Метеорология в авиации. Метеорология авиационная. если увеличивается скорость ветра с высотой

Метеорология - наука, изучающая физические процессы и явления, происходящие в атмосфере земли, в их непрерывной связи и взаимодействии с подстилающей поверхностью моря и суши.

Авиационная метеорология - прикладная отрасль метеорологии, изучающая влияние метеорологических элементов и явлений погоды на деятельность авиации.

Атмосфера. Воздушная оболочка земли называется атмосферой.

По характеру распределения температуры по вертикали атмосферу принято делить на четыре основные сферы: тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу и три переходных слоя между ними: тропопаузу, стратопаузу и мезопаузу (6).

Тропосфера - нижний слой атмосферы, высота 7-10 км у полюсов и до 16-18 км в экваториальных районах. Все явления погоды развиваются главным образом в тропосфере. В тропосфере происходит образование облаков, возникновение туманов, гроз, метелей, наблюдается обледенение самолетов и другие явления. Температура в этом слое атмосферы падает с высотой в среднем на 6,5° С через каждый километр (0,65° С на 100%).

Тропопауза - переходный слой, отделяющий тропосферу от стратосферы. Толщина этого слоя колеблется от нескольких сотен метров до нескольких километров.

Стратосфера - слой атмосферы, лежащий над тропосферой, до высоты приблизительно 35 км. Вертикальное движение воздуха в стратосфере (по сравнению с тропосферой) очень сильно ослабевает или почти отсутствует. Для стратосферы характерно незначительное понижение температуры в слое 11-25 км и повышение в слое 25-35 км.

Стратопауза - переходный слой между стратосферой и мезосферой.

Мезосфера - слой атмосферы, простирающийся приблизительно от 35 до 80 км. Характерным для слоя мезосферы является резкое повышение температуры от начала до уровня 50-55 км и понижение ее до уровня 80 км.

Мезопауза - переходный слой между мезосферой и термосферой.

Термосфера - слой атмосферы выше 80 км. Этот слой характеризуется непрерывным резким повышением температуры с высотой. На высоте 120 км температура достигает +60° С, а на высоте 150 км -700° С.

Схема строения атмосферы до высоты 1 00 км представлена.

Стандартная атмосфера - условное распределение по высоте средних значений физических параметров атмосферы (давления, температуры, влажности и др.). Для международной стандартной атмосферы приняты следующие условия:

• давление на уровне моря, равное 760 мм рт. ст. (1013,2 мб);
• относительная влажность 0%; температура на уровне моря -f 15° С и падение се с высотой в тропосфере (до 11 000 м) на 0,65° С на каждые 100 м.
• выше 11 000 м температура принята постоянной и равной -56,5° С.

Смотрите также:

МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ

Состояние атмосферы и процессы, происходящие в ней, характеризуются рядом метеорологических элементов: давлением, температурой, видимостью, влажностью, облаками, осадками и ветром.

Атмосферное давление измеряется в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах (1 мм рт. ст. - 1,3332 мб). За нормальное давление принимают атмосферное давление, равное 760 мм. рт. ст., что соответствует 1013,25 мб. Нормальное давление близко к среднему давлению на уровне моря. Давление непрерывно изменяется как у поверхности земли, так и на высотах. Изменение давления с высотой можно характеризовать величиной барометрической ступени (высота, на которую надо подняться или опуститься, чтобы давление изменилось на 1 мм рт. ст., или на 1 мб).

Величина барометрической ступени определяется по формуле

Температура воздуха характеризует тепловое состояние атмосферы. Температура измеряется в градусах. Изменение температуры зависит от количества тепла, поступающего от Солнца на данной географической широте, характера подстилающей поверхности и атмосферной циркуляции.

В СССР и большинстве других стран мира принята стоградусная шкала. За основные (реперные) точки в этой шкале приняты: 0° С - точка плавления льда и 100° С- точка кипения воды при нормальном давлении (760 мм рт. ст.). Промежуток между этими точками разбит на 100 равных частей. Этого промежутка носит название «один градус Цельсия» - 1° С.

Видимость. Под дальностью горизонтальной видимости у земли, определяемой метеорологами, понимается то расстояние, на котором еще можно обнаружить предмет (ориентир) по форме, цвету, яркости. Дальность видимости измеряется в метрах или километрах.

Влажность воздуха - содержание водяного пара в воздухе, выраженное в абсолютных пли относительных единицах.

Абсолютная влажность - это количество водяного пара в граммах на 1 лс3 воздуха.

Удельная влажность - количество водяного пара в граммах на 1 кг влажного воздуха.

Относительная влажность - отношение количества содержащегося в воздухе водяного пара к тому количеству, которое требуется для насыщения воздуха при данной температуре, выраженное в процентах. Из величины относительной влажности можно определить, насколько данное состояние влажности близко к насыщению.

Точка росы-температура, при которой воздух достиг бы состояния насыщения при данном влагосодержании и неизменном давлении.

Разность между температурой воздуха и точкой росы называется дефицитом точки росы. Точка росы равна температуре воздуха в том случае, если его относительная влажность равна 100%. При этих условиях происходит конденсация водяного пара и образование облаков и туманов.

Облака - скопление взвешенных в воздухе капель воды или кристаллов льда, возникших в результате конденсации водяного пара. При наблюдениях за облаками отмечают их количество, форму и высоту нижней границы.

Количество облаков оценивается по 10-балльной шкале: 0 баллов означает отсутствие облаков, 3 балла - три четверти неба закрыто облаками, 5 баллов - половина неба закрыта облаками, 10 баллов - все небо закрыто облаками (сплошная облачность). Высота облаков измеряется при помощи светолокаторов, прожекторов, шар-пилотов и самолетов.

Все облака в зависимости от расположения высоты нижней границы делятся на три яруса:

Верхний ярус - выше 6000 м, к нему относятся: перистые, перисто-кучевые, перисто-слоистые.

Средний ярус - от 2000 до 6000 м, к нему относятся: высококучевые, высоко-слоистые.

Нижний ярус - ниже 2000 м, к нему относятся: слоистокучевые, слоистые, слоисто-дождевые. К нижнему ярусу относятся также и облака, простирающиеся на значительном расстоянии по вертикали, но нижняя граница которых лежит в нижнем ярусе. К таким облакам относятся кучевые и кучеводождевые. Эти облака выделяются в особую группу облаков вертикального развития. Облачность оказывает наибольшее влияние на деятельность авиации, так как с облаками связаны осадки, грозы, обледенение и сильная болтанка.

Осадки - водяные капли или ледяные кристаллы, выпадающие из облаков на поверхность земли. По характеру выпадения осадки разделяются на обложные, выпадающие из слоисто-дождевых и высоко-слоистых облаков в виде капель дождя средней величины или в виде снежинок; ливневые, выпадающие из кучево-дождевых облаков в виде крупных капель дождя, хлопьев снега или града; морося- щ и е, выпадающие из слоистых и слоисто-кучевых облаков в виде очень мелких капель дождя.

Полет в зоне осадков затруднен вследствие резкого ухудшения видимости, снижения высоты облаков, болтанки, обледенения в переохлажденном дожде и мороси, возможного повреждения поверхности самолета (вертолета) при выпадении града.

Ветер - движение воздуха по отношению к земной поверхности. Ветер характеризуется двумя величинами: скоростью и направлением. Единица измерения скорости ветра- метр в секунду (1 м/сек) или километр в час (1 км/ч). 1 м/сек = = 3,6 км/ч.

Направление ветра измеряется в градусах, при этом следует учитывать, что отсчет ведется от северного полюса по часовой стрелке: северное направление соответствует 0° (или 360°), восточное - 90°, южное- 180°, западное - 270°.

Направленне метеорологического ветра (откуда дует) отличается от направления аэронавигационного (куда дует) па 180°. В тропосфере скорость ветра с высотой увеличивается и достигает максимума под тропопаузой.

Сравнительно узкие зоны сильных ветров (скоростью от 100 км/ч и выше) в верхней тропосфере и нижней стратосфере на высотах, близких к тропопаузе, называются струйными течениями. Часть струйного течения, где скорость ветра достигает максимального значения, называется осью струйного течения.

По своим размерам струйные течения простираются на тысячи километров в длину, сотни километров в ширину и несколько километров в высоту.

Лекции по курсу «Авиационная метеорология» ташкент- 2005 Л. А. Голоспинкина «Авиационная метеорология»

Опасные явления погоды для авиации.

Явления ухудшающие видимость

Туман () – это скопление взвешенных в воздухе капель воды или кристаллов вблизи земной поверхности, ухудшающих горизонтальную видимость менее 1000 м. При дальности видимости от 1000 м до 10000 м это явление называется дымкой (=).

Одним из условий образования тумана в приземном слое является увеличение влагосодержания и понижение температуры влажного воздуха до температуры конденсации, точки росы.

