VENTO GRADIENTE Nel caso delle isobare curve si verifica la forza centrifuga. È sempre diretto verso la convessità (dal centro del ciclone o dell'anticiclone verso la periferia). Quando c'è un movimento orizzontale uniforme dell'aria senza attrito con isobare curvilinee, allora 3 forze sono bilanciate nel piano orizzontale: la forza del gradiente di pressione G, la forza di rotazione della Terra K e la forza centrifuga C. Tale movimento orizzontale uniforme e costante di l'aria in assenza di attrito lungo traiettorie curvilinee è detta vento di gradiente. Il vettore della forza del gradiente di pressione è diretto tangenzialmente all'isobare ad angolo retto a destra nell'emisfero settentrionale (a sinistra in quello meridionale) rispetto al vettore della forza del gradiente di pressione. Pertanto, in un ciclone il vortice è in senso antiorario, mentre in un anticiclone è in senso orario nell'emisfero settentrionale.

Accordo reciproco forze attive in caso di vento di gradiente: a) ciclone, b) anticiclone. A – Forza di Coriolis (nelle formule è indicata con K)

Consideriamo l'influenza del raggio di curvatura r sulla velocità del vento di gradiente. Con un raggio di curvatura ampio (r > 500 km), la curvatura delle isobare (1/ r) è molto piccola, prossima allo zero. Il raggio di curvatura di un'isobare rettilinea è r → ∞ e il vento sarà geostrofico. Vento geostrofico - caso speciale vento di gradiente (a C = 0). Con un piccolo raggio di curvatura (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

In un anticiclone: ​​ovvero al centro di un ciclone e di un anticiclone, il gradiente di pressione orizzontale è zero, cioè ciò significa G = 0 come fonte di movimento. Pertanto, = 0. Il gradiente del vento è un'approssimazione del vento reale nell'atmosfera libera di un ciclone e di un anticiclone.

La velocità del vento di gradiente può essere ottenuta risolvendo l'equazione quadratica - in un ciclone: ​​- in un anticiclone: ​​Nelle formazioni bariche che si muovono lentamente (velocità di movimento non superiore a 40 km/h) alle medie latitudini con grande curvatura isoipsum (1/ r) → ∞ (curvatura a piccolo raggio r ≤ 500 km) su una superficie isobarica, si utilizzano le seguenti relazioni tra gradiente e vento geostrofico: Per curvatura ciclonica ≈ 0,7 Per curvatura anticiclonica ≈ 1.

Con grande curvatura delle isobare vicino alla superficie terrestre (1/ r) → ∞ (raggio di curvatura r ≤ 500 km): con curvatura ciclonica ≈ 0,7 con curvatura anticiclonica ≈ 0,3 Il vento geostrofico viene utilizzato: - con isoipsi diritte e isobare e - con raggio medio di curvatura 500 km< r < 1000 км, — а также при большой кривизне изобар (r < 500 км) в быстро перемещающихся барических образованиях.

LEGGE DEL VENTO Il collegamento tra la direzione del vento superficiale e la direzione del gradiente di pressione orizzontale fu formulato nel XIX secolo dallo scienziato olandese Beis-Ballo sotto forma di regola (legge). LEGGE DEL VENTO: Se guardate nella direzione del vento, la bassa pressione sarà a sinistra e un po' più avanti, e l'alta pressione sarà a destra e un po' indietro (nell'emisfero settentrionale). Nel disegnare le isobare sulle carte sinottiche si tiene conto della direzione del vento: la direzione dell'isobare si ottiene ruotando la freccia del vento verso destra (in senso orario) di circa 30 -45°.

VENTO REALE I movimenti d'aria reali non sono stazionari. Pertanto, le caratteristiche del vento reale sulla superficie terrestre differiscono dalle caratteristiche del vento geostrofico. Consideriamo il vento reale sotto forma di due termini: V = + V ′ – deviazione ageostrofica u = + u ′ oppure u ′ = u — v = + v ′ oppure v ′ = v – Scriviamo le equazioni del moto senza prendere tenendo conto della forza di attrito:

INFLUENZA DELL'ATTRITO SUL VENTO Sotto l'influenza dell'attrito, la velocità del vento superficiale è in media due volte meno velocità vento geostrofico, e la sua direzione devia da geostrofico verso il gradiente di pressione. Pertanto, il vento reale devia sulla superficie terrestre da quello geostrofico verso sinistra nell'emisfero settentrionale e verso destra nell'emisfero meridionale. Disposizione reciproca delle forze. Isobare rette

In un ciclone, sotto l'influenza dell'attrito, la direzione del vento devia verso il centro del ciclone, in un anticiclone - dal centro dell'anticiclone verso la periferia. A causa dell'influenza dell'attrito, la direzione del vento nello strato superficiale viene deviata dalla tangente all'isobara lateralmente bassa pressione in media con un angolo di circa 30° (sul mare di circa 15°, sulla terra di circa 40 -45°).

CAMBIAMENTO DEL VENTO CON L'ALTITUDINE Con ​​l'altitudine la forza di attrito diminuisce. Nello strato limite dell'atmosfera (strato di attrito), il vento si avvicina al vento geostrofico con un'altezza, che è diretta lungo l'isobare. Pertanto, con l'altezza, il vento si rafforzerà e girerà verso destra (nell'emisfero settentrionale) finché non sarà diretto lungo l'isobare. Il cambiamento nella velocità e nella direzione del vento con l'altezza nello strato limite atmosferico (1 -1,5 km) può essere rappresentato da un odogramma. L'odografo è una curva che collega le estremità dei vettori che rappresentano il vento altezze diverse e disegnato da un punto. Questa curva è una spirale logaritmica chiamata spirale di Ekman.

CARATTERISTICHE DELLE LINEE DI CORRENTE DEL CAMPO DI VENTO La linea di corrente è una linea in ciascun punto della quale il vettore della velocità del vento è diretto tangenzialmente in un dato momento. Pertanto danno un'idea della struttura del campo del vento in un dato momento (campo di velocità istantanea). In condizioni di vento gradiente o geostrofico, le linee aerodinamiche coincideranno con le isobare (isoipsi). Il vettore della velocità del vento effettivo nello strato limite non è parallelo alle isobare (isoipsi). Pertanto, le linee attuali del vento reale intersecano le isobare (isoipsi). Quando si disegnano le linee di flusso, viene presa in considerazione non solo la direzione, ma anche la velocità del vento: maggiore è la velocità, più dense sono le linee di flusso.

Esempi di linee di flusso vicino alla superficie terrestre in un ciclone di superficie in un anticiclone di superficie in una depressione in una cresta

TRAIETTORIE DELLE PARTICELLE D'ARIA Le traiettorie delle particelle sono i percorsi delle singole particelle d'aria. La traiettoria caratterizza cioè il movimento della stessa particella d'aria in istanti successivi nel tempo. Le traiettorie delle particelle possono essere calcolate approssimativamente da successive mappe sinottiche. Il metodo della traiettoria in meteorologia sinottica consente di risolvere due problemi: 1) determinare da dove si sposterà la particella d'aria questo punto per un certo periodo di tempo; 2) determinare dove si sposterà una particella d'aria da un dato punto in un certo periodo di tempo. Le traiettorie possono essere costruite utilizzando mappe AT (solitamente AT-700) e mappe terrestri. Usato metodo grafico calcolo della traiettoria utilizzando un righello gradiente.

Un esempio di costruzione della traiettoria di una particella d'aria (da dove si muoverà la particella) utilizzando una mappa: A – punto di previsione; B è il centro del percorso delle particelle; C – punto iniziale della traiettoria Utilizzando la parte inferiore del righello del gradiente, la velocità geostrofica del vento (V, km/h) viene determinata dalla distanza tra le isoipsi. La riga si applica con la scala inferiore (V, km/h) normale alle isoipsi circa a metà del percorso. Utilizzando la scala (V, km/h) compresa tra due isoipsi (nel punto di intersezione con la seconda isoipsi), si determina la velocità media V cp.

