att denna olycka inträffade, dock utanför själva snöfallet, som helikoptern inte träffade, utan den hamnade i det område dit ett snöbyg plötsligt och i hög hastighet "sprängde" orsakat av en avlägsen snöstormsladdning. . Därför blev det ett kast av helikoptern i vindbyfrontens turbulenta zon, när ett snöbyg kom upp. I fig. 2 är detta punkt C - den yttre zonen av snöbyggränsen, som "rullar tillbaka" som en vindby nära jorden från källan till snöladdningen. Därav, och det är väldigt viktigt att snöavgiftszonen är farlig för flyg inte bara inom denna zon, men också på ett avstånd av kilometer från den - bortom gränserna för själva snöladdningens fall nära jorden, där vindbyen som bildas av snöladdningens närmaste centrum och orsakar en snöstorm kan "rusa"!
5. Allmänna slutsatser
På vintern, i passagezonerna för kalla atmosfäriska fronter av olika typer nära jordens yta och omedelbart efter deras passage, uppträder vanligtvis cumulonimbusmoln och centra för fast nederbörd bildas i form av tung snö (inklusive snö "flingor"), snökorn, skurar av blöt snö eller snö med regn. När tung snö faller kan kraftig försämring av sikten inträffa, upp till en fullständig förlust av visuell orientering, särskilt i ett snöbyg (med vindförstärkning) nära jordens yta.
Med en betydande intensitet av processerna för bildning av kraftigt regn, d.v.s. med en hög "densitet" av nedfallet av element i fokus, och med en ökad storlek på de utfallande fasta elementen (särskilt "våta"), ökar hastigheten för deras fall kraftigt. Av denna anledning finns det en kraftfull effekt av "indragning" av luft genom fallande nederbörd, som ett resultat av vilket ett starkt nedåtriktat luftflöde kan uppstå i mitten av sådan nederbörd.
Luftmassorna i det nedåtgående flödet som har uppstått i källan till fast nederbörd, närmar sig jordens yta, börjar "spridas" bort från källan, huvudsakligen i riktningen för källans rörelse, vilket skapar en snöbygzon som snabbt sprider sig flera kilometer från källans gräns - liknande sommaren vindbyen som uppstår nära kraftfulla sommaråskväderscentra. I zonen för en sådan kortvarig snöby kan, förutom höga vindhastigheter, även kraftig turbulens observeras.
Sålunda är snöplymer farliga för flygplansflyg som en kraftig förlust av sikt i nederbörd, samt kraftiga neddrag i själva snöplymen, samt ett snöbyg nära källan nära jordens yta, vilket är fyllt med motsvarande olyckor i snöskiktszonen.
I samband med den extrema faran för snöavgifter för driften av luftfarten, för att undvika de olyckor som orsakas av dem, är det nödvändigt att strikt följa ett antal rekommendationer för både flygledningspersonalen och de operativa arbetarna vid Hydrometeorological Support för Flyg. Dessa rekommendationer erhölls baserat på analys av olyckor och material associerade med snöladdningar i den lägre atmosfären i flygfältsområdet, och deras genomförande minskar sannolikheten för en olycka i området för snöladdningar.
För anställda på Hydrometeorologisk tjänst som säkerställer driften av flygplatsen, under väderförhållanden som främjar uppkomsten av snöladdningar i flygplatsens område, är det nödvändigt att i formuleringen av prognosen för flygplatsen inkludera information om möjligheten att snö uppstår laddningar i området kring flygplatsen och den troliga tidpunkten för detta fenomen. Dessutom är det nödvändigt att ta med denna information i samråd med flygplansbesättningar vid lämpliga tidsperioder för vilka snö förväntas komma.
För den period då snöladdningar förväntas förekomma i flygplatsens område, är prognosmakaren som är i tjänst för att identifiera det faktiska utseendet av snöladdningar, nödvändigt att övervaka informationen han har från meteorologiska radar, och även regelbundet begära utsändningstjänsten (enligt visuella data från kontrolltornet - kontrolltorn, flygfältstjänster och information från sidorna VS) om det faktiska utseendet på fickor med snöladdningar på flygfältsområdet.
Vid mottagande av information om den faktiska förekomsten av snöladdningar i flygplatsområdet, förbered omedelbart en lämplig stormvarning och lämna in den till flygplatsens kontrolltjänst och skriv in denna information i sända vädervarningar för flygplansbesättningar belägna i flygplatsområdet.
Flygledningstjänst under perioden för det förutsedda utseendet av snöhögar i flygplatsens område är det nödvändigt att övervaka uppkomsten av snöhögar enligt radardata, visuella observationer av kontrolltornet, information från flygfältstjänster och flygplansbesättningar.
