2. Forța Coriolis
3.Forța de frecare: 4.Forța centrifugă:
16. Legea presiunii vântului în stratul de suprafață (stratul de frecare) și consecințele sale meteorologice într-un ciclon și anticiclon.
Legea presiunii vântului într-un strat de frecare : sub influența frecării, vântul se abate de la izobară în lateral joasă presiune(în emisfera nordică - la stânga) și scade în dimensiune.
Deci, conform legii presiunii vântului:
Într-un ciclon, circulația are loc în sens invers acelor de ceasornic în apropierea solului (în stratul de frecare), convergența maselor de aer, mișcări verticale ascendente și formarea de; fronturi atmosferice. Predomină vremea înnorată.
Într-un anticiclon, există circulație în sens invers acelor de ceasornic, divergența maselor de aer, mișcări verticale în jos și formarea unor inversiuni ridicate la scară largă (~1000 km). Predomină vremea fără nori. Turismul stratului în stratul de sub-inversiune.
17. Fronturi atmosferice de suprafață (AF). Formarea lor. Înnorație, fenomene deosebite în zonele X și T AF, front de ocluzie. Viteza de mișcare AF. Condiții de zbor în zona AF iarna și vara. Care este lățimea medie a zonei de precipitații abundente la T și X AF? Numiți diferențele sezoniere din ONP pentru HF și TF. (vezi Bogatkin p. 159 – 164).
Fronturi atmosferice de suprafață AF – o zonă îngustă de tranziție înclinată între două mase de aer cu proprietăți diferite;
Aerul rece (mai dens) se află sub aerul cald
Lungimea zonelor AF este de mii de km, lățimea este de zeci de km, înălțimea este de câțiva km (uneori până la tropopauză), unghiul de înclinare spre suprafata pamantului– câteva minute de arc;
Linia de intersecție a suprafeței frontale cu suprafața pământului se numește linia frontală
În zona frontala temperatura, umiditatea, viteza vântului și alți parametri se modifică brusc;
Procesul de formare a frontului este frontogeneză, distrugerea este frontoliză.
Viteza de deplasare 30-40 km/h sau mai mare
Abordarea nu poate fi (cel mai adesea) observată în avans - toți norii sunt în spatele liniei frontale
Caracterizat prin precipitații abundente cu furtuni și vânturi zgomotoase, tornade;
Norii se înlocuiesc unul pe altul în secvența Ns, Cb, As, Cs (pe măsură ce nivelul crește);
Zona de nori și precipitații este de 2-3 ori mai mică decât cea a TF - pana la 300 si 200 km, respectiv;
Lățimea zonei de precipitații continue este de 150-200 km;
Înălțimea ONG-ului este de 100-200 m;
La altitudine în spatele frontului, vântul se întărește și se întoarce spre stânga - forfecarea vântului!
Pentru aviație: vizibilitate slabă, givră, turbulențe (mai ales în HF!), forfecarea vântului;
Zborurile sunt interzise până la HF.
HF de primul fel – front cu mișcare lent (30-40 km/h), zonă relativ largă (200-300 km) de nori și precipitații; înălțimea vârfului norilor este scăzută iarna – 4-6 km
HF de al 2-lea fel - un front cu mișcare rapidă (50-60 km/h), lățime îngustă a norilor - câteva zeci de km, dar periculos cu Cb dezvoltat (mai ales vara - cu furtuni și furtuni), iarna - ninsori abundente cu o deteriorare accentuată pe termen scurt a vizibilității
AF cald
Viteza de mișcare este mai mică decât cea a HF-< 40 км/ч.
Puteți vedea abordarea anticipat prin apariția norilor cirrus și apoi cirrostratus pe cer, iar apoi As, St, Sc cu ONG 100 m sau mai puțin;
Ceață advectivă densă (iarna și în timpul anotimpurilor de tranziție);
Baza norilor - forme stratificate norii s-au format ca urmare a ridicării apei calde cu o viteză de 1-2 cm/s;
Zona extinsa acoperă despre cuști - 300-450 km cu o lățime a zonei de nor de aproximativ 700 km (maxim în partea centrală a ciclonului);
La altitudini din troposferă, vântul crește odată cu înălțimea și se întoarce spre dreapta - forfecarea vântului!
Condiții deosebit de dificile pentru zboruri sunt create în zona 300-400 km de linia frontului, unde acoperirea norilor este scăzută, vizibilitatea este slabă, este posibilă înghețarea iarna și furtuni vara (nu întotdeauna).
Fața ocluziei –
combinând suprafețele frontale calde și reci
(iarna este deosebit de periculos din cauza înghețului, lapoviței, ploii înghețate)
Pentru completare, citiți manualul Bogatkin pp. 159 – 164.
Mulți marinari noi au auzit de „legea șapcii de baseball”, care este folosită într-un fel de iahtmanii experimentați în navigația maritimă. Trebuie spus dinainte că această lege nu are nimic de-a face cu coșcaturile sau cu echipamentul naval în general. „Legea șapcii de baseball” în argou nautic este legea presiunii vântului, descoperită la un moment dat de un membru al Imperialului. Academia din Sankt PetersburgȘtiințe Christopher Beuys-Ballot, adesea denumit în limba engleză Beys-Ballot. Această lege explică un fenomen interesant - de ce vântul din emisfera nordică în cicloni se întoarce în sensul acelor de ceasornic, adică spre dreapta. A nu se confunda cu rotația ciclonului în sine, unde masele de aer se rotesc în sens invers acelor de ceasornic!
Academician H. H. Beuys-Ballot
Beuys-Ballot și legea vântului de presiune
Beuys-Ballot a fost un om de știință olandez remarcabil de la mijlocul secolului al XIX-lea, care a lucrat în matematică, fizică, chimie, mineralogie și meteorologie. În ciuda unei game atât de variate de hobby-uri, el a devenit celebru tocmai ca descoperitorul legii care a fost numit ulterior după el. Beuys-Ballot a fost unul dintre primii care a implementat în mod activ cooperarea activă între oameni de știință din diferite țări, hrănind ideile Academiei Mondiale de Științe. În Olanda, a creat Institutul de Meteorologie și un sistem de avertizare pentru furtunile iminente. În semn de recunoaștere a serviciilor sale pentru știința mondială, Beuys-Ballot, împreună cu Ampère, Darwin, Goethe și alți reprezentanți ai științei și artei, a fost ales membru străin al Academiei de Științe din Sankt Petersburg.
În ceea ce privește legea propriu-zisă (sau „regula”) a votului de bază, atunci, strict vorbind, primele mențiuni despre legea baric a vântului datează de la sfârșitul secolului al XVIII-lea. Atunci omul de știință german Brandis a făcut pentru prima dată ipoteze teoretice despre deviația vântului în raport cu vectorul care leagă zonele cu presiune înaltă și joasă. Dar nu a putut niciodată să-și demonstreze teoria în practică. Academicianul Beuys-Ballot a reușit să stabilească corectitudinea ipotezelor lui Brandis abia la mijlocul secolului al XIX-lea. Mai mult, a făcut acest lucru pur empiric, adică prin observații și măsurători științifice.
