GRADIENTVIND Ved buede isobarer oppstår sentrifugalkraft. Den er alltid rettet mot konveksiteten (fra midten av syklonen eller antisyklonen mot periferien). Når det er jevn horisontal bevegelse av luft uten friksjon med krumlinjede isobarer, balanseres 3 krefter i horisontalplanet: trykkgradientkraften G, rotasjonskraften til jorden K og sentrifugalkraften C. En slik jevn, jevn horisontal bevegelse av luft i fravær av friksjon langs buede baner kalles gradientvind. Gradientvindvektoren er rettet tangentielt til isobaren i rett vinkel til høyre på den nordlige halvkule (til venstre på den sørlige) i forhold til trykkgradientkraftvektoren. Derfor, i en syklon er virvelen mot klokken, og i en antisyklon er den med klokken på den nordlige halvkule.

Gjensidig ordning aktive krefter ved gradientvind: a) syklon, b) antisyklon. A – Corioliskraft (i formlene er det betegnet K)

La oss vurdere påvirkningen av krumningsradius r på hastigheten til gradientvinden. Med stor krumningsradius (r > 500 km) er krumningen til isobarene (1/ r) veldig liten, nær null. Krumningsradiusen til en rett rettlinjet isobar er r → ∞ og vinden vil være geostrofisk. Geostrofisk vind - spesielt tilfelle gradientvind (ved C = 0). Med en liten krumningsradius (r< 500 км) в циклоне и антициклоне при круговых изобарах скорость градиентного ветра определяется следующими уравнениями: В циклоне уравновешиваются силы G = K + C: или В антициклоне К = G + С: Поэтому в циклоне: или

I en antisyklon: ​​eller Det vil si, i midten av en syklon og antisyklon, er den horisontale trykkgradienten null, det vil si at G = 0 som en kilde til bevegelse. Derfor = 0. Gradientvinden er en tilnærming til den faktiske vinden i den frie atmosfæren til en syklon og antisyklon.

Gradientvindens hastighet kan oppnås ved å løse den kvadratiske ligningen - i en syklon: - i en antisyklon: I sakte bevegelige bariske formasjoner (bevegelseshastighet ikke mer enn 40 km/t) på middels breddegrader med stor krumning isohypsum (1/ r) → ∞ (liten radiuskurvatur r ≤ 500 km) på en isobarisk overflate brukes følgende forhold mellom gradient og geostrofisk vind: For syklonkrumning ≈ 0,7 For antisyklonisk krumning ≈ 1.

Med stor krumning av isobarer nær jordoverflaten (1/ r) → ∞ (krumningsradius r ≤ 500 km): med syklonisk krumning ≈ 0,7 med antisyklonisk krumning ≈ 0,3 Geostrofisk vind brukes: - med rette isohypser og - med isobars. gjennomsnittlig krumningsradius 500 km< r < 1000 км, — а также при большой кривизне изобар (r < 500 км) в быстро перемещающихся барических образованиях.

VINDLOV Sammenhengen mellom retningen til overflatevinden og retningen til den horisontale trykkgradienten ble formulert på 1800-tallet av den nederlandske vitenskapsmannen Beis-Ballo i form av en regel (lov). VINDLOV: Ser man i vindens retning vil lavtrykk være til venstre og noe foran, og høytrykk til høyre og noe bak (på den nordlige halvkule). Når man tegner isobarer på synoptiske kart, tas vindretningen i betraktning: retningen til isobaren får man ved å vri vindpilen til høyre (med klokken) ca. 30 -45°.

EKTE VIND Ekte luftbevegelser er ikke stasjonære. Derfor skiller egenskapene til den faktiske vinden på jordoverflaten seg fra egenskapene til den geostrofiske vinden. La oss vurdere den faktiske vinden i form av to ledd: V = + V ′ – ageostrofisk avvik u = + u ′ eller u ′ = u – v = + v ′ eller v ′ = v – La oss skrive bevegelseslikningene uten å ta ta hensyn til friksjonskraften:

FRIKTIONS PÅVIRKNING PÅ VIND Under påvirkning av friksjon er hastigheten på overflatevind i gjennomsnitt to ganger mindre hastighet geostrofisk vind, og dens retning avviker fra geostrofisk mot trykkgradienten. Dermed avviker den faktiske vinden ved jordoverflaten fra den geostrofiske til venstre på den nordlige halvkule og til høyre på den sørlige halvkule. Gjensidig ordning av styrker. Rettlinjede isobarer

I en syklon, under påvirkning av friksjon, avviker vindretningen mot midten av syklonen, i en antisyklon - fra midten av antisyklonen mot periferien. På grunn av friksjonspåvirkning avviker vindretningen i overflatelaget fra tangenten til isobaren til siden lavtrykk i gjennomsnitt i en vinkel på ca. 30° (over havet med ca. 15°, over land med ca. 40 -45°).

ENDRING I VIND MED HØYDE Med høyde over havet avtar friksjonskraften. I grenselaget til atmosfæren (friksjonslaget) nærmer vinden seg den geostrofiske vinden med høyde, som er rettet langs isobaren. Dermed vil vinden med høyden styrke seg og dreie mot høyre (på den nordlige halvkule) til den rettes langs isobaren. Endringen i vindhastighet og retning med høyde i det atmosfæriske grensesjiktet (1 -1,5 km) kan representeres med en hodograf. Hodograph er en kurve som forbinder endene av vektorer som viser vinden på forskjellige høyder og trukket fra ett punkt. Denne kurven er en logaritmisk spiral kalt en Ekman-spiral.

KARAKTERISTIKK FOR VINDFELTSTRØMMELINJER Strømlinje er en linje på hvert punkt hvor vindhastighetsvektoren er rettet tangentielt på et gitt tidspunkt. Dermed gir de en ide om strukturen til vindfeltet på et gitt tidspunkt (øyeblikkelig hastighetsfelt). Under forhold med gradient eller geostrofisk vind vil strømlinjer falle sammen med isobarer (isohypser). Den faktiske vindhastighetsvektoren i grensesjiktet er ikke parallell med isobarene (isohypsene). Derfor skjærer strømlinjene til den faktiske vinden isobarene (isohypsene). Når du tegner strømlinjer, tas ikke bare retningen, men også vindhastigheten i betraktning: jo høyere hastighet, jo tettere er strømlinjene plassert.

Eksempler på strømlinjer nær jordoverflaten i en overflatesyklon i en overflateantisyklon i et trau i en rygg

LUFTPARTIKLERS BANER Partikkelbaner er banene til individuelle luftpartikler. Det vil si at banen karakteriserer bevegelsen til den samme luftpartikkelen i påfølgende øyeblikk i tid. Partikkelbaner kan tilnærmet beregnes fra påfølgende synoptiske kart. Banemetoden i synoptisk meteorologi lar deg løse to problemer: 1) bestemme hvorfra en luftpartikkel vil bevege seg til dette punktet for en viss periode; 2) bestemme hvor en luftpartikkel vil bevege seg fra et gitt punkt i løpet av en viss tidsperiode. Baner kan bygges ved hjelp av AT-kart (vanligvis AT-700) og bakkekart. Brukt grafisk metode baneberegning ved hjelp av en gradientlinjal.