В зависимости от того, какие условия оказали влияние на процесс образования на, выделяются несколько типов туманов.

Внутримассовые туманы

Радиационные туманы образуются в ясные тихие ночи за счёт радиационного выхолаживания подстилающей поверхности и охлаждения прилегающих к ней слоёв воздуха. Толщина таких туманов колеблется от нескольких метров до несколько сотен метров. Плотность их больше у земли, а значит и хуже здесь видимость, т.к. самая низкая температура наблюдается у земли. С высотой их плотность уменьшается и улучшается видимость. Такие туманы образуются в течении всего года в гребнях высокого давления, в центре антициклона, в седловинах:

Раньше всего они возникают в низинах, в оврагах, в поймах рек. С восходом солнца и усилением ветра радиационные туманы рассеиваются, а иногда переходят в тонкий слой низких облаков.Радиационные туманы особо опасны для посадки ВС.

Адвективные туманы образуются при движении тёплой влажной во душной массы над холодной подстилающей поверхностью континента или моря. Они могут наблюдаться при ветре скоростью 5 – 10 м/сек. и более, возникать в любое время суток, занимать большие площади и сохраняться в течении нескольких дней, создавая серьёзные помехи для авиации. Плотность их увеличивается с высотой и небо обычно не видно. При температурах от 0 до -10С в таких туманах наблюдается обледенение.

Чаще эти туманы наблюдаются в холодную половину года в тёплом секторе циклона и на западной периферии антициклона.

Летом адвективные туманы возникают над холодной поверхностью моря при движении воздуха с тёплой суши.

Адвективно-радиационные туманы образуются под влиянием двух факторов: перемещения тёплого воздуха над холодной земной поверхностью и радиационного выхолаживания, которое наиболее эффективно ночью. Эти туманы могут занимать также большие площади, но менее продолжительны по времени, чем адвективные. Образуются при той же синоптической ситуации, что и адвективные туманы (тёплый сектор циклона, западная периферия антициклона), наиболее характерны для осенне-зимнего периода.

Туманы склонов возникают при спокойном подъеме влажного воздуха по склонам гор. При этом воздух адиабатически расширяет­ся и охлаждается.

Туманы испарения возникают вследствие испарения водяного пара с теплой водной поверхности в более холодный окружающий

воздух. Так возникает туман испарения над Балтийским и Черным морями, на реке Ангара и в других местах, когда температура воды выше температуры воздуха на 8-10°С и более.

Морозные (печные) туманы образуются зимой при низких тем­пературах в районах Сибири, Арктики, как правило, над небольши­ми населенными пунктами (аэродромами) при наличии приземной ин­версии.

Они обычно образуются утром, когда в воздух начинает посту­пать большое количество ядер конденсации вместе с дымом от топки,печей. Они быстро приобретают значительную плотность. Днем при повышении температуры воздуха они разрушаются и ослабевают, но вновь усиливаются к вечеру. Иногда такие туманы удерживаются по несколько дней.

Фронтальные туманы образуются в зоне медленно движущихся и стационарных фронтов (теплый и теплый фронт окклюзии) в любое (чаще в холодное) время суток и года .

Предфронтальные туманы образуются вследствие насыщения вла­гой холодного воздуха, находящегося под фронтальной поверхностью. Условия для образования предфронтальных туманов создаются в тех случаях, когда температура выпадающего дождя выше температуры холодного воздуха, располагающегося вблизи поверхности земли.

Туман, образующийся при прохождении фронта - это облачная система, распространившаяся до поверхности земли* Особенно час­то это бывает, когда фронт проходит над возвышенностями.

Зафронтальный туман по условиям образования практически ничем не отличается от условий образования адвективных туманов.

Метель - перенос снега сильным ветров над поверхностью земли. Интенсивность метели зависит от скорости ветра, турбулент­ности и состояния снежного покрова. Метель мснет ухудшать види­мость, затруднять посадку, а иногда исключать взлет и посадку ВС. При сильных продолжительных метелях ухудшаются эксплуатацион­ные качества аэродромов.

Различают три вида метелей: поземок, низовая метель и общая метель.

Поземок () - перенос снега ветром только у:поверхности снежного покрова до высоты 1,5 м. Наблюдается в тылу циклона и передней части антициклона при ветре 6 м/сек. и более. Он вызывает надувы на полосе, затрудняет визуальное определение расстояния до земли. Горизонтальную ви­димость поземок не ухудшает.

Низовая метель () - перенос снега ветром вдоль земной поверхности с подъемом на высоту более" двух метров. Наблюда­ется при ветре 10-12 м/сек. и более. Синоптическая ситуация та же, что и при поземке (тыл циклона, восточная периферия антицик­лона). Видимость при низовой метели зависит от скорости ветра. Если ветер II-I4 м/сек., то горизонтальная видимость может быть о0т 4 до 2 км, при ветре 15-18 м/сек. - от 2 км до 500 м и при ветре более 18 м/сек. - менее 500 м.

Общая метель () - выпадение снега из облаков и одновременно перенос его ветром вдоль земной поверхности. На­чинается она обычно при ветре 7 м/сек. и более. Возникает на атмосферных фронтах. По высоте распространяется до нижней грани­цы облаков. При сильном ветре и интенсивном снегопаде резко ухудшает видимость как по горизонтали, так и по вертикали. Часто при взлете, посадке в общей метели возникает электриза­ция ВС, искажающая показания приборов

Пыльная буря () - перенос больших коли­честв пыли или песка сильным ветром. Наблюдается в пустынях и местах с засушливым климатом, но иногда возникает, и в умерен­ных широтах. Горизонтальная протяженность пыльной бури может быть. от нескольких сотен метров до 1000 км. Высота слоя запыленности атмосферы по вертикали колеблется от 1-2 км (пыльные или песчаные поземки) до 6-9 км (пыльные бури).

Основными причинами образования пыльных бурь являются турбулентная структура ветра, возникающая при дневном прогреве нижних слоев воздуха, шквалистый характер ветра, резкие изме­нения барического градиента.

Продолжительность пыльной бури составляет от нескольких секунд до нескольких суток. Особенно большие затруднения в по­лете представляют фронтальные пыльные бури. По мере прохождения фронта пыль поднимается на большие высоты и переносится на зна­чительное расстояние.

Мгла () - помутнение воздуха, вызванное взвешенны­ми в нем частицами пыли, дыма. При сильной степени мглы види­мость может уменьшаться до сотен и десятков метров. Чаще види­мость при мгле более I км. Наблюдается в степях, в пустынях: может быть после пыльных бурь, лесных и торфяных пожаров. Мгла над большими городами связана с загрязнением воздуха дымом и пылью местного происхождения. i

Обледенение воздушных судов.

Образование льда на поверхности воздушного судна при полете в переохлажденных облаках, тумане называется обледенением.

Сильное и умеренное обледенение в соответствии с ПП ГА относятся к числу опасных для полетов метеорологических явлений.

Даже при слабом обледенении существенно изменяются аэроди­намические качества ВС, увеличивается вес, падает мощность дви­гателей, нарушается работа механизмов управления и некоторых навигационных приборов. Сбрасываемый с обледеневших поверхностей лед может попасть в двигатели или на обшивку, что приводит к механическим повреждениям. Обледенение стекол кабины ухудшает обзор, снижает возможность видимости.

Комплексное воздействие обледенения на ВС создает угрозу безопасности полета, а в отдельных случаях может привести к авиационному происшествию. Особенно опасно обледенение на взлете и посадке как сопутствующее явление при отказах отдельных систем ВС.

Процесс обледенения ВС зависит от многих метеорологических и аэродинамических изменчивых причин. Основной причиной обледе­нения является замерзание переохлажденных капель воды при их столкновении с ВС. Руководством по метеорологическому обеспече­нию полетов предусмотрена условная градация интенсивности обледенения.

Интенсивность обледенения принято измерять толщиной нарас­тания льда в единицу времени. Обычно толщина измеряется в мил­лиметрах отложившегося льда на различных частях ВС в минуту (мм/мин.). При измерении отложения льда на передней кромке крыла приято считать:

Слабое обледенение - до 0,5 мм/мин,;

Умеренное - от 0,5 до 1,0 мм/мин.;

Сильное - более 1,0 мм/мин.

При слабой степени обледенения периодическое применение противооблоденительных средств полностью освобождает ВС ото льда, но при отказе систем полет в условиях обледенения более:чем опасен. Умеренная степень характеризуется тем, что даже кратковременное попадание ВС в зону обледенения без включенных противообледенительных систем опасно. При сильной степени об­леденения системы и средства не справляются с нарастающим льдом и необходим немедленный выход из зоны обледенения.

