Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
Вопрос 1. Состав и строение атмосферы Земли. Стандартная атмосфера, ее назначение.
Стратификация атмосферы - распределение температуры атмосферно го воздуха по высоте. В зависимости от стратификации выделяют пять ос новных слоев и четыре переходных слоя в атмосфере [33].
Основные слои атмосферы : тропосфера(0-11км), стратосфера(11-50), мезосфера50-90), термосфера(90-450) и экзосфера(>450). Переходные слои атмосферы - тропопауза, стратопауза, мезопауза, термопауза. Высоты переходных слоев могут значи тельно отклоняться от средних значений в зависимости от географической широты и времени года,
В авиации широко используется стандартная атмосфера, которая является моделью реальной атмосферы. Стандартная атмосфера находит применение при расчётах и проектировании воздушных судов, для приведения результа тов испытаний авиационной техники к одинаковым условиям, для приведе ния к единообразию в области разработки и калибровки приборов, при обра ботке данных метеорологических наблюдений, при оценке влияния метеоро логических величин реальной атмосферы на лётно-эксплуатационные харак теристики воздушных судов. На использовании стандартной атмосферы ос нован барометрический метод определения высоты в авиации.
Стандартная атмосфера играет роль эталона, с которым сравнивается фи зическое состояние реальной атмосферы. Знание характеристик стандартной атмосферы и фактических погодных условий на аэродроме или на эшелоне полёта позволяет авиационному специалисту оценить степень влияния ме теорологических факторов на полёты воздушных судов.
ВОПРОС 2. Атмосферное давление, его изменение по высоте.
Давление атмосферного воздуха - сила, с которой атмосферный воздух да вит на единичную горизонтальную площадку. Давление воздуха на каждом уровне в атмосфере равно весу воздушного столба единичного поперечного сечения высотой от данного уровня до верхней границы атмосферы.
На аэродромных метеорологических станциях в России атмосферное давле ние определяется в гектопаскалях (гПа) или миллиметрах ртутного столба (мм рт. ст.), В международной практике полётов в качестве единиц измерения давления воздуха используются также миллибары (мб) и дюймы ртутного стол ба. В докумен тах ИКАО рекомендуется измерять и вычислять давление воздуха в гек топаскалях.
ВОПРОС 3. Барометрическая формула Лапласа.
Шкала барометрического высотомера тарируется в термобарокамерах в единицах высоты, являющейся функцией давления, для условий Стандартной атмосферы на основе использования барометрической формулы Лапласа:
Н = 18400*(0 + 0,004г) *lg(ро/рн)
Где Н - высота относительно уровня моря, м; t - средняя температура слоя и атмосферы высотой Н, °С; Ро - давление воздуха на уровне моря, гПа; Рн -давление воздуха на высоте Н, гПа.
Барометрическая формула Лапласа выводится путём интегрирования основного уравнения статики атмосферы при следующих предположениях:
1) ускорение силы тяжести равно стандартному ускорению силы тяжести;
2) водяной пар в атмосфере отсутствует;
3) вводится понятие средней температуры слоя, толщина которого Я, а атмо сферное давление на нижней и верхней границах слоя соответственно Р0 и Р.
Вопрос 4. Барическая ступень, ее зависимость от различных факторов.
В авиационной практике для характеристики изменения давления воздуха с высотой, при расчёте безопасных высот полёта используется барическая ступень - высота, на которую надо подняться, чтобы давление уменьшилось на единицу.
Барическая ступень (Δh) рассчитывается для определенного слоя атмо сферы и обратно пропорциональна вертикальному градиенту атмосферного давления в этом слое. Барическую ступень можно определить по упрощённой формуле:
Δh = (8000/Р) * (1+0,004t)
Где р - среднее давление воздуха в слое атмосферы, для которого рассчиты вается барическая ступень; t - средняя температура воздуха в этом слое, °С.
Если давление воздуха не меняется, то из формулы следует, что при повышении температуры воздуха на 1 °С барическая ступень увеличивается примерно на 0,4 %. В тёплом воздухе барическая ступень больше, чем в хо лодном воздухе, при неизменном давлении воздуха.
С увеличением высоты в атмосфере барическая ступень, как правило, уве личивается в связи с уменьшением атмосферного давления, хотя температура воздуха при этом понижается. Это объясняется тем, что влияние изменения давления воздуха на величину барической ступени значительно больше, чем влияние изменения температуры.
Вопрос 5. Температура воздуха, ее изменение в пространстве и во времени.
Температура атмосферного воздуха - метеорологическая величина, ха рактеризующая тепловое состояние, среднюю кинетическую энергию движе ния молекул воздуха. Эта величина называется кинетической или истинной температурой воздуха.
Вопрос 6. Инверсии, их характеристики и влияние на полеты ВС.Инверсия - слой атмосферы, в котором температура воздуха повышается с увеличением высоты. Вертикальный градиент температуры в инверсионном слое отрицателен (γ < 0).
Изотермия - слой атмосферы, в котором температура воздуха не изменя ется с высотой (γ = 0),
В зависимости от положения нижней границы инверсионного слоя разли чают приземные и приподнятые инверсии. Приземная инверсия начинается от подстилающей поверхности. Нижняя граница приподнятой инверсии рас полагается на некоторой высоте от поверхности земли.
Толщина (вертикальная протяжённость) инверсий изменяется в широких пределах: от нескольких метров до 2-3 км. Скачок температуры — разность температуры воздуха на верхней и нижней границах инверсии может дости гать 10-15 °С и более.
По условиям образования различают радиационные и адвективные инвер сии. Радиационная инверсия формируется в результате охлаждения под стилающей поверхности вследствие излучения. При этом понижение темпе ратуры приземного слоя воздуха происходит, главным образом, посредством турбулентного теплообмена. Вклад радиационного теплообмена составляет менее 10 % турбулентного теплообмена. Благоприятные условия для об разования радиационных инверсий - отсутствие облаков и слабый ветер.
Приземные радиационные инверсии могут формироваться ночью в любое время года. Инверсии обычно достигают максимальной толщины утром на рас свете, когда отмечается минимальная температура воздуха в суточном ходе.
Зимой в умеренных широтах приземные радиационные инверсии могут наблюдаться в любое время суток. Зимние инверсии иногда сохраняются в течение нескольких недель, ослабевая днём и усиливаясь ночью.
Адвективная инверсия формируется в тёплой воздушной массе при её перемещении на холодную подстилающую поверхность. При этом тёплый воздух охлаждается вследствие турбулентного теплообмена, смешиваясь с холодным воздухом. Адвективные инверсии весной образуются при переме щении тёплого воздуха над снежной поверхностью, температура которой около 0оС.
Большинство приподнятых инверсий в атмосфере являются инверсиями оседания, которые образуются вследствие нисходящего движения воздуха, его сжатия и адиабатического нагревания. Это происходит в областях повышен ного атмосферного давления, антициклонах. Поэтому инверсии оседания на зываются также инверсиями сжатия и антициклоническими инверсиями,
Фронтальные инверсии связаны с атмосферными фронтами - переход ными зонами между теплыми и холодными воздушными массами. Толщина фронтальных инверсий - несколько сотен метров.
Вопрос 7. Влажность воздуха, ее характеристики.
Влажность воздуха — содержание в воздухе водяного пара. Характеристики влажности воздуха называются его гигрометрическими характеристиками. Это упругость водяного пара, абсолютная влажность, удельная влажность, относи тельная влажность, точка росы, дефицит точки росы. Гигрометрические харак теристики закономерно взаимосвязаны.
Водяной пар, как и другие газы атмосферы, создаёт давление. Давление газа при предположении, что отсутствуют другие газы в атмосфере, называ ется его парциальным давлением.
Парциальное давление водяного пара - упругость водяного пара (е) вы ражается в гПа или мм рт. ст. На земном шаре у земной поверхности упругость водяного пара изменяется от сотых долей гектопаскаля при низких температурах воздуха до 35 гПа и более при высоких температурах воздуха.
Давление водяного пара в состоянии насыщения называется давлением насыщенного водяного пара или давлением насыщения, или упругостью на сыщения (Е). Существует экспоненциальная зависимость между упруго стью насыщения и температурой воздуха. Чем выше температура воздуха, тем больше упругость насыщения.
Абсолютная влажность (а), г/м3 - масса водяного пара, содержащегося в единичном объёме влажного воздуха. Абсолютную влажность можно на звать плотностью водяного пара в воздухе. Насыщающая абсолютная влаж ность - максимально возможная абсолютная влажность при данной темпера туре и неизменном давлении воздуха.
Удельная влажность (q), г/г, г/кг - масса водяного пара в единичной массе влажного воздуха. Насыщающая удельная влажность (Q) - макси мально возможная удельная влажность при данной температуре и неизмен ном давлении воздуха.
Относительная влажность воздуха (f), % - отношение фактического содержания водяного пара в воздухе к его максимально возможному содер жанию при данной температуре и неизменном давлении воздуха.
Если воздух насыщен водяным паром, то его относительная влажность равна 100 %.
Точка росы (td), °С - температура, при которой воздух достигает состоя ния насыщения водяным паром по отношению к ровной водной поверхности.
Дефицит точки росы (Δtd), °С - разность между температурой воздуха и точкой росы.
Вопрос 8. Уравнение состояния влажного воздуха. Виртуальная температура.
Виртуальная температура(K) влажного атмосферного воздуха - температу ра, которую имел бы при данном атмосферном давлении сухой воздух той же плотности, что и влажный воздух, содержащий определённое количество во дяного пара.