Et eksempel på å konstruere banen til en luftpartikkel (hvor partikkelen vil bevege seg fra) ved hjelp av ett kart: A – prognosepunkt; B er midten av partikkelbanen; C – startpunkt for banen Ved hjelp av den nedre delen av gradientlinjalen bestemmes den geostrofiske vindhastigheten (V, km/t) ut fra avstanden mellom isohypsene. Linjalen påføres med den nedre skalaen (V, km/t) vinkelrett på isohypsen omtrent midt i banen. Ved å bruke skalaen (V, km/t) mellom to isohypser (ved skjæringspunktet med den andre isohypsen), bestemmes gjennomsnittshastigheten V cp.

Gradientlinjal for breddegrad 60˚ Bestem deretter banen til partikkelen om 12 timer (S 12) ved en gitt overføringshastighet. Han er numerisk lik hastighet overføring av en partikkel V h Banen til en partikkel på 24 timer er lik S 24 = 2· S 12; banen til en partikkel på 36 timer er lik S 36 = 3· S 12. På linjalens øvre skala er banen til partikkelen fra prognosepunktet plottet i motsatt retning av retningen til isohypsen, tatt i betraktning deres bøyning.

1. Grunnleggende begreper og definisjoner

SNOW CHARGES (SNOW CHARGES), ifølge den velkjente klassiske Meteorological Dictionary fra 1974. utgaver [ 1 ] - er: "...navnet på korte, intense snøbyger (eller snøpellets) fra cumulonimbusskyer, ofte ledsaget av snøbyger."

Og i Meteodictionary - ordliste POGODA.BY [2]: " Snø "lader"- veldig intense snøfall, ledsaget av en kraftig økning i vinden under passasjen. Noen ganger følger snøladninger etter hverandre med korte mellomrom. De er vanligvis observert i bakkant av sykloner og på sekundære kalde fronter. Faren for snøladninger er at sikten minker kraftig til nesten null når de passerer.»

I tillegg er dette intense og farlige værfenomenet for luftfart beskrevet i den moderne elektroniske læreboken "Aviation and Weather" [3] som: "fokus for solid nedbørsnedbør i den kalde årstiden (snøbyger, snø"flak", snøpellets, bygesludd og sludd), som ser ut som "snølader" - raskt bevegelige soner med veldig intenst snøfall, bokstavelig talt et "fall" av snø med en kraftig nedgang i synlighet, ofte ledsaget av snøstormer på jordens overflate."

En snøladning er et kraftig, lyst og kortvarig (som vanligvis varer bare noen få minutter) værfenomen, som på grunn av de rådende værforholdene er svært farlig ikke bare for lette fly- og helikopterflyvninger i lav høyde, men også for alle typer fly (fly) i atmosfæren i det nedre laget under start og første stigning, samt under landing. Dette fenomenet, som vi skal se senere, blir noen ganger til og med årsaken til en ulykke (flyulykke). Det er viktig at dersom forholdene for dannelse av snøladninger forblir i regionen, kan passasjen gjentas på samme sted!

For å forbedre sikkerheten ved flyflyvninger er det nødvendig å analysere årsakene til forekomsten av snøbelastninger og meteorologiske forhold i disse, vise eksempler på relevante ulykker, og også utvikle anbefalinger for flygekontrollpersonell og flymeteorologisk tjeneste for å, hvis mulig, unngå ulykker under forholdene for passasje av snøladninger.

2. Utseende sentre for snøavgifter

Siden de farligste snøladningene det er snakk om ikke forekommer så ofte, er det for å forstå problemet viktig at alle flygere har korrekte (inkludert visuelle) ideer om dette kraftige naturfenomenet. Derfor, i begynnelsen av artikkelen, tilbys et videoeksempel på en typisk passasje av en slik snøladning nær jordoverflaten for visning.

Ris. 1 Nærmer seg snøsone. Første bilder fra videoen, se: http://rutube.ru/video/728d027f45b8ae5356c962f70f40d6dd/

Interesserte lesere tilbys også noen videoepisoder av passasje av snøladninger nær jorden:

etc. (se Internett-søkemotorer).

3. Prosessen med dannelse av sentre for snøladninger

Fra et synspunkt av den meteorologiske situasjonen er typiske forhold for forekomsten av vinterdusjsentre lik de som oppstår under dannelsen av kraftige sentre for byger og tordenvær i sommertid- etter at en kald invasjon har skjedd og følgelig fremveksten av betingelser for dynamisk konveksjon. Samtidig dannes det raskt cumulonimbusskyer, som produserer lommer med kraftig nedbør om sommeren i form av intenst regn (ofte med tordenvær), og i den kalde årstiden - i form av lommer med tung snø. Vanligvis observeres slike forhold under kald adveksjon på baksiden av sykloner - både bak kaldfronten og i sonene til sekundære kaldfronter (inkludert og nær dem).

La oss vurdere et diagram over den typiske vertikale strukturen til en snøladning på stadium med maksimal utvikling, dannet under en cumulonimbus-sky under forhold med kald adveksjon om vinteren.

Ris. 2 Generelt diagram av en vertikal del av kilden til en snøladning på stadiet med maksimal utvikling (A, B, C - AP-punkter, se avsnitt 4 i artikkelen)

Diagrammet viser at intense nedbørsmengder som faller fra en cumulonimbussky "bærer" luft med seg, noe som resulterer i en kraftig nedadgående luftstrøm, som når den nærmer seg jordoverflaten "sprer seg" bort fra kilden, og skaper en kraftig økning i vinden nær jorden (i hovedsak i kildens bevegelsesretning, som i diagrammet). Et lignende fenomen med "involvering" av luftstrømmen nedover av fallende flytende nedbør observeres også i den varme årstiden, og skaper en "vindkastfront" (squall-sone), som oppstår som en pulserende prosess i forkant av den bevegelige tordenværskilden - se litteratur om vindsakser [4].

I sonen for passasje av en intens snøladningskilde kan følgende værfenomener som er farlige for luftfart, fulle av ulykker, forventes i de nedre lagene av atmosfæren: kraftige nedadgående luftstrømmer, kraftig vind øker nær jorden og områder med kraftig forringelse av sikten i snørik nedbør. La oss vurdere separat disse værfenomenene under snøladninger (se avsnitt 3.1, 3.2, 3.3).

3.1 Kraftige nedadgående luftstrømmer i kilden til snøladningen

Som allerede indikert, i grenselaget til atmosfæren kan prosessen med dannelse av områder med sterke nedadgående luftstrømmer forårsaket av intens nedbør observeres [4]. Denne prosessen er forårsaket av inntrekking av luft ved nedbør, hvis denne nedbøren har stor størrelse elementer som har økt fallhastighet, og en større intensitet av disse nedbøren observeres ("tetthet" av flygende nedbørselementer). I tillegg er det viktige i denne situasjonen at det er en effekt av "utveksling" av luftmasser vertikalt - dvs. fremveksten av områder med kompenserende luftstrømmer rettet fra topp til bunn, på grunn av tilstedeværelsen av områder med stigende strømmer under konveksjon (fig. 3), i hvilke områder med nedbør spiller rollen som en "utløser" av denne kraftige vertikale utvekslingen.

Ris. 3 (dette er en kopi av fig. 3-8 fra [4]). Dannelse av en nedadgående luftstrøm på modningsstadiet b), medført av nedbør (i den røde rammen).

Kraften til den resulterende nedadgående luftstrømmen på grunn av involvering av intens nedbør avhenger direkte av størrelsen på de fallende partiklene (elementene) av nedbør. Store nedbørspartikler (Ø ≥5 mm) faller vanligvis i hastigheter ≥10 m/s og derfor utvikler store våte snøflak høyest fallhastighet, siden de også kan ha dimensjoner > 5 mm, og i motsetning til tørr snø har de en betydelig lavere "vinding". En lignende effekt oppstår om sommeren i områder med intenst hagl, som også forårsaker en kraftig nedadgående luftstrøm.