I händelse av det faktiska uppkomsten av snöhögar i området kring flygplatsen bör väderprognosmakaren informeras om detta och, om relevanta uppgifter finns tillgängliga, omedelbart tillhandahålla flygplansbesättningar information om var snöhögarna finns på glidbanan och på stigningsbanan efter lyft under start bör startas. Det är nödvändigt att rekommendera flygplanets besättningar, om möjligt, att undvika att flygplanet faller in i snöladdningszonen, liksom snöbygeln nära jorden i närheten av snöladdningen.
Flygplansbesättning när du flyger på låg höjd och får en varning från styrenheten om sannolikheten eller närvaron av snöbollar, bör du noggrant övervaka deras visuella upptäckt under flygning.
När man upptäcker fickor med snöladdningar under flygning i de nedre lagren av atmosfären, är det nödvändigt att om möjligt "förbigå" dem och undvika att komma in i dem, i enlighet med regeln: GÅ INTE IN, NÄRMAR INTE, GÅR.
Avsändaren bör omedelbart informeras om upptäckten av fickor med snöladdningar. Samtidigt bör om möjligt en bedömning göras av centra för snöladdningar och snöbyar, deras intensitet, storlek och förskjutningsriktning.
I den här situationen är det helt acceptabelt att vägra starta och/eller landa på grund av upptäckten av en källa till intensiv snöladdning eller ett snöbyg, detekterad på kursen framför flygplanet.
Litteratur
- Khromov S.P., Mamontova L.I. Meteorologisk ordbok. Gidrometeotzdat, 1974.
- Meteorologisk ordbok - en ordlista med meteorologiska termer POGODA.BY http://www.pogoda.by/glossary/?nd=16
- Glazunov V.G. Flyg och väder. Elektronisk lärobok. 2012.
- En guide till vindskjuvning på låg nivå. Doc.9817 AN/449 ICAO International Civil Aviation Organization, 2005. http://aviadocs.net/icaodocs/Docs/9817_cons_ru.pdf
- Glazunov V.G. Meteorologisk undersökning av Mi-8MT-kraschen vid Barentsburg heliport (Svalbard) den 30 mars 2008
- Automatiserat meteorologiskt radarkomplex METEOR-METEO-CELL. ZAO Institute of Radar Meteorology (IRAM).
Många nykomlingar till yachting har hört talas om "baseball cap law" som på något sätt används av erfarna sjömän inom sjöfart. Det ska på förhand sägas att denna lag inte har något att göra med vare sig huvudbonader eller marin utrustning i allmänhet. "Baseballkepsens lag" i marin slang är vindens bariska lag, upptäckt vid en tidpunkt av en medlem av Imperial St. Petersburg Academy of Sciences Christopher Buys-Ballot, ofta hänvisad till på engelska manér - Bais- Valsedel. Denna lag förklarar ett intressant fenomen - varför vinden på norra halvklotet i cykloner vänder medurs - det vill säga till höger. Ej att förväxla med själva cyklonens rotation, där luftmassorna roterar moturs!
Akademiker H. H. Buys-Ballot
Buys-Ballot och den bariska vindlagen
Buys-Ballot var en enastående holländsk vetenskapsman från mitten av 1800-talet, som studerade matematik, fysik, kemi, mineralogi och meteorologi. Trots ett så brett utbud av hobbyer blev han känd just som upptäckaren av lagen, senare uppkallad efter honom. Buys-Ballot var en av de första som aktivt genomförde ett aktivt samarbete mellan forskare från olika länder, och fostrade idéerna från World Academy of Sciences. I Holland skapade han Meteorologiinstitutet och ett varningssystem för kommande stormar. Som ett erkännande för sina tjänster till världsvetenskapen, tillsammans med Ampère, Darwin, Goethe och andra företrädare för vetenskap och konst, valdes Buys-Ballot till en utländsk medlem av St. Petersburgs vetenskapsakademi.
När det gäller den faktiska lagen (eller "regeln") i Bays-Ballot, då, strängt taget, går det första omnämnandet av barric wind-lagen tillbaka till slutet av 1700-talet. Det var då den tyske forskaren Brandis först gjorde teoretiska antaganden om vindens avvikelse i förhållande till vektorn som förbinder områden med högt och lågt tryck. Men han kunde inte bevisa sin teori i praktiken. Det var först i mitten av 1800-talet som akademikern Buys-Ballot kunde fastställa riktigheten av Brandis antaganden. Dessutom gjorde han det rent empiriskt, det vill säga genom vetenskapliga observationer och mätningar.
