ลมไล่ระดับคือลมจริงเมื่อลมเปลี่ยนแปลงตามความสูง นี่อาจจำเป็นในคำพูดของฉันเองหรือฉันไม่พบการปรากฏตัวของศูนย์กลางของประจุหิมะ
1. แนวคิดพื้นฐานและคำจำกัดความ
ค่าใช้จ่ายหิมะ (SNOW CHARGES) ตามพจนานุกรมอุตุนิยมวิทยาคลาสสิกที่รู้จักกันดี 1974 ฉบับ [ 1 ] - มันคือ: "... ชื่อของฝนระยะสั้นที่ตกหนักในรูปของหิมะ (หรือเม็ดหิมะ) จากเมฆคิวมูโลนิมบัสซึ่งมักมีหิมะตก"
และใน Meteoslovar - POGODA.BY อภิธานศัพท์ [ 2 ]: “ หิมะ "ค่าใช้จ่าย"- หิมะตกหนักมากพร้อมกับลมที่เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วในระหว่างทาง หิมะ "ค่าใช้จ่าย" บางครั้งติดตามกันในช่วงเวลาสั้น ๆ พวกมันมักจะเห็นหลังแนวพายุไซโคลนและแนวหน้าเย็นรอง อันตรายจาก "การชาร์จ" ของหิมะคือการมองเห็นลดลงอย่างรวดเร็วจนเกือบเป็นศูนย์เมื่อผ่านไป
นอกจากนี้ ปรากฏการณ์สภาพอากาศที่รุนแรงและอันตรายสำหรับการบินยังได้อธิบายไว้ในคู่มือการฝึกอบรมอิเล็กทรอนิกส์สมัยใหม่ "การบินและสภาพอากาศ" [ 3 ] เช่น: ฝนหิมะตกและหิมะตก) ซึ่งมีลักษณะดังนี้ "ภาพหิมะ" - โซนที่เคลื่อนที่อย่างรวดเร็วของหิมะที่รุนแรงมาก "ยุบ" อย่างแท้จริงของหิมะด้วยการมองเห็นที่ลดลงอย่างรวดเร็วซึ่งมักมาพร้อมกับพายุหิมะ (พายุหิมะ) ใกล้พื้นผิวโลก
ประจุหิมะเป็นปรากฏการณ์สภาพอากาศที่ทรงพลัง สว่าง และระยะสั้น (โดยปกติจะใช้เวลาเพียงไม่กี่นาที) ซึ่งตามสภาพอากาศที่เกิดขึ้น เป็นอันตรายอย่างยิ่ง ไม่เพียงแต่สำหรับเที่ยวบินของเครื่องบินเบาและเฮลิคอปเตอร์ที่ระดับความสูงต่ำเท่านั้น แต่ยังสำหรับ เครื่องบินทุกประเภท (เครื่องบิน) ในชั้นบรรยากาศชั้นล่างระหว่างที่เครื่องขึ้นและไต่ระดับแรก รวมทั้งในระหว่างการลงจอด ปรากฏการณ์นี้ดังที่เราจะเห็นด้านล่าง บางครั้งถึงกับทำให้เกิดอุบัติเหตุ (อุบัติเหตุ) เป็นสิ่งสำคัญที่ในขณะที่รักษาเงื่อนไขสำหรับการก่อตัวของหิมะปกคลุมในภูมิภาค ทางเดินของพวกเขาสามารถทำซ้ำได้ในที่เดียวกัน!
เพื่อปรับปรุงความปลอดภัยในเที่ยวบินของเครื่องบิน จำเป็นต้องวิเคราะห์สาเหตุของการเกิดหิมะตกและสภาพอุตุนิยมวิทยา แสดงตัวอย่างอุบัติเหตุที่เกี่ยวข้อง และพัฒนาคำแนะนำสำหรับเจ้าหน้าที่ควบคุมการบินและบริการอุตุนิยมวิทยาของเที่ยวบิน เพื่อหลีกเลี่ยงอุบัติเหตุหากเป็นไปได้ในเงื่อนไขทางหิมะ
2. การปรากฏตัวของจุดศูนย์กลางของประจุหิมะ
เนื่องจากก้อนหิมะที่อันตรายที่สุดที่เป็นปัญหานั้นไม่ธรรมดา ดังนั้นเพื่อให้เข้าใจถึงปัญหา จึงเป็นสิ่งสำคัญที่นักบินทุกคนต้องมีแนวคิดที่ถูกต้อง (รวมถึงภาพ) เกี่ยวกับปรากฏการณ์ทางธรรมชาติอันทรงพลังนี้ ดังนั้นในตอนต้นของบทความจึงมีตัวอย่างวิดีโอของทางเดินทั่วไปของหิมะที่พุ่งเข้ามาใกล้พื้นผิวโลกสำหรับการดู
ข้าว. 1 ใกล้เขตชาร์จหิมะ เฟรมแรกจากวิดีโอดู: http://rutube.ru/video/728d027f45b8ae5356c962f70f40d6dd/
สำหรับผู้อ่านที่สนใจมีการเสนอวิดีโอตอนบางตอนของค่าใช้จ่ายหิมะใกล้โลกสำหรับการดู:
และอื่นๆ (ดูเครื่องมือค้นหาทางอินเทอร์เน็ต)
3. ขั้นตอนการก่อตัวของศูนย์ประจุหิมะ
จากมุมมองของสถานการณ์อุตุนิยมวิทยา สภาพทั่วไปของการเกิดพายุฤดูหนาวจะคล้ายกับที่เกิดขึ้นระหว่างการก่อตัวของศูนย์กลางฝนและพายุฝนฟ้าคะนองอันทรงพลังในฤดูร้อน - หลังจากการบุกรุกเย็นเกิดขึ้นและดังนั้น เงื่อนไขสำหรับการพาความร้อนแบบไดนามิกได้เกิดขึ้นแล้ว ในเวลาเดียวกัน เมฆคิวมูโลนิมบัสจะก่อตัวขึ้นอย่างรวดเร็ว ซึ่งทำให้มีฝนตกหนักในฤดูร้อนในรูปของฝนที่ตกหนัก (มักมีพายุฝนฟ้าคะนอง) และในฤดูหนาว - ในรูปของหิมะตกหนัก โดยปกติ สภาวะดังกล่าวในระหว่างการเคลื่อนตัวของอากาศเย็นจะสังเกตเห็นได้ที่ด้านหลังของพายุไซโคลน - ทั้งด้านหลังแนวหน้าเย็นและในโซนของแนวปะทะอากาศเย็นรอง (รวมถึงและใกล้บริเวณดังกล่าว)
ให้เราพิจารณาไดอะแกรมของโครงสร้างแนวตั้งทั่วไปของจุดศูนย์กลางของประจุหิมะในขั้นตอนการพัฒนาสูงสุด ซึ่งก่อตัวขึ้นภายใต้เมฆคิวมูโลนิมบัสภายใต้สภาวะการเคลื่อนตัวของความเย็นในฤดูหนาว
ข้าว. 2 รูปแบบทั่วไปของส่วนแนวตั้งของจุดศูนย์กลางของประจุหิมะในขั้นตอนการพัฒนาสูงสุด (A, B, C - คะแนน AP ดูวรรค 4 ของบทความ)
แผนภาพแสดงให้เห็นว่าฝนตกหนักอย่างเข้มข้นที่ตกลงมาจากเมฆคิวมูโลนิมบัส "กัก" อากาศ ส่งผลให้มีกระแสลมไหลลงอย่างแรง ซึ่งเมื่อเข้าใกล้พื้นผิวโลก "กระจาย" ออกจากแหล่งกำเนิด ทำให้เกิดลมใกล้โลกเพิ่มขึ้นอย่างไม่เป็นระเบียบ ( ส่วนใหญ่ - ในทิศทางของการเคลื่อนที่ของโฟกัสดังในแผนภาพ) ปรากฏการณ์ที่คล้ายคลึงกันของการไหลของอากาศที่ถูก "กัก" ลงโดยการตกตะกอนของของเหลวที่ตกลงมาในฤดูร้อนเช่นกัน ทำให้เกิด "ลมกระโชก" (โซนพายุ) ที่เกิดขึ้นเป็นจังหวะก่อนพายุฝนฟ้าคะนองที่กำลังเคลื่อนตัว—ดูเอกสารประกอบการ กันลม [4].
