ОПРЕДЕЛЯЮЩИЕ УСЛОВИЯ ПОЛЕТА
Температура воздуха характеризует тепловое состояние атмосферы. В России и большинстве стран мира для измерения температуры используется международная стоградусная шкала Цельсия (°С), в Англии и США — шкала Фаренгейта (°F). Переход от одной шкалы к другой производится по формулам: t ° С = ¾ X (t°F — 32), или t° F = ¾ t °С + 32. В теоретической метеорологии используется абсолютная температурная шкала (шкала Кельвина - ° К). Точка таяния льда (0°С) соответствует по этой шкале 273 ° К, а точка кипения воды (100°С) соответствует 373 ° К. В тропосфере по мере удаления от земной поверхности (основного источника тепла для нагрева воздуха) обычно происходит понижение температуры с высотой. В среднем падение температуры с высотой составляет 0,5 - 0,6 ° на 100 м. Изменение температуры с высотой на единицу расстояния (на 100 м) называется вертикальным градиентом температуры g. Вертикальный градиент не является постоянным и зависит от типа воздушной массы, времени суток, периода года, характера подстилающей поверхности и других причин. При понижении температуры с высотой g считается положительным. Если температура с высотой не изменяется, то g = 0. Слои атмосферы с g = 0 называются изотермическими. Слои атмосферы, где происходит повышение температуры с высотой (g < 0), называются инверсионными. По вертикальному градиенту температуры можно рассчитать температуру воздуха на любой высоте (Т h ) согласно формуле: h Тh = Т о ¾ g X ----,
где Т о- температура у земли; g - вертикальный температурный градиент; h - высота, для которой расчитывается температура, м.
Инверсия — слой воздуха, в котором наблюдается рост температуры с высотой. Изотермия — слой воздуха, в котором температура с высотой не изменяется. Инверсии являются задерживающими слоями, они гасят вертикальные движения воздуха; под ними происходят скопления водяного пара или других твердых частиц, ухудшающих видимость, образуются туманы и различные формы облаков. Слои инверсии являются тормозящими слоями и для горизонтальных движений воздуха. Во многих случаях эти слои являются поверхностями разрыва ветра (над и под инверсией), имеет место резкое изменение скорости и направления ветра. В зависимости от причин возникновения различают следующие типы инверсий: Радиационная инверсия — инверсия, возникающая вблизи земной поверхности вследствие излучения (радиации) ею большого количества тепла. Этот процесс сильнее всего происходит при ясном небе в теплое полугодие ночью, а в холодное — в течение всех суток. В теплое время года их вертикальная мощность не превышает нескольких десятков метров. С восходом солнца такие инверсии обычно разрушаются. Зимой эти инверсии имеют большую вертикальную мощность (иногда до 1—1,5 км) и удерживаются в течение нескольких суток и даже недель. Адвективная инверсия образуется при перемещении (адвекции) теплого воздуха по холодной подстилающей поверхности. Нижние слои охлаждаются, и это охлаждение путем турбулентного перемешивания передается в более высокие слои. В слое резкого уменьшения турбулентности наблюдается некоторый рост температуры (инверсия). Адвективная инверсия возникает на высоте нескольких сотен метров от земной поверхности. Вертикальная мощность составляет несколько десятков метров. Чаще всего бывает в холодную половину года. Инверсия сжатия или оседания образуется в области повышенного давления (антициклоне) в результате опускания верхних слоев воздуха и адиабатического нагревания этого слоя на 1°С на каждые 100 м. Опускающийся нагретый воздух не распространяется до самой земли, а растекается на некоторой высоте, образуя слой с повышенной температурой (инверсией). Эта инверсия имеет большую горизонтальную протяженность. Вертикальная мощность составляет несколько сотен метров. Чаще всего эти инверсии образуются на высоте 1—3 км. Фронтальная инверсия связана с фронтальными разделами, являющимися переходными слоями между холодными и теплыми массами воздуха. На этих разделах холодный воздух всегда располагается внизу в виде острого клина, а теплый воздух — выше холодного. Переходный слой между ними называется фронтальной зоной и представляет собой слой инверсии толщиной в несколько сотен метров. Инверсии, наблюдаемые в приземном слое, усложняют условия погоды, создавая затруднения для посадки и взлета самолетов, а также полетов на малых высотах. Под инверсиями образуются дымки, туманы, ухудшающие горизонтальную видимость, и низкая облачность, затрудняющая (а иногда и мешающая) выполнение визуального взлета и посадки самолетов. С инверсиями, наблюдаемыми на высотах (на больших высотах — слой тропопаузы), связаны многие формы облаков, мощность которых иногда достигает нескольких километров. На поверхности инверсий могут, возникать волны (наподобие морских, но со значительно большей амплитудой). При полете вдоль таких волн и при их пересечении воздушное судно испытывает периодическую болтанку. Под слоями высотных инверсий наблюдается некоторое усиление ветра, а иногда возникают и сильные ветровые потоки, усложняющие полеты (под тропопаузой такие ветровые потоки называются струйными течениями). Атмосферное давление — вес столба воздуха с поперечным сечением 1 см2 высотой от данного уровня до верхней границы атмосферы. Давление измеряют в мм рт. ст. или миллибарах. В абсолютной системе мер атмосферное давление измеряется в миллибарах (1 мб равен одной тысячной части бара). Баром называется давление в 1 000 000 дин на 1см2 — 1 мм рт. ст. = 1,333 мб, 1 мб = 0,75 мм рт.