Righello del gradiente per la latitudine 60˚ Successivamente, determinare il percorso della particella in 12 ore (S 12) ad una determinata velocità di trasferimento. Lo è numericamente uguale alla velocità trasferimento di una particella V h. Il percorso di una particella in 24 ore è pari a S 24 = 2· S 12; il percorso di una particella in 36 ore è pari a S 36 = 3· S 12. Sulla scala superiore del righello, il percorso della particella dal punto previsto è tracciato nella direzione opposta alla direzione delle isoipsi, tenendo conto della loro flessione.

1. Concetti e definizioni di base

CARICHE NEVE (SNOW CHARGES), secondo il noto classico Dizionario Meteorologico del 1974. edizioni [ 1 ] - è: “…il nome di brevi e intensi rovesci di neve (o pellet di neve) provenienti da cumulonembi, spesso accompagnati da raffiche di neve”.

E nel Meteodizionario - glossario POGODA.BY [2]: “ La neve "carica"- nevicate molto intense, accompagnate da un forte aumento del vento durante il loro passaggio. Le “cariche” di neve a volte si susseguono a brevi intervalli. Di solito si osservano nella parte posteriore dei cicloni e sui fronti freddi secondari. Il pericolo delle “cariche” di neve è che la visibilità diminuisce drasticamente fino quasi a zero mentre passano”.

Inoltre, questo fenomeno meteorologico intenso e pericoloso per l’aviazione è descritto nel moderno libro di testo elettronico “Aviation and Weather” [3] come: “focolai di precipitazioni piovose solide nella stagione fredda (rovesci di neve, “fiocchi” di neve, pellet di neve, nevischio e nevischio piovoso), che assomigliano "tasse di neve" - zone in rapido movimento di nevicate molto intense, letteralmente una "caduta" di neve con una forte diminuzione della visibilità, spesso accompagnata da tempeste di neve sulla superficie della Terra."

Una carica di neve è un fenomeno meteorologico potente, luminoso e di breve durata (di solito dura solo pochi minuti) che, a causa delle condizioni meteorologiche prevalenti, è molto pericoloso non solo per i voli leggeri con aerei ed elicotteri a bassa quota, ma anche per tutti i tipi di aeromobili (aeromobili) nell'atmosfera dello strato inferiore durante il decollo e la salita iniziale, nonché durante l'atterraggio. Questo fenomeno, come vedremo in seguito, talvolta diventa addirittura causa di un incidente (incidente aereo). È importante che se nella regione permangono le condizioni per la formazione di cariche di neve, il loro passaggio possa ripetersi nello stesso luogo!

Per migliorare la sicurezza dei voli aerei, è necessario analizzare le cause del verificarsi di nevicate e condizioni meteorologiche al loro interno, mostrare esempi di incidenti rilevanti e anche sviluppare raccomandazioni per il personale di controllo di volo e il servizio meteorologico di volo al fine di, se possibile, evitare incidenti nelle condizioni di passaggio di carichi di neve.

2. Aspetto centri di cariche di neve

Poiché le cariche di neve più pericolose in questione non si verificano così spesso, per comprendere il problema è importante che tutti gli aviatori abbiano le idee corrette (anche visive) su questo potente fenomeno naturale. Pertanto, all'inizio dell'articolo, viene offerto per la visualizzazione un esempio video di un tipico passaggio di una tale carica di neve vicino alla superficie terrestre.

Riso. 1 Avvicinamento alla zona nevosa. Primi fotogrammi del video, vedere: http://rutube.ru/video/728d027f45b8ae5356c962f70f40d6dd/

Ai lettori interessati vengono proposti anche alcuni episodi video del passaggio delle cariche di neve in prossimità della Terra:

ecc. (vedi motori di ricerca Internet).

3. Il processo di formazione dei centri di cariche di neve

Dal punto di vista meteorologico, le condizioni tipiche per la comparsa dei centri di rovesci invernali sono simili a quelle che si verificano durante la formazione di potenti centri di rovesci e temporali in estate- dopo che si è verificata un'invasione fredda e, di conseguenza, l'emergere di condizioni per la convezione dinamica. Allo stesso tempo si formano rapidamente cumulonembi, che producono sacche di forti precipitazioni in estate sotto forma di pioggia intensa (spesso con temporali) e nella stagione fredda sotto forma di sacche di forte nevicata. Di solito, tali condizioni durante l'avvezione fredda si osservano nella parte posteriore dei cicloni, sia dietro il fronte freddo che nelle zone dei fronti freddi secondari (inclusi e vicini ad essi).

Consideriamo un diagramma della tipica struttura verticale di una carica di neve nella fase di massimo sviluppo, che si forma sotto un cumulonembo in condizioni di avvezione fredda in inverno.

Riso. 2 Schema generale di una sezione verticale della sorgente di una carica di neve nella fase di massimo sviluppo (punti A, B, C - AP, vedere paragrafo 4 dell'articolo)

Il diagramma mostra che le intense precipitazioni che cadono da un cumulonembo “trasportano” aria con sé, determinando un potente flusso d'aria verso il basso che, quando si avvicina alla superficie terrestre, “si diffonde” lontano dalla sorgente, creando uno squallido aumento del vento in prossimità la Terra (principalmente nella direzione del movimento della sorgente, come nel diagramma). Un simile fenomeno di “coinvolgimento” del flusso d'aria verso il basso da parte delle precipitazioni liquide in caduta si osserva anche nella stagione calda, creando un “fronte di raffica” (zona di burrasca), che si forma come un processo pulsante davanti alla sorgente temporale in movimento - vedi il letteratura sui wind shears [4].

Pertanto, nella zona di passaggio di un'intensa fonte di carica di neve, negli strati inferiori dell'atmosfera si possono prevedere i seguenti fenomeni meteorologici pericolosi per l'aviazione, carichi di incidenti: potenti correnti d'aria discendenti, aumento del vento squallido vicino alla Terra e zone di forte peggioramento della visibilità in caso di precipitazioni nevose. Consideriamo separatamente questi fenomeni meteorologici durante le cariche di neve (vedi paragrafi 3.1, 3.2, 3.3).

3.1 Potenti correnti d'aria verso il basso nella fonte della carica di neve

Come già indicato, nello strato limite dell'atmosfera si può osservare il processo di formazione di aree di forti flussi d'aria verso il basso causati da intense precipitazioni [4]. Questo processo è causato dal trascinamento dell'aria da parte delle precipitazioni, se queste precipitazioni hanno grande taglia elementi che hanno una maggiore velocità di caduta e si osserva una maggiore intensità di queste precipitazioni (“densità” degli elementi precipitanti volanti). Inoltre, ciò che è importante in questa situazione è che ci sia un effetto di “scambio” di masse d’aria verticalmente – cioè l'emergere di zone di flussi d'aria compensativi diretti dall'alto verso il basso, dovute alla presenza di zone di correnti ascendenti durante la convezione (Fig. 3), in cui zone di precipitazione svolgono il ruolo di “innesco” di questo potente scambio verticale.

Riso. 3 (questa è una copia della Fig. 3-8 da [4]). Formazione di un flusso d'aria verso il basso nella fase di maturazione b), trascinato dalle precipitazioni (nel riquadro rosso).

La potenza del flusso d'aria verso il basso risultante dovuto al coinvolgimento di intense precipitazioni dipende direttamente dalla dimensione delle particelle (elementi) di precipitazione che cadono. Le particelle di precipitazione di grandi dimensioni (Ø ≥ 5 mm) cadono solitamente a velocità ≥ 10 m/s e quindi i fiocchi di neve bagnata di grandi dimensioni sviluppano la velocità di caduta più elevata, poiché possono avere anche dimensioni > 5 mm e, a differenza della neve secca, hanno una velocità di caduta significativamente inferiore. "derivazione". Un effetto simile si verifica in estate nelle zone di grandine intensa, che provoca anche un potente flusso d'aria verso il basso.