ดังนั้นในโซนทางผ่านของการโฟกัสที่เข้มข้นของหิมะปรากฏการณ์สภาพอากาศต่อไปนี้เป็นอันตรายต่อการบินซึ่งเต็มไปด้วยอุบัติเหตุสามารถคาดหวังได้ในชั้นล่างของบรรยากาศ: กระแสลมจากมากไปน้อยที่ทรงพลังลมพายุที่เพิ่มขึ้นใกล้โลก , และบริเวณที่ทัศนวิสัยเสื่อมอย่างรุนแรงในหิมะตก. ให้เราพิจารณาแยกต่างหากจากปรากฏการณ์สภาพอากาศที่มีหิมะตกหนัก (ดูย่อหน้าที่ 3.1, 3.2, 3.3)
3.1 กระแสลมแรงจากมากไปน้อยที่อยู่ตรงกลางของหิมะที่พุ่งเข้าใส่
ดังที่ได้กล่าวไปแล้วในชั้นขอบเขตของบรรยากาศสามารถสังเกตกระบวนการของการก่อตัวของพื้นที่ที่มีกระแสลมแรงจากมากไปน้อยซึ่งเกิดจากการตกตะกอนที่รุนแรงได้ [4] กระบวนการนี้เกิดจากการขึ้นของอากาศโดยการตกตะกอน หากการตกตะกอนเหล่านี้มีองค์ประกอบขนาดใหญ่ที่มีอัตราการตกเพิ่มขึ้น และสังเกตความเข้มข้นสูงของการตกตะกอนเหล่านี้ด้วย ("ความหนาแน่น" ขององค์ประกอบการตกตะกอนที่ลอยอยู่) นอกจากนี้ ในสถานการณ์เช่นนี้ สิ่งสำคัญคือต้องสังเกตผลกระทบของ "การแลกเปลี่ยน" ของมวลอากาศในแนวดิ่ง - กล่าวคือ การเกิดส่วนของการไหลของอากาศชดเชยที่ส่งตรงจากบนลงล่าง เนื่องจากการมีอยู่ของกระแสน้ำขึ้นระหว่างการพาความร้อน (รูปที่ 3) ซึ่งบริเวณที่มีการตกตะกอนจะทำหน้าที่เป็น "ทริกเกอร์" ของการแลกเปลี่ยนแนวตั้งอันทรงพลังนี้
ข้าว. 3 (นี่คือสำเนาของรูปที่ 3-8 จาก [ 4 ]) การก่อตัวของ downdraft ในระยะสุก b) กักขังโดยปริมาณน้ำฝน (กล่องสีแดง)
พลังของการไหลของอากาศที่ลดลงอันเนื่องมาจากการมีส่วนร่วมของฝนตกหนักที่ตกลงมานั้นขึ้นอยู่กับขนาดของอนุภาคที่ตกลงมา (องค์ประกอบ) ของการตกตะกอนโดยตรง อนุภาคขนาดใหญ่ของการตกตะกอน (Ø ≥5 มม.) มักจะตกที่ความเร็ว ≥10 ม./วินาที ดังนั้น เกล็ดหิมะเปียกขนาดใหญ่จึงพัฒนาความเร็วการตกสูงสุด เนื่องจากอาจมีขนาด > 5 มม. และไม่เหมือนกับหิมะแห้ง มี "ใบเรือ" ที่ต่ำกว่ามาก ผลกระทบที่คล้ายคลึงกันยังเกิดขึ้นในฤดูร้อนโดยเน้นที่การตกลูกเห็บอย่างแรง ซึ่งทำให้กระแสลมไหลลงอย่างแรง
ดังนั้นในใจกลางของหิมะที่ "เปียก" (สะเก็ด) "การจับ" ของอากาศโดยการตกตะกอนจะเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วซึ่งนำไปสู่การเพิ่มขึ้นของความเร็วของการไหลของอากาศที่ลดลงในการตกตะกอนซึ่งในกรณีนี้ไม่สามารถเข้าถึงได้เท่านั้น แต่ยังเกินค่า "ฤดูร้อน" ของพวกเขาเมื่อฝนตกหนัก ในกรณีนี้ ดังที่ทราบกันดีว่าความเร็วการไหลในแนวตั้งจาก 4 ถึง 6 m/s ถือว่า "แรง" และมากกว่า 6 ms ถือว่า "แรงมาก" [4]
เกล็ดหิมะเปียกขนาดใหญ่มักเกิดขึ้นที่อุณหภูมิอากาศเป็นบวกเล็กน้อย ดังนั้นจึงเห็นได้ชัดว่าพื้นหลังของอุณหภูมิดังกล่าวมีความแม่นยำซึ่งจะมีส่วนทำให้เกิดการไหลของอากาศที่แรงและแรงมากในประจุหิมะ
จากที่กล่าวมาจะเห็นได้ชัดเจนว่าในเขตของหิมะจะพุ่งเข้าสู่ขั้นตอนการพัฒนาสูงสุด (โดยเฉพาะอย่างยิ่งกับหิมะที่เปียกและอุณหภูมิอากาศเป็นบวก) การไหลของอากาศในแนวตั้งทั้งแรงและแรงมากสามารถเกิดขึ้นได้ อันตรายต่อเที่ยวบินของเครื่องบินทุกประเภท
3.2 ลมพายุใกล้โลกใกล้จุดศูนย์กลางของหิมะตก
การไหลของมวลอากาศจากมากไปน้อยซึ่งถูกกล่าวถึงในวรรค 3.1 ของบทความซึ่งเข้าใกล้พื้นผิวโลกตามกฎของพลศาสตร์ของแก๊สเริ่ม "ไหล" อย่างรวดเร็วในแนวนอนจากแหล่งกำเนิดในชั้นขอบเขตของบรรยากาศ (ขึ้น สูงหลายร้อยเมตร) ทำให้เกิดลมกระโชกแรงขึ้น ( รูปที่ 2)
ดังนั้นใกล้กับศูนย์กลางพายุใกล้โลกจึงเกิด "หน้ากระโชก" (หรือ "ลมกระโชก") - โซนพายุที่แพร่กระจายจากแหล่งกำเนิด แต่เป็น "อสมมาตร" ในแนวนอนที่สัมพันธ์กับตำแหน่งของแหล่งกำเนิดเนื่องจากมักจะเคลื่อนที่ใน ทิศทางเดียวกับการโฟกัสในแนวนอน (รูปที่ 4)
รูปที่ 4 โครงสร้างของหน้าลมกระโชก (ลมกระโชก) ที่ขยายจากแหล่งกำเนิดพายุในชั้นชั้นบรรยากาศของชั้นบรรยากาศในทิศทางของการเคลื่อนที่ของแหล่งกำเนิด
ลมกระโชก “ลมแรง” เช่นนี้มักจะปรากฏขึ้นอย่างกะทันหัน เคลื่อนที่ด้วยความเร็วสูงพอสมควร ผ่านบริเวณใดบริเวณหนึ่งในเวลาเพียงไม่กี่วินาที และมีลักษณะเฉพาะคือมีลมกระโชกแรงรุนแรง (15 ม./วินาที บางครั้งมากกว่านั้น) และเพิ่มขึ้นอย่างมาก ในความวุ่นวาย ลมกระโชกแรง “ถอยกลับ” จากขอบต้นทางเป็นกระบวนการที่เต้นเป็นจังหวะ (ไม่ว่าจะปรากฏขึ้นหรือหายไป) และในขณะเดียวกัน พายุที่อยู่ใกล้โลกที่เกิดจากด้านหน้านี้สามารถไปถึงระยะทางหลายกิโลเมตรจาก แหล่งที่มา (ในฤดูร้อนที่มีพายุฝนฟ้าคะนองรุนแรง - มากกว่า 10 กม.)
เห็นได้ชัดว่าพายุดังกล่าวใกล้โลกซึ่งเกิดจากการเคลื่อนตัวของลมกระโชกใกล้ต้นทางทำให้เกิดอันตรายอย่างใหญ่หลวงต่อเครื่องบินทุกประเภทที่บินในชั้นบรรยากาศซึ่งอาจทำให้เกิดอุบัติเหตุได้ ตัวอย่างของเส้นทางผ่านหน้าลมกระโชกแรงภายใต้เงื่อนไขของมีโซไซโคลนขั้วโลกและเมื่อมีหิมะปกคลุมจะได้รับการวิเคราะห์อุบัติเหตุเฮลิคอปเตอร์ในสฟาลบาร์ [5]
ในเวลาเดียวกันในสภาพอากาศหนาวเย็นมี "การเติม" น่านฟ้าที่มีเกล็ดหิมะบินอยู่ในพายุหิมะซึ่งทำให้ทัศนวิสัยลดลงอย่างรวดเร็วในเงื่อนไขเหล่านี้ (ดูด้านล่าง - วรรค 3.3 ของ บทความ).
3.3 ทัศนวิสัยลดลงอย่างรวดเร็วในหิมะและมีพายุหิมะใกล้โลก
อันตรายจากหิมะตกอยู่ที่ความจริงที่ว่าทัศนวิสัยในหิมะมักจะลดลงอย่างรวดเร็ว บางครั้งจนถึงจุดที่สูญเสียการมองเห็นไปเกือบหมดระหว่างการเดินทาง ขนาดของหิมะตกแตกต่างกันไปตั้งแต่หลายร้อยเมตรถึงหนึ่งกิโลเมตรหรือมากกว่านั้น
เมื่อลมแรงขึ้นใกล้โลกที่ขอบเขตของประจุหิมะโดยเฉพาะอย่างยิ่งใกล้แหล่งกำเนิด - ในบริเวณหน้าลมกระโชกใกล้โลก "พายุหิมะ" ที่เคลื่อนไหวอย่างรวดเร็วเกิดขึ้นเมื่อสามารถอยู่ในอากาศใกล้โลกได้ นอกจากหิมะที่รุนแรงตกลงมาจากด้านบนแล้ว หิมะยังทำให้ลมพัดขึ้นจากผิวน้ำอีกด้วย (รูปที่ 5)
ข้าว. 5 หิมะโปรยปรายใกล้โลกใกล้กับหิมะตก
ดังนั้น สภาวะของพายุหิมะที่อยู่ใกล้โลกจึงมักเป็นสถานการณ์ที่สูญเสียการวางแนวเชิงพื้นที่โดยสิ้นเชิงและทัศนวิสัยเพียงไม่กี่เมตรเท่านั้น ซึ่งเป็นอันตรายอย่างยิ่งต่อการขนส่งทุกรูปแบบ (ทั้งบนบกและในอากาศ) และในสภาวะเหล่านี้ โอกาสเกิดอุบัติเหตุมีสูง ยานพาหนะภาคพื้นดินในพายุหิมะสามารถหยุดและ "รอ" เงื่อนไขฉุกเฉินดังกล่าว (ซึ่งมักเกิดขึ้น) แต่เครื่องบินถูกบังคับให้เคลื่อนที่ต่อไป และในสถานการณ์ที่สูญเสียการมองเห็นโดยสิ้นเชิง สิ่งนี้จะกลายเป็นอันตรายอย่างยิ่ง!