Derfor, i sentrum av en "våt" snøladning (flak), øker "fangsten" av luft ved fallende nedbør kraftig, noe som fører til en økning i hastigheten på den nedadgående luftstrømmen i nedbør, som i disse tilfellene ikke kan bare nå, men til og med overgå "sommer"-verdiene ved kraftige byger. Dessuten, som kjent, anses vertikale strømningshastigheter fra 4 til 6 m/s som "sterke", og "veldig sterke" er mer enn 6 ms [4].

Store våte snøflak oppstår vanligvis når det er lite positive verdier lufttemperatur og derfor er det åpenbart at det er nettopp denne temperaturbakgrunnen som vil bidra til fremveksten av sterke og til og med veldig sterke nedadgående luftstrømmer i snøladningen.

Basert på ovenstående er det ganske åpenbart at i sonen til en snøladning på stadiet av dens maksimale utvikling (spesielt med våt snø og positive lufttemperaturer), kan både sterke og veldig sterke vertikale luftstrømmer forekomme, noe som representerer en ekstrem fare for flyvninger av alle typer fly.

3.2 Svær vind øker nær jordennær kilden til snøladningen.

De nedadgående strømmene av luftmasser, som ble diskutert i avsnitt 3.1 i artikkelen, som nærmer seg jordens overflate, i henhold til lovene for gassdynamikk, begynner i grenselaget til atmosfæren (opp til høyder på hundrevis av meter) til skarpt " flyt" horisontalt til sidene fra kilden, noe som skaper en kraftig økning i vinden (fig.2).

Derfor, nær dusjsentrene nær jorden, oppstår "impulsivitetsfronter" (eller "vindkast") - stormsoner som sprer seg fra kilden, men er "asymmetriske" horisontalt i forhold til kildens plassering, siden de vanligvis beveger seg i kilden. samme retning som selve kilden er fokus horisontalt (fig. 4).

Fig.4 Struktur av vindkastfronten (vindkast) som forplanter seg fra dusjkilden i atmosfærens grenselag i retning av kildebevegelsen

En slik "vindfull" vindkastfront dukker vanligvis opp plutselig, beveger seg i ganske høy hastighet, passerer gjennom et bestemt område på bare noen få sekunder og er preget av kraftige vindøkninger (15 m/s, noen ganger mer) og en betydelig økning i turbulens. Vindkastfronten "ruller tilbake" fra kildegrensen som en prosess som pulserer i tid (enten dukker opp eller forsvinner), og samtidig kan en byge nær jorden forårsaket av denne fronten nå en avstand på opptil flere kilometer fra kilde (om sommeren med sterke tordenvær - mer enn 10 km).

Det er åpenbart at en slik byge nær jorden, forårsaket av passasje av en vindkast nær kilden, utgjør en stor fare for alle typer fly som flyr i grenselaget til atmosfæren, noe som kan forårsake en ulykke. Et eksempel på passasje av en slik vindkastfront under forhold med en polar mesosyklon og i nærvær av snødekke er gitt i analysen av en helikopterulykke på Spitsbergen [5].

Samtidig, under forholdene i den kalde årstiden, skjer intensiv "fylling" av luftrommet med flygende snøflak i snøbyger, noe som fører til en kraftig reduksjon i sikt under disse forholdene (se videre - avsnitt 3.3 i artikkelen ).

3.3 Kraftig nedgang i sikt under snøforholdog under en snøbyge nær jorden

Faren for snøladninger ligger også i at sikten i snøen vanligvis avtar kraftig, noen ganger til nesten fullstendig tap av visuell orientering når de passerer. Størrelsen på snøladninger varierer fra hundrevis av meter til en kilometer eller mer.

Når vinden nær Jorden forsterkes, ved grensene for snøladningen, spesielt nær kilden - i sonen til vindkastfronten nær Jorden, oppstår det en hurtiggående "snøbyge" når det er i luften nær Jorden kan være, i tillegg til intens snø som faller ovenfra, også snøhevet vind fra overflaten (fig. 5).

Ris. 5 Snøbyger nær jorden i nærheten av en snøladning

Derfor er forholdene for en snøbyge nær jorden ofte en situasjon med fullstendig tap av romlig orientering og sikt opp til bare noen få meter, noe som er ekstremt farlig for alle typer transport (både bakke og luft), og under disse forholdene sannsynligheten for ulykker er stor. Bakketransport i snøbyger kan stoppe og "vente ut" slike nødforhold (noe som ofte skjer), men flyet blir tvunget til å fortsette å bevege seg, og i situasjoner med fullstendig tap av visuell orientering blir dette ekstremt farlig!

Det er viktig å vite at under en snøbyge nær kilden til snøladningen, er den bevegelige sonen for tap av visuell orientering under passasjen av en snøbyge nær jorden ganske begrenset i verdensrommet og er vanligvis bare 100...200 m (sjelden mer), og utenfor snøbygesonen blir sikten vanligvis bedre.

Mellom snøladningene blir sikten bedre, og derfor vekk fra snøladningen - ofte også i en avstand på hundrevis av meter fra denne og videre, hvis det ikke er snøbyger i nærheten, kan snøladningssonen til og med være synlig i formen. av en eller annen bevegelig "snøkolonne". Dette er svært viktig for rask visuell gjenkjenning av disse sonene og deres vellykkede "bypass" - for å sikre flysikkerhet og varsle flymannskaper! I tillegg blir områder med snøladninger godt oppdaget og sporet av moderne værradarer, som bør brukes til meteorologisk støtte for flygninger rundt flyplassen under disse forholdene.

4. Typer flyulykker på grunn av snøavgift

Det er åpenbart at fly som møter snøforhold under flyging opplever betydelige vanskeligheter med å opprettholde flysikkerheten, noe som noen ganger fører til tilsvarende ulykker. La oss videre vurdere tre slike typiske AP-er valgt for artikkelen - dette er tilfeller i t.t. A, B, C ( de er markert i fig. 2) på et typisk diagram over kilden til en snøladning på stadiet med maksimal utvikling.

EN) Den 19. februar 1977, nær landsbyen Tapa i EstSSR, landet et AN-24T-fly på en militær flyplass, på glidebanen, etter å ha passert LDRM (langdistanseradiomarkør), allerede i en høyde 100 m over rullebanen (rullebanen), ble fanget i en kraftig snøstorm under forhold med fullstendig tap av sikt. Samtidig mistet flyet plutselig og kraftig høyde, som et resultat av at det traff en høy skorstein og falt, alle 21 personer. de om bord i flyet døde.

Denne ulykken skjedde tydelig da selve flyet traff nedtrekk i en snøladning i en eller annen høyde over jordens overflate.

I) 20. januar 2011 helikopter SOM - 335 N.R.A.-04109 nær Lake Sukhodolskoye, Priozersk-distriktet, Leningrad-regionen. fløy i lav høyde og i sikte av jorden (ifølge sakens materialer). Den generelle værsituasjonen, ifølge værtjenesten, var som følger: flyvningen med dette helikopteret ble utført i sykloniske forhold med overskyet vær med kraftig nedbør og forringelse av sikt bak den sekundære kaldfronten...nedbør ble observert i form av snø og regn, med tilstedeværelse av isolerte nedbør nedbørsoner . Under disse forholdene "omgikk" helikopteret under disse forholdene lommer med nedbør (de var synlige), men når det prøvde å gå ned, traff det plutselig "kanten" av en snøladning, mistet kraftig høyde og falt til bakken når det blåste økt nær jorden under snøbygeforhold. Heldigvis ble ingen drept, men helikopteret ble alvorlig skadet.