Esența legii Base-Ballo
Literal, „Legea Base-Ballo”, formulată de om de știință în 1857, spune astfel: „Vântul de la suprafață, cu excepția latitudinilor subecuatoriale și ecuatoriale, se abate de la gradientul de presiune cu un anumit unghi spre dreapta, iar în direcția sud- La stânga." Gradientul de presiune este un vector care arată modificarea presiunii atmosferice în direcția orizontală pe suprafața mării sau a suprafeței terestre plane.
Gradient baric
Dacă traduceți legea Base-Ballo din limbajul științific, va arăta așa. În atmosfera pământului există întotdeauna zone de creștere și tensiune arterială scăzută(nu vom analiza motivele acestui fenomen în acest articol, pentru a nu ne pierde în sălbăticie). Ca urmare, curenții de aer se repetă dintr-o zonă de presiune mai mare într-o zonă de presiune mai mică. Este logic să presupunem că o astfel de mișcare ar trebui să meargă în linie dreaptă: această direcție este indicată de un vector numit „gradient de presiune”.
Dar aici intră în joc forța mișcării Pământului în jurul axei sale. Mai precis, forța de inerție a acelor obiecte care se află pe suprafața Pământului, dar nu sunt conectate printr-o legătură rigidă cu suprafața pământului - „forța Coriolis” (accent pe ultimul „și”!). Aceste obiecte includ apa și aerul atmosferic. În ceea ce privește apa, s-a observat de mult că în emisfera nordică, râurile care curg în direcția meridională (de la nord la sud) spală mai mult din malul drept, în timp ce malul stâng rămâne scăzut și relativ plat. ÎN emisfera sudică- viceversa. Un alt academician al Academiei de Științe din Sankt Petersburg, Karl Maksimovici Baer, a putut explica un fenomen similar. El a derivat o lege conform căreia apa care curge este influențată de forța Coriolis. Fără să aibă timp să se rotească împreună cu suprafața solidă a Pământului, apa care curge, prin inerție, „apasă” pe malul drept (în emisfera sudică, respectiv, spre stânga), ca urmare, spălându-l. În mod ironic, legea lui Baer a fost formulată în același an, 1857, ca legea Bays-Ballot.
În același mod, sub influența forței Coriolis, mișcarea aerul atmosferic. Ca urmare, vântul începe să devieze spre dreapta. În acest caz, ca urmare a acțiunii forței de frecare, unghiul de deviere este apropiat de o linie dreaptă în atmosfera liberă și mai puțin de o linie dreaptă la suprafața Pământului. Când priviți în direcția vântului de suprafață, cea mai scăzută presiune din emisfera nordică va fi spre stânga și ușor înainte.
Abateri în mișcarea maselor de aer în emisfera nordică sub influența forței de rotație a Pământului. Vectorul gradient baric este afișat cu roșu, îndreptat direct de regiune presiune mare spre zona de joasă presiune. Săgeata albastră este direcția forței Coriolis. Verde - direcția de mișcare a vântului, care se abate sub influența forței Coriolis de la gradientul de presiune
Utilizarea legii Base-Ballo în navigația maritimă
Despre necesitatea de a putea aplica această regulăîn practică, multe manuale de navigație și navigație indică. În special, „Dicționarul marin” al lui Samoilov, publicat de Comisariatul Poporului marinaîn 1941, Samoilov oferă o descriere cuprinzătoare a legii presiunii vântului în relație cu practica nautică. Instrucțiunile sale pot fi bine adoptate de iahtmanii moderni:
„...Dacă nava este situată aproape de zone ale oceanelor lumii unde apar adesea uragane, este necesar să se monitorizeze citirile barometrului. Dacă acul barometrului începe să scadă și vântul începe să devină mai puternic, atunci există o mare posibilitate ca un uragan să se apropie. În acest caz, este necesar să se determine imediat în ce direcție se află centrul ciclonului. Pentru a face acest lucru, marinarii folosesc regula Base Ballo - dacă stați cu spatele la vânt, centrul uraganului va fi situat la aproximativ 10 puncte la stânga șuvirii în emisfera nordică și aceeași sumă la dreapta. în emisfera sudică.
Apoi trebuie să determinați în ce parte a uraganului se află nava. Pentru a determina rapid locația, o navă cu vele trebuie să se deplaseze imediat în derivă, iar o navă cu aburi trebuie să oprească mașina. După care este necesar să se observe schimbarea vântului. Dacă direcția vântului se schimbă treptat de la stânga la dreapta (în sensul acelor de ceasornic), atunci nava se află pe partea dreaptă a traseului ciclonului. Dacă direcția vântului se schimbă în direcția opusă, atunci din stânga. În cazul în care direcția vântului nu se schimbă deloc, nava se află direct în calea uraganului. Pentru a evita centrul unui uragan în emisfera nordică, urmați acești pași:
* mutați nava pe vira tribord;
* în același timp, dacă ești în dreapta centrului ciclonului, atunci ar trebui să stai întins de aproape;
* dacă este în stânga sau în centrul mișcării - spate.
În emisfera sudică este invers, cu excepția cazului în care nava se găsește în centrul unui ciclon care se apropie. Este necesar să urmați aceste cursuri până când nava părăsește traseul centrului ciclonului, care poate fi determinat de barometrul care începe să se ridice.”
Și despre regulile de sustragere cicloni tropicali site-ul nostru a scris în articolul „”.
VÂNT GRADIENT În cazul izobarelor curbate, apare forța centrifugă. Este întotdeauna îndreptată spre convexitate (din centrul ciclonului sau anticiclonului spre periferie). Când există o mișcare orizontală uniformă a aerului fără frecare cu izobare curbilinii, atunci 3 forțe sunt echilibrate în plan orizontal: forța gradientului de presiune G, forța de rotație a Pământului K și forța centrifugă C. O astfel de mișcare orizontală uniformă și constantă a aerul în absența frecării de-a lungul traiectoriilor curbilinie se numește vânt în gradient. Vectorul vânt de gradient este direcționat tangențial la izobară într-un unghi drept la dreapta în emisfera nordică (la stânga în sud) în raport cu vectorul forță gradient de presiune. Prin urmare, într-un ciclon vortexul este în sens invers acelor de ceasornic, iar într-un anticiclon este în sensul acelor de ceasornic în emisfera nordică.
Poziție reciprocă forte activeîn cazul vântului în gradient: a) ciclon, b) anticiclon. A – Forța Coriolis (în formule este desemnată K)
Să luăm în considerare influența razei de curbură r asupra vitezei vântului în gradient. Cu o rază mare de curbură (r > 500 km), curbura izobarelor (1/r) este foarte mică, aproape de zero. Raza de curbură a unei izobare rectilinii drepte este r → ∞ iar vântul va fi geostrofic. Vântul geostrofic este un caz special de vânt în gradient (la C = 0). Cu o rază mică de curbură (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
Într-un anticiclon: sau adică, în centrul unui ciclon și anticiclon, gradientul de presiune orizontal este zero, adică G = 0 ca sursă de mișcare. Prin urmare, = 0. Vântul de gradient este o aproximare a vântului real în atmosfera liberă a unui ciclon și anticiclon.