Согласно уравнению состояния влажного воздуха, плотность влажного воздуха прямо пропорционально зависит от давления воздуха и обратно про порционально зависит от виртуальной температуры:
Уравнение состояния влажного воздуха имеет тот же вид, что и уравнение со стояния сухого воздуха, благодаря введению понятия виртуальной температуры. Разница между уравнениями заключается только в том, что в уравнении состояния влажного воздуха стоит расчётная виртуальная температура, а в уравнении состояния сухого воздуха - истинная температура атмосферного воздуха, изме ренная термометром.
Виртуальная температура отличается от измеренной истинной температу ры влажного воздуха на величину виртуального добавка (ΔTυ), который рас считывается по формуле
ΔTυ=0,608*q*T=0.378(e/p)
где е - давление водяного пара, содержащегося в воздухе, гПа; р - атмосфер ное давление, гПа.
Вопрос 9. Градиентный ветер. Барический закон ветра.
Градиентный ветер (Ug) – установившееся движение воздуха при отсутствии силы трения. Если центробежная сила равна нулю, то градиентный ветер называется геострофическим.
Геострофический ветер формируется под действиемсилы горизонтального барического градиента и силы Кориолиса. При установившемся движении эти силы уравновешиваются.
Ветер в свободной атмосфере направлен таким образом, что если встать лицом по направлению воздушного потока, то низкое давление воздуха будет находиться слева, а высокое давление - справа от наблюдателя. Эта законо мерность носит название барического закона ветра для свободной атмо сферы. Закон отражает связь между барическим полем и ветром в атмосфере.
Если в северном полушарии наблюдатель стоит лицом по направлению вет ра, то область низкого давления будет располагаться слева и несколько впереди, а область высокого давления - справа и несколько позади от наблюдателя. Это закон Бейс-Балло или барический закон ветра для пограничного слоя атмо сферы.
Вопрос 10. Барические системы.
Ложбина на приземной карте погоды (барическая ложбина) — вытянутая область пониженного атмосферного давления с незамкнутыми изобарами. Ось ложбины - линия наименьшего давления воздуха вдоль барической ложбины.
Гребень на приземной карте погоды (барический гребень) - вытянутая область повышенного атмосферного давления с незамкнутыми изобарами. Ось гребня - линия наибольшего давления воздуха вдоль гребня.
Седловина на приземной карте погоды - барическое поле с незамкнуты ми изобарами между двумя циклонами и антициклонами, расположенными крест-накрест.
Вопрос 11. Силы, действующие в атмосфере.
Ветер воз никает под действием силы горизонтального барического градиента (G), которая определяется по формуле:
G=-(1/ρ)*(ΔP/ΔS)
где ρ - плотность воздушной частицы; -(ΔP/ΔS) горизонтальный барический градиент, характеризующий распределение атмосферного давления по гори зонтали и равный изменению давления воздуха на единицу наименьшего расстояния между изобарическими поверхностями.
Сила горизонтального барического градиента равна ускорению, которое полу чает воздушная частица под действием горизонтального барического градиента. Эта сила направлена по кратчайшему расстоянию между изобарическими поверх ностями в сторону понижения давления воздуха в горизонтальном направлении. Под действием силы горизонтального барического градиента воздушная частица начинает перемещаться из области высокого давления в область низкого давления.
Сила Кориолиса (А) - отклоняющая сила вращения Земли, всегда дейст вует в направлении, перпендикулярном направлению движения воздушной частицы. Эта сила направлена по отношению к вектору ветра в северном по лушарии вправо, а в южном полушарии - влево.
Сила Кориолиса, действующая на воздушную частицу, определяется по формуле
где ω - угловая скорость вращения Земли; φ- географическая широта; U -скорость ветра. На экваторе сила Кориолиса равна нулю, а на полюсе прини мает максимальное значение, равное 2 ωU.
Сила трения всегда направлена в сторону, противоположную направле нию движения воздушной частицы, Сила трения значительна в пограничном слое атмосферы, уменьшается с увеличением высоты и близка к нулю на уровне трения.
Сила трения, действующая на воздушную частицу, определяется по фор муле
где U - скорость ветра, k - коэффициент трения, характеризующий шерохо ватость (неровности) подстилающей поверхности.
Центробежная сила (С) возникает при движении воздушной частицы по криволинейной траектории и направлена по радиусу кривизны траектории от центра вращения.
С=U^2/r
Вопрос 12. Ветер в слое трения в циклонах и антициклонах.
В пограничном слое атмосферы при отсутствии центробежной силы и ус тановившемся горизонтальном движении воздуха сила горизонтального ба рического градиента уравновешивается равнодействующей сил Кориолиса и трения.
Если в северном полушарии наблюдатель стоит лицом по направлению вет ра, то область низкого давления будет располагаться слева и несколько впереди, а область высокого давления - справа и несколько позади от наблюдателя. Это закон Бейс-Балло или барический закон ветра для пограничного слоя атмо сферы.
При наличии силы трения ветер отклоняется от направления градиентно го ветра влево, т.е. против часовой стрелки. Угол отклонения вектора ветра от градиентного над сушей составляет' примерно 30°, а над морем 20°, т.к. над сушей коэффициент трения больше, чем над морем.
В циклоне в слое трения сила горизонтального барического градиента уравновешивается силами Кориолиса, трения и центробежной силой:
В антициклоне равнодействующая сил горизонтального барического гра диента и центробежной уравновешивается равнодействующей сил Кориолиса и трения:
Вопрос 13. Изменение ветра с высотой в разных частях циклонов и антициклонов. Термический ветер.
В различных частях циклонов и антициклонов в свободной атмосфере ве тер по высоте изменяется по-разному. Предположим, что в северном полу шарии горизонтальный градиент средней температуры в некотором слое ат мосферы направлен с юга на север. Тогда изотермические поверхности и термический ветер направлены с запада на восток.
Рассмотрим изменение ветра с высотой в различных частях циклона. На рис. 3.3 сплошные линии - изобары - линии пересечения изобарических по верхностей с горизонтальной плоскостью. Пунктирные линии - изотермы - ли нии пересечения изотермических поверхностей с горизонтальной плоскостью.
Предположим, что циклон движется с запада на восток, тогда восточная часть циклона является его передней частью. В передней части циклона гра диентный ветер на нижнем уровне слоя атмосферы направлен с юга на север, т.е. из области тепла в область холода.
С увеличением высоты ветер усиливается и поворачивает вправо относи тельно ветра на нижнем уровне. Таким образом, в передней части циклона наблюдается адвекция тепла, правое вращение и усиление ветра с уве личением высоты.
В западной части циклона, которая является его тыловой частью, ветер на нижнем уровне слоя атмосферы направлен с севера на юг, т.е. из области хо лода в область тепла. Ветер на верхнем уровне слоя атмосферы усиливается и поворачивает влево относительно ветра на нижнем уровне. Таким образом, в тыловой части циклона наблюдается адвекция холода, левое вращение и усиление ветра с увеличением высоты.
В южной части циклона, которая соответствует его тёплому сектору, тер мический ветер совпадает по направлению с градиентным ветром на нижнем уровне слоя атмосферы. Поэтому в тёплом секторе наблюдается ней тральная адвекция температуры, ветер усиливается с высотой, не меняя направления.
В северной части циклона термический ветер направлен в противополож ную сторону относительно направления градиентного ветра на нижнем уров не слоя атмосферы, наблюдается нейтральная адвекция температуры. Над се верной частью циклона на некоторой высоте имеется уровень обращения ветра, где скорость ветра равна нулю.
Термический ветер - ветер, обусловленный наличием горизонтального градиента средней температуры в некотором слое атмосферы. Термический ветер направлен перпендикулярно горизонтальному градиенту средней тем пературы слоя так, что холодный воздух находится слева, а тёплый воздух -справа от направления движения.
Вопрос 14. Наблюдение за ветром на аэродромах.
При метеорологическом обеспечении полётов авиационные специалисты получают информацию о метеорологическом ветре, направление которого выражается в десятках градусов и определяется азимутом той части горизон та, откуда ветер дует. Метеорологический ветер отличается по направле нию от навигационного ветра на 180°.(в чем измеряется)
Истинный ветер - фактический ветер, направление которого отсчитыва ется от северного направления географического (истинного) меридиана.
Магнитный ветер - ветер, направление которого отсчитывается от се верного направления магнитного меридиана. Магнитный ветер сообщается в местных сводках погоды по аэродрому. Период осреднения магнитного ветра составляет две минуты. При определении направления магнитного ветра положительное магнит ное склонение отнимается от направления истинного ветра, а отрицательное магнитное склонение прибавляется к направлению истинного ветра. Поло жительное магнитное склонение является восточным, а отрицательное магнит ное склонение - западным. Магнитное склонение не учитывается, если оно составляет по абсолютной величине менее 5 градусов
Приземный ветер на аэродромах должен измеряться на высоте около 10 м от уровня взлётно-посадочной полосы. Допустимая погрешность определе ния направления приземного ветра на аэродроме составляет ± 10°.
Вопрос 15. Облака, характеристики облаков.
Облако - скопление взвешенных в атмосфере капель воды и/или кри сталлов льда на некоторой высоте от поверхности земли. Капли воды и ледя ные частицы в облаке называются облачными элементами.
Водность облака (г/м3) - масса капель воды, содержащихся в единичном объёме облака. Ледность облака (г/м3) - масса ледяных частиц, содержащих ся в единичном объёме облака.
В зависимости от расположения высоты нижней границы облаков (НГО) различают четыре семейства облаков:
1. Облака верхнего яруса - НГО выше 6 км - перистые, перисто-кучевые и перисто-слоистые.
2. Облака среднего яруса - НГО от 2 до 6 км - высококучевые и высо кослоистые.
3. Облака нижнего яруса - НГО ниже 2 км - слоисто-кучевые, слоистые и слоисто-дождевые.
