Perhatian, muatan salju! Gradien angin adalah perubahan angin terhadap ketinggian.
24. Hukum tekanan angin
Pengalaman menegaskan bahwa sebenarnya angin di permukaan bumi selalu (kecuali garis lintang dekat ekuator) menyimpang dari gradien tekanan sebesar sudut lancip tertentu ke kanan di Belahan Bumi Utara, dan ke kiri di Belahan Bumi Selatan. Hal ini mengarah pada apa yang disebut hukum barik angin: jika di Belahan Bumi Utara Anda berdiri membelakangi angin dan menghadap ke arah angin bertiup, maka tekanan terendah akan berada di kiri dan agak ke depan, dan tekanan tertinggi akan berada di sebelah kanan dan agak di belakang.
Hukum ini ditemukan secara empiris pada paruh pertama abad ke-19. Pangkalan Ballo menyandang namanya. Dengan cara yang sama, angin sebenarnya di atmosfer bebas selalu bertiup hampir sepanjang isobar, meninggalkan (di Belahan Bumi Utara) tekanan rendah di sebelah kiri, yaitu. menyimpang dari gradien tekanan ke kanan dengan sudut mendekati garis lurus. Situasi ini dapat dianggap sebagai perpanjangan hukum tekanan angin terhadap atmosfer bebas.
Hukum tekanan angin menggambarkan sifat-sifat angin sebenarnya. Dengan demikian, pola pergerakan udara geostropik dan gradien, yaitu. dalam kondisi teoritis yang disederhanakan, hal tersebut umumnya dibenarkan dalam kondisi aktual yang lebih kompleks di atmosfer nyata. Di atmosfer bebas, meskipun bentuk isobarnya tidak beraturan, arah angin mendekati isobar (biasanya menyimpang 15-20° darinya), dan kecepatannya mendekati kecepatan angin geostropik. .
Hal yang sama juga berlaku untuk garis arus pada lapisan permukaan siklon atau antisiklon. Meskipun garis-garis arus ini bukan spiral yang teratur secara geometris, sifatnya masih berbentuk spiral dan pada siklon garis-garis tersebut menyatu ke arah pusat, dan pada antisiklon garis-garis tersebut menyimpang dari pusat.
Front di atmosfer secara konstan menciptakan kondisi ketika dua massa udara dengan sifat berbeda terletak bersebelahan. Dalam hal ini, kedua massa udara dipisahkan oleh zona transisi sempit yang disebut front. Panjang zona tersebut ribuan kilometer, lebarnya hanya puluhan kilometer. Zona-zona ini relatif terhadap permukaan bumi memiliki kemiringan terhadap ketinggian dan dapat ditelusuri ke atas setidaknya beberapa kilometer, dan seringkali hingga ke stratosfer. Di zona frontal, ketika berpindah dari satu massa udara ke massa udara lainnya, suhu, angin, dan kelembaban udara berubah secara tajam.
Front yang memisahkan tipe geografis utama massa udara disebut front utama. Bagian depan utama antara udara beriklim sedang dan beriklim sedang disebut Arktik, dan garis depan antara udara beriklim sedang dan tropis disebut kutub. Pembagian udara tropis dan khatulistiwa tidak bersifat front, pembagian ini disebut zona konvergensi intertropis.
Lebar horizontal dan ketebalan vertikal bagian depan kecil dibandingkan dengan ukuran massa udara yang dipisahkannya. Oleh karena itu, dengan mengidealkan kondisi sebenarnya, kita dapat membayangkan bagian depan sebagai antarmuka antara massa udara.
Pada perpotongan dengan permukaan bumi, permukaan bagian depan membentuk garis depan yang disebut juga bagian depan. Jika kita mengidealkan zona frontal sebagai antarmuka, maka untuk besaran meteorologi itu adalah permukaan diskontinuitas, karena perubahan tajam suhu zona frontal dan beberapa besaran meteorologi lainnya bersifat lompatan pada antarmuka.
Permukaan depan melewati atmosfer secara miring (Gbr. 5). Jika kedua massa udara tidak bergerak, maka udara hangat akan terletak di atas udara dingin, dan permukaan depan di antara keduanya akan horizontal, sejajar dengan permukaan isobarik horizontal. Karena pergerakan massa udara, permukaan bagian depan dapat ada dan bertahan asalkan miring ke permukaan yang rata dan, oleh karena itu, ke permukaan laut.