Viteza vântului în gradient poate fi obținută prin rezolvare ecuație pătratică— într-un ciclon: — într-un anticiclon: În formațiuni barice cu mișcare lentă (viteza de deplasare nu mai mare de 40 km/h) la latitudini medii cu curbură mare, izohips (1/r) → ∞ (rază mică de curbură r ≤ 500 km) se utilizează pe suprafața izobară următoarele relații între gradient și vântul geostrofic: Pentru curbura ciclonică ≈ 0,7 Pentru curbura anticiclonică ≈ 1.
Cu curbură mare a izobarelor în apropierea suprafeței Pământului (1/ r) → ∞ (raza de curbură r ≤ 500 km): cu curbură ciclonică ≈ 0,7 cu curbură anticiclonică ≈ 0,3 Vântul geostrofic se folosește: - cu izohipse și izobare drepte și - cu raza medie de curbură 500 km< r < 1000 км, — а также при большой кривизне изобар (r < 500 км) в быстро перемещающихся барических образованиях.
LEGEA VÂNTULUI Legătura dintre direcția vântului de suprafață și direcția gradientului de presiune orizontal a fost formulată în secolul al XIX-lea de omul de știință olandez Beis-Ballo sub forma unei reguli (lege). LEGEA VÂNTULUI: Dacă priviți în direcția vântului, presiunea scăzută va fi la stânga și oarecum înainte, iar presiunea ridicată va fi la dreapta și oarecum în spate (în emisfera nordică). La desenarea izobarelor pe hărțile sinoptice se ține cont de direcția vântului: direcția izobarei se obține prin rotirea săgeții vântului spre dreapta (în sensul acelor de ceasornic) cu aproximativ 30 -45°.
VÂNT REAL Mișcările reale ale aerului nu sunt staționare. Prin urmare, caracteristicile vântului real de la suprafața pământului diferă de caracteristicile vântului geostrofic. Să considerăm vântul real sub forma a doi termeni: V = + V ′ – abaterea ageostrofică u = + u ′ sau u ′ = u – v = + v ′ sau v ′ = v – Să scriem ecuațiile mișcării fără a lua luați în considerare forța de frecare:
INFLUENȚA FORȚEI DE FRICȚIUNE ASUPRA VÂNTULUI Sub influența frecării, viteza vântului de suprafață este în medie de două ori mai mică decât viteza vântului geostrofic, iar direcția acestuia se abate de la geostrofic spre gradientul de presiune. Astfel, vântul propriu-zis deviază la suprafața pământului de la cel geostrofic la stânga în emisfera nordică și la dreapta în emisfera sudică. Aranjarea reciprocă a forțelor. Izobare în linie dreaptă
Într-un ciclon, sub influența frecării, direcția vântului deviază spre centrul ciclonului, într-un anticiclon - de la centrul anticiclonului spre periferie. Datorită influenței frecării, direcția vântului în stratul de suprafață este deviată de la tangentă la izobară spre presiune scăzută cu aproximativ 30° (peste mare cu aproximativ 15°, peste uscat cu aproximativ 40 -45°) .
SCHIMBAREA VÂNTULUI CU ALTITUDINE Cu altitudinea, forța de frecare scade. În stratul limită al atmosferei (stratul de frecare), vântul se apropie de vântul geostrofic cu înălțime, care este îndreptat de-a lungul izobarei. Astfel, odată cu înălțimea, vântul se va întări și se va întoarce spre dreapta (în emisfera nordică) până când va fi îndreptat de-a lungul izobarei. Modificarea vitezei și direcției vântului cu înălțimea în stratul limită atmosferic (1 -1,5 km) poate fi reprezentată printr-un hodograf. Un hodograf este o curbă care leagă capetele vectorilor care înfățișează vântul la diferite înălțimi și desenați dintr-un punct. Această curbă este o spirală logaritmică numită spirală Ekman.
CARACTERISTICILE LINIILOR CÂMPULUI VENT Linia curentului este o linie în fiecare punct în care vectorul vitezei vântului este direcționat tangențial la în acest moment timp. Astfel, ele oferă o idee despre structura câmpului vântului la un moment dat în timp (câmp de viteză instantanee). În condiții de gradient sau vânt geostrofic, liniile de curgere vor coincide cu izobarele (izohipsele). Vectorul efectiv al vitezei vântului în stratul limită nu este paralel cu izobarele (izohipsele). Prin urmare, liniile curente ale vântului real intersectează izobarele (izohipsele). La trasarea liniilor de curgere, se ia în considerare nu numai direcția, ci și viteza vântului: cu cât viteza este mai mare, cu atât liniile de curent sunt mai dense.
Exemple de linii de curgere în apropierea suprafeței Pământului într-un ciclon de suprafață într-un anticiclon de suprafață într-un jgheab într-o creastă
TRAIECTORII PARTICULELOR DE AER Traiectoriile particulelor sunt traseele particulelor individuale de aer. Adică, traiectoria caracterizează mișcarea aceleiași particule de aer în momente succesive în timp. Traiectoriile particulelor pot fi calculate aproximativ din hărți sinoptice succesive. Metoda traiectoriei în meteorologia sinoptică vă permite să rezolvați două probleme: 1) determinați de unde se va deplasa o particulă de aer într-un punct dat într-o anumită perioadă de timp; 2) determinați unde se va mișca o particulă de aer dintr-un punct dat într-o anumită perioadă de timp. Traiectorii pot fi construite folosind hărți AT (de obicei AT-700) și hărți de la sol. Folosit metoda grafica calculul traiectoriei folosind o riglă de gradient.
Un exemplu de construire a traiectoriei unei particule de aer (de unde se va mișca particula) folosind o singură hartă: A – punctul de prognoză; B este mijlocul traseului particulelor; C – punctul de plecare al traiectoriei Folosind partea inferioară a riglei de gradient, viteza vântului geostrofic (V, km/h) se determină din distanța dintre izohipse. Rigla se aplică cu scara inferioară (V, km/h) normală izohipselor aproximativ la mijlocul traseului. Folosind scara (V, km/h) dintre două izohipse (în punctul de intersecție cu al doilea izohip), se determină viteza medie V cp.
Riglă de gradient pentru latitudinea 60˚ Apoi, determinați traseul particulei în 12 ore (S 12) la o viteză de transfer dată. Este numeric egală cu viteza de transfer al particulelor V h. Calea particulelor în 24 de ore este S 24 = 2· S 12; calea unei particule în 36 de ore este egală cu S 36 = 3· S 12. Pe scara superioară a riglei, traseul particulei din punctul de prognoză este trasat în direcția opusă direcției izohipselor, ținând cont de îndoirea acestora.
24. Legea presiunii vântului
Experiența confirmă că vântul real de la suprafața pământului întotdeauna (cu excepția latitudinilor apropiate de ecuator) se abate de la gradientul de presiune cu un anumit unghi ascuțit la dreapta în emisfera nordică și la stânga în emisfera sudică. Aceasta duce la așa-numita lege barică a vântului: dacă în emisfera nordică stai cu spatele la vânt și fața în direcția în care bate vântul, atunci presiunea cea mai scăzută va fi spre stânga și oarecum înainte și cea mai mare presiune va fi în dreapta și oarecum în spate.
Această lege a fost găsită empiric în prima jumătate a secolului al XIX-lea. Base Ballo îi poartă numele. În același mod, vântul propriu-zis din atmosfera liberă sufla întotdeauna aproape de-a lungul izobarelor, lăsând (în emisfera nordică) presiune scăzută în stânga, adică. abaterea de la gradientul de presiune spre dreapta la un unghi apropiat de o linie dreaptă. Această situație poate fi considerată o extindere a legii presiunii vântului către atmosfera liberă.