4. Облака вертикального развития — кучевые и кучево-дождевые, НГО ниже 2 км, вершины этих облаков могут достигать тропопаузы и проникать в стратосферу .
Вопрос 17.Генетическая классификация облаков.
По генетическому принципу, т.е. по условиям образования, различают три типа облаков:
1. Слоистообразные облака - слоисто-дождевые, высокослоистые пери сто-слоистые и некоторые разновидности перистых облаков.
2. Кучевообразные облака— кучевые, кучево-дождевые и определённые виды слоисто-кучевых, высококучевых и перисто-кучевых облаков.
3. Волнистообразные облака - определённые виды слоистых, слоисто-кучевых, высококучевых и перисто-кучевых облаков.
Вопрос 18.Адиабатические процессы в атмосфере.
Адиабатическим процессом в атмосфере называется тер модинамический процесс, при котором изменение состояния частицы возду ха происходит без теплообмена её1 с окружающей средой.
Двигаясь вверх, воздушная частица попадает в менее плотные слои атмо сферы и расширяется. При этом совершается работа за счёт внутренней энер гии частицы, температура её понижается. При нисходящем движении части ца попадает в слои с большим давлением воздуха и сжимается. Работа по сжатию частицы, совершаемая внешними силами, переходит во внутреннюю энергию частицы, поэтому температура её повышается. Таким образом, под нимающаяся частица охлаждается, а опускающаяся - нагревается.
Различают сухоадиабатический и влажноадиабатический процессы в ат мосфере. При сухоадиабатическом процессе происходит адиабатическое из менение состояния сухой или ненасыщенной водяным паром частицы возду ха. Сухоадиабатический закон выражается уравнением сухо адиабатического процесса или уравнением Пуассона, которое связывает изменения темпера туры и давления частицы:
При подъёме насыщенной частицы воздуха от уровня конденсации состоя ние частицы изменяется в соответствии с влажноадиабатическим законом. Этот закон характеризует Влажноадиабатический процесс — изменение физического состояния насыщенной частицы воздуха. При подъёме насыщенной частицы происходит конденсация водяного пара, вследствие чего выделяется в большом количестве теплота конденсации, равная теплоте парообразования (2501000Дж/кг).
Тепло конденсации расходуется на совершение части работы по расшире нию частицы. Поэтому температура поднимающейся частицы при влажноадиабатическом процессе понижается на меньшую величину, чем при сухоадиабатическом процессе.
Вопрос 19. Аэрологическая диаграмма, ее использование при оценке метеообстановки.
Аэрологическая диаграмма - номограмма (семейство графиков), с помо щью которой решаются различные задачи по анализу и оценке метеорологи ческих условий на аэродроме и в районе аэродрома. На диаграмме имеются изобары, изотермы, изограммы, сухие и влажные адиабаты.
Использование аэрологической диаграммы при оценке условий образова ния облаков основано на адиабатическом методе оценки состояния атмосфе ры. В этом методе под воздушной частицей понимается единичная масса воздуха, в каждой точке которой параметры состояния - температура, плот ность, давление, влажность воздуха- примерно одинаковые
Уровень конденсации - высота, на которой сухоадиабатически подни мающаяся от поверхности земли частица воздуха достигает состояния насы щения. На уровне конденсации частица становится насыщенной, относитель ная влажность частицы равна 100 %, начинается конденсация водяного па ра- процесс облакообразования. Высота нижней границы облаков примерно совпадает с уровнем конденсации.
Кривая точки росы - депеграмма - показывает распределение температуры точки росы по высоте. Депеграмма располагается обычно левее кривой стра тификации, но она может совпадать с кривой стратификации при равенстве температуры воздуха и точки росы.
Изограмма - линия одинаковой удельной влажности воздуха (г/кг). Сухая адиабата - график изменения температуры воздуха в зависимости от давления при сухоадиабатическом процессе. Сухие адиабаты - прямые линии.
Влажная адиабата - график изменения температуры воздуха в зависимо сти от давления при влажноадиабэтическом процессе. Влажные адиабаты -кривые линии, которые показывают, как изменяется температура поднимаю щейся насыщенной воздушной частицы,
Кривая состояния характеризует адиабатическое изменение температуры поднимающейся частицы воздуха. До уровня конденсации кривая состояния совпадает с сухой адиабатой, а выше уровня конденсации - с влажной адиаба той. Используя кривую состояния, можно определить уровни конденсации и конвекции и оценить возможность формирования кучево-дождевых облаков в районе аэродрома.
Вопрос 20. Устойчивая и неустойчивая стратификация атмосферы.
Если кривая состояния располагается левее кривой стратификации, то ат мосфера стратифицирована устойчиво. Площадь между кривыми соответст вует отрицательной энергии неустойчивости, закрашивается синим цветом и обозначается знаком «-».
Если кривая состояния располагается правее кривой стратификации, то атмосфера стратифицирована неустойчиво. Площадь между кривыми соот ветствует положительной энергии неустойчивости, закрашивается красным цветом и обозначается знаком «+». При наличии положительной энергии не устойчивости в атмосфере создаются условия для формирования кучево-дождевых облаков с ливнями, грозами и градом.
Вопрос 21. Атмосферные осадки, причины образования и виды.
Атмосферные осадки - вода в твёрдом или жидком состоянии, выпа дающая из облаков. Осадки выпадают в виде дождя, снега, мороси, мокрого снега, ледяной и снежной крупы, снежных зёрен, града, ледяного дождя, ле дяных игл. Осадки характеризуются количеством и интенсивностью.
Выпадение осадков из облаков происходит в тех случаях, когда скорость па дения капель воды или кристаллов льда больше скорости восходящих потоков воздуха. Капли, содержащиеся в облаке, могут расти вследствие конденсации во дяного пара и коагуляции — слияния капель. Рост кристаллов в облаке может происходить вследствие сублимации, переконденсации, а также в результате столкновения и смерзания ледяных частиц с переохлажденными каплями.
Виды осадков:
Морось - однородные осадки, состоящие из мелких капель диаметром от 0,2 до 0,5 мм. Морось выпадает обычно из слоистых облаков и не оставляет видимых следов на водной поверхности любого водоёма.
Дождь выпадает в виде капель диаметром более 0,5 мм. Дож девые капли диаметром более 6 мм не встречаются, т.к. они разбиваются на мелкие капли.
Снег - осадки в виде снежинок, размеры и формы которых мо гут быть различными. Диаметр снежинки может достигать 1 см. Основная фор ма снежинок - шестилучевая звезда. Снежинки часто соединяются и выпадают в виде снежных хлопьев, диаметр которых варьируется от 1 мм до 5 см.
Снежные зёрна - осадки в виде маленьких крупинок диаметром менее 1 мм, которые напоминают манную крупу. Снежные зёрна выпадают, как правило, из слоистых облаков в зимний период.
Крупа бывает ледяной или снежной . Диа метр частиц крупы составляет от 1 до 5 мм. Крупа образуется в результате замерзания переохлаждённых капель воды и обзернения снежинок.
Град является опасным для авиации атмосферным явлением. Град - осадки в виде кусочков льда шарообразной или неправильной формы диаметром обычно от 5 до 50 мм.
Ледяной дождь - осадки в виде ледяных шариков диа метром несколько миллиметров, внутри которых находится жидкая вода.
Ледяные иглы (иногда выпадают зимой при низких температурах (ниже -20 °С) из облаков нижнего или среднего яруса. Ледяные иглы - осадки, состоящие из ледяных кристаллов в виде шес тиугольных призм и пластин.
Вопрос 22. Видимость в атмосфере, ее зависимость от разных факторов.
Освещённость - световой поток, приходящийся на единицу площади.
Световой поток - энергия видимой части спектра излучения в интервале длин волн 0,39-0,76 мкм, проходящая через опреде лённую поверхность в единицу времени.
Разрешающая способность глаза - наименьшее угловое расстояние ме жду двумя точками, при котором они воспринимаются как раздельные.
В светлое время суток предметы в атмосфере обладают определенной яр костью, отражая световой поток, падающий на них.
Яркость объекта — сила света, приходящаяся на единицу площади освещаемой поверхности в заданном на правлении.
Яркостный контраст - отношение абсолют ной величины разности яркостей фона и объекта к большей из них. Человек может отличить объект от фона, если видимый яркостный контраст равен по рогу контрастной чувствительности глаза или превышает этот порог.
Порог контрастной чувствительности глаза - наименьшее значение различимого глазом яркостного контраста, изме няется в зависимости от человека.
Коэффициент прозрачности атмосферы -часть светового потока, которая сохраняется в луче после прохождения оп тической траектории в атмосфере на единицу расстояния.
Показатель ослабления - величина ослабле ния светового потока в коллимационном пучке при прохождении его в атмо сфере на единицу расстояния.
Вопрос 23. Метеорологическая дальность видимости. Закон Кошмидера.
Зрительное восприятие объектов днём характеризуется законом Кошми дера, который выражает взаимосвязь между видимым яркостным контрастом (С) объекта, визуально наблюдаемого на расстоянии (МОК) на фоне неба у горизонта, и его собственным яркостным контрастом (С0):
Собственный (истинный) яркостный контраст - контраст объекта с фоном неба у горизонта при наблюдении объекта с очень близкого расстояния. Если объект наблюдается на расстоянии МОК, величина собственного яркостного контраста уменьшается из-за рассеяния и поглощения света в атмосфере до значения, которое называется видимым яркостным контрастом.
Если в формулу подставить величину собственного яркостного контра ста чёрного объекта С0 = 1, пороговое значение видимого яркостного контраста С = 0,05, затем прологарифмировать полученное выражение и найти из него расстояние МОК, то формула Кошмидера приобретает следующий вид:
Метеорологическая оптическая дальность - длина пути в атмосфере, создающая ослабление светового потока в коллимационном пучке до 0,05 его первоначального значения .
