«ПРАКТИЧНА АВІАЦІЙНА МЕТЕОРОЛОГІЯ Навчальний посібник для льотного та диспетчерського складу ГА Склала викладач Уральського УТЦ ГА Позднякова В.О. м. Єкатеринбург 2010 р. ...»

-- [ Сторінка 1 ] --

Уральський УТЦ ГА

ПРАКТИЧНА АВІАЦІЙНА

МЕТЕОРОЛОГІЯ

Навчальний посібник для льотного та диспетчерського складу ГА

Склала викладач Уральського УТЦ ГА

Позднякова В.А.

м. Єкатеринбург 2010 р.

сторінки

1 Будова атмосфери 4

1.1 Методи дослідження атмосфери

1.2 Стандартна атмосфера 5-6 2 Метеорологічні величини

2.1 Температура повітря 6-7

2.2 Щільність повітря 7

2.3 Вологість повітря 8

2.4 Атмосферний тиск 8-9

2.5 Вітер 9

2.6 Місцеві вітри 10 3 Вертикальні рухи повітря

3.1 Причини та види вертикальних рухів повітря 11 4 Хмари та опади

4.1 Причини утворення хмар. Класифікація хмар 12-13

4.2 Спостереження за хмарами 13

4.3 Опади 14 5 Видимість 14-15 6 Атмосферні процеси, що зумовлюють погоду 16

6.1 Повітряні маси 16-17

6.2 Атмосферні фронти 18

6.3 Теплий фронт 18-19

6.4 Холодний фронт 19-20

6.5 Фронти оклюзії 20-21

6.6 Вторинні фронти 22

6.7 Верхній теплий фронт 22

6.8 Стаціонарні фронти 22 7 Баричні системи

7.1 Циклон 23

7.2 Антициклон 24

7.3 Переміщення та еволюція баричних систем 25-26

8. Висотні фронтальні зони 26

–  –  –

ВСТУП

Метеорологія-це наука про фізичний стан атмосфери про явища, що відбуваються в ній.

Авіаційна метеорологія вивчає метеорологічні елементи та атмосферні процеси з точки зору їх впливу на діяльність авіації, а також розробляє методи та форми метеорологічного забезпечення польотів.

Польоти повітряних суден без метеорологічної інформації неможливі. Це стосується всіх без винятку літаків і вертольотів у всіх країнах світу, незалежно від протяжності маршрутів. Усі польоти повітряних суден Громадянської авіації можуть здійснюватися лише за умови знання льотним складом метеорологічної обстановки у районі польотів, пункті посадки і запасних аеродромах. Тому необхідно, щоб кожен пілот досконало володів необхідними метеорологічними знаннями, розумів фізичну сутність метеоявлень, їх зв'язок з розвитком синоптичних процесів та місцевими фізико-географічними умовами, що є запорукою безпеки польотів.

У запропонованому навчальному посібнику в стиснутій і доступній формі викладаються поняття про основні метеорологічні величини, явища, у зв'язку з впливом на роботу авіації. Розглядаються метеорологічні умови польоту та даються практичні рекомендації про найбільш доцільні дії льотного складу у складній метеорологічній обстановці.

1. Будова атмосфери Атмосфера поділяється на кілька шарів чи сфер, що відрізняються між собою фізичними властивостями. Найбільш чітко відмінність шарів атмосфери проявляється у характері розподілу температури повітря з висотою. За цією ознакою виділяють п'ять основних сфер: тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера та екзосфера.

Тропосфера - тягнеться від земної поверхні до висоти 10-12 км у помірних широтах. Біля полюсів вона буває нижчою, на екваторі вище. У тропосфері зосереджено близько 79% усієї маси атмосфери і майже вся водяна пара. Тут спостерігається зниження температури з висотою, мають місце вертикальні рухи повітря, переважають західні вітри, відбувається утворення хмар та опадів.

У тропосфері розрізняють три шари:

а) Прикордонний (шар тертя)-від землі до 1000-1500 м. У цьому шарі позначається тепловий і механічний вплив земної поверхні. Спостерігається добовий перебіг метеоелементів. Нижня частина прикордонного шару завтовшки до 600 м називається «приземного шару». Тут найсильніше позначається вплив земної поверхні, внаслідок чого такі метеорологічні елементи, як температура, вологість повітря, вітер зазнають різких змін з висотою.

Характер підстилаючої поверхні значною мірою визначає погодні умови приземного шару.

б) Середній шар розташовується від верхньої межі прикордонного шару і тягнеться до висоти 6 км. У цьому вся шарі майже позначається вплив земної поверхні. Тут погодні умови визначаються переважно атмосферними фронтами та вертикальними конвективними струмами повітря.

в) Верхній шар лежить вище за середній і простягається до тропопаузи.

Тропопауза - перехідний шар між тропосферою та стратосферою завтовшки від кількох сотень метрів до 1-2 км. За нижню межу тропопаузи приймається висота, де падіння температури з висотою змінюється рівним ходом температури, підвищенням або уповільненням падіння з висотою.

При перетині тропопаузи на ешелоні може спостерігатися зміна температури, вмісту вологи і прозорості повітря. У зоні тропопаузи або під її нижньою межею зазвичай розташовано максимум швидкості вітру.

Висота тропопаузи залежить від температури повітря, тобто. від широти місця, пори року, характеру синоптичних процесів (у теплому повітрі вона вища, у холодному нижче).

Стратосфера тягнеться від тропопаузи до висоти 50-55км. Температура в стратосфері підвищується і верхній межі стратосфери наближається до 0 градусів. У ній зосереджено близько 20% усієї маси атмосфери. Внаслідок незначного вмісту водяної пари в стратосфері хмари не утворюються, за рідкісними винятками перламутрових хмар, що зрідка виникають, що складаються з дрібних переохолоджених крапель води. Вітри переважають західні, влітку вище 20 км. відбувається перехід до східних вітрів. У нижні шари тропосфери можуть із верхньої тропосфери проникати вершини купово-дощових хмар.

Вище стратосфери лежить повітряний прошарок - стратопауза, що відокремлює стратосферу від мезосфери.

Мезосфера розташовується від висоти 50-55км і тягнеться до висоти 80-90км.

Температура з висотою тут знижується та досягає значень близько -90°.

Перехідним шаром між мезосферою та термосферою є мезопауза.

Термосфера займає висоти від 80 до 450 км. За непрямими даними та результатами ракетних спостережень температура тут різко збільшується з висотою і верхній межі термосфери може становити 700°-800°.

Екзосфера – зовнішній шар атмосфери понад 450 км.

1.1 Методи дослідження атмосфери Для дослідження атмосфери застосовуються прямі та непрямі методи. До прямих методів відносяться, наприклад, метеорологічні спостереження, радіозондування атмосфери, радіолокаційні спостереження. Використовуються метеорологічні ракети та штучні супутники Землі, забезпечені спеціальною апаратурою.

Крім прямих методів, цінну інформацію про стан високих шарів атмосфери дають непрямі методи, що ґрунтуються на вивченні геофізичних явищ, що відбуваються у високих шарах атмосфери.

Проводяться лабораторні експерименти та математичне моделювання (система формул та рівнянь, що дозволяють отримувати числову та графічну інформацію про стан атмосфери).

1.2. Стандартна атмосфера Рух літального апарату в атмосфері супроводжується складною взаємодією його з навколишнім середовищем. Від фізичного стану атмосфери залежить аеродинамічні сили, що виникають у польоті, сила тяги, створювана двигуном, витрата палива, швидкість і гранично допустима висота польоту, показання аеронавігаційних приладів (барометричний висотомір, покажчик швидкості, покажчик числа М) і т.д.

Реальна атмосфера дуже мінлива, тому для проектування, випробування та експлуатації ЛА запроваджено поняття стандартної атмосфери. СА-це ймовірний вертикальний розподіл температури, тиску, щільності повітря та інших геофізичних характеристик, яке за міжнародною угодою становить середньорічний та середньоширотний стан атмосфери. Основні параметри стандартної атмосфери:

Атмосфера на всіх висотах складається із сухого повітря;

За нульову висоту ("землю") прийнято середній рівеньморя, у якому тиск повітря 760 мм рт. ст. або 1013,25 гПа.

Температура +15°С

Щільність повітря дорівнює 1225кг/м2;

Кордон тропосфери вважається на висоті 11 км; вертикальний градієнт температури постійний і дорівнює 0,65 ° Сна 100м;

У стратосфері, тобто. вище 11км, температура постійна та дорівнює-56,5°С.

2. Метеорологічні величини

2.1 Температура повітря Атмосферне повітря є сумішшю газів. Молекули у цій суміші перебувають у безперервному русі. Кожному стану газу відповідає певна швидкість руху молекул. Чим більша середня швидкість руху молекул, тим вище температура повітря. Температура характеризує рівень нагрітості повітря.

Для кількісної характеристики температури прийнято такі шкали:

Стоградусна шкала – шкала Цельсія. На цій шкалі 0 ° С відповідає точці плавлення льоду, 100 ° С-точці кипіння води, при тиску 760 мм.рт.ст.

Шкала Фаренгейта. За нижню температуру цієї шкали прийнято температуру суміші льоду з нашатирем (-17,8 ° С) за верхню - температура людського тіла. Проміжок поділено на 96 частин. Т°(С)=5/9 (Т°(Ф)-32).

У теоретичній метеорології застосовується абсолютна шкала – шкала Кельвіна.

Нуль цієї шкали відповідає повного припинення теплового руху молекул, тобто. найнижчій можливій температурі. Т°(К)= Т°(С)+273°.

Передача тепла від земної поверхні в атмосферу здійснюється за допомогою наступних основних процесів: термічної конвекції, турбулентності, випромінювання.

1) Термічна конвекція є вертикальним підйомом повітря, нагрітого над окремими ділянками земної поверхні. Найбільш сильний розвиток термічної конвекції спостерігається в денні (післяполуденні) години. Термічна конвекція може поширюватися до верхньої межі тропосфери, здійснюючи теплообмін у всій товщі тропосферного повітря.

2) Турбулентність являє собою незліченну безліч дрібних вихорів (від латинського турбо-завихрення, вир), що виникають в повітряному потоці, що рухається, завдяки його тертю про земну поверхню і внутрішньому тертю частинок.

Турбулентність сприяє перемішування повітря, а відтак і обміну тепла між нижніми (нагрітими) та верхніми (холодними) шарами повітря. Турбулентний обмін тепла, головним чином, спостерігається в приземному шарі до висоти 1-1,5 км.

3) Випромінювання є віддачу земної поверхнею тепла, отриманого нею внаслідок припливу сонячної радіації. Теплові промені поглинаються атмосферою, внаслідок чого відбувається підвищення температури повітря та охолодження земної поверхні. Тепло, що випромінюється, нагріває приземне повітря, а земна поверхня, внаслідок втрати тепла охолоджується. Процес випромінювання має місце вночі, а взимку може спостерігатися протягом доби.

З розглянутих трьох основних процесів передачі тепла від земної поверхні у повітря головну роль грають: термічна конвекція і турбулентність.

Температура може змінюватися як по горизонталі вздовж земної поверхні, так і по вертикалі з підйомом вгору. Величина горизонтального градієнта температури виражається в градусах на певну відстань (111 км або на 1° меридіана). збільшується активність атмосферного фронту.

Величина, що характеризує зміну температури повітря з висотою, називається вертикальним температурним градієнтом, його величина мінлива і залежить від часу, року, характеру погоди. По МСА у = 0,65 ° / 100 м.

Шари атмосфери, в яких відбувається підвищення температури заввишки (0°С), називається шарами інверсії.

Шари повітря, у яких температура з висотою не змінюється, називається шарами ізотермії (=0°С). Вони є шарами, що затримують: гасять вертикальні рухи повітря, під ними відбувається скупчення водяної пари і твердих частинок, що погіршують видимість, утворюються тумани і низькі хмари. Інверсії та ізотермії можуть призвести до суттєвого розшарування потоків по вертикалі та утворенню значних вертикальних зрушень метра, що викликає болтанку літаків та впливає на динаміку польоту при заході на посадку або під час зльоту.

Температура повітря впливає на політ літака. Значною мірою залежить від температури злітно-посадкові дані літака. Довжина розбігу та злітної дистанції, довжина пробігу та посадкової дистанції зменшується зі зниженням температури. Від температури залежить густина повітря, яка визначає режимні характеристики польоту літака. При підвищенні температури щільність зменшується, а, отже, зменшується швидкісний тиск і навпаки.

Зміна швидкісного напору викликає зміну тяги двигуна, підйомної сили, лобового опору, горизонтальної та вертикальної швидкості. Температура повітря впливає висоту польоту. Так підвищення її на висотах на 10° від стандартної призводить до зниження стелі літака на 400-500 м.

Температура враховується під час розрахунку безпечної висоти польоту. Дуже низькі температури ускладнюють експлуатацію авіаційної техніки. При температурах повітря близьких до 0°С і нижче, при переохолоджених опадів утворюється ожеледиця, при польоті в хмарах - зледеніння. Зміни температури понад 2,5 ° С на 100 км викликає турбулентність атмосфери.

2.2 Щільність повітря Щільність повітря – це відношення маси повітря до обсягу, що він займає.

Щільність повітря визначає режимні характеристики польоту літака. Швидкісний тиск залежить від щільності повітря. Чим вона більша, тим більше буває швидкісний натиск і, отже, більшою буває аеродинамічна сила. Щільність повітря в свою чергу залежить від температури і тиску. З рівняння стану ідеального газу Клапейрона-Менделєєва P Щільність в-ха = ------, де R-газова стала.

RT P-тиск повітря T-температура газу.

Як очевидно з формули, зі збільшенням температури - щільність зменшується, отже і зменшується швидкісний напір. У разі зниження температури спостерігається зворотна картина.

Зміна швидкісного напору викликає зміну тяги двигуна, підйомної сили, лобового опору і, отже, горизонтальної та вертикальної швидкостей літака.

Довжина пробігу та посадкової дистанції обернено пропорційна щільності повітря і, отже, температурі. Зменшення температури на 15°С зменшує на 5% довжину пробігу та злітної дистанції.

Підвищення температури повітря на висотах на 10° призводить до зниження практичної стелі літака на 400-500 м.

2.3 Вологість повітря Вологість повітря визначається вмістом водяної пари в атмосфері та виражається за допомогою наступних основних характеристик.

Абсолютна вологість - це кількість водяної пари в грамах, що містяться в I м3 повітря. Чим вище температура повітря, тим більше абсолютна вологість. Нею судять про виникнення хмар вертикального розвитку, грозової діяльності.

Відносна вологість - характеризується ступенем насиченості повітря водяною парою. Відносна вологість - це відсоткове відношення фактичної кількості водяної пари, що міститься в повітрі до тієї кількості, яка необхідна для повного насичення при даній температурі. При відносній вологості 20-40% повітря вважається сухим, при 80-100% - вологим, при 50 -70% - повітря помірної вологості. У разі підвищення відносної вологості спостерігається зниження хмарності, погіршення видимості.

Температура точки роси - це температура, при якій водяна пара, що міститься в повітрі, досягає стану насичення при даному вмісті вологи і постійному тиску. Різниця між фактичною температурою та температурою точки роси називається дефіцитом точки роси. Дефіцит показує наскільки градусів треба охолодити повітря, щоб пар, що міститься в ньому, досягла стану насичення. При дефіцитах точки роси 3-4° і менше повітряна маса у землі вважається вологою, а за 0-1° часто виникають тумани.