Legea presiunii vântului descrie proprietățile vântului real. Astfel, modelele de mișcare a aerului geostrofic și în gradient, i.e. în condiții teoretice simplificate, ele sunt în principiu justificate în condiții reale mai complexe ale atmosferei reale. Într-o atmosferă liberă, în ciuda formă neregulată izobare, vântul este aproape în direcția izobarelor (se abate de la acestea, de regulă, cu 15-20°), iar viteza lui este apropiată de viteza vântului geostrofic.
Același lucru este valabil și pentru liniile de curgere din stratul de suprafață al unui ciclon sau anticiclon. Deși aceste linii de curgere nu sunt spirale regulate din punct de vedere geometric, caracterul lor este încă în formă de spirală și în cicloni converg către centru, iar în anticicloni se depărtează de centru.
Fronturile din atmosferă creează în mod constant condiții când două mase de aer cu proprietăți diferite sunt situate una lângă alta. În acest caz, cele două mase de aer sunt separate printr-o zonă de tranziție îngustă numită front. Lungimea unor astfel de zone este de mii de kilometri, lățimea este de doar zeci de kilometri. Aceste zone în raport cu suprafața pământului sunt înclinate cu înălțimea și pot fi urmărite în sus pe cel puțin câțiva kilometri și adesea până în stratosferă. În zona frontală, în timpul trecerii de la o masă de aer la alta, temperatura, vântul și umiditatea aerului se modifică brusc.
Fronturile care separă principalele tipuri geografice de mase de aer se numesc fronturi majore. Fronturile principale dintre aerul arctic și cel temperat se numesc arctice, iar cele dintre aerul temperat și cel tropical sunt numite polare. Împărțirea dintre aerul tropical și cel ecuatorial nu are caracter de front această împărțire se numește zonă de convergență intertropicală.
Lățimea orizontală și grosimea verticală a frontului sunt mici în comparație cu dimensiunea maselor de aer pe care le separă. Așadar, idealizând condițiile reale, se poate imagina frontul ca o interfață între masele de aer.
La intersecția cu suprafața pământului, suprafața frontală formează o linie frontală, care este numită și pe scurt front. Dacă idealizăm zona frontală ca interfață, atunci pentru mărimile meteorologice este o suprafață de discontinuitate, deoarece o schimbare bruscă a zonei frontale de temperatură și a altor mărimi meteorologice capătă caracterul unui salt la interfață.
Suprafețele frontale trec oblic prin atmosferă (Fig. 5). Dacă ambele mase de aer ar fi staționare, atunci aerul cald ar fi situat deasupra aerului rece, iar suprafața frontală dintre ele ar fi orizontală, paralelă cu suprafețele izobare orizontale. Deoarece masele de aer se mișcă, suprafața frontului poate exista și persista cu condiția ca aceasta să fie înclinată spre suprafața plană și, prin urmare, până la nivelul mării.
Orez. 5. Suprafața frontală în secțiune verticală
Teoria suprafețelor frontale arată că unghiul de înclinare depinde de vitezele, accelerațiile și temperaturile maselor de aer, precum și de latitudinea geografică și de accelerația gravitației. Teoria și experiența arată că unghiurile de înclinare ale suprafețelor frontale față de suprafața pământului sunt foarte mici, de ordinul minutelor de arc.
Fiecare front individual din atmosferă nu există la infinit. Fronturile apar, escaladează, estompează și dispar în mod constant. Condițiile pentru formarea fronturilor există întotdeauna în anumite părți ale atmosferei, astfel încât fronturile nu sunt un accident rar, ci o caracteristică constantă, cotidiană a atmosferei.
Mecanismul obișnuit pentru formarea fronturilor în atmosferă este cinematic: fronturile apar în astfel de câmpuri de mișcare a aerului care reunesc particule de aer cu temperaturi diferite (și alte proprietăți),
Într-un astfel de câmp de mișcare, gradienții de temperatură orizontal cresc, iar acest lucru duce la formarea unui front ascuțit în loc de o tranziție treptată între masele de aer. Procesul de formare a frontului se numește frontogeneză. În mod similar, în câmpurile de mișcare care îndepărtează particulele de aer unele de altele, fronturile deja existente pot fi estompate, de exemplu. se transformă în zone largi de tranziție, iar gradienții mari de cantități meteorologice care au existat în ele, în special temperatura, sunt netezite.
În atmosfera reală, fronturile nu sunt de obicei paralele cu curenții de aer. Vântul de pe ambele părți ale față are componente normale față. Prin urmare, fronturile în sine nu rămân într-o poziție neschimbată, ci se mișcă.
Partea frontală se poate deplasa fie spre aer mai rece, fie spre aer mai cald. Dacă linia frontului se deplasează în apropierea solului spre aer mai rece, aceasta înseamnă că pană de aer rece se retrage și spațiul pe care l-a eliberat este ocupat de aer cald. Un astfel de front se numește front cald. Trecerea lui prin locul de observare duce la înlocuirea unei mase de aer rece cu una caldă și, în consecință, la creșterea temperaturii și la anumite modificări ale altor cantități meteorologice.
Dacă linia frontală se mișcă spre aerul cald, înseamnă că pana de aer rece se deplasează înainte, aerul cald din fața ei se retrage și este, de asemenea, împins în sus de pana de aer rece care avansează. Un astfel de front se numește front rece. În timpul trecerii sale, masa de aer cald este înlocuită cu una rece, temperatura scade, iar alte cantități meteorologice se modifică și ele brusc.
În regiunea fronturilor (sau, după cum se spune de obicei, pe suprafețele frontale), apar componente verticale ale vitezei aerului. Cel mai important este cazul deosebit de frecvent când aerul cald este într-o stare de mișcare ordonată în sus, adică. când, concomitent cu mișcarea orizontală, se deplasează și în sus deasupra panei de aer rece. Acesta este exact ceea ce este asociat cu dezvoltarea unui sistem de nori peste suprafața frontală, din care cad precipitații.
Pe un front cald, mișcarea ascendentă acoperă straturi puternice de aer cald pe întreaga suprafață frontală, vitezele verticale sunt aici de ordinul 1...2 cm/s cu viteze orizontale de câteva zeci de metri pe secundă. Prin urmare, mișcarea aerului cald are caracterul de alunecare în sus de-a lungul suprafeței frontale.
Nu numai stratul de aer imediat adiacent suprafeței frontale, ci și toate straturile de deasupra, adesea până la tropopauză, participă la alunecarea în sus. Ca urmare, ia naștere un sistem extins de nori cirrostratus, altostratus și nimbostratus, din care cad precipitații. În cazul unui front rece, mișcarea ascendentă a aerului cald este limitată la o zonă mai îngustă, dar vitezele verticale sunt mult mai mari decât pe un front cald și sunt deosebit de puternice în fața panei rece, unde aerul cald este deplasat. prin aer rece. Aici predomină norii cumulonimbus cu averse și furtuni.