Pertanto, al centro di una carica di neve "bagnata" (fiocchi), la "cattura" di aria da parte delle precipitazioni in caduta aumenta bruscamente, portando ad un aumento della velocità del flusso d'aria discendente nelle precipitazioni, che in questi casi non può raggiungono, ma addirittura superano i loro valori “estivi” solo in caso di forti acquazzoni. Inoltre, come è noto, le velocità del flusso verticale comprese tra 4 e 6 m/s sono considerate “forti” e “molto forti” sono superiori a 6 ms [4].

Grandi fiocchi di neve bagnata di solito si verificano quando valori positivi temperatura dell'aria e quindi è ovvio che è proprio questo sfondo di temperatura che contribuirà all'emergere di flussi d'aria verso il basso forti e anche molto forti nella carica di neve.

Sulla base di quanto sopra, è abbastanza ovvio che nella zona di una carica di neve nella fase del suo massimo sviluppo (soprattutto con neve bagnata e temperature dell'aria positive), possono verificarsi flussi d'aria verticali sia forti che molto forti, che rappresentano un pericolo estremo per voli di qualsiasi tipo di aeromobile.

3.2 Il vento squallido aumenta vicino alla Terravicino al centro della carica di neve.

I flussi verso il basso delle masse d'aria, di cui si è parlato nel paragrafo 3.1 dell'articolo, che si avvicinano alla superficie terrestre, secondo le leggi della dinamica dei gas, iniziano nello strato limite dell'atmosfera (fino ad altezze di centinaia di metri) per bruscamente “ flusso” orizzontalmente ai lati della sorgente, creando un aumento squallido del vento (Fig.2).

Pertanto, vicino ai centri tempestosi vicino alla Terra, si formano "fronti di impulsività" (o "raffiche") - zone di burrasca che si diffondono dalla sorgente, ma sono "asimmetriche" orizzontalmente rispetto alla posizione della sorgente, poiché di solito si muovono nella stessa direzione. direzione poiché la sorgente stessa è orizzontale (Fig. 4).

Fig.4 Struttura del fronte di raffiche (raffiche) che si propaga dalla sorgente dello sciame nello strato limite dell'atmosfera nella direzione del movimento della sorgente

Un fronte di raffiche di squalo "ventoso" di solito appare all'improvviso, si muove ad una velocità abbastanza elevata, attraversa un'area specifica in pochi secondi ed è caratterizzato da forti aumenti di vento di squalo (15 m/s, a volte più) e da un aumento significativo in turbolenza. Il fronte delle raffiche “si ritira” dal confine della sorgente come un processo pulsante nel tempo (appare o scomparire), e allo stesso tempo, una burrasca vicino alla Terra causata da questo fronte può raggiungere una distanza fino a diversi chilometri dal sorgente (in estate con forti temporali - più di 10 km).

È ovvio che una tale raffica vicino alla Terra, causata dal passaggio di un fronte di raffica vicino alla sorgente, rappresenta un grande pericolo per tutti i tipi di aerei che volano nello strato limite dell'atmosfera, il che può causare un incidente. Un esempio del passaggio di un tale fronte di raffiche in condizioni di mesociclone polare e in presenza di manto nevoso è fornito dall'analisi di un incidente in elicottero a Spitsbergen [5].

Allo stesso tempo, nelle condizioni della stagione fredda, si verifica un intenso "riempimento" dello spazio aereo con fiocchi di neve volanti in una raffica di neve, che porta ad una forte diminuzione della visibilità in queste condizioni (vedi oltre - paragrafo 3.3 dell'articolo ).

3.3 Forte diminuzione della visibilità in condizioni di nevee durante una raffica di neve vicino alla Terra

Il pericolo delle cariche di neve sta anche nel fatto che la visibilità nella neve di solito diminuisce bruscamente, a volte fino alla perdita quasi completa dell'orientamento visivo mentre passano. La dimensione delle cariche di neve varia da centinaia di metri a un chilometro o più.

Quando il vento si intensifica vicino alla Terra, ai confini della carica di neve, soprattutto vicino alla sorgente - nella zona del fronte delle raffiche vicino alla Terra, si verifica una "burrasca di neve" in rapido movimento, quando nell'aria vicino alla Terra si verifica può trattarsi, oltre che di intensa caduta di neve dall'alto, anche di neve sollevata dal vento dalla superficie (Fig. 5).

Riso. 5 Burrasca di neve vicino alla Terra in prossimità di una carica di neve

Pertanto, le condizioni di una tempesta di neve vicino alla Terra sono spesso una situazione di completa perdita di orientamento spaziale e visibilità fino a pochi metri, il che è estremamente pericoloso per tutti i tipi di trasporto (sia terrestre che aereo), e in queste condizioni la probabilità di incidenti è alta. I veicoli terrestri in una tempesta di neve possono fermarsi e "attendere" tali condizioni di emergenza (cosa che spesso accade), ma l'aereo è costretto a continuare a muoversi, e in situazioni di completa perdita dell'orientamento visivo ciò diventa estremamente pericoloso!

È importante sapere che durante una raffica di neve vicino alla fonte della carica di neve, la zona mobile di perdita dell'orientamento visivo durante il passaggio di una raffica di neve vicino alla Terra è piuttosto limitata nello spazio e di solito è solo 100...200 m (raramente di più), e fuori dalla zona dei temporali la visibilità solitamente migliora.

Tra le cariche di neve, la visibilità diventa migliore, e quindi lontano dalla carica di neve - spesso anche a una distanza di centinaia di metri da essa e oltre, se non si avvicina una raffica di neve nelle vicinanze, la zona di carica di neve può essere visibile anche sotto forma di qualche “colonna di neve” in movimento. Ciò è molto importante per il tempestivo rilevamento visivo di queste zone e il loro corretto "bypass" - per garantire la sicurezza del volo e allertare gli equipaggi degli aerei! Inoltre, le aree di nevicate sono ben rilevate e monitorate dai moderni radar meteorologici, che dovrebbero essere utilizzati per il supporto meteorologico dei voli attorno all'aerodromo in queste condizioni.

4. Tipologie di incidenti aerei dovuti ai carichi di neve

È ovvio che gli aerei che incontrano condizioni di neve durante il volo incontrano notevoli difficoltà nel mantenere la sicurezza del volo, il che a volte porta a corrispondenti incidenti. Consideriamo ulteriormente tre AP tipici selezionati per l'articolo: questi sono casi in t.t. A, B, C ( sono segnati in Fig. 2) su un diagramma tipico della fonte di una carica di neve nella fase di massimo sviluppo.

UN) Il 19 febbraio 1977, vicino al villaggio di Tapa dell'EstSSR, un aereo AN-24T stava atterrando in un aeroporto militare, trovandosi sul percorso di planata, dopo aver superato l'LDRM (marcatore radio a lungo raggio), già ad un'altitudine di circa 100 m sopra la pista (pista), è rimasto sorpreso da una potente tempesta di neve in condizioni di completa perdita di visibilità. Allo stesso tempo, l'aereo ha perso improvvisamente e bruscamente quota, a seguito della quale ha colpito un alto camino e sono cadute tutte le 21 persone. quelli a bordo dell'aereo sono morti.

Questo incidente si è verificato chiaramente quando l'aereo stesso ha colpito downdraft in una carica di neve ad una certa altezza sopra la superficie della Terra.

IN) 20 gennaio 2011 elicottero COME - 335 N.R.A.-04109 vicino al lago Sukhodolskoye, distretto di Priozersk, regione di Leningrado. ha volato a bassa quota e in vista della Terra (secondo i materiali del caso). La situazione meteorologica generale, secondo il servizio meteorologico, è stata la seguente: il volo di questo elicottero è stato effettuato in condizioni cicloniche di tempo nuvoloso con forti precipitazioni e peggioramento della visibilità nella parte posteriore del fronte freddo secondario... sono state osservate precipitazioni sotto forma di neve e pioggia, con presenza di isolati zone di precipitazione delle precipitazioni . In queste condizioni, durante il volo, l'elicottero ha “aggirato” sacche di pioggia (erano visibili), ma nel tentativo di scendere ha colpito improvvisamente il “bordo” di una carica di neve, ha perso bruscamente quota ed è caduto a terra quando il vento aumenta vicino alla Terra in condizioni di nevicate. Fortunatamente nessuno è rimasto ucciso, ma l’elicottero è stato gravemente danneggiato.