Faktiske værforhold på ulykkesstedet (i henhold til protokollene for avhør av vitner og ofre): «... dette skjedde i nærvær av lommer med nedbør i form av snø og regn... i blandet nedbør...som svekket horisontal sikt i området med kraftig snøfall ....” Denne ulykken skjedde åpenbart i t.h.t. på stedet der det allerede er dannet en snøladning nær den vertikale grensen til snøladningssonen snøbyge.

MED) 6. april 2012 Agusta helikopter ved sjøen. Yanisjarvi fra Sortavala distriktet Karelen når du flyr i en høyde på opptil 50 m. rolige forhold og da jorden var synlig, i en avstand på omtrent 1 km fra kilden til snøfallet (kilden var synlig for mannskapet), opplevde den humpete i en snøbyge som hadde fløyet nær jorden og helikopteret, etter å ha mistet kraftig høyde , treffer jorden. Heldigvis ble ingen drept og helikopteret ble skadet.

En analyse av forholdene under denne ulykken viste at flygingen fant sted i bunnen av en syklon nær en raskt nærme seg og intens kaldfront, og ulykken skjedde nesten helt i frontalsonen nær Jorden. Data fra værdagboken under passasjen av denne fronten gjennom flyplassområdet viser at det under dens passasje nær jorden ble observert kraftige lommer med cumulonimbusskyer og kraftig nedbør (ladninger av våt snø), og vindøkninger nær jorden opp til 16 m/s ble også observert.

Dermed er det åpenbart at denne ulykken skjedde utenfor selve snøladningen, som helikopteret aldri traff, men den havnet i et område hvor det plutselig og høy hastighet En snøbyge «brøt inn», forårsaket av en snøladning i det fjerne. Derfor styrtet helikopteret i vindkastfrontens turbulente sone da en snøbyge traff. I fig. 2 er dette punkt C - den ytre sonen av grensen til en snøbyge, som "ruller tilbake" som et vindkast nær Jorden fra kilden til snøladningen. Derfor, og dette er veldig viktig at snøladet sone er farlig for flyreiser ikke bare innenfor denne sonen selv, men også i en avstand på kilometer fra den - utenfor rekkevidden til selve snøladningen nær Jorden, hvor en vindkastfront dannet av det nærmeste midten av en snøladning kan "rushe" og forårsake snøbyge!

5. Generelle konklusjoner

I vintertid i passasjesoner av kalde atmosfæriske fronter forskjellige typer nær jordoverflaten og umiddelbart etter deres passering, dukker det vanligvis opp cumulonimbusskyer og foci av solid nedbør dannes i form av dusjsnø (inkludert snøflak), snøpellets, dusjvåt snø eller snø med regn. Når tung snø faller, kan det være en kraftig forringelse av sikten, opp til et fullstendig tap av visuell orientering, spesielt i snøbyger (med økt vind) på jordoverflaten.

Med en betydelig intensitet av prosessene for dannelse av stormnedbør, d.v.s. med høy "tetthet" av fallende elementer i kilden, og med økte størrelser av fallende faste elementer (spesielt "våte"), øker fallets hastighet kraftig. Av denne grunn er det en kraftig effekt av å "medrive" luft ved fallende nedbør, noe som kan resultere i en kraftig nedadgående luftstrøm i kilden til slik nedbør.

Luftmasser i den nedadgående strømmen som oppsto i kilden til solid nedbør, som nærmer seg jordoverflaten, begynner å "spre seg" til sidene av kilden, hovedsakelig i retning av kildens bevegelse, og skaper en snøbygesone som sprer seg raskt flere kilometer fra grensen til kilden - lik sommervindfronten som oppstår nær kraftige sommertordenværceller. I området med en slik kortvarig snøbyge, i tillegg til høye vindhastigheter, kan det observeres alvorlig turbulens.

Dermed er snøladninger farlige for flyflyvninger på grunn av både kraftig tap av sikt i nedbør og kraftige nedtrekk i selve snøladningen, samt snøbyger nær kilden nær jordoverflaten, som er full av tilsvarende ulykker i sone av snøladningen.

På grunn av den ekstreme faren for snøavgifter for luftfartsoperasjoner, for å unngå ulykker forårsaket av dem, er det nødvendig å strengt følge en rekke anbefalinger både for flyekspedisjonspersonell og for operative arbeidere i Hydrometeorological Support of Aviation. Disse anbefalingene ble innhentet basert på en analyse av ulykker og materialer knyttet til snøladninger i de nedre lagene av atmosfæren i flyplassområdet, og implementeringen av dem reduserer sannsynligheten for at en ulykke inntreffer i snøladningssonen.

For ansatte i Hydrometeorologisk tjeneste som sikrer driften av flyplassen, under værforhold som bidrar til forekomsten av snøladninger i flyplassens område, er det nødvendig å inkludere i formuleringen av prognosen for flyplassen informasjon om muligheten for utseendet av snø ladninger i området rundt flyplassen og sannsynlig tidspunkt for dette fenomenet. I tillegg er det nødvendig å inkludere denne informasjonen i konsultasjoner med flybesetninger i de aktuelle tidsperioder som forekomsten av snøbelastninger er spådd.

For perioden med den forutsagte forekomsten av snøladninger i området ved flyplassen, må værvarsleren på vakt, for å identifisere det faktiske utseendet til snøladninger, overvåke informasjonen som er tilgjengelig for ham fra meteorologiske lokalisatorer, samt regelmessig be om ekspedisjonstjenesten (i henhold til visuelle data fra kontrolltårnet, flyplasstjenester og informasjon fra fly Fly) om det faktiske utseendet til sentre for snøavgifter i flyplassområdet.

Ved mottak av informasjon om den faktiske forekomsten av snøbelastninger i flyplassområdet, utarbeide umiddelbart et passende stormvarsel og sende det til flyplassens kontrolltjeneste og inkludere denne informasjonen i kringkastede værvarsler for flymannskaper som befinner seg i flyplassområdet.

Flykontrolltjeneste på flyplassen I løpet av den perioden værvarslere forutsier for opptreden av snøladninger i flyplassområdet, bør forekomsten av snøladninger overvåkes i henhold til lokaliseringsdata, visuelle observasjoner av kontrolltårnet, informasjon fra flyplasstjenester og flybesetninger.

Dersom det faktisk dukker opp snøladninger i flyplassområdet, bør værvarsleren informeres om dette og, dersom passende data er tilgjengelig, umiddelbart gi flybesetningene informasjon om plassering av snøladninger på nedstigningsglibanen og på klatrebanen etter takeoff under takeoff. Det er nødvendig å anbefale at flymannskaper om mulig unngår at flyet kommer inn i sonen for en snøladning, samt en snøbyge nær jorden i nærheten av en snøladning.

Flymannskaper Når du flyr i lav høyde og mottar et kontrollvarsel om muligheten eller tilstedeværelsen av snøladninger, bør du nøye overvåke for visuell deteksjon under flyging.

Når du oppdager sentre for snøladninger under flukt i de nedre lagene av atmosfæren, er det nødvendig, hvis mulig, å "omgå" dem og unngå å komme inn i dem, og overholde regelen: IKKE INN, IKKE NÆRM deg, GÅ.

