Прогноз висоти верхньої межі хмар і конденсаційних хмарних слідів за літаком

 

Висота верхньої межі (Н_вмх) хмар значно менше впливає на безпеку польотів в порівнянні з нижньою межею хмар, проте вертикальна потужність останньої обумовлює умови виконання польотного завдання.

 

При відсутності зведень від екіпажів, що пролітають, діагноз і прогноз Н_вмх зводиться, як правило, до аналізу аерологічної діаграми, за даними якої Н_вмх відмічається на тому рівні, де відбувається різке і помітне зменшення вологості повітря (депеграма різко відхиляється вліво від кривої стратифікації). Наближено оцінити Н_вмх можна також за даними про середню вертикальну потужність різних хмарних систем, отриманих
О.М. Барановим (табл. 3.2).

 

Таблиця 3.2 – Середні значення вертикальної потужності різних хмарних систем для центральних районів Східної Європи

 

Форма хмар	Вертикальна потужність хмар, км
Шаруваті та шарувато-купчасті	0, 5…0, 7
Шаруваті та шарувато-дощові зимою в теплому секторі	2, 0…3, 0
Шарувато-купчасті із купчасто-дощових	2, 0…3, 0
Шарувато-дощові при розмиванні фронтів	2, 0…3, 0
Високо-шаруваті і шарувато-дощові на активних фронтах	5, 0…8, 0
Високо-шаруваті і шарувато-дощові на фронтах, що розмиваються	1, 0…2, 0
Висококупчасті	1, 0…3, 0
Купчасто-дощові	до 9, 0…11, 0
Перисті	до 1, 0…3, 0

 

Крім того, для розрахунку висоти верхньої межі шарувато-купчастих хмар можна використовувати емпіричну формулу:

 

Н_в = 2 (Н_н + 100), (3.5)

 

де Н_н – висота нижньої межі хмар, м.

Для визначення Н_в хмар на теплих фронтах рекомендується співвідношення виду:

 

Н_в = L/100 + 1, (3.6)

 

де Н_в – верхня межа хмарності, км; L – ширина зони опадів на даній ділянці фронту, км.

Наведені вище методи прогнозу висоти Н_в хмар досить прості і дозволяють успішно використовувати їх в практиці метеорологічного забезпечення авіації.

Конденсаційні хмарні сліди, які зовнішньо нагадують перисті або перисто-купчасті хмари, при польотах на великих висотах утворюються за літаком за рахунок конденсації або сублімації водяної пари, яка міститься в газовому потоці двигуна літака.

Для утворення конденсаційних слідів сприятливими умовами є висока відносна вологість повітря і низька температура на висоті польоту. Нижня межа конденсаційного сліду звичайно відповідає рівню перетину кривої стратифікації з ізограмою 0, 15 г·кг^-1, а верхня – перетину з ізограмою
0, 10 г·кг^-1 (або висотою тропопаузи).

Час збереження конденсаційних слідів може служити непрямою ознакою еволюції хмарності. Якщо слід за літаком зберігається на протязі 10 хв і більше та ущільнюється, то на висоті утворення сліду на протязі найближчих 6 год слід очікувати виникнення перистих хмар або їх ущільнення. При збереженні сліду за літаком менше 10 хв в найближчі
6 год периста хмарність або не утворюється, або відбудеться її розтікання. Крім того, слід за літаком може використовуватись для якісного визначення швидкості і напрямку вітру на висоті польоту (за швидкістю вітру і напрямом переміщення сліду) та турбулентності (за величиною окремих хмарних структур на підвітряній стороні сліду).

 

Контрольні запитання

1. Які процеси призводять до утворення низької хмарності?

2. Як класифікується хмарність за висотою?

3. Як класифікується хмарність за морфологією?

4. Які характеристики хмарності необхідно знати особливо при забезпеченні польотів?

5. Які методи використовуються при прогнозі хмарності? На чому вони ґрунтуються?

6. Як можна «виділити» хмарний шар за аерологічною діаграмою?