Condizioni meteorologiche effettive sul luogo dell'incidente (secondo i protocolli degli interrogatori dei testimoni e delle vittime): “... ciò è avvenuto in presenza di sacche di precipitazioni sotto forma di neve e pioggia... in precipitazioni miste...che compromettevano la visibilità orizzontale nella zona di abbondanti nevicate ....” Questo incidente ovviamente è avvenuto in t. Secondo la Fig. 2, cioè. nel luogo in cui, in prossimità del limite verticale della zona di carica di neve, si è già formata una carica di neve raffica di neve.

CON) 6 aprile 2012 elicottero "Agusta" vicino al lago. Yanisjarvi di Sortavala distretto della Carelia quando si vola ad un'altitudine fino a 50 m. condizioni di calma e quando la Terra era visibile, a una distanza di circa 1 km dalla fonte della nevicata (la fonte era visibile all'equipaggio), ha sperimentato irregolarità in una raffica di neve che era volata vicino alla Terra e all'elicottero, avendo perso bruscamente quota , colpisci la Terra. Fortunatamente nessuno è rimasto ucciso e l’elicottero è rimasto danneggiato.

Un'analisi delle condizioni di questo incidente ha mostrato che il volo è avvenuto nella depressione di un ciclone vicino a un fronte freddo intenso e in rapido avvicinamento, e l'incidente è avvenuto quasi nella zona frontale vicino alla Terra. I dati del diario meteorologico durante il passaggio di questo fronte attraverso l'area dell'aerodromo mostrano che durante il suo passaggio vicino alla Terra sono state osservate potenti sacche di cumulonembi e forti precipitazioni (cariche di neve bagnata), e il vento aumenta vicino alla Terra fino a Sono stati osservati anche 16 m/s.

E' evidente quindi che l'incidente è avvenuto anche se al di fuori della stessa carica di neve, che l'elicottero non ha mai urtato, ma è finito in una zona nella quale è precipitato all'improvviso e ad alta velocità Una raffica di neve è “esplosa”, causata da una carica di neve localizzata in lontananza. Ecco perché l’elicottero si è schiantato nella zona turbolenta del fronte delle raffiche quando si è abbattuta una raffica di neve. In Fig. 2, questo è il punto C, la zona esterna del confine di una raffica di neve, che "rotola indietro" come un fronte di raffica vicino alla Terra dalla fonte della carica di neve. Quindi, e questo è molto importante che la zona innevata è pericolosa per i voli non solo all'interno di questa zona stessa, ma anche a una distanza di chilometri da esso - oltre la portata della carica di neve stessa vicino alla Terra, dove un fronte di raffiche formato dal centro più vicino di una carica di neve può “precipitare” e provocare una raffica di neve!

5. Conclusioni generali

IN orario invernale nelle zone di passaggio dei fronti atmosferici freddi vari tipi vicino alla superficie della Terra e immediatamente dopo il loro passaggio, di solito compaiono cumulonembi e si formano focolai di pioggia solida sotto forma di pioggia di neve (compresi "fiocchi" di neve), pellet di neve, neve bagnata o neve con pioggia. Quando cade una forte nevicata, può verificarsi un forte deterioramento della visibilità, fino alla completa perdita dell'orientamento visivo, soprattutto in caso di raffiche di neve (con aumento del vento) sulla superficie della Terra.

Con un'intensità significativa dei processi di formazione delle precipitazioni temporalesche, ad es. con un'elevata "densità" di elementi in caduta nella sorgente e con dimensioni maggiori degli elementi solidi in caduta (soprattutto "bagnati"), la velocità della loro caduta aumenta bruscamente. Per questo motivo si verifica un potente effetto di “trascinamento” dell'aria da parte delle precipitazioni in caduta, che può provocare un forte flusso d'aria verso il basso nella fonte di tali precipitazioni.

Le masse d'aria nel flusso discendente che si è formato nella fonte delle precipitazioni solide, avvicinandosi alla superficie terrestre, iniziano a “diffondersi” ai lati della fonte, principalmente nella direzione del movimento della fonte, creando una zona di raffiche di neve che si diffonde rapidamente per diversi chilometri dal confine della sorgente, in modo simile al fronte a raffiche estive che si verifica vicino a potenti cellule temporalesche estive. Nell'area di una raffica di neve così breve, oltre alle elevate velocità del vento, si possono osservare forti turbolenze.

Pertanto, le cariche di neve sono pericolose per i voli aerei a causa sia di una forte perdita di visibilità durante le precipitazioni che di forti correnti discendenti nella stessa carica di neve, nonché di una raffica di neve vicino alla sorgente vicino alla superficie terrestre, che è irta di incidenti corrispondenti nel zona della carica di neve.

A causa dell'estremo pericolo di nevicate per le operazioni di volo, al fine di evitare incidenti da essi causati, è necessario seguire rigorosamente una serie di raccomandazioni sia per il personale di spedizione del volo che per i lavoratori operativi del Supporto Idrometeorologico dell'Aviazione. Queste raccomandazioni sono state ottenute sulla base di un'analisi degli incidenti e dei materiali associati alle cariche di neve negli strati inferiori dell'atmosfera nell'area dell'aerodromo e la loro attuazione riduce la probabilità che si verifichi un incidente nella zona delle cariche di neve.

Per i dipendenti del Servizio Idrometeorologico che garantisce il funzionamento dell'aeroporto, in condizioni meteorologiche favorevoli al verificarsi di nevicate nell'area dell'aeroporto, è necessario includere nella formulazione delle previsioni per l'aeroporto informazioni sulla possibilità della comparsa di neve cariche nell'area dell'aeroporto e la probabile tempistica di questo fenomeno. Inoltre, è necessario includere queste informazioni nelle consultazioni con gli equipaggi degli aerei durante i periodi di tempo appropriati per i quali è previsto il verificarsi di carichi di neve.

Per il periodo in cui si prevede il verificarsi di cariche di neve nell'area dell'aerodromo, il meteorologo in servizio, al fine di identificare l'effettiva comparsa di cariche di neve, deve monitorare le informazioni a sua disposizione dai localizzatori meteorologici, nonché richiedere regolarmente al servizio di invio (sulla base dei dati visivi della torre di controllo, dei servizi dell'aerodromo e delle informazioni degli aeromobili) sull'effettiva comparsa dei centri di neve nell'area dell'aerodromo.

Dopo aver ricevuto informazioni sull'effettiva presenza di cariche di neve nell'area dell'aerodromo, preparare immediatamente un avviso di tempesta appropriato e inviarlo al servizio di controllo dell'aerodromo e includere queste informazioni negli allarmi meteorologici trasmessi per gli equipaggi degli aerei situati nell'area dell'aerodromo.

Servizio di controllo di volo dell'aerodromo Durante il periodo previsto dai meteorologi per la comparsa di cariche di neve nell'area dell'aerodromo, la comparsa di cariche di neve dovrebbe essere monitorata in base ai dati del localizzatore, alle osservazioni visive della torre di controllo, alle informazioni dei servizi dell'aerodromo e degli equipaggi degli aerei.

Se si verificano effettivamente cariche di neve nell'area dell'aerodromo, il meteorologo dovrebbe esserne informato e, se sono disponibili dati adeguati, fornire tempestivamente agli equipaggi dell'aereo informazioni sulla posizione delle cariche di neve sul sentiero di discesa e sul sentiero di salita dopo decollo durante il decollo. È necessario raccomandare agli equipaggi degli aerei, se possibile, di evitare che l'aereo entri nella zona di carica di neve, così come una raffica di neve vicino alla Terra in prossimità di una carica di neve.