ст. Кроме абсолютного значения атмосферного давления на метеорологических станциях определяют значение и характер барической тенденции. Значение тенденции определяют по изменению давления за три часа между сроками наблюдений, а ее характер - по виду кривой регистрации. Значения и характеристика барической тенденции используется при прогнозировании атмосферных процессов. С высотой атмосферное давление уменьшается. Общий закон изменения величины давления с высотой выражается барометрической (гипсометрической) формулой Лапласа. Без учета влияния влажности и изменения ускорения силы тяжести в зависимости от высоты и широты места она записывается в таком виде: 1 ро H — Hо = 18400 (1 + ----- t° сp) lg ---- 273 рн где: H — Но — разность высот, м; t° сp — средняя температура слоя воздуха, °С; ро, рн — давление на соответствующих уровнях.
Изменение давления с высотой характеризуется также барометрической ступенью — высотой Dh, на которую надо подняться или cпуститься, чтобы давление Р изменилось на 1 мм рт. ст. или на 1 мбар.
Dh = ------- -- (1 + 0,004 t°). P С высотой барометрическая ступень возрастает, так как давление уменьшается; в теплом воздухе уменьшение давления с высотой происходит медленнее, чем в холодном. Величина барометрической ступени при различных значениях температуры и давления показана в табл. 1. Таблица 1
Ветер — движение воздуха в горизонтальном направлении. Направление и скорость ветра характеризуются вектором. Направление вектора измеряется в градусах, а скорость — в метрах в секунду или в километрах в час (1 м/с = 3,6 км/ч). В метеорологии направление ветра определяется точкой горизонта, откуда дует ветер. При расчетах в самолетовождении направление ветра отличается от метеорологического на 180°. Непосредственной причиной возникновения ветра является неравномерное распределение давления по горизонтали. При разности атмосферного давления в горизонтальном направлении возникает сила барического градиента, под действием которой частицы воздуха начинают перемещаться с ускорением из области более высокого в область более низкого давления. Эта сила всегда, направлена перпендикулярно (по нормали) к изобаре в сторону низкого давления. Движение воздуха в направлении барического градиента происходит только в начальный момент. По мере того как воздушная масса приобретает скорость, на нее, кроме силы барического градиента, начинают оказывать влияние сила отклоняющего действия вращения Земли (сила Кориолиса), сила трения и (при криволинейном движении) центробежная сила. Под действием этих сил ветер у поверхности земли (в слое трения до высоты 1000—1500 м) всегда направлен под некоторым углом к изобаре, отклоняясь в сторону низкого давления. Выше слоя трения движение воздуха происходит параллельно изобарам (изогипсам), оставляя в Северном полушарии низкое давление слева (в Южном полушарии — справа). Такое движение воздуха при отсутствии силы трения называется градиентным ветром. Эквивалентный ветер — некоторый фиктивный ветер, направленный вдоль маршрута полета и оказывающий на величину путевой скорости самолета такое же влияние, как и действительный ветер на маршруте. Эквивалентный ветер (Wэкв) связан с путевой (W) и воздушной (V) скоростями самолета соотношением: (W экв) = W — V. Эквивалентный ветер: - при W > V — попутный (положительный); - при W < V — встречный (отрицательный). Местные ветра: - бризы — ветры с суточной периодичностью, возникающие по берегам морей и больших озер (рек). Дневной (морской) бриз направлен с моря на сушу, ночной (береговой) - с суши на море. Причиной возникновения бризов является неравномерное нагревание и охлаждение суши и водной поверхности в течение суток. Днем суша и воздух над ней нагреваются значительно быстрее, чем море; - горно-долинные — представляют собой местную циркуляцию воздуха между горным хребтом и долиной с суточным периом; - бора — сильный холодный ветер, направленный с прибрежных невысоких гор (высотой не более 1000 м) на море; - фён — теплый сухой ветер, направленный с гор, часто сильный и порывистый. Плотность воздуха — это отношение массы воздуха к объему, который он занимает. Плотность воздуха " r "; обычно выражается в граммах на 1 м3 Влажность воздуха — содержание в воздухе водяного