Основним процесом, що призводить до насичення повітря водяною парою, є зниження температури. Водяна пара відіграє важливу роль в атмосферних процесах. Він сильно поглинає теплову радіацію, що випромінюється земною поверхнею та атмосферою, і тим самим зменшує втрату тепла нашою планетою. Основний вплив вологості на роботу авіації позначається через хмарність, опади, тумани, грози, зледеніння.

2.4 Атмосферний тиск Атмосферний тиск повітря - це сила, що діє на одиницю горизонтальної поверхні в 1см2 і дорівнює вазі повітряного стовпа, що тягнеться через всю атмосферу. Зміна тиску у просторі тісно пов'язані з розвитком основних атмосферних процесів. Зокрема, неоднорідність тиску по горизонталі є причиною течій повітря. Розмір атмосферного тиску вимірюється у мм рт.ст.

мілібарах та гектопаскалях. Між ними є залежність:

–  –  –

1 мм рт.ст. = 1,33 мб = 1,33 гПа 760 мм рт.ст. = 1013,25 гПа.

Зміна тиску у горизонтальній площині на одиницю відстані (За одиницю відстані береться 1° дуги меридіана (111 км) або 100 км) називається горизонтальним баричним градієнтом. Він завжди спрямований у бік низького тиску. Від величини горизонтального баричного градієнта залежить швидкість вітру, а від його напрямку напрям вітру. У північній півкулі вітер дме під кутом до горизонтального баричного градієнта, так що якщо стати спиною до вітру, то низький тиск перебуватиме ліворуч і трохи попереду, а високий - праворуч і трохи позаду спостерігача.

Для наочного уявлення про розподіл атмосферного тиску проводяться на картах погоди лінії - ізобар, що з'єднують точки з однаковим тиском. Ізобари виділяють на картах баричні системи: циклони, антициклони, улоговини, гребені та сідловини. Зміни тиску в будь-якій точці простору за відрізок часу 3 години називають баричною тенденцією, її значення наносять на приземні синоптичні карти погоди, на яких поводять лінії рівних баричних тенденцій - ізалобари.

Атмосферний тиск зменшується з висотою. При виробництві польотів та керівництві ними необхідно знати зміну висоти залежно від вертикальної зміни тиску.

Цю величину характеризує баричний ступінь - що визначає собою висоту, яку треба піднятися чи опуститися, щоб тиск змінилося на 1 мм рт.ст. або на 1 гПа. Вона дорівнює 11 м-коду на 1 мм рт.ст, або 8 м-коду на 1 гПа. На висоті 10 км ступінь дорівнює 31 м за зміни тиску 1 мм рт.ст.

Для забезпечення безпеки польотів екіпажам передається в погоді тиск повітря, приведений до рівня порога ВПП робочого старту мм рт.ст., мб, або тиск приведений до рівня моря для стандартної атмосфери, залежно від типу літака.

Барометричний висотомір на літаку влаштований на принципі вимірювання висоти тиску. Оскільки у польоті висота ешелону витримується по барометрическому висотоміру, тобто. політ відбувається при постійному тиску, фактично політ здійснюється по ізобаричній поверхні. Нерівномірне за висотою залягання ізобаричних поверхонь призводить до того, що справжня висота польоту може значно відрізнятися від приладової.

Так, над циклоном вона буде нижчою за приладову і навпаки. Це слід враховувати щодо безпечного ешелону і при польотах на висотах, близьких до стелі літака.

2.5 Вітер В атмосфері завжди спостерігаються горизонтальні переміщення повітря, які називають вітром.

Безпосередньою причиною виникнення вітру є нерівномірне розподілення тиску повітря вздовж поверхні землі. Основними характеристиками вітру є: напрямок / частина горизонту звідки дме вітер / і швидкість, що вимірюється в м / с, вузлах (1уз ~ 0,5 м / с) і км / год (I м / с = 3,6 км / год).

Вітру властива рвучкість швидкості та мінливість напрямку. Для характеристики вітру визначається середня швидкість та середній напрямок.

По приладах вітер визначається істинного меридіана. У тих аеропортах, де магнітне відмінювання становить 5° і більше, у показання напрямку вводяться поправки на магнітне відмінювання передачі органам ОВС, екіпажам, у зведеннях погоди AT1S і УКХ. У зведеннях, що розповсюджуються за межі аеродрому, напрям вітру вказується від справжнього меридіана.

Зосередження відбувається за 10 хвилин до терміну випуску зведення за межі аеродрому і за 2 хвилини за аеродромом (на ATIS і за запитом авіадиспетчера). свої градації), та інших випадках через 5м/с.

Шквал - різке, раптове посилення вітру, що відбувається за 1 хвилину і більше, при цьому середня швидкість відрізняється на 8 м/с та більше від попередньої середньої швидкості та зі зміною напрямку.

Тривалість шквалу зазвичай кілька хвилин, швидкість часто перевищує 20-30м/с.

Сила, що змушує масу повітря прийти у горизонтальний рух, називається силою баричного градієнта. Чим більший перепад тиску, тим сильніший вітер. На рух повітря впливає сила Коріоліса, сила тертя. Сила Коріоліса відхиляє всі повітряні потоки вправо у Північній півкулі та не впливає на швидкість вітру. Сила тертя діє протилежно руху і з висотою зменшується (в основному в приземному шарі) і вище 1000-1500м не впливає. Сила тертя зменшує кут відхилення повітряного потоку напряму горизонтального баричного градієнта, тобто. позначається і напрямі вітру.

Градієнтний вітер – це рух повітря за відсутності сили тертя. Весь вітер вище 1000м є градієнтним.

Градієнтний вітер спрямований вздовж ізобар так, що низький тиск завжди перебуватиме ліворуч від потоку. Майже вітер на висотах прогнозується за картами баричної топографії.

Вітер дуже впливає на польоти всіх типів ЗС. Від напрямку та швидкості вітру по відношенню до ЗПС, залежить безпека зльоту та посадки літака. Вітер впливає на довжину розбігу та пробігу літака. Небезпечний і бічний вітер, що спричиняє знесення літака. Вітер викликає небезпечні явища, що ускладнюють польоти, як урагани, шквали, курні бурі, хуртовини. Структура вітру носить турбулентний характер, що викликає болтанку та кидки літаків. При виборі ЗПС аеродрому враховується переважний напрямок вітру.

2.6 Місцеві вітри Місцеві вітри – це виняток із баричного закону вітру: вони дмуть по горизонтальному баричному градієнту, який з'являється в даному районі за рахунок неоднакового нагрівання різних ділянок підстилаючої поверхні або за рахунок рельєфу.

До них відносяться:

Бризи, що спостерігаються на узбережжі морів та великих водойм, що дмуть на сушу з водної поверхні та вночі навпаки, їх відповідно називають морськими та береговими бризами, швидкість 2-5 м/сек, по вертикалі поширюються до 500-1000 м. Причина їх виникнення нерівномірне нагрівання води та суші. Бризи впливають на погодні умови в береговій смузі, викликаючи зниження температури, підвищення абсолютної вологості, зрушення вітру. Виражені бризи на Чорноморському узбережжі Кавказу.

Гірсько-долинні вітри виникають у результаті нерівномірного нагрівання та охолодження повітря безпосередньо біля схилів. Вдень повітря піднімається схилом долини вгору і називається долинним вітром. Вночі спускається вниз зі схилів і називається гірським. Вертикальна потужність 1500 м часто спричиняє болтанку.

Фен - теплий, сухий вітер, що дме з гір у долини, іноді досягає штормової сили. Феновий ефект виражений у районі високих гір 2-3 км. Він виникає, якщо на протилежних схилах створюється різницю тиску. З одного боку хребта - область низького тиску, з іншого область високого, що сприяє перевалюванню повітря через хребет. З навітряного боку повітря, що піднімається, охолоджується до рівня конденсації (умовно нижня межа хмар) за сухоадіабатичним законом (1°/100м.), потім за вологоадіабатичним (0,5°-0,6°/100м.), що призводить до утворення в ньому хмар та опадів. Коли потік перевалить через хребет, він починає швидко опускатися вниз схилом і нагріватися (1°/100м.). В результаті, з підвітряного боку хребта хмари розмиваються і повітря доходить до підніжжя гір дуже сухим і теплим. При фені складні погодні умови спостерігаються на вітряному боці хребта (туман, опади) і малохмарна погода на вітряному боці хребта, але тут буває інтенсивна болтанка ПС.

Бора - сильний поривчастий вітер, що дме з прибережних невисоких гір (не більше 1000

м) убік теплого моря. Спостерігається в осінньо-зимовий період, супроводжується різким зниженням температури, вираженої в районі Новоросійська, північно-східного напрямку. Бора виникає за наявності антициклону, сформованого та розташованого над східними та південно-східними районами Європейської території Росії, а над Чорним морем у цей час область низького тиску, при цьому створюються великі баричні градієнти та холодне повітряскидається через Мархотський перевал з висоти 435 м в Новоросійську бухту зі швидкістю 40-60 м/сек. Бора викликає шторм на море, ожеледиця, поширюється вглиб моря на 10-15 км, тривалість до 3-х діб, інколи ж і більше.

Дуже сильний бор утворюється на Новій Землі. На Байкалі вітер типу бори утворюється в гирлі річки Сарми і має місцеву назву «Сарма».

Афганець - дуже сильний, запорошений західний або південно-західний вітер у східних Каракумах, вгору по долинах річок Амудар'ї, Сирдар'ї та Вахша. Супроводжується курною бурею та грозою. Виникає Афганець у зв'язку з фронтальними вторгненнями холоду межі Туранської низовини.

Місцеві вітри, властиві певним районам, дуже впливають працювати авіації. Посилення вітру, викликаного особливостями рельєфу даної місцевості, ускладнює пілотування ПС на малих висотах, інколи ж є і небезпечним до виконання польоту.

При перевалюванні повітряним потоком гірських хребтів у атмосфері утворюються підвітряні хвилі. Вони виникають за умови:

Наявності вітру, що дме перпендикулярно хребту, швидкість якого 50 км/год і більше;

Посилення швидкості вітру із висотою;

Наявність шарів інверсії чи ізотермії від вершини хребта на 1-3 км. Підвітряні хвилі викликають інтенсивну болтанку літаків. Їх характерні сочевицеподібні високо-купчасті хмари.

3.Вертикальні рухи повітря

3.1 Причини та види вертикальних рухів повітря В атмосфері постійно відбуваються вертикальні рухи. Вони відіграють найважливішу роль таких атмосферних процесах, як перенесення тепла і водяної пари по вертикалі, утворення хмар і опадів, розсіяння хмар, розвиток гроз, виникнення турбулентних зон тощо.

Залежно від причин виникнення розрізняють такі види вертикальних рухів:

Термічна конвекція - виникає через нерівномірне нагрівання повітря від поверхні, що підстилає. Більш нагріті обсяги повітря, стаючи легшими за навколишнє середовище, піднімаються вгору, поступаючись місцем щільнішому холодному повітрю, що опускається вниз. Швидкість висхідних рухів може досягати кількох метрів за секунду, а окремих випадках 20-30м/с (в потужно-кучових, кучево-дождевых хмарах).

Східні потоки мають меншу величину (~15 м/с).

Динамічна конвекція або динамічна турбулентність - невпорядковані вихрові рухи, що виникають при горизонтальному переміщенні та терті повітря на земну поверхню. Вертикальні складові таких рухів можуть бути кілька десятків см/с, рідше за кілька м/с. Ця конвекція добре виражена в шарі від землі до висоти 1-1.5 км (прикордонний шар).

Термічна та динамічна конвекція найчастіше спостерігаються одночасно, визначаючи нестійкий стан атмосфери.

Упорядковані, вимушені вертикальні рухи - це повільний висхідний або низхідний рух усієї повітряної маси. Це може бути вимушене піднесення повітря в зоні атмосферних фронтів, у гірських районах з навітряного боку або повільне спокійне осідання повітряної маси в результаті загальної циркуляції атмосфери.

Схожість повітряних потоків у верхніх шарах тропосфери (конвергенція) повітряних потоків у верхніх шарах атмосфери викликає зростання тиску в землі і низхідні рухи по вертикалі у цьому шарі.

Розбіжність повітряних потоків на висотах (дивергенція), навпаки, призводить до падіння тиску біля землі і підйому повітря вгору.

Хвильові рухи - виникають через різницю щільності повітря та швидкості його руху на верхній та нижній межі шарів інверсії та ізотермії. У гребенях хвиль утворюються висхідні рухи, у долинах - низхідні. Хвильові рухи в атмосфері можуть спостерігатися в горах на підвітряному боці, де утворюються підвітряні хвилі.

При польотах у повітряній масі, де спостерігаються сильно розвинені вертикальні струми, ВС відчуває болтанку та кидки, що ускладнюють пілотування. Вертикальні потоки повітря великого масштабу можуть викликати великі вертикальні переміщення ВС, які не залежать від льотчика. Це буває особливо небезпечним при польотах на висотах, близьких до практичної стелі літака, де висхідний потік може підняти ВС на висоту, що значно перевищує його стелю, або при польотах у гірських районах на підвітряному боці хребта, де низхідний потік може спричинити зіткнення ВС із землею .

Вертикальні рухи повітря призводять до утворення небезпечних для польотів хмар.

4.Хмари та опади

4.1 Причини утворення хмар. Класифікація.

Хмари є видиме скупчення крапель води і кристалів льоду, що у повітрі у зваженому стані деякій висоті над земної поверхнею. Хмари утворюються в результаті конденсації (перехід водяної пари в рідкий стан) і сублімації (перехід водяної пари безпосередньо в твердий стан) водяної пари.

Головною причиною утворення хмар є адіабатичне (без обміну теплом з навколишнім середовищем) зниження температури в вологому повітрі, що піднімається, що призводить до конденсації водяної пари; турбулентний обмін та випромінювання, а також наявність ядер конденсації.

Мікроструктура хмар – фазовий стан хмарних елементів, їх розміри, число хмарних частинок в одиниці об'єму. Хмари ділять на крижані, водяні та змішані (з кристалів та крапель).

Відповідно до міжнародної класифікації хмари на вигляд поділяються на 10 основних форм, а за висотами - на чотири класи.

1.Хмари верхнього ярусу - розташовуються на висоті від 6000 м і вище, є тонкі білі хмари, складаються з крижаних кристалів, мають маленьку водність, тому опадів не дають. Потужність мала: 200 м - 600 м. До них відносяться:

Перисті хмари / Ci-cirrus /, що мають вигляд білих ниток, гачків. Є провісниками погіршення погоди, наближення теплого фронту;

Перисто-купчасті хмари /Cc- cirrocumulus/- дрібні баранчики, дрібні білі пластівці, брижі. Політ супроводжується слабкою балаканею;

Перисто-шарові/Cs-cirrostratus/ мають вигляд блакитної однорідної пелени, яка покриває все небо, видно розпливчастий диск сонця, вночі - навколо місяця виникає коло гало. Політ у них може супроводжуватися слабким зледенінням, електризацією ПС.