สิ่งสำคัญคือต้องรู้ว่าในช่วงพายุหิมะใกล้แหล่งกำเนิดหิมะ โซนเคลื่อนที่ของการสูญเสียการมองเห็นในระหว่างการเคลื่อนตัวของพายุหิมะใกล้โลกนั้นค่อนข้างจำกัดในอวกาศ และโดยปกติเพียง 100–200 ม. (ไม่บ่อยนัก) เพิ่มเติม) และนอกเขตพายุหิมะ ทัศนวิสัยมักจะดีขึ้น
ทัศนวิสัยระหว่างชั้นหิมะจะดีขึ้น ดังนั้นจึงอยู่ห่างจากชั้นหิมะ - บ่อยครั้งแม้จะอยู่ห่างจากมันหลายร้อยเมตรและไกลออกไป หากไม่มีพายุหิมะใกล้เข้ามา โซนหิมะก็สามารถเห็นได้ในรูปแบบของ "เสาหิมะ" ที่กำลังเคลื่อนไหว นี่เป็นสิ่งสำคัญมากสำหรับการตรวจจับด้วยสายตาอย่างรวดเร็วของโซนเหล่านี้และ "บายพาส" ที่ประสบความสำเร็จ - เพื่อความปลอดภัยในการบินและแจ้งเตือนลูกเรือของเครื่องบิน! นอกจากนี้ เรดาร์อุตุนิยมวิทยาสมัยใหม่จะตรวจจับและติดตามเขตที่มีหิมะตกได้ดี ซึ่งควรใช้เพื่อให้การสนับสนุนด้านอุตุนิยมวิทยาสำหรับเที่ยวบินรอบบริเวณสนามบินในสภาวะเหล่านี้
4. ประเภทของอุบัติเหตุที่มีค่าใช้จ่ายหิมะ
เห็นได้ชัดว่าเครื่องบินตกในสภาพหิมะในเที่ยวบินประสบปัญหาสำคัญในการรักษาความปลอดภัยในเที่ยวบิน ซึ่งบางครั้งนำไปสู่การเกิดอุบัติเหตุที่เกี่ยวข้อง ให้เราพิจารณา AP ทั่วไปสามตัวที่เลือกสำหรับบทความเพิ่มเติม - นี่คือกรณีใน t.t. เอ บี ซี (พวกมันถูกทำเครื่องหมายในรูปที่ 2) บนไดอะแกรมทั่วไปของจุดศูนย์กลางของประจุหิมะในขั้นตอนการพัฒนาสูงสุด
แต่) เมื่อวันที่ 19 กุมภาพันธ์ พ.ศ. 2520 ใกล้หมู่บ้านทาปาเอสโตเนีย SSR เครื่องบิน AN-24T เมื่อลงจอดที่สนามบินทหารกำลังอยู่บนเส้นทางร่อนหลังจากผ่าน DPRM (เครื่องหมายวิทยุอ้างอิงระยะไกล) แล้ว ที่ระดับความสูงประมาณ 100 เมตรเหนือทางวิ่ง (รันเวย์) ตกลงไปในหิมะที่มีกำลังแรงในสภาพที่สูญเสียการมองเห็นโดยสิ้นเชิง ในเวลาเดียวกัน เครื่องบินสูญเสียความสูงอย่างกะทันหันและฉับพลัน อันเป็นผลมาจากการที่เครื่องบินแตะปล่องไฟสูงและตกลงมาทั้ง 21 คน บนเครื่องบินถูกฆ่าตาย
อุบัติเหตุครั้งนี้เกิดขึ้นอย่างชัดเจนเมื่อเครื่องบินชนกับ ปลายน้ำ ในหิมะ ในระดับหนึ่ง เหนือพื้นผิวโลก
ที่) 20 มกราคม 2554 เฮลิคอปเตอร์ เช่น - 335 ชมรม-04109 ใกล้ทะเลสาบ Sukhodolskoye เขต Priozersky เขตเลนินกราด บินที่ระดับความสูงต่ำและในทัศนวิสัยของโลก (ตามไฟล์กรณี) สถานการณ์อุตุนิยมวิทยาทั่วไปในกรณีนี้ตามบริการอุตุนิยมวิทยามีดังนี้: การบินของเฮลิคอปเตอร์นี้ดำเนินการในสภาพพายุหมุนของสภาพอากาศที่มีเมฆมากโดยมีฝนตกหนักและการมองเห็นลดลงในด้านหลังของหน้าหนาวรอง ... สังเกตการตกตะกอนในรูปของหิมะกับฝนโดยมีปัจเจกบุคคล เขตฝนตก . ภายใต้เงื่อนไขเหล่านี้ ระหว่างการบิน เฮลิคอปเตอร์ "ข้าม" ศูนย์กลางของฝนที่ตกหนัก (มองเห็นได้) แต่เมื่อพยายามที่จะลงมา จู่ ๆ เฮลิคอปเตอร์ก็ชน "ขอบ" ของหิมะ สูญเสียระดับความสูงอย่างกะทันหันและตกลงสู่พื้น เมื่อลมเพิ่มขึ้นใกล้โลกในพายุหิมะ โชคดีที่ไม่มีใครเสียชีวิต แต่เฮลิคอปเตอร์ได้รับความเสียหายอย่างร้ายแรง
สภาพของสภาพอากาศจริงที่จุดเกิดเหตุ (ตามระเบียบการสอบสวนพยานและเหยื่อ): “... สิ่งนี้เกิดขึ้นต่อหน้าฝนในรูปแบบของหิมะและฝน ... ในการเร่งรัดแบบผสม .. . ซึ่งทำให้ทัศนวิสัยในแนวนอนแย่ลง ในบริเวณที่มีหิมะตกหนัก …..” อุบัติเหตุนี้เกิดขึ้นอย่างชัดเจนใน t ตามรูปที่ 2 คือ ในสถานที่ใกล้แนวแนวดิ่งของเขตหิมะที่ก่อตัวขึ้นแล้ว พายุหิมะ
จาก) 6 เมษายน 2555 เฮลิคอปเตอร์ "Agusta" ที่ทะเลสาบ Yanisyarvi เขต Sortavalsky ของ Karelia เมื่อบินที่ระดับความสูงถึง 50 เมตรในสภาพที่สงบและมีทัศนวิสัยของโลกในระยะทางประมาณ 1 กม. จากจุดศูนย์กลางของหิมะ (ลูกเรือมองเห็นจุดศูนย์กลาง) มีประสบการณ์ ความปั่นป่วนในพายุหิมะที่บินใกล้โลกและเฮลิคอปเตอร์ที่สูญเสียระดับความสูงอย่างรวดเร็วก็กระแทกพื้น โชคดีที่ไม่มีใครเสียชีวิต เฮลิคอปเตอร์ได้รับความเสียหาย
การวิเคราะห์สภาพของอุบัติเหตุครั้งนี้แสดงให้เห็นว่าการบินเกิดขึ้นในร่องพายุไซโคลนใกล้กับแนวหน้าเย็นจัดและรุนแรงที่ใกล้เข้ามาอย่างรวดเร็ว และอุบัติเหตุเกิดขึ้นเกือบจะในโซนด้านหน้าสุดใกล้โลก ข้อมูลไดอารี่สภาพอากาศระหว่างทางผ่านของแนวรบด้านนี้ผ่านเขตสนามบินแสดงให้เห็นว่าระหว่างทางที่เคลื่อนเข้าใกล้โลก มีการสังเกตกลุ่มเมฆคิวมูโลนิมบัสอันทรงพลังและปริมาณน้ำฝนที่ตกหนัก (หิมะที่ตกหนัก) และพบว่ามีลมแรงใกล้โลกถึง 16 เมตร/วินาที
ดังนั้นจึงเห็นได้ชัดว่าอุบัติเหตุครั้งนี้เกิดขึ้นแม้ว่าจะอยู่นอกหิมะเองซึ่งเฮลิคอปเตอร์ไม่ได้ชน แต่จบลงในพื้นที่ที่มีหิมะตกอย่างกระทันหันและ "ระเบิด" ที่ความเร็วสูงซึ่งเกิดจากพายุหิมะที่อยู่ห่างไกล . ดังนั้นจึงมีการขว้างเฮลิคอปเตอร์ในเขตปั่นป่วนของหน้าลมกระโชกเมื่อหิมะถล่ม ในรูปที่ 2 นี่คือจุด C - โซนด้านนอกของขอบเขตพายุหิมะ "ย้อนกลับ" เป็นหน้าลมกระโชกใกล้โลกจากแหล่งกำเนิดของหิมะ เพราะเหตุนี้, และสำคัญมากว่าเขตชาร์จหิมะเป็นอันตรายต่อเที่ยวบิน ไม่เพียงแต่ภายในโซนนี้เองแต่ยังอยู่ห่างจากมันเป็นระยะทางหลายกิโลเมตร - เกินขอบเขตของการตกของหิมะพุ่งเข้าหาโลกซึ่งลมกระโชกแรงที่เกิดจากจุดศูนย์กลางของหิมะที่ใกล้ที่สุดและทำให้เกิดพายุหิมะ "เร่ง" ได้!