Este foarte semnificativ faptul că toate fronturile sunt asociate cu jgheaburi în câmpul de presiune. În cazul unui front staționar (în mișcare lent), izobarele din jgheab sunt paralele cu frontul însuși. În cazul fronturilor calde și reci, izobarele iau forma literei latine V, intersectându-se cu frontul aflat pe axa jgheabului.
Când trece un front, vântul într-o anumită locație își schimbă direcția în sensul acelor de ceasornic. De exemplu, dacă vântul bate de sud-est înaintea frontului, atunci în spatele frontului se va schimba spre sud, sud-vest sau vest.
În mod ideal, frontul poate fi reprezentat ca o suprafață de discontinuitate geometrică.
Într-o atmosferă reală, o astfel de idealizare este acceptabilă în stratul limită planetar. În realitate, un front este o zonă de tranziție între masele de aer cald și rece; în troposferă reprezintă o anumită regiune numită zonă frontală. Temperatura din față nu experimentează o discontinuitate, ci se modifică brusc în zona frontală, de exemplu. frontul este caracterizat de gradiente orizontale mari de temperatură, un ordin de mărime mai mare decât în masele de aer pe ambele părți ale față.
Știm deja că dacă există un gradient de temperatură orizontal care coincide suficient de strâns în direcție cu gradientul de presiune orizontal, acesta din urmă crește odată cu înălțimea, iar odată cu el crește și viteza vântului. În zona frontală, unde gradientul de temperatură orizontal dintre aerul cald și cel rece este deosebit de mare, gradientul de presiune crește puternic odată cu înălțimea. Aceasta înseamnă că vântul termic are o contribuție mare și viteza vântului la înălțimi atinge valori ridicate.
Cu un front pronunțat deasupra acestuia în troposfera superioară și stratosfera inferioară, se observă un curent puternic de aer, în general paralel cu frontul, lățime de câteva sute de kilometri, cu viteze de 150 până la 300 km/h. Se numește jet stream. Lungimea sa este comparabilă cu lungimea frontului și poate ajunge la câteva mii de kilometri. Viteza maxima vântul se observă pe axa curentului cu jet în apropierea tropopauzei, unde poate depăși 100 m/s.
Mai sus în stratosferă, unde gradientul orizontal de temperatură este inversat, gradientul de presiune scade odată cu înălțimea, vântul termic este îndreptat opus vitezei vântului și scade odată cu înălțimea.
De-a lungul fronturilor arctice, fluxurile cu jet se găsesc la niveluri inferioare. În anumite condiții, în stratosferă se observă fluxuri cu jet.
De obicei, fronturile principale ale troposferei - polar, arctic - trec în principal în direcția latitudinală, cu aer rece situat la latitudini mai mari. Prin urmare, fluxurile cu jet asociate sunt direcționate cel mai adesea de la vest la est.
Când frontul principal se abate brusc de la direcția latitudinală, fluxul de jet se abate și el.
În subtropicale, unde troposfera latitudini temperate intră în contact cu troposfera tropicală, ia naștere un curent de crustă subtropical, a cărui axă se află de obicei între tropopauza tropicală și cea polară.
Curentul subtropical cu jet nu este strict asociat cu niciun front și este în principal o consecință a existenței unui gradient de temperatură ecuator-pol.
Un contor de curent cu reacție pentru o aeronavă care zboară își reduce viteza de zbor; un curent de jet care trece o mărește. În plus, se pot dezvolta turbulențe puternice în zona curentului cu jet, deci luarea în considerare a curentului cu jet este importantă pentru aviație.
| " |
1. Concepte de bază și definiții
SNOW CHARGES (SNOW CHARGES), conform binecunoscutului Dicționar meteorologic clasic din 1974. ediții [ 1 ] - este: „...numele de precipitații intense, de scurtă durată, sub formă de zăpadă (sau pelete de zapada) de nori cumulonimbus, adesea cu vijelii de zăpadă."
Și în Meteodicționar - glosar POGODA.BY [2]: „ „încărcări” de zăpadă- ninsori foarte intense, insotite de o crestere brusca a vantului in timpul trecerii lor. „Încărcăturile” de zăpadă se succed uneori la intervale scurte. Ele sunt de obicei observate în spatele ciclonilor și pe fronturile reci secundare. Pericolul „încărcărilor” de zăpadă este că vizibilitatea scade brusc la aproape zero pe măsură ce trec.”
În plus, acest fenomen meteorologic intens și periculos pentru aviație este descris în manualul electronic modern „Aviation and Weather” [3] ca: „foc de precipitații solide în sezonul rece (ploi de zăpadă, „fulgi”, pelete de zăpadă, lapoviță ploaie și lapoviță), care arată ca "taxele de zapada" - zone cu mișcare rapidă de ninsori foarte intense, literalmente o „cădere” de zăpadă cu o scădere bruscă a vizibilității, adesea însoțită de furtuni de zăpadă la suprafața Pământului.”
O încărcare de zăpadă este un fenomen meteorologic puternic, luminos și de scurtă durată (de obicei durează doar câteva minute), care, datorită condițiilor meteorologice predominante, este foarte periculos nu numai pentru zborurile cu avioane ușoare și elicoptere la altitudini joase, ci și pentru toate tipurile de aeronave (aeronave) în atmosfera stratului inferior în timpul decolării și urcării inițiale, precum și în timpul aterizării. Acest fenomen, după cum vom vedea mai târziu, devine uneori chiar cauza unui accident (accident de avion). Important este ca daca in regiune raman conditiile de formare a incarcarilor de zapada, trecerea acestora sa se poata repeta in acelasi loc!
Pentru a îmbunătăți siguranța zborului aeronavei, este necesar să se analizeze cauzele taxelor de zăpadă și conditiile meteorologiceîn ele, arătați exemple de accidente relevante, precum și elaborați recomandări pentru personalul de control al zborului și serviciul de asistență meteorologică de zbor pentru a evita, dacă este posibil, accidentele în condițiile trecerii taxelor de zăpadă.
2. Aspect centre de încărcături de zăpadă
Deoarece cele mai periculoase încărcări de zăpadă în cauză nu apar atât de des, pentru a înțelege problema este important ca toți aviatorii să aibă idei corecte (inclusiv vizuale) despre acest puternic fenomen natural. Prin urmare, la începutul articolului, este oferit pentru vizionare un exemplu video de trecere tipică a unei astfel de încărcături de zăpadă lângă suprafața Pământului.
Orez. 1 Se apropie zona de zăpadă. Primele cadre din videoclip, vezi: http://rutube.ru/video/728d027f45b8ae5356c962f70f40d6dd/
Cititorilor interesați li se oferă și câteva episoade video ale trecerii încărcăturilor de zăpadă în apropierea Pământului:
etc. (vezi motoarele de căutare pe Internet).
3. Procesul de formare a centrelor sarcinilor de zăpadă
Din punct de vedere al situației meteorologice, conditii tipice pentru apariția centrelor de duș de iarnă sunt similare cu cele care apar în timpul formării de centre puternice de averse și furtuni în timpul verii - după ce a avut loc o invazie rece și, în consecință, apariția condițiilor pentru convecția dinamică. În același timp, se formează rapid nori cumulonimbus, care produc buzunare de precipitații vara sub formă de ploaie intensă (deseori cu furtuni), iar în sezonul rece - sub formă de buzunare de zăpadă abundentă. De obicei, astfel de condiții în timpul advecției la rece sunt observate în spatele ciclonilor - atât în spatele frontului rece, cât și în zonele fronturilor reci secundare (inclusiv și în apropierea acestora).