Equipaggi di aerei Quando si vola a bassa quota e si riceve un avviso dal controllore sulla possibilità o presenza di cariche di neve, è necessario monitorare attentamente il loro rilevamento visivo durante il volo.

Quando si rilevano centri di cariche di neve in volo negli strati inferiori dell'atmosfera, è necessario, se possibile, “aggirarli” ed evitare di entrarvi, rispettando la regola: NON ENTRARE, NON AVVICINARSI, USCIRE.

Il rilevamento di sacche di neve deve essere immediatamente segnalato al dispatcher. In questo caso, se possibile, si dovrebbe valutare l'ubicazione delle fonti delle cariche di neve e delle raffiche di neve, la loro intensità, dimensione e direzione dello spostamento.

In questa situazione, è del tutto accettabile rifiutare il decollo e/o l'atterraggio a causa del rilevamento di una fonte di intensa carica di neve o di un temporale rilevato lungo la rotta antistante l'aeromobile.

Letteratura

1. Khromov S.P., Mamontova L.I. Dizionario meteorologico. Gidrometeotzdat, 1974.

1. Dizionario meteorologico - glossario termini meteorologici POGODA.BY http://www.pogoda.by/glossary/?nd=16

1. Glazunov V.G. Aviazione e meteo. Elettronico tutorial. 2012.

1. Guida al wind shear a basso livello. Doc.9817 AN/449 ICAO Organizzazione internazionale aviazione civile, 2005. http://aviadocs.net/icaodocs/Docs/9817_cons_ru.pdf

1. Glazunov V.G. Esame meteorologico dell'incidente del Mi-8MT all'eliporto di Barentsburg (Spitsbergen) 30-32008

1. Complesso radar meteorologico automatizzato METEOR-METEOCELL. Istituto CJSC di meteorologia radar (IRAM).

12. Cambiamenti nella radiazione solare nell'atmosfera e sulla superficie terrestre

13. Fenomeni associati alla diffusione delle radiazioni

14. Fenomeni cromatici nell'atmosfera

15. Radiazione totale e riflessa

15.1. Radiazione dalla superficie terrestre

15.2. Controradiazione o controradiazione

16. Bilancio radiativo della superficie terrestre

17. Distribuzione geografica del bilancio radiativo

18. Pressione atmosferica e campo barico

19. Sistemi a pressione

20. Fluttuazioni di pressione

21. Accelerazione dell'aria sotto l'influenza del gradiente barico

22. Forza di deflessione della rotazione terrestre

Nord a velocità aw

23. Vento geostrofico e di gradiente

24. Legge della pressione del vento

25. Regime termico dell'atmosfera

26. Bilancio termico della superficie terrestre

27. Variazione giornaliera e annuale della temperatura sulla superficie del suolo

28. Temperature delle masse d'aria

29. Ampiezza annuale della temperatura dell'aria

30. Clima continentale

A Tórshavn (1) e Yakutsk (2)

31. Nuvole e precipitazioni

32. Evaporazione e saturazione

A seconda della temperatura

33. Umidità

34. Distribuzione geografica dell'umidità dell'aria

35. Condensa nell'atmosfera

36. Nuvole

37. Classificazione internazionale delle nuvole

38. Nuvolosità, suo ciclo giornaliero e annuale

39. Precipitazioni che cadono dalle nuvole (classificazione delle precipitazioni)

40. Caratteristiche del regime delle precipitazioni

41. Andamento annuale delle precipitazioni

42. Significato climatico del manto nevoso

43. Chimica atmosferica

Alcuni componenti atmosferici (Surkova G.V., 2002)

44. Composizione chimica dell'atmosfera terrestre

45. Composizione chimica delle nuvole

46. ​​​​Composizione chimica dei sedimenti

In frazioni successive di pioggia

In campioni di pioggia successivi di uguale volume (i numeri dei campioni sono tracciati lungo l'asse delle ascisse, da 1 a 6), Mosca, 6 giugno 1991.

In vari tipi di precipitazioni, tra nuvole e nebbia

47. Acidità delle precipitazioni

48. Circolazione generale dell'atmosfera

Al livello del mare a gennaio, hPa

Al livello del mare nel mese di luglio, hPa

48.1. Circolazione ai tropici

48.2. Alisei

48.3. Monsoni

48.4. Circolazione extratropicale

48,5. Cicloni extratropicali

48.6. Tempo in un ciclone

48.7. Anticicloni

48.8. Formazione del clima

Atmosfera – oceano – superficie di neve, ghiaccio e terra – biomassa

49. Teorie sul clima

50. Cicli climatici

51. Possibili cause e metodi per studiare il cambiamento climatico

52. Dinamica climatica naturale del passato geologico

Studiato con vari metodi (Vasilchuk Yu.K., Kotlyakov V.M., 2000):

Da ben 5g 00:

Nella Siberia settentrionale durante i momenti chiave del tardo Pleistocene

Cryochron 30-25 mila anni fa (a) e – 22-14 mila anni fa (b).

Nei punti di campionamento la frazione: al numeratore è la temperatura media di gennaio,

Il denominatore è il valore medio di 18o per un dato intervallo di tempo

Dall'art. Camp Century negli ultimi 15mila anni

Nella Siberia settentrionale durante l'Olocene ottimale 9-4,5 mila anni fa

53. Il clima in epoca storica

54. Eventi di Heinrich e Dansgaard

55. Tipi di climi

55.1. Clima equatoriale

55.2. Clima tropicale monsonico (subequatoriale)

55.3. Tipo di monsoni tropicali continentali

55.4. Tipo di monsone tropicale oceanico

55,5. Tipo di monsone tropicale occidentale

55.6. Tipo di monsoni tropicali delle coste orientali

55.7. Climi tropicali

55,8. Clima tropicale continentale

55.9. Clima tropicale oceanico

55.10. Clima della periferia orientale degli anticicloni oceanici

55.11. Clima della periferia occidentale degli anticicloni oceanici

55.12. Climi subtropicali

55.13. Clima subtropicale continentale

55.14. Clima subtropicale oceanico

55.15. Clima subtropicale delle coste occidentali (Mediterraneo)

55.16. Clima subtropicale delle coste orientali (monsone)

55.17. Climi temperati

55.18. Clima continentale delle latitudini temperate

55.19. Clima delle parti occidentali dei continenti alle latitudini temperate

55.20. Clima delle parti orientali dei continenti alle latitudini temperate

55.21. Clima oceanico alle latitudini temperate

55.22. Clima subpolare

55.23. Clima artico

55.24. Clima dell'Antartide

56. Microclima e fitoclima

57. Microclima come fenomeno dello strato terrestre

58. Metodi di ricerca sul microclima

58.1. Microclima dei terreni accidentati

58.2. Microclima della città

58.3. Fitoclima

58. Influenza umana sul clima

Per il periodo 1957–1993 Alle Isole Hawaii e al Polo Sud

60. Cambiamenti climatici moderni

Sulla superficie terrestre rispetto alla temperatura del 1990

61. Cambiamenti antropogenici e modelli climatici

(Media dell'anno, media globale - linea nera) con risultati di modellazione (sfondo grigio) ottenuti tenendo conto dei cambiamenti:

E anomalie del modello riprodotte per lo stesso anno:

Dalla temperatura allo stato industriale (1880–1889) a causa dell’aumento dei gas serra e degli aerosol troposferici:

62. Analisi sinottica e previsioni del tempo

Conclusione

Bibliografia

24. Legge della pressione del vento

L'esperienza conferma che il vento reale sulla superficie terrestre (ad eccezione delle latitudini vicine all'equatore) devia sempre dal gradiente di pressione di un certo angolo acuto verso destra nell'emisfero settentrionale e verso sinistra nell'emisfero meridionale. Ciò porta alla cosiddetta legge barica del vento: se nell’emisfero settentrionale stai con le spalle al vento e il viso nella direzione in cui soffia il vento, allora la pressione più bassa sarà a sinistra e un po’ più avanti, e la pressione più alta sarà a destra e leggermente indietro.