Вопрос 24.Дальность видимости огней. Закон Аллара.
Визуальный порог освещённости или пороговая освещенность (Ет, лк) — это наименьшая освещённость, при которой можно видеть источник света.
Зрительное восприятие огней (световых ориентиров) ночью характеризу ется законом Аллара, который выражается уравнением
ET=(I/R2)*TR
где ET — пороговая освещенность, I - сила света огня; R — дальность видимо сти огня - расстояние между наблюдателем и источником света; Т- коэффи циент прозрачности атмосферы.
Дальность видимости огня - это расстояние, при котором наблюдаемая освещённость равна порогу освещённости. Освещённость, создаваемая ис точником света, прямо пропорционально зависит от силы света источника, ослабленной по экспоненциальному закону и отнесённой к квадрату расстоя ния от наблюдателя до источника света.
Пороговая освещённость зависит от яркости фона, на котором наблюдает ся источник света: чем выше яркость фона, тем больше пороговая освещён ность. Поэтому с увеличением яркости фона дальность видимости огня уменьшается при прочих равных условиях.
Вопрос 25. Туманы, условия образования, классификация.
Туман - совокупность капель воды и/или кристаллов льда, на ходящихся в приземном слое во взвешенном состоянии и ухудшающих гори зонтальную видимость до значений менее 1 км. Диаметр частиц тумана, как и дымки, составляет несколько десятков микрометров. Относительная влаж ность воздуха при тумане близка к 100 %.
Туманы классифицируют в зависимости от физического процесса, приво дящего к насыщению воздуха водяным паром и последующему процессу конденсации или сублимации водяного пара. Насыщение воздуха водяным паром может произойти вследствие двух причин:
а) увеличение содержания водяного пара в воздухе;
б) понижение температуры воздуха.
Туман, наблюдающийся при отрицательной температуре воздуха и со держащий переохлаждённые капли воды, называется переохлажденным ту маном .
Высокий туман охватывает по вертикали слой атмосферы толщиной бо лее 100 м. Водность мощного тумана обычно увеличивается с увеличением высоты. При мощном тумане посадочная видимость почти всегда меньше дальности видимости на ВПП.
Низкий туман охватывает небольшой по мощности слой атмосферы -примерно от 2 до 100 м. Низкий туман образуется на аэродромах при хорошо выраженных радиационных процессах и характеризуется уменьшением вод ности с увеличением высоты. При наличии низкого тумана на аэродроме по садочная видимость, как правило, превышает значение дальности видимости на ВПП.
Поземный туман охватывает слой атмосферы менее примерно 2 м, распространяясь по вертикали ниже того слоя, где инструмен тально определяется прозрачность атмосферы.
Радиационный туман формируется на аэродромах обычно во второй по ловине ночи и продолжается, как правило, менее 6 ч. Наиболее часто радиа ционные туманы формируются в центрах антициклонов, на осях барических гребней, в барических седловинах, в мал о градиентных барических полях.
Возникновение радиационного тумана связано с формированием призем ной инверсии температуры воздуха. Образование приземной инверсии и ра диационного тумана обусловлено взаимодействием двух процессов: 1) излу чением подстилающей поверхности, вызывающим охлаждение приземного слоя воздуха; 2) слабым турбулентным обменом в приземном слое воздуха. Вследствие излучения ночью температура земной поверхности в течение ча са понижается примерно на 1°С.
Адвективный туман образуется при движении теплого влажного воздуха над холодной подстилающей поверхностью. Это происходит часто в тыловой части антициклонов, в передней части или в тёплом секторе циклонов. Ско рость приземного ветра при адвективных туманах может достигать 12 м/с, но чаще всего не превышает 6 м/с.
Адвективные туманы могут возникать в любое время суток, однако ночью они обычно усиливаются из-за радиационного охлаждения приземного слоя воздуха. Адвективные туманы являются почти всегда высокими и занимают большую площадь. Продолжительность адвективных туманов чаще всего со ставляет 7—12 ч.
Туманы испарения образуются в холодной и устойчивой воздушной массе за счет испарения с тёплой водной поверхности озер, рек, водохрани лищ. Это происходит тогда, когда температура водной поверхности примерно на 8-12 °С выше температуры прилегающего к ней слоя воздуха. Скорость приземного ветра при этом, как правило, не превышает 3 м/с.
Морозные и антропогенные туманы наблюдаются при физических ус ловиях в атмосфере, благоприятных для формирования радиационных тума нов. Морозные туманы возникают обычно при температуре воздуха ниже -20 °С. Антропогенные туманы связаны с выбросами в приземный слой атмо сферы тепла, водяного пара, твёрдых и жидких аэрозолей из антропогенных источников загрязнения атмосферы.
Орографические туманы или туманы склонов образуются при адиаба тическом охлаждении перемещающегося вверх по наветренному склону воз вышенности ли горы влажного воздуха.
Фронтальные туманы возникают чаще всего в зоне тёплых фронтов в клине холодного воздуха вследствие перемешивания тёплого и холодного воздуха, а также испарения выпадающих из фронтальных облаков капель дождя.
Вопрос 26.Явления, ухудшающие видимость.
Снежная метель - перенос снега вдоль поверхно сти земли на высоту 2 м или более под действием ветра и атмосферной турбулентности. При снежной метели горизонтальная видимость иногда ухудшается до нескольких десятков метров.
Снежный поземок в отличие от метели, не ухуд шает горизонтальную видимость, т.к. снег поднимается в воздух на высоту менее 2 м. Однако следует иметь в виду, что позёмок очень быстро может перерасти в метель.
Мгла - явление ухудшения видимости, вызванного взвешен ными в атмосфере литометеорами - частицами пыли,песка ,дыма ,вулканического пепла.
Вопрос 27.Пыльные и песчаные бури.
Песчаная буря характеризуется подъёмом в воздух песка обычно на высоту менее 15 м под действием сильного ветра и атмосферной турбулентности. Большая часть частиц песка имеет диаметр от 0,8 до 1 мм. Песчаные бури наиболее характерны для районов пустынь, где имеется сы пучий песок, часто в виде песчаных барханов. Возникают они обычно днём, а в ночное время прекращаются из-за ослабления ветра и турбулентности.
Пыльная буря характеризуется подъёмом в воздух пыли на высоту, как правило, выше 3 км под действием сильного ветра и атмо сферной турбулентности. Диаметр частиц пыли, в отличие от песка, значи тельно меньше 1 мм. Пыльные бури наблюдаются в степях и пустынях и ох ватывают обширные районы протяженностью несколько десятков километ ров. Часто они возникают в периоды засухи в районах пахотных земель. Пыльные бури, как и песчаные, могут быть внутримассовыми и фронтальными. Пыльные бури часто сопровождают кучево-дождевые облака и грозы, скрывая их.
Вопрос 28.Дальность видимости на ВПП, ее определение.
Дальность видимости на ВПП (RVR, м) - расстояние, в пределах кото рого пилот воздушного судна, находящегося на осевой линии ВПП, может видеть маркировку ее покрытия или огни, которые ограничивают ВПП или обозначают её осевую линию.
Оценка дальности видимости на ВПП осуществляется двумя способами: либо по результатам приборных измерений, либо по результатам визуальных наблюдений.
Вопрос 32.Воздушная масса.
Воздушная масса - объём воздуха синоптического масштаба, обладаю щий примерно однородными свойствами. Горизонтальные размеры воздуш ных масс составляют тысячи километров, а вертикальные размеры - всего несколько километров. Часто воздушные массы прослеживаются вплоть до тропопаузы. Воздушные массы перемещаются в системе общей циркуляции атмосферы.
Местная воздушная масса — воздушная масса, находящаяся в очаге сво его формирования, изменяет свои свойства, нагревается или охлаждается в зависимости от времени года.
Тёплая воздушная масса - воздушная масса, перемещающаяся на холод ную подстилающую поверхность, Тёплая воздушная масса обычно движется из низких широт в высокие широты, куда она приносит потепление, но сама, вследствие турбулентного теплообмена, охлаждается в нижних слоях.
Холодная воздушная масса - воздушная масса, перемещающаяся на тёп лую подстилающую поверхность. Холодная воздушная масса обычно дви жется из высоких широт в низкие широты, где она вызывает похолодание, но сама прогревается от подстилающей поверхности в нижних слоях.
Географическая классификация воздушных масс основана на опреде лении географического положения очага формирования воздушной массы.
Морская арктическая воздушная масса формируется над свободной ото льдов акваторией Северного Ледовитого океана и на европейскую часть Рос сии поступает через Норвежское и Баренцево моря.
Континентальная арктическая воздушная масса формируется над по крытой льдом акваторией Северного Ледовитого океана и на европейскую часть России поступает со стороны Карского моря и моря Лаптевых.
Морская умеренная воздушная масса формируется над акваторией Ат лантического океана в умеренных широтах и приходит на европейскую часть России, главным образом, с запада.
Континентальная умеренная воздушная масса формируется над конти нентальными районами умеренных широт, включая европейскую часть России.
Морская тропическая воздушная масса формируется над акваторией Атлантического океана в тропической зоне в области Азорского субтропиче ского антициклона. Она поступает на европейскую часть России со стороны Средиземного моря.
Континентальная тропическая воздушная масса формируется над кон тинентальными районами тропической зоны и поступает на европейскую часть России из Средней Азии.
Термодинамическая классификация воздушных масс основана на учёте изменения температуры атмосферного воздуха по горизонтали и вертикали.
Вопрос 33. Устойчивые и неустойчивые воздушные массы.