Să luăm în considerare o diagramă a structurii verticale tipice a unei încărcături de zăpadă în stadiul de dezvoltare maximă, formându-se sub un nor cumulonimbus în condiții de advecție rece iarna.
Orez. 2 Diagrama generală a unei secțiuni verticale a sursei unei încărcături de zăpadă în stadiul de dezvoltare maximă (A, B, C - puncte AP, vezi paragraful 4 al articolului)
Diagrama arată că precipitațiile intense care cad dintr-un nor cumulonimbus „poartă” aer cu el, rezultând un flux puternic descendent de aer, care, atunci când se apropie de suprafața Pământului, „se răspândește” departe de sursă, creând o creștere slabă a vântului în apropiere. Pământul (în principal în direcția de mișcare a sursei, ca în diagramă). Un fenomen similar de „implicare” a fluxului de aer în jos prin căderea precipitațiilor lichide este, de asemenea, observat în sezonul cald, creând un „front de rafală” (zonă de furtună), care apare ca un proces pulsatoriu înaintea sursei în mișcare a furtunii - vezi literatură despre foarfecele de vânt [4].
Astfel, în zona de trecere a unei surse intense de încărcătură de zăpadă, în straturile inferioare ale atmosferei pot fi așteptate următoarele fenomene meteorologice periculoase pentru aviație, pline de accidente: curenți puternici de aer descendenți, vântul crește slab în apropierea Pământului și zone de deteriorare accentuată a vizibilității în precipitații cu zăpadă. Să luăm în considerare separat aceste fenomene meteorologice în timpul încărcărilor de zăpadă (vezi paragrafele 3.1, 3.2, 3.3).
3.1 Curenți puternici de aer descendenți în sursa încărcăturii de zăpadă
După cum s-a indicat deja, în stratul limită al atmosferei se poate observa procesul de formare a unor zone cu fluxuri puternice de aer în jos cauzate de precipitații intense [4]. Acest proces este cauzat de antrenarea aerului de către precipitații, dacă această precipitație are dimensiune mare elemente care au o rată crescută de cădere și se observă o intensitate mai mare a acestor precipitații („densitatea” elementelor de precipitații zburătoare). În plus, ceea ce este important în această situație este că există un efect de „schimb” de mase de aer pe verticală - adică. apariția unor zone de fluxuri compensatorii de aer direcționate de sus în jos, datorită prezenței unor zone de curenți ascendente în timpul convecției (Fig. 3), în care zonele de precipitații joacă rolul unui „declanșator” al acestui puternic schimb vertical.
Orez. 3 (aceasta este o copie a Fig. 3-8 din [4]). Formarea unui flux descendent de aer în stadiul de maturare b), antrenat de precipitații (în cadrul roșu).
Puterea fluxului de aer descendent rezultat din cauza implicării ploilor intense depinde direct de mărimea particulelor (elementelor) de precipitație care cad. Particulele mari de precipitații (Ø ≥5 mm) cad de obicei la viteze ≥10 m/s și, prin urmare, fulgii mari de zăpadă umedă dezvoltă cea mai mare viteză de cădere, deoarece pot avea și dimensiuni > 5 mm și, spre deosebire de zăpada uscată, au o viteză semnificativ mai mică. „vânt”. Un efect similar apare vara în zonele cu grindină intensă, care provoacă și un flux puternic de aer în jos.
Prin urmare, în centrul unei încărcături de zăpadă „umedă” (fulgi), „captarea” aerului prin precipitații în cădere crește brusc, ceea ce duce la o creștere a vitezei fluxului descendent de aer în precipitații, ceea ce în aceste cazuri nu poate doar atinge, dar chiar depășește valorile lor „de vară” la averse puternice. În plus, după cum se știe, vitezele curgerii verticale de la 4 la 6 m/s sunt considerate „puternice”, iar „foarte puternice” sunt mai mari de 6 ms [4].
Fulgi mari de zăpadă umedă apar de obicei la temperaturi ale aerului ușor pozitive și, prin urmare, este evident că tocmai acest fond de temperatură va contribui la apariția unor fluxuri de aer descendetoare puternice și chiar foarte puternice în încărcătura de zăpadă.
Pe baza celor de mai sus, este destul de evident că în zona unei încărcături de zăpadă în stadiul de dezvoltare maximă (în special cu zăpadă umedă și temperaturi pozitive ale aerului), pot apărea atât fluxuri verticale de aer puternice, cât și foarte puternice, reprezentând un pericol extrem. pentru zboruri de orice tip de aeronavă.
3.2 Vântul slab crește în apropierea Pământuluilângă sursa încărcăturii de zăpadă.
Fluxurile descendente ale maselor de aer, care au fost discutate în paragraful 3.1 al articolului, care se apropie de suprafața Pământului, conform legilor dinamicii gazelor, încep în stratul limită al atmosferei (până la înălțimi de sute de metri) până la brusc „ curge” orizontal către părțile laterale de la sursă, creând o creștere slabă a vântului ( Fig.2).
Prin urmare, în apropierea centrelor de furtună din apropierea Pământului, apar „fronturi de impulsivitate” (sau „rafale”) - zone de furtună care se răspândesc de la sursă, dar sunt „asimetrice” orizontal în raport cu locația sursei, deoarece de obicei se mișcă în același direcția ca sursa însăși, focalizarea este orizontală (fig. 4).
Fig.4 Structura frontului de rafală (rafale) care se propagă de la sursa de duș în stratul limită al atmosferei în direcția mișcării sursei
Un astfel de front de rafală „vântos” apare de obicei brusc, se mișcă cu o viteză destul de mare, trece printr-o anumită zonă în doar câteva secunde și se caracterizează prin creșteri puternice ale vântului (15 m/s, uneori mai mult) și o creștere semnificativă. în turbulențe. Frontul de rafală „se întoarce” de la limita sursei ca un proces care pulsează în timp (fie apărând, fie disparând) și, în același timp, o furtună în apropierea Pământului cauzată de acest front poate ajunge la o distanță de până la câțiva kilometri de sursă (vara cu furtuni puternice - mai mult de 10 km).
Este evident că o astfel de furtună în apropierea Pământului, cauzată de trecerea unui front de rafală în apropierea sursei, prezintă un mare pericol pentru toate tipurile de aeronave care zboară în stratul limită al atmosferei, ceea ce poate provoca un accident. Un exemplu de trecere a unui astfel de front de rafală în condițiile unui mezociclon polar și în prezența stratului de zăpadă este dat în analiza unui accident de elicopter pe Spitsbergen [5].
În același timp, în condițiile sezonului rece, „umplerea” intensivă a spațiului aerian are loc cu fulgi de zăpadă zburători într-un furtun de zăpadă, ceea ce duce la o scădere bruscă a vizibilității în aceste condiții (a se vedea mai departe - paragraful 3.3 al articolului ).
3.3 Scăderea bruscă a vizibilității în condiții de zăpadăiar în timpul unui furtun de zăpadă lângă Pământ
Pericolul încărcărilor de zăpadă constă și în faptul că vizibilitatea în zăpadă scade de obicei brusc, uneori până la pierderea aproape completă a orientării vizuale pe măsură ce trec. Mărimea taxelor de zăpadă variază de la sute de metri la un kilometru sau mai mult.