2. Хмари середнього ярусу розташовуються на висоті від до

2км 6 км, складаються з переохолоджених крапель води в суміші зі сніжинками та крижаними кристалами, польоти в них супроводжуються поганою видимістю. До них відносяться:

Високо-купчасті/ Ac-altocumulus/ мають вигляд пластівців, пластин, хвиль, гряд, розділених просвітами. Вертикальна довжина 200-700м. Опади не випадають, політ супроводжується болтанкою, зледенінням;

Високо-шаруваті/ As-altostratus/ є суцільною сірою пеленою, тонкі високошарові мають потужність - 300-600 м, щільні - 1-2 км. Взимку їх випадають облогові опади.

Політ супроводжується зледенінням.

3. Хмари нижнього ярусу розташовуються від 50 до 2000 м, мають щільну структуру, у яких погана видимість, і часто спостерігається зледеніння. До них відносяться:

Шарово-дощові/Ns-nimbostratus/, що мають темно-сірий колір, велику водність, дають рясні осадні опади. Під ними в осадах утворюються низькі розірвано-дощові хмари. Висота нижньої межі шарувато-дощових хмар залежить від близькості лінії фронту і становить від 200 до 1000 м, вертикальна довжина 2-3 км, зливаючись часто з високошаровими та перисто-шаровими хмарами;

Шарово-купчасті/Sc-stratocumulus/ складаються з великих гряд, хвиль, пластин, розділених просвітами. Нижня межа 200–600 м, а товщина хмар 200–800 м, іноді 1–2 км. Це хмари внутрішньомасові, у верхній частині шарувато-купових хмар найбільша водність, тут же і зона зледеніння. Опади з цих хмар, зазвичай, не випадають;

Шарові хмари/St-stratus/ є суцільним однорідним покривом, що низько навис над землею з нерівними розмитими краями. Висота буває 100-150 м і нижче 100 м, а верхня межа -300-800 м. Різко ускладнюють зліт і посадку, дають опади. Можуть опускатися до землі та переходити в туман;

Розірвано-шаруваті/St Fr-stratus fractus/хмари мають нижню межу 100м і нижче 100 м, утворюються в результаті розсіювання радіаційного туману, опади з них не випадають.

4. Хмари вертикального розвитку. Нижня межа лежить у нижньому ярусі, верхня досягає тропопаузи. До них відносяться:

Кучові хмари/Cu cumulus/ -щільні хмарні маси розвинені по вертикалі з білими куполоподібними вершинами і плоскою основою. Нижня межа їхнього порядку 400-600 м і вище, верхня межа 2-3 км, опадів не дають. Політ у них супроводжується болтанкою, яка на режим польоту істотно не впливає;

Потужно-купчасті хмари є білі куполоподібні вершини з вертикальним розвитком до 4-6 км, опадів не дають. Політ у них супроводжується від помірної до сильної балаканини, тому входити в ці хмари забороняється;

Кучево-дощові (грозові)/Cb-cumulonimbus/ є найнебезпечнішими хмарами, являють собою потужні маси хмар, що клубляться, з вертикальним розвитком до 9-12 км і вище. З ними пов'язані грози, зливи, град, інтенсивне зледеніння, інтенсивна турбулентність, шквали, смерчі, зсуви вітру. Купово-дощові зверху мають вигляд ковадла, у напрямку якого і зміщується хмара.

Залежно від причин виникнення розрізняють такі види хмарних форм:

1. Купівеподібні. Причина їх виникнення термічна, динамічна конвекція та вимушені вертикальні рухи.

До них відносяться:

а) перисто-купчасті /Cc/

б) високо-купчасті /Ac/

в) шарувато-купчасті/Sc/

г) потужно-купчасті/Сu cong/

д) купово-дощові/Cb/

2. Шаруваті виникають в результаті висхідних ковзань теплого вологого повітря по похилій холодній поверхні, вздовж пологих фронтальних розділів. До цього виду належать хмари:

а) перисто-шаруваті/Cs/

б) високо-шаруваті/As/

в) шарувато-дощові/ Ns/

3. Хвилясті, виникають при хвильових коливаннях на шарах інверсії, ізотермії та у шарах з невеликим вертикальним градієнтом температури.

До них відносяться:

а) високо-купчасті хвилясті

б) шарувато-купчасті хвилясті.

4.2 Спостереження за хмарами При спостереженнях за хмарами визначаються: загальна кількість хмар (вказується в октантах); кількість хмар нижнього ярусу, форма хмар.

Висота хмар нижнього ярусу визначається інструментально за світлолокатором ІВО, ДВО з точністю в межах ±10 % в інтервалі висот від 10 м до 2000 м. За відсутності інструментальних засобів, висота оцінюється за даними екіпажами ВС або візуально.

При тумані, опадів або курній бурі, коли нижню межу хмар визначити неможливо, результати інструментальних вимірювань вказуються у зведеннях як вертикальна видимість.

На аеродромах, обладнаних системами заходу на посадку, висота нижньої межі хмар при її значеннях 200 м-коду і нижче вимірюється за допомогою датчиків, що встановлюються в районі БПРМ. В інших випадках вимір проводяться у робочих стартів. Оцінюючи передбачуваної висоти низької хмарності враховується рельєф місцевості.

Над піднесеними місцями хмари розташовані нижче на 50-60% різниці перевищення самих пунктів. Над лісовими масивами хмарність завжди розташована нижче. Над промисловими центрами, де багато ядер конденсації, повторюваність хмарності зростає. Нижня кромка низьких хмар шаруватих, розірвано-шарових, розірвано-дощових нерівна, мінлива і відчуває значні коливання в межах 50-150 м.

Хмари є одним із найважливіших метеорологічних елементів, що впливають на польоти.

4.3 Осади Водяні краплі або крижані кристали, що випадають із хмар на поверхню Землі, називаються атмосферними опадами. Опади зазвичай випадають із тих хмар, які за своєю структурою є змішаними. Для випадання опадів потрібне укрупнення крапель або кристалів до 2-3 мм. Укрупнення крапель відбувається за рахунок злиття їх при зіткненні.

Другий процес укрупнення пов'язаний з перенесенням водяної пари з крапель води на кристал, і він зростає, що пов'язано з різною пружністю насичення над водою і над льодом. Випадання опадів буває з хмар, які досягають рівнів, де відбувається активне утворення кристалів, тобто. там, де температури знаходяться в межах -10°С-16°С та нижче. За характером випадання опади поділяють на 3 типи:

Облогові опади - випадають тривалий час і на великій території із шарувато-дощових та високо-шарових хмар;

Зливи з кучево-дощових хмар, на обмеженій території, в короткий проміжок часу та велику кількість; краплі більші, сніжинки - пластівцями.

Мряка – з шаруватих хмар, це дрібні крапельки, падіння яких оком не помітно.

З вигляду розрізняють: дощ, сніг, крижаний дощ, що проходить через приземний шар повітря з негативною температурою, мряка, крупа, град, снігові зерна та ін.

До опадів відносяться: роса, іній, паморозь та хуртовини.

В авіації, опади, що призводять до утворення ожеледиці, називаються переохолодженими. Це переохолоджена мряка, переохолоджений дощ і переохолоджений туман (спостерігається або прогнозований у температурних градаціях від -0 ° до -20 ° С). Опади вважаються сильними при видимості менше 1000 м, незалежно від характеру випадання (облога, зливи, мряка). Крім того, водяна плівка на склі кабіни викликає оптичне спотворення видимих ​​об'єктів, що небезпечно для зльоту та посадки. Опади впливають на стан аеродромів, особливо ґрунтових, а переохолоджений дощ викликає ожеледицю, зледеніння. Потрапляння до зони граду викликає серйозне технічне ушкодження. При посадці на мокру ЗПС змінюється довжина пробігу літака, що може призвести до викочування за межі ЗПС. Струменя води, що відкидається від шасі, може всмоктуватися в двигун, викликаючи втрату тяги, що небезпечно при зльоті.

5. Видимість

Існує кілька визначень видимості:

Метеорологічна дальність видимості /МДВ/ - це найбільша відстань, від якої, у світлий час доби – можна розрізнити і натомість неба поблизу горизонту чорний об'єкт досить великих розмірів. У нічний час-відстань до найвіддаленішого видимого точкового джерела світла певної сили.

Метеорологічна дальність видимості одна із важливих для авіації метеорологічних елементів.

Для спостереження за видимістю кожному аеродромі складається схема орієнтирів, і видимість визначається з допомогою інструментальних систем. При досягненні СМУ(200/2000)- вимір видимості має проводитися з допомогою інструментальних систем із записом показань.

Період опосередкування становить-10 хв. для зведення за межі аеродрому; 1хв.- для місцевих регулярних та спеціальних зведень.

Дальність видимості на ВПП /RVR/ - дальність видимості, в межах якої пілот повітряного судна, що знаходиться на осьовій лінії ВПП, може бачити маркування покриття ВПП або вогні, що позначають контури ВПП та її осьову лінію.

спостереження за видимістю проводяться вздовж ЗПС за допомогою приладів або щитів, на яких встановлюється одиночні джерела світла (лампочки в 60 вт) для оцінки видимості в темний час.

Оскільки видимість буває дуже мінливою, то прилади для вимірювання видимості встановлюються у СДП обох курсів і на середині ЗПС. У погоду включають:

а) при довжині ЗПС і менш-менше з двох значень 2000м видимості, виміряної в обох кінців ЗПС;

б) при довжині ЗПС понад 2000м - менше з двох значень видимості, виміряної у робочого старту та середини ЗПС.

На аеродромах, де використовуються системи вогнів ОВІ при видимості 1500 м і менше в сутінках і вночі, 1000 м і менше вдень проводиться перерахунок таблиць у видимість ОВІ, яка також включається в авіапогоду. Перерахунок видимості на видимість ОМІ тільки в нічний час доби.

У складних метеоумовах, особливо в момент посадки літака, важливо знати похилий видимість. Похила видимість (посадкова) - це така гранична відстань по нахилу вздовж глісади зниження, на якому пілот ВС, що приземляється, при переході від пілотування по приладах до візуального пілотування може виявити початок ВПП. Вона не вимірюється, а оцінюється. Експериментально встановлено наступну залежність похилої видимості від величини горизонтальної видимості при різній висоті хмар:

При висоті нижньої межі хмар менше 100 м і погіршення видимості через серпанок, опадів біля землі, похила видимість становить 25-45% від горизонтальної видимості;

При висоті нижньої межі хмар 100-150 м вона дорівнює 40-50% від горизонтальної; - при висоті НГО 150-200 м похила становить 60-70% від горизонтальної;

–  –  –

При висоті НУО більше 200 м-коду похила видимість близька або дорівнює горизонтальній видимості біля землі.

Рис.2 Вплив помутніння у атмосфері на похилий видимість.

інверсія

6. Основні атмосферні процеси, що зумовлюють погоду Атмосферні процеси, що спостерігаються на великих географічних просторах та вивчаються за допомогою синоптичних карт, називаються синоптичними процесами.

Ці процеси є результатом виникнення, розвитку та взаємодії повітряних мас, розділів між ними – атмосферних фронтів та пов'язаних із зазначеними метеорологічними об'єктами циклонів та антициклонів.

Під час передпольотної підготовки екіпаж ЗС повинен вивчити на АМСГ метеорологічну обстановку та умови польоту за маршрутом, в аеропортах вильоту та посадки, на запасних аеродромах, звернувши увагу на основні атмосферні процеси, що зумовлюють погоду:

стан повітряних мас;

На розташування баричних утворень;

На становище атмосферних фронтів щодо маршруту польоту.

6.1 Повітряні маси Великі маси повітря в тропосфері, що мають однорідні погодні умови та фізичні властивості, називаються повітряними масами (ВМ).

Існує 2 класифікації повітряних мас: географічна та термодинамічна.

Географічна – залежно від районів їх формування поділяються на:

а) арктичне повітря (АВ)

б) помірне/полярне/повітря (УВ)

г) тропічне повітря (ТВ)

д) екваторіальне повітря (ЕВ) Залежно від підстилаючої поверхні, над якою тривалий час знаходилася та чи інша повітряна маса, вони поділяються на морські та континентальні.

Залежно від теплового стану (по відношенню до поверхні, що підстилає) повітряні маси можуть бути теплі і холодні.

Залежно та умовами вертикального рівноваги розрізняють стійку, нестійку і байдужу стратифікацію (стан) повітряних мас.

Стійка ВМ - тепліша, ніж підстилаюча поверхня. У ній немає умов розвитку вертикальних рухів повітря, оскільки охолодження знизу зменшує вертикальний градієнт температури з допомогою зменшення температурного розмаїття між нижніми і верхніми шарами. Тут утворюються шари інверсії та ізотермії. Найбільш сприятливим часом для набуття стійкості ВМ над континентом є протягом доби ніч, протягом року – зима.

Характер погоди в УВМ взимку: низькі підінверсійні шаруваті та шарувато-кучові хмари, мряка, серпанок, туман, ожеледиця, у хмарах зледеніння (Рис. 3).

Складні умови тільки для зльоту, посадки та візуальних польотів, від землі до 1-2 км, вище малохмарно. Влітку в УВМ переважає малохмарна погода або купові хмари зі слабкою турбулентністю до 500 м-коду, видимість дещо погіршена за рахунок запиленості.

Циркулює УВМ у теплому секторі циклону та на західній периферії антициклонів.

Рис. 3. Погода в УВМ взимку.

Нестійка повітряна маса (НВМ) - це холодна ВМ, у якій спостерігаються сприятливі умови у розвиток висхідних рухів повітря, головним чином термічної конвекції. При переміщенні над теплою поверхнею, що підстилає, нижні шари ХВ прогріваються, що призводить до зростання вертикальних градієнтів температури до 0.8 - 1,5/100 м, як наслідок цього, до інтенсивного розвитку конвективних рухів в атмосфері. Найбільш активна НВМ у теплу пору року. При достатньому вмісті вологості повітря розвиваються купово-дощові хмари до 8-12 км, зливи, град, внутрішньомасові грози, шквалисті посилення вітру. Добре виражений добовий перебіг всіх елементів. При достатній вологості та наступному нічному проясненні вранці можуть з'являтися радіаційні тумани.

Політ у цій масі супроводжується болтанкою (рис. 4).

У холодну пору року у НВМ складності у польотах не спостерігається. Як правило, ясно, поземок, низова хуртовина, при вітрах північних і північно-східних, а при північно-західному вторгненні ХВ спостерігаються хмари з нижньою межею не нижче 200-300 м типу слоистокучова або кучево-дощова зі сніговими зарядами.

У НВМ можуть бути вторинні холодні фронти. Циркулює НВМ у тиловій частині циклону та на східній периферії антициклонів.

6.2 Атмосферні фронти Перехідна зона/50-70 км./ між двома повітряними масами, що характеризується різкою зміною значень метеоелементів у горизонтальному напрямку, називається атмосферним фронтом. Кожен фронт є шаром інверсії /або ізотермії/, але ці інверсії завжди нахилені під невеликим кутом до землі в бік холодного повітря.

Вітер перед фронтом біля поверхні землі підвертає до фронту і посилюється, у момент проходження фронту відбувається правий поворот вітру/за годинниковою стрілкою/.

Фронти є зонами активної взаємодії теплих та холодних ВМ. Вздовж поверхні фронту відбувається впорядкований підйом повітря, що супроводжується конденсацією водяної пари, що міститься в ньому. Це призводить до формування на фронті потужних хмарних систем та опадів, що викликають найскладніші для авіації умови погоди.