Устойчивая воздушная масса характеризуется тем, что в нижних её слоях (примерно ниже 1 км) наблюдается устойчивая стратификация атмосферы. При устойчивой стратификации атмосферы вертикальный градиент темпера туры воздуха меньше адиабатического градиента. Если воздух насыщен во дяным паром; то адиабатический градиент равен влажно-адиабатическому градиенту. В случае ненасыщенного воздуха адиабатический градиент равен сухоадиабатическому градиенту. Признаки устойчивой воздушной массы -инверсия, изотермия, туманы, дымки и слоистая облачность.
Тёплая воздушная масса, продвигаясь на холодную поверхность и охлажда ясь снизу, становится устойчивой воздушной массой. Теплая устойчивая воз душная масса часто господствует в зимний период над территорией России, на ходящейся под влиянием теплого сектора циклона или тыловой части антици клона.
Неустойчивая воздушная масса характеризуется тем, что в нижних её слоях (примерно ниже 3 км) наблюдается неустойчивая стратификация атмо сферы. При неустойчивой стратификации вертикальный градиент темпера туры в воздушной массе до уровня конденсации больше сухоадиабатического градиента, а выше уровня конденсации - больше влажно-адиабатического градиента. В неустойчивой воздушной массе при достаточной её влажности происходит развитие конвекции с образованием облаков вертикального раз вития, наблюдаются повышенная турбулентность, сильный порывистый ве тер, ливни, грозы, шквалы.
Холодная воздушная масса, двигаясь на более тёплую подстилающую по верхность и прогреваясь снизу, становится, как правило, неустойчивой воз душной массой. Холодная неустойчивая воздушная масса наблюдается чаще всего над материком летом в послеполуденные часы в тыловой части цикло на или в передней части антициклона.
Вопрос 34. Атмосферные фронты, их классификации.
Атмосферный фронт - переходная зона между соседними воздушными массами в атмосфере. Фронт называют иногда фронтальной по верхностью, фронтальным разделом, фронтальной зоной и фронтальным слоем. На синоптических картах атмосферные фронты изображают линиями. Фронт на карте погоды представляет собой линию пересечения фронтальной поверхности с поверхностью земли.
Атмосферные фронты классифицируют в зависимости от географическо го происхождения воздушных масс, разделяемых фронтом; от вертикальной протяжённости, строения, направления и скорости перемещения фронта.
По географическому происхождению воздушных масс, разделяемых фрон том, различают арктический и полярный фронты. Арктический фронт разде ляет арктическую и умеренную воздушные массы. Полярный фронт, разде ляющий умеренную и тропическую воздушные массы, называют фронтом умеренных широт.
Различают главные (основные) и вторичные атмосферные фронты. Фронт между воздушными массами основных географических типов называют глав ным. Вторичный фронт разделяет массы воздуха одного и того же географи ческого типа.
В зависимости от распространения фронта по вертикали различают тро посферные и приземные фронты. Тропосферный фронт прослеживается от земной поверхности вплоть до тропопаузы. Приземные фронты прослеживаются от поверхности земли до высоты примерно 2 км. В нижних сдоях атмосферы в зоне приземного фронта, как и в случае любого фронта, наблюдается сходимость воздушных потоков. Приземные фронты, которые образуются в тыловой части циклона - это вторичные холод ные фронты.
В зависимости от особенностей перемещения и строения различают тёп лые, холодные, малоподвижные фронты и фронты окклюзии . Ме теорологические условия в зоне фронта зависят от его характера, времени года, характеристик воздушных масс, разделяемых фронтом.
Вопрос 35.Обострение и размывание атмосферных фронтов.
Обострение фронта - фронтогенез - характеризуется сужением пере ходной зоны между воздушными массами и увеличением горизонтальных градиентов температуры воздуха в этой зоне.
Размывание фронта - фронтолиз - характеризуется расширением пере ходной зоны между воздушными массами и уменьшением горизонтальных градиентов температуры воздуха в этой зоне.
Благоприятным условием для обострения фронта является увеличение со временем вертикальной неустойчивости и влагосодержания тёплой воздуш ной массы, взаимодействующей на фронте с холодной воздушной массой. Обострение фронта сопровождается увеличением следующих его характери стик: контраста температуры воздуха, сходимости воздушных потоков, ско рости вертикальных движений воздуха, мощности облачной системы и ин тенсивности атмосферных осадков в зоне фронта. При размывании фронта все эти характеристики уменьшаются.
Вопрос 36. Теплый фронт, его особенности, облака.
Тёплый фронт - переходная зона между тёплой и холодной воздушными массами, перемещающаяся в сторону холодного воздуха. В зоне тёплого фрон та тёплый воздух натекает на отступающий холодный воздух. Средняя ско рость движения тёплых фронтов примерно 20-30 км/ч.
Рассмотрим особенности типичного тёплого фронта. В резуль тате упорядоченного подъёма тёплого воздуха по клину холодного воздуха на фронте формируется характерная система слоистообразных облаков, включающая слоисто-дождевые, высокослоистые и перисто-слоистые облака. Система облаков располагается над фронтальной поверхностью в тёплом воздухе впереди приземной линии тёплого фронта.
В холодный период перед прохождением тёплого фронта на аэродромах может выпадать замер зающий дождь или замерзающая морось. При полёте воздушных судов в слоистообразной облачности при температуре воздуха от -0 до -20 °С почти всегда отмечается обледенение, которое может быть различной интенсивно сти, но чаще всего является слабым.
В тёплый период года на тёплом фронте при неустойчивой стратифика ции атмосферы могут возникать кучево-дождевые облака с ливнями, градом, грозами, с которыми связаны сильные сдвиги ветра, сильная турбулентность и сильное обледенение воздушных судов. Кучево-дождевые облака в системе слоистообразных облаков визуально трудно обнаружить, поэтому эти облака на зывают замаскированными.
Вопрос 37.Холодные фронты, их особенности, облака.
Холодный фронт - переходная зона между тёплой и холодной воздуш ными массами, которая движется в сторону тёплого воздуха. За холодным фронтом давление воздуха, как правило, значительно растёт со временем, что можно обнаружить по барической тенденции на приземных картах погоды. Угол наклона холодных фронтов, как правило, больше, чем тёплых фронтов.
В зависимости от скорости движения и характерной облачности различа ют холодные фронты первого и второго рода. Скорость движения холодного фронта первого рода в среднем составляет 30-40 км/ч. Холодный фронт второго рода - быстро движущийся фронт, смещается со скоростью 50 км/ч и более.
За линией типичного холодного фронта первого рода наблюдается слоистообразная облачность и зона обложных осадков: сначала наблюдаются слоисто-дождевые облака, затем следуют высокослои стые и перисто-слоистые облака.
В тёплый период на холодном фронте первого рода час то формируются кучево-дождевые облака с ливнями, грозами, шквалами. Ливневые осадки выпадают обычно перед линией фронта, а после прохожде ния линии фронта на аэродроме могут наблюдаться обложные осадки.
Холодный фронт второго рода является самым опасным для авиации из всех видов фронтов. Для этого фронта типичной является кучево-дождевая облачность, которая формируется вдоль приземной линии фронта в виде узкой полосы.
Вопрос 38. Фронты окклюзии.
Фронт окклюзии (смыкание)- сложный фронт, образу ется в результате смыкания холодного и тёплого фронтов. Холодный фронт движется с большей скоростью, чем тёплый. Поэтому, в конце концов, он до гоняет тёплый фронт и смыкается с ним.
Тёплый фронт окклюзии или фронт окклюзии по типу тёплого фронта характеризуется тем, что воздушная масса за фронтом окклюзии является бо лее тёплой, чем воздушная масса перед фронтом окклюзии.
Холодный фронт окклюзии или фронт окклюзии по типу холодного фронта характеризуется тем, что воздушная масса за фронтом окклюзии яв ляется более холодной, чем воздушная масса перед фронтом окклюзии.
Воздушная масса за фронтом окклюзии - это та воздушная масса, которая наблюдалась за холодным фронтом до его смыкания с теплым фронтом. Воз душная масса перед фронтом окклюзии - это та воздушная масса, которая наблюдалась перед тёплым фронтом до того, как начался процесс образова ния окклюзии.
В среднем за год холодные фронты окклюзии отмечаются чаще, чем теплые фронты окклюзии. Над материком теплый фронт окклюзии чаще наблюдается зи мой, чем летом, а холодный фронт окклюзии чаще наблюдается летом, чем зимой.
В случае тёплого фронта окклюзии поверхностью окклюзии является часть поверхности тёплого фронта, а в случае холодного фронта окклюзии поверхностью окклюзии является часть поверхности холодного фронта.
Облачность и осадки фронта окклюзии являются результатом объедине ния облачных систем и осадков тёплого и холодного фронтов. Обычно, чем больше продолжительность существования фронта окклюзии, тем большую толщину имеют безоблачные прослойки и тем менее опасным является фронт окклюзии для полётов ВС.
Вопрос 39.Стадии развития циклонов.
Первая стадия развития циклона- стадия волны, циклон в этой стадии на зывается волновым.
Волновой циклон - низкое барическое об разование. Стадия волны продолжается обычно несколько часов - от возник новения волнового возмущения на атмосферном фронте до появления первой замкнутой изобары, кратной 5 гПа, на приземной карте погоды. Волновые ко лебания на фронте возникают под воздействием ряда факторов, главными из которых являются различия разделяемых фронтом воздушных масс по плот ности воздуха и скорости движения.
Волновой циклон углубляется и переходит во вторую стадию своего раз вития - стадию молодого циклона. При углублении циклона дав ление воздуха в его центре со временем понижается. Молодой циклон -среднее барическое образование. Стадия молодого циклона длится от мо мента появления первой замкнутой изобары на приземной карте погоды до начала процесса окклюдирование циклона. Окклюдирование циклона - обра зование фронта окклюзии.