Påvisning av lommer med snøladninger bør umiddelbart rapporteres til ekspeditøren. I dette tilfellet bør det om mulig gjøres en vurdering av plasseringen av kilder til snøladninger og snøbyger, deres intensitet, størrelse og forskyvningsretning.

I denne situasjonen er det helt akseptabelt å nekte start og/eller landing på grunn av detektering av en kilde til intens snøladning eller snøbyger oppdaget langs kursen foran flyet.

Litteratur

1. Khromov S.P., Mamontova L.I. Meteorologisk ordbok. Gidrometeotzdat, 1974.

1. Værordbok - ordliste meteorologiske termer POGODA.BY http://www.pogoda.by/glossary/?nd=16

1. Glazunov V.G. Luftfart og vær. Elektronisk opplæringen. 2012.

1. Lavt nivå vindskjærguide. Dok.9817 AN/449 ICAO Internasjonal organisasjon sivil luftfart, 2005. http://aviadocs.net/icaodocs/Docs/9817_cons_ru.pdf

1. Glazunov V.G. Meteorologisk undersøkelse av Mi-8MT-ulykken ved Barentsburg heliport (Spitsbergen) 30-32008

1. Automatisert meteorologisk radarkompleks METEOR-METEOCELL. CJSC Institute of Radar Meteorology (IRAM).

12. Endringer i solstråling i atmosfæren og på jordoverflaten

13. Fenomener knyttet til strålingsspredning

14. Fargefenomener i atmosfæren

15. Total og reflektert stråling

15.1. Stråling fra jordoverflaten

15.2. Motstråling eller motstråling

16. Strålingsbalanse av jordoverflaten

17. Geografisk fordeling av strålingsbalanse

18. Atmosfærisk trykk og barisk felt

19. Trykksystemer

20. Trykksvingninger

21. Akselerasjon av luft under påvirkning av barisk gradient

22. Avbøyningskraften til jordens rotasjon

Nord i fart aw

23. Geostrofisk og gradient vind

24. Vindens trykklov

25. Termisk regime av atmosfæren

26. Varmebalanse av jordoverflaten

27. Daglig og årlig variasjon av temperatur på jordoverflaten

28. Temperaturer på luftmasser

29. Årlig amplitude av lufttemperatur

30. Kontinentalt klima

I Tórshavn (1) og Yakutsk (2)

31. Skyer og nedbør

32. Fordampning og metning

Avhengig av temperaturen

33. Fuktighet

34. Geografisk fordeling av luftfuktighet

35. Kondens i atmosfæren

36. Skyer

37. Internasjonal klassifisering av skyer

38. Skyet, dens daglige og årlige syklus

39. Nedbør som faller fra skyer (nedbørklassifisering)

40. Kjennetegn ved nedbørsregime

41. Årlig nedbørsforløp

42. Snødekkes klimatiske betydning

43. Atmosfærisk kjemi

Noen atmosfæriske komponenter (Surkova G.V., 2002)

44. Kjemisk sammensetning av jordens atmosfære

45. Kjemisk sammensetning av skyer

46. ​​Kjemisk sammensetning av sedimenter

I påfølgende fraksjoner av regn

I påfølgende regnprøver med likt volum (prøvetall er plottet langs abscisseaksen, fra 1 til 6), Moskva, 6. juni 1991.

I ulike typer nedbør, i skyer og tåke

47. Surhet av nedbør

48. Generell sirkulasjon av atmosfæren

Ved havnivå i januar, hPa

Ved havnivå i juli, hPa

48,1. Sirkulasjon i tropene

48,2. Passatvindene

48,3. Monsuner

48,4. Ekstratropisk sirkulasjon

48,5. Ekstratropiske sykloner

48,6. Vær i en syklon

48,7. Antisykloner

48,8. Klimadannelse

Atmosfære – hav – overflate av snø, is og land – biomasse

49. Klimateorier

50. Klimasykluser

51. Mulige årsaker og metoder for å studere klimaendringer

52. Naturlig klimadynamikk i den geologiske fortiden

Studert med forskjellige metoder (Vasilchuk Yu.K., Kotlyakov V.M., 2000):

Fra brønn 5g 00:

I Nord-Sibir i nøkkeløyeblikk av sen pleistocen

Cryochron for 30-25 tusen år siden (a) og - 22-14 tusen år siden (b).

Ved prøvepunkter er brøken: i telleren er gjennomsnittlig januartemperatur,

Nevneren er gjennomsnittsverdien på 18o for et gitt tidsintervall

Fra Art. Camp Century de siste 15 tusen årene

I Nord-Sibir under holocen optimal for 9-4,5 tusen år siden

53. Klima i historisk tid

54. Begivenheter av Heinrich og Dansgaard

55. Klimatyper

55,1. Ekvatorialt klima

55,2. Tropisk monsunklima (subekvatorial)

55,3. Type kontinental tropisk monsun

55,4. Type oseanisk tropisk monsun

55,5. Vestlig tropisk monsuntype

55,6. Type tropiske monsuner på de østlige kysten

55,7. Tropisk klima

55,8. Kontinentalt tropisk klima

55,9. Oceanisk tropisk klima

55,10. Klimaet i den østlige periferien av oseaniske antisykloner

55.11. Klimaet i den vestlige periferien av oseaniske antisykloner

55,12. Subtropisk klima

55,13. Kontinentalt subtropisk klima

55,14. Oceanisk subtropisk klima

55,15. Subtropisk klima på vestkysten (Middelhavet)

55,16. Subtropisk klima på østkysten (monsun)

55,17. Tempererte klimaer

55,18. Kontinentalt klima med tempererte breddegrader

55,19. Klimaet i de vestlige delene av kontinentene i tempererte breddegrader

55,20. Klimaet i de østlige delene av kontinentene i tempererte breddegrader

55,21. Oceanisk klima på tempererte breddegrader

55,22. Subpolart klima

55,23. Arktisk klima

55,24. Klimaet i Antarktis

56. Mikroklima og fytoklima

57. Mikroklima som et fenomen i grunnlaget

58. Mikroklimaforskningsmetoder

58,1. Mikroklima i ulendt terreng

58,2. Mikroklimaet i byen

58,3. Fytoklima

58. Menneskelig innflytelse på klima

For 1957–1993 På Hawaii-øyene og Sydpolen

60. Moderne klimaendringer

På jordens overflate i forhold til temperaturen i 1990

61. Antropogene endringer og klimamodellering

(Gjennomsnitt for året, globalt gjennomsnitt - svart linje) med modelleringsresultater (grå bakgrunn) tatt med hensyn til endringer:

Og modellavvik gjengitt for samme år:

Fra temperatur til industriell tilstand (1880–1889) på grunn av økning i klimagasser og troposfæriske aerosoler:

62. Synoptisk analyse og værmelding

Konklusjon

Bibliografi

24. Vindens trykklov

Erfaring bekrefter at den faktiske vinden ved jordoverflaten alltid (bortsett fra breddegrader nær ekvator) avviker fra trykkgradienten med en viss spiss vinkel til høyre på den nordlige halvkule, og til venstre på den sørlige halvkule. Dette fører til den såkalte bariske vindloven: Hvis du på den nordlige halvkule står med ryggen mot vinden og ansiktet i den retningen vinden blåser, vil det laveste trykket være til venstre og noe foran, og det høyeste trykket vil være til høyre og noe bak.