Передні інверсії небезпечні болтанкою, т.к. у цій перехідній зоні рухаються дві повітряні маси з різною щільністю повітря, з різною швидкістю та напрямом вітру, що приходить до утворення завихрень.

Для оцінки фактичного та очікуваного стану погоди на маршруті або в районі польотів велике значення має аналіз положення атмосферних фронтів щодо маршруту польоту та їхнього переміщення.

Перед вильотом необхідно оцінити активність фронту за такими ознаками:

Фронти розташовуються по осі улоговини, чим різкіше виражена улоговина, тим активніше фронт;

Вітер зазнає при переході через фронт різких змін у напрямку, спостерігається збіжність ліній струму, а також зміни їх за швидкістю;

Температура по обидва боки фронту зазнає різких змін, контрасти температури становлять 6-10° і більше;

Барична тенденція не однакова з обох боків фронту, перед фронтом падає, за фронтом зростає, іноді зміна тиску за 3 години становить 3-4 гПа та більше;

Уздовж лінії фронту розташовуються характерні кожного типу фронту хмари і зони опадів. Чим вологіше ВМ у зоні фронту, тим активніша погода. На висотних картах фронт виражений у згущенні ізогіпс та ізотерм, у різких контрастах температури та вітру.

Переміщення фронту відбувається у напрямку і зі швидкістю градієнтного вітру, що спостерігається в холодному повітрі, або його складової, спрямованої перпендикулярно до фронту. Якщо вітер спрямований вздовж лінії фронту, він залишається малорухомим.

Схожі роботи:

«МЕТОДИЧНІ РЕКОМЕНДАЦІЇ щодо застосування Класифікації запасів родовищ та прогнозних ресурсів твердих корисних копалин Пісок та гравій Москва, 2007 Розроблені Федеральною державною установою Російської Федераціїта за рахунок коштів федерального бюджету. Затверджено розпорядженням МПР Росії від 05.06.2007 р. № 37-р. Методичні рекомендаціїіз застосування Класифікації запасів...»

«МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ РОСІЙСЬКОЇ ФЕДЕРАЦІЇ УНІВЕРСИТЕТ ІТМО Л.А. Забодалова, Л.А. Надточій ОБЛІК ВИТРАТ ПРИ ВИРОБНИЦІ РІЗНИХ ВИДІВ МОЛОЧНИХ ПРОДУКТІВ Навчально-методичний посібник Санкт-Петербург УДК 637.1 Забодалова Л.А., Надточій Л.А. Облік витрат при виробництві різних видів молочних продуктів: Навчальний метод. посібник. - СПб.: Університет ІТМО; ІХіБТ, 2015. - 39 с. Дано рекомендації щодо навчання правильної організації та ведення первинного виробничого обліку та оперативного...»

«ФЕДЕРАЦІЯ ВОЛЕЙБОЛУ САМАРСЬКОЇ ОБЛАСТІ ЗАТВЕРДЖЕНО Президією громадської організації «Федерація волейболу Самарської області» 3 квітня 2013 року. Протокол № 1 _А.Н.Богусонов ПРОГРАМА розвитку дисципліни «пляжний волейбол» у Самарській області на 2013-2015 рік Пляжний волейбол з'явився у 20 роках минулого століття. Після деякого «інкубаційного періоду» він став бурхливо розвиватися, і зараз є одним із найпопулярніших ігрових видів спорту у світі. З 1996 року пляжний волейбол...»

«НІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ РОСІЙСЬКОЇ ФЕДЕРАЦІЇ Федеральна державна бюджетна освітня установа вищої професійної освіти «Тюменський державний нафтогазовий університет» ЗАТВЕРДЖУЮ Проректор з УМР та ІР Майєр В. В. Профілі: «Спорудження та ремонт об'єктів систем трубопровідного транспорту» «Експлуатація та обслуговування об'єктів транспорту та...»

«ЗМІСТ 1. Загальні положення. 3 1.1. Основна освітня програма вищої професійної освіти за напрямом підготовки 030900.62 Юриспруденція. 3 1.2. Нормативні документидля розроблення основної освітньої програми за напрямом підготовки 030900.62 Юриспруденція. 3 1.3. Загальна характеристикаосновної освітньої програми за напрямом підготовки 030900.62 Юриспруденція. 1.4. Вимоги до абітурієнта. 5 2. Характеристика професійної діяльності...»

«Міністерство освіти і науки Російської Федерації Північний (Арктичний) федеральний університет ЕКОЛОГІЯ Методичні вказівки до практичних занять 718 Й4 8 [_ I L J. mooMM гоовдвегаа шхюи#« ЕВДШОША ОРПНІЗМ Архангельськ Е 40 Упорядники: Д.М. Клівцов, доц., канд. с.-г. наук; О.М. Тюкавіна, доц., канд. с.-г. наук; Д.П. Дрожжин, доц., канд. с.-г. наук; І.С. Нечаєва, доц., канд. с.-г. наук Рецензенти: Н.О. Бабич, проф., д-р с.-г. наук; A.M. Антонов, доц. канд. с.-г. наук УДК 574 Екологія:...»

«Методична допомога з роботи виборчих комісій з агітаційними матеріалами Єкатеринбург, 2015 р. Робота виборчих комісій з прийому, обліку та аналізу агітаційних матеріалів, що подаються кандидатами та виборчими об'єднаннями під час проведення виборів до органів місцевого самоврядування Введення Кожна виборча кампанія має піки своєї динамічності, коли кандидат та виборчі об'єднання активно взаємодіють із виборчими комісіями, звертають найбільшу увагу на...»

«Зміст 1. Пояснювальна записка 2. Зміст робочих програм з географії: 7клас 8 клас 9 клас 3. Вимоги до рівня подготовки.4. Література 5. Тематичне планування з географії: 7 клас 8 клас 9 клас Пояснювальна записка Робоча програмаз географії для 7 класу визначає обов'язкову частину навчального курсу, конкретизує зміст предметних тем федерального компонента державного стандартуосновної загальної освіти та зразкової програми основної загальної...»

«Методична допомога зі створення освітнього контенту з обладнанням Apple ББК 74.202.4 М 54 Керівники проекту: Р.Г. Хамітов, ректор ГАОУ ДПО ІРО РТ, канд.пед.наук, доцент Л.Ф. Саліхова, проректор з навчально-методичної роботи ГАОУ ДПО ІРО РТ, канд.пед.наук Укладач: А. Х. Габітов, керівник Центру електронного навчання ГАОУ ДПО ІРО РТ Методичний посібник зі створення освітнього контенту з обладнанням Apple / сост.: А. Х. .Габітов. - Казань: ІРО РТ, 2015. - 56 с. © ДАВУ...»

«Федеральне агентство з освіти АМУРСЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ УНІВЕРСИТЕТ ГОУ ВПО «АМГУ» Факультет соціальних наук СТВЕРДЖУ Зав. кафедрою МСР М.Т. Луценко «_» 2007 р. Навчально-методичний комплекс дисципліни СІМ'ЯВОДЖЕННЯ Для спеціальності 040101 «Соціальна робота» Укладач: Щека Н.Ю. Благовіщенськ 2007 Друкується за рішенням редакційно-видавничої ради факультету соціальних наук Амурського державного університету Н.Ю. Щека Навчально-методичний комплекс з дисципліни «Сім'єзнавство»...»

«Г.ГІРНЯК ЛОКТЕВСЬКИЙ РАЙОН АЛТАЙСЬКИЙ КРАЙ 1Ч НІЦІІА. IbHOE БЮДЖЕТНИЙ ЗАГАЛЬНООРАЮВЧИЙ ЗАКЛАД «ГІМНАЗІЯ Х«3» ПОГОДЖЕНО ПРИЙНЯТО Рукіаояше.1ь ШМО Зим. днрсуурі | 1ншні іс/Г /С Чурілоьа С. В. г Мннасва Г.В. / прттсол № від /5 ~ ла. ieoi рафії, вища категорія 2015 I Пояснювальна записка Робоча програма...»

«MИнИCTЕPCTBO oБPAЗoB^HИЯ И HAУКИ PoCCИЙCКoЙ ФЕДЕPAЦИИ yЧprж.цеI(ие ФедrpaгlьнoеГoсy.цapсTBrннoе бro.цжетнoе oбpaзoвaтеЛьнor oбpaзoвaния пpoфессиoнaЛЬIloГo BЬIсIпrГo (ТIoМЕF( СКI4Й ГOCУДAPCTBЕF(HЬIЙ УHИBЕPCИTЕT) yнивrpсиTеT) B Г. Иrпиме Филиaл ФГБoУ BПo Тroменскийгoсy.цapсTBенньrй (УТBЕP)КI( A1o: навчІ(опрацювання Зам. директор.а.г(о. |-,€1Л.B.Бедерникова/ 20|!г.. Б1.B.ДB.2.1. комплекс. Навчально-мето. .цЛя Всеобщаяіcторія) lrayкіі археологія 46; 06.01 Історії.

« «ТЮМЕНСЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ УНІВЕРСИТЕТ» Інститут наук про Землю Кафедра фізичної географії та екології М.В. Гудковських, В.Ю. Хорошавін, А.А. Юртаєв ГЕОГРАФІЯ ҐРУНТ З ОСНОВАМИ ҐРУНТОВОРЕННЯ Навчально-методичний комплекс. Робоча програма для студентів напряму 05.03.02 «Географія» Тюменський державний університетМ.В. Гудковських, В.Ю....»

«Міністерство охорони здоров'я України Національний фармацевтичний Університет Кафедра заводської технології ліків Методичні вказівки до виконання курсових робітза промисловою технологією лікарських засобів для студентів IV курсу Усі цитати, цифровий та фактичний матеріал, бібліографічні відомості перевірені, написання одиниць відповідає стандартам Харків 2014 УДК 615.451: 615.451.16: 615: 453 Автори: Рубан Є.А. Хохлова Л.М. Бобрицька Л.А. Ковалевська І.В. Маслій Ю.С. Сліпченко...»

«МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ РОСІЙСЬКОЇ ФЕДЕРАЦІЇ Федеральна державна бюджетна освітня установа вищої професійної освіти «ТЮМЕНСЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ УНІВЕРСИТЕТ» Інститут наук про Землю Кафедра геоекології Чистякова Неллі Федоровна НАУ Робоча програма для студентів. Напрямок 022000.68 (05.04.06) «Екологія та природокористування», магістерська програма «Геоекологічні...»

В.М. Медунецький Основні вимоги до оформлення заявкових матеріалів на винаходи Санкт-Петербург МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ РОСІЙСЬКОЇ ФЕДЕРАЦІЇ УНІВЕРСИТЕТ ІТМО В.М. МЕДУНЕЦЬКИЙ Основні вимоги до оформлення заявкових матеріалів на винаходи Навчальний посібник Санкт-Петербург В.М. Основні вимоги до оформлення заявних матеріалів винаходи. - СПб: Університет ІТМО, 2015. - 55 с. У цьому навчально-методичному посібнику розглянуто основні поняття у галузі охорони...»

«МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ РОСІЙСЬКОЇ ФЕДЕРАЦІЇ Федеральна державна бюджетна освітня установа вищої професійної освіти «Кемеровський державний університет» ПФ КемДУ (Найменування факультету (філії), де реалізується дана дисципліна) Робоча програма дисципліни )) Напрямок підготовки 38.03.03/080400.62 Управління персоналом (шифр, назва напряму) Напрямок...»

«МІНІСТЕРСТВО СПОРТУ І ТУРИЗМУ РЕСПУБЛІКИ БІЛОРУСЬ НАЦІОНАЛЬНЕ АГЕНТСТВО З ТУРИЗМУ ТЕХНОЛОГІЧНА КАРТА І КОНТРОЛЬНИЙ ТЕКСТ ЕКСКУРСІЇ «МІНСЬК – ТЕАТРАЛЬНИЙ» Мінськ МІНІСТЕРСТВО СПОРТУ І ТУРИЗМУ РЕСПУБЛІКИ БІЛОРУСЬ НАЦІОНАЛЬНЕ АГЕНТСТВО ПО ТУРИЗМУ «УГОДЕНО» «ЗАТВЕРДЖУЮ» ЗАМІСНИК МІНІСТРА...»

«МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ РОСІЙСЬКОЇ ФЕДЕРАЦІЇ ФЕДЕРАЛЬНА ДЕРЖАВА освітнього закладувищої професійної освіти «Національний дослідницький ядерний університет «МІФІ» (СТІ НДЯУ МІФІ) СТВЕРДЖУЮ Зав. кафедрою ЕФіМ І.В.Вотякова «_»_2015 р...» Матеріали цього сайту розміщені для ознайомлення, всі права належать їхнім авторам.
Якщо Ви не згодні з тим, що Ваш матеріал розміщений на цьому сайті, будь ласка, напишіть нам, ми протягом 1-2 робочих днів видалимо його.

МІНІСТЕРСТВО ВИЩОЇ І СЕРЕДньої СПЕЦІАЛЬНОЇ ОСВІТИ РЕСПУБЛІКИ УЗБЕКИСТАН

ТАШКЕНТСЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ АВІАЦІЙНИЙ ІНСТИТУТ

Кафедра: Управління повітряними рухами

Конспект лекції

по курсу «Авіаційна метеорологія»

ТАШКЕНТ – 2005

«Авіаційна метеорологія»

Ташкент, ТДАІ, 2005 рік.

Конспект лекції включає основні відомості про метеорологію, атмосферу, вітри, хмари, опади, синоптичні карти погоди, карти баричних топографії та радіолокаційну обстановку. Описуються переміщення та трансформація повітряних мас, а також баричних систем. Розглянуто питання переміщення та еволюція атмосферних фронтів, фронти оклюзії, антициклони, завірюха, види та форми зледеніння, грози, блискавка, атмосферна турбулентність та регулярне сполучення – METAR, міжнародний авіаційний код TAF.

Конспект лекцій обговорено та схвалено на засіданні кафедри УВС

Затверджено на засіданні метод рада ФДА

Лекція №1

1. Предмет та значення метеорології.:

2. Атмосфера, склад атмосфери.

3. Будова атмосфери.

Метеорологієюназивається наука про фактичний стан атмосфери і що відбуваються у ній явищах.

Під погодоюприйнято розуміти фізичний стан атмосфери у якийсь момент або проміжок часу. Погода характеризується сукупністю метеорологічних елементів та явищ, таких, як атмосферний тиск, вітер, вологість , температура повітря, видимість, опади, хмари, зледеніння, ожеледиця, тумани, грози, хуртовини, курні бурі, смерчі, різні оптичні явища (гало, вінці).

Клімат –багаторічний режим погоди: характерний для цього місця, що складається під впливом сонячної радіації, характеру поверхні, що підстилає, циркуляції атмосфери, зміни землі і атмосфери.

Авіаційна метеорологія вивчає метеорологічні елементи та атмосферні процеси з точки зору їх впливу на авіаційну техніку та діяльність авіації, а також розробляє методи та форми метеорологічного забезпечення польотів. Правильний облік метеорологічних умов у кожному конкретному випадку для найкращого забезпечення безпеки, економічності та ефективності польотів залежить від льотчика та диспетчера, від їхнього вміння використовувати метеорологічну інформацію.

Літній та диспетчерський склад повинен знати:

У чому виявляється вплив окремих метеорологічних елементів і явищ погоди працювати авіації;

Добре розумітися на фізичній сутності атмосферних процесів, що створюють різні умови погоди та їх зміни за часом та у просторі;

Знати методи оперативного метеорологічного забезпечення польотів.