Обледенение ВС происходит в облаках, располагающихся от земли до высоты 2-3 км. При отрицательных температурах наибо­лее вероятно обледенение в водных облаках. В смешанных облаках обледенение зависит от водности их капельножидкой части, в кристаллических облаках вероятность обледенения мала. Во внутримассовых слоистых и слоисто-кучевых облаках при температу­рах от 0 до -10°С почти всегда наблюдается обледенение.

Во фронтальной облачности наиболее интенсивное обледене­ние ВС происходит в кучево-дождевых облаках, связанных с хо­лодными фронтами, фронтами окклюзии и теплыми фронтами.

В слоисто-дождевых и высоко-слоистых облаках теплого фронта интенсивное обледенение происходит, если выпадают сла­бые осадки или совсем не выпадают, а при обильных обложных осадках на теплом фронте вероятность обледенения мала.

Наиболее интенсивное обледенение может наблюдаться при полете под облаками в зоне переохлажденного дождя и/или мороси.

В облаках верхнего яруса обледенение маловероятно, однако следует помнить, что возможно интенсивное обледенение в перисто-слоистых т перисто-кучевых облаках, если они остались после разрушения грозовых облаков.

Обледенение возмогло при температуре от -(-5 до «-50°С в об­лаках, тумане и осадках. Как показывает статистика, наибольшее число случаев обледенение.ВС наблюдается при температуре возду­ха от 0 до -20°С, и в особенности от 0 до - 10°С. Обледенение газотурбинных двигателей может происходить и при положительных температурах от 0 до +5°С.

Связь обледенения с осадками

Очень опасен обледенением переохлажденный дождь (NS ) Радиус капель дождя составляет несколько мм, поэтому даже сла­бый переохлажденный дождь может очень быстро привести к сильно­му обледенению.

Морось (St) при отрицательных температурах при продолжи­тельном полете тоже приводит к сильному обледенению.

Мокрый снег (NS, С B) - выпадает обычно хлопьями и очень опасен сильным обледенением.

Обледенение в «сухом снеге» или в кристаллических облаках маловероятно. Однако обледенение реактивных двигателей возможно и в таких условиях-поверхность воздухозаборника может охлаж­даться до 0°, снег, скользя вдоль стенок воздухозаборника в двигатель, может вызвать внезапное прекращение горения «в реак­тивном двигателе.

Виды и формы обледенения ВС.

Следующие параметры определяют вид и форму обледенения ВС:

Микрофизическая структура облаков (состоят ли они только из переохлажденных капель, только из кристаллов или имеют; смешанную структуру, спектральный размер капель, водность обла­ка и др.);

- температура обтекающего потока воздуха;

- скорость и режим полета;

- форма и размер деталей;

В результате воздействия всех этих факторов виды и формы отложения льда на поверхности ВС чрезвычайно разнообразны.

Вид отложения льды подразделяются на:

Прозрачный или стекловидный, образуется чаще всего при полете в облаках, содержащих преимущественно крупные капли, или в зоне переохлажденного дождя при температуре воздуха от 0 до -10°С и ниже.

Крупные капли, ударяясь о поверхность ВС, растекаются и постепенно замерзают, образуя сначала ровную, ледяную пленку, почти не искажающую профиль несущих поверхностей. При значитель­ном нарастании лед становится бугристым, что делает этот вид отложения, обладающего наибольшей плотностью, очень опасным из-за увеличения веса и значительного изменения аэродинамичес­ких характеристик ВС;

Матовый или смешанный появляется в смешанных облаках при температуре от -6 до" -12°С. Крупные капли перед замерзанием растекаются, мелкие замерзают, не растекаясь, а снежинки и кристаллы вмерзают в пленку переохлажденной воды. В результате образуется полупрозрачный или непрозрачный лед с неровной шеро­ховатой поверхностью, плотность которого немного меньше, чем прозрачного. Этот вид отложения сильно искажает форму обтекаемых воздушным потоком частей ВС, прочно держится на его поверх­ности и достигает большой массы, поэтому наиболее опасен;

Белый или крупообраэный, в мелкокапельных облаках слоистой формы и тумане образуется при температуре ниже - 10 Капли быстро замерзают при ударе о поверхность, сохраняя свою форму. Этот, вид льда отличается пористостью и незначительным удельным весом. Крупообразный лед имеет слабое сцепление с по­верхностями ВС и легко отделяется при вибраций, но при про­должительном полете в зоне обледенения скапливающийся лед под влиянием механических ударов воздуха уплотняется и воздейству­ет как матовый лед;

Изморось образуется при наличии в облаках мелки переохлажденных капель с большим количеством ледяных кристал­лов при температуре от -10 до -15°С. Отложение изморози, неров­ное и шероховатое, непрочно пристает к поверхности и легко сбрасывается воздушным потоком при вибрации. Опасно при дли­тельном полете в зоне обледенения, достигая большой толщины и имея неровную форму с рваными выступающими краями в виде пи­рамид и столбиков;

иней возникает в результате сублимации водяного па­ра при внезапном попадании ВС из холодных слоев в теплые. Представляет собой легкий мелкокристаллический налет, исчезает при выравнивании температуры ВС с температурой воздуха. Иней:не опасен, но может быть стимулятором сильного обледенения при входе ВС в облака.

Форма ледяных отложений зависит от тех же причин, что и типы:

- профильная, имеющая вид того профиля, на котором отло­жился лед; чаще всего из прозрачного льда;

- клинообразная представляет собой клип на передней кро?лке про^шгя из белого крупооброзного льда;

Желобкообразная имеет V обратный вид на передней кром­ке обтекаемого профиля. Выемка получается за счет кинетического нагрева и подтаивания центральной части. Это бугристые шерохова­тые наросты из матового льда. Это наиболее опасный вид обледенения

- барьерная или грибовидная - валик или отдельные затеки за зоной обогрева из прозрачного и матового льда;

Форма во многом зависит от профиля, изменяющегося по всей длине крыла или лопасти винта, поэтому одновременно могут на­блюдаться различные формы обледенения.

Влияние на обледенение больших скоростей.

Влияние воэдушной скорости на интенсивность обледенения сказывается двояким образом:

Увеличение скорости приводит к тому, что возрастает коли­чество капель, сталкивающихся с поверхностью самолета»; и тем са­мым увеличивается интенсивность обледенения;

При увеличении скорости повышается температура лобовых частей самолета. Появляется кинетический нагрев, который оказывает влияние на на термические условия процесса обледенения и на­чинает заметно проявляться при скоростях более 400 км/час

V км/час 400 500 600 700 800 900 1100

Т С 4 7 10 13 17 21 22

Расчеты показывают, что кинетический нагрев в облаках со­ставляет 60^ от кинетического нагрева в сухом воздухе (потеря тепла на испарение части капель). Кроме того, кинетический на­грев неравномерно распределяется по поверхности самолета и это приводит к образованию опасной формы обледенения.

Вида наземного обледенения.

На поверхности самолетов, находящихся на земле, при отри­цательных температурах может наблюдаться отложение различных видов льда. По условиям образования все виды льда делятся на три основные группы.

К первой группе относятся иней, изморозь и твердый налет, образующиеся в результате непосредственного перехода водяного пара в лед (сублимация).

Инеем покрываются преимущественно верхние горизонтальные поверхности самолета при их охлаждении до отрицательных темпе­ратур в ясные тихие ночи.

Изморозь образуется во влажном воздухе, в основном на высту­пающих наветренных частях самолета, при морозной погоде, тумане и слабом ветре.

Иней и изморозь слабо держатся на поверхности самолета и легко удаляются механической обработкой или горячей водой.

Ко второй группе относят виды льда, образующегося при замерзании переохлажденных капель дождя или мороси. В случае неболь­ших морозов (от 0 до -5°С) выпадающие капли дождя растекаются по поверхности самолета и замерзают в виде прозрачного льда.

При более низкой температуре капли быстро замерзают и обра­зуется матовый лед. Эти виды льда могут достигать больших разме­ров и прочно держатся на поверхности самолета.

К третьей группе относятся виды льда, отлагающегося на по­верхности самолета при замерзании выпавшего дождя, мокрого снега, капель тумана. Эти виды льда по своей структуре не отличаются от видов льда второй группы.

Такие виды обледенения самолета на земле резко ухудшают его аэродинамические характеристики и увеличивают его вес.

Из сказанного выше следует, что перед взлетом самолет должен быть тщательно очищен ото льда. Особенно внимательно нужно прове­рить состояние поверхности самолета в ночное время при отрица­тельных температурах воздуха. Запрещается взлетать на самолете, поверхность которого покрыта льдом.

Особенности обледенения вертолетов.

Физико - метеорологические условия обледенения вертолетов аналогичны условиям обледенения самолетов.

