Шке верхней атмосферы, о метеорологических условиях по

• Название: Шке верхней атмосферы, о метеорологических условиях по
• Дата: 04.12.2021
• Размер: 1.82 Mb.
• Имя файла: Untitled.docx
• Тип: Документы; #290977
• страница: 4 из 26

Величина горизонтального градиента температу­ры выражается в градусах на 100 км. В одной воздушной массе величина горизонтального градиента температуры со­ставляет десятые доли градуса на 100 км. При переходе из одной воздушной массы в другую (например, из холодной в теплую) он может превышать 10 °С на 100 км.



Рисунок 1.2 - Психрометрическая будка

В пределах тропосферы температура воздуха с высо­той, как правило, понижается. Но может наблюдаться повы­шение температуры или ее постоянство. Обнаружено это бы­ло в 1890 г. французом Леоном де Бором, который запустил аэростат с термометром до Н=15 км и определил понижение температуры с высотой до 11 км, а выше температура не ме­нялась.

Вертикальным температурным градиентом ()) называется величина изменения температуры воздуха на каждые 100 м высоты и рассчитывается в градусах на 100 м высоты.

Вертикальный градиент температуры в стандартной атмосфере принят равным 0,65 °С/100 м и характеризует температурное состояние атмосферы или ее термическую стратификацию.

По вертикальному градиенту температурь! можно рас­считать температуру воздуха на любой высоте (Ть), согласно формуле:

_т _ _т А " ■ ^{0 Г} 100’ где То - температура у земли, °С; у - вертикальный темпера­турный градиент, °С/100 м; й- высота, для которой рассчиты­вается температура, м.

Вертикальный градиент не является постоянным и за­висит от типа воздушной массы, времени суток, периода го­да, характера подстилающей поверхности и других факт оров. При понижении температуры с высотой у считается положи­тельным. Если температура с высотой не изменяется, то у=0. ( лои ат мосферы с у 0. г. е., когда температура не изменяется с высотой, называются изотермическими. Слои атмосферы, где происходит повышение температуры с высотой (у<0), I <азы ваются инверсионными.

11аглядное представление о распределении темпера­туры воздуха но высотам над каким-либо пунктом можно получить с помощью графика температурной стратифи­кации. 11а графике по горизонтальной оси откладывается температура (от меньшего значения к большему слева напра­во). по вертикальной оси - высота или давление воздуха, со­ответствующее данной высоте. По данным радиозондирова­ния атмосферы на график наносят значения температуры на различных высотах, полученные точки соединяют между со­бой. 1(слученная кривая распределения температуры воздуха с высотой называется кривой стратификации (рису­нок 1.3). Наклон кривой стратификации влево соответствует нормальному распределению температуры воздуха с высо­той, т.е. температура с высотой понижается (у > О °С/100 м). 11аклон кривой стратификации вправо соответствует инвер­сии, т.е. температура с высотой повышается (у < О °С/!00 м). 1-'сли кривая стратификации идет вертикально вверх, то наблюдается изотермия и температура с высотой не изменя­ется (у = О °С/100 м).



Для наглядного представления о распределении тем­пературы на какой-либо площади или вдоль вертикального разреза атмосферы по маршруту проводятся линии одинако­вых температур, которые называются изотермами.

Слои инверсии играют существенную роль в образо­вании туманов, облаков, осадков. С высотой температура в данных слоях возрастает, и они препятствуют развитию вер­тикальных движений воздуха.

По механизму образования инверсии бывают следу­ющими.

Радиационные инверсии возникают в результате вы­холаживания нижних слоев воздуха от охлажденной есте­ственным излучением подстилающей поверхности. Они наблюдаются в ясные, тихие ночи. С восходом Солнца и началом утреннего прогрева инверсия разрушается, сначала у земли, а затем по всей толще. Они могут образовываться в любое время года, но наиболее благоприятные для них усло­вия создаются в зимнее время.

Адвективные инверсии образуются при движении относительно теплого воздуха над холодной подстилающей поверхностью суши или холодным морским течением. Такие инверсии возможны в зимнее время при адвекции теплого морского воздуха на холодный материк или в осеннее время при распространении воздуха из субтропиков в высокие ши­роты.

Орографические инверсии это разновидность ради­ационных инверсий. Охлаждающийся воздух по склонам скатывается вниз, заполняя низины, что способствует обра­зованию туманов и заморозков.

Слои инверсии и изотерм и и являются задерживаю­щими слоями и с ними связаны условия погоды, затрудняю­щие полеты:

под слоями инверсии задерживаются восходящие движения воздуха, в результате чего происходит скопление водяных паров и различных твердых частиц, ухудшающих видимость; образуются туманы и волнистообразные облака;

• 
  со слоями инверсии связаны резкие изменения направления и скорости ветра над и под ними, что может привести к возникновению опасных сдвигов ветра в призем ­ных слоях;
  
• 
  на слоях инверсии иногда образуются атмосферные волны, способствующие возникновению очагов турбулент­ности, вызывающих болтанку ВС.
  