 

3.5 Прогноз радіаційних туманів

 

Радіаційний туман утворюється над сушею при безхмарному небі і слабкому вітрі (або штилі) в результаті охолодження повітря, коли його температура становиться нижче температури туманоутворення. Для утворення туману сприятливе слабке збільшення швидкості з висотою. Такі умови сприяють турбулентному переносу продуктів конденсації від земної поверхні вверх і підтримці у зваженому стані в приземному шарі повітря; в процесі перемішування вертикальна потужність туману збільшується.

Найбільш часто сприятливі умови для виникнення радіаційних туманів утворюються в антициклонах, їх відрогах, баричних утвореннях і сідловинах, рідше (головним чином влітку) – в полі зниженого тиску з невеликими баричними градієнтами.

Таким чином, при прогнозі радіаційних туманів необхідно враховувати тривалість нічного вихолодження, характер хмарного покриву (прогноз), швидкість і напрямок вітру (прогноз), вихідні значення температури і вологості повітря, характер стратифікації повітряної маси.

Різноманітність методів прогнозу туману обумовлена не тільки значимістю його прогнозу, але і суттєвою залежністю утворення туманів від місцевих умов. Нижче основна увага буде приділена прогнозу температури туманоутворення (Т_т), а також часу утворення і розсіювання туману, так як методи прогнозу туману, розроблені М.В. Петренко,
О.С. Звєрєвим, Б.В. Кірюхиним та іншими і які знайшли найбільше застосування в практиці, детально викладені в «Практикумі з синоптичної метеорології» і «Практикумі з авіаційної метеорології».

Прогноз туманів за методом Д.Н. Лаврищева отримав достатнє поширення при метеорологічному обслуговуванні авіації. Для визначення Т_т використовується графік (рис. 3.6), на якому проведена крива, що відповідає максимальній пружності водяної пари при насиченні (в залежності від температури).

 

 

Рис. 3.6 – Графік для визначення Т_т за методом Д.Н. Лаврищева.

 

Практичний і максимально можливий вміст водяної пари в повітрі обумовлений точкою роси Тd і температурою повітря Т, відповідно, може бути знайдений за графіком (точки А і С, відповідно). Різниця між максимально можливою і фактичною пружностями водяної пари на
рис. 3.6 позначена Δ е. Для визначення Т_т за вихідними значеннями потрібно від точки А переміститись по вертикалі вниз до точки В на величину Δ е₁, яка повинна бути розрахована за статистичними даними конкретного аеродрому (частіше приймають Δ е = Δ е₁, що не завжди правильно).

У тих випадках, коли Т_т > Т_мін, в прогнозах погоди потрібно вказувати туман.

Оперативні методи прогнозу радіаційних туманів, їх іноді називають графічними, дозволяють визначити час утворення і розсіювання туману. На рис. 3.7 по горизонтальній осі відкладається час, а по вертикальній – температура повітря (Т), точка роси (Тd) і температура туманоутворення.

 

 

Рис. 3.7 – Графічний спосіб, запропонований М.В. Петренко, для визначення часу утворення туману.

 

На графік послідовно наносяться значення різних температур і з’єднуються відрізками прямих ліній, які потім продовжуються на декілька годин вперед за часом. Точка перетину ліній Т і Тd відповідає часу утворення серпанку, а ліній Т і Т_т – туману.

Час розсіювання радіаційного туману (практично завжди зникає після сходу Сонця) обумовлений тим проміжком часу, який знадобиться для прогріву повітря від поверхні землі, щоб Т стала дорівнювати Тd при заході Сонця (рис. 3.8). Точка А фіксує момент розсіювання туману.

 

 

Рис. 3.8 – Графічний метод прогнозу часу розсіювання туману.

 

Час розсіювання туману можна розрахувати ще одним способом: взявши у якості предиктора температуру розсіювання туману (Т_р), знайдену за температурою туманоутворення (рис. 3.9), і провівши горизонтальну ізотерму на рис. 3.8 не на рівні точки роси в момент заходу Сонця, а на висоті температури розсіювання туману.