5. ข้อสรุปทั่วไป
ในฤดูหนาวในเขตทางผ่านของแนวหน้าบรรยากาศหนาวเย็นหลายประเภทใกล้พื้นผิวโลกและทันทีหลังจากที่พวกมันผ่านไป เมฆคิวมูโลนิมบัสมักจะปรากฏขึ้นและศูนย์กลางของปริมาณน้ำฝนที่เป็นของแข็งจะเกิดขึ้นในรูปแบบของหิมะตกหนัก (รวมถึง "เกล็ดหิมะ") เม็ดหิมะ หิมะโปรยปรายหรือหิมะตกและมีฝนโปรยปราย เมื่อหิมะตกหนัก ทัศนวิสัยที่ลดลงอย่างรวดเร็วอาจเกิดขึ้นได้ จนถึงการสูญเสียการมองเห็นโดยสมบูรณ์ โดยเฉพาะอย่างยิ่งในพายุหิมะ (ที่มีลมแรงขึ้น) ใกล้พื้นผิวโลก
ด้วยความรุนแรงอย่างมีนัยสำคัญของกระบวนการเกิดฝนตกหนักเช่น ด้วย "ความหนาแน่น" ที่สูงของการตกหล่นขององค์ประกอบในโฟกัส และด้วยขนาดที่เพิ่มขึ้นขององค์ประกอบที่เป็นของแข็งที่ตกลงมา (โดยเฉพาะ "เปียก") อัตราการตกขององค์ประกอบจะเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว ด้วยเหตุผลนี้ จึงเกิดผลกระทบอันทรงพลังของ "การขึ้นรถไฟ" ของอากาศโดยการตกตะกอน อันเป็นผลมาจากการที่อากาศไหลลงอย่างแรงสามารถเกิดขึ้นได้ในบริเวณศูนย์กลางของหยาดน้ำฟ้าดังกล่าว
มวลอากาศในกระแสลมด้านล่างที่มีต้นกำเนิดจากแหล่งกำเนิดของปริมาณน้ำฝนที่เป็นของแข็งเข้าใกล้พื้นผิวโลกเริ่มที่จะ "กระจาย" ออกจากแหล่งกำเนิดโดยส่วนใหญ่ไปในทิศทางของการเคลื่อนที่ของแหล่งกำเนิดทำให้เกิดเขตพายุหิมะที่กระจายอย่างรวดเร็วเป็นเวลาหลาย กิโลเมตรจากขอบเขตของแหล่งกำเนิด - คล้ายกับฤดูร้อน หน้าลมกระโชกที่เกิดขึ้นใกล้กับศูนย์กลางพายุฝนฟ้าคะนองในฤดูร้อนอันทรงพลัง ในเขตของพายุหิมะในระยะสั้นดังกล่าว นอกเหนือไปจากความเร็วลมที่สูงแล้ว ยังสามารถมองเห็นความปั่นป่วนรุนแรงได้อีกด้วย
ดังนั้นขนนกหิมะจึงเป็นอันตรายต่อเที่ยวบินของเครื่องบินเนื่องจากสูญเสียการมองเห็นอย่างรวดเร็วในการเร่งรัดเช่นเดียวกับ downdrafts ที่รุนแรงในขนนกหิมะเองเช่นเดียวกับพายุหิมะใกล้แหล่งกำเนิดใกล้พื้นผิวโลกซึ่งเต็มไปด้วยอุบัติเหตุที่เกี่ยวข้องใน โซนชั้นหิมะ
ในการเชื่อมต่อกับอันตรายร้ายแรงของค่าใช้จ่ายหิมะสำหรับการบินเพื่อหลีกเลี่ยงอุบัติเหตุที่เกิดจากพวกเขาจำเป็นต้องปฏิบัติตามคำแนะนำหลายประการอย่างเคร่งครัดสำหรับทั้งเจ้าหน้าที่ควบคุมการบินและพนักงานปฏิบัติการของการสนับสนุนอุทกอุตุนิยมวิทยาสำหรับ การบิน. คำแนะนำเหล่านี้ได้รับจากการวิเคราะห์อุบัติเหตุและวัสดุที่เกี่ยวข้องกับประจุหิมะในบรรยากาศที่ต่ำกว่าในบริเวณสนามบิน และการใช้งานจะช่วยลดโอกาสเกิดอุบัติเหตุในพื้นที่ที่มีหิมะตก
สำหรับพนักงานกรมอุตุนิยมวิทยา เพื่อให้แน่ใจว่าการดำเนินงานของสนามบินในสภาพอากาศที่เอื้อต่อการเกิดหิมะตกในบริเวณสนามบินจำเป็นต้องรวมอยู่ในการกำหนดข้อมูลสนามบินเกี่ยวกับความเป็นไปได้ของการปรากฏตัวของหิมะ ค่าใช้จ่ายในพื้นที่สนามบินและระยะเวลาน่าจะเป็นของปรากฏการณ์นี้ นอกจากนี้ จำเป็นต้องรวมข้อมูลนี้ในการปรึกษาหารือกับลูกเรือของเครื่องบินในช่วงเวลาที่เหมาะสมซึ่งคาดว่าจะมีหิมะตก
ในช่วงระยะเวลาที่คาดการณ์ว่าจะมีหิมะตกในบริเวณสนามบินผู้พยากรณ์มีหน้าที่ระบุลักษณะที่แท้จริงของประจุหิมะจำเป็นต้องตรวจสอบข้อมูลที่เขามีจากเรดาร์อุตุนิยมวิทยาเช่นเดียวกับ ขอบริการจัดส่งเป็นประจำ (ตามข้อมูลภาพจากหอควบคุม - หอควบคุม บริการสนามบินและข้อมูลจากด้านข้าง VS) เกี่ยวกับลักษณะที่ปรากฏจริงของกระเป๋าของหิมะชาร์จในบริเวณสนามบิน
เมื่อได้รับข้อมูลเกี่ยวกับหิมะที่เกิดขึ้นจริงในบริเวณสนามบิน ให้เตรียมการเตือนพายุที่เหมาะสมทันที และส่งไปยังบริการควบคุมสนามบิน และป้อนข้อมูลนี้ในการแจ้งเตือนสภาพอากาศออกอากาศสำหรับลูกเรือของเครื่องบินที่ตั้งอยู่ในเขตสนามบิน
บริการควบคุมการจราจรทางอากาศ ในช่วงเวลาที่นักพยากรณ์อากาศคาดการณ์ว่าจะมีหิมะตกในบริเวณสนามบิน ควรตรวจสอบการปรากฏตัวของหิมะตกตามข้อมูลเรดาร์ การสังเกตด้วยสายตาของหอควบคุม ข้อมูลจากบริการสนามบินและลูกเรือของเครื่องบิน
ในกรณีที่กองหิมะปรากฏจริงในบริเวณสนามบิน ควรแจ้งให้ผู้พยากรณ์ทราบเกี่ยวกับเรื่องนี้ และหากมีข้อมูลที่เหมาะสม ให้แจ้งข้อมูลเกี่ยวกับตำแหน่งของกองหิมะบนลานร่อนโดยพลัน และบนเส้นทางปีนหลังจากขึ้นเครื่องระหว่างที่เครื่องขึ้นควรเริ่มต้น จำเป็นต้องแนะนำลูกเรือของเครื่องบินหากเป็นไปได้ เพื่อหลีกเลี่ยงไม่ให้เครื่องบินตกลงสู่เขตที่มีหิมะตก รวมทั้งพายุหิมะใกล้โลกในบริเวณใกล้เคียงกับหิมะที่ตก
ลูกเรือเครื่องบิน เมื่อบินในระดับความสูงต่ำและได้รับการแจ้งเตือนจากผู้ควบคุมเกี่ยวกับโอกาสหรือการปรากฏตัวของก้อนหิมะ คุณควรตรวจสอบการตรวจจับด้วยสายตาในเที่ยวบินอย่างระมัดระวัง
เมื่อตรวจพบก้อนหิมะในเที่ยวบินในชั้นล่างของบรรยากาศ ถ้าเป็นไปได้ จำเป็นต้อง "ไปรอบๆ" และหลีกเลี่ยงการเข้าไปในนั้นโดยปฏิบัติตามกฎ: ห้ามเข้า ห้ามเข้าใกล้ ออกไป .