Denne loven ble funnet empirisk i første halvdel av 1800-tallet. Base Ballo bærer navnet hans. På samme måte blåser den faktiske vinden i den frie atmosfæren alltid nesten langs isobarer, og etterlater (på den nordlige halvkule) lavtrykk til venstre, dvs. avvikende fra trykkgradienten til høyre i en vinkel nær en rett linje. Denne situasjonen kan betraktes som en utvidelse av vindens trykklov til den frie atmosfæren.

Vindens trykklov beskriver egenskapene til faktisk vind. Dermed vil mønstrene for geostrofisk og gradient luftbevegelse, dvs. under forenklede teoretiske forhold er de i utgangspunktet rettferdiggjort under mer komplekse faktiske forhold i den virkelige atmosfæren. I en fri atmosfære, til tross uregelmessig form isobare, vinden er nær i retning av isobarene (avviker fra dem, som regel, med 15-20°), og dens hastighet er nær hastigheten til den geostrofiske vinden.

Det samme gjelder strømlinjer i overflatelaget til en syklon eller antisyklon. Selv om disse strømlinjene ikke er geometrisk regelmessige spiraler, er deres karakter fortsatt spiralformet og i sykloner konvergerer de mot sentrum, og i antisykloner divergerer de fra sentrum.

Fronter i atmosfæren skaper hele tiden forhold når to luftmasser med ulike egenskaper ligger ved siden av hverandre. I dette tilfellet er de to luftmassene atskilt av en smal overgangssone kalt en front. Lengden på slike soner er tusenvis av kilometer, bredden er bare titalls kilometer. Disse sonene i forhold til jordoverflaten er skråstilt med høyden og kan spores oppover i minst flere kilometer, og ofte opp til stratosfæren. I frontalsonen, under overgangen fra en luftmasse til en annen, endres luftens temperatur, vind og fuktighet kraftig.

Fronter som skiller hoveddelen geografiske typer luftmasser kalles hovedfronter. Hovedfrontene mellom arktisk og temperert luft kalles arktisk, og de mellom temperert og tropisk luft kalles polar. Inndelingen mellom tropisk og ekvatorial luft har ikke karakter av en front denne inndelingen kalles den intertropiske konvergenssonen.

Frontens horisontale bredde og vertikale tykkelse er liten sammenlignet med størrelsen på luftmassene den skiller. Derfor, ved å idealisere faktiske forhold, kan man forestille seg fronten som et grensesnitt mellom luftmasser.

I skjæringspunktet med jordens overflate frontflaten danner frontlinjen, også kalt fronten for kort. Hvis vi idealiserer frontalsonen som et grensesnitt, er det for meteorologiske størrelser en diskontinuitetsoverflate, fordi en skarp endring i frontalsonen av temperatur og noen andre meteorologiske størrelser får karakter av et hopp ved grensesnittet.

Frontflatene passerer på skrå gjennom atmosfæren (fig. 5). Hvis begge luftmassene var stasjonære, ville den varme luften være plassert over den kalde luften, og frontflaten mellom dem ville være horisontal, parallelt med de horisontale isobariske flatene. Siden luftmasser beveger seg, kan overflaten av fronten eksistere og vedvare forutsatt at den heller mot den jevne overflaten og dermed til havnivået.

Ris. 5. Frontflate i vertikalsnitt

Teorien om frontflater viser at helningsvinkelen avhenger av hastigheter, akselerasjoner og temperaturer til luftmasser, samt av geografisk breddegrad og tyngdeakselerasjonen. Teori og erfaring viser at helningsvinklene til frontoverflatene til jordoverflaten er svært små, i størrelsesorden bueminutter.

Hver enkelt front i atmosfæren eksisterer ikke på ubestemt tid. Fronter oppstår stadig, eskalerer, visker ut og forsvinner. Forhold for dannelse av fronter eksisterer alltid i visse deler av atmosfæren, så fronter er ikke en sjelden ulykke, men et konstant, dagligdags trekk ved atmosfæren.

Den vanlige mekanismen for dannelsen av fronter i atmosfæren er kinematisk: fronter oppstår i slike luftbevegelsesfelt som bringer luftpartikler sammen med hverandre. forskjellige temperaturer(og andre eiendommer),

I et slikt bevegelsesfelt øker horisontale temperaturgradienter, og dette fører til at det dannes en skarp front i stedet for en gradvis overgang mellom luftmasser. Prosessen med frontdannelse kalles frontogenese. Tilsvarende kan allerede eksisterende fronter i bevegelsesfelt som flytter luftpartikler vekk fra hverandre bli uskarpe, dvs. blir til brede overgangssoner, og de store gradientene av meteorologiske mengder som fantes i dem, spesielt temperatur, jevnes ut.

I den virkelige atmosfæren er fronter vanligvis ikke parallelle med luftstrømmer. Vinden på begge sider av fronten har komponenter normalt i fronten. Derfor forblir ikke frontene i seg selv i uendret posisjon, men beveger seg.

Fronten kan bevege seg mot enten kaldere luft eller varmere luft. Hvis frontlinjen beveger seg nær bakken mot kaldere luft, betyr dette at kilen av kald luft trekker seg tilbake og plassen den forlates blir tatt av varm luft. En slik front kalles varmfront. Dens passasje gjennom observasjonsstedet fører til erstatning av en kald luftmasse med en varm, og følgelig til en økning i temperaturen og til visse endringer i andre meteorologiske mengder.

Hvis frontlinjen beveger seg mot den varme luften, betyr det at kaldluftkilen beveger seg fremover, den varme luften foran trekker seg tilbake, og også presses oppover av den fremadskridende kaldluftkilen. En slik front kalles en kaldfront. Under passasjen blir den varme luftmassen erstattet av en kald, temperaturen synker, og andre meteorologiske mengder endres også kraftig.

I området av fronter (eller, som de vanligvis sier, på frontale overflater), oppstår vertikale komponenter av lufthastighet. Det viktigste er det spesielt hyppige tilfellet når varm luft er i en ordnet oppoverbevegelse, dvs. når den samtidig med den horisontale bevegelsen også beveger seg oppover over kilen av kald luft. Det er nettopp dette som er knyttet til utviklingen av et skysystem over frontoverflaten, hvorfra det faller nedbør.

På en varmfront dekker den oppadgående bevegelsen kraftige lag med varm luft over hele frontoverflaten er her i størrelsesorden 1...2 cm/s med horisontale hastigheter på flere titalls meter per sekund. Derfor har bevegelsen av varm luft karakter av å gli oppover langs frontoverflaten.

Ikke bare luftlaget umiddelbart tilstøtende frontoverflaten, men også alle overliggende lag, ofte opp til tropopausen, deltar i glidningen oppover. Som et resultat oppstår et omfattende system av cirrostratus-, altostratus- og nimbostratus-skyer, hvorfra det faller nedbør. Ved en kaldfront er den oppadgående bevegelsen av varm luft begrenset til en smalere sone, men vertikale hastigheter er mye større enn på en varmfront, og de er spesielt sterke foran den kalde kilen, der varm luft fortrenges av kald luft. Cumulonimbusskyer med byger og tordenvær dominerer her.

Det er svært vesentlig at alle fronter er knyttet til kummer i trykkfeltet. Ved en stasjonær (sakte bevegelig) front er isobarene i trauet parallelle med selve fronten. Når det gjelder varme og kalde fronter, får isobarene form av den latinske bokstaven V, og krysser fronten som ligger på trauets akse.