Організація польотів ЗС цивільної авіації ГА у масштабі земної кулі, і метеорологічне забезпечення цих польотів немислимо без міжнародного співробітництва. Існують міжнародні організації, що регулюють організацію польотів та їх метеорологічне забезпечення. Це ICAO (Міжнародна організація цивільної авіації) та ВМО (Всесвітньо-метеорологічна організація), які тісно співпрацюють між собою з усіх питань збору та поширення метеорологічної інформації на користь цивільної авіації. Співробітництво між цими організаціями регулюється спеціальними робочими угодами, укладеними з-поміж них. ICAO визначає вимоги до метеорологічної інформації, що випливають із запитів ГА, а ВМО визначає науково обґрунтовані можливості їх задоволення та розробляє рекомендації та правила, а також різні інструктивні матеріали, обов'язкові для всіх країн її членів.

атмосфера.

Атмосфера повітряна оболонка землі, що складається із суміші газів та колоїдних домішок (пилу, крапель, кристалів).

Земля є хіба що дно величезного повітряного океану, і всі що й зростають у ньому зобов'язані своїм існуванням атмосфері. Вона доставляє необхідний для дихання кисень, оберігає нас від смертоносних космічних променів та від ультрафіолетового сонячного випромінювання, а також захищає земну поверхню від сильного нагрівання вдень та сильного охолодження вночі.

За відсутності атмосфери температура поверхні земної кулі вдень досягала б 110° і більше, а вночі різко знижувалася б до 100° морозу. Всюди панувала б цілковита тиша, тому що звук не може поширюватися в порожнечі, день і ніч мінялися б миттєво, а небо було б абсолютно чорним.

Атмосфера прозора, але вона постійно нагадує нам про себе: дощ і сніг, гроза і хуртовина, ураган і затишшя, спека і мороз – все це прояв атмосферних процесів, що відбуваються під впливом сонячної енергії та при взаємодії атмосфери з поверхнею землі.

склад атмосфери.

До висоти 94-100 км. склад повітря у відсотковому відношенні залишається постійним – гомосфера («гомо» від грецької однакова); азот – 78,09%, кисень – 20,95%, аргон – 0,93%. Крім цього в атмосфері знаходиться непостійна кількість інших газів (вуглекислий газ, водяна пара, озон), тверді та рідкі аерозольні домішки (пил, гази) промислових підприємств, дим та ін.).

Будова атмосфери.

Дані прямих і непрямих спостережень показують, що атмосфера має шарувату будову. Залежно про те, яке фізичне якість атмосфери (розподіл температури, склад повітря за висотами, електричні властивості) покладено основою розподілу на шари, є ряд схем будівлі атмосфери.

Найбільш поширеною схемою будови атмосфери є схема, основою якої покладено розподіл температури по вертикалі. Відповідно до цієї схеми атмосфера ділиться на п'ять основних сфер або шарів: тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу та екзосферу

		Міжпланетний космічний простір
Верхня межа геокорони
		Екзосфера (Сфера розсіювання)
Термопауза
		Термосфера (іоносфера)
Мезопауза
Мезосфера
Стратопауза
Стратосфера
Тропопауза
Тропосфера
У таблиці вказані Основні шари атмосфери та його середні висоти помірних широтах. Контрольні питання. 1. Що вивчає авіаційна метеорологія? 2. Які функції покладено на IKAO, ВМО?

3. Які функції покладено на Головгідромет Республіки Ухзбекистан?

4. Дати характеристику складу атмосфери.

Лекція №2.

1. Будова атмосфери (продовження).

2. Стандартна атмосфера.

Тропосфера –нижня частина атмосфери в середньому до висоти 11 км, де зосереджено 4/5 всієї маси атмосферного повітряі майже вся водяна пара. Висота її змінюється залежно від широти місця, пори року та доби. Характеризується підвищенням температури з висотою, збільшенням швидкості вітру, утворенням хмар та опадів. У тропосфері розрізняють 3 шари:

1. Прикордонний (шар тертя) – від землі до 1000 – 1500 км. У цьому шарі позначається тепловий і механічний вплив земної поверхні. Спостерігається добовий перебіг метеоелементів. Нижня частина прикордонного шару завтовшки 600м носить назву «приземного шару». Атмосфера вище 1000 – 1500 метрів називається шаром вільної атмосфери (без тертя).

2. Середній шар розташований від верхньої межі прикордонного шару до висоти 6 км. Тут майже позначається вплив земної поверхні. Погодні умови залежать від атмосферних фронтів та вертикальної рівноваги повітряних мас.

3. Верхній шар лежить понад 6 км. і простягається до тропопаузи.

Тропопауза –перехідний шар між тропосферою та стратьосферою. Товщина цього шару від кількох сотень метрів до 1 – 2 км, а Середня температуравід мінус 70 ° - 80 ° в тропіках.

Температура в шарі тропопаузи може бути постійною або підвищуватися (інверсія). У зв'язку з цим тропопауза є потужним шаром, що затримує, для вертикальних рухів повітря. При перетині тропопаузи на ешелоні можуть спостерігатися зміни температури, зміна вмісту вологи і прозорості повітря. У зоні тропопаузи або її нижньої межі зазвичай розташований мінімум швидкості вітру.

Атмосфера

Склад та властивості повітря.

Атмосфера є сумішшю газів, водяної пари і аерозолів (пилу, продуктів конденсації). Перед основних газів становить: азоту 78 %, кисню 21 %, аргону 0.93 %, вуглекислого газу 0.03 %, інших припадає менш 0,01 %.

Повітря характеризується такими параметрами: тиском, температурою та вологістю.

Міжнародна атмосфера.

Градієнт температури.

Повітря нагрівається від землі, з висотою зменшується щільність. Комбінація цих двох факторів створює нормальну ситуацію з теплішим повітрям біля поверхні і поступово охолоджується з висотою.

Вологість.

Відносна вологість вимірюється у відсотках як відношення фактичної кількості водяної пари в повітрі до максимально можливого при даній температурі. У теплому повітрі може розчинитися більше водяної пари, ніж у холодному. Якщо повітря остигає, його відносна вологість наближається до 100 % і починають формуватися хмари.

Холодне повітря взимку ближче до насичення. Тому взимку нижча база хмар та його поширення.

Вода може бути у трьох формах: твердої, рідкої, газоподібної. Вода має високу теплоємність. У твердому стані має нижчу щільність, ніж рідкому. В результаті вона пом'якшує клімат у масштабах планети. В газоподібному станілегше за повітря. Вага водяної пари 5/8 від ваги сухого повітря. В результаті вологе повітря піднімається над сухим.

Рух атмосфери

Вітер.

Вітер виникає від дисбалансу тисків, як правило, у горизонтальній площині. Цей дисбаланс виникає через відмінність температур повітря на сусідніх ділянках або циркуляції повітря по вертикалі на різних ділянках. Причина - це сонячний прогрів поверхні.

Вітер називається за напрямком, звідки він дме. Наприклад: північний дме з півночі, гірський – з гір, долинний – у гори.

Ефект Коріоліса.

Ефект Коріоліс дуже важливий для розуміння глобальних процесів в атмосфері. Результат цього ефекту виявляється у тому, що це об'єкти, які у північному півкулі, мають тенденцію повертати вправо, а південному - вліво. Ефект Коріоліса сильно виражений на полюсах і зводиться до нуля на екваторі. Причина ефекту Коріоліса - обертання Землі під об'єктами, що рухаються. Це не якась реальна сила, Це ілюзія правого обертання для всіх тіл, що вільно рухаються. Рис. 32

Повітряні маси.

Повітряною масою називається повітря, що має однакову температуру і вологість, над територією не менше 1600 км. Повітряна маса може бути холодною, якщо вона утворилася в полярних областях, теплою – з тропічної зони. Вона може бути морською або континентальною за вологістю.

При приході ХВМ приземний шар повітря нагрівається від ґрунту, що збільшує нестабільність. При надходженні ТВМ приземний шар повітря охолоджується, опускається і утворює інверсію, збільшує стабільність.

Холодний та теплий фронт.

Фронтом називається межа між теплою та холодною повітряною масою. Якщо вперед рухається холодне повітря, це холодний фронт. Якщо вперед рухається тепле повітря – теплий фронт. Іноді повітряні маси переміщуються до тих пір, поки не зупиняться тиском, що зріс перед ними. І тут фронтальну кордон називають стаціонарним фронтом.

Рис. 33 холодний фронт теплий фронт

Фронт оклюзії.

Хмари

Типи хмар.

Існують лише три основні види хмар. Це stratus, cumulus та cirrus тобто. шаруваті (St), купчасті (Cu) та перисті (Сi).

шаруваті купчасті перисті Мал. 35

Класифікація хмар за висотами:

Рис. 36

Менш відомі хмари:

Димка - утворюється коли тепле та вологе повітря рухається на берег, або коли земля випромінює тепло вночі у холодний та вологий шар.

Хмарна шапка - утворюється над вершиною у разі виникнення динамічних висхідних потоків. Рис.37

Хмари у вигляді прапора - утворюються за вершинами гір при сильному вітрі. Іноді складається із снігу. Рис.38

Роторні хмари можуть утворюватися на підвітряній стороні гори, за хребтом у сильний вітер і мають форму довгих джгутів, розташованих уздовж гори. Вони утворюються на висхідних сторонах ротора і руйнуються на низхідних. Вказують на серйозну турбулентність.

Хвильові або чечевицеподібні хмари - формуються при хвильовому русі повітря за сильного вітру. Не рухаються щодо землі. Рис.40

Рис. 37 Мал. 38 Мал.39

Ребристі хмари - дуже схожі на брижі на воді. Утворюються, коли один повітряний шар рухається над іншим зі швидкістю достатньою для утворення хвиль. Рухають із вітром. Рис.41

Pileus – при розвитку грозової хмари до шару інверсії. Грозова хмара може пробити інверсійний шар. Рис. 42

Рис. 40 Мал. 41 Мал. 42

Утворення хмар.

Хмари складаються з незліченної множини мікроскопічних частинок води різних розмірів: від 0,001 см у насиченому повітрі до 0,025 при конденсації, що триває. Головний шлях утворення хмар в атмосфері – охолодження вологого повітря. Це відбувається при охолодженні повітря, коли воно піднімається вгору.

Туман утворюється в повітрі, що охолоджується, від контакту із землею.

Висхідні потоки.

Існують три основні причини виникнення висхідних потоків. Це потоки через рух фронтів, динамічні та термічні.

фронтальні динамічні термічні

Швидкість підйому фронтального потоку прямо залежить від швидкості руху фронту і становить 0,2-2 м/с. У динамічного потоку швидкість підйому залежить від сили вітру та крутості схилу, може сягати 30 м/с. Термічний потік виникає при підйомі теплішого повітря, яке в сонячні дні нагрівається від земної поверхні. Швидкість підйому досягає 15 м/с, але це 1-5 м/с.

Точка роси та висота хмар.

Температура насичення називається точкою роси. Припустимо, що піднімаючись повітря охолоджується певним чином, наприклад, 1 0 С/100 м. Але точка роси знижується лише на 0,2 0 С/100 м. Таким чином точка роси і температура повітря, що піднімається, зближуються на 0,8 0 С/100 м. Коли вони зрівняються, відбудеться освіта хмар. Метеорологи використовують сухий і вологий термометри для вимірювання температури біля землі та температури насичення. За цими вимірами можна визначити базу хмар. Наприклад: температура повітря біля поверхні 31 0 З, точка роси 15 0 З. Розділивши різницю на 0,8 отримуємо базу рівну 2000м.

Життя хмари.

Хмари у своїй розвитку проходять стадії зародження, зростання і розпаду. Одна ізольована купова хмара живе близько півгодини з моменту появи перших ознак конденсації до розпаду в аморфну ​​масу. Однак часто хмари не розпадаються так швидко. Це відбувається, коли вологість повітря на рівні хмар і вологість хмари збігається. Йде процес перемішування. Термічність, що фактично триває, призводить до поступового або швидкого поширення хмарності на все небо. Це називається надрозвитком або OD на лексиконі льотчиків.

Термічність, що триває, може підживлювати і окремі хмари збільшуючи час їх життя більше 0,5 години. Фактично грози - це довгоживучі хмари, утворені термічними потоками.

Опади.

Для випадання опадів необхідні дві умови: тривалі висхідні потоки та висока вологість. У хмарі починається зростання крапель води або кристалів льоду. Коли вони стають більшими, то починають падати. Йде сніг, дощ чи град.

Лекції з курсу «Авіаційна метеорологія» ташкент-2005 Л. А. Голоспінкіна «Авіаційна метеорологія»

Небезпечні погодні явища для авіації.

Явища, що погіршують видимість

Туман ()- це скупчення зважених у повітрі крапель води або кристалів поблизу земної поверхні, що погіршують горизонтальну видимість менше 1000 м. При дальності видимості від 1000 м до 10000 м це явище називається серпанком (=).

Однією з умов утворення туману в приземному шарі є збільшення вмісту вологи і зниження температури вологого повітря до температури конденсації, точки роси.

Залежно від цього, які умови вплинули на процес освіти, виділяються кілька типів туманів.

Внутрішньомасові тумани

Радіаційні туманиутворюються в ясні тихі ночі за рахунок радіаційного вихолоджування поверхні, що підстилає, і охолодження прилеглих до неї шарів повітря. Товщина таких туманів коливається від кількох метрів до кількох сотень метрів. Щільність їх більше біля землі, отже і гірша тут видимість, т.к. найнижча температура спостерігається біля землі. З висотою їх щільність зменшується та покращується видимість. Такі тумани утворюються протягом усього року в гребенях високого тиску, в центрі антициклону, в сідловинах:

Найперше вони виникають у низинах, в ярах, у заплавах річок. Зі сходом сонця та посиленням вітру радіаційні тумани розсіюються, а іноді переходять у тонкий шар низьких хмар. Радіаційні тумани особливо небезпечні для посадки ПС.

Адвективні туманиутворюються при русі теплої вологої в задушливої ​​маси над холодною поверхнею підстилаючої континенту або моря. Вони можуть спостерігатися за вітру швидкістю 5 – 10 м/сек. і більше, виникати будь-якої доби, займати великі площі і зберігатися протягом декількох днів, створюючи серйозні перешкоди для авіації. Щільність їх збільшується з висотою, і небо зазвичай не видно. При температурах від 0 до -10С у таких туманах спостерігається зледеніння.

Найчастіше ці тумани спостерігаються в холодну половину року у теплому секторі циклону та на західній периферії антициклону.

Влітку адвективні тумани виникають над холодною поверхнею моря під час руху повітря із теплою суші.

Адвективно-радіаційні туманиутворюються під впливом двох факторів: переміщення теплого повітрянад холодною земною поверхнею та радіаційного вихолоджування, яке найефективніше вночі. Ці тумани можуть займати також великі площі, але менш тривалі, ніж адвективні. Утворюються за тієї ж синоптичної ситуації, як і адвективні тумани (теплий сектор циклону, західна периферія антициклону), найбільш характерні для осінньо-зимового періоду.

Тумани схиліввиникають при спокійному піднесенні вологого повітря схилами гір. При цьому повітря адіабатично розширюється та охолоджується.