При температуре от 0 до ~10°С лед отлагается на лопастях винта в основном у оси вращения и распространяется до се­редины. Концы лопастей из-за кинетического нагрева и большой центробежной силы не покрываются льдом. При постоянном числе оборотов интенсивность обледенения винта зависит от водности облака или переохлажденного дождя, размера капель и температуры воздуха. При температуре воздуха ниже -10°С лопасти винта обледеневают полностью, причем интенсивность нарастания льда на пере- дней кромке пропорциональна радиусу. При обледенении несущего винта возникает сильная вибрация, нарушающая управляемость -вер­толета, падает число оборотов двигателя, причем увеличение оборотов до прежнего значения не. восстанавливает подъемной силы винта, что может привести к потере его неустойчивости.

Гололед.

Этот слой плотного льда (матового или прозрачного). нараста­ющего на поверхности земли и на предметах при выпадении переохлажденного дождя.или мороси. Обычно наблюдается при температуре от 0 до -5С, реже при более низких низких: (до -16°). Гололед образуется в зоне тёплого фронта, чаще всего в зоне, фронта окклюзии, стационарного фронта и в теплом секторе циклона.

Гололедица – лед на земной поверхности, образующийся после оттепели или дождя в результате наступления похолодания, а также лед, оставшийся на земле после прекращения осадков (после гололеда).

Производство полетов в условиях обледенения.

Полеты в условиях обледенения разрешаются только на ВС, имеющих допуск. Чтобы избе;жать отрицательных последствий обледе­нения, в период предполетной подготовки необходимо тщательно проанализировать метеорологическую обстановку по маршруту и на основании данных о фактической погоде и прогноза, определить наиболее благоприятные эшелоны полета.

Перед входом в облачность, где вероятно обледенение, следует включать противообледенительные системы, так как запаздывание с включением существенно снижает эффективность их работы.

При сильной степени обледенения противообледенительные средства не эффективны, поэтому следует по согласованию со служ­бой движения изменить эшелон полета.

В зимний период, когда облачный слой с изотермой от -10 до -12°С располагается близко к земной поверхности, целесообразно уходить вверх в область температур ниже -20°С, дав остальное время года, если позволяет запас высоты - вниз,в область положи­тельных температур.

Если при смене эшелона обледенение не исчезло, необходимо вернуться в пункт вылета или произвести посадку на блюкайшем за­пасном аэродроме.

Сложные ситуации чаще всего возникают из-за недооценки пилотами опасности даже слабого обледенения

ГРОЗЫ

Гроза - это комплексное атмосферное явление, при котором наблюдаются многократные электрические разряд, сопровождающиеся звуковым явлением - громом, а также выпадением ливневых осажов.

Условия, необходимые для развития внутримассовых гроз:

неустойчивость воздушной массы (большие вертикальные температурные градиенты, по крайней мере, до высоты около 2 км - 1/100 м до уровня конденсации и - > 0,5°/100м выше уровня конденсапди);

Большая абсолютная влажность воздуха (13-15 мб. в утрен­ние часы);

Высокие температуры у поверхности земли. Нулевая изотер­ма в дни с грозами лежит на высоте 3-4 км.

Фронтальные и орографические грозы развиваются, главным образом, за счет вынужденного подъема воздуха. Поэтому эти грозы в горах начинаются раньше и кончаются позже, образуются с навет­ренной стороны (если это высокие горные системы) и сильнее, чем в равнинной местности для одного и того же синоптического поло­жения.

Стадии развития грозового облака .

Первая - стадия роста, для которой характерен быстрый подъем вершины и сохранение внешнего вида капельножидкого облака. При термической конвекции в этот период кучевые облака (Си) превра­щаются в мощно-кучевые (Си conq/). В облаках b под облаками на­блюдаются только восходящие движения воздуха от нескольких м/с (Си) до 10-15 м/с (Си conq/). Затем верхняя половика облаков пе­реходит в зону отрицательных температур и приобретает кристал­лическое строение. Это уже кучево-дождевне облака и из них начи­нается выпадение ливневого дождя, появляются нисходящие движения выше 0° - сильное обледенение.

Вторая - стационарная стадия, характеризующаяся прекращением интенсивного роста вершины облака вверх и образованием наковаль­ни (перистых облаков, часто вытянутых по направлению движения грозы). Это кучево-дождевые облака в состоянии максимального развития. К вертикальным движениям добавляется турбулентность. Скорости восходящих потоков могут достигать 63 м/с, нисходящих ~ 24 м/с. Кроме ливневых дождей может быть град. В ото время об­разуются электрические разряды - молнии. Под облаком могут быть шквалы, смерчи. Верхняя граница облаков достигает 10-12 км. В тропиках отдельные вершины грозовых облаков развиваются до высоты 20-21 км.

Третья - стадия разрушения (диссипации), при которой происходит размывание капелыю-жидкой части кучево-дождевого облака, а вер­шина, превратившаяся в перистое облако, часто продолжает само­стоятельное существование. В это время прекращаются электричес­кие разряды, ослабевают осадки, преобладают нисходящие движения воздуха.

В переходные сезоны и в зимний период стадии развития все процессы грозового облака выражены гораздо слабее и не всегда имеют четкие визуальные признаки

Согласно РМО ГА гроза над аэродромом считается, если расстояние до грозы № км. и менее. Гроза отдаленная если расстояниее до грозы более 3 км.

Напритмер: “09.55 отдаленная гроза на северо-востоке, смещается на юго-запад.”

“18.20 гроза над аэродромом.”

Явления, связанные с грозовым облаком.

Молния.

Период электрической активности грозового облака составляет 30-40 мин. Электрическая структура Св очень сложная и быстро ме­няется во времени и пространстве. Большая часть наблюдений за грозовыми облаками показывает, что в верхней части облака обычно образуется положительный заряд, в средней части - отрицательный, в нижней - могут быть одновременно положительный и отрицательный заряды. Радиус этих областей с разноименными зарядами меняются от 0,5 км до 1-2 км.

Пробивная напряженность электрического поля для сухого воз­духа составляет I млн.в/м. В облаках для возникновения грозовых разрядов достаточно, чтобы напряженность поля достигла 300-350 тыс.в/м. (измеренные значения во время экспериментальных полетов) Невидимому, эти или близкие к ним значения напряженности поля представляют собой напряженность начала разряда, а для его рас­пространения достаточны напряженности значительно меньшие, но охватывающие большое пространство. Частота разрядов в умеренной грозе около I в мин., а в интенсивной грозе – 5 –10 в.мин.

Молния - это видимый электрический разряд в виде искривлен­ных линий, продолжающихся в общей сложности 0,5 - 0,6 сек. Раз­витие разряда из облака начинается с образования ступенчатого лидера (стримера), который продвигается «Скачками» длиной 10-200м. По ионизированному каналу молнии развивается с поверх­ности земли возвратный удар, который переносит основной заряд молнии. Сила тока достигает 200 тыс.А. Обычно вслед за первым ступенчатым лидером через сотые доли сек. происходит развитие по тому же каналу стреловидного лидера, после которого проходитвторой возвратный удар. Этот процесс может многократно повторяться.

Линейные молнии образуются наиболее часто, длина их обыч­но 2-3 км (между облаками м.б.до 25км), средний диаметр около 16см (максимальный до 40 см), путь зигзагообразный.

Плоская молния - разряд, охватывающий значительную часть об­лака и состояний из светящихся тихих разрядов, испускаемых отдель­ными капельками. Длительность около.1 сек. Нельзя смешивать плос­кую молнию с зарницей. Зарницы- это разряды далеких гроз: молний не видно и грома не слышно, различается лишь освещение молниями облаков.

Шаровая молния ярко светящийся шар белого или красноватого

цвета с оранжевым оттенком и диаметром в среднем 10-20 см. Появ­ляется после разряда линейной молнии; перемещается в воздухе медленно и бесшумно, может проникать внутрь зданий, ВС во время полета. Часто, не причинив вреда, она незаметно уходит, но иногда взрывается с оглушительным треском. Явление может доиться от нес­кольких секунд до нескольких минут. Это ещё мало изученный физи­ко-химический процесс.

Разряд молнии в самолет может привести к разгерметизации кабины, пожару, ослеплению экипажа, разрушению обшивки, отдель­ных деталей и радиотехнических средств, намагничиванию стальных

сердечников в приборах,

Гром вызывается нагреванием и, следовательно, расширением расши­рением воздуха вдоль пути молнии. Кроме того, во время разряда происходит разложение молекул воды на составные части с образо­ванием «гремучего газа» - «взрывы канала». Так как звук от раз­личных точек пути молнии приходит не одновременно и многократно отражается от облаков и поверхности земли, гром имеет характер длительных раскатов. Гром обычно слышен на расстоянии 15-20 км.