 

 

Рис. 3.9 – Графік для визначення Т_р за значенням Т_т.

 

При прогнозі часу розсіювання туману, природно, враховується синоптична ситуація, пора року і місцеві особливості розміщення (аеродрому, морського порту тощо). Влітку радіаційний туман розсіюється, як правило, через 1…2 год після сходу Сонця при безхмарному небі і через 2…3 год при наявності хмарності. Осінню тривалість туманів більша, ніж влітку; зимою в антициклонах при наявності потужного шару інверсії туман зберігається на протязі доби і більше. Посилення вітру, поява хмарності, адвекція температури і випадіння опадів можуть призвести до руйнування туману в будь-який час доби.

За методом Р.М. Меджитова час утворення (t_{утв. т}) і розсіювання
(t_{роз. т}) туману можна визначити за формулами:

 

(3.7)

(3.8)

 

де t_з.с., t_с.с. – час заходу і сходу Сонця; Т_з.с., Тd_з.с. – температура і точка роси в момент заходу Сонця; Δ Т_зах і Δ Т_сх – щогодинні зміни температури повітря після заходу і сходу Сонця, відповідно.

У формулі (3.8) замість Тd_з.с. можна використовувати температуру розсіювання туману, отриману за графіком (рис. 3.9).

Значення Δ Т_зах і Δ Т_сх, отримані за статистичними даними для середніх широт і безхмарного неба, можна взяти із табл. 3.3. На величину Δ Т, указану в табл. 3.3, після сходу Сонця температура повітря підвищується, а після заходу – знижується.

 

Таблиця 3.3 – Значення щогодинних змін Т_зах і Т_сх (°С/год) в різні місяці

 

Δ Т	Місяці
Δ Тзах	0, 4	0, 5	0, 8	0, 7	1, 0	0, 7	0, 7	0, 7	0, 7	1, 0	0, 4	0, 5
Δ Тсх	1, 3	1, 4	1, 1	1, 2	1, 2	0, 9	0, 8	0, 7	1, 2	1, 0	0, 6	1, 3

 

Аналогічну таблицю доцільно побудувати за вихідними значеннями для свого пункту.

Успішність прогнозу радіаційного туману в значній мірі залежить від якості прогнозу синоптичної ситуації, мінімальної температури повітря, хмарності, вітру і врахування фізико-географічних особливостей району.

 

3.6 Прогноз адвективних туманів

 

Адвективний туман слід очікувати в тому випадку, коли по прогнозу синоптичного положення існують умови для адвекції теплого і вологого повітря на холодну підстильну поверхню. Адвективні тумани виникають в будь-який час доби, як правило, зимою або в перехідні сезони року при помітному потеплінні.

При прогнозі адвективних туманів необхідно враховувати переміщення вже наявних зон туману, адвективні зміни температури і точки роси в приземному шарі, можливість зниження хмар до поверхні землі, а також охолодження повітря в процесі нічного радіаційного охолодження.

Загальними умовами виникнення адвективних туманів є:

- дефіцит точки роси біля поверхні землі повинен бути незначним (при D₀ > 3 °С тумани не утворюються);

- швидкість вітру біля поверхні землі не повинна перевищувати 8 м·с^-1 (за винятком Донецької області); при більшій швидкості вітру відбувається руйнування приземної інверсії і туману.

Для прогнозу адвективних туманів можна скористатися декількома методами, наприклад І.В. Кошеленко, М.В. Петренко, Л.А. Ключникової, А.А. Шадріної, М.Я. Рацимора та інших. Коротко зупинимося лише на тих методах, які не викладені в Практикумах з синоптичної та авіаційної метеорології.

Метод А.А. Шадріної дозволяє визначити можливість визначення туману за значеннями температури повітря (Т) і адвективними змінами точки роси (Тd′) біля землі або на рівні 850 гПа за 12 год. Якщо точка перетину температур Т і Тd′ біля земної поверхні опиниться нижче суцільної лінії або нижче пунктирної для даних на рівні 850 гПа
(рис. 3.10), то в прогнозі слід указувати туман.