ควรแจ้งให้ผู้มอบหมายงานทราบทันทีเกี่ยวกับการตรวจจับปริมาณหิมะในกระเป๋า ในเวลาเดียวกัน หากเป็นไปได้ ควรประเมินตำแหน่งของจุดศูนย์กลางของประจุหิมะและพายุหิมะ ความรุนแรง ขนาด และทิศทางการเคลื่อนตัว
ในสถานการณ์เช่นนี้ ค่อนข้างยอมรับได้ที่จะปฏิเสธที่จะบินขึ้นและ/หรือลงจอดเนื่องจากการตรวจจับแหล่งที่มาของหิมะตกหนักหรือพายุหิมะที่ตรวจพบในเส้นทางข้างหน้าของเครื่องบิน
วรรณกรรม
- Khromov S.P. , Mamontova L.I. พจนานุกรมอุตุนิยมวิทยา Gidrometeotzdat, 1974.
- พจนานุกรมอุตุนิยมวิทยา - อภิธานศัพท์ศัพท์อุตุนิยมวิทยา POGODA.BY http://www.pogoda.by/glossary/?nd=16
- Glazunov V.G. การบินและสภาพอากาศ หนังสือเรียนอิเล็กทรอนิกส์ 2555.
- คู่มือลมแรงเฉือนระดับต่ำ Doc.9817 AN/449 ICAO International Civil Aviation Organization, 2005. http://aviadocs.net/icaodocs/Docs/9817_cons_ru.pdf
- Glazunov V.G. การตรวจสอบอุตุนิยมวิทยาของ Mi-8MT ตกที่ลานจอดเฮลิคอปเตอร์ Barentsburg (Svalbard) เมื่อวันที่ 30 มีนาคม 2551
- ระบบเรดาร์อุตุนิยมวิทยาอัตโนมัติ METEOR-METEO-CELL สถาบันอุตุนิยมวิทยาเรดาร์ ZAO (IRAM)
ผู้มาใหม่ในการแล่นเรือยอทช์หลายคนเคยได้ยินเกี่ยวกับ "กฎหมายหมวกเบสบอล" ซึ่งใช้ในทางใดทางหนึ่งโดยลูกเรือที่มีประสบการณ์ในการเดินเรือทางทะเล ควรจะกล่าวไว้ล่วงหน้าว่ากฎหมายฉบับนี้ไม่มีส่วนเกี่ยวข้องกับเครื่องสวมศีรษะหรืออุปกรณ์ทางทะเลโดยทั่วไป “กฎของหมวกเบสบอล” ในคำแสลงทางทะเลเป็นกฎของลม ซึ่งค้นพบในคราวเดียวโดยคริสโตเฟอร์ บายส์-บัลโล สถาบันวิทยาศาสตร์แห่งจักรวรรดิเซนต์ปีเตอร์สเบิร์ก ซึ่งมักเรียกกันในภาษาอังกฤษว่า Bais- บัตรลงคะแนน กฎข้อนี้อธิบายปรากฏการณ์ที่น่าสนใจ - เหตุใดลมในซีกโลกเหนือในพายุไซโคลนจึงหมุนตามเข็มนาฬิกา - นั่นคือไปทางขวา อย่าสับสนกับการหมุนของพายุไซโคลนซึ่งมวลอากาศหมุนทวนเข็มนาฬิกา!
นักวิชาการ H. H. Buys-Ballot
ซื้อ-ลงคะแนนและกฎหมายลมบาริก
Buys-Ballot เป็นนักวิทยาศาสตร์ชาวดัตช์ที่โดดเด่นในช่วงกลางศตวรรษที่ 19 ซึ่งศึกษาคณิตศาสตร์ ฟิสิกส์ เคมี แร่วิทยา และอุตุนิยมวิทยา แม้จะมีงานอดิเรกมากมาย แต่เขาก็มีชื่อเสียงในฐานะผู้ค้นพบกฎหมายซึ่งต่อมาได้รับการตั้งชื่อตามเขา Buys-Ballot เป็นหนึ่งในกลุ่มแรกที่นำความร่วมมืออย่างแข็งขันระหว่างนักวิทยาศาสตร์จากประเทศต่างๆ หล่อเลี้ยงแนวคิดของ World Academy of Sciences ในฮอลแลนด์ เขาได้สร้างสถาบันอุตุนิยมวิทยาและระบบเตือนภัยสำหรับพายุที่กำลังจะเกิดขึ้น เพื่อเป็นการยอมรับในบริการของเขาในด้านวิทยาศาสตร์โลก พร้อมด้วย Ampère, Darwin, Goethe และตัวแทนด้านวิทยาศาสตร์และศิลปะอื่น ๆ Buys-Ballot ได้รับเลือกเป็นสมาชิกต่างประเทศของ St. Petersburg Academy of Sciences
สำหรับกฎหมายที่แท้จริง (หรือ “กฎ”) ของ Bays-Ballot นั้น ถ้าพูดอย่างเคร่งครัดแล้ว การกล่าวถึงกฎหมายเกี่ยวกับลม barric ครั้งแรกนั้นเกิดขึ้นตั้งแต่ปลายศตวรรษที่ 18 ตอนนั้นเองที่ Brandis นักวิทยาศาสตร์ชาวเยอรมันได้ตั้งสมมติฐานทางทฤษฎีเกี่ยวกับการเบี่ยงเบนของลมที่สัมพันธ์กับเวกเตอร์ที่เชื่อมต่อบริเวณที่มีความดันสูงและต่ำ แต่เขาไม่สามารถพิสูจน์ทฤษฎีของเขาในทางปฏิบัติได้ ในช่วงกลางศตวรรษที่ 19 เท่านั้นที่นักวิชาการ Buys-Ballot สามารถสร้างความถูกต้องตามสมมติฐานของแบรนดิสได้ ยิ่งกว่านั้น เขาได้ทำมันอย่างหมดจด นั่นคือผ่านการสังเกตและการวัดทางวิทยาศาสตร์
สาระสำคัญของกฎหมาย Bays-Ballo
แท้จริงแล้ว "กฎหมาย Bays-Ballo" ซึ่งกำหนดโดยนักวิทยาศาสตร์ในปี พ.ศ. 2400 มีดังนี้: "ลมใกล้พื้นผิวยกเว้นละติจูดย่อยและเส้นศูนย์สูตร เบี่ยงเบนจากการไล่ระดับสีบาริกโดยมุมหนึ่งไปทางขวาและใน ทิศตะวันตกเฉียงใต้ - ไปทางซ้าย” ความลาดเอียงของ baric เป็นเวกเตอร์ที่แสดงการเปลี่ยนแปลงของความดันบรรยากาศในแนวนอนเหนือพื้นผิวทะเลหรือพื้นราบ
barric ลาด
หากคุณแปลกฎหมาย Bays-Ballo จากภาษาวิทยาศาสตร์ ก็จะออกมาเป็นแบบนี้ ในชั้นบรรยากาศของโลกมีพื้นที่ที่มีความกดอากาศสูงและต่ำอยู่เสมอ (เราจะไม่วิเคราะห์สาเหตุของปรากฏการณ์นี้ในบทความนี้เพื่อไม่ให้หลงทางในป่า) ส่งผลให้อากาศไหลจากบริเวณที่มีความกดอากาศสูงไปยังบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำ มีเหตุผลที่จะสมมติว่าการเคลื่อนไหวดังกล่าวควรเป็นเส้นตรง นี่คือทิศทางและแสดงเวกเตอร์ที่เรียกว่า "การไล่ระดับสีแบบบาริก"
แต่ที่นี่พลังของการเคลื่อนที่ของโลกรอบแกนของมันเข้ามามีบทบาท แม่นยำยิ่งขึ้น แรงเฉื่อยของวัตถุเหล่านั้นที่อยู่บนพื้นผิวโลก แต่ไม่ได้เชื่อมต่อด้วยการเชื่อมต่อที่แน่นหนากับนภาของโลก - "แรงโคริโอลิส" (เน้นที่ "และ" สุดท้าย!) วัตถุดังกล่าว ได้แก่ น้ำและอากาศในบรรยากาศ สำหรับน้ำนั้น สังเกตมานานแล้วว่าในซีกโลกเหนือ แม่น้ำที่ไหลเป็นแนวเส้นเมริเดียล (จากเหนือลงใต้) จะชะล้างฝั่งขวาออกไปมากกว่า ในขณะที่แม่น้ำทางซ้ายยังคงต่ำและค่อนข้างสม่ำเสมอ ในซีกโลกใต้ สิ่งที่ตรงกันข้ามคือความจริง นักวิชาการอีกคนของสถาบันวิทยาศาสตร์แห่งเซนต์ปีเตอร์สเบิร์ก Karl Maksimovich Baer สามารถอธิบายปรากฏการณ์นี้ได้ เขาได้รับกฎตามที่กระแสน้ำได้รับอิทธิพลจากแรงโคริโอลิส ไม่มีเวลาหมุนไปตามพื้นผิวแข็งของโลกน้ำที่ไหลด้วยความเฉื่อย "กด" กับฝั่งขวา (ในซีกโลกใต้ตามลำดับไปทางซ้าย) เป็นผลให้ล้างออกไป ที่น่าแปลกก็คือ กฎของแบร์ได้รับการกำหนดขึ้นในปี พ.ศ. 2500 เช่นเดียวกับกฎหมายเบย์ส-บัลโล
ในทำนองเดียวกัน ภายใต้การกระทำของแรงโคริโอลิส อากาศในชั้นบรรยากาศที่เคลื่อนที่จะถูกเบี่ยงเบนไป ส่งผลให้ลมเริ่มเบี่ยงไปทางขวา ในกรณีนี้ อันเป็นผลมาจากการกระทำของแรงเสียดทาน มุมโก่งตัวอยู่ใกล้กับเส้นตรงในบรรยากาศอิสระและน้อยกว่าเส้นตรงใกล้พื้นผิวโลก เมื่อมองในทิศทางของลมพื้นผิว ความดันต่ำสุดในซีกโลกเหนือจะอยู่ทางซ้ายและไปข้างหน้าเล็กน้อย
ความเบี่ยงเบนในการเคลื่อนที่ของมวลอากาศในซีกโลกเหนือภายใต้อิทธิพลของการหมุนของโลก เวกเตอร์การไล่ระดับความกดอากาศต่ำจะแสดงเป็นสีแดง โดยชี้ตรงจากบริเวณความกดอากาศสูงไปยังบริเวณความกดอากาศต่ำ ลูกศรสีน้ำเงินคือทิศทางของแรงโคริโอลิส สีเขียว - ทิศทางการเคลื่อนที่ของลม เบี่ยงเบนภายใต้อิทธิพลของแรงโคริโอลิสจากการไล่ระดับแบบบาริก
การใช้กฎหมาย Bays-Ballo ในการเดินเรือทางทะเล
ความจำเป็นที่จะสามารถนำกฎนี้ไปใช้ในทางปฏิบัติได้แสดงให้เห็นในตำราหลายเล่มเกี่ยวกับการเดินเรือและการเดินเรือ โดยเฉพาะอย่างยิ่ง "พจนานุกรมทางทะเล" ของ Samoilov ซึ่งตีพิมพ์โดยคณะกรรมการประชาชนของกองทัพเรือในปี 1941 Samoilov ให้คำอธิบายโดยละเอียดเกี่ยวกับกฎความบาริกของลมที่เกี่ยวข้องกับการปฏิบัติการเดินเรือ คำแนะนำของเขาอาจถูกนำมาใช้โดยเรือยอชท์สมัยใหม่:
“... หากเรือตั้งอยู่ใกล้กับพื้นที่ของมหาสมุทรโลกซึ่งมักเกิดพายุเฮอริเคน จำเป็นต้องตรวจสอบการอ่านค่าบารอมิเตอร์ หากเข็มบารอมิเตอร์เริ่มลดลงและลมแรงขึ้น มีความเป็นไปได้สูงที่พายุเฮอริเคนจะเกิด ในกรณีนี้ จำเป็นต้องกำหนดทันทีว่าศูนย์กลางของพายุหมุนไปในทิศทางใด ในการทำเช่นนี้ลูกเรือใช้กฎ Base Ballo - หากคุณยืนหันหลังให้ลมศูนย์กลางของพายุเฮอริเคนจะตั้งอยู่ประมาณ 10 จุดทางด้านซ้ายของ jibe ในซีกโลกเหนือและเท่ากับ ขวา - ในซีกโลกใต้
จากนั้นคุณต้องพิจารณาว่าเรือตั้งอยู่ส่วนใดของพายุเฮอริเคน เพื่อระบุตำแหน่งโดยเร็วที่สุด เรือเดินสมุทรต้องล่องลอยในทันที และเรือไอน้ำต้องหยุดรถ หลังจากนั้นจึงจำเป็นต้องสังเกตการเปลี่ยนแปลงของลม หากทิศทางลมค่อยๆ เปลี่ยนจากซ้ายไปขวา (ตามเข็มนาฬิกา) แสดงว่าเรืออยู่ทางด้านขวาของเส้นทางพายุไซโคลน หากทิศทางลมเปลี่ยนทิศตรงกันข้ามให้ไปทางซ้าย ในกรณีที่ทิศทางลมไม่เปลี่ยนแปลงเลย เรือจะอยู่ในเส้นทางของพายุเฮอริเคนโดยตรง ในการเคลื่อนตัวออกจากศูนย์กลางของพายุเฮอริเคนในซีกโลกเหนือ คุณต้องทำดังต่อไปนี้:
* โอนเรือไปที่ตะปูกราบขวา;
* ในเวลาเดียวกัน ถ้าคุณอยู่ทางด้านขวาของศูนย์กลางของพายุไซโคลน คุณควรนอนในที่ที่ใกล้เข้ามา
* ถ้าอยู่ทางซ้ายหรือตรงกลางของการเคลื่อนไหว - ไปทางด้านหลัง
ในซีกโลกใต้ สิ่งที่ตรงกันข้ามคือความจริง ยกเว้นเมื่อเรืออยู่ในใจกลางของพายุไซโคลนที่กำลังเคลื่อนตัว จำเป็นต้องปฏิบัติตามหลักสูตรเหล่านี้จนกว่าเรือจะออกจากเส้นทางศูนย์กลางของพายุไซโคลนซึ่งสามารถกำหนดได้โดยบารอมิเตอร์ที่เริ่มขึ้น
และเว็บไซต์ของเราเขียนเกี่ยวกับกฎในการหลีกเลี่ยงพายุหมุนเขตร้อนในบทความ ""
24. กฎลมบาริก
ประสบการณ์ยืนยันว่าลมจริงที่อยู่ใกล้พื้นผิวโลกเสมอ (ยกเว้นละติจูดใกล้กับเส้นศูนย์สูตร) เบี่ยงเบนจากการไล่ระดับแบบบาริกด้วยมุมที่แหลมคมไปทางขวาในซีกโลกเหนือ และไปทางซ้ายในซีกโลกใต้ จากนี้ไปตามกฎบาริกของลมที่เรียกว่า: ถ้าในซีกโลกเหนือคุณยืนหันหลังให้ลมและหันหน้าไปทางที่ลมพัด ความดันต่ำสุดจะอยู่ทางซ้ายและอยู่ข้างหน้าบ้างและ แรงกดดันสูงสุดจะอยู่ทางด้านขวาและด้านหลังบ้าง
กฎข้อนี้พบเห็นได้ในครึ่งแรกของศตวรรษที่ 19 ฐาน Ballo และหมีชื่อของเขา ในทำนองเดียวกัน ลมจริงในบรรยากาศอิสระจะพัดเกือบตลอดแนวไอโซบาร์ ทำให้เกิดความกดอากาศต่ำ (ในซีกโลกเหนือ) ทางด้านซ้าย กล่าวคือ เบี่ยงเบนจากการไล่ระดับสีบาริกไปทางขวาโดยมุมใกล้กับมุมขวา บทบัญญัตินี้ถือได้ว่าเป็นการขยายกฎหมายลมบาริกไปสู่บรรยากาศอิสระ
กฎลมบาริกอธิบายคุณสมบัติของลมจริง ดังนั้น รูปแบบของการเคลื่อนที่ของอากาศ geostrophic และ gradient เช่น ภายใต้เงื่อนไขทางทฤษฎีอย่างง่าย เงื่อนไขเหล่านี้ส่วนใหญ่ได้รับการพิสูจน์ภายใต้สภาวะจริงที่ซับซ้อนกว่าของบรรยากาศจริง ในบรรยากาศอิสระ แม้จะมีรูปร่างผิดปกติของไอโซบาร์ แต่ทิศทางลมก็อยู่ใกล้กับไอโซบาร์ (ตามกฎแล้วจะเบี่ยงเบนไป 15-20°) และความเร็วของมันใกล้เคียงกับความเร็วของลมธรณีสโตรฟิก .