Тумани випаровуваннявиникають внаслідок випаровування водяної пари з теплої водної поверхні в холодніший навколишній

повітря. Так виникає туман випаровування над Балтійським та Чорним морями, на річці Ангара та в інших місцях, коли температура води вища за температуру повітря на 8-10°С і більше.

Морозні (пічні) туманиутворюються взимку при низьких температурах у районах Сибіру, ​​Арктики, як правило, над невеликими населеними пунктами(аеродромами) за наявності приземної інверсії.

Вони зазвичай утворюються вранці, як у повітря починає надходити велика кількість ядер конденсації разом із димом від топки,печей. Вони швидко набувають значної щільності. Вдень у разі підвищення температури повітря вони руйнуються і слабшають, але знову посилюються надвечір. Іноді такі тумани утримуються кілька днів.

Фронтальні туманиутворюються в зоні повільно рухомих і стаціонарних фронтів (теплий і теплий фронт оклюзії) у будь-яку (частіше в холодну) пору доби та року.

Передфронтальні тумани утворюються внаслідок насичення вологою холодного повітря під фронтальною поверхнею. Умови для утворення передфронтальних туманів створюються в тих випадках, коли температура дощу, що випадає вище температури холодного повітря, що розташовується поблизу поверхні землі.

Туман, що утворюється під час проходження фронту - це хмарна система, що поширилася до землі* Особливо це буває, коли фронт проходить над височинами.

Зафронтальний туман за умовами освіти практично нічим не відрізняється від умов утворення адвективних туманів.

Метель -перенесення снігу сильним вітромнад поверхнею землі. Інтенсивність хуртовини залежить від швидкості вітру, турбулентності та стану снігового покриву. Метель мсне погіршувати видимість, ускладнювати посадку, а іноді виключати зліт і посадку ПС. При сильних тривалих завірюхах погіршуються експлуатаційні якості аеродромів.

Розрізняють три види хуртовин: поземок, низова хуртовина і загальна хуртовина.

Поземок() - перенесення снігу вітром тільки у: поверхні снігового покриву до висоти 1,5 м. Спостерігається в тилу циклону і передній частині антициклону при вітрі 6 м/сек. і більше. Він викликає надуви на смузі, ускладнює візуальне визначення відстані до землі. Горизонтальну видимість поземок не погіршує.

Низова хуртовина() - перенесення снігу вітром вздовж земної поверхні з підйомом на висоту більше" двох метрів. Спостерігається при вітрі 10-12 м/сек. і більше. Якщо вітер II-I4 м/сек., то горизонтальна видимість може бути о0т 4 до 2 км, при вітрі 15-18 м/сек - від 2 км до 500 м-коду і при вітрі понад 18 м/сек. - менше 500 м-коду.

Загальна хуртовина () - випадання снігу з хмар та одночасно перенесення його вітром вздовж земної поверхні. Починається вона зазвичай за вітру 7 м/с. і більше. Виникає на атмосферних фронтах. По висоті розповсюджується до нижньої межі хмар. При сильному вітрі та інтенсивному снігопаді різко погіршує видимість як по горизонталі, так і по вертикалі. Часто при зльоті, посадці у загальній хуртовині виникає електризація ПС, що спотворює показання приладів

Пилова буря() - Перенесення великої кількості пилу або піску сильним вітром. Спостерігається в пустелях і місцях із посушливим кліматом, але іноді виникає і в помірних широтах. Горизонтальна довжина курної бурі може бути. від кількох сотень метрів до 1000 км. Висота шару запиленості атмосфери по вертикалі коливається від 1-2 км (пильні або піщані поземки) до 6-9 км (пильні бурі).

Основними причинами утворення запорошених бур є турбулентна структура вітру, що виникає при денному прогріві нижніх шарів повітря, шквалистий характер вітру, різкі зміни баричного градієнта.

Тривалість курної бурі становить від кількох секунд до кількох діб. Особливо великі труднощі в польоті становлять передні курні бурі. У міру проходження фронту пил піднімається великі висоти і переноситься на значну відстань.

Імла() - Помутніння повітря, викликане зваженими в ньому частинками пилу, диму. При сильній мірі імли видимість може зменшуватися до сотень та десятків метрів. Найчастіше видимість при імлі більше I км. Спостерігається у степах, у пустелях: можливо після запорошених бур, лісових і торф'яних пожеж. Імла над великими містами пов'язана із забрудненням повітря димом та пилом місцевого походження. i

Зледеніння повітряних суден.

Утворення льоду лежить на поверхні повітряного судна при польоті в переохолоджених хмарах, тумані називається зледенінням.

Сильне і помірне зледеніння відповідно до ПП ГА належать до небезпечних для польотів метеорологічних явищ.

Навіть при слабкому зледеніння суттєво змінюються аеродинамічні якості ВС, збільшується вага, падає потужність двигунів, порушується робота механізмів керування та деяких навігаційних приладів. Лід, що скидається з обледенілих поверхонь, може потрапити в двигуни або на обшивку, що призводить до механічних пошкоджень. Зледеніння скла кабіни погіршує огляд, знижує можливість видимості.

Комплексна дія зледеніння на ПС створює загрозу безпеці польоту, а в окремих випадках може призвести до авіаційної події. Особливо небезпечне зледеніння на зльоті та посадці як супутнє явище при відмови окремих систем ВС.

Процес зледеніння ВС залежить від багатьох метеорологічних та аеродинамічних мінливих причин. Основною причиною зледеніння є замерзання переохолоджених крапель води при їх зіткненні з ПС. Керівництвом з метеорологічного забезпечення польотів передбачено умовну градацію інтенсивності зледеніння.

Інтенсивність зледеніння прийнято вимірювати завтовшки наростання льоду в одиницю часу. Зазвичай товщина вимірюється в міліметрах льоду, що відклався на різних частинахНД на хвилину (мм/хв.). При вимірюванні відкладення льоду на передній кромці крила приємно вважати:

Слабке зледеніння - до 0,5 мм/хв;

Помірне – від 0,5 до 1,0 мм/хв.;

Сильне – понад 1,0 мм/хв.

При слабкому ступені зледеніння періодичне застосування протиоволодільних засобів повністю звільняє ВС від льоду, але при відмові систем політ в умовах зледеніння більш ніж небезпечний. Помірна міра характеризується тим, що навіть короткочасне попадання ВС у зону зледеніння без включених систем протиобмерзання небезпечно. При сильній мірі зледеніння системи та засоби не справляються з льодом, що наростає, і необхідний негайний вихід із зони обледеніння.

Зледеніння ПС відбувається у хмарах, що розташовуються від землі до висоти 2-3 км. При негативних температурах найімовірніше зледеніння у водних хмарах. У змішаних хмарах зледеніння залежить від водності їхньої крапельнорідкої частини, у кристалічних хмарах ймовірність зледеніння мала. У внутрішньомасових шаруватих і шарувато-купових хмарах при температурах від 0 до -10°С майже завжди спостерігається зледеніння.

У передній хмарності найбільш інтенсивне зледеніння ЗС відбувається в купчасто-дощових хмарах, пов'язаних з холодними фронтами, фронтами оклюзії та теплими фронтами.

У шарувато-дощових і високо-шарових хмарах теплого фронту інтенсивне зледеніння відбувається, якщо випадають слабкі опади або зовсім не випадають, а при рясних осадових опадів на теплому фронті ймовірність зледеніння мала.

Найбільш інтенсивне зледеніння може спостерігатися при польоті під хмарами в зоні переохолодженого дощу та/або морозу.

У хмарах верхнього ярусу зледеніння малоймовірне, проте слід пам'ятати, що можливе інтенсивне зледеніння в перисто-шарових т перисто-кучових хмарах, якщо вони залишилися після руйнування грозових хмар.

Заледеніння можливе при температурі від -(-5 до «-50°С у хмарах, тумані та опадах. Як показує статистика, найбільше випадків обледеніння.ВС спостерігається при температурі повітря від 0 до -20°С, і особливо від 0 до - 10 ° С. Зледеніння газотурбінних двигунів може відбуватися і при позитивних температурах від 0 до +5 ° С.

Зв'язок зледеніння з опадами

Дуже небезпечний зледенінням переохолоджений дощ ( NS) Радіус крапель дощу становить кілька мм, тому навіть слабкий переохолоджений дощ може дуже швидко призвести до сильного зледеніння.

Мряка (St ) при негативних температурах при тривалому польоті також призводить до сильного зледеніння.

Мокрий сніг (NS , З B ) - Випадає зазвичай пластівцями і дуже небезпечний сильним зледенінням.

Зледеніння в «сухому снігу» або в кристалічних хмарах малоймовірне. Однак зледеніння реактивних двигунів можливе і в таких умовах-поверхня повітрозабірника може охолоджуватися до 0°, сніг, ковзаючи вздовж стінок повітрозабірника в двигун, може викликати раптове припинення горіння в реактивному двигуні.

Види та форми зледеніння ВС.

Наступні параметри визначають вид і форму зледеніння ПС:

Мікрофізична структура хмар (чи складаються вони лише з переохолоджених крапель, тільки з кристалів або мають; змішану структуру, спектральний розмір крапель, водність хмари та ін.);

- Температура обтікаючого потоку повітря;

- швидкість та режим польоту;

- Форма та розмір деталей;

Внаслідок впливу всіх цих факторів види та форми відкладення льоду на поверхні ПС надзвичайно різноманітні.

Вид відкладення льоди поділяються на:

Прозорий або склоподібний, утворюється найчастіше при польоті в хмарах, що містять переважно великі краплі, або в зоні переохолодженого дощу при температурі від 0 до -10°С і нижче.

Великі краплі, ударяючись об поверхню ПС, розтікаються і поступово замерзають, утворюючи спочатку рівну, крижану плівку, що майже не спотворює профіль несучих поверхонь. При значному наростанні лід стає горбистим, що робить цей вид відкладення, що має найбільшу щільність, дуже небезпечним через збільшення ваги та значну зміну аеродинамічних характеристик ВС;

Матовий або змішаний з'являється в змішаних хмарах при температурі від -6 до -12°С. Великі краплі перед замерзанням розтікаються, дрібні замерзають, не розтікаючись, а сніжинки і кристали вмерзають в плівку переохолодженої води. шорсткою поверхнею, щільність якого трохи менша, ніж прозорого, - цей вид відкладення сильно спотворює форму обтічних повітряним потоком частин ВС, міцно тримається на його поверхні і досягає великої маси, тому найбільш небезпечний;

Білий або крупнообраений, у дрібнокапельних хмарах шаруватої форми та тумані утворюється при температурі нижче - 10 Краплі швидко замерзають при ударі об поверхню, зберігаючи свою форму. Цей вид льоду відрізняється пористістю і незначною питомою вагою. Крупоподібний лід має слабке зчеплення з поверхнями ПС і легко відокремлюється при вібрацій, але при тривалому польоті в зоні зледеніння лід, що накопичується, під впливом механічних ударів повітря ущільнюється і впливає як матовий лід;

Мряка утворюється за наявності в хмарах крейди переохолоджених крапель з великою кількістю крижаних кристалів при температурі від -10 до -15°С. Відкладення паморозі, нерівне і шорстке, неміцно пристає до поверхні і легко скидається повітряним потоком при вібрації. Небезпечно при тривалому польоті в зоні зледеніння, досягаючи великої товщини і маючи нерівну форму з рваними краями, що виступають у вигляді пірамід і стовпчиків;

іней виникає в результаті сублімації водяної пари при раптовому попаданні ПС з холодних шарів у теплі. Являє собою легкий дрібнокристалічний наліт, зникає при вирівнюванні температури ЗС з температурою повітря. Іней:небезпечний, але може бути стимулятором сильного зледеніння при вході ВС у хмари.

Форма крижаних відкладень залежить від тих самих причин, що й типи:

- профільна, що має вигляд профілю, на якому відклався лід; найчастіше із прозорого льоду;

- клиноподібна являє собою кліп на передній крейці про^шгя з білого крупооброзного льоду;

Жолобкоподібна має V зворотний вид на передній кромці обтічного профілю. Виїмка виходить за рахунок кінетичного нагріву та підтавання центральної частини. Це бугристі шорсткі нарости з матового льоду. Це найбільш небезпечний вид зледеніння

- бар'єрна або грибоподібна - валик або окремі затіки за зоною обігріву з прозорого та матового льоду;

Форма багато в чому залежить від профілю, що змінюється по всій довжині крила або лопаті гвинта, тому одночасно можуть спостерігатися різні форми зледеніння.

Вплив на зледеніння великих швидкостей.

Вплив воєдушної швидкості на інтенсивність зледеніння позначається двояким чином:

Збільшення швидкості призводить до того, що зростає кількість крапель, що стикаються з поверхнею літака»; і тим самим збільшується інтенсивність зледеніння;

У разі збільшення швидкості підвищується температура лобових частин літака. З'являється кінетичний нагрів, який впливає на термічні умови процесу зледеніння і починає помітно проявлятися при швидкостях понад 400 км/год.

V км/год 400 500 600 700 800 900 1100

Т С 4 7 10 13 17 21 22

Розрахунки показують, що кінетичний нагрів у хмарах становить 60 від кінетичного нагріву в сухому повітрі (втрата тепла на випаровування частини крапель). Крім того, кінетичний нагрів нерівномірно розподіляється по поверхні літака і це призводить до утворення небезпечної форми зледеніння.

Вида наземного зледеніння.

На поверхні літаків, що знаходяться на землі, за негативних температур може спостерігатися відкладення різних видів льоду. За умовами освіти всі види льоду поділяються на три основні групи.

До першої групи відносяться іній, намисто та твердий наліт, що утворюються в результаті безпосереднього переходу водяної пари в лід (сублімація).

Інеєм покриваються переважно верхні горизонтальні поверхні літака за її охолодженні до негативних температур у ясні тихі ночі.

Ізморозь утворюється у вологому повітрі, в основному на навітряних частинах літака, що виступають, при морозній погоді, тумані і слабкому вітрі.

Іній і намисто слабко тримаються на поверхні літака і легко видаляються механічною обробкою або гарячою водою.

До другої групи відносять види льоду, що утворюється під час замерзання переохолоджених крапель дощу або мряки. У разі невеликих морозів (від 0 до -5°С) краплі дощу, що випадають, розтікаються по поверхні літака і замерзають у вигляді прозорого льоду.

За більш низької температури краплі швидко замерзають і утворюється матовий лід. Ці види льоду можуть досягати великих розмірів та міцно тримаються на поверхні літака.

До третьої групи відносяться види льоду, що відкладається на поверхні літака при замерзанні дощу, що випав, мокрого снігу, крапель туману. Ці види льоду за структурою не відрізняються від видів льоду другої групи.

Такі види зледеніння літака землі різко погіршують його аеродинамічні характеристики і збільшують його вагу.

Зі сказаного вище слід, що перед зльотом літак повинен бути ретельно очищений від льоду. Особливо уважно потрібно перевірити стан поверхні літака вночі при негативних температурах повітря. Забороняється злітати літаком, поверхня якого вкрита льодом.

Особливості зледеніння вертольотів.

Фізико – метеорологічні умови зледеніння вертольотів аналогічні умовам зледеніння літаків.