Questa legge è stata trovata empiricamente nella prima metà del XIX secolo. Base Ballo porta il suo nome. Allo stesso modo, il vento reale nella libera atmosfera soffia sempre quasi lungo le isobare, lasciando (nell'emisfero settentrionale) la bassa pressione a sinistra, cioè deviando dal gradiente di pressione verso destra con un angolo vicino ad una linea retta. Questa situazione può essere considerata un'estensione della legge di pressione del vento all'atmosfera libera.

La legge della pressione del vento descrive le proprietà del vento reale. Pertanto, i modelli di movimento geostrofico e di gradiente dell’aria, ad es. in condizioni teoriche semplificate, sono sostanzialmente giustificate in condizioni reali più complesse dell'atmosfera reale. In un'atmosfera libera, nonostante forma irregolare isobare, il vento è vicino alla direzione delle isobare (si discosta da esse, di regola, di 15-20°) e la sua velocità è vicina alla velocità del vento geostrofico.

Lo stesso vale per le linee aerodinamiche nello strato superficiale di un ciclone o di un anticiclone. Sebbene queste linee di flusso non siano spirali geometricamente regolari, il loro carattere è comunque a forma di spirale e nei cicloni convergono verso il centro, e negli anticicloni divergono dal centro.

I fronti nell'atmosfera creano costantemente condizioni in cui due masse d'aria con proprietà diverse si trovano una accanto all'altra. In questo caso le due masse d'aria sono separate da una stretta zona di transizione chiamata fronte. La lunghezza di tali zone è di migliaia di chilometri, la larghezza è di sole decine di chilometri. Queste zone rispetto alla superficie terrestre sono inclinate con l'altezza e possono essere risalite verso l'alto per almeno diversi chilometri, e spesso fino alla stratosfera. Nella zona frontale, durante il passaggio da una massa d'aria all'altra, la temperatura, il vento e l'umidità dell'aria cambiano bruscamente.

Fronti che separano il principale tipologie geografiche le masse d'aria sono chiamate fronti principali. I fronti principali tra l'aria artica e quella temperata sono detti artici, mentre quelli tra l'aria temperata e quella tropicale sono detti polari. La divisione tra aria tropicale ed equatoriale non ha il carattere di un fronte, questa divisione è chiamata zona di convergenza intertropicale.

La larghezza orizzontale e lo spessore verticale del fronte sono piccoli rispetto alla dimensione delle masse d'aria che separa. Pertanto, idealizzando le condizioni reali, si può immaginare il fronte come un'interfaccia tra le masse d'aria.

In intersezione con superficie terrestre la superficie frontale forma la linea frontale, detta anche fronte in breve. Se idealizziamo la zona frontale come un'interfaccia, allora per le quantità meteorologiche è una superficie di discontinuità, perché un brusco cambiamento nella zona frontale della temperatura e in alcune altre quantità meteorologiche acquisisce il carattere di un salto all'interfaccia.

Le superfici frontali attraversano obliquamente l'atmosfera (Fig. 5). Se entrambe le masse d'aria fossero stazionarie, l'aria calda si troverebbe sopra l'aria fredda e la superficie frontale tra di loro sarebbe orizzontale, parallela alle superfici isobariche orizzontali. Poiché le masse d'aria si muovono, la superficie del fronte può esistere e persistere purché sia ​​inclinata rispetto alla superficie piana e, quindi, al livello del mare.

Riso. 5. Superficie frontale in sezione verticale

La teoria delle superfici frontali mostra che l'angolo di inclinazione dipende dalle velocità, accelerazioni e temperature delle masse d'aria, nonché dalla latitudine geografica e dall'accelerazione di gravità. La teoria e l'esperienza dimostrano che gli angoli di inclinazione delle superfici frontali rispetto alla superficie terrestre sono molto piccoli, dell'ordine dei minuti d'arco.

Ogni fronte individuale nell'atmosfera non esiste indefinitamente. I fronti emergono, si intensificano, si confondono e scompaiono costantemente. Le condizioni per la formazione dei fronti esistono sempre in alcune parti dell'atmosfera, quindi i fronti non sono un incidente raro, ma una caratteristica costante e quotidiana dell'atmosfera.

Il meccanismo abituale per la formazione dei fronti nell'atmosfera è cinematico: i fronti sorgono in tali campi di movimento dell'aria che uniscono tra loro le particelle d'aria. temperature diverse(e altre proprietà),

In un tale campo di movimento aumentano i gradienti di temperatura orizzontali e ciò porta alla formazione di un fronte netto invece di una transizione graduale tra le masse d'aria. Il processo di formazione del fronte è chiamato frontogenesi. Allo stesso modo, nei campi di movimento che allontanano le particelle d'aria l'una dall'altra, i fronti già esistenti possono essere offuscati, ad es. si trasformano in ampie zone di transizione e i grandi gradienti delle quantità meteorologiche che esistevano in esse, in particolare la temperatura, vengono attenuati.

Nell'atmosfera reale, i fronti solitamente non sono paralleli alle correnti d'aria. Il vento su entrambi i lati del fronte ha componenti normali al fronte. Pertanto, i fronti stessi non rimangono in una posizione invariata, ma si muovono.

La parte anteriore può spostarsi verso l'aria più fredda o verso l'aria più calda. Se la linea del fronte si sposta vicino al suolo verso l'aria più fredda, ciò significa che il cuneo d'aria fredda si sta ritirando e lo spazio liberato è occupato dall'aria calda. Un fronte di questo tipo è chiamato fronte caldo. Il suo passaggio attraverso il sito di osservazione porta alla sostituzione della massa d'aria fredda con una calda e, di conseguenza, ad un aumento della temperatura e ad alcuni cambiamenti in altre quantità meteorologiche.

Se la linea del fronte si muove verso l'aria calda, significa che il cuneo d'aria fredda si sta muovendo in avanti, l'aria calda davanti ad esso si sta ritirando e viene anche spinta verso l'alto dal cuneo d'aria fredda che avanza. Un fronte di questo tipo è chiamato fronte freddo. Durante il suo passaggio, la massa d'aria calda viene sostituita da quella fredda, la temperatura diminuisce e anche altre quantità meteorologiche cambiano bruscamente.

Nella regione dei fronti (o, come si dice di solito, sulle superfici frontali), si formano componenti verticali della velocità dell'aria. Il più importante è il caso particolarmente frequente in cui l'aria calda si trova in uno stato di movimento ordinato verso l'alto, ad es. quando, contemporaneamente al movimento orizzontale, si muove anche verso l'alto sopra il cuneo d'aria fredda. Questo è proprio ciò che è associato allo sviluppo di un sistema nuvoloso sulla superficie frontale, da cui cadono le precipitazioni.

Su un fronte caldo, il movimento ascendente copre potenti strati di aria calda su tutta la superficie frontale, qui le velocità verticali sono dell'ordine di 1...2 cm/s con velocità orizzontali di diverse decine di metri al secondo; Pertanto, il movimento dell'aria calda ha il carattere di uno scorrimento verso l'alto lungo la superficie frontale.

Non solo lo strato d'aria immediatamente adiacente alla superficie frontale, ma anche tutti gli strati sovrastanti, spesso fino alla tropopausa, partecipano allo scorrimento verso l'alto. Di conseguenza, si forma un vasto sistema di nubi cirrostrati, altostrati e nimbostrati, da cui cadono le precipitazioni. Nel caso di un fronte freddo, il movimento verso l’alto dell’aria calda è limitato a una zona più ristretta, ma le velocità verticali sono molto maggiori che in un fronte caldo, e sono particolarmente forti davanti al cuneo freddo, dove l’aria calda viene spostata dall'aria fredda. Qui predominano i cumulonembi con rovesci e temporali.

È molto significativo che tutti i fronti siano associati a depressioni nel campo di pressione. Nel caso di un fronte stazionario (che si muove lentamente), le isobare nella depressione sono parallele al fronte stesso. Nel caso dei fronti caldi e freddi, le isobare assumono la forma della lettera latina V, intersecandosi con il fronte giacente sull'asse della depressione.