เช่นเดียวกับการเพิ่มความคล่องตัวในชั้นผิวของพายุไซโคลนหรือแอนติไซโคลน แม้ว่าเส้นแนวราบเหล่านี้ไม่ใช่เกลียวปกติทางเรขาคณิต แต่พวกมันมีลักษณะเป็นเกลียวในธรรมชาติและในพายุไซโคลนที่พวกมันมาบรรจบกันที่จุดศูนย์กลาง และในแอนติไซโคลนพวกมันจะแยกออกจากศูนย์กลาง
แนวหน้าในชั้นบรรยากาศถูกสร้างขึ้นอย่างต่อเนื่องในสภาวะดังกล่าวเมื่อมวลอากาศสองก้อนที่มีคุณสมบัติต่างกันตั้งอยู่ข้างกัน ในกรณีนี้ มวลอากาศทั้งสองนี้จะถูกคั่นด้วยเขตเปลี่ยนผ่านแคบๆ ที่เรียกว่าด้านหน้า ความยาวของโซนดังกล่าวคือหลายพันกิโลเมตร ความกว้างเพียงสิบกิโลเมตร โซนเหล่านี้มีความลาดเอียงเมื่อเทียบกับพื้นผิวโลกที่มีความสูงและสามารถลากขึ้นไปได้อย่างน้อยหลายกิโลเมตร และมักจะไปถึงชั้นสตราโตสเฟียร์ ในโซนด้านหน้า เมื่อเคลื่อนที่จากมวลอากาศหนึ่งไปยังอีกมวลหนึ่ง อุณหภูมิ ลม และความชื้นในอากาศจะเปลี่ยนไปอย่างมาก
แนวหน้าที่แยกมวลอากาศประเภทหลักตามภูมิศาสตร์เรียกว่าแนวรบหลัก แนวหน้าหลักระหว่างอากาศอาร์คติกและอากาศอบอุ่นเรียกว่าอาร์คติก ระหว่างอากาศเขตอบอุ่นและเขตร้อน - ขั้วโลก การแบ่งแยกระหว่างอากาศเขตร้อนและอากาศเส้นศูนย์สูตรไม่มีลักษณะของแนวหน้า ส่วนนี้เรียกว่าเขตบรรจบกันระหว่างเขตร้อน
ความกว้างของด้านหน้าในแนวนอนและความหนาในแนวตั้งนั้นเล็กเมื่อเทียบกับขนาดของมวลอากาศที่แยกจากกัน ดังนั้น ในอุดมคติของสภาพจริง จึงสามารถแสดงส่วนหน้าเป็นส่วนต่อประสานระหว่างมวลอากาศได้
ที่จุดตัดกับพื้นผิวโลก พื้นผิวส่วนหน้าก่อตัวเป็นแนวหน้า ซึ่งเรียกสั้นๆ ว่าด้านหน้าด้วย หากเราทำให้เขตหน้าผากในอุดมคติเป็นส่วนต่อประสาน ดังนั้นสำหรับปริมาณอุตุนิยมวิทยา มันจะเป็นพื้นผิวที่ไม่ต่อเนื่อง เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอย่างรวดเร็วและปริมาณอุตุนิยมวิทยาอื่นๆ ในเขตหน้าผากจะมีลักษณะของการกระโดดบนอินเทอร์เฟซ
พื้นผิวด้านหน้าเคลื่อนตัวในชั้นบรรยากาศอย่างเฉียงๆ (รูปที่ 5) หากมวลอากาศทั้งสองอยู่กับที่ อากาศอุ่นก็จะอยู่เหนือมวลอากาศเย็น และพื้นผิวด้านหน้าระหว่างทั้งสองจะเป็นแนวนอน ขนานกับพื้นผิวไอโซบาริกในแนวนอน เนื่องจากมวลอากาศเคลื่อนตัว พื้นผิวของส่วนหน้าสามารถคงอยู่และรักษาไว้ได้ โดยจะต้องเอียงไปที่พื้นผิวระดับและดังนั้น ถึงระดับน้ำทะเล
ข้าว. 5. พื้นผิวด้านหน้าในแนวตั้ง
ทฤษฎีพื้นผิวหน้าผากแสดงให้เห็นว่ามุมเอียงขึ้นอยู่กับความเร็ว ความเร่ง และอุณหภูมิของมวลอากาศ ตลอดจนละติจูดทางภูมิศาสตร์และความเร่งของการตกอย่างอิสระ ทฤษฎีและประสบการณ์แสดงให้เห็นว่ามุมเอียงของพื้นผิวด้านหน้ากับพื้นผิวโลกนั้นเล็กมาก ตามลำดับนาทีของส่วนโค้ง
แต่ละบุคคลในชั้นบรรยากาศไม่มีอยู่อย่างไม่มีกำหนด แนวหน้าเกิดขึ้นอย่างต่อเนื่อง คมชัด เบลอ และหายไป เงื่อนไขสำหรับการก่อตัวของแนวรบมักจะมีอยู่ในบางส่วนของบรรยากาศเสมอ ดังนั้นแนวรบจึงไม่ใช่อุบัติเหตุที่หายาก แต่เป็นลักษณะคงที่ของบรรยากาศในชีวิตประจำวัน
กลไกปกติสำหรับการก่อตัวของแนวหน้าในชั้นบรรยากาศคือจลนศาสตร์: ด้านหน้าเกิดขึ้นในทุ่งของการเคลื่อนที่ของอากาศที่นำอนุภาคอากาศที่มีอุณหภูมิต่างกัน (และคุณสมบัติอื่น ๆ มารวมกัน)
ในด้านการเคลื่อนที่ การไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนจะเพิ่มขึ้น และสิ่งนี้นำไปสู่การก่อตัวของด้านหน้าที่แหลมคม แทนที่จะเป็นการเปลี่ยนแปลงทีละน้อยระหว่างมวลอากาศ กระบวนการสร้างด้านหน้าเรียกว่า frontogenesis ในทำนองเดียวกัน ในสนามเคลื่อนไหวที่เคลื่อนอนุภาคอากาศออกจากกัน หน้าที่มีอยู่แล้วอาจเบลอได้ กล่าวคือ เปลี่ยนเป็นโซนการเปลี่ยนแปลงที่กว้างและการไล่ระดับขนาดใหญ่ของค่าอุตุนิยมวิทยาที่มีอยู่ในนั้นโดยเฉพาะอุณหภูมิจะถูกทำให้เรียบ
ในบรรยากาศจริงแนวรบไม่ขนานกับกระแสลม ลมด้านหน้าทั้งสองข้างมีส่วนประกอบปกติที่ด้านหน้า ดังนั้นแนวรบจึงไม่อยู่ในตำแหน่งเดิม แต่เคลื่อนไหว
ด้านหน้าสามารถเคลื่อนไปทางอากาศที่เย็นกว่าหรือไปยังอากาศที่อุ่นกว่า หากแนวหน้าเคลื่อนเข้าใกล้พื้นสู่อากาศที่เย็นกว่า หมายความว่าลิ่มของลมเย็นลดระดับลงและพื้นที่ที่ว่างโดยลมอุ่นจะพัดพาไป หน้าแบบนี้เรียกว่าหน้าอุ่น การเคลื่อนตัวผ่านจุดสังเกตทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงมวลอากาศเย็นเป็นมวลอุ่น ส่งผลให้อุณหภูมิเพิ่มขึ้นและการเปลี่ยนแปลงบางอย่างของปริมาณอุตุนิยมวิทยาอื่นๆ
หากแนวหน้าเคลื่อนเข้าหาลมอุ่น หมายความว่าลิ่มลมเย็นเคลื่อนไปข้างหน้า ลมอุ่นที่อยู่ด้านหน้ากำลังลดระดับลง และลิ่มเย็นเคลื่อนตัวขึ้นไปข้างบนด้วย หน้าดังกล่าวเรียกว่าหน้าเย็น มวลอากาศอุ่นจะถูกแทนที่ด้วยมวลอากาศเย็น อุณหภูมิลดลง และปริมาณอุตุนิยมวิทยาอื่นๆ ก็เปลี่ยนแปลงไปอย่างมากเช่นกัน
ในบริเวณแนวหน้า (หรืออย่างที่พวกเขาพูดกันโดยทั่วไปว่าบนพื้นผิวด้านหน้า) ส่วนประกอบแนวตั้งของความเร็วลมจะเกิดขึ้น ที่สำคัญที่สุดคือกรณีที่เกิดขึ้นบ่อยครั้งโดยเฉพาะเมื่ออากาศอุ่นอยู่ในสถานะเคลื่อนขึ้นด้านบนตามลำดับ กล่าวคือ เมื่อเคลื่อนที่ขึ้นเหนือลิ่มอากาศเย็นพร้อมกันกับการเคลื่อนไหวในแนวนอน ด้วยเหตุนี้การพัฒนาระบบเมฆเหนือพื้นผิวด้านหน้าซึ่งมีการตกตะกอนจึงเชื่อมต่อกัน
ที่ด้านหน้าอันอบอุ่น การเคลื่อนที่ขึ้นด้านบนจะครอบคลุมชั้นของลมอุ่นอันทรงพลังทั่วพื้นผิวด้านหน้าทั้งหมด ความเร็วแนวตั้งที่นี่มีค่าเท่ากับ 1 ... 2 ซม. / วินาทีด้วยความเร็วแนวนอนหลายสิบเมตรต่อวินาที ดังนั้นการเคลื่อนที่ของลมอุ่นจึงมีลักษณะของการเลื่อนขึ้นไปตามพื้นผิวด้านหน้า
การเลื่อนขึ้นไม่เพียงเกี่ยวข้องกับชั้นของอากาศที่อยู่ติดกับพื้นผิวด้านหน้าในทันทีเท่านั้น แต่ยังรวมถึงชั้นที่อยู่ด้านบนทั้งหมดด้วย ซึ่งมักจะขึ้นไปจนถึงโทรโพพอส เป็นผลให้ระบบที่กว้างขวางของ cirrostratus, altostratus - เมฆ nimbostratus เกิดขึ้นจากการตกตะกอนที่กว้างขวาง ในกรณีของแนวหน้าเย็น การเคลื่อนขึ้นของลมอุ่นจะถูกจำกัดให้อยู่ในโซนที่แคบกว่า แต่ความเร็วในแนวตั้งนั้นมากกว่าการเคลื่อนตัวของลมร้อนอย่างมาก และพวกมันจะแข็งแกร่งเป็นพิเศษเมื่ออยู่หน้าลิ่มเย็นที่ซึ่งอากาศอุ่นอยู่ ถูกแทนที่ด้วยอากาศเย็น มันถูกครอบงำด้วยเมฆคิวมูโลนิมบัสที่มีฝนโปรยปรายและพายุฝนฟ้าคะนอง
มันสำคัญมากที่ทุกด้านจะต้องเชื่อมต่อกับรางในสนามบาริก ในกรณีของด้านหน้าที่อยู่นิ่ง (เคลื่อนที่ช้าๆ) ไอโซบาร์ในโพรงจะขนานกับด้านหน้า ในกรณีของแนวรบที่อบอุ่นและเย็น ไอโซบาร์จะอยู่ในรูปของตัวอักษรละติน V ซึ่งตัดกับด้านหน้าที่วางอยู่บนแกนของรางน้ำ