Beras. 5. Permukaan depan pada bagian vertikal
Teori permukaan depan menunjukkan bahwa sudut kemiringan bergantung pada kecepatan, percepatan dan suhu massa udara, serta garis lintang geografis dan percepatan jatuh bebas. Teori dan pengalaman menunjukkan bahwa sudut kemiringan permukaan depan terhadap permukaan bumi sangat kecil, sekitar hitungan menit busur.
Setiap front individu di atmosfer tidak ada selamanya. Front terus-menerus muncul, meningkat, kabur, dan menghilang. Kondisi pembentukan front selalu ada di bagian tertentu atmosfer, sehingga front bukanlah suatu kejadian yang jarang terjadi, melainkan merupakan ciri atmosfer sehari-hari yang konstan.
Mekanisme umum pembentukan front di atmosfer adalah kinematik: front muncul dalam bidang pergerakan udara yang menyatukan partikel-partikel udara dengan suhu (dan sifat lainnya) yang berbeda,
Dalam medan gerak seperti itu, gradien suhu horizontal meningkat, dan ini mengarah pada pembentukan bagian depan yang tajam, bukan transisi bertahap antara massa udara. Proses pembentukan front disebut frontogenesis. Demikian pula, dalam bidang gerak yang menjauhkan partikel udara satu sama lain, front yang sudah ada dapat menjadi kabur, yaitu. berubah menjadi zona transisi yang luas, dan gradien besar besaran meteorologi yang ada di dalamnya, khususnya suhu, menjadi halus.
Dalam atmosfer nyata, garis depan biasanya tidak sejajar dengan arus udara. Angin pada kedua sisi depan mempunyai komponen normal ke depan. Oleh karena itu, barisan depan sendiri tidak tetap pada posisinya, melainkan bergerak.
Bagian depan dapat bergerak menuju udara yang lebih dingin atau udara yang lebih hangat. Jika garis depan bergerak mendekati permukaan tanah menuju udara yang lebih dingin, ini berarti irisan udara dingin sedang mundur dan ruang yang dikosongkan digantikan oleh udara hangat. Bagian depan seperti ini disebut bagian depan hangat. Perjalanannya melalui lokasi pengamatan menyebabkan penggantian massa udara dingin dengan massa udara hangat, dan akibatnya, peningkatan suhu dan perubahan tertentu dalam besaran meteorologi lainnya.
Jika garis depan bergerak ke arah udara hangat berarti irisan udara dingin bergerak maju, udara hangat di depannya mundur, dan juga terdorong ke atas oleh majunya irisan udara dingin. Front seperti ini disebut front dingin. Selama perjalanannya, massa udara hangat digantikan oleh massa udara dingin, suhu turun, dan besaran meteorologi lainnya juga berubah tajam.
Di wilayah depan (atau, seperti yang biasa dikatakan, pada permukaan depan), komponen vertikal kecepatan udara muncul. Yang paling penting adalah kasus yang sering terjadi ketika udara hangat berada dalam keadaan bergerak ke atas, yaitu. ketika, bersamaan dengan gerakan horizontal, ia juga bergerak ke atas di atas irisan udara dingin. Hal inilah yang dikaitkan dengan perkembangan sistem awan di atas permukaan depan, tempat turunnya curah hujan.
Di bagian depan yang hangat, gerakan ke atas menutupi lapisan kuat udara hangat di seluruh permukaan bagian depan; kecepatan vertikal di sini berkisar 1...2 cm/s dengan kecepatan horizontal beberapa puluh meter per detik. Oleh karena itu, pergerakan udara hangat bersifat meluncur ke atas sepanjang permukaan depan.
Tidak hanya lapisan udara yang berbatasan langsung dengan permukaan depan, tetapi juga semua lapisan di atasnya, seringkali hingga tropopause, ikut serta dalam pergeseran ke atas. Akibatnya, sistem awan cirrostratus, altostratus, dan nimbostratus yang luas muncul, tempat turunnya curah hujan. Dalam kasus front dingin, pergerakan udara hangat ke atas terbatas pada zona yang lebih sempit, namun kecepatan vertikal jauh lebih besar daripada di front hangat, dan kecepatan tersebut sangat kuat terutama di depan irisan dingin, tempat udara hangat dipindahkan. oleh udara dingin. Awan kumulonimbus disertai hujan dan badai petir mendominasi di sini.