Град - это осадки, выпадающие из Св в виде шарообраэного льда. Если выше уровня 0° максимальный рост восходящих потоков превышает Юм/сек, а вершина Св облака находится в зоне темпера­тур - 20-25°, то.в таком облаке возможно образование льда. Градовый очаг образуется над уровнем максимальной скорости восходящих потоков, и здесь происходит накопление крупных капель и основной рост градин. В верхней части облака при столкновении кристаллов с переохлажденными каплями образуются снежные крупинки (зародыши градин),который, падая вниз, в зоне аккумуляции крупных капель превращаются в град. Интервал времени между началом образования градин в облаке и выпадением их из облака составляет около 15мин. Ширина «градовой дороги» м.б.от 2 до 6 км, длина 40-100 км. Толщи­на слоя выпавшего града иногда превышает 20 см. средняя продол­жительность выпадения града составляет 5 10- мин, но в отдельных случаях м.б.и больше. Чаще всего встречаются градины диаметром 1-3 см, но могут быть.до 10 см и больше. .Град обнаруживается не только под облаком, но может повредить ВС и на больших высотах (до высо­ты 13700 м и до 15-20 км от грозы).

Градом может разбить стекла пилотской кабины, разрушить обтекатель локатора, пробить или сделать вмятины на обшивке, повредить переднюю кромку крыльев, стабилизатор, антенны.

Сильный ливневой дождь резко ухудшает видимость до значе­нии менее 1000 м, может вызвать выключение двигателей, ухудшает аэродинамические качества ВС и может, в некоторых случаях без какого-либо сдвига ветра уменьшить подъевшую силу при заходе на посадку или на взлете на 30%..

Шквал - резкое усиление (более 15м/с) ветра в течение нес­кольких минут, сопровождающееся изменением его направления. Ско­рость ветра при шквале нередко превышает 20 м/с, достигая 30, а иногда 40 м/с и более. Зона шквалов распространяется до 10 км вокруг грозового облака, а если это очень мощные грозовые очаги, то в передней части ширина зоны шквалов может достигать 30км. Завихрения пыли у поверхности земли в районе кучево-дождевого облака являются визуальным признаком «фронта воздушных порывов» (шквалов) Шквалы связаны с внутримассовыми и фронтальными сильно развитыми СВ облаками.

Шкваловый ворот - вихрь с горизонтальной осью в передней части грозового облака. Это темный, нависший, крутящийся облачный вал за 1-2 км до сплошной завесы дождя. Обычно вихрь движется на высоте 500м, иногда опускается до 50м. После его прохождения образуется шквал; может быть значительное понижение температуры воздуха и рост давления, вызванные распространением воздуха, охлажденного осадками.

Смерч - вертикальный вихрь, опускающийся из грозового обла­ка до земли. Смерч имеет вид темного облачного столба диаметром в несколько десятков метров. Он опускается в виде воронки, навстречу которой с земной поверхности может подниматься другая воронка из брызг и пыли, соединяющаяся с первой Скорости ветра в смерче достигают 50 – 100 м/сек при сильной восходящей составляющей. Сниже­ние давления внутри смерча может составлять 40-100 мб. Смерчи могут вызывать катастрофические разрушения, иногда с человечес­кими жертвами. Обход смерча должен производиться на удалении не менее 30 км.

Турбулентность вблизи грозовых облаков имеет ряд особеннос­тей. Она становится повышенной уже на расстоянии, равном диамет­ру грозового облака, причем, чем ближе к облаку, тем больше ин­тенсивность. По мере развития кучево-дождевого облака зона турбулентности увеличивается, наибольшая интенсивность наблюда­ется в тыловой части. Даже после того, как облако полностью раз­рушилось, участок атмосферы, где оно находилось, остается более возмущенным, то есть, турбулентные зоны живут дольше, чем облака, с которыми они связаны.

Над верхней границей растущего кучево-дождевого облака восходящие движения, скоростью 7-10 м/сек., создают слой с интен­сивной турбулентностью толщиной в 500м. А над наковальней на­блюдаются нисходящие движения воздуха, скоростью 5-7 м/сек., они приводят к образованию слоя с интенсивной турбулентностью толщи­ной в 200м.

Типы гроз.

Внутримассовые грозы образуются над континентом. летом и в послеполуденные часы (над морем эти явления наблюдаются чаще всего зимой и в ночные часы). Внутримассовые грозы подразделяются на:

- конвективные (тепловые или местные) грозы , которые образуются в малоградиентных полях (в седловинам, в старых заполняющихся цик­лонах);

- адвективные - грозы, которые образуются в тылу циклона, т.к. здесь происходит вторжение (адвекция) холодного воздуха, который в нижней половине тропосферы является очень неустойчивым и в нем хорошо развивается термическая и динамическая турбулентность;

- орографические - образуются в горных районах, чаще развиваются с наветренной стороны и при этом бывают более сильные и продол­жительные (начинаются раньше, заканчиваются позже), чем в равнинной местности в тех же синоптических условиях наветренной.

Фронтальные грозы образуются в.любое время суток (в зависимости от того, какой фронт находится в данном районе). Летом практически все фронты (кроме стационарных) дают грозы.

Грозовые очаги в зоне фронтов иногда сличаются зоны длиной до 400-500 км. На главных медленно движущихся фрон­тах грозы могут бить замаскированы облаками верхнего и среднего яруса (особенно на теплых фронтах). Очень сильные и опасные гро­зы образуются на фронтах молодых углубляющихся циклонов, в вер­шине волны, в точке окклюзии. В горах фронтальные грозы также как и фронтальные усиливаются с наветренной стороны. Фронты на периферии циклонов, старые размывающиеся фронты окклюзии, приземные фронты дают грозы в виде отдельных очагов вдоль фронта, которые во время полетов ВС обходят также как и внутримассовые.

Зимой грозы в умеренных широтах образуются редко, только в зоне главных, активных атмосферных фронтов, разделяющих воздуш­ные массы с большим контрастом температур и движущихся с большой скоростью.

За грозами ведутся визуальные и инструментальные наблюдения. Визуальные наблюдения имеют ряд недостатков. Метеонаблюдатель, радиус наблюдений которого ограничен 10-15 км, фиксирует наличие грозы. В ночное время в сложных метеорологических усло­виях затруднено определение форм облаков.

Для инструментальных наблюдений за грозами, используются метеорологические радиолокаторы (МРЛ-1, МРЛ-2. МРЛ-5), пеленга­торы азимута гроз (ПАТ), панорамные регистраторы грозы (ПРГ) и грозоотметчики, входящие в комплекс КРАМС (комплексной радиотех­нической автоматической метеорологической станции).

МРЛ дают наиболее полную информацию о развитии грозовой деятельности в радиусе до 300 км.

По данным отражаемости определяет местоположение грозового очага, его горизонтальные и вертикальные размеры, скорость и направление смещения. По данным наблюдений составляют радиолока­ционные карты.

Если в районе полетов наблюдается или прогнозируется грозо­вая деятельность, в период предполетной подготовки KBС обязан тщательно проанализировать метеорологическую обстановку. По кар­там МРЛ определить расположение и направление перемещения гро­зовых (ливневых) очагов, их верхнюю границу, наметить маршруты обхода, безопасный эшелон Необходимо знать условные обозначения грозовых явлений по­годы и сильных ливневых осадков.

При подходе к зоне грозовой деятельности КВС по БРЛ должен заблаговременно оценить возможность пролета через эту зону и об условии полета сообщить диспетчеру. Для безопасности принимается решение об обходе грозовых очагов или полете на запасной аэро­дром.

Диспетчер, используя информацию метеорологической службы, и сообщения о погоде с бортов ВС, обязан информировать экипажи о характере грозовых очагов, их вертикальной мощности, направле­ний и скорости смещения и давать рекомендации о выходе из района грозовой деятельности.

При обнаружении в полете мощно-кучевых и кучево-дождевых облаков по БРЛ разрешается обходить эти облака на удалении не менее 15 км от ближайшей границы засветки.

Пересечение фронтальной облачности с отдельными грозовыми очагами может производиться в том месте, где расстояние между

границами засветок на экране БРЛ не менее 50 км..

Полет над верхней границей мощно-кучевых и кучево-дождевых опаков разрешается с превышением над ними не менее 500м.

Экипажам ВС преднамеренно входить в мощно-кучевые и кучево-дождевые облака и зоны сильных ливневых осадков запрещается.

При вылете, посадке и наличии в районе аэродрома мощно-кучевой, кучево-дождевой облачности, экипаж: обязан осмотреть с по­мощью БРЛ зону района аэродрома, оценить возможность взлета, посадки и определить порядок обхода мощно-кучевой, кучево-дождевой облачности и зон сильных ливневых осадков.

Полет под кучево-дождевой облачностью разрешается только днем, вне зоны сильных ливневых осадков, если:

- высота полета ВС над рельефом местности не менее 200 м и в горной местности не менее 600м;

- вертикальное расстояние от ВС до нижней границы облаков не менее 200м.