Quando passa un fronte, il vento in una determinata località cambia direzione in senso orario. Ad esempio, se il vento soffia da sud-est prima del fronte, dietro il fronte cambierà verso sud, sud-ovest o ovest.

Idealmente il fronte può essere rappresentato come una superficie di discontinuità geometrica.

In un'atmosfera reale, tale idealizzazione è accettabile nello strato limite planetario. In realtà un fronte è una zona di transizione tra masse d'aria calda e fredda; nella troposfera rappresenta una certa regione chiamata zona frontale. La temperatura nella parte anteriore non presenta discontinuità, ma cambia bruscamente all'interno della zona anteriore, cioè il fronte è caratterizzato da ampi gradienti termici orizzontali, un ordine di grandezza maggiore rispetto alle masse d'aria su entrambi i lati del fronte.

Sappiamo già che se esiste un gradiente orizzontale di temperatura che coincide sufficientemente in direzione con il gradiente orizzontale di pressione, quest'ultimo aumenta con l'altezza, e con esso aumenta anche la velocità del vento. Nella zona frontale, dove il gradiente termico orizzontale tra aria calda e aria fredda è particolarmente elevato, il gradiente di pressione aumenta fortemente con l'altezza. Ciò significa che il vento termico dà un grande contributo e la velocità del vento in quota raggiunge valori elevati.

Con un fronte pronunciato sopra di esso nell'alta troposfera e nella bassa stratosfera, si osserva una forte corrente d'aria, generalmente parallela al fronte, larga diverse centinaia di chilometri, con velocità da 150 a 300 km/h. Si chiama corrente a getto. La sua lunghezza è paragonabile alla lunghezza del fronte e può raggiungere diverse migliaia di chilometri. Velocità massima il vento si osserva sull'asse della corrente a getto vicino alla tropopausa, dove può superare i 100 m/s.

Più in alto nella stratosfera, dove il gradiente di temperatura orizzontale è invertito, il gradiente di pressione diminuisce con l'altezza, il vento termico è diretto in modo opposto alla velocità del vento e diminuisce con l'altezza.

Lungo i fronti artici, le correnti a getto si trovano a livelli più bassi. In determinate condizioni, nella stratosfera si osservano correnti a getto.

Tipicamente, i fronti principali della troposfera - polare, artico - passano principalmente in direzione latitudinale, con aria fredda situata a latitudini più elevate. Pertanto, le correnti a getto associate sono spesso dirette da ovest a est.

Quando il fronte principale devia bruscamente dalla direzione latitudinale, anche la corrente a getto devia.

Nelle zone subtropicali, dove la troposfera latitudini temperate entra in contatto con la troposfera tropicale, si forma una corrente di crosta subtropicale, il cui asse si trova solitamente tra la tropopausa tropicale e quella polare.

La corrente a getto subtropicale non è strettamente associata ad alcun fronte ed è principalmente una conseguenza dell'esistenza di un gradiente di temperatura equatore-polo.

Una corrente a getto opposta a un aereo in volo riduce la sua velocità di volo; il passaggio di una corrente a getto lo aumenta. Inoltre, nella zona delle correnti a getto possono svilupparsi forti turbolenze, quindi tenere conto delle correnti a getto è importante per l'aviazione.

"

2. Forza di Coriolis

3. Forza di attrito: 4. Forza centrifuga:

16. Legge della pressione del vento nello strato superficiale (strato di attrito) e sue conseguenze meteorologiche in un ciclone e anticiclone.

Legge della pressione del vento in uno strato di attrito : sotto l'influenza dell'attrito, il vento devia dall'isobare verso la bassa pressione (nell'emisfero settentrionale - a sinistra) e diminuisce di magnitudo.

Quindi, secondo la legge della pressione del vento:

In un ciclone la circolazione avviene in senso antiorario; in prossimità del suolo (nello strato di attrito), si osservano la convergenza delle masse d'aria, i movimenti verticali verso l'alto e la formazione di fronti atmosferici. Prevale il tempo nuvoloso.

Nell'anticiclone si verifica una circolazione antioraria, una divergenza delle masse d'aria, movimenti verticali verso il basso e la formazione di inversioni elevate su larga scala (~ 1000 km). Prevale il tempo senza nuvole. Nuvolosità dello strato nello strato di sub-inversione.

17. Terra fronti atmosferici(AF). La loro formazione. Nuvolosità, fenomeni particolari nella zona X e T AF, occlusione frontale. Velocità di movimento dell'AF. Condizioni di volo nell'area AF in inverno ed estate. Qual è la larghezza media della zona di forti precipitazioni a T e X AF? Nomina le differenze stagionali nell'ONP per HF e TF. (vedi Bogatkin pp. 159-164).

Fronti atmosferici superficiali AF – una stretta zona di transizione inclinata tra due masse d'aria con proprietà diverse;

L'aria fredda (più densa) si trova sotto l'aria calda

La lunghezza delle zone AF è di migliaia di km, la larghezza è di decine di km, l'altezza è di diversi km (a volte fino alla tropopausa), l'angolo di inclinazione rispetto alla superficie terrestre è di diversi minuti d'arco;

La linea di intersezione della superficie frontale con la superficie terrestre è chiamata linea del fronte

Nella zona frontale la temperatura, l'umidità, la velocità del vento e altri parametri cambiano bruscamente;

Il processo di formazione del fronte è la frontogenesi, la distruzione è la frontolisi.

Velocità di viaggio 30-40 km/h o più

L'avvicinamento non può (molto spesso) essere notato in anticipo: tutte le nuvole sono dietro la prima linea

Caratterizzato da forti precipitazioni con temporali e venti squallidi, trombe d'aria;

Le nuvole si sostituiscono nella sequenza Ns, Cb, As, Cs (all'aumentare del livello);

La zona di nuvole e precipitazioni è 2-3 volte più piccola di quella della TF - fino a 300 e 200 km, rispettivamente;

La larghezza della zona di precipitazioni continue è di 150-200 km;

L'altezza della ONG è di 100-200 m;

In quota dietro il fronte, il vento rafforza e gira a sinistra: wind shear!

Per l'aviazione: scarsa visibilità, formazione di ghiaccio, turbolenza (soprattutto in HF!), wind shear;

I voli sono vietati fino all'HF.

HF del 1° tipo – fronte in lento movimento (30-40 km/h), zona relativamente ampia (200-300 km) di nubi e precipitazioni; l'altezza della coltre nuvolosa è bassa in inverno – 4-6 km

HF del 2° tipo - un fronte in rapido movimento (50-60 km/h), nuvole di larghezza ridotta - diverse decine di km, ma pericoloso con Cb sviluppato (soprattutto in estate - con temporali e burrasche), in inverno - forti nevicate con un forte deterioramento a breve termine della visibilità

AF caldo

La velocità di movimento è inferiore a quella dell'HF-< 40 км/ч.

Puoi vedere l'approccio in anticipo dalla comparsa di cirri e poi cirrostrati nel cielo, e poi As, St, Sc con ONG 100 m o meno;

Nebbie avvettive dense (in inverno e nelle stagioni di transizione);

Base delle nuvole – forme stratificate nuvole formate a seguito della risalita dell'acqua calda ad una velocità di 1-2 cm/s;

Zona estesa coprire circa gabbie - 300-450 km con un'ampiezza della zona nuvolosa di circa 700 km (massimo nella parte centrale del ciclone);

Ad altitudini nella troposfera, il vento aumenta con l'altezza e gira a destra: wind shear!

Condizioni particolarmente difficili per i voli si creano nella zona a 300-400 km dalla linea del fronte, dove la nuvolosità è bassa, la visibilità è scarsa, è possibile formazione di ghiaccio in inverno e temporali in estate (non sempre).

Fronte dell'occlusione – combinando superfici frontali calde e fredde
(in inverno è particolarmente pericoloso a causa della formazione di ghiaccio, ghiaccio, grandine)

Per integrare, leggere il libro di testo Bogatkin pp. 159 – 164.