Sangat penting bahwa semua front berhubungan dengan palung di bidang tekanan. Dalam kasus bagian depan yang diam (bergerak perlahan), isobar di palung sejajar dengan bagian depan itu sendiri. Dalam kasus front hangat dan dingin, isobar berbentuk huruf Latin V, berpotongan dengan bagian depan terletak pada sumbu palung.
Ketika sebuah front melintas, angin di suatu lokasi tertentu berubah arahnya searah jarum jam. Misalnya angin tenggara sebelum depan, maka di belakang depan akan berubah ke selatan, barat daya, atau barat.
Idealnya, bagian depan dapat direpresentasikan sebagai permukaan diskontinuitas geometris.
Dalam atmosfer nyata, idealisasi seperti itu dapat diterima pada lapisan batas planet. Pada kenyataannya, front merupakan zona transisi antara massa udara hangat dan dingin; di troposfer mewakili wilayah tertentu yang disebut zona frontal. Suhu di bagian depan tidak mengalami diskontinuitas, melainkan berubah secara tajam di dalam zona depan, yaitu. bagian depan dicirikan oleh gradien suhu horizontal yang besar, suatu urutan besarnya lebih besar daripada massa udara di kedua sisi bagian depan.
Kita telah mengetahui bahwa jika ada gradien suhu horizontal yang arahnya cukup dekat dengan gradien tekanan horizontal, gradien tekanan horizontal akan bertambah seiring ketinggian, dan dengan itu kecepatan angin juga meningkat. Di zona frontal, di mana gradien suhu horizontal antara udara hangat dan dingin sangat besar, gradien tekanan meningkat tajam seiring dengan ketinggian. Artinya angin panas memberikan kontribusi yang besar dan kecepatan angin di ketinggian mencapai nilai yang tinggi.
Dengan bagian depan yang menonjol di atasnya, di troposfer atas dan stratosfer bawah, terdapat arus udara yang kuat, umumnya sejajar dengan bagian depan, lebarnya beberapa ratus kilometer, dengan kecepatan 150 hingga 300 km/jam. Ini disebut aliran jet. Panjangnya sebanding dengan panjang bagian depan dan bisa mencapai beberapa ribu kilometer. Kecepatan angin maksimum diamati pada sumbu aliran jet dekat tropopause, yang dapat melebihi 100 m/s.
Lebih tinggi di stratosfer, di mana gradien suhu horizontal dibalik, gradien tekanan berkurang seiring ketinggian, arah angin termal berlawanan dengan kecepatan angin dan menurun seiring ketinggian.
Di sepanjang front Arktik, aliran jet ditemukan di tingkat yang lebih rendah. Dalam kondisi tertentu, aliran jet diamati di stratosfer.
Biasanya, bagian depan utama troposfer - kutub, Arktik - lewat terutama dalam arah garis lintang, dengan udara dingin terletak di garis lintang yang lebih tinggi. Oleh karena itu, aliran jet yang terkait dengannya paling sering diarahkan dari barat ke timur.
Ketika bagian depan utama menyimpang tajam dari arah garis lintang, aliran jet juga menyimpang.
Di daerah subtropis, di mana troposfer garis lintang sedang bersentuhan dengan troposfer tropis, timbul arus keropeng subtropis, yang sumbunya biasanya terletak di antara tropopause tropis dan kutub.
Aliran jet subtropis tidak terkait erat dengan front mana pun dan terutama merupakan konsekuensi dari adanya gradien suhu kutub-khatulistiwa.
Penghitung arus jet ke pesawat terbang mengurangi kecepatan penerbangannya; arus jet yang lewat meningkatkannya. Selain itu, turbulensi yang kuat dapat terjadi di zona aliran jet, sehingga memperhitungkan aliran jet penting untuk penerbangan.
| " |
ANGIN GRADIEN Dalam kasus isobar melengkung, timbul gaya sentrifugal. Itu selalu diarahkan ke konveksitas (dari pusat siklon atau antisiklon ke pinggiran). Ketika terjadi pergerakan udara horizontal seragam tanpa gesekan dengan isobar lengkung, maka 3 gaya seimbang pada bidang horizontal: gaya gradien tekanan G, gaya rotasi Bumi K, dan gaya sentrifugal C. Pergerakan horizontal yang seragam dan stabil sebesar udara tanpa adanya gesekan sepanjang lintasan melengkung disebut angin gradien. Vektor gradien angin diarahkan secara tangensial ke isobar dengan sudut kanan ke kanan di belahan bumi utara (ke kiri di selatan) relatif terhadap vektor gaya gradien tekanan. Oleh karena itu, pada siklon, pusarannya berlawanan arah jarum jam, dan pada antisiklon, pusarannya searah jarum jam di belahan bumi utara.