Când vântul de lângă Pământ se intensifică, la granițele încărcăturii de zăpadă, în special în apropierea sursei - în zona frontului de rafală din apropierea Pământului, apare o „furtună de zăpadă” rapidă, atunci când în aerul de lângă Pământ există poate fi, pe lângă zăpada intensă căzută de sus, și vânt ridicat de zăpadă de la suprafață (Fig. 5).
Orez. 5 Furtun de zăpadă în apropierea Pământului în vecinătatea unei încărcături de zăpadă
Așadar, condițiile unui furtun de zăpadă în apropierea Pământului sunt adesea o situație de pierdere completă a orientării spațiale și a vizibilității până la doar câțiva metri, ceea ce este extrem de periculos pentru toate tipurile de transport (atât terestre, cât și aeriene), iar în aceste condiții probabilitatea de accidente este mare. Transportul la sol într-o furtună de zăpadă se poate opri și „așteaptă” astfel conditii de urgenta(ceea ce se întâmplă adesea), dar aeronava este forțată să se miște în continuare, iar în situațiile de pierdere completă a orientării vizuale acest lucru devine extrem de periculos!
Este important de știut că, în timpul unui furtun de zăpadă în apropierea sursei încărcăturii de zăpadă, zona în mișcare de pierdere a orientării vizuale în timpul trecerii unui furtun de zăpadă în apropierea Pământului este destul de limitată în spațiu și este de obicei de numai 100...200. m (rar mai mult), iar în afara zonei de zăpadă vizibilitatea se îmbunătățește de obicei.
Între încărcăturile de zăpadă, vizibilitatea devine mai bună și, prin urmare, departe de încărcătura de zăpadă - adesea chiar și la o distanță de sute de metri de aceasta și mai departe, dacă nu se apropie furtună de zăpadă în apropiere, zona de încărcare a zăpezii poate fi chiar vizibilă sub formă a unor „coloană de zăpadă” în mișcare. Acest lucru este foarte important pentru detectarea vizuală promptă a acestor zone și a „ocolirii” lor cu succes - pentru a asigura siguranța zborului și a alerta echipajele aeronavelor! În plus, zonele cu taxe de zăpadă sunt bine detectate și urmărite de radarele meteo moderne, care ar trebui folosite pentru sprijinirea meteorologică a zborurilor în jurul aerodromului în aceste condiții.
4. Tipuri de accidente de aviație din cauza taxelor de zăpadă
Este evident că aeronavele care întâlnesc condiții de zăpadă în timpul zborului întâmpină dificultăți semnificative în menținerea siguranței zborului, ceea ce duce uneori la accidente corespunzătoare. Să luăm în considerare în continuare trei astfel de AP-uri tipice selectate pentru articol - acestea sunt cazuri în t.t. A, B, C ( sunt marcate în Fig. 2) pe o diagramă tipică a sursei unei încărcături de zăpadă în stadiul de dezvoltare maximă.
O) La 19 februarie 1977, în apropierea satului Tapa din EstSSR, o aeronavă AN-24T ateriza pe un aerodrom militar, aflându-se pe cale de planare, după ce a depășit LDRM (marcatorul radio cu rază lungă), deja la o altitudine. de aproximativ 100 m deasupra pistei (pistă), a fost prins de o furtună puternică de zăpadă în condiții de pierdere totală a vizibilității. În același timp, avionul a pierdut brusc și brusc altitudine, în urma căruia s-a lovit de un horn înalt și a căzut, toate cele 21 de persoane. cei de la bordul aeronavei au murit.
Acest accident a avut loc în mod clar când aeronava în sine a lovit curent descendent într-o încărcătură de zăpadă la o oarecare înălțime deasupra suprafeței Pământului.
ÎN) 20 ianuarie 2011 elicopter CA - 335 N.R.A.-04109 lângă Lacul Suhodolskoye, districtul Priozersk, regiunea Leningrad. a zburat la altitudine joasă și în vizorul Pământului (după materialele cazului). Situația meteo generală, conform serviciului meteo, a fost următoarea: zborul acestui elicopter s-a desfășurat în condiții ciclonice de vreme înnorată cu precipitații abundente și deteriorarea vizibilității în spatele frontului rece secundar...s-au observat precipitații sub formă de zăpadă și ploaie, cu prezența izolat zone de precipitații pluviale . În aceste condiții, în timpul zborului, elicopterul a „ocolit” buzunarele de ploaie (erau vizibile), dar când a încercat să coboare, a lovit brusc „marginea” unei încărcături de zăpadă, a pierdut brusc altitudinea și a căzut la pământ când vântul. crescut în apropierea Pământului în condiții de furtună de zăpadă. Din fericire, nimeni nu a fost ucis, dar elicopterul a fost grav avariat.
Condițiile meteo reale la locul accidentului (conform protocoalelor de audieri ale martorilor și victimelor): „... acest lucru s-a întâmplat în prezența unor pungi de precipitații sub formă de zăpadă și ploaie... în precipitații mixte... care vizibilitate orizontală înrăutățită în zona cu ninsori abundente ....” Acest accident s-a produs evident în t. În conformitate cu Fig. 2, adică. în locul în care, lângă limita verticală a zonei de încărcare a zăpezii, s-a format deja o încărcătură de zăpadă furtună de zăpadă.
CU) 6 aprilie 2012 elicopter „Agusta” lângă lac. Yanisjarvi din Sortavala districtul Karelia atunci când zboară la o altitudine de până la 50 m. conditii calme iar când Pământul a fost vizibil, la o distanță de aproximativ 1 km de sursa căderii de zăpadă (sursa era vizibilă pentru echipaj), a experimentat zgomot într-un furtun de zăpadă care zburase lângă Pământ și elicopter, pierzând brusc altitudinea. , a lovit Pământul. Din fericire, nimeni nu a fost ucis, iar elicopterul a fost avariat.
O analiză a condițiilor acestui accident a arătat că zborul s-a desfășurat în jgheabul unui ciclon în apropierea unui front rece și intens, care se apropie rapid, iar accidentul s-a produs aproape în zona foarte frontală din apropierea Pământului. Datele din jurnalul meteo în timpul trecerii acestui front prin zona aerodromului arată că în timpul trecerii acestuia în apropierea Pământului, s-au observat pungi puternice de nori cumulonimbus și precipitații abundente (încărcături de zăpadă umedă), iar vântul crește în apropierea Pământului până la 16. m/s au fost de asemenea observate.
Astfel, este evident că acest accident s-a produs deși în afara căderii încărcăturii de zăpadă în sine, pe care elicopterul nu a lovit-o niciodată, dar a ajuns într-o zonă în care „a izbucnit brusc și cu viteză mare” o zăpadă, cauzată de o zăpadă. furtună situată în depărtare. De aceea, elicopterul s-a prăbușit în zona turbulentă a frontului de rafală când a lovit un furtun de zăpadă. În Fig. 2, acesta este punctul C - zona exterioară a graniței unui furtună de zăpadă, „returnându-se înapoi” ca un front de rafală în apropierea Pământului de la sursa încărcăturii de zăpadă. Prin urmare, iar acest lucru este foarte important că zona încărcată cu zăpadă este periculoasă pentru zboruri nu numai în cadrul acestei zone în sine, dar și la o distanță de kilometri de acesta - dincolo de raza încărcăturii de zăpadă în sine în apropierea Pământului, unde un front de rafală format de cel mai apropiat centru al unei încărcături de zăpadă se poate „grabă” și provoacă un furtună de zăpadă!