Электризация ВС и разряди статического электричества.

Явление электризации ВС заключается в том, что при полете в облаках, осадках за счет трения (капель воды, снежинок) поверх­ность ВС получает электрический заряд, величина которого тем больше, чем больше ВС и его скорость, а также чем больше коли­чество частиц влаги содержится в единице объема воздуха. Заряды на ВС могут появляться и при полете вблизи облаков, имеющих электрические заряды. Наибольшая плотность зарядов отмечается на острых выпуклых частях ВС, и наблюдается истечение электричества в виде искр, светящихся венцов, короны.

Чаще всего электризация ВС наблюдается при полете в кристаллических облаках верхнего яруса, а также смешанных облаках сред­него и нижнего ярусов. Заряда на ВС могут появляться и при поле­те вблизи облаков, имеющих электрические заряды.

В отдельных случаях электрический заряд, который имеет ВС, является одной из основных причин поражения ВС молнией в слоисто-дождевых облаках на высотах 1500 до 3000м. Чем больше толщина облачности, тем больше вероятность поражения.

Для возникновения электрических разрядов необходимо, чтобы в облаке существовало неоднородное электрическое поле, которое в значительной степени определяется фазовым состоянием облака.

Если напряженность электрического поля между объемными электрическими зарядами в облаке меньше критического значения, то разряда между ними не происходит.

При полете вблизи облака самолета, имеющего собственный элек­трический заряд, напряженность поля может достичь критического значения, тогда и происходит электрический разряд в самолет.

В слоисто-дождевых облаках молнией, как правило, не возникает, хотя в них имеются разноименные объемные электрические заряды. Напряженность электрического поля недостаточна, для возникновения молний. Но если вблизи такого облака или в нем окажется самолет с большим поверхностным зарядом, то он мажет вызвать разряд на себя. Молния, возникающая в облаке, попадет в ВС.

Методика прогноза опасных поражений самолетов электростати­ческими разрядами вне зон активной грозовой деятельности пока не разработана.

Для обеспечения безопасности полета в слоисто-дождевых облаках при возникновении сильной электризации самолета следует из­менить высоту полета по согласованию с диспетчером.

Поражение ВС атмосферным электрическим разрядом чаще происходит в облачных системах холодных и вторичных холодных фронтов, осенью и зимой чаще, чем весной и летом.

Признаками сильной электризации ВС являются:

Шумы и треск в наушниках;

Беспорядочное колебание стрелок радиокомпаса;

Искрение на стекле кабины экипажа и свечение кон­цов крыльев в темное время суток.

Атмосферная турбулентность.

Турбулентное состояние атмосферы - состояние, при кото­ром наблюдаются неупорядоченные вихревые движения различных масштабов и различных скоростей.

При пересечении вихрей самолет подвергается воздействию их вертикальных и горизонтальных составляющих, представляющих собой отдельные порывы, в результате чего нарушается равнове­сие аэродинамических сил, действующих на самолет. Возникают добавочные ускорения, вызывающие болтанку самолета.

Основными причинами турбулентности воздуха являются возникающие по каким-либо причинам контрасты температур и ско­ростей ветра.

При оценке метеорологической обстановки следует учитывать, что турбулентность может возникнуть при следующих условиях:

При взлете и посадке в нижнем приземном слое из-за неоднородного нагревания земной поверхности, трения потока о поверхность земли (термическая турбулентность).

Такая турбулентность возникает в теплый период года и зависит от высоты солнца, и характера подстилающей поверхнос­ти, влажности и характера устойчивости атмосферы.

В летний солнечный день сильнее всего нагреваются сухие. песчаные почвы, меньше - участки суши, покрытые травой, лесами, и еще меньше - водные поверхности. Неравномерно нагретые участки суши обуславливают неравномерное нагревание прилегаю­щих к земле слоев воздуха, и неодинаковые по интенсивности восходящие движения.

Если воздух сухой и устойчивый, а подстилающая поверхность бедна влагой, :то облака не образуются и в таких районах может быть слабая или умеренная болтанка. Распространяется она от земли до высоты 2500м. Максимум турбулентности приходится на послеполуденные часы.

Если воздух влажный, то при: восходящих потоках образуются облака кучевообразных форм (особенно при неустойчивой воздушной массе). В этом случае верхней границей турбулентности являются вершины облако в.

При пересечении инверсионных слоев в зоне тропопаузы и зоне инверсии над поверхностью земли.

На границе таких слоев, в которых ветры имеют часто различ­ные направления и скорости, возникают волнообразные движения, ..^ вызывающие слабую или умеренную болтанку.

Такого же, характера турбулентность возникает и в зоне фронтальных разделов, где наблюдаются большие контрасты температуры и скорости ветра:

- при полете в зоне струйного течения из-за перепада градиентов скорости;

При.полете над горной местностью орографическая болтанка образуется на подветренной стороне гор и возвышенностей. . . С наветренной стороны наблюдается равномерный восходящий поток, и чем выше горы и меньше крутизна склонов, тем дальше от гор начинается подъем воздуха. При высоте хребта в 1000м восходящие движения начинаются на расстоянии 15км от него, при высоте хребта 2500-З000м на расстоянии 60-80 км. Едли навет­ренный склон нагревается солнцем, то скорость восходящих пото­ков увеличивается за.счет горно-долинного эффекта. Но при большой крутизне склонов и сильном ветре внутри восходящегопотока также образуются завихрения, и полет будет происходить в зоне турбулентности.

Непосредственно над самой вершиной хребта скорость ветра обычно достигает наибольшей величины, особенно в слое высотой 300-500м над хребтом, и может быть сильная болтанка.

На подветренной стороне хребта самолет, попадая в мощный нисходящий поток, будет самопроизвольно терять высоту.

Влияние горных массивов на воздушные течения при соответ­ствующих метеорологических условиях распространяются до больших высот.

При переваливании воздушным потоком горного хребта образу­ются подветренные волны. Они образуются при:

- если воздушный поток перпендикулярен к горному хребту и скорость этого потока у вершины 50км/час. и более;

- если увеличивается скорость ветра с высотой:

Если переваливающий воздух богат влагой, то в той части, где наблюдаются восходящие потоки воздуха, образуются чечевице-образные облака.

В том случае, когда через горный хребет переваливает сухой воздух, образуются безоблачные подветренные волны и пилот может совершенно неожиданно встретить сильную болтанку (один из слу­чаев ТЯН).

В зонах сходимости и расходимости воздушных потоков при резком изменении потока по направлению.

При отсутствии облаков - это будет условия.для образования ТЯН (турбулентность ясного неба).

Горизонтальная протяженность ТЯН может быть несколько сот км. а

толщина несколько сот метров. сот метров. Причем существует такая зависимость, чем интенсивнее турбулентность (а с ней связанная болтанка ВС), тем меньше толщина слоя.

При подготовке к полету по конфигурации изогипс на картах АТ-400, АТ-300 можно определить зоны возможной болтанки ВС.

Сдвиг ветра.

Сдвиг ветра - изменение направления и (или) скорости ветра в пространстве, включая восходящие и нисходящие воздушные пото­ки.

В зависимости от ориентации точек в пространстве и направле­ния движения ВС относительно В1Ш различают вертикальный и гори­зонтальный сдвиги ветра.

Сущность влияния сдвига ветра состоит в том, что с увеличе­нием массы самолета (50-200т) самолет стал обладать большей инерцией, которая препятствует быстрому изменению путевой ско­рости, в то время как его приборная скорость меняется соответст­венно скорости воздушного потока.

Наибольшую опасность представляет сдвиг ветра, когда само­лет в посадочной конфигурации находится на глиссаде.

Критерии интенсивности сдвига ветра (рекомендованы рабочей группой

(ИКАО).

Интенсивность сдвига ветра – качественный термин	Вертикальный сдвиг ветра – восходящий и нисходящий потоки на 30 м высоты, горизонтальный сдвиг ветра на 600 м, м/сек.	Влияние на управление воздушным судном
Слабый	0 - 2	Незначительное
Умеренный	2 – 4	Значительное
Сильный	4 – 6	Опасное
Очень сильное	Более 6	Опасное

На многих АМСГ нет непрерывных данных о ветре (для любого 30-метрового слоя) в приземном слое, то значения сдвига ветра пересчитаны на 100 метровый слой:

0-6 м/сек. - слабый; 6 -13 м/сек. - умеренный; 13 -20 м/сек, сильный

20 м/сек. очень сильный

Горизонтальные (боковые) сдвиги ветра, возникающие из-за. резкого изменения направления ветра с высотой, вызывают тенден-.- цию к смещению ВС с осевой линии ВГШ. При посадке ВС это вызы-^ вает опасность касания земли р1дом с ВПП, при взлете макет

возншснуть боковое смещение за пределы сектора безопасного на­бора высоты.