เมื่อด้านหน้าพัดผ่าน ลมในบริเวณที่กำหนดจะเปลี่ยนทิศทางตามเข็มนาฬิกา ตัวอย่างเช่น หากลมอยู่ข้างหน้าทิศตะวันออกเฉียงใต้ ลมหน้าก็จะเปลี่ยนเป็นทิศใต้ ทิศตะวันตกเฉียงใต้ หรือทิศตะวันตก
ตามหลักการแล้ว ด้านหน้าสามารถแสดงเป็นพื้นผิวที่ไม่ต่อเนื่องทางเรขาคณิตได้
ในบรรยากาศจริง อุดมคติดังกล่าวเป็นที่ยอมรับได้ในชั้นขอบเขตของดาวเคราะห์ ในความเป็นจริง ด้านหน้าเป็นเขตเปลี่ยนผ่านระหว่างมวลอากาศอุ่นและอากาศเย็น ในชั้นโทรโพสเฟียร์แสดงถึงพื้นที่ที่เรียกว่าโซนหน้าผาก อุณหภูมิที่ด้านหน้าไม่มีความไม่ต่อเนื่อง แต่เปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วภายในโซนด้านหน้าเช่น ด้านหน้ามีลักษณะการไล่ระดับอุณหภูมิแนวนอนขนาดใหญ่ โดยมีลำดับความสำคัญมากกว่ามวลอากาศทั้งสองด้านของด้านหน้า
เรารู้อยู่แล้วว่าหากมีการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนที่ใกล้เคียงกับทิศทางที่มีการไล่ระดับแบบ baric ในแนวนอน ความชันหลังจะเพิ่มขึ้นตามความสูง และความเร็วลมจะเพิ่มขึ้นด้วย ในโซนหน้าผาก ซึ่งการไล่ระดับอุณหภูมิแนวนอนระหว่างอากาศอุ่นและอากาศเย็นนั้นมีขนาดใหญ่เป็นพิเศษ การไล่ระดับแบบบาริกจะเพิ่มขึ้นอย่างมากตามความสูง ซึ่งหมายความว่าลมร้อนมีส่วนอย่างมากและความเร็วลมที่ระดับความสูงถึงค่าสูง
ด้วยด้านหน้าที่เด่นชัดเหนือมันในโทรโพสเฟียร์ตอนบนและสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง โดยทั่วไปจะสังเกตเห็นกระแสลมแรงขนานกับด้านหน้ากว้างหลายร้อยกิโลเมตรด้วยความเร็ว 150 ถึง 300 กม./ชม. เรียกว่าเจ็ตสตรีม ความยาวเทียบได้กับความยาวของด้านหน้าและสามารถยาวได้หลายพันกิโลเมตร ความเร็วลมสูงสุดจะสังเกตได้จากแกนของกระแสน้ำเจ็ตใกล้กับโทรโพพอส ซึ่งสามารถเกิน 100 ม./วินาที
สูงขึ้นในสตราโตสเฟียร์ ซึ่งการไล่ระดับอุณหภูมิแนวนอนกลับด้าน ความลาดเอียงของบาริกจะลดลงตามระดับความสูง ลมความร้อนอยู่ตรงข้ามกับความเร็วลม และจะลดลงตามระดับความสูง
ใกล้กับแนวหน้าของอาร์กติก พบลำธารเจ็ตที่ระดับล่าง ภายใต้เงื่อนไขบางประการ จะสังเกตเห็นกระแสเจ็ตสตรีมในสตราโตสเฟียร์
โดยปกติแนวหน้าหลักของโทรโพสเฟียร์ - ขั้วโลก, อาร์กติก - วิ่งส่วนใหญ่ในทิศทางละติจูดโดยมีอากาศเย็นอยู่ที่ละติจูดที่สูงขึ้น ดังนั้นกระแสน้ำเจ็ทที่เกี่ยวข้องกับพวกมันจึงมักส่งตรงจากตะวันตกไปตะวันออก
ด้วยการเบี่ยงเบนที่คมชัดของด้านหน้าหลักจากทิศทางละติจูด เจ็ตสตรีมก็เบี่ยงเบนเช่นกัน
ในเขตร้อนกึ่งเขตร้อนที่โทรโพสเฟียร์เขตอบอุ่นติดต่อกับโทรโพสเฟียร์เขตร้อน จะเกิดกระแสตกสะเก็ดกึ่งเขตร้อน ซึ่งแกนมักจะตั้งอยู่ระหว่างโทรโพพอสร้อนและขั้วโลก
กระแสน้ำเจ็ตกึ่งเขตร้อนไม่สัมพันธ์กับส่วนหน้าใดๆ และส่วนใหญ่เป็นผลมาจากการมีอยู่ของการไล่ระดับอุณหภูมิของขั้วศูนย์สูตร
กระแสน้ำเจ็ทที่อยู่ตรงข้ามกับเครื่องบินที่บินจะลดความเร็วในการบิน เจ็ตสตรีมที่เกี่ยวข้องเพิ่มขึ้น นอกจากนี้ อาจเกิดความปั่นป่วนรุนแรงในเขตเจ็ต ดังนั้นการพิจารณากระแสเจ็ทจึงมีความสำคัญต่อการบิน
| " |
2. แรงโคริโอลิส
3. แรงเสียดทาน: 4. แรงเหวี่ยง:
16. กฎของลมบาริกในชั้นผิว (ชั้นแรงเสียดทาน) และผลที่ตามมาของพายุในพายุไซโคลนและแอนติไซโคลน
กฎลมบาริกในชั้นแรงเสียดทาน : ภายใต้อิทธิพลของแรงเสียดทาน ลมจะเบี่ยงเบนจากไอโซบาร์ไปสู่ความกดอากาศต่ำ (ในซีกโลกเหนือ - ทางซ้าย) และมีขนาดลดลง
ดังนั้นตามกฎบาริกของลม:
ในพายุไซโคลน การหมุนเวียนจะดำเนินการทวนเข็มนาฬิกา ใกล้พื้นดิน (ในชั้นแรงเสียดทาน) มีการบรรจบกันของมวลอากาศ การเคลื่อนที่ในแนวดิ่งขึ้น และการก่อตัวของชั้นบรรยากาศ สภาพอากาศมีเมฆมาก
ในแอนติไซโคลน มีการหมุนเวียนทวนเข็มนาฬิกา การเคลื่อนตัวของมวลอากาศ การเคลื่อนที่ในแนวดิ่งลง และการก่อตัวของการผกผันขนาดใหญ่ (~1000 กม.) สภาพอากาศที่ไม่มีเมฆมีชัย เมฆแบ่งชั้นในชั้น sub-inversion
17. พื้นผิวชั้นบรรยากาศ (AF) การก่อตัวของพวกเขา เมฆครึ้ม ปรากฏการณ์พิเศษในโซน X และ T AF, การบดเคี้ยวด้านหน้า ความเร็วในการเคลื่อนที่ของ AF สภาพการบินในพื้นที่ AF ในฤดูหนาวและฤดูร้อน ความกว้างเฉลี่ยของเขตหยาดน้ำฟ้าบน T และ X AF คือเท่าใด ตั้งชื่อความแตกต่างตามฤดูกาลใน NR สำหรับ HF และ TF (ดู Bogatkin หน้า 159 - 164)
พื้นผิวชั้นบรรยากาศ AF – เขตเปลี่ยนผ่านที่ลาดเอียงแคบระหว่างมวลอากาศสองก้อนที่มีคุณสมบัติต่างกัน
อากาศเย็น (หนาแน่นกว่า) อยู่ภายใต้ความอบอุ่น
ความยาวของโซน AF คือหลายพันกม. ความกว้างหลายสิบกม. ความสูงหลายกม. (บางครั้งขึ้นอยู่กับโทรโพพอส) มุมเอียงไปยังพื้นผิวโลกเป็นเวลาหลายนาที
เส้นตัดของพื้นผิวด้านหน้ากับพื้นผิวโลกเรียกว่าเส้นหน้า
ในโซนหน้าผาก อุณหภูมิ ความชื้น ความเร็วลม และพารามิเตอร์อื่น ๆ เปลี่ยนแปลงอย่างกะทันหัน
กระบวนการของการก่อตัวด้านหน้าคือการสร้างด้านหน้า, การทำลายคือการแยกส่วนหน้า
ความเร็วในการเดินทาง 30-40 กม./ชม. ขึ้นไป
(ส่วนใหญ่) ไม่สามารถสังเกตล่วงหน้าได้ - เมฆทั้งหมดอยู่ด้านหลังแนวหน้า
มีฝนตกหนักและมีพายุฟ้าคะนองและลมกระโชกแรง พายุทอร์นาโดเป็นเรื่องปกติ
เมฆแทนที่กันในลำดับ Ns, Cb, As, Cs (เพื่อเพิ่มระดับ);
เขตเมฆและปริมาณฝนน้อยกว่า TF ถึง 2-3 เท่า - สูงสุด 300 และ 200 กม., ตามลำดับ;
ความกว้างของเขตฝนคือ 150-200 กม.
ความสูงขององค์กรพัฒนาเอกชนคือ 100-200 ม.
ที่ความสูงด้านหลังลมพัดขึ้นและหันไปทางซ้าย - ลมเฉือน!
สำหรับการบิน: ทัศนวิสัยไม่ดี ไอซิ่ง ความปั่นป่วน (โดยเฉพาะใน HF!) ลมเฉือน;
ห้ามเที่ยวบินจนกว่าจะผ่าน HF
HF ประเภทที่ 1 - ด้านหน้าเคลื่อนที่ช้า (30-40 กม. / ชม.) พื้นที่ค่อนข้างกว้าง (200-300 กม.) ที่มีเมฆมากและฝน ความสูงของขอบบนของเมฆในฤดูหนาวมีขนาดเล็ก - 4-6 km
ประเภทที่ 2 HF - เคลื่อนที่เร็ว (50-60 กม./ชม.) เมฆปกคลุมแคบ - หลายสิบกิโลเมตร แต่อันตรายด้วย Cb ที่พัฒนาแล้ว (โดยเฉพาะในฤดูร้อน - มีพายุฝนฟ้าคะนองและพายุหิมะ) ในฤดูหนาว - หิมะตกหนักและสั้นมาก -ระยะการมองเห็นเสื่อมลง
อุ่น AF
ความเร็วในการเคลื่อนที่น้อยกว่า HF-< 40 км/ч.
มองเห็นแนวทางได้ ล่วงหน้าโดยปรากฏบนท้องฟ้าของเซอร์รัส และจากนั้นก็เมฆ cirrostratus แล้วก็ As, St, Sc ด้วย NGO 100 เมตรหรือน้อยกว่า;
หมอก advective หนาแน่น (ฤดูหนาวและฤดูเปลี่ยนผ่าน);
พื้นฐานคลาวด์ - แบบฟอร์มชั้นเมฆเกิดขึ้นจากการเพิ่มขึ้นของอากาศอุ่นที่ความเร็ว 1-2 ซม. / วินาที
พื้นที่กว้างใหญ่ เกี่ยวกับกรง - 300-450 กม. โดยมีความกว้างโซนเมฆประมาณ 700 กม. (สูงสุดในภาคกลางของพายุไซโคลน)
ที่ความสูงในชั้นโทรโพสเฟียร์ ลมจะเพิ่มขึ้นตามความสูงและหันไปทางขวา - ลมเฉือน!