Molti nuovi marinai hanno sentito parlare della “legge sul berretto da baseball”, che viene utilizzata in qualche modo da velisti esperti nella navigazione marittima. Va premesso che questa legge non ha nulla a che fare con i copricapi o le attrezzature navali in generale. La “legge del berretto da baseball” in slang nautico è la legge della pressione del vento, scoperta un tempo da un membro dell'Accademia Imperiale delle Scienze di San Pietroburgo, Christopher Beys-Ballot, spesso indicato come maniera inglese-Base Ballo. Questa legge spiega un fenomeno interessante: perché il vento nell'emisfero settentrionale nei cicloni gira in senso orario, cioè a destra. Da non confondere con la rotazione del ciclone stesso, dove le masse d'aria ruotano in senso antiorario!
L'accademico H. H. Beuys-Ballot

Beuys-Ballot e la legge della pressione del vento

Beuys-Ballot fu un eccezionale scienziato olandese della metà del XIX secolo che lavorò in matematica, fisica, chimica, mineralogia e meteorologia. Nonostante una gamma così ampia di hobby, divenne famoso proprio come lo scopritore della legge che in seguito prese il suo nome. Beuys-Ballot è stato uno dei primi a implementare attivamente la cooperazione attiva tra scienziati di diversi paesi, coltivando le idee dell'Accademia mondiale delle scienze. In Olanda creò l'Istituto di Meteorologia e un sistema di allarme per le tempeste imminenti. In riconoscimento dei suoi servizi alla scienza mondiale, Beuys-Ballot, insieme ad Ampère, Darwin, Goethe e altri rappresentanti della scienza e dell'arte, fu eletto membro straniero dell'Accademia delle Scienze di San Pietroburgo.

Per quanto riguarda la legge attuale (o “regola”) del Base Ballot, quindi, in senso stretto, le prime menzioni della legge barrica del vento risalgono alla fine del XVIII secolo. Fu allora che lo scienziato tedesco Brandis fece per la prima volta ipotesi teoriche sulla deviazione del vento rispetto al vettore che collega le aree ad alta e bassa pressione. Ma non riuscì mai a dimostrare in pratica la sua teoria. L’accademico Beuys-Ballot riuscì a stabilire la correttezza delle ipotesi di Brandis solo a metà del XIX secolo. Inoltre, lo ha fatto in modo puramente empirico, cioè attraverso osservazioni e misurazioni scientifiche.

La sostanza della legge Base-Ballo

Letteralmente, la “legge Base-Ballo”, formulata dallo scienziato nel 1857, recita così: “Il vento in superficie, ad eccezione delle latitudini subequatoriali ed equatoriali, devia dal gradiente di pressione di un certo angolo verso destra, e in la direzione sud - a sinistra." Il gradiente di pressione è un vettore che mostra il cambiamento pressione atmosferica in direzione orizzontale sopra la superficie del mare o della superficie terrestre piana.
Gradiente barrico

Se traduciamo la legge Base-Ballo dal linguaggio scientifico, apparirà così. IN atmosfera terrestre Ci sono sempre aree di aumento e bassa pressione sanguigna(non analizzeremo le ragioni di questo fenomeno in questo articolo, per non perderci nella natura selvaggia). Di conseguenza, le correnti d'aria si spostano da un'area di pressione maggiore a un'area di pressione inferiore. È logico supporre che tale movimento debba procedere in linea retta: questa direzione è indicata da un vettore chiamato “gradiente di pressione”.

Ma qui entra in gioco la forza del movimento della Terra attorno al proprio asse. Più precisamente, la forza inerziale di quegli oggetti che si trovano sulla superficie della Terra, ma non sono collegati da una connessione rigida con la superficie terrestre - la "forza di Coriolis" (enfasi sull'ultimo "e"!). Questi oggetti includono acqua e aria atmosferica. Per quanto riguarda l'acqua, è stato notato da tempo che nell'emisfero settentrionale i fiumi che scorrono in direzione meridionale (da nord a sud) lavano via una parte maggiore della riva destra, mentre la riva sinistra rimane bassa e relativamente piatta. IN emisfero sud- viceversa. Un altro accademico dell'Accademia delle scienze di San Pietroburgo, Karl Maksimovich Baer, ​​è stato in grado di spiegare un fenomeno simile. Derivò una legge secondo la quale l'acqua che scorre è influenzata dalla forza di Coriolis. Non avendo il tempo di ruotare insieme alla solida superficie della Terra, l'acqua che scorre, per inerzia, “preme” contro la riva destra (nell'emisfero meridionale, rispettivamente, a sinistra), di conseguenza, lavandola via. Ironicamente, la Legge di Baer fu formulata nello stesso anno, 1857, della Legge Bays-Ballot.

Allo stesso modo, sotto l'influenza della forza di Coriolis, l'aria atmosferica in movimento viene deviata. Di conseguenza, il vento inizia a deviare a destra. In questo caso, a causa dell'azione della forza di attrito, l'angolo di deflessione è prossimo ad una linea retta nell'atmosfera libera e inferiore ad una linea retta sulla superficie terrestre. Guardando nella direzione del vento superficiale, la pressione più bassa nell'emisfero settentrionale sarà a sinistra e leggermente più avanti.
Deviazioni nel movimento delle masse d'aria nell'emisfero settentrionale sotto l'influenza della forza di rotazione terrestre. Il vettore del gradiente barico è mostrato in rosso, diretto direttamente dalla regione alta pressione alla zona di bassa pressione. La freccia blu è la direzione della forza di Coriolis. Verde: direzione del movimento del vento, che devia dal gradiente di pressione sotto l'influenza della forza di Coriolis

Uso della legge di Base-Ballo nella navigazione marittima

Sulla necessità di poter presentare domanda questa regola in pratica, molti libri di testo sulla navigazione e l'arte marinaresca indicano. In particolare, il "Dizionario marino" di Samoilov, pubblicato dal Commissariato popolare Marina Militare nel 1941 Samoilov fornisce una descrizione completa della legge sulla pressione del vento in relazione alla pratica marittima. Le sue istruzioni potrebbero essere adottate dai velisti moderni:

“...Se la nave si trova vicino ad aree degli oceani del mondo dove si verificano spesso uragani, è necessario monitorare le letture del barometro. Se l'ago del barometro inizia a scendere e il vento comincia a diventare più forte, allora c'è un'alta possibilità che si avvicini un uragano. In questo caso è necessario determinare immediatamente in quale direzione si trova il centro del ciclone. Per fare ciò, i marinai usano la regola del Base Ballo: se stai con le spalle al vento, il centro dell'uragano si troverà a circa 10 punti a sinistra della strambata nell'emisfero settentrionale e la stessa quantità a destra nell'emisfero meridionale.

Quindi è necessario determinare in quale parte dell'uragano si trova la nave. Per determinare rapidamente la posizione, un veliero deve andare immediatamente alla deriva e una nave a vapore deve fermare l'auto. Dopodiché è necessario osservare il cambiamento del vento. Se la direzione del vento cambia gradualmente da sinistra a destra (in senso orario), la nave si trova sul lato destro del percorso del ciclone. Se la direzione del vento cambia nella direzione opposta, quindi da sinistra. Nel caso in cui la direzione del vento non cambi affatto, la nave si trova direttamente sulla traiettoria dell'uragano. Per evitare il centro di un uragano nell'emisfero settentrionale, segui questi passaggi:

* spostare la nave mure a dritta;
* allo stesso tempo, se ti trovi a destra del centro del ciclone, dovresti restare di bolina stretta;
* se a sinistra o al centro del movimento - paterazzo.

Nell’emisfero australe avviene il contrario, tranne quando la nave si trova al centro di un ciclone che avanza. È necessario seguire queste rotte finché la nave non lascia il percorso del centro del ciclone, che può essere determinato dal barometro che inizia a salire.

E il nostro sito web ha scritto delle regole per evitare i cicloni tropicali nell'articolo "".