Kärnan i Bays-Ballo-lagen
Bokstavligen är "Bays-Ballo-lagen", formulerad av vetenskapsmannen 1857, följande: "Vinden nära ytan, med undantag för subekvatorial- och ekvatorialbreddgrader, avviker från den bariska gradienten med en viss vinkel åt höger, och i sydlig riktning - till vänster.” Baric-gradienten är en vektor som visar förändringen i atmosfärstryck i horisontell riktning över havsytan eller platt land.
barriär gradient
Om du översätter Bays-Ballo-lagen från ett vetenskapligt språk, kommer det att se ut så här. I jordens atmosfär finns det alltid områden med högt och lågt tryck (vi kommer inte att analysera orsakerna till detta fenomen i den här artikeln för att inte gå vilse i vildmarken). Som ett resultat strömmar luft från ett område med högre tryck till ett område med lägre tryck. Det är logiskt att anta att en sådan rörelse ska gå i en rak linje: detta är riktningen och visar vektorn som kallas "barisk gradient".
Men här spelar kraften av jordens rörelse runt sin axel in. Närmare bestämt, tröghetskraften för de objekt som finns på jordens yta, men som inte är förbundna med en stel förbindelse med jordens himlavalv - "Corioliskraften" (betoning på det sista "och"!). Sådana föremål inkluderar vatten och luft i atmosfären. När det gäller vatten har man länge märkt att floder som flyter i meridional riktning (från norr till söder) på norra halvklotet tvättar bort den högra stranden mer, medan den vänstra förblir låg och relativt jämn. På södra halvklotet är det tvärtom. En annan akademiker vid St. Petersburgs vetenskapsakademi, Karl Maksimovich Baer, kunde förklara detta fenomen. Han härledde lagen enligt vilken strömmande vatten påverkas av Corioliskraften. Att inte ha tid att rotera tillsammans med jordens fasta yta, "trycker" det strömmande vattnet, genom tröghet, mot den högra stranden (på södra halvklotet, respektive mot vänster), som ett resultat, tvättar bort det. Ironiskt nog formulerades Baers lag samma 1857 som Bays-Ballo-lagen.
På samma sätt, under inverkan av Corioliskraften, avleds rörlig atmosfärisk luft. Som ett resultat börjar vinden avvika åt höger. I detta fall, som ett resultat av friktionskraftens verkan, är avböjningsvinkeln nära en rät linje i den fria atmosfären och mindre än en rät linje nära jordens yta. Sett i ytvindens riktning kommer det lägsta trycket på norra halvklotet att vara till vänster och något framåt.
Avvikelser i luftmassornas rörelse på norra halvklotet under påverkan av kraften från jordens rotation. Den bariska gradientvektorn visas i rött och pekar rakt från högtrycksområdet till lågtrycksområdet. Den blå pilen är riktningen för Corioliskraften. Grön - vindrörelsens riktning, avvikande under påverkan av Coriolis-kraften från den bariska gradienten
Användning av Bays-Ballo-lagen i sjöfart
Behovet av att kunna tillämpa denna regel i praktiken framgår av många läroböcker om sjöfart och sjöfart. I synnerhet Samoilovs "Marine Dictionary" utgiven av folkkommissariatet för marinen 1941. Samoilov ger en uttömmande beskrivning av vindens bariska lag i förhållande till sjöfartsutövning. Hans instruktioner kan mycket väl antas av moderna seglare:
”... Om fartyget är beläget i närheten av områden i världshavet, där orkaner ofta förekommer, är det nödvändigt att övervaka barometeravläsningarna. Om barometernålen börjar falla och vinden blir starkare är risken för orkan stor. I det här fallet är det nödvändigt att omedelbart bestämma i vilken riktning mitten av cyklonen är belägen. För att göra detta använder seglare Base Ballo-regeln - om du står med ryggen mot vinden, kommer orkanens centrum att vara placerat cirka 10 punkter till vänster om gibben på norra halvklotet, och lika mycket till höger - på södra halvklotet.
Sedan måste du bestämma i vilken del av orkanen fartyget befinner sig. För att bestämma platsen så snart som möjligt måste ett segelfartyg omedelbart driva, och ett ångfartyg måste stoppa bilen. Efter det är det nödvändigt att göra observationer av förändringen i vinden. Om vindriktningen gradvis ändras från vänster till höger (medurs), är fartyget på höger sida av cyklonens väg. Om vindens riktning ändras i motsatt riktning, sedan till vänster. I det fall då vindens riktning inte ändras alls, är fartyget direkt i orkanens väg. För att flytta bort från centrum av en orkan på norra halvklotet måste du göra följande:
* överföra fartyget till styrbord;
* samtidigt, om du är till höger om mitten av cyklonen, bör du ligga i tätt;
* om till vänster eller i mitten av rörelsen - till akterstaget.