При температурі від 0 до ~10°С лід відкладається на лопатях гвинта переважно у осі обертання і поширюється до середини. Кінці лопатей через кінетичний нагрів і велику відцентрову силу не покриваються льодом. При постійному числі обертів інтенсивність зледеніння гвинта залежить від водності хмари або переохолодженого дощу, розміру крапель та температури повітря. При температурі повітря нижче -10°С лопаті гвинта зледеніння повністю, причому інтенсивність наростання льоду на передній кромці пропорційна радіусу. При зледеніння несучого гвинта виникає сильна вібрація, що порушує керованість -вертольота, падає число обертів двигуна, причому збільшення обертів до колишнього значення не. відновлює підйомну силу гвинта, що може призвести до втрати його нестійкості.

Ожеледиця.

Цей шар щільного льоду (матового чи прозорого). наростаючого на поверхні землі і на предметах при випаданні переохолодженого дощу. Зазвичай спостерігається при температурі від 0 до -5°С, рідше за нижчих: (до -16°). Ожеледиця утворюється в зоні теплого фронту, найчастіше в зоні, фронту оклюзії, стаціонарного фронту та в теплому секторі циклону.

Ожеледиця –лід на земній поверхні, що утворюється після відлиги або дощу внаслідок настання похолодання, а також лід, що залишився на землі після припинення опадів (після ожеледиці).

Виробництво польотів в умовах зледеніння.

Польоти в умовах зледеніння дозволяються тільки на ПС, що мають допуск. Щоб уникнути негативних наслідків зледеніння, в період передпольотної підготовки необхідно ретельно проаналізувати метеорологічну обстановку за маршрутом і на підставі даних про фактичну погоду і прогноз, визначити найбільш сприятливі ешелони польоту.

Перед входом у хмарність, де ймовірне зледеніння, слід включати системи протиобмерзання, так як запізнення з включенням істотно знижує ефективність їх роботи.

При сильній мірі зледеніння протизамерзлі засоби не ефективні, тому слід за погодженням зі службою руху змінити ешелон польоту.

У зимовий період, коли хмарний шар з ізотермою від -10 до -12 ° С розташовується близько до земної поверхні, доцільно йти вгору в область температур нижче -20 ° С, давши решту пори року, якщо дозволяє запас висоти - вниз, в область позитивних температур.

Якщо при зміні ешелону зледеніння не зникло, необхідно повернутися до пункту вильоту або зробити посадку на блискучому запасному аеродромі.

Складні ситуації найчастіше виникають через недооцінку пілотами небезпеки навіть слабкого зледеніння

ГРОЗИ

Гроза - це комплексне атмосферне явище, у якому спостерігаються багаторазові електричні розряд, що супроводжуються звуковим явищем - громом, і навіть випаданням зливових осадів.

Умови, необхідні для розвитку внутрішньомасових гроз:

нестійкість повітряної маси (великі вертикальні температурні градієнти, по крайнього заходу, до висоти близько 2 км - 1/100 м рівня конденсації і - > 0,5°/100м вище рівня конденсапди);

Велика абсолютна вологість повітря (13-15 мб. в ранковий час);

Високі температури біля поверхні землі. Нульова ізотерма у дні з грозами лежить на висоті 3-4 км.

Фронтальні та орографічні грози розвиваються, головним чином, за рахунок вимушеного підйому повітря. Тому ці грози в горах починаються раніше і закінчуються пізніше, утворюються з навітряного боку (якщо це високі гірські системи) і сильніше, ніж у рівнинній місцевості для одного й того самого синоптичного становища.

Стадії розвитку грозової хмари.

Перша - стадія зростання, для якої характерний швидкий підйом вершини та збереження зовнішнього виглядукрапельнорідкої хмари. При термічній конвекції в цей період купові хмари (Сі) перетворюються на потужно-купчасті (Сі conq/). У хмарах b під хмарами спостерігаються лише висхідні рухи повітря від кількох м/с (Сі) до 10-15 м/с (Сі conq/). Потім верхня половина хмар переходить у зону негативних температур і набуває кристалічної будови. Це вже купово-дощові хмари і з них починається випадання зливи, з'являються низхідні рухи вище 0° - сильне зледеніння.

Друга - стаціонарна стадія , що характеризується припиненням інтенсивного зростання вершини хмари вгору та утворенням ковадла (перистих хмар, часто витягнутих у напрямку руху грози). Це купово-дощові хмари у стані максимального розвитку. До вертикальних рухів додається турбулентність. Швидкості висхідних потоків можуть досягати 63 м/с, низхідних ~ 24 м/с. Крім зливових дощів може бути град. У той час утворюються електричні розряди - блискавки. Під хмарою можуть бути шквали, смерчі. Верхня межа хмар досягає 10-12 км. У тропіках окремі вершини грозових хмар розвиваються до висоти 20-21 км.

Третя - стадія руйнування (диссипации), коли він відбувається розмивання капелю-рідкої частини купово-дощового хмари, а вершина, перетворилася на пір'ясте хмара, часто продовжує самостійне існування. У цей час припиняються електричні розряди, слабшають опади, переважають низхідні рухи повітря.

У перехідні сезони та в зимовий період стадії розвитку всі процеси грозової хмари виражені набагато слабше і не завжди мають чітких візуальних ознак.

Відповідно до РМО ГА гроза над аеродромом вважається, якщо відстань до грози № км. і менше. Гроза віддалена якщо відстань до грози більше 3 км.

Наприклад: "09.55 віддалена гроза на північному сході, зміщується на південний захід."

"18.20 гроза над аеродромом."

Явлення, пов'язані з грозової хмари.

Блискавка.

Період електричної активності грозової хмари становить 30-40 хв. Електрична структура Св дуже складна і швидко змінюється у часі та просторі. Більшість спостережень за грозовими хмарами показує, що у верхній частині хмари зазвичай утворюється позитивний заряд, у середній частині - негативний, у нижній - може бути одночасно позитивний і негативний заряди. Радіус цих областей із різноіменними зарядами змінюються від 0,5 км до 1-2 км.

Пробивна напруженість електричного поля сухого повітря становить I млн.в/м. У хмарах виникнення грозових розрядів достатньо, щоб напруженість поля досягла 300-350 тис.в/м. (Виміряні значення під час експериментальних польотів) Невидимому, ці або близькі до них значення напруженості поля є напруженістю початку розряду, а для його поширення достатні напруженості значно менші, але що охоплюють велике простір. Частота розрядів у помірній грозі близько I за хв., а інтенсивній грозі – 5 –10 в.хв.

Блискавка- це видимий електричний розряд у вигляді викривлених ліній, що продовжуються загалом 0,5 - 0,6 сек. Розвиток розряду з хмари починається з утворення ступінчастого лідера (стримера), який просувається "стрибками" завдовжки 10-200м. Іонізованим каналом блискавки розвивається з поверхні землі зворотний удар, який переносить основний заряд блискавки. Сила струму сягає 200 тис.а. Зазвичай слідом за першим ступінчастим лідером через соті частки сік. відбувається розвиток тим же каналом стрілоподібного лідера, після якого проходить другий зворотний удар. Цей процес може багаторазово повторюватися.

Лінійні блискавкиутворюються найчастіше, довжина їх зазвичай 2-3 км (між хмарами м.б.до 25км), середній діаметр близько 16см (максимальний до 40 см), шлях зигзагоподібний.

Плоска блискавка- розряд, що охоплює значну частину хмари і станів з тихих розрядів, що світяться, що випускаються окремими крапельками. Тривалість близько 1 сек. Не можна змішувати плоску блискавку із блискавицею. Зарниці-це розряди далеких гроз: блискавок не видно і грому не чутно, відрізняється лише освітлення блискавками хмар.

Кульова блискавкаяскраво світиться куля білого або червонуватого

кольори з помаранчевим відтінком та діаметром у середньому 10-20 см. З'являється після розряду лінійної блискавки; переміщається в повітрі повільно та безшумно, може проникати всередину будівель, ВС під час польоту. Часто, не заподіявши шкоди, вона непомітно йде, але іноді вибухає з оглушливим тріском. Явище може доїтися від кількох секунд до кількох хвилин. Це ще мало вивчений фізико-хімічний процес.

Розряд блискавки в літак може призвести до розгерметизації кабіни, пожежі, засліплення екіпажу, руйнування обшивки, окремих деталей та радіотехнічних засобів, намагнічування сталевих

сердечників у приладах,

Грімвикликається нагріванням і, отже, розширенням повітрям вздовж шляху блискавки. Крім того, під час розряду відбувається розкладання молекул води на складові з утворенням «гримучого газу» - «вибухи каналу». Так як звук від різних точок шляху блискавки приходить не одночасно і багаторазово відбивається від хмар та поверхні землі, грім має характер тривалих гуркотів. Грім зазвичай чути з відривом 15-20 км.

Град- це опади, що випадають із Св у вигляді шарообраеного льоду. Якщо вище рівня 0 ° максимальне зростання висхідних потоків перевищує Юм / сек, а вершина Св хмари знаходиться в зоні температур - 20-25 °, то в такій хмарі можливе утворення льоду. Градове вогнище утворюється над рівнем максимальної швидкості висхідних потоків, і тут відбувається накопичення великих крапель і основне зростання градин. У верхній частині хмари при зіткненні кристалів з переохолодженими краплями утворюються снігові крупинки (зародки градин), що, падаючи вниз, у зоні акумуляції великих крапель перетворюються на град. Інтервал часу між початком утворення градин у хмарі та випаданням їх із хмари становить близько 15хв. Ширина "градової дороги" м.б.від 2 до 6 км, довжина 40-100 км. Товщина шару граду, що випав, іноді перевищує 20 см. середня тривалість випадання граду становить 5 10 хв, але в окремих випадках м.б.і більше. Найчастіше зустрічаються градини діаметром 1-3 см, але можуть бути до 10 см і більше. .Град виявляється не тільки під хмарою, але може пошкодити ВС і на висотах (до висоти 13700 м і до 15-20 км від грози).

Градом може розбити стекла пілотської кабіни, зруйнувати обтічник локатора, пробити або зробити вм'ятини на обшивці, пошкодити передню кромку крил, стабілізатор, антени.

Сильний дощрізко погіршує видимість до значення менше 1000 м, може викликати вимикання двигунів, погіршує аеродинамічні якості ВС і може, у деяких випадках без будь-якого зсуву вітру зменшити силу, що під'їла, при заході на посадку або на зльоті на 30%.

Шквал- різке посилення (більше 15м/с) вітру протягом декількох хвилин, що супроводжується зміною напряму. Швидкість вітру при шквалі часто перевищує 20 м/с, досягаючи 30, котрий іноді 40 м/с і більше. Зона шквалів поширюється до 10 км навколо грозової хмари, а якщо це дуже потужні грозові осередки, то в передній частині ширина зони шквалів може досягати 30 км. Завихрення пилу біля поверхні землі в районі купово-дощової хмари є візуальною ознакою «фронту повітряних поривів» (шквалів) Шквали пов'язані з внутрішньомасовими та фронтальними сильно розвиненими СВ хмарами.

Шкваловий комір- вихор із горизонтальною віссю в передній частині грозової хмари. Це темний, навислий хмарний вал, що крутиться, за 1-2 км до суцільної завіси дощу. Зазвичай вихор рухається висоті 500м, іноді опускається до 50м. Після його проходження утворюється шквал; можливо значне зниження температури повітря та зростання тиску, викликані поширенням повітря, охолодженого опадами.

Смерч- Вертикальний вихор, що опускається з грозової хмари до землі. Смерч має вигляд темного хмарного стовпа діаметром кілька десятків метрів. Він опускається у вигляді вирви, назустріч якої з земної поверхні може підніматися інша вирва з бризок і пилу, що з'єднується з першої Швидкості вітру в смерчі досягають 50 - 100 м/сек при сильній висхідній складовій. Зниження тиску всередині смерчу може становити 40-100 мегабайт. Смерчі можуть спричинити катастрофічні руйнації, іноді з людськими жертвами. Обхід смерчу повинен проводитися на відстані не менше 30 км.

Турбулентність поблизу грозових хмар має низку особливостей. Вона стає підвищеною вже на відстані, що дорівнює діаметру грозової хмари, причому чим ближче до хмари, тим більша інтенсивність. У міру розвитку купово-дощової хмари зона турбулентності збільшується, найбільша інтенсивність спостерігається у тиловій частині. Навіть після того, як хмара повністю зруйнувалася, ділянка атмосфери, де вона знаходилася, залишається обуреною, тобто турбулентні зони живуть довше, ніж хмари, з якими вони пов'язані.

Над верхньою межею зростаючої купово-дощової хмари висхідні рухи, швидкістю 7-10 м/сек, створюють шар з інтенсивною турбулентністю товщиною 500м. А над ковадлом спостерігаються низхідні рухи повітря, швидкістю 5-7 м/сек, вони призводять до утворення шару з інтенсивною турбулентністю товщиною 200м.

Типи гроз.

Внутрішньомасові грозиутворюються над континентом. влітку і в післяполуденний годинник (над морем ці явища спостерігаються найчастіше взимку і в нічний годинник). Внутрішньомасові грози поділяються на:

- конвективні (теплові або місцеві) грози, які утворюються в малоградієнтних полях (у сідловинах, у старих циклонах, що заповнюються);

- адвективні- грози, що утворюються у тилу циклону, т.к. тут відбувається вторгнення (адвекція) холодного повітря, яке в нижній половині тропосфери є дуже нестійким і в ньому добре розвивається термічна та динамічна турбулентність;

- орографічні- утворюються в гірських районах, частіше розвиваються з навітряної сторони і при цьому бувають сильніші та триваліші (починаються раніше, закінчуються пізніше), ніж у рівнинній місцевості в тих самих синоптичних умовах навітряної.

Фронтальні грозиутворюються в.будь-який час доби (залежно від того, який фронт знаходиться в даному районі). Влітку майже всі фронти (крім стаціонарних) дають грози.

Грозові осередки у зоні фронтів іноді звіряються зони довжиною до 400-500 км. На головних повільно рухомих фронтах грози можуть бути замасковані хмарами верхнього та середнього ярусу (особливо на теплих фронтах). Дуже сильні та небезпечні грози утворюються на фронтах молодих циклонів, що поглиблюються, у вершині хвилі, у точці оклюзії. У горах фронтальні грози як і фронтальні посилюються з вітряного боку. Фронти на периферії циклонів, старі фронти оклюзії, що розмиваються, приземні фронти дають грози у вигляді окремих вогнищ вздовж фронту, які під час польотів ПС обходять також як і внутрішньомасові.

Взимку грози в помірних широтах утворюються рідко, тільки в зоні основних, активних атмосферних фронтів, що розділяють повітряні маси з великим контрастом температур і з великою швидкістю.

За грозами ведуться візуальні та інструментальні спостереження. Візуальні спостереження мають низку недоліків. Метеоглядач, радіус спостережень якого обмежений 10-15 км, фіксує наявність грози. У нічний час у складних метеорологічних умовах утруднено визначення форм хмар.

Для інструментальних спостережень за грозами, використовуються метеорологічні радіолокатори (МРЛ-1, МРЛ-2. МРЛ-5), пеленгатори азимуту гроз (ПАТ), панорамні реєстратори грози (ПРГ) та грозовідмітники, що входять до комплексу КРАМС (комплексної радіотехнічної) .

МРЛ дають найбільш повну інформаціюпро розвиток грозової діяльності у радіусі до 300 км.

За даними відображення визначає місце розташування грозового вогнища, його горизонтальні і вертикальні розміри, швидкість і напрям зсуву. За даними спостережень складають карти радіолокації.