เงื่อนไขที่ยากลำบากโดยเฉพาะอย่างยิ่งสำหรับเที่ยวบินถูกสร้างขึ้นในเขต 300-400 กม. จากแนวหน้าซึ่งมีเมฆมากทัศนวิสัยแย่ลงความเป็นไปได้ของน้ำแข็งในฤดูหนาวและพายุฝนฟ้าคะนองในฤดูร้อน (ไม่เสมอไป)
ด้านหน้าของการบดเคี้ยว –
การรวมกันของพื้นผิวด้านหน้าที่อบอุ่นและเย็น
(ในฤดูหนาวจะเป็นอันตรายอย่างยิ่งกับน้ำแข็ง น้ำแข็ง ฝนเยือกแข็ง)
นอกจากนี้ อ่านตำรา Bogatkin หน้า 159 - 164
GRADIENT WIND ในกรณีของไอโซบาร์แบบโค้ง จะเกิดแรงเหวี่ยงหนีศูนย์กลาง มันมักจะมุ่งไปที่นูนเสมอ (จากศูนย์กลางของพายุไซโคลนหรือแอนติไซโคลนไปทางขอบ) เมื่อมีการเคลื่อนที่ในแนวนอนสม่ำเสมอของอากาศโดยไม่มีแรงเสียดทานกับไอโซบาร์แบบโค้ง แรง 3 อย่างจะสมดุลในระนาบแนวนอน: แรงของการไล่ระดับแบบบาริก G แรงของการหมุนของโลก K และแรงเหวี่ยง C สม่ำเสมอเช่นนี้ การเคลื่อนที่ในแนวนอนของอากาศในกรณีที่ไม่มีแรงเสียดทานตามแนววิถีโค้งเรียกว่าลมไล่ระดับ เวกเตอร์ของลมไล่ระดับถูกนำไปสัมผัสโดยตรงกับไอโซบาร์ที่มุมขวาไปทางขวาในซีกโลกเหนือ (ไปทางซ้ายในซีกโลกใต้) สัมพันธ์กับเวกเตอร์แรงเกรเดียนท์ของ baric ดังนั้นในพายุไซโคลน - กระแสน้ำวนทวนเข็มนาฬิกาและในแอนติไซโคลน - ตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือ
การจัดเรียงของแรงกระทำร่วมกันในกรณีของลมไล่ระดับ: ก) พายุไซโคลน ข) แอนติไซโคลน A คือแรงโคริโอลิส (ในสูตรจะแสดงด้วย K)
ให้เราพิจารณาอิทธิพลของรัศมีความโค้ง r ต่อความเร็วลมไล่ระดับ สำหรับรัศมีความโค้งขนาดใหญ่ (r > 500 กม.) ความโค้งของไอโซบาร์ (1/ r) จะเล็กมาก ใกล้กับศูนย์ รัศมีความโค้งของ isobar ที่เป็นเส้นตรงเป็นเส้นตรงคือ r → ∞ และลมจะเป็น geostrophic ลมธรณีภาคเป็นกรณีพิเศษของลมไล่ระดับ (ที่ C = 0) ด้วยรัศมีความโค้งเล็กน้อย (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
ในแอนติไซโคลน: หรือ นั่นคือ ในใจกลางของพายุไซโคลนและแอนติไซโคลน ความลาดเอียงในแนวนอนจะเท่ากับศูนย์ นั่นคือ ดังนั้น G = 0 จึงเป็นแหล่งของการเคลื่อนไหว ดังนั้น = 0 ลมไล่ระดับเป็นค่าประมาณของลมจริงในบรรยากาศอิสระของพายุไซโคลนและแอนติไซโคลน
ความเร็วลมไล่ระดับสามารถหาได้จากการแก้สมการกำลังสอง - ในพายุไซโคลน: - ในแอนติไซโคลน: ความโค้ง r ≤ 500 กม.) บนพื้นผิวไอโซบาริก ความสัมพันธ์ระหว่างความลาดเอียงและลมธรณีสัณฐานจะใช้: สำหรับความโค้งแบบไซโคลน ≈ 0.7 สำหรับความโค้งของแอนติไซโคลน ≈ 1
ด้วยความโค้งของไอโซบาร์ขนาดใหญ่ใกล้พื้นผิวโลก (1/ r) → ∞ (รัศมีความโค้ง r ≤ 500 กม.): ด้วยความโค้งแบบไซโคลน ≈ 0.7 พร้อมความโค้งแอนติไซโคลน ≈ 0.3 รัศมีเฉลี่ยของความโค้ง 500 กม.< r < 1000 км, — а также при большой кривизне изобар (r < 500 км) в быстро перемещающихся барических образованиях.
กฎแห่งลม ความเชื่อมโยงระหว่างทิศทางของลมพื้นผิวและทิศทางของการไล่ระดับความชันในแนวนอนถูกสร้างขึ้นในศตวรรษที่ 19 โดยนักวิทยาศาสตร์ชาวดัตช์ Beis Ballo ในรูปแบบของกฎ (กฎ) กฎแห่งลม: มองลงไปข้างล่าง ความกดอากาศต่ำจะอยู่ทางซ้ายและข้างหน้าบ้าง ความกดอากาศสูงจะอยู่ทางขวาและด้านหลังบ้าง (ในซีกโลกเหนือ) เมื่อวาด isobar บนแผนที่สรุป ทิศทางของลมจะถูกนำมาพิจารณาด้วย: ทิศทางของ isobar ได้มาจากการหมุนลูกศรลมไปทางขวา (ตามเข็มนาฬิกา) ประมาณ 30 -45 °
REAL WIND การเคลื่อนไหวของอากาศจริงไม่นิ่ง ดังนั้นลักษณะของลมจริงบริเวณผิวโลกจึงแตกต่างจากลักษณะของลมธรณีสโตรฟิก พิจารณาลมที่แท้จริงในรูปแบบของคำสองคำ: V = + V ′ – ส่วนเบี่ยงเบน ageostrophic u = + u ′ หรือ u ′ = u — v = + v ′ หรือ v ′ = v – เราเขียนสมการการเคลื่อนที่โดยไม่พิจารณา พิจารณาแรงเสียดทาน:
อิทธิพลของแรงเสียดทานที่มีต่อลม ภายใต้อิทธิพลของแรงเสียดทาน ความเร็วของลมพื้นผิวโดยเฉลี่ยจะน้อยกว่าความเร็วลมธรณีสโตรฟิกถึงสองเท่า และทิศทางเบี่ยงเบนจากแนวราบไปทางลาดบาริก ดังนั้น ลมที่เกิดขึ้นจริงจึงเบี่ยงเบนไปใกล้พื้นผิวโลกจากธรณีสโตรฟิกไปทางซ้ายในซีกโลกเหนือและไปทางขวาในซีกโลกใต้ การจัดการร่วมกันของกองกำลัง ไอโซบาร์เส้นตรง
ในพายุไซโคลน ภายใต้อิทธิพลของแรงเสียดทาน ทิศทางลมจะเบี่ยงเบนไปทางศูนย์กลางของพายุไซโคลน ในแอนติไซโคลน จากศูนย์กลางของแอนติไซโคลนไปยังบริเวณรอบนอก เนื่องจากอิทธิพลของแรงเสียดทาน ทิศทางลมในชั้นผิวน้ำจึงเบี่ยงเบนจากแทนเจนต์ไปยังไอโซบาร์ไปสู่ความกดอากาศต่ำโดยทำมุมเฉลี่ยประมาณ 30° (เหนือทะเลประมาณ 15° เหนือพื้นดินประมาณ 40 -45° ).
ลมเปลี่ยนด้วยระดับความสูง แรงเสียดทานลดลงตามความสูง ในชั้นขอบเขตของบรรยากาศ (ชั้นแรงเสียดทาน) ลมจะเข้าใกล้ลมธรณีประตูด้วยความสูง ซึ่งพุ่งไปตามไอโซบาร์ ดังนั้นด้วยความสูงลมจะเพิ่มขึ้นและเลี้ยวไปทางขวา (ในซีกโลกเหนือ) จนกว่าจะถึงไอโซบาร์ การเปลี่ยนแปลงของความเร็วลมและทิศทางด้วยความสูงในชั้นบรรยากาศ (1-1.5 กม.) สามารถแสดงด้วยโฮโดกราฟได้ โฮโดกราฟเป็นเส้นโค้งที่เชื่อมปลายเวกเตอร์ซึ่งแสดงถึงลมที่ระดับความสูงต่างกันและดึงมาจากจุดเดียวกัน เส้นโค้งนี้เป็นเกลียวลอการิทึมที่เรียกว่าเกลียวเอกมัน
ลักษณะของสนามลมของเส้นปัจจุบัน เส้นตรงคือเส้นตรงที่แต่ละจุดที่เวกเตอร์ความเร็วลมถูกกำกับเป็นแนวสัมผัสในช่วงเวลาที่กำหนด ดังนั้นพวกเขาจึงให้แนวคิดเกี่ยวกับโครงสร้างของสนามลมในเวลาที่กำหนด (สนามความเร็วทันที) ภายใต้สภาพลมไล่ระดับหรือ geostrophic กระแสลมจะตรงกับไอโซบาร์ (ไอโซฮิปส์) เวกเตอร์ความเร็วลมจริงในชั้นขอบเขตไม่ขนานกับไอโซบาร์ (isohypses) ดังนั้นกระแสลมที่แท้จริงจึงตัดผ่านไอโซบาร์ (ไอโซฮิปส์) เมื่อวาดเส้นลมปราณ ไม่เพียงแต่ทิศทางเท่านั้น แต่ยังคำนึงถึงความเร็วของลมด้วย ยิ่งความเร็วมากเท่าใด กระแสน้ำก็จะยิ่งหนาแน่นมากขึ้นเท่านั้น
ตัวอย่างของกระแสน้ำที่อยู่ใกล้พื้นผิวโลกในไซโคลนพื้นผิวในแอนติไซโคลนพื้นผิวในรางน้ำในสันเขา
วิถีของอนุภาคอากาศ วิถีของอนุภาคคือเส้นทางของอนุภาคในอากาศแต่ละตัว นั่นคือวิถีโคจรแสดงลักษณะของการเคลื่อนที่ของอนุภาคอากาศเดียวกันที่จุดต่อเนื่องกันในเวลา วิถีของอนุภาคสามารถประมาณได้จากแผนที่สรุปที่ต่อเนื่องกัน วิธีวิถีโคจรในอุตุนิยมวิทยาสรุปทำให้สามารถแก้ปัญหาสองประการ: 1) กำหนดว่าอนุภาคอากาศจะเคลื่อนไปยังจุดใดในช่วงระยะเวลาหนึ่ง 2) กำหนดว่าอนุภาคอากาศจะเคลื่อนที่จากจุดใดในช่วงระยะเวลาหนึ่ง สามารถสร้างวิถีได้บนแผนที่ AT (บ่อยกว่าใน AT-700) และบนแผนที่พื้นผิว ใช้วิธีการแบบกราฟิกสำหรับการคำนวณวิถีโดยใช้ไม้บรรทัดการไล่ระดับสี
ตัวอย่างการสร้างวิถีของอนุภาคอากาศ (ซึ่งอนุภาคจะเคลื่อนที่จาก) บนแผนที่เดียว: A - จุดพยากรณ์; B คือศูนย์กลางของเส้นทางอนุภาค C - จุดเริ่มต้นของวิถี ใช้ส่วนล่างของไม้บรรทัดไล่ระดับ ระยะห่างระหว่างไอโซฮิปส์กำหนดความเร็วของลมภูมิ (V, กม./ชม.) ไม้บรรทัดถูกนำไปใช้กับสเกลที่ต่ำกว่า (V, km / h) ตามแนวปกติถึง isohypses โดยประมาณตรงกลางเส้นทาง ในระดับ (V , km / h) ระหว่างสอง isohypses (ที่จุดตัดกับ isohypse ที่สอง) กำหนดความเร็วเฉลี่ย V cp
ไม้บรรทัดไล่ระดับสำหรับละติจูด 60˚ ถัดไป กำหนดเส้นทางของอนุภาคเป็นเวลา 12 ชั่วโมง (S 12) ที่อัตราการถ่ายโอนที่กำหนด เป็นตัวเลขเท่ากับความเร็วการถ่ายโอนอนุภาค V ชั่วโมง เส้นทางของอนุภาคใน 24 ชั่วโมงคือ S 24 = 2 · S 12; เส้นทางของอนุภาคใน 36 ชั่วโมงเท่ากับ S 36 = 3 · S 12 . ในระดับบนของไม้บรรทัด เส้นทางของอนุภาคจากจุดพยากรณ์ในทิศทางตรงกันข้ามกับทิศทางของไอโซไฮป์ถูกพล็อตโดยคำนึงถึงการโค้งงอของพวกมัน