På södra halvklotet är det tvärtom, förutom när fartyget befinner sig i mitten av en framskridande cyklon. Det är nödvändigt att följa dessa kurser tills fartyget lämnar banan för cyklonens centrum, vilket kan bestämmas av barometern som har börjat stiga.
Och vår hemsida skrev om reglerna för att undvika tropiska cykloner i artikeln "".
24. Barisk vindlag
Erfarenheten bekräftar att den faktiska vinden nära jordens yta alltid (med undantag för breddgrader nära ekvatorn) avviker från bariska gradienten med någon skarp vinkel åt höger på norra halvklotet och till vänster på södra. Härifrån följer vindens så kallade bariska lag: om du på norra halvklotet står med ryggen mot vinden, och vänder dig mot vinden där vinden blåser, kommer det lägsta trycket att vara till vänster och något framför, och högsta trycket kommer att vara till höger och något bakom.
Denna lag hittades empiriskt under första hälften av 1800-talet. Base Ballo och bär hans namn. På samma sätt blåser den faktiska vinden i den fria atmosfären alltid nästan längs isobarer och lämnar (på norra halvklotet) lågtryck till vänster, d.v.s. avviker från den bariska gradienten till höger med en vinkel nära en höger. Denna bestämmelse kan betraktas som en utvidgning av den bariska vindlagen till den fria atmosfären.
Den bariska vindlagen beskriver egenskaperna hos den faktiska vinden. Således mönstren av geostrofisk och gradient luftrörelse, d.v.s. under förenklade teoretiska förhållanden är de mestadels motiverade under mer komplexa faktiska förhållanden i den verkliga atmosfären. I den fria atmosfären, trots den oregelbundna formen på isobarerna, är vindriktningen nära isobarerna (den avviker från dem, som regel med 15-20°), och dess hastighet är nära den geostrofiska vindens hastighet .
Detsamma gäller för strömlinjer i ytskiktet på en cyklon eller anticyklon. Även om dessa strömlinjer inte är geometriskt regelbundna spiraler, är de ändå spiralformade till sin natur och i cykloner konvergerar de mot mitten, och i anticykloner divergerar de från centrum.
Fronter i atmosfären skapas ständigt sådana förhållanden när två luftmassor med olika egenskaper ligger bredvid varandra. I detta fall är dessa två luftmassor åtskilda av en smal övergångszon som kallas en front. Längden på sådana zoner är tusentals kilometer, bredden är bara tiotals kilometer. Dessa zoner lutar i förhållande till jordytan med höjden och kan spåras uppåt i åtminstone flera kilometer, och ofta till själva stratosfären. I den främre zonen, när man flyttar från en luftmassa till en annan, förändras temperaturen, vinden och luftfuktigheten dramatiskt.
Fronter som skiljer de huvudsakliga geografiska typerna av luftmassor kallas huvudfronter. Huvudfronterna mellan arktisk och tempererad luft kallas arktisk, mellan tempererad och tropisk luft - polar. Uppdelningen mellan tropisk och ekvatorial luft har inte karaktären av en front, denna uppdelning kallas den intertropiska konvergenszonen.
Bredden på fronten i horisontell riktning och dess tjocklek i vertikal riktning är liten i jämförelse med dimensionerna av luftmassorna som separeras av den. Därför, genom att idealisera de faktiska förhållandena, är det möjligt att representera fronten som ett gränssnitt mellan luftmassor.
I skärningspunkten med jordytan bildar frontytan frontlinjen, som också kort och gott kallas fronten. Om vi idealiserar frontzonen som ett gränssnitt, är det för meteorologiska storheter en diskontinuitetsyta, eftersom en skarp förändring i frontalzonen av temperatur och vissa andra meteorologiska storheter får karaktären av ett hopp på gränsytan.
Frontytorna passerar snett i atmosfären (fig. 5). Om båda luftmassorna var stationära, skulle den varma luften vara placerad ovanför den kalla, och ytan på fronten mellan dem skulle vara horisontell, parallell med de horisontella isobariska ytorna. Eftersom luftmassorna rör sig kan frontens yta existera och bevaras, förutsatt att den lutar mot den plana ytan och därmed mot havsytan.
Ris. 5. Framsida i vertikal sektion
Teorin om frontytor visar att lutningsvinkeln beror på luftmassornas hastigheter, accelerationer och temperaturer, såväl som på den geografiska latituden och på accelerationen av fritt fall. Teori och erfarenhet visar att frontytornas lutningsvinklar mot jordytan är mycket små, i storleksordningen bågminuter.