Вертш
Вертикальный сдвиг ветра в призог

При резком усилении ветра с" высотой возникает положитель­ный сдвиг ветра.

ДАЛ ЬНОСТЬ ГОРИЗОНТАЛЬНОЙ ВИДИМОСТИ И ЕЕ ЗАВИС ИМОСТЬ ОТ РАЗЛИЧНЫХ Ф АКТОРОВ

Видимость – это зрительное восприятие объектов, обусловленное существованием яркостных и цветовых различий между объектами и фоном, на котором они проектируют ся. Видимост ь является одним из наиб олее важных мет еорологических факторов, влияющ их на выполнение полетов и особенно на взлет и посадку воздушны х судов, так как около 80% необходимой информации пилот получает зрительным пут ем. Видимость характ еризуется д альностью видимости (как далеко видно) и степенью видимости (как хорошо видно). При мет еорологическом обеспечении авиации используют т олько дальност ь видимости, котор ую об ычно называют видимост ью.

Дальность видим ости - это максимальное расстояние, с которого видны и опознают ся неосвещ енные объекты днем и световые ориентиры ночью. Предполагает ся, что об ъект всегда доступен наблюдателю, т.е. рельеф мест ност и и шарообразност ь Земли не ограничивают возможность наблюдения. Количест венно видимость оценивается через д альность и зависит от геомет рических размеров объект а, его освещенности, контрастности об ъекта и фона, прозрачности атмосферы.

Геом етрические разм еры объекта . Человеческий глаз обладает определенной разрешающ ей способност ью и может видет ь объекты, размеры которых не менее одной угловой минуты. Для т ого чт обы объект не обращался с расст оянием в точку, а мог быт ь опознан, его угловой размер должен быть не менее 15¢. Поэтому линейные размеры объект ов на земной поверхности, выбранных для визуального определения видимости, д олжны увеличиват ься с расстоянием от наблюд ателя. Расчеты показывают, что для уверенного определения вид имости об ъект должен имет ь линейные размеры не менее 2,9 м (на расстоянии 500 м), 5,8 м (на р асстоянии 1000 м) и 11,6 м (на расст оянии 2000 м). Форма об ъекта т акже влияет на вид имость. Объекты с резко очерченными гранями (зд ания, мачты, т рубы и т.д.) видны лучш е, чем объект ы с расплывчатыми гранями (лес и т.п.).

Освещенность. Для наблюдения объекта необходимо, чтобы он был освещен.

Глаз человека сохраняет устойчивост ь к восприятию объектов при освещенности

20…20000 лк (люксов). Дневная освещ енность изменяет ся в пределах 400…100000 лк.

Если освещенност ь объ екта менее предельной для глаза, то объект становится невидимым.

Контраст объекта с фоном. Объект достаточных угловых размеров можно видеть лишь в том случае, когда он отличает ся по яркости или цвет у от фона, на который проектируется. Реш ающее значение имеет яркостный контраст, так как цветовой контраст для удаленных предметов сглаживает ся из-за оптической д ымки.

Оптическая дымка - это своеобразная свет овая завеса, кот орая образует ся в результат е рассеивания световых лучей находящимися в атмосфере жидкими и твердыми частицами (продукт ы конденсации и сублимации водяного пара, пыль, дым и т.п.). Предмет ы, рассматриваемые издалека сквозь опт ическую д ымку, обычно изменяют свой цвет, их краски т ускнеют и они кажутся серовато-голубого отт енка.

Яркостный контраст К - э то отнош ение абсолютной разности яркостей объ екта Во и фона Вф к большей из них.

Bo >Bф

(условие для наблюдения светящихся объ ектов ночью), то:

K =B o - B ф

Если Bф >Bо

(условие для наблюдения темных пред мет ов днем), то:

K =B ф - B о

Яркостны й конт раст изменяет ся в переделах 0…1. При

Bo =Bф ,

объ ект не

виден. При Bo = 0 , К

1 объектом являет ся черное тело.

Порог контрастной чувствительности e - эт о наименьшее значение яркост ного конт раст а, при котором глаз перестает видеть объект. Величина e непостоянна. Она неодинакова у разны х людей, зависит от освещенности объект а и степени ад апт ации глаза наблюдат еля к д анной освещенности. В условиях нормального д невного освещения и достаточных угловых размеров объект а обнаружить объект можно при e = 0,05. Пот еря его видимости наст упает при e = 0,02. В авиации принято значение e = 0,05. Если освещ енност ь уменьшается, то конт растная чувствительность глаза увеличивается. В сумерки и ночью

e = 0,6…0,7. Поэт ому яркост ь фона в этих случаях должна быт ь на 60…70% больше яркости объекта.

Прозрачность атмосферы - это основной фактор, определяющий дальност ь видимости, т ак как наблюдаемые контрасты межд у яркостью предмета и фона зависят от оптических свойств воздуха, от ослабления и рассеивания в нем световых лучей. Газы, составляющ ие атмосферу, обладают чрезвычайно большой прозрачност ью. Если бы ат мосфера состояла только из одних чистых газов, то дальность видимости в свет лое время сут ок д остигала бы 250…300 км. Водяные капли, ледяные кристаллы, частички пыли и дыма, взвешенны е в атмосфере, рассеивают свет овые лучи. В результат е образуется оптическая дымка, кот орая ух удш ает видимость объектов и огней в атмосфере. Чем больше в воздух е взвешенных частиц, тем больше яркост ь оптической дымки и тем х уже видны далекие предмет ы. Прозрачност ь ат мосферы ухудшают след ующ ие мет еоявления: все виды осадков, дымка, т уман, мгла, пыльная буря, поземок, низовая мет ель, общая метель.

Прозрачность атмосферы х арактеризуют коэффициентом прозрачности t. Он показывает, насколько свет овой поток, проходящ ий через слой атмосферы толщиной 1 км, ослабляется нах одящимися в эт ом слое различными примесями.

ВИДЫ ВИДИМОСТИ

Метеорологическая дальность видимости (МДВ) - эт о максимальное расстояние, на котором видны и опознаются в свет лое время суток черные объ екты с угловыми размерами более 15¢, проект ирующиеся на фоне неба у горизонта или на фоне дымки.

При инст рументальных наблюдениях за видимост ь принимается м етеорологическая оптическая дал ьность видимости (MOR – meteorological optical range), под кот орой понимают длину пути светового потока в ат мосфере, на котором он ослабевает д о 0,05 от своего начального значения.

МДВ (MOR) зависит только от прозрачност и ат мосферы, включается в информацию о фактической погод е на аэрод роме, наносится на карт ы погод ы и является первичным элементом при оценке условий видимост и для потребност ей авиации.

Видимость для авиационных целей – это большая из следующ их величин:

а) максимальное расст ояние, на кот ором можно различить и опознать черный объ ект соответствующих размеров, расположенный вблизи земли и наблюдаемый на светлом фоне;

б) максимальное расстояние, на котором можно различить и опознать огни силой свет а около 1000 кандел на освещенном фоне.

Эти расстояния имеют разные значения в возд ухе с заданным коэффициентом ослабления.

Преобл адающая видимость – это наибольш ее значение видимост и, наб людаемой в соответст вии с определением термина видимость , кот орое дост игается в пределах, по крайней мере, половины линии горизонта или в пределах, по крайней мере, половины поверхности аэродрома. Обозреваемое пространство может включат ь в себя смежные и несмежные секторы.

Дальность видимости на ВПП (RVR – runway visual range) - эт о расстояние, в пределах кот орого пилот воздушного суд на, находящегося на осевой линии ВПП, может видеть маркировку покрытия ВПП или огни, ограничивающие ВПП или обозначающие ее осевую линию. Высот а среднего уровня глаз пилота, находящ егося в кабине воздушного судна, принимается равной 5 м. Измерения RVR наблюдателем практически неосущ ест вимы, ее оценка осуществляется путем расчет ов, основанных на законе Кошмидера (при использовании объект ов или маркеров) и на законе Алларда (при использовании огней). Включаемое в сводки значение RVR представляет собой наибольшее из этих двух величин. Расчет RVR проводится только на аэродромах, оборудованных системами огней высокой (ОВИ) или малой (ОМИ) интенсивности, при максимальной видимости вд оль ВПП менее

1500 м. При видимост и более 1500 м видимость RVR отождест вляется с МДВ (MOR). Инструктивные указания относит ельно вычисления видимост и RVR содержатся в “Руководст ве по практике наблюдения за дальност ью видимости на ВПП и перед ачи сообщений о ней” (ДОС 9328).