 

 

Рис. 3.10 – Графік для прогнозу туману за методом А.А. Шадріної.

 

Можливість утворення адвективного туману можна отримати за графіком (рис. 3.11), по осі абсцис якого відкладена фактична різниця температур (Т′ - Т) на початку і в кінці траєкторії, а по осі ординат – очікувана швидкість вітру в пункті прогнозу. Метод дає добрі результати при завчасності прогнозу до 9 год.

 

 

Рис. 3.11 – Графік для прогнозу адвективного туману.

Метод М.Я. Рацимора дає можливість визначення переходу низьких хмар в туман в найближчий час. В цьому методі використовується поняття ентропії системи, під якою розуміється сума добутків імовірності різних станів даної системи Р на логарифми цих імовірностей, взята зі зворотним знаком:

 

Э = - (3.9)

 

Ентропія володіє рядом цікавих властивостей: вона перетворюється в нуль, коли один стан системи достовірний, а інші неможливі; при заданому числі станів п ентропія максимальна у тих випадках, коли ці стани рівноімовірні; при об’єднанні декількох незалежних систем в одну їх ентропія додається (властивість аддитивності). Основа логарифму у формулі (3.9) може бути будь-якою, але більше одиниці; заміна основи рівносильна множенню ентропії на постійний множник.

Прогноз переходу хмарності в туман здійснюється в тому випадку, коли за вихідний строк спостерігається видимість 3200 м та менше, висота хмар ≤ 200 м і швидкість вітру біля землі менше 7 м·с^-1. За значеннями перерахованих вище величин по верхній частині номограми (рис. 3.12) визначається ентропія за 30 хв до цього строку Э_{t 0-30}.

 

 

Рис. 3.12 – Номограма для визначення можливості переходу низьких хмар в туман в найближчу годину (по М.Я. Рацимору).

 

Потім розраховується зміна ентропії:

 

Δ Э = Э_{t 0} – Э_{t 0-30}.

 

Далі, використовуючи нижню частину номограми, за величинами Э_{t 0} і Δ Э визначають можливість переходу хмарності в туман.

Метод Напетваридзе використовується в південних районах східного узбережжя Чорного моря (рис. 3.13). На графіку по вертикальній осі відкладається різниця температури повітря о 19 год (Т₁₉) і температури води (Т_в), а по горизонтальній – різниця точки роси і температури води за цей же строк (Тd₁₉ - T_в).

 

 

Рис. 3.13 – Графік для прогнозу адвективних туманів за методом Напетваридзе.

 

Нестандартний спосіб прогнозу адвективного туману в Ставропольському краї потребує застосування кільцевої карти погоди за останній строк, на якій виділяють зону з дефіцитом точки роси ≤ 1 °С (проводять ізолінію D = 1 °С). Потім за двома кільцевими картами погоди (за останній і попередній строки) визначають зону, в якій точка роси збільшилась на 1 °С і більше (проводять ізолінію Δ Тd = 1 °С). Зона «перекриття», де одночасно виконуються обидві умови (D ≤ 1 °C,
Δ Тd ≥ 1 °C), переміщується за потоком на 3…9 год; в отриманому районі в прогнозі вказується туман.

При прогнозі туману в приморських районах важливо враховувати наявність теплих і холодних морських течій, їх температуру і температуру повітря, що переміщується над ними.

Для визначення часу розсіювання адвективних туманів рекомендується знати ряд правил. Адвективні тумани розсіюються:

- після припинення адвекції тепла (поворот вітру);

- при радіаційному нагріванні туману після сходу Сонця (звичайне зростання температури);

- при радіаційному охолодженні туману;

- при посиленні приземного вітру до 8 м·с^-1 і більше;

- при зменшенні точки роси за рахунок конденсації і сублімації водяної пари на поверхні ґрунту або снігу;

- при випадінні опадів.

Розсіювання адвективного туману може відбуватися в будь-який час доби, частіш за все це відбувається через 3…5 год після сходу Сонця, іноді осінню – в другій половині дня, а зимою навіть вночі.