Varje enskild front i atmosfären existerar inte på obestämd tid. Fronter dyker ständigt upp, skärps, suddas ut och försvinner. Förutsättningarna för bildandet av fronter finns alltid i vissa delar av atmosfären, så fronter är inte en sällsynt olycka, utan ett konstant, vardagligt inslag i atmosfären.
Den vanliga mekanismen för bildandet av fronter i atmosfären är kinematisk: fronter uppstår i sådana luftrörelsefält som sammanför luftpartiklar med olika temperaturer (och andra egenskaper),
I ett sådant rörelsefält ökar horisontella temperaturgradienter, och detta leder till bildandet av en skarp front istället för en gradvis övergång mellan luftmassor. Processen för frontbildning kallas frontogenes. På liknande sätt kan redan existerande fronter i rörelsefält som flyttar luftpartiklar bort från varandra suddas ut, d.v.s. förvandlas till breda övergångszoner, och de stora gradienterna av meteorologiska värden som fanns i dem, särskilt temperaturen, kommer att jämnas ut.
I en verklig atmosfär är fronterna som regel inte parallella med luftströmmarna. Vinden på båda sidor av fronten har komponenter vinkelrätt mot fronten. Därför förblir inte själva fronterna i samma position, utan rör sig.
Fronten kan röra sig antingen mot kallare luft eller mot varmare luft. Om frontlinjen rör sig nära marken mot kallare luft, betyder det att kilen av kall luft drar sig tillbaka och det utrymme som den frigör tas av varm luft. En sådan front kallas varmfront. Dess passage genom observationsplatsen leder till en förändring av den kalla luftmassan till en varm, och följaktligen till en ökning av temperaturen och till vissa förändringar i andra meteorologiska kvantiteter.
Om frontlinjen rör sig mot varmluft betyder det att kallluftskilen rör sig framåt, den varma luften framför den drar sig tillbaka och även tvingas uppåt av den framryckande kalla kilen. En sådan front kallas kallfront. Under sin passage ersätts den varma luftmassan av en kall, temperaturen sjunker och andra meteorologiska mängder förändras också dramatiskt.
I området för fronter (eller, som man brukar säga, på frontytor) uppstår vertikala komponenter av lufthastigheten. Det viktigaste är det särskilt frekventa fallet när varm luft är i ett tillstånd av ordnad uppåtgående rörelse, dvs. när den samtidigt med den horisontella rörelsen också rör sig uppåt ovanför kilen av kall luft. Det är med detta som utvecklingen av ett molnsystem ovanför frontytan, från vilken nederbörd faller, hänger ihop.
På varmfronten täcker den uppåtgående rörelsen kraftfulla lager av varm luft över hela frontytan, de vertikala hastigheterna här är i storleksordningen 1 ... 2 cm/s med horisontella hastigheter på flera tiotals meter per sekund. Därför har rörelsen av varm luft karaktären av att glida uppåt längs frontytan.
Den uppåtgående glidningen involverar inte bara luftskiktet i direkt anslutning till frontytan, utan även alla överliggande skikt, ofta upp till tropopausen. Som ett resultat uppstår ett omfattande system av cirrostratus, altostratus - nimbostratus moln, varifrån omfattande nederbörd faller. I fallet med en kallfront är den uppåtgående rörelsen av varm luft begränsad till en smalare zon, men de vertikala hastigheterna är mycket större än på en varmfront, och de är särskilt starka framför en kall kil, där varm luft är förflyttas av kall luft. Den domineras av cumulonimbusmoln med skurar och åskväder.
Det är mycket viktigt att alla fronter är förbundna med tråg i barikfältet. Vid en stationär (långsamt rörlig) front är isobarerna i håligheten parallella med själva fronten. I fallen med varma och kalla fronter har isobarerna formen av den latinska bokstaven V, som korsar fronten som ligger på trågets axel.
När fronten passerar ändrar vinden på en given plats sin riktning medurs. Till exempel, om vinden är sydost före fronten, kommer den bakom fronten att ändras till syd, sydväst eller väst.
Helst kan fronten representeras som en geometrisk diskontinuitetsyta.
I en verklig atmosfär är en sådan idealisering tillåten i det planetariska gränsskiktet. I verkligheten är fronten en övergångszon mellan varma och kalla luftmassor; i troposfären representerar den ett visst område som kallas frontalzonen. Temperaturen längst fram upplever ingen diskontinuitet utan förändras kraftigt innanför frontzonen, d.v.s. Fronten kännetecknas av stora horisontella temperaturgradienter, en storleksordning större än i luftmassor på båda sidor om fronten.
Vi vet redan att om det finns en horisontell temperaturgradient som nära sammanfaller i riktning med den horisontella bariska gradienten, ökar den senare med höjden och med den ökar vindhastigheten. I frontalzonen, där den horisontella temperaturgradienten mellan varm och kall luft är särskilt stor, ökar baricgradienten kraftigt med höjden. Det gör att den termiska vinden bidrar stort och vindhastigheten på höjden når höga värden.