Når en front passerer, endrer vinden på et gitt sted retning med klokken. For eksempel, hvis vinden er sørøst før fronten, vil den bak fronten endre seg til sør, sørvest eller vest.

Ideelt sett kan fronten representeres som en geometrisk diskontinuitetsoverflate.

I en ekte atmosfære er en slik idealisering akseptabel i det planetariske grenselaget. I virkeligheten er en front en overgangssone mellom varme og kalde luftmasser; i troposfæren representerer den et bestemt område kalt frontalsonen. Temperaturen i front opplever ingen diskontinuitet, men endrer seg kraftig innenfor frontsonen, d.v.s. fronten er preget av store horisontale temperaturgradienter, en størrelsesorden større enn i luftmassene på begge sider av fronten.

Vi vet allerede at dersom det er en horisontal temperaturgradient som nært nok sammenfaller i retning med den horisontale trykkgradienten, øker sistnevnte med høyden, og med den øker også vindhastigheten. I frontalsonen, hvor den horisontale temperaturgradienten mellom varm og kald luft er spesielt stor, øker trykkgradienten kraftig med høyden. Dette betyr at den termiske vinden gir et stort bidrag og vindhastigheten i høyden når høye verdier.

Med en uttalt front over seg i øvre troposfære og nedre stratosfære observeres en sterk luftstrøm, vanligvis parallelt med fronten, flere hundre kilometer bred, med hastigheter fra 150 til 300 km/t. Det kalles jetstrømmen. Lengden er sammenlignbar med lengden på fronten og kan nå flere tusen kilometer. Topphastighet vind observeres på jetstrømmens akse nær tropopausen, hvor den kan overstige 100 m/s.

Høyere i stratosfæren, hvor den horisontale temperaturgradienten er reversert, avtar trykkgradienten med høyden, den termiske vinden rettes motsatt av vindhastigheten og den avtar med høyden.

Langs arktiske fronter finnes jetstrømmer på lavere nivåer. Under visse forhold observeres jetstrømmer i stratosfæren.

Vanligvis passerer troposfærens hovedfronter - polar, arktisk - hovedsakelig i bredderetningen, med kald luft plassert på høyere breddegrader. Derfor er de tilhørende jetstrømmene oftest rettet fra vest til øst.

Når hovedfronten avviker kraftig fra bredderetningen, avviker også jetstrømmen.

I subtropene, hvor troposfæren tempererte breddegrader kommer i kontakt med den tropiske troposfæren, oppstår en subtropisk skurvstrøm, hvis akse vanligvis ligger mellom den tropiske og polare tropopausen.

Den subtropiske jetstrømmen er ikke strengt forbundet med noen front og er hovedsakelig en konsekvens av eksistensen av en ekvator-pol temperaturgradient.

En jetstrømteller til et flygende fly reduserer flyhastigheten; en passerende jetstrøm øker den. I tillegg kan det utvikles sterk turbulens i jetstrømsonen, så å ta hensyn til jetstrømmer er viktig for luftfarten.

"

2. Coriolis kraft

3. Friksjonskraft: 4. Sentrifugalkraft:

16. Vindens trykklov i overflatelaget (friksjonslaget) og dens meteorologiske konsekvenser i syklon og antisyklon.

Trykkloven for vind i et friksjonslag : under påvirkning av friksjon avviker vinden fra isobaren mot lavtrykk (på den nordlige halvkule - til venstre) og avtar i styrke.

Så, i henhold til vindens trykklov:

I en syklon skjer sirkulasjon mot klokken nær bakken (i friksjonslaget), konvergens av luftmasser, oppadgående vertikale bevegelser og dannelsen av atmosfæriske fronter. Overskyet vær råder.

I en antisyklon er det sirkulasjon mot klokken, divergens av luftmasser, nedadgående vertikale bevegelser og dannelse av storskala (~1000 km) forhøyede inversjoner. Skyfritt vær råder. Stratus-skyhet i sub-inversjonslaget.

17. Bakke atmosfæriske fronter(AF). Formasjonen deres. Overskyethet, spesielle fenomener i X- og T AF-sonene, okklusjonsfront. AF-bevegelseshastighet. Flyforhold i AF-området vinter og sommer. Hva er gjennomsnittlig bredde på sonen med kraftig nedbør ved T og X AF? Nevn sesongforskjellene i ONP for HF og TF. (se Bogatkin s. 159 – 164).

Overflate atmosfæriske fronter AF – en smal skrånende overgangssone mellom to luftmasser med ulike egenskaper;

Kald luft (mer tett) ligger under varm luft

Lengden på AF-sonene er tusenvis av km, bredden er titalls km, høyden er flere km (noen ganger opp til tropopausen), helningsvinkelen til jordens overflate er flere bueminutter;

Skjæringslinjen mellom frontoverflaten og jordoverflaten kalles frontlinjen

I frontalsonen endres temperatur, fuktighet, vindhastighet og andre parametere brått;

Prosessen med frontdannelse er frontogenese, ødeleggelse er frontolyse.

Reisehastighet 30-40 km/t eller mer

Tilnærmingen kan ikke (oftest) merkes på forhånd - alle skyene er bak frontlinjen

Karakterisert av store nedbørsmengder med tordenvær og sval vind, tornadoer;

Skyer erstatter hverandre i sekvensen Ns, Cb, As, Cs (ettersom nivået øker);

Sonen med skyer og nedbør er 2-3 ganger mindre enn den for TF - opp til 300 og 200 km, henholdsvis;

Bredden på sonen med kontinuerlig nedbør er 150-200 km;

Høyden på NGO er 100-200 m;

I høyde bak fronten styrker vinden seg og svinger mot venstre - vindskjær!

For luftfart: dårlig sikt, ising, turbulens (spesielt i HF!), vindskjæring;

Det er forbudt å fly frem til HF.

HF av 1. type – sakte bevegelig front (30-40 km/t), relativt bred (200-300 km) sone med skyer og nedbør; høyden på skytoppen er lav om vinteren – 4-6 km

HF av 2. slag - en hurtiggående front (50-60 km/t), smal skybredde - flere titalls km, men farlig med utviklet Cb (spesielt om sommeren - med tordenvær og vindbyger), om vinteren - kraftige snøfall med en kraftig kortsiktig forringelse av sikten

Varm AF

Bevegelseshastigheten er lavere enn for HF-< 40 км/ч.

Du kan se tilnærmingen på forhånd ved utseendet av cirrus og deretter cirrostratus-skyer på himmelen, og deretter As, St, Sc med NGO 100 m eller mindre;

Tett advektiv tåke (om vinteren og i overgangssesongene);

Base av skyer - lagdelte former skyer dannet som et resultat av stigningen av varmt vann med en hastighet på 1-2 cm/s;

Omfattende område dekke om bur - 300-450 km med en skysonebredde på omtrent 700 km (maksimalt i den sentrale delen av syklonen);

I høyder i troposfæren øker vinden med høyden og svinger til høyre - vindskjær!

Spesielt vanskelige forhold for flyvninger skapes i sonen 300-400 km fra frontlinjen, hvor skydekket er lavt, sikten er dårlig, ising er mulig om vinteren og tordenvær om sommeren (ikke alltid).

Forsiden av okklusjon – som kombinerer varme og kalde frontflater
(om vinteren er det spesielt farlig på grunn av ising, is, underkjølt regn)

For å supplere, les læreboken Bogatkin s. 159 – 164.