Posisi relatif gaya-gaya yang bekerja pada kasus angin gradien: a) siklon, b) antisiklon. A – Gaya Coriolis (dalam rumusnya disebut K)
Mari kita perhatikan pengaruh jari-jari kelengkungan r terhadap kecepatan gradien angin. Dengan radius kelengkungan yang besar (r > 500 km), kelengkungan isobar (1/ r) sangat kecil, mendekati nol. Jari-jari kelengkungan isobar bujursangkar lurus adalah r → ∞ dan angin bersifat geostropik. Angin geostropik merupakan kasus khusus angin gradien (pada C = 0). Dengan radius kelengkungan yang kecil (r< 500 км) в циклоне и антициклоне при круговых изобарах скорость градиентного ветра определяется следующими уравнениями: В циклоне уравновешиваются силы G = K + C: или В антициклоне К = G + С: Поэтому в циклоне: или
Dalam antisiklon: atau Artinya, di tengah siklon dan antisiklon, gradien tekanan horizontal adalah nol, yaitu berarti G = 0 sebagai sumber pergerakan. Oleh karena itu, = 0. Gradien angin merupakan perkiraan angin sebenarnya di atmosfer bebas siklon dan antisiklon.
Kecepatan angin gradien dapat diperoleh dengan menyelesaikan persamaan kuadrat - dalam siklon: - dalam antisiklon: Dalam formasi barik yang bergerak lambat (kecepatan pergerakan tidak lebih dari 40 km/jam) di garis lintang tengah dengan kelengkungan yang besar isohypsum (1/ r) → ∞ (kelengkungan radius kecil r ≤ 500 km) pada permukaan isobarik, hubungan antara gradien dan angin geostropik berikut digunakan: Untuk kelengkungan siklon ≈ 0,7 Untuk kelengkungan antisiklonik ≈ 1.
Dengan kelengkungan isobar yang besar di dekat permukaan bumi (1/ r) → ∞ (radius kelengkungan r ≤ 500 km): dengan kelengkungan siklon ≈ 0,7 dengan kelengkungan antisiklonik ≈ 0,3 Angin geostropik digunakan: - dengan isohyps lurus dan isobar dan - dengan radius kelengkungan rata-rata 500 km< r < 1000 км, — а также при большой кривизне изобар (r < 500 км) в быстро перемещающихся барических образованиях.
HUKUM ANGIN Hubungan antara arah angin permukaan dengan arah gradien tekanan horizontal dirumuskan pada abad ke-19 oleh ilmuwan Belanda Beis-Ballo dalam bentuk kaidah (hukum). HUKUM ANGIN: Jika melihat ke arah mata angin, tekanan rendah akan berada di kiri dan agak ke depan, dan tekanan tinggi akan berada di kanan dan agak di belakang (di belahan bumi utara). Saat menggambar isobar pada peta sinoptik, arah angin diperhitungkan: arah isobar diperoleh dengan memutar panah angin ke kanan (searah jarum jam) sekitar 30 -45°.
ANGIN NYATA Pergerakan udara nyata tidaklah diam. Oleh karena itu, karakteristik angin sebenarnya di permukaan bumi berbeda dengan karakteristik angin geostropik. Mari kita perhatikan angin sebenarnya dalam bentuk dua suku: V = + V′ – simpangan ageostrofik u = + u′ atau u′ = u - v = + v ′ atau v ′ = v – Mari kita tuliskan persamaan gerak tanpa mengambil memperhitungkan gaya gesekan:
PENGARUH GAYA GESEKAN TERHADAP ANGIN Di bawah pengaruh gesekan, kecepatan angin permukaan rata-rata dua kali lebih kecil dari kecepatan angin geostropik, dan arahnya menyimpang dari geostropik menuju gradien tekanan. Dengan demikian, angin sebenarnya menyimpang di permukaan bumi dari gaya geostropik ke kiri di belahan bumi utara dan ke kanan di belahan bumi selatan. Saling pengaturan kekuatan. Isobar garis lurus
Dalam siklon, di bawah pengaruh gesekan, arah angin menyimpang ke arah pusat siklon, dalam antisiklon - dari pusat antisiklon menuju pinggiran. Akibat pengaruh gesekan, arah angin pada lapisan permukaan menyimpang dari garis singgung isobar menuju tekanan rendah rata-rata sekitar 30° (di atas laut sekitar 15°, di darat sekitar 40 -45°) .