Взлетные и посадочные характеристики самолета - длина разбега и пробега в значительной степени зависят от параметров атмосферы, таких как температура, давление, направление и скорость ветра у земли и на высоте полета.

Повышение температуры воздуха у земли, как и паде­ние атмосферного давления, приводит к увеличению скоро­сти отрыва и, соответственно, длины разбега самолета.

Влияние температуры воздуха и атмосферного давле­ния на длину разбега самолета можно оценить с помощью выражения: где Лрст - длина разбега при стандартных условиях, п - пока­затель степени (п = 3 для современных самолетов), Р и Р_Ст, Т и Тех - атмосферное давление (гПа) и температура воздуха (К) в реальных условиях и в условиях стандартной атмосфе­ры соответственно.

Таким образом, изменение температуры и давления по сравнению со стандартными условиями существенно влияет' на взлетные характеристики самолета. Это обстоятельство учитывается не только при проектировании и строительстве аэродромов, но и при определении длины разбега и соответ­ствующей загрузки самолетов при взлете. Особенно большое значение придается влиянию атмосферных условий на взлет самолетов с горных аэродромов и аэродромов, расположен­ных в районах с жарким климатом.

Посадочные характеристики также зависят от измене­ния температуры и давления воздуха. Влияние температуры воздуха на длину пробега при посадке для самолетов разных типов различно и может быть определено зависимостью:

Л,р = М°’^{95 +} 0,0031Г„),

где /,„_р и /,_пр - длина пробега в реальных условиях и в усло­виях СА соответственно, м; /о - температура воздуха у земли,

Следует отметить, что повышение атмосферного дав­ления вызывает уменьшение величин И_ПОс и Л_Пр, а его пони­жение ухудшает посадочные характеристики самолета.

На метеорологических станциях температура воздуха измеряется, как уже было сказано, термометрами, установ­ленными в психрометрических будках на высоте 2 м над подстилающей поверхностью. Точность измерения ±0,1 °С. При этом определяется температура воздуха в момент наблюдения, а также минимальная и максимальная темпера­тура за определенный промежуток времени. На картах пого­ды, которые будут изучаться в дальнейшем, указывается температура воздуха в момент наблюдения в градусах Цель­сия, с точностью до десятых долей. Относительно кружка станции температура наносится так, как представлено на ри­сунке 1.4.



1=12,3°С 1=-3,4°С

Рисунок 1.4-11равила нанесения значений температуры
воздуха на приземные карты погоды

Как видно, на левой части рисунка на карту нанесена температура воздуха у земли, равная 12,3 °С, а на правой -- температура -3,4 °С.

В последующих темах будут более подробно рассмот­рены правила нанесения данных о метеорологических вели­чинах и явлениях погоды на карты погоды.

3. 
   Влажность воздуха и ее характеристики, приборы измерения
   

В атмосфере всегда имеется водяной пар, который по­падает туда непрерывно вследствие испарения с поверхности водоемов, почвы. Ежегодно испаряется около 355 тыс. км³ воды. Из этого количества примерно 320 тыс. км³ возвраща­ется обратно, выпадая в виде осадков на поверхность океа­нов, а 35 тыс. км³ - на сушу. Всего в атмосфере содержится около 13 тыс. км³ воды, что в 11 раз больше, чем в реках. ') гог запас воды в атмосфере обновляется примерно каждые 9 суток, т.е. 40 раз в год.

В природе происходит непрерывный кругооборот во­ды: испарение - конденсация - сток - испарение. Вода в воз­духе может находиться в трех фазовых состояниях - газооб­разном, жидком и твердом - и переходить из одного состоя­ния в другое путем испарения, конденсации, сублимации, замерзания (кристаллизации) и таяния (рисунок 1.5).

вода



Рисунок 1.5 - Фазовые переходы воды в атмосфере

Испарение - это поступление водяного пара в атмо­сферу вследствие перехода воды из жидкого или твердого состояния в газообразное.

Конденсация это переход воды из газообразного в жидкое состояние.

Сублимация - это переход водяного пара сразу в твердое состояние, минуя жидкую фазу.

Замерзание - это переход воды из жидкого в твердое состояние.

Таяние - это переход воды из твердого состояния в жидкое.

Влажность воздуха определяется содержанием в ней водяного пара. Более 90 % всего водяного пара находится в тропосфере, при этом половина его приходится на нижние 1,5 км.

С наличием в атмосфере водяного пара и его перехо­дами в жидкую и твердую фазы воды связано появление об­лаков, осадков, туманов, росы, инея и других явлений. Для количественного выражения содержания водяного пара в воздухе имеются различные характеристики влажности.

1. 
   Упругость водяного пара (е).
   