Вертикальная видимость - эт о максимальная высота, с кот орой э кипаж, находящийся в полете, видит вертикально вниз землю. При наличии облаков вертикальная видимость равна высот е нижней границе облаков или меньше ее (в т умане, в сильных осадках, при об щей мет ели). Вертикальная видимость определяет ся с помощью приб оров, измеряющих высот у нижней границы об лаков. Информация о верт икальной видимости включает ся в сводки о фактической погоде аэрод рома вмест о высоты нижней границы облаков.

Наклонная видимость -э то максимальное расстояние вдоль глиссад ы снижения, на кот ором пилот воздушного судна, зах одящего на посад ку, при переход е от пилотировании по приб ору к визуальному, может обнаружить и опознать начало ВПП. В сложных метеороло- гических условиях (видимость 2000 м и менее и/или высота нижней границы об лаков 200 м и ниже) наклонная видимость может быть сущ ест венно меньш е горизонтальной видимости у поверхности земли. Это бывает при наличии между лет ящ им возд уш ным судном и земной поверхностью задерживающ их слоев (инверсия, изотермия), под которыми скапливают ся мелкие капельки воды, част ички пыли, индустриальные загрязнения ат мосферы и т.п.; или при заходе воздушного судна на посадку в низкой облачност и (ниже 200 м), под кот орой имеется подоблачный слой густой дымки переменной опт ической плотности.

Наклонная видимость инст рументально не опред еляется. Она рассчитывается на основании измеренной МДВ (MOR). В сред нем, при высоте нижней границы облачности менее 200 м и МД В (MOR) менее 2000 м наклонная видимость составляет 50% от горизонтальной дальност и видимости на ВПП.

Атмосфера

Состав и свойства воздуха.

Атмосфера представляет собой смесь газов, водяного пара и аэрозолей (пыли, продуктов конденсации). На долю основных газов составляет: азота 78 %, кислорода 21 %, аргона 0.93 %, углекислого газа 0.03 %, на долю других приходится менее 0,01 %.

Воздух характеризуется следующими параметрами: давлением, температурой и влажностью.

Международная стандартная атмосфера.

Градиент температуры.

Воздух нагревается от земли, с высотой уменьшается плотность. Комбинация этих двух факторов создает нормальную ситуацию с более теплым воздухом у поверхности и постепенно охлаждающимся с высотой.

Влажность.

Относительная влажность измеряется в процентах как отношение фактического количества водяных паров в воздухе к максимально возможному при данной температуре. В теплом воздухе может растворится больше водяных паров, чем в холодном. Если воздух остывает, то его относительная влажность приближается к 100 % и начинают формироваться облака.

Холодный воздух зимой более близок к насыщению. Поэтому зимой более низкая база облаков и их распространение.

Вода может быть в трех формах: твердой, жидкой, газообразной. Вода имеет высокую теплоемкость. В твердом состоянии имеет более низкую плотность, чем в жидком. В результате она смягчает климат в масштабах планеты. В газообразном состоянии легче воздуха. Вес водяных паров 5/8 от веса сухого воздуха. В результате влажный воздух поднимается над сухим.

Движение атмосферы

Ветер.

Ветер возникает от дисбаланса давлений, обычно, в горизонтальной плоскости. Этот дисбаланс появляется из-за различия температур воздуха на соседних участках или циркуляции воздуха по вертикали на различных участках. Первопричина - это солнечный прогрев поверхности.

Ветер называется по направлению, откуда он дует. Например: северный дует с севера, горный - с гор, долинный - в горы.

Эффект Кориолиса.

Эффект Кориолиса очень важен для понимания глобальных процессов в атмосфере. Результат этого эффекта выражается в том, что все объекты, движущиеся в северном полушарии, имеют тенденцию поворачивать вправо, а в южном - влево. Эффект Кориолиса сильно выражен на полюсах и сводится к нулю на экваторе. Причина эффекта Кориолиса - вращение Земли под движущимися объектами. Это не какая-то реальная сила, это иллюзия правого вращения для всех свободно движущихся тел. Рис. 32

Воздушные массы.

Воздушной массой называется воздух имеющий одинаковую температуру и влажность, над территорией не менее 1600 км. Воздушная масса может быть холодной, если она образовалась в полярных областях, теплой - из тропической зоны. Она может быть морской или континентальной по влажности.

При приходе ХВМ приземный слой воздуха нагревается от грунта увеличивает нестабильность. При приходе ТВМ приземный слой воздуха охлаждается, опускается и образует инверсию, увеличивает стабильность.

Холодный и теплый фронт.

Фронтом называется граница между теплой и холодной воздушной массой. Если вперед движется холодный воздух, то это холодный фронт. Если вперед движется теплый воздух - теплый фронт. Иногда воздушные массы перемещаются до тех пор, пока не остановятся возросшим перед ними давлением. В этом случае фронтальную границу называют стационарным фронтом.

Рис. 33 холодный фронт теплый фронт

Фронт окклюзии.

Облака

Типы облаков.

Существуют только три основных вида облаков. Это stratus, cumulus и cirrus т.е. слоистые (St), кучевые (Cu) и перистые (Сi).

слоистые кучевые перистые Рис. 35

Классификация облаков по высотам:

Рис. 36

Менее известные облака:

Дымка - образовывается когда теплый и влажный воздух движется на берег, или когда земля излучает тепло ночью в холодный и влажный слой.

Облачная шапка - образуется над вершиной при возникновении динамических восходящих потоков. Рис.37

Облака в виде флага - образуются за вершинами гор при сильном ветре. Иногда состоит из снега. Рис.38

Роторные облака - могут образовываться на подветренной стороне горы, за хребтом в сильный ветер и имеют форму длинных жгутов, расположенных вдоль горы. Они образуются на восходящих сторонах ротора и разрушаются на нисходящих. Указывают на серьезную турбулентность.Рис.39

Волновые или чечевицеобразные облака - формируются при волновом движении воздуха при сильном ветре. Не движутся относительно земли. Рис.40

Рис. 37 Рис. 38 Рис.39

Ребристые облака - очень похожи на рябь на воде. Образуются когда один воздушный слой движется над другим со скоростью достаточной для образования волн. Движутся с ветром. Рис.41

Pileus - при развитии грозового облака до слоя инверсии. Грозовое облако может пробить инверсионный слой. Рис. 42

Рис. 40 Рис. 41 Рис. 42

Образование облаков.

Облака состоят из бесчисленного множества микроскопических частичек воды различных размеров: от 0,001 см в насыщенном воздухе до 0,025 при продолжающийся конденсации. Главный путь образования облаков в атмосфере - охлаждение влажного воздуха. Это происходит при охлаждении воздуха, когда он поднимается вверх.

Туман образуется в охлаждающемся воздухе от контакта с землей.

Восходящие потоки.

Существуют три главные причины возникновения восходящих потоков. Это потоки из-за движения фронтов, динамические и термические.

фронтальные динамические термические

Скорость подъема фронтального потока прямо зависит от скорости движения фронта и обычно составляет 0,2-2 м/с. У динамического потока скорость подъема зависит от силы ветра и крутизны склона, может доходить до 30 м/с. Термический поток возникает при подъеме более теплого воздуха, который в солнечные дни нагревается от земной поверхности. Скорость подъема достигает 15 м/с, но обычно это 1-5 м/с.

Точка росы и высота облаков.

Температура насыщения называется точкой росы. Допустим, что поднимаясь воздух охлаждается определенным образом, например, 1 0 С/100 м. Но точка росы понижается только на 0,2 0 С/100 м. Таким образом точка росы и температура поднимающегося воздуха сближаются на 0,8 0 С/100 м. Когда они уравняются произойдет образование облаков. Метеорологи используют сухой и влажный термометры для замера температуры у земли и температуры насыщения. По этим замерам можно вычислить базу облаков. Например: температура воздуха у поверхности 31 0 С, точка росы 15 0 С. Разделив разность на 0,8 получаем базу равную 2000м.

Жизнь облаков.

Облака при своем развитии проходят стадии зарождения, роста и распада. Одно изолированное кучевое облако живет около получаса от момента появления первых признаков конденсации до распада в аморфную массу. Однако, часто облака не распадаются так быстро. Это происходит когда влажность воздуха на уровне облаков и влажность облака совпадает. Идет процесс перемешивания. Фактически продолжающаяся термичность приводит к постепенному или быстрому распространению облачности на все небо. Это называется сверхразвитие или OD на лексиконе летчиков.

Продолжающаяся термичность может подпитывать и отдельные облака увеличивая время их жизни более 0,5 часа. Фактически грозы это долгоживущие облака, образованные термическими потоками.

Осадки.

Для выпадения осадков необходимы два условия: продолжительные восходящие потоки и высокая влажность. В облаке начинается рост капелек воды или кристаллов льда. Когда они становятся большими, то начинают падать. Идет снег, дождь или град.