PERUBAHAN ANGIN DENGAN KETINGGIAN Dengan ketinggian, gaya gesekan berkurang. Pada lapisan batas atmosfer (lapisan gesekan), angin mendekati angin geostropik dengan ketinggian yang diarahkan sepanjang isobar. Dengan demikian, seiring dengan ketinggian, angin akan menguat dan berbelok ke kanan (di belahan bumi utara) hingga diarahkan sepanjang isobar. Perubahan kecepatan dan arah angin terhadap ketinggian lapisan batas atmosfer (1 -1,5 km) dapat direpresentasikan dengan hodograf. Hodograf adalah kurva yang menghubungkan ujung-ujung vektor yang menggambarkan angin pada ketinggian berbeda dan ditarik dari satu titik. Kurva ini adalah spiral logaritmik yang disebut spiral Ekman.
KARAKTERISTIK GARIS ALIRAN MEDAN ANGIN Garis arus adalah suatu garis yang pada setiap titiknya vektor kecepatan angin berarah tangensial pada waktu tertentu. Dengan demikian, mereka memberikan gambaran tentang struktur medan angin pada saat tertentu (bidang kecepatan sesaat). Dalam kondisi gradien atau angin geostropik, garis arus akan berimpit dengan isobar (isohypses). Vektor kecepatan angin sebenarnya pada lapisan batas tidak sejajar dengan isobar (isohypses). Oleh karena itu, garis arus angin sebenarnya memotong isobar (isohypses). Saat menggambar garis arus, tidak hanya arahnya, tetapi juga kecepatan angin yang diperhitungkan: semakin tinggi kecepatannya, semakin padat garis arus tersebut.
Contoh garis arus di dekat permukaan bumi pada siklon permukaan pada antisiklon permukaan pada palung di punggung bukit
LINTASAN PARTIKEL UDARA Lintasan partikel adalah lintasan partikel udara secara individu. Artinya, lintasan mencirikan pergerakan partikel udara yang sama pada momen-momen waktu yang berurutan. Lintasan partikel dapat dihitung secara kasar dari peta sinoptik yang berurutan. Metode lintasan dalam meteorologi sinoptik memungkinkan pemecahan dua masalah: 1) menentukan dari mana suatu partikel udara akan berpindah ke suatu titik tertentu dalam jangka waktu tertentu; 2) menentukan kemana suatu partikel udara akan bergerak dari suatu titik tertentu dalam selang waktu tertentu. Lintasan dapat dibangun menggunakan peta AT (biasanya AT-700) dan peta permukaan tanah. Metode grafis digunakan untuk menghitung lintasan menggunakan penggaris gradien.
Contoh pembuatan lintasan partikel udara (dari mana partikel tersebut akan bergerak) menggunakan satu peta: A – titik perkiraan; B adalah bagian tengah jalur partikel; C – titik awal lintasan Dengan menggunakan bagian bawah penggaris gradien, kecepatan angin geostropik (V, km/jam) ditentukan dari jarak antara isohyps. Penggaris diterapkan dengan skala yang lebih rendah (V, km/jam) normal terhadap isohyps kira-kira di tengah jalan. Dengan menggunakan skala (V, km/jam) antara dua isohypsum (pada titik potong dengan isohypsum kedua), kecepatan rata-rata V cp ditentukan.
Penggaris gradien untuk garis lintang 60˚ Selanjutnya, tentukan lintasan partikel dalam waktu 12 jam (S 12) dengan kecepatan perpindahan tertentu. Secara numerik sama dengan kecepatan perpindahan partikel V h Jalur partikel dalam 24 jam adalah S 