Med en skarpt uttalad front ovanför den i övre troposfären och nedre stratosfären observeras i allmänhet en kraftig luftström, parallell med fronten, flera hundra kilometer bred, med hastigheter från 150 till 300 km/h. Det kallas en jetström. Dess längd är jämförbar med frontens längd och kan nå flera tusen kilometer. Den maximala vindhastigheten observeras på jetströmmens axel nära tropopausen, där den kan överstiga 100 m/s.
Högre upp, i stratosfären, där den horisontella temperaturgradienten vänder, minskar den bariska gradienten med höjden, den termiska vinden är motsatt vindhastigheten och den minskar med höjden.
Nära arktiska fronter finns jetströmmar på lägre nivåer. Under vissa förhållanden observeras jetströmmar i stratosfären.
Vanligtvis löper troposfärens huvudfronter - polar, arktisk - huvudsakligen i latitudinell riktning, med kall luft belägen på högre breddgrader. Därför är de jetströmmar som är förknippade med dem oftast riktade från väst till öst.
Med en kraftig avvikelse av huvudfronten från latitudinell riktning avviker även jetströmmen.
I subtroperna, där den tempererade troposfären är i kontakt med den tropiska troposfären, uppstår en subtropisk skorvström, vars axel vanligtvis ligger mellan den tropiska och den polära tropopausen.
Den subtropiska jetströmmen är inte styvt förknippad med någon front och är främst en konsekvens av att det finns en ekvator-pol temperaturgradient.
Jetströmmen mitt emot det flygande flygplanet minskar hastigheten på dess flygning; den tillhörande jetströmmen ökar den. Dessutom kan stark turbulens utvecklas i jetzonen, så att ta hänsyn till jetflöden är viktigt för flyget.
| " |
2. Corioliskraft
3. Friktionskraft: 4. Centrifugalkraft:
16. Barisk vindlag i ytskiktet (friktionsskiktet) och dess meteorologiska konsekvenser i en cyklon och anticyklon.
Barisk vindlag i friktionsskiktet : under påverkan av friktion avviker vinden från isobaren mot lågtryck (på norra halvklotet - till vänster) och minskar i magnitud.
Så, enligt vindens bariska lag:
I en cyklon utförs cirkulationen moturs, nära marken (i friktionsskiktet) finns det en konvergens av luftmassor, uppåtgående vertikala rörelser och bildandet av atmosfäriska fronter. Molnigt väder råder.
I anticyklonen finns cirkulation moturs, divergens av luftmassa, vertikala rörelser nedåt och bildandet av storskaliga (~1000 km) upplyfta inversioner. Molnfritt väder råder. Stratifierade moln i sub-inversionslagret.
17. Ytatmosfäriska fronter (AF). Deras bildning. Molnighet, speciella fenomen i X- och T AF-zonen, ocklusionsfront. AF-rörelsehastighet. Flygförhållanden i AF-området vinter och sommar. Vad är den genomsnittliga bredden på nederbördszonen på T och X AF? Nämn säsongsskillnaderna i NR för HF och TF. (se Bogatkin s. 159 - 164).
Ytatmosfäriska fronter AF – en smal sluttande övergångszon mellan två luftmassor med olika egenskaper;
Kall luft (tätare) ligger under varm
Längden på AF-zonerna är tusentals km, bredden är tiotals km, höjden är flera km (ibland upp till tropopausen), lutningsvinkeln mot jordens yta är flera bågminuter;
Skärningslinjen mellan frontytan och jordytan kallas frontlinjen
I frontalzonen ändras temperatur, luftfuktighet, vindhastighet och andra parametrar abrupt;
Processen med frontbildning är frontogenes, förstörelse är frontolys
Färdhastighet 30-40 km/h eller mer
Inflygningen kan (oftast) inte märkas i förväg - alla moln ligger bakom frontlinjen
Kraftiga nederbörd med åskväder och regniga vindar, tornados är typiska;
Moln ersätter varandra i sekvensen Ns, Cb, As, Cs (för att öka nivån);
Zonen av moln och nederbörd är 2-3 gånger mindre än TF-zonen - upp till 300 och 200 km, respektive;
Bredden på nederbördszonen är 150-200 km;
Höjden på den icke-statliga organisationen är 100-200 m;
På höjd bakom fronten tar vinden till och svänger åt vänster - vindskjuvning!
För flyg: dålig sikt, isbildning, turbulens (särskilt i HF!), vindskjuvning;
Flyg är förbjudet fram till passagen av HF.