5. Concluzii generale
ÎN ora de iarnaîn zonele de trecere a fronturilor atmosferice reci diverse tipuri lângă suprafața Pământului și imediat după trecerea lor, apar de obicei nori cumulonimbi și se formează focare de precipitații solide sub formă de zăpadă (inclusiv „fulgi”) de zăpadă, pelete de zăpadă, zăpadă umedă sau zăpadă cu ploaie. Atunci când cade zăpadă abundentă, poate exista o deteriorare bruscă a vizibilității, până la o pierdere completă a orientării vizuale, în special în cazul unui furtun de zăpadă (cu vânt crescut) la suprafața Pământului.
Cu o intensitate semnificativă a proceselor de formare a precipitațiilor de furtună, i.e. cu o „densitate” mare a elementelor care cad în sursă și cu dimensiuni crescute ale elementelor solide care cad (în special „umede”), viteza de cădere a acestora crește brusc. Din acest motiv, există un efect puternic de „antrenare” a aerului prin precipitații în cădere, ceea ce poate duce la un flux puternic de aer în jos în sursa unor astfel de precipitații.
Masele de aer din fluxul descendent care au apărut în sursa de precipitații solide, apropiindu-se de suprafața Pământului, încep să se „împrăștie” pe părțile laterale ale sursei, în principal în direcția mișcării sursei, creând o zonă de zăpadă care se răspândește rapid la câțiva kilometri de la limita sursei - similar cu frontul cu rafale de vară care apare în apropierea celulelor puternice de furtună de vară. În zona unei astfel de furtuni de zăpadă pe termen scurt, pe lângă viteze mari ale vântului, pot fi observate turbulențe severe.
Astfel, taxele de zăpadă sunt periculoase pentru zborurile cu aeronave din cauza atât pierderii accentuate a vizibilității în precipitații, cât și curenților descendenți puternici în încărcătura de zăpadă în sine, precum și furtunii de zăpadă în apropierea sursei de lângă suprafața Pământului, care este plină de accidente corespunzătoare în zona încărcăturii de zăpadă.
Datorită pericolului extrem al taxelor de zăpadă pentru operațiunile de aviație, pentru a evita accidentele produse de acestea, este necesar să se respecte cu strictețe o serie de recomandări atât pentru personalul dispecerat de zbor, cât și pentru lucrătorii operaționali ai Suportului Hidrometeorologic al Aviației. Aceste recomandări au fost obținute pe baza unei analize a accidentelor și materialelor asociate cu încărcăturile de zăpadă în straturile inferioare ale atmosferei din zona aerodromului, iar implementarea lor reduce probabilitatea producerii unui accident în zona încărcărilor de zăpadă.
Pentru angajații Serviciului Hidrometeorologic care asigură funcționarea aerodromului, în condiții meteorologice favorabile apariției taxelor de zăpadă în zona aerodromului, este necesar să se includă în formularea prognozei pentru aerodrom informații despre posibilitatea apariției zăpezii. tarifele în zona aerodromului și momentul probabil al acestui fenomen. În plus, este necesar să se includă aceste informații în consultările cu echipajele aeronavei în perioadele corespunzătoare de timp pentru care este prevăzută apariția taxelor de zăpadă.
Pe perioada apariției prognozate a taxelor de zăpadă în zona aerodromului, meteorologii de serviciu, pentru a identifica aspectul real al taxelor de zăpadă, trebuie să monitorizeze informațiile de care dispune de la localizatorii meteorologici, precum și solicitați în mod regulat serviciul de dispecerat (pe baza datelor vizuale de la turnul de control, serviciile aerodromului și informațiile de la aeronave Avioane) despre apariția reală a centrelor de taxe de zăpadă în zona aerodromului.
La primirea informațiilor despre apariția efectivă a taxelor de zăpadă în zona aerodromului, pregătiți imediat o avertizare de furtună adecvată și transmiteți-o serviciului de control al aerodromului și includeți aceste informații în alertele meteorologice difuzate pentru echipajele aeronavelor situate în zona aerodromului.
Serviciul de control al zborului aerodromului În perioada prezisă de meteorologii pentru apariția taxelor de zăpadă în zona aerodromului, apariția taxelor de zăpadă trebuie monitorizată în funcție de datele de localizare, observațiile vizuale ale turnului de control, informațiile de la serviciile aerodromului și echipajele aeronavelor.
Dacă în zona aerodromului apar taxe de zăpadă, prognoza meteo ar trebui să fie informată despre acest lucru și, dacă sunt disponibile date adecvate, să furnizeze prompt echipajelor aeronavei informații despre locația taxelor de zăpadă pe calea de coborâre și pe calea de urcare după decolare în timpul decolării. Este necesar să se recomande ca echipajele aeronavelor, dacă este posibil, să evite intrarea aeronavei în zona unei încărcături de zăpadă, precum și a unui furtun de zăpadă în apropierea Pământului în vecinătatea unei încărcături de zăpadă.
Echipajele de aeronave Când zburați la altitudine joasă și primiți o alertă de control cu privire la posibilitatea sau prezența taxelor de zăpadă, ar trebui să monitorizați cu atenție detectarea vizuală a acestora în zbor.
La detectarea centrelor de încărcături de zăpadă în zbor în straturile inferioare ale atmosferei, este necesar, dacă este posibil, să le „ocoliți” și să evitați să pătrundeți în ele, respectând regula: NU INTRAȚI, NU APROPIAȚI, PLĂCĂȚI.
Detectarea pungilor de încărcături de zăpadă trebuie raportată imediat dispecerului. În acest caz, dacă este posibil, ar trebui să se facă o evaluare a locației surselor de încărcături de zăpadă și a furtunilor de zăpadă, intensitatea, dimensiunea și direcția deplasării acestora.
În această situație, este pe deplin acceptabil să refuzi decolarea și/sau aterizarea din cauza detectării unei surse de încărcare intensă de zăpadă sau a furtunului de zăpadă detectată de-a lungul cursului dinaintea aeronavei.
Literatură
- Khromov S.P., Mamontova L.I. Dicţionar meteorologic. Gidrometeotzdat, 1974.
- Dicționar meteo - glosar termeni meteorologici POGODA.BY http://www.pogoda.by/glossary/?nd=16
- Glazunov V.G. Aviația și vremea. Electronic manual de instruire. 2012.
- Ghid de forfecare a vântului de nivel scăzut. Doc.9817 AN/449 ICAO Organizație internațională aviație civilă, 2005. http://aviadocs.net/icaodocs/Docs/9817_cons_ru.pdf
- Glazunov V.G. Examinarea meteorologică a prăbușirii Mi-8MT la heliportul Barentsburg (Spitsbergen) 30-32008
- Complex radar meteorologic automat METEOR-METEOCELL. CJSC Institutul de Meteorologie Radar (IRAM).