Третья стадия развития циклона — стадия максимального развития, длится от начала окклкодирования циклона до начала его заполнения. При заполне нии циклона давление воздуха в его центре со временем растёт.
Четвертая стадия развития циклона — стадия заполняющегося циклона, длится от начала заполнения циклона до исчезновения замкнутых изобар на приземной карте погоды, т.е. до исчезновения циклона. Эта стадия самая продолжительная из всех стадий и может длиться несколько суток.
Заполняющийся циклон - окклюдированное, холодное, малоподвижное, высокое барическое образование. Облака в этой стадии постепенно размы ваются, осадки прекращаются.
Вопрос 40.Стадии развития антициклонов.
Антициклон в своём развитии, в отличие от циклона, проходит три ста дии.
Первая стадия - стадия молодого антициклона. Молодой антициклон - низкое, подвижное барическое образование; перемещается, как правило, с той же скоростью, что и находящийся впереди него циклон. Молодой анти циклон усиливается: давление воздуха в его центре со временем растёт.
Вторая стадия развития антициклона - стадия максимального развития. Максимально развитый антициклон - высокое барическое образование характеризуется наибольшим давлением воздуха в центре, по сравнению с другими стадиями.
Третья стадия - стадия разрушающегося антициклона. Антициклон осла бевает, разрушается: почти повсеместно в антициклоне происходит падение давления воздуха со временем. Разрушающийся антициклон - высокое, те плое и малоподвижное барическое образование. В ослабевающем антици клоне может наблюдаться развитие облачности. Продолжительность сущест вования разрушающегося антициклона достигает нескольких недель и иногда даже месяцев.
Вопрос 41.Грозы, их классификации.
Гроза - опасное для авиации комплексное атмосферное явление, связан ное с кучево-дождевьши облаками и характеризующееся электрическими разрядами - молниями между облаками, в облаке или между облаком и зем лей. Для образования гроз необходимы три физических условия:
1) высокое влагосодержание воздуха;
2) неустойчивая стратификация атмосферы;
3) тригтерный (спусковой) механизм, заставляющий воздух двигаться
Вверх.
Молнии возникают в результате образования в кучево-дождевых облаках объёмных электрических зарядов. Такие заряды образуются вследствие элек тризации капель воды и ледяных частиц при наличии вертикальных движе ний и турбулентного обмена в облаках. Электризация облачных элементов связана с процессом замерзания переохлаждённых капель воды и происходит за счет захвата каплями ионов из воздуха. Большая роль в формировании электрического поля в кучево-дождевых облаках принадлежит вертикальным движениям и турбулентному обмену.
Молнии бывают линейными, плоскими, неточными и шаровыми.
Линей ные молнии наблюдаются чаще всего и делятся по внешнему виду на раз ветвленные, ленточные и ракетообразные.
Средняя длина линейной молнии составляет несколько километров, а диа метр канала молнии - 15-20 см.
Плоская молния - бесшумное красноватое свечение значительной части кучево-дождевого облака, возникающее за счет большого количества корон ных разрядов на облачных элементах.
Неточная молния наблюдается в виде цепочки из светящихся точек, рас полагающихся на расстоянии примерно 1 м друг от друга и представляющих собой шарообразные образования диаметром несколько сантиметров. Время существования неточной молнии не превышает 1 с.
Шаровые молнии - наименее изученный вид молний. Шаровые молнии бывают короткоживущие и долгоживущие. Длительность существования короткоживущих молний составляет в среднем несколько секунд, а долгоживу щие могут существовать несколько минут. Размеры долгоживущих молний больше, чем короткоживущих. Диаметр шаровой молнии в среднем состав ляет 15 см.
Вопрос 42.Стадии развития грозовой ячейки.
1.Начальная стадия развития грозовой ячейки характеризуется преобладанием в ячейке восходящего движения воздуха. В верхней части облака появляются наряду с переохлаждёнными каплями ледяные частицы. Из ячей ки выпадают осадки, часто не достигающие поверхности земли. Растущая ячейка имеет форму кучево-дождевого лысого облака (Сb саlv), Начальная стадия грозовой ячейки продолжается 10-15 мин.
2. Стадия зрелости или максимального развития грозовой ячейки ха рактеризуется тем, что в центральной части ячейки преобладает восходящее движение воздуха, а на периферии ячейки - нисходящее. Зрелая ячейка чаще всего имеет форму кучево-дождевого облака с наковальней (Сb inc.).
3. Стадия распада грозовой ячейки характеризуется преобладанием в ячейке нисходящего движения воздуха. Верхняя граница ячейки понижается со скоростью примерно 3-2 м/с.
Стадия распада длится от начала разрушения ячейки до её исчезнове ния примерно 30 мин. Вместе с тем, из-за того, что ледяные кристаллы осе дают и испаряются очень медленно, остатки наковальни в форме перистых плотных облаком могут существовать в течение нескольких часов.
Вопрос 43.Влияние гроз на полеты ВС.
Грозовое облако представляет очень большую опасность для полётов. При полёте на эшелоне вблизи облака воздушное судно может попасть в зону града, т.к. возможно вынесение градин за пределы облака сильными горизон тальными воздушными потоками. Попадание воздушного судна в облако может закончиться катастрофой из-за сильного обледенения, сильной бол танки, молний, града.
Вопрос 44. Гроза как комплексное атмосферное явление.
С кучево-дождевыми облаками связаны опасные для авиации шквалы. В передней части кучево-дождевого облака вблизи его основания на стыке восходящих и нисходящих воздушных потоков часто возникает вихрь с го ризонтальной осью вращения. В зоне вихря наблюдается шквал (SQ) -кратковременное усиление приземного ветра, сопровождающееся резким из менением его направления. При шквале направление ветра может измениться почти на 180°, а скорость ветра может увеличиться до 40 м/с.
В области вихря с горизонтальной осью вращения можно увидеть шкваловый ворот - темный крутящийся вал из разорванных облаков. Шкваловый ворот обычно возникает на высоте порядка нескольких сотен метров и может опускаться до поверхности земли.
С кучево-дождевыми облаками связаны опасные для авиации смерчи. Смерч (РС, тромб, торнадо) - вихрь в атмосфере с вертикальной или слегка изогнутой осью вращения. Большинство смерчей образуется в области глу боких циклонов, где наблюдаются сильный град и разрушительные нисхо дящие воздушные потоки. Смерчи почти всегда связаны с суперячейковыми кучево-дождевыми облаками.
Нисходящие порывы…
Вопрос 45. Рекомендации по обеспечению безопасности полетов в условиях грозовой деятельности.
В Федеральных авиационных правилах России изложены рекоменда ции по обеспечению безопасности полётов в зоне грозовой деятельности:
1. При принятии решения на вылет с пересечением зоны грозовой дея тельности и сильных ливневых осадков командир воздушного судна должен учитывать:
- характер гроз (внутримассовые или фронтальные);
- расположение и перемещение грозовых и ливневых очагов, возмож ные маршруты их обхода;
- необходимость дополнительной заправки топливом.
2. Полеты по ППП в зоне грозовой деятельности не разрешаются при от сутствии радиолокационного контроля или неисправной бортовой радиоло кационной станции обнаружения грозовых очагов.
3. Не допускается вход воздушного судна:
- в кучево-дождевые (грозовые), мощно-кучевые облака;
- в зону сильных ливневых осадков под кучево-дождевыми (грозовы ми), мощно-кучевыми облаками.
В случае непреднамеренного попадания воздушного судна в кучево-дождевые (грозовые), мощно-кучевые облака или сильные ливневые осадки под ними, летный экипаж принимает меры к немедленному выходу из них, соблюдая при этом установленные правила полетов при изменении высот полета и маршрута.
4. Полет под кучево-дождевыми (грозовыми) и мощно-кучевыми облака ми разрешается только днем вне зоны ливневых осадков, если:
- высота полета воздушного судна над рельефом местности и искусст венными препятствиями выдерживается не менее истинной безопасной вы соты, но во всех случаях:
- не менее 200 м - в равнинной и холмистой местности;
- не менее 600 м - в горной местности;
- вертикальное расстояние от воздушного судна до нижней границы облаков не менее 200 м.
5. При наличии в районе аэродрома вылета мощно-кучевой и кучево-дождевой (грозовой) облачности летный экипаж должен с помощью борто вой РЛС осмотреть зону взлета и выхода из района аэродрома, оценить воз можность взлета и определить порядок обхода опасных зон.
6. При подходе воздушного судна к зоне грозовой деятельности и силь ных ливневых осадков командир воздушного судна для своевременного при нятия соответствующего решения заблаговременно оценивает возможность продолжения полета.
В контролируемом воздушном пространстве летный экипаж воздушного судна получает от органа ОВД имеющуюся у него соответствующую метео рологическую информацию и согласовывает с ним свои действия.
7. При визуальном обнаружении в полете мощно-кучевых и кучево-дождевых облаков, примыкающих к грозовым очагам, разрешается обходить их на удалении не менее 30 км.
8. При обнаружении в полете мощно-кучевых и кучево-дождевых (грозо вых) облаков бортовой РЛС при отсутствии визуальных метеорологических условий разрешается обходить эти облака на удалении не менее 15 км от ближней границы засветки.
Пересечение фронтальной облачности с отдельными грозовыми очагами может производиться в том месте, где расстояние между границами засветок
на экране бортовой РЛС не менее 50 км.
9. При принятии решения на обход кучево-дождевых (грозовых) или мощно-кучевых облаков сверху (верхом) летный экипаж воздушного судна оценивает с помощью бортовой РЛС возможность своевременного набора высоты с учетом:
- практического потолка воздушного судна;
- скороподъемности воздушного судна;
- запаса по скорости воздушного судна;
- точности определения верхней границы (превышения) облаков.