Час утворення і розсіювання фронтального туману можна визначити за швидкістю переміщення атмосферного фронту. Якщо ж фронтальний туман утворюється знову, то це звичайно відбувається через 0, 5…1, 0 год після проходження фронту.

Прогноз фронтальних туманів можна здійснювати за дискримінантними функціями виду:

 

L = Т_інв – Т₀ – (7, 78 ·10^-2D _хол + 0, 67 D_{0 хол}), (3.10)

 

де D_{0 хол} – дефіцит точки роси в холодному повітрі.

Якщо при розрахунках виходить, що L ≥ 0, то в прогнозі вказується туман.

Додатково для оцінки часу розсіювання фронтального туману необхідно враховувати зміну синоптичної ситуації, характер адвекції, турбулентного обміну та місцеві особливості.

 

3.7 Прогноз туманів при від’ємній температурі повітря

 

При низьких температурах повітря (-30 °С і нижче) на аеродромах і в населених пунктах можуть утворюватись тумани, які звичайно називають морозними або льодяними, за рахунок переміщення холодного атмосферного повітря з теплим і вологим повітрям вихлопних і паливних газів. За певних умов переміщення повітря може досягати стану насичення, що викликає конденсацію або сублімацію водяної пари. Цей вид туману може спостерігатися в населених пунктах при розвитку антициклону або відрогу, в якому створюються умови для застою і сильного вихолодження повітря.

При слабкому вітрі та наявності інверсії в приземному шарі продукти згорання палива не розсіюються по великій площі. Якщо відносна вологість в оточуючому повітрі вище деякого критичного для даної температури значення (табл. 3.4), то виникає перенасичення повітря по відношенню до льоду, зародкові краплі води замерзають і швидко ростуть, що і призводить до утворення льодяного туману.

 

Таблиця 3.4 – Зв'язок критичної температури насичення повітря (Т_кр) з відносною вологістю (R) при тиску біля поверхні землі 1000 гПа.

 

R, %
Ткр, °С	-29	-33	-36	-39

 

При температурі повітря нижче -39 °С зародкові краплі води замерзають незалежно від вологості повітря і продовжують рости за рахунок вологи атмосферного повітря або продуктів згорання палива. Тому при температурі нижче -39 °С спостерігається тільки льодяний туман. Якщо температура оточуючого повітря вище критичної, то краплі води не замерзають і випаровуються у зв’язку з недонасиченням відносно води без утворення туману.

Для прогнозу виникнення льодяного туману за температурою (Т) і точкою роси (Тd) можна скористатися графіком А.В. Садовникова
(рис. 3.14). Вся площа графіка розділена на три зони: І – стійкий льодяний туман; ІІ – нестійкий туман, який утворюється тільки при згоранні палива, якщо при цьому повітря досягає насичення по відношенню до льоду; ІІІ – без туману.

 

 

Рис. 3.14 – Графік для прогнозу льодяного туману.

 

На кожному аеродромі місцеві умови такі, що при від’ємних температурах повітря туман виникає при відносній вологості менше 100%, причому, чим нижча температура, тим при менших значеннях вологості може формуватися туман. Тому доцільно, використовуючи тривалий ряд спостережень на аеродромі, побудувати графік залежності відносної вологості (R) від температури повітря (Т) при утворенні туману (аналогічно рис. 3.15).

 

 

Рис. 3.15 – Залежність відносної вологості від температури повітря при виникненні туману.

Цінність такого графіка в оперативній практиці збільшується, якщо будувати залежність окремо для різних напрямків вітру.

 

Контрольні запитання

1. Яке метеорологічне явище має назву «туман»?

2. Перелічіть причини виникнення туману.

3. Як поділяють тумани в залежності від їх інтенсивності, вертикальної потужності?

4. Які предиктори використовуються в методах прогнозу туману?

5. Перелічіть основних споживачів прогнозу туману.

6. Які особливості виникнення «льодяного» туману?