Упругостью водяного пара - называется его парци­альное давление, т.е. та часть общего давления газовой сме­си, которая обусловлена данным газом или паром. Измеряет­ся она в мм рт. ст. или гектопаскалях (гПа). Упругость водя­ного пара возрастает с увеличением его количества. Упру­гость водяного пара является величиной, необходимой для определения очень важной характеристики влажности возду­ха - точки росы. Каждому значению упругости водяного па­ра соответствует строго определенное значение точки росы. С увеличением количества водяного пара его упругость по­степенно возрастает и может достигнуть предельного значе­ния, при котором пар полностью насыщает пространство при данных условиях. При дальнейшем поступлении водяного пара он будет конденсироваться, т.е. превращаться в воду.

2. 
   Упругость насыщения (Е).
   

Упругостью насыщения называется упругость водя­ного пара в состоянии насыщения. Измеряется она в мм рт. ст. или гПа и зависит от нескольких факторов, в первую очередь, от температуры.

Упругость насыщения зависит также от агрегатного состояния (жидкого или твердого) испаряющейся воды, кри­визны поверхности испарения, концентрации раствора (со- псности воды) и электрического заряда капель.

3. 
   Относительная влажность (/).
   

В атмосфере всегда имеется водяной пар, но не всегда он является насыщающим. Для определения его насыщенно­сти пользуются относительной влажностью.

Относительной влажностью называется отношение упругости водяного пара к упругости насыщения, выражен­ное в процентах:

/ = -^е- Ю0%.

Когда упругость водяного пара равна упругости насыщения (е=Е), относительная влажность равна 100 %. Т а­кое значение относительной влажности наблюдается только в тумане или внутри облака. Чем больше упругость водяного’ пара отличается от упругости насыщения, тем меньше вели­чина относительной влажности. При суховеях относительная влажность меньше 30 %. При понижении температуры и неизменном влагосодержании относительная влажность рас­тет, так как уменьшается необходимая для насыщения упру­гость водяных паров, и наоборот, повышение температуры влечет за собой уменьшение относительной влажности и удаление воздуха от состояния насыщения.

4. 
   Точка росы (Та).
   

Если, не* изменяя величины упругости водяного пара (е), охлаждать воздух, то относительная влажность в нем бу­дет возрастать. Он начнет приближаться к состоянию насы­щения и при определенной температуре упругость имеюще­гося в воздухе водяного пара станет равной упругости, необ­ходимой для насыщения, начнется конденсация.

Точкой росы называется та температура, при которой водяной пар, находящийся в воздухе, достигнет состояния насыщения при неизменном давлении. Каждой упругости водяного пара (е) соответствует строго определенная точка росы (7>).

Начиная с 1951 г. наряду с температурой на синопти­ческие карты наносится и температура точки росы, так как показано на рисунке 1.6.



Ш=5,б*С Т<#=-1,8°С

Рисунок 1.6 - Правила нанесения температуры точки росы

Разность между температурой воздуха и точкой росы называется дефицитом точки росы. Чем меньше эта раз­ность, тем больше вероятность конденсации водяного пара в виде тумана, росы, инея, изморози. При температуре воздуха, равной температуре точки росы (Г=7У), относительная влаж­ность достигает 100 %. С помощью дефицита точки росы можно определить высоту уровня конденсации, пользуясь эмпирической формулой:

//_ук = 122(Т - Т(1).

При анализе аэрологических диаграмм дефицит точки росы дает возможность определить наличие или отсутствие облаков на различных уровнях. При обеспечении полетов в сложных метеорологических условиях важно знать дефицит точки росы с точностью до 0,1°, так как при его изменении существенно изменяется высота нижней границы облаков.

5. 
   Абсолютная влажность (а).
   

Абсолютной влажностью называется количество граммов воды, находящейся в одном кубическом метре влажного воздуха (г/м³).

6. 
   Удельная влажность (XI). Под удельной влажно­стью понимают количество граммов воды в одном кило- I рамме влажного воздуха (г/кг).
   

Влажность воздуха в приземном слое определяется психрометрическим и гигрометрическим способами. Первый основан на измерении температуры воздуха двумя термомет­рами (рисунок 1.7). Резервуар с рабочей жидкостью одного из них смочен водой и за счет этого его показания несколько ниже, так как вода испаряется и охлаждает его. По показани­ям сухого и смоченного термометров при помощи специаль­ных психрометрических таблиц вычисляют все остальные характеристики влажности.



Рисунок 1.7 - Психрометр: а) станционный; б) аспирационный

Принцип действия гигрометров основан на свойстве многих органических материалов изменять свои размеры в зависимости от влажности воздуха. Наиболее приемлемыми оказались обезжиренный человеческий или конский волос и органическая пленка (рисунок 1.8). С помощью гигрометра можно определить только относительную влажность возду­ха.



Рисунок 1.8 - Гигрометр волосной

Влажность воздуха имеет существенное значение для обеспечения безопасности полетов. Ее точное и регулярное измерение может помочь оценить дальнейшую динамику из­менения видимости и высоты нижней границы облаков. А ни две метеорологические величины имеют колоссальное пиление при осуществлении посадки ЛА.

3.