пара. Характеристиками влажности являются: - абсолютная влажность (а) — количество водяного пара (в граммах) в 1м3 воздуха; - упругость водяного пара (е) — парциальное давление водяного пара (в мм рт. ст. или мбар); - удельная влажность (q) — количество водяного пара (в граммах) в 1 кг влажного воздуха; - относительная влажность (R) — отношение абсолютной влажности к насыщающему пару, выраженное в процентах. Насыщающий (насыщенный) пар — количество пара в граммах, необходимое для полного насыщения единицы объема. Точка росы — температура, при которой воздух достиг бы состояния насыщения при данном влагосодержании и неизменном давлении. Облака — продукт конденсации водяного пара на различных уровнях над земной поверхностью. Основной причиной образования различных форм облачности является адиабатическое понижение температуры в поднимающемся влажном воздухе. В атмосфере наблюдается большое разнообразие форм облачности, обусловленное различными процессами их образования. По внешнему виду облака делятся на десять основных форм, а по высотам — на четыре яруса. В международной практике приняты латинские названия облачности. На карты погоды сведения об облачности наносятся условными значками международного метеорологического кода. Каждой форме облачности присвоен условный значок. По условиям образования все облака подразделяются на три группы: кучевообразные, волнистообразные и слоистообразные. К кучевообразным облакам относятся главным образом облака вертикального развития: - кучевые облака - над континентом в теплое полугодие возникают обычно утром, а во второй половине достигают максимального развития. Они имеют вид отдельных облачных "куч" с сероватым нижним основанием, которое располагается на высоте 1000 - 1500 м.; - мощные кучевые облака - образуются в результате дальнейшего развития кучевых облаков. Они значительно лучше развиты по вертикали. Нижнее основание более темное и располагается на высоте 600 - 1000 м, а вершины достигают высоты 4 - 5 км.; - кучево-дождевые облака - развиваются из мощных кучевых при большом влагосодержании воздуха и неустойчивой стратификации до больших высот. В теплое время года их нижнее основание обычно располагается на высотах 300 - 600 м, а вершины нередко достигают верхней тропосферы. К кучевообразным облакам относятся также некоторые разновидности слоисто-кучевых, высоко-кучевых и перисто-кучевых облаков. Волнообразные облака образуются в результате волновых движений на границе слоя инверсии. К волнообразным облакам относятся слоистые облака и некоторые разновидности слоисто-кучевых облаков. Слоистые облака характерны для холодного времени года. Они имеют вид сплошной серой пелены или разорванных облачных масс. Образуются слоистые облака под слоем инверсии. Это самая низкая облачность. Высота ее нижней границы, как правило, не превышает 300 м, а в холодное время года нередко слоистые облака опускаются до 100 м и ниже. Толщина облачного слоя редко превышает 600 м. Слоисто-кучевые облака имеют вид волнистого тонкого либо плотного облачного слоя. Нижняя граница их обычно располагается на высоте 600 - 1000 м, а в холодное полугодие чаще всего на высоте 300 - 600 м. Толщина облачного слоя составляет несколько сот метров и редко достигает 1 - 2 км. Высоко-кучевые облака имеют вид волн, хлопьев или пластин. Наблюдаются на высотах 3 - 5 км. Толщина облачного слоя около 300 м. Перисто-кучевые облака имеют вид белых, мелких волн, ряби и барашков. Это самые высокие облака. В умеренных широтах они обычно располагаются на высоте 6 - 8 км, максимальные высоты могут быть 10 - 11 км. Толщина перисто-кучевых облаков обычно составляет 200 - 400 м. Слоистообразные облака образуются в результате упорядоченного восходящего движения теплого воздуха. В подъеме участвуют огромные массы воздуха, поэтому образующиеся облака имеют вид сплошного облачного массива, состоящего из облаков: - слоисто-дождевых - имеют вид темно-серого облачного покрова, почти всегда закрывающего все небо. Высота нижней границы нередко составляет 300 - 500 м, а иногда и меньше. Вертикальная мощность облачного слоя колеблется от нескольких сот метров до нескольких километров; - высоко-слоистых - при наблюдении их с земли представляются в виде серого облачного слоя, часто волокнистого строения, а иногда и волнистого. При сравнительно небольшой толщине облачного слоя сквозь него, как через матовое стекло, просвечивает Солнце и Луна; - перисто-слоистых - имеют вид белого или сероватого облачного покрова, часто волокнистого строения. Через них просвечивают Солнце и Луна, вокруг которых наблюдаются белые или радужные круги. Это явление носит название гало. Оно служит хорошим признаком последующего ухудшения погоды; - перистых - имеют вид белых тонких волокон, иногда с загнутыми концами, или отдельных облачных скоплений. Как и все облака верхнего яруса они состоят из ледяных кристаллов.
|