Mange nye seilere har hørt om "baseball cap-loven", som på en eller annen måte brukes av erfarne yachter i marin navigasjon. Det skal sies på forhånd at denne loven ikke har noe med hodeplagg eller marineutstyr generelt å gjøre. "Baseball cap-loven" i nautisk slang er vindens trykklov, oppdaget på en gang av et medlem av Imperial St. Petersburg Academy of Sciences, Christopher Beys-Ballot, ofte referert til som engelsk måte- Base Ballo. Denne loven forklarer et interessant fenomen - hvorfor vinden på den nordlige halvkule i sykloner svinger med klokken, det vil si til høyre. Ikke å forveksle med rotasjonen av selve syklonen, hvor luftmasser roterer mot klokken!
Akademiker H. H. Beuys-Ballot

Beuys-Ballot og loven om trykkvind

Beuys-Ballot var en fremragende nederlandsk vitenskapsmann på midten av 1800-tallet som arbeidet innen matematikk, fysikk, kjemi, mineralogi og meteorologi. Til tross for et så bredt spekter av hobbyer, ble han berømt nettopp som oppdageren av loven som senere ble oppkalt etter ham. Beuys-Ballot var en av de første som aktivt implementerte aktivt samarbeid mellom forskere fra forskjellige land, og pleiet ideene til World Academy of Sciences. I Holland opprettet han Meteorologiinstituttet og et varslingssystem for forestående stormer. Som en anerkjennelse for sine tjenester til verdensvitenskapen ble Beuys-Ballot, sammen med Ampère, Darwin, Goethe og andre representanter for vitenskap og kunst, valgt til utenlandsk medlem av St. Petersburgs vitenskapsakademi.

Når det gjelder den faktiske loven (eller "regelen") til Base-avstemningen, så går strengt tatt de første omtalene av den barriske loven om vind tilbake til slutten av 1700-tallet. Det var da den tyske forskeren Brandis først gjorde teoretiske antakelser om vindens avvik i forhold til vektoren som forbinder områder med høyt og lavt trykk. Men han klarte aldri å bevise teorien sin i praksis. Akademiker Beuys-Ballot var i stand til å fastslå riktigheten av Brandis sine antakelser først på midten av 1800-tallet. Dessuten gjorde han dette rent empirisk, det vil si gjennom vitenskapelige observasjoner og målinger.

Essensen av Base-Ballo-loven

Bokstavelig talt lyder "Base-Ballo-loven", formulert av forskeren i 1857, som følger: "Vinden ved overflaten, bortsett fra subequatoriale og ekvatoriale breddegrader, avviker fra trykkgradienten med en viss vinkel til høyre, og i sørlig retning - til venstre." Trykkgradienten er en vektor som viser endringen atmosfærisk trykk i horisontal retning over havoverflaten eller flat landoverflate.
Barrik gradient

Hvis du oversetter Base-Ballo-loven fra et vitenskapelig språk, vil det se slik ut. I jordens atmosfære Det er alltid områder med økt og lavt blodtrykk(vi vil ikke analysere årsakene til dette fenomenet i denne artikkelen, for ikke å gå seg vill i naturen). Som et resultat suser luftstrømmer fra et område med høyere trykk til et område med lavere trykk. Det er logisk å anta at en slik bevegelse skal gå i en rett linje: denne retningen vises av en vektor kalt "trykkgradient".

Men her spiller kraften til jordens bevegelse rundt sin akse inn. Mer presist, treghetskraften til de objektene som er på jordens overflate, men som ikke er forbundet med en stiv forbindelse med jordens himmelhvelving - "Coriolis-kraften" (vekt på det siste "og"!). Disse gjenstandene inkluderer vann og atmosfærisk luft. Når det gjelder vann, har det lenge vært lagt merke til at elver som renner i meridional retning (fra nord til sør) på den nordlige halvkule vasker bort høyre bredd mer, mens venstre bredd forblir lav og relativt flat. I sørlige halvkule- omvendt. En annen akademiker ved St. Petersburg Academy of Sciences, Karl Maksimovich Baer, ​​var i stand til å forklare et lignende fenomen. Han utledet en lov som går ut på at rennende vann påvirkes av Coriolis-kraften. Uten å ha tid til å rotere sammen med jordens faste overflate, "presser" det strømmende vannet, ved treghet, mot høyre bredd (henholdsvis på den sørlige halvkule til venstre), som et resultat og vasker det bort. Ironisk nok ble Baers lov formulert samme år, 1857, som Bays-Ballot-loven.

På samme måte, under påvirkning av Coriolis-kraften, avbøyes bevegelig atmosfærisk luft. Som et resultat begynner vinden å avvike til høyre. I dette tilfellet, som et resultat av virkningen av friksjonskraften, er avbøyningsvinkelen nær en rett linje i den frie atmosfæren og mindre enn en rett linje ved jordoverflaten. Når man ser i overflatevindens retning, vil det laveste trykket på den nordlige halvkule være til venstre og litt foran.
Avvik i bevegelsen av luftmasser på den nordlige halvkule under påvirkning av kraften til jordens rotasjon. Den bariske gradientvektoren er vist i rødt, rettet rett bort fra regionen høytrykk til lavtrykksområdet. Den blå pilen er retningen til Coriolis-kraften. Grønn - retning av vindbevegelse, avvikende fra trykkgradienten under påvirkning av Coriolis-kraften

Bruk av Base-Ballos lov i maritim navigasjon

Om behovet for å kunne søke denne regelen i praksis viser mange lærebøker om navigasjon og sjømannskap. Spesielt Samoilovs "Marine Dictionary", utgitt av People's Commissariat marinen i 1941 gir Samoilov en omfattende beskrivelse av vindens trykklov i forhold til nautisk praksis. Instruksjonene hans kan godt bli adoptert av moderne yachter:

«...Hvis skipet befinner seg nær områder av verdenshavene der det ofte oppstår orkaner, er det nødvendig å overvåke barometeravlesningene. Hvis barometernålen begynner å falle og vinden begynner å bli sterkere, er det stor mulighet for at en orkan nærmer seg. I dette tilfellet er det nødvendig å umiddelbart bestemme i hvilken retning syklonens sentrum er plassert. For å gjøre dette bruker seilere Base Ballo-regelen - hvis du står med ryggen mot vinden, vil sentrum av orkanen være plassert omtrent 10 poeng til venstre for jiben på den nordlige halvkule, og like mye til høyre. på den sørlige halvkule.

Deretter må du finne ut hvilken del av orkanen skipet befinner seg i. For raskt å finne plasseringen må et seilskip umiddelbart drive, og et dampskip må stoppe bilen. Deretter er det nødvendig å observere endringen i vinden. Hvis vindretningen gradvis endres fra venstre til høyre (med klokken), så er skipet på høyre side av syklonens bane. Hvis vindretningen endres i motsatt retning, så fra venstre. I tilfelle vindretningen ikke endres i det hele tatt, er skipet direkte i orkanens bane. Følg disse trinnene for å unngå sentrum av en orkan på den nordlige halvkule:

* flytte skipet til styrbord;
* på samme tid, hvis du er til høyre for midten av syklonen, bør du ligge tett;
* hvis til venstre eller i sentrum av bevegelsen - bakstag.

På den sørlige halvkule er det omvendt, bortsett fra når skipet befinner seg i sentrum av en syklon som nærmer seg. Det er nødvendig å følge disse kursene til skipet forlater banen til syklonsenteret, som kan bestemmes ved at barometeret begynner å stige."

Og nettstedet vårt skrev om reglene for å unngå tropiske sykloner i artikkelen "".