HF av den första typen - en långsamt rörlig front (30-40 km/h), en relativt bred (200-300 km) zon av molnighet och nederbörd; höjden på den övre gränsen för molnen på vintern är liten - 4-6 km
Typ 2 HF - snabbrörlig front (50-60 km/h), smalt molntäcke - flera tiotals km, men farligt med utvecklad Cb (särskilt på sommaren - med åskväder och stormar), på vintern - kraftiga snöfall med en skarp kortslutning -tidsförsämrad sikt
Varm AF
Rörelsehastigheten är mindre än HF-< 40 км/ч.
Tillvägagångssätt kan ses i förväg genom uppkomsten på himlen av cirrus, och sedan cirrostratusmoln, och sedan As, St, Sc med NGO 100 m eller mindre;
Tät advektiv dimma (vinter och övergångssäsonger);
Molnbas - skiktade former moln bildas som ett resultat av ökningen av varm luft med en hastighet av 1-2 cm / s;
stort område handla om burar - 300-450 km med en molnzons bredd på cirka 700 km (maximalt i den centrala delen av cyklonen);
På höjder i troposfären ökar vinden med höjden och svänger åt höger - vindskjuvning!
Särskilt svåra förhållanden för flyg skapas i zonen 300-400 km från frontlinjen, där molnigheten är låg, sikten är sämre, risken för isbildning på vintern och åskväder på sommaren (inte alltid).
Framsidan av ocklusion –
kombination av varma och kalla frontytor
(på vintern är det särskilt farligt med isbildning, is, underkylt regn)
För ett tillägg, läs läroboken Bogatkin s. 159 - 164.
GRADIENTVIND Vid kurvlinjära isobarer uppstår centrifugalkraft. Den är alltid riktad mot konvexiteten (från mitten av cyklonen eller anticyklonen mot periferin). När det finns en likformig horisontell rörelse av luft utan friktion med kurvlinjära isobarer, balanseras 3 krafter i horisontalplanet: kraften från den bariska gradienten G, kraften från jordens rotation K och centrifugalkraften C. En sådan enhetlig stadighet horisontell rörelse av luft i frånvaro av friktion längs kurvlinjiga banor kallas en gradientvind. Gradientvindvektorn riktas tangentiellt till isobaren i rät vinkel till höger på norra halvklotet (till vänster på södra halvklotet) i förhållande till bariska gradientkraftsvektorn. Därför, i en cyklon - en motsols virvel, och i en anticyklon - medurs på norra halvklotet.
Inbördes arrangemang av verkande krafter vid gradientvind: a) cyklon, b) anticyklon. A är Corioliskraften (i formlerna betecknas den med K)
Låt oss betrakta inverkan av krökningsradien r på gradientvindhastigheten. För en stor krökningsradie (r > 500 km) är krökningen av isobarerna (1/ r) mycket liten, nära noll. Krökningsradien för en rak rätlinjig isobar är r → ∞ och vinden kommer att vara geostrofisk. Geostrofisk vind är ett specialfall av gradientvind (vid С = 0). Med en liten krökningsradie (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
I anticyklonen: eller det vill säga i mitten av cyklonen och anticyklonen är den horisontella bariska gradienten lika med noll, det vill säga G = 0 som en källa till rörelse. Därför = 0. Gradientvinden är en approximation av den verkliga vinden i den fria atmosfären av en cyklon och anticyklon.
Gradientvindhastighet kan erhållas genom att lösa en andragradsekvation - i en cyklon: - i en anticyklon: krökning r ≤ 500 km) på den isobariska ytan används följande samband mellan gradient- och geostrofiska vindar: För cyklonkurvatur ≈ 0,7 För anticyklonkurvatur ≈ 1,
Med en stor krökning av isobarer nära jordens yta (1/ r) → ∞ (krökningsradie r ≤ 500 km): med cyklonisk krökning ≈ 0,7 med anticyklonisk krökning ≈ 0,3 medelkrökningsradie 500 km< r < 1000 км, — а также при большой кривизне изобар (r < 500 км) в быстро перемещающихся барических образованиях.
VINDENS LAG Förhållandet mellan ytvindens riktning och den horisontella bariska gradientens riktning formulerades på 1800-talet av den holländska vetenskapsmannen Bais-Ballo i form av en regel (lag). VINDENS LAG: Om man tittar nedåt, kommer lågtrycket att vara till vänster och något framåt, och högtrycket kommer att vara till höger och något bakom (på norra halvklotet). När man ritar isobarer på synoptiska kartor tar man hänsyn till vindens riktning: isobarens riktning erhålls genom att vrida vindpilen åt höger (medurs) med cirka 30 -45°.