Якщо у районі польотів спостерігається чи прогнозується грозова діяльність, у період передпольотної підготовки ККС зобов'язаний ретельно проаналізувати метеорологічну обстановку. За картами МРЛ визначити розташування та напрямок переміщення грозових (зливових) вогнищ, їх верхню межу, намітити маршрути обходу, безпечний ешелон умовні позначеннягрозових явищ погоди та сильних зливових опадів.

При підході до зони грозової діяльності КВС по БРЛ має заздалегідь оцінити можливість прольоту через цю зону та про умови польоту повідомити диспетчера. Для безпеки приймається рішення про обхід грозових вогнищ або політ на запасний аеродром.

Диспетчер, використовуючи інформацію метеорологічної служби, та повідомлення про погоду з бортів ПС, зобов'язаний інформувати екіпажі про характер грозових вогнищ, їхню вертикальну потужність, напрями та швидкість зміщення та давати рекомендації про вихід з району грозової діяльності.

При виявленні в польоті потужно-кучових та купово-дощових хмар по БРЛ дозволяється обходити ці хмари на відстані не менше 15 км від найближчого кордону засвічення.

Перетин фронтальної хмарності з окремими грозовими вогнищами може проводитись у тому місці, де відстань між

межами засвіток на екрані БРЛ не менше 50 км.

Політ над верхньою межею потужно-кучових та купо-дощових опаків дозволяється з перевищенням над ними не менше 500м.

Екіпажам ВС навмисно входити у потужно-купчасті та купово-дощові хмари та зони сильних зливових опадів забороняється.

При вильоті, посадці та наявності в районі аеродрому потужно-кучової, кучево-дощової хмарності, екіпаж: зобов'язаний оглянути за допомогою БРЛ зону району аеродрому, оцінити можливість зльоту, посадки та визначити порядок обходу потужно-кучової, кучово-дощової хмарності та зон. опадів.

Політ під купово-дощовою хмарністю дозволяється лише вдень, поза зоною сильних злив, якщо:

- висота польоту ПС над рельєфом місцевості не менше 200 м та в гірській місцевості не менше 600м;

- вертикальна відстань від ПС до нижньої межі хмар не менше 200м.

Електризація ВС і розряд статичної електрики.

Явище електризації ПС полягає в тому, що при польоті в хмарах, опадах за рахунок тертя (крапель води, сніжинок) поверхня ПС отримує електричний заряд, величина якого тим більша, чим більше ПС і його швидкість, а також чим більше кількість частинок вологи міститься в одиниці обсягу повітря. Заряди на ПС можуть з'являтися при польоті поблизу хмар, що мають електричні заряди. Найбільша щільністьзарядів відзначається на гострих опуклих частинах ВС, і спостерігається закінчення електрики у вигляді іскор, вінців, що світяться, корони.

Найчастіше електризація сонця спостерігається при польоті в кристалічних хмарах верхнього ярусу, а також змішаних хмарах середнього та нижнього ярусів. Заряди на ПС можуть з'являтися при польоті поблизу хмар, що мають електричні заряди.

В окремих випадках електричний заряд, який має ВС, є однією з основних причин ураження ВС блискавкою у шарувато-дощових хмарах на висотах 1500 до 3000м. Чим більша товщина хмарності, тим більша ймовірність поразки.

Для виникнення електричних розрядів необхідно, щоб у хмарі існувало неоднорідне електричне поле, яке значною мірою визначається фазовим станом хмари.

Якщо напруженість електричного поля між об'ємними електричними зарядами у хмарі менша від критичного значення, то розряду між ними не відбувається.

При польоті поблизу хмари літака, що має власний електричний заряд, напруженість поляможе досягти критичного значення, тоді й відбувається електричний розряд у літак.

У шарувато-дощових хмарах блискавкою, як правило, не виникає, хоча в них є різноманітні об'ємні електричні заряди. Напруженість електричного поля недостатня, для виникнення блискавок. Але якщо поблизу такої хмари або в ній опиниться літак із великим поверхневим зарядом, то він може викликати розряд на себе. Блискавка, що виникає у хмарі, потрапить до НД.

Методика прогнозу небезпечних уражень літаків електростатичними розрядами поза зонами активної грозової діяльності поки що не розроблена.

Для забезпечення безпеки польоту в шарувато-дощових хмарах у разі виникнення сильної електризації літака слід змінити висоту польоту за погодженням з диспетчером.

Поразка ВС атмосферним електричним розрядом частіше відбувається у хмарних системах холодних та вторинних холодних фронтів, восени та взимку частіше, ніж навесні та влітку.

Ознаками сильної електризації ПС є:

Шуми та тріск у навушниках;

Безладне коливання стрілок радіокомпасу;

Іскріння на склі кабіни екіпажу та свічення кінців крил у темний час доби.

Атмосферна турбулентність.

Турбулентний стан атмосфери - стан, при якому спостерігаються невпорядковані вихрові рухи різних масштабів та різних швидкостей.

При перетині вихорів літак піддається впливу їх вертикальних і горизонтальних складових, що є окремими поривами, внаслідок чого порушується рівновага аеродинамічних сил, що діють на літак. Виникають додаткові прискорення, що викликають болтанку літака.

Основними причинами турбулентності повітря є контрасти температур і швидкостей вітру, що виникають з яких-небудь причин.

При оцінці метеорологічної обстановки слід враховувати, що турбулентність може виникнути за таких умов:

При зльоті та посадці в нижньому приземному шарі через неоднорідне нагрівання земної поверхні, тертя потоку об поверхню землі (термічна турбулентність).

Така турбулентність виникає в теплий період року і залежить від висоти сонця, і характеру поверхні, що підстилає, вологості і характеру стійкості атмосфери.

У літній сонячний день найсильніше нагріваються сухі. піщані ґрунти, менші – ділянки суші, вкриті травою, лісами, і ще менше – водні поверхні. Нерівномірно нагріті ділянки суші зумовлюють нерівномірне нагрівання шарів повітря, що прилягають до землі, і неоднакові за інтенсивністю висхідні рухи.

Якщо повітря сухе і стійке, а підстилаюча поверхня бідна вологою, то хмари не утворюються і в таких районах може бути слабка або помірна болтанка. Поширюється вона від землі до висоти 2500м. Максимум турбулентності припадає на післяполуденний годинник.

Якщо повітря вологе, то при: висхідних потоках утворюються хмари купоподібних форм (особливо при нестійкій повітряній масі). У цьому випадку верхньою межею турбулентності є вершини хмар.

При перетині інверсійних шарів у зоні тропопаузи та зоні інверсії над поверхнею землі.

На межі таких шарів, в яких вітри часто мають різні напрями і швидкості, виникають хвилеподібні рухи, що викликають слабку або помірну болтанку.

Такого ж характеру турбулентність виникає і в зоні фронтальних розділів, де спостерігаються великі контрасти температури та швидкості вітру:

- при польоті в зоні струменевої течії через перепад градієнтів швидкості;

Польоті над гірською місцевістю ораграфічна болтанка утворюється на підвітряному боці гір і височин. . . З навітряного боку спостерігається рівномірний висхідний потік, і що вище гори і менше крутість схилів, то далі від гір починається підйом повітря. При висоті хребта в 1000м висхідні рухи починаються з відривом 15км від нього, з висоті хребта 2500-З000м з відривом 60-80 км. Якщо навітряний схил нагрівається сонцем, то швидкість висхідних потоків збільшується за рахунок гірсько-долинного ефекту. Але при великій крутості схилів і сильному вітрі всередині висхідного потоку також утворюються завихрення, і політ відбуватиметься в зоні турбулентності.

Безпосередньо над вершиною хребта швидкість вітру зазвичай досягає найбільшої величини, особливо в шарі висотою 300-500м над хребтом, і може бути сильна болтанка.

На підвітряному боці хребта літак, потрапляючи в потужний низхідний потік, мимоволі втрачатиме висоту.

Вплив гірських масивів на повітряні течії за відповідних метеорологічних умов поширюються до висот.

При перевалюванні повітряним потоком гірського хребта утворюються підвітряні хвилі. Вони утворюються при:

- якщо повітряний потік перпендикулярний до гірського хребта та швидкість цього потоку біля вершини 50 км/год. і більше;

- якщо збільшується швидкість вітру з висотою:

Якщо перевалююче повітря багате на вологу, то в тій частині, де спостерігаються висхідні потоки повітря, утворюються чечевице-подібні хмари.

У тому випадку, коли через гірський хребет перевалює сухе повітря, утворюються безхмарні підвітряні хвилі і пілот може зовсім несподівано зустріти сильну балаканину (один із випадків ТЯН).

У зонах збіжності та розбіжності повітряних потоків при різкій зміні потоку за напрямком.

За відсутності хмар - це буде умова. Для утворення ТЯН (турбулентність ясного неба).

Горизонтальна довжина ТЯН може бути кілька сотень кілометрів. а

товщина кілька сотень метрів. сотень метрів. Причому існує така залежність, чим інтенсивніша турбулентність (а з нею пов'язана болтанка ВС), тим менша товщина шару.

При підготовці до польоту конфігурації ізогіпс на картах АТ-400, АТ-300 можна визначити зони можливої ​​болтанки ПС.

Зсув вітру.

Зсув вітру - зміна напрямку та (або) швидкості вітру в просторі, включаючи висхідні та низхідні повітряні потоки.

Залежно від орієнтації точок у просторі та напрямки руху ВС щодо В1Ш розрізняють вертикальний та горизонтальний зрушення вітру.

Сутність впливу зсуву вітру полягає в тому, що зі збільшенням маси літака (50-200т) літак став володіти більшою інерцією, яка перешкоджає швидкій зміні колійної швидкості, у той час як його швидкість приладів змінюється відповідно швидкості повітряного потоку.

Найбільшу небезпеку становить зсув вітру, коли літак у посадковій конфігурації перебуває на глісаді.

Критерії інтенсивності зсуву вітру (рекомендовані робочою групою

(ІКАО).

Інтенсивність зсуву вітру – якісний термін	Вертикальний зсув вітру – висхідний і низхідний потоки на 30 м-код висоти, горизонтальний зсув вітру на 600 м-коду, сек.	Вплив на керування повітряним судном
Слабкий	0 - 2	Незначне
Помірний	2 – 4	Значне
Сильний	4 – 6	Небезпечне
Дуже сильне	Більше 6	Небезпечне

На багатьох АМСГ немає безперервних даних про вітер (для будь-якого 30-метрового шару) у приземному шарі, то значення зсуву вітру перераховані на 100 метровий шар:

0-6 м/с. - слабкий; 6 -13 м/с. - помірний; 13 -20 м/сек, сильний

20 м/с. дуже сильний

Горизонтальні (бічні) зрушення вітру, що виникають через. різкої зміни напрямку вітру з висотою, викликають тенденцію до зсуву ВС з осьової лінії ВГШ. При посадці ВС це ви- ^ дає небезпеку торкання землі поряд з ВПП, при зльоті макет

зняти бічне зміщення за межі сектора безпечного набору висоти.

Вертш
Вертикальне зрушення вітру в призіг

При різкому посиленні вітру з висотою виникає позитивний зсув вітру.

Метеорологія авіаційна

Метеорологія авіаційна

(від грецького met(éö)ra - небесні явища та logos - слово, вчення) - прикладна дисципліна, що вивчає метеорологічні умови, в яких діють літальні апарати, та вплив цих умов на безпеку та ефективність польотів, що розробляє методи збору та обробки метеорологічної інформації, підготовки прогнозів та метеорологічного забезпечення польотів. Принаймні розвитку авіації (створення нових типів літальних апаратів, розширення діапазону висот і швидкостей польотів, масштабу територій до виконання польотів, розширення кола завдань, вирішуваних з допомогою літальних апаратів тощо.) перед М. а. ставляться нові завдання. Створення нових аеропортів та відкриття нових авіаційних трас вимагає проведення кліматичних досліджень у районах передбачуваного будівництва та у вільній атмосфері вздовж планованих маршрутів польотів з метою вибору оптимальних рішень поставленого завдання. Зміна умов навколо існуючих аеропортів (в результаті господарської діяльностілюдини або під впливом природних фізичних процесів) потребує постійного вивчення клімату існуючих аеропортів. Тісна залежність погоди біля земної поверхні (зона зльоту та посадки літального апарату) від місцевих умоввимагає проведення спеціальних досліджень щодо кожного аеропорту та розробки методів прогнозу умов зльоту та посадки практично для кожного аеропорту. Основні завдання М. а. як прикладної дисципліни - підвищення рівня та оптимізація інформаційного забезпечення польотів, підвищення якості метеорологічного обслуговування (точності фактичних даних та виправдовуваності прогнозів), підвищення оперативності. Вирішення цих завдань досягається шляхом удосконалення матеріально-технічної бази, технологій та методів спостереження, поглибленим вивченням фізики процесів формування важливих для авіації явищ погоди та вдосконалення методів прогнозу цих явищ.

Авіація: Енциклопедія. - М: Велика Російська Енциклопедія. Головний редактор Г.П. Свищів. 1994 .

Дивитись що таке "Метеорологія авіаційна" в інших словниках:

Метеорологія авіаційна- Авіаційна метеорологія: прикладна дисципліна, що вивчає метеорологічні умови діяльності авіації, вплив їх на авіацію, форми метеорологічного забезпечення авіації та способи її захисту від несприятливих атмосферних впливів. Офіційна термінологія

Прикладна метеорологічна дисципліна, що вивчає вплив метеорологічних умов на авіаційну техніку та діяльність авіації та розробляє способи та форми її метеорологічного обслуговування. Основне практичне завдання М. а.

метеорологія авіаційна Енциклопедія «Авіація»

метеорологія авіаційна- (від грец. metéōra - небесні явища і logos - слово, вчення) - прикладна дисципліна, що вивчає метеорологічні умови, в яких діють літальні апарати, та вплив цих умов на безпеку та ефективність польотів, ... Енциклопедія «Авіація»

Див Метеорологія авіаційна … Велика Радянська Енциклопедія

Метеорологія- Метеорологія: наука про атмосферу про її будову, властивості та фізичні процеси, що протікають у ній, одна з геофізичних наук (також використовується термін атмосферні науки). Основними дисциплінами метеорології є динамічна,… Офіційна термінологія

Наука про атмосферу, про її будову, властивості та протікають у ній процесах. Належить до геофізичних наук. Базується на фізичних методах досліджень (метеорологічні виміри та ін.). У межах метеорології виділяють кілька розділів та … Географічна енциклопедія

авіаційна метеорологія- 2.1.1 авіаційна метеорологія: Прикладна дисципліна, що вивчає метеорологічні умови діяльності авіації, вплив їх на авіацію, форми метеорологічного забезпечення авіації та способи її захисту від несприятливих атмосферних впливів. Словник-довідник термінів нормативно-технічної документації

Авіаційна метеорологія- одна з галузей військової метеорології, що вивчає метеорологічні елементи та атмосферні явища з точки зору їх впливу на авіаційну техніку та бойову діяльність військово-повітряних сил, а також займається розробкою та… Короткий словникоперативно-тактичних та загальновійськових термінів

Авіаційна наука та техніка У дореволюційній Росії було побудовано низку літаків оригінальної конструкції. Свої літаки створили (1909 1914) Я. М. Гаккель, Д. П. Григорович, В. А. Слєсарєв та ін. Був побудований 4 моторний літак. Велика Радянська Енциклопедія