Во всех случаях полет над кучево-дождевыми (грозовыми) или мощно-кучевыми облаками производится с превышением не менее 500 м.
10. При взлете и заходе на посадку в условиях ливневых осадков летный экипаж обязан учитывать возможность ухудшения летных и аэродинамиче ских характеристик воздушного судна, а также ухудшение видимости из-за недостаточной эффективности стеклоочистителей в таких условиях.
11. При невозможности обойти кучево-дождевую (грозовую) и мощно-кучевую облачность летный экипаж воздушного судна должен следовать на запасной аэродром.
В контролируемом воздушном пространстве свои действия летный эки паж воздушного судна согласовывает с органом ОВД.
12. Летным экипажам воздушных судов запрещается преднамеренно вхо дить в мощно-кучевые, кучево-дождевые (грозовые) облака и в зоны сильных ливневых осадков.
Вопрос 46. Атмосферная турбулентность и болтанка ВС.
Атмосферная турбулентность - хаотическое движение частиц воздуха по сложным траекториям в пространстве и во времени. Турбулентное движение частиц воздуха имеет сходство с тепловым движением молекул, однако части цы - элементы турбулентности являются более крупными, чем молекулы.
Атмосферная турбулентность связана с образованием в атмосфере вихрей различных масштабов (от долей миллиметра и более), которые перемещают ся с различными скоростями в общем (среднем) воздушном потоке. Атмо сферная турбулентность проявляется в виде пульсаций скорости и направле ния ветра как в горизонтальной, так и в вертикальной плоскостях.
Вопрос 47. Критерии интенсивности атмосферной турбулентности.
Атмосферная турбулентность считается:
а) сильной, когда максимальное значение кубического корня из EDR. превышает 0,7;
б) умеренной, когда максимальное значение кубического корня из EDR больше 0,4, но меньше или равно 0,7;
в) слабой, когда максимальное значение кубического корня из EDR больше 0,1, но меньше или равно 0,4;
г) нулевой, когда максимальное значение кубического корня из EDR меньше или равно 0,1.
Вопрос 48. Обледенение ВС.
Обледенение воздушных судов в полете - отложение льда на обтекаемых воздушным потоком их частях и силовых установках. К обледенению воз душных судов приводят следующие процессы:
а) замерзание оседающих на различных частях воздушного судна переох лажденных капель воды при полёте в переохлажденных облаках, тумане, осадках в виде дождя, мороси, мокрого снега, ледяного дождя;
б) сублимация на поверхностях воздушного судна содержащегося в воздухе водяного пара, что происходит при температуре этих поверхностей значительно ниже температуры окружающего воздуха.
Наибольшую опасность для полётов воздушных судов представляет обле денение, связанное с наличием переохлаждённых капель воды в атмосфере.
Обледенение воздушного судна в полёте ухудшает аэродинамические ус ловия обтекания его воздушным потоком, нарушает равновесие аэродинами ческих сил. При этом уменьшается скорость набора высоты, снижается пото лок и максимальная скорость полёта, ухудшается манёвренность воздушного судна, увеличивается расход топлива, снижается поступление воздуха в дви гатели, ухудшаются радиосвязь и видимость через лобовое стекло кабины экипажа.
Вопрос 49. Интенсивность обледенения ВС, ее зависимость от различных факторов.
Интенсивность обледенения воздушного судна в полёте (I, мм/мин) оценивается скоростью нарастания льда на передней кромке крыла - толщи ной отложения льда в единицу времени, По интенсивности различают слабое обледенение - I менее 0,5 мм/мин; умеренное обледенение - I от 0,5 до 1,0 мм/мин; сильное обледенение - I более 1,0 мм/мин.
Интенсивность обледенения воздушных судов возрастает при увеличении водности облаков. Значения водности облаков меняются в широких пределах - от тысячных долей до нескольких граммов в 1 м3 воздуха. Водность обла ков на аэродромах не измеряется, но о ней можно косвенно судить по темпе ратуре и форме облаков. При водности облака 1 г/м3 или более наблюдается наиболее сильное обледенение.
При полётах в зонах атмосферных фронтов обледенение воздушных судов наблюдается в 2,5 раза чаще, чем при полётах в однородных воздушных мас сах. Это связано с тем, что фронтальная облачность является, как правило, более мощной по вертикали и более протяжённой по горизонтали, чем внутримассовая облачность. Сильное обледенение в однородных воздушных мас сах наблюдается в единичных случаях.
Обледенение в зонах холодных фронтов наблюдается на 30 % чаще, чем в зонах теплых фронтов. Это объясняется отчасти характером облачности: для холодных фронтов характерны кучевообразные облака, а для тёплых фрон тов - слоистообразные облака. Сильное обледенение в облаках и осадках от мечается, как правило, в зоне, ширина которой около 200 км в направлении, перпендикулярном линии фронта.
С увеличением воздушной скорости ВС интенсивность обледенения воз растает, как видно из формулы. Однако при больших воздушных скоро стях возникает кинетический нагрев воздушных судов, препятствующий об леденению.
Вопрос 50. Рекомендации по обеспечению безопасности полетов ВС в условиях атмосферной турбулентности.
Федеральными авиационными правилами определены рекомендации по обеспечению безопасности полётов в зонах атмосферной турбулентности:
1. Перед входом в зону возможной болтанки или при внезапном попа дании в зону сильной болтанки экипаж воздушного судна принимает меры к тому, чтобы пассажиры были пристегнуты к креслам привязными ремнями.
2. При попадании воздушного судна в зону сильной болтанкой летный экипаж принимает меры для немедленного выхода из нее. В контролируемом воздушном пространстве свои действия экипаж воздушного судна согласо вывает с органом ОВД.
3. При полетах по ПВП в горной местности на высотах менее 900 м и по падании воздушного судна в зону сильной болтанки летный экипаж должен вывести из этой зоны воздушное судно только с набором высоты и одновре менным докладом орган; ОВД в контролируемом воздушном пространстве.
4. При попадании воздушного судна в зону сильной болтанки, угро жающей безопасности полета, командир воздушного судна имеет право из менить высоту полета с соблюдением мер безопасности полета.
5. При возникновении в полете признаков приближения к зоне сильной болтанки или получении соответствующей информации командир воздушно го судна, если полет в ожидаемых условиях не разрешен РЛЭ или эквива лентным ему документом, принимает меры для обхода опасной зоны.
6. Вертикальные вихри, не связанные с облаками и обнаруживаемые визуально, летный экипаж обходит стороной. Вертикальные вихри (смерчи), связанные с кучево-дождевым и облаками, обнаруживаемые визуально, необ ходимо обходить на удалении не менее 30 км от их видимых боковых границ.
7. При невозможности обхода зоны с сильной болтанкой командир воз душного судна обязан принять решение о возврате на аэродром вылета или производстве посадки на ближайшем запасном аэродроме.
8. При подготовке к полету а горной местности летный экипаж обязан проанализировать метеоусловия и возможность образования сильных восхо дящих и нисходящих потоков воздуха, мощно-кучевых и кучево-дождевых облаков, а также орографической болтанки по маршруту полета и в зоне взлетай посадки.
9. При подготовке к полету и в полете в горной местности экипаж дол жен учитывать скоротечность изменчивости метеорологических условий по годы, направления и скорости ветра.
10. При выполнении полета в горной местности по ПВП летный экипаж оценивает признаки изменения погоды.
Вопрос 51. Рекомендации по обеспечению безопасности полетов ВС в условиях обледенения.
В федеральных авиационных правилах изложены рекомендации по обеспечению безопасности полётов в зонах сильного обледенения:
1. Перед входом в зону возможного обледенения или при внезапном попадании в зону сильного обледенения летным экипажем должна быть включена противообледенительная система воздушного судна, если РЛЭ или эквивалентный ему документ не предусматривает другого порядка использо вания такой системы.
2, Если принятые меры по борьбе с обледенением воздушного судна оказываются неэффективными и не обеспечивается безопасное продолжение полета, командир воздушного судна по согласованию с органом ОВД в кон тролируемом воздушном пространстве изменяет высоту и/или маршрут по лета для выхода в район, где возможно безопасное продолжение полета, или принимает решение об уходе на запасной аэродром.
Вопрос 52. Орографическая турбулентность.
Орографическая турбулентность возникает в результате роторной и роторно-волновой деформации воздушного потока над горами и над подвет ренной стороной гор .При обтекании горных препятствий структура воз душного потока резко меняется, причём изменения могут иметь как упорядо ченный, так и случайный характер. К упорядоченным движениям относятся горные волны как следствие волновой деформации воздушного потока.
К движениям, имеющим случайный характер, относится орографическая турбулентность, возникающая как при потере устойчивости горных волн, так и вследствие механической деформации воздушного потока при его взаимо действии с подстилающей поверхностью (роторная деформация потока). Ча ще всего над горами в воздушном потоке наблюдаются и упорядоченные, и турбулентные возмущения, возникающие вследствие роторно-волновой де формации воздушного потока .
Вероятность болтанки при полёте воздушных судов над горами выше ве роятности её над равниной. Большая роль в развитии упорядоченных верти кальных потоков и орографической турбулентности над горами, и особенно над подветренной стороной гор, принадлежит характеру распределения ветра и температуры воздуха с высотой в набегающем невозмущённом воздушном по токе. Деформация воздушного потока зависит также от высоты и формы горно го препятствия.
Развитие значительных вертикальных воздушных потоков и (или) оро графической турбулентности наблюдается лишь при скорости ветра над гор ным препятствием больше 8-10 м/с, ветер должен быть направлен почти пер пендикулярно горному препятствию.