RIKTIG VIND Verkliga luftrörelser är inte stationära. Därför skiljer sig egenskaperna hos den faktiska vinden nära jordytan från egenskaperna hos den geostrofiska vinden. Betrakta den verkliga vinden i form av två termer: V = + V ′ – ageostrofisk avvikelse u = + u ′ eller u ′ = u — v = + v ′ eller v ′ = v – Vi skriver rörelseekvationerna utan att ta hänsyn till ta hänsyn till friktionskraften:
FRIKTIONSKRAFTENS PÅVERKAN PÅ VINDEN Under påverkan av friktion är ytvindens hastighet i genomsnitt två gånger mindre än den geostrofiska vindens hastighet och dess riktning avviker från den geostrofiska mot den bariska gradienten. Den faktiska vinden avviker alltså nära jordytan från den geostrofiska till vänster på norra halvklotet och till höger på södra halvklotet. Ömsesidig kraftfördelning. Rätlinjiga isobarer
I en cyklon, under påverkan av friktion, avviker vindriktningen mot mitten av cyklonen, i en anticyklon, från anticyklonens centrum till periferin. På grund av friktionens påverkan avviker vindriktningen i ytskiktet från tangenten till isobaren mot lågtryck med en medelvinkel på cirka 30° (över havet med cirka 15°, över land med cirka 40-45° ).
VINDÄNDRING MED HÖJD Friktionskraften minskar med höjden. I atmosfärens gränsskikt (friktionsskikt) närmar sig vinden den geostrofiska vinden med höjd, som riktas längs isobaren. Med höjden kommer alltså vinden att öka och vända åt höger (på norra halvklotet) tills den riktas längs isobaren. Förändringen i vindhastighet och riktning med höjden i atmosfärens gränsskikt (1-1,5 km) kan representeras av en hodograf. En hodograf är en kurva som förbinder ändarna av vektorer som visar vinden på olika höjder och ritade från samma punkt. Denna kurva är en logaritmisk spiral som kallas Ekman-spiralen.
KARAKTERISTIKA PÅ DEN STRÖMELINJENS VINDFÄLT En strömlinje är en linje, vid varje punkt i vilken vindhastighetsvektorn är riktad tangentiellt vid ett givet ögonblick. Således ger de en uppfattning om strukturen av vindfältet vid en given tidpunkt (momentant hastighetsfält). Under gradient eller geostrofiska vindförhållanden kommer strömlinjer att sammanfalla med isobarer (isohypser). Den faktiska vindhastighetsvektorn i gränsskiktet är inte parallell med isobarer (isohypser). Därför korsar den verkliga vindens strömlinjer isobarerna (isohypser). När man ritar strömlinjer tas inte bara hänsyn till riktningen utan även vindens hastighet: ju högre hastighet, desto tätare är strömlinjerna.
Exempel på strömlinjer nära jordytan i en ytcyklon i en ytanticyklon i ett tråg i en ås
LUFTPARTIKLARBÅR Partikelbanor är vägarna för individuella luftpartiklar. Det vill säga, banan karakteriserar rörelsen av samma luftpartikel vid successiva tidpunkter. Partikelbanor kan approximeras från successiva synoptiska kartor. Banmetoden inom synoptisk meteorologi gör det möjligt att lösa två problem: 1) att bestämma varifrån en luftpartikel kommer att röra sig till en given punkt under en viss tidsperiod; 2) bestämma var luftpartikeln kommer att röra sig från en given punkt under en viss tidsperiod. Banor kan byggas på AT-kartor (oftare på AT-700) och på ytkartor. En grafisk metod för att beräkna banan med hjälp av en gradientlinjal används.
Ett exempel på att konstruera banan för en luftpartikel (varifrån partikeln kommer att röra sig) på en karta: A - prognospunkt; B är mitten av partikelbanan; C - banans startpunkt Med hjälp av den nedre delen av gradientlinjalen bestämmer avståndet mellan isohypserna hastigheten på den geostrofiska vinden (V, km/h). Linjalen appliceras med den nedre skalan (V, km/h) längs normalen till isohypsen ungefär i mitten av banan. På en skala (V , km/h) mellan två isohypser (vid skärningspunkten med den andra isohypsen) bestäm medelhastigheten V cp.
Gradientlinjal för latitud 60˚ Bestäm sedan partikelns väg under 12 timmar (S 12) vid en given överföringshastighet. Den är numeriskt lika med partikelöverföringshastigheten V h. Partikelns väg under 24 timmar är S 24 = 2· S 12; partikelns väg på 36 timmar är lika med S 36 = 3 · S 12 . På linjalens övre skala plottas partikelns väg från prognospunkten i motsatt riktning mot isohypsens riktning, med hänsyn till deras böjning.