Вопрос 53. Горные волны, их интенсивность.
Гор ные волны могут достигать тропопаузы и даже проникать в стратосферу. Раз витию горных волн благоприятствует устойчивая стратификация воздушной массы, взаимодействующей с горным препятствием, а также увеличение ско рости ветра с высотой при неизменности его направления в этой воздушной массе.
При полёте воздушного судна в области горных волн может наблюдаться циклическая болтанка, обусловленная сильными упорядоченными восходя щими движениями воздуха в гребнях волн и нисходящими движениями в ложбинах волн.
Горная волна считается:
а) сильной, если она сопровождается нисходящим потоком со скоростью 3 м/с или более и/или наблюдается или прогнозируется сильная турбулентность;
б) умеренной, если она сопровождается нисходящим потоком со скоро стью от 1,75 до 3 м/с и/или наблюдается или прогнозируется умеренная турбу лентность.
Вопрос 54. Сдвиг ветра в приземном слое.
Сдвиг ветра - «изменение скорости и/или направления ветра в простран стве, включая восходящие и нисходящие потоки воздуха».Сдвиг ветра можно обнаружить, наблюдая за движущимися в разных направлениях слоями облаков и шлейфами дыма. Причиной сдвига ветра может стать лю бое атмосферное явление или физическое препятствие на пути преобладаю щего воздушного потока, приводящее к изменению скорости и/или направ ления ветра.
Сильный сдвиг ветра на малых высотах (ниже 1000 м) - опасное для авиа ции метеорологическое явление. Неблагоприятное воздействие сдвига ветра особенно сильно проявляется на этапах набора высоты и захода воз душного судна на посадку.
Вопрос 55. Влияние сдвига ветра на взлет и посадку ВС.
При посадке и взлёте значительные отклонения воздушного судна от тра ектории полёта представляют большую опасность в связи с близостью зем ной поверхности, дефицитом времени и отсутствием мгновенной реакции воздушного судна на управляющее воздействие пилота.
В случае посадки при ослабевающем встречном ветре воздушное судно может опуститься ниже глиссады и приземлиться до начала ВПП («недолёт»).
В случае взлёта при ослабевающем встречном ветре воздушное судно может опуститься ниже расчётной траектории полёта, что может стать причиной столкновения воздушного судна с препятствиями вблизи аэродрома.
При усиливающемся встречном ветре в случае посадки воздушное судно может подняться выше глиссады и выкатиться за пределы ВПП .
Вопрос 56. Наземное обледенение.
Наземное обледенение - отложение льда на различных частях воздуш ных судов, находящихся на стоянке на аэродроме, а также обледенение ВПП. Выделяют различные виды наземного обледенения в зависимости от причин и физических условий их образования: гололёд, изморозь, иней, оледенелый мокрый снег.
Гололёд образуется при замерзании переохлажденных капель дождя или мороси при столкновении их с поверхностью ВПП или воздушного судна во время его стоянки на земле. Гололёд бывает прозрачным или матовым по внешнему виду и образуется чаше всего при температуре воздуха от 0 до -10 °С. Плотность гололёда колеблется от 0,5 до 0,9 г/см3.
Иней образуется вследствие сублимации водяного пара на горизонтальных плоскостях воздушных судов и на взлётно-посадочной полосе при их радиаци онном охлаждении до температуры ниже 0 °С в ясные безветренные ночи. Си ноптические условия образования инея и кристаллической изморози аналогич ны, однако иней отличается от изморози и других видов обледенения тем, что он образуется при отсутствии переохлаждённых капель воды в приземном слое воздуха,
Замерзший (оледенелый) мокрый снег - слой льда, который образуется на поверхностях воздушных судов и на ВПП в результате замерзания налип шего мокрого снега или снега с дождем. Осадки в виде мокрого снега или снега с дождём выпадают чаще всего при температуре воздуха от -3 до 3 °С. При более низкой температуре снег не обладает достаточной липкостью и легко сдувается с наземных предметов под действием ветра, а при более высокой температуре воздуха снег быстро тает. Плотность оледенелого мок рого снега колеблется от 0,2 до 0.6 г/см3.
Вопрос 57. Электризация ВС в полете.
Электризация воздушного судна - процесс приобретение воздушным судном электрического заряда. Если полёт происходит при ясном небе и от сутствии явлений погоды, то воздушное судно приобретает незначительный электрический заряд, т.к. встречается с небольшим количеством атмосферных частиц. При полёте в облаках и осадках электризация воздушного судна мо жет быть значительной.
Электрический заряд, приобретаемый воздушным судном, зависит от сле дующих факторов:
а) характеристики облаков и осадков - форма, размеры и число частиц облаков и осадков, их фазовое состояние, электрические заряды на частицах; напряжённость электрического поля атмосферы;
б) характеристики воздушного судна - его конструкция, материал по крытия, тип двигателей, параметры статических разрядников;
в) режим полёта - мощность двигателей, высота и скорость полёта.
Вопрос 58. Условия поражения воздушных судов электрическими разрядами вне зон грозовой деятельности.
В настоящее время считается, что поражение воздушного судна электри ческим разрядом непосредственно связано с наличием электрического заряда на его поверхности и происходит в результате взаимодействия заряженного воздушного судна с облаком, имеющим заряд, знак которого противополо жен знаку заряда воздушного судна. Электрическое заряжение воздуш ного судна, возникшее в результате электризации, является существенным фактором поражения его электрическим разрядом.
Электрическое поле в атмосфере существует всегда. При отсутствии обла ков, явлений погоды (осадков, тумана, дымки, метели) и при слабом ветре на пряжённость электрического поля у поверхности земли составляет около 100 В/м и убывает с высотой в тропосфере по экспоненциальному закону. Появление в атмосфере облаков и осадков сильно изменяет её электрические характеристики: увеличивается проводимость, возникают сильные электриче ские поля.
Вопрос 59. Рекомендации по обеспечению безопасности полетов воздушных судов в условиях сдвига ветра.
При выполнении полета в условиях сдвига ветра летный экипаж:
1. На взлёте и посадке:
- увеличивает расчетные скорости полета, но не превышая установ ленных ограничений в РЛЭ или эквивалентном ему документе;
- осуществляет повышенный контроль над изменением поступательной и вертикальной скоростей, находясь в готовности к адекватному устранению возни кающих отклонений от расчетных параметров и заданной траектории поле-га.
2. При заходе на посадку:
- немедленно выполняет процедуру прерванного захода на посадку (ухода на второй круг) с использованием взлетного режима, если:
- вертикальная скорость снижения на удалении 4 км и менее от рабо чего порога ВПП увеличилась на 3 м/с и более от расчетной скорости,
- или для выдерживания заданной траектории снижения требуется увеличение режима работы двигателей выше номинального режима.
3. Взлёт при прогнозируемом сильном сдвиге ветра и заход на посадку в условиях сильного сдвига ветра не допустимы.
Вопрос 60. Рекомендации по обеспечению безопасности полетов в зонах повышенной электрической активности атмосферы.
В случае поражения воздушного судна разрядом атмосферного электри чества экипажу воздушного судна необходимо:
- доложить органу ОВД о факте, метеоусловиях, месте и высоте пора жения воздушного судна разрядом;
- проконтролировать параметры работы двигателей;
- проверить работу электрооборудования и пилотажно-навигационного оборудования;
- осмотреть воздушное судно в целях обнаружения повреждений;
- при обнаружении отказов и неисправностей действовать в соответ ствии с РЛЭ.
При подготовке и выполнении полетов воздушных судов необходимо помнить, что поражение воздушных судов разрядами атмосферного электри чества наиболее часть происходит в диапазоне температур атмосферного воздуха от+5 до -10 °С.
Вопрос 61,62. Карта тропопаузы. Карта максимального ветра.
Карты максимального ветра и тропопаузы составляются по данным ра диозондирования атмосферы два раза в сутки: 00 и 12 ч по Гринвичу. На карту максимального ветра наносятся:
- давление воздуха на уровне максимального ветра, гПа;
- скорость максимального ветра цифрами в м/с при её значении 30 м/с или более;
- направление максимального ветра с помощью стрелки;
- изменение скорости ветра в м/с на 1 км выше (числитель дроби) и ниже (знаменатель дроби) уровня с максимальной скоростью ветра.
Расшифровка примера на рис. 6.4:
- давление воздуха на уровне максимального ветра - 480 гПа;
- направление и скорость максимального ветра - 270 градусов, 35 м/с;
- если подняться с уровня, где давление 480 гПа, вверх на 1 км. то ско рость ветра уменьшится на 10 м/с (числитель дроби) и составит 25 м/с. Если опуститься с уровня 480 гПа вниз на 1 км, то скорость ветра уменьшится на 5 м/с (знаменатель дроби) и составит 30 м/с.
На карте максимального ветра проводят изотахи через 10 м/с и ось струй ного течения. Изотахи - линии, соединяющие точки с одинаковой скоростью ветра. Ось струйного течения соединяет точки в струйном течении с наи большей скоростью ветра.
На карту тропопаузы наносятся:
- давление воздуха на уровне тропопаузы, гПа;
- температура воздуха на уровне тропопаузы в целых градусах Цельсия;
- дефицит точки росы на уровне тропопаузы.
Расшифровка примера на рис. 6.5:
- давление воздуха на нижней границе слоя тропопаузы - 300 гПа;
- температура воздуха на уровне 300 гПа - -56 °С;
- дефицит точки росы на уровне 300 гПа 10 "С;
- ветер на уровне 300 гПа 220 градусов, 100 км/ч.
Ветер, температура воздуха и дефицит точки росы на карте тропопаузы расшифровываются также, как на картах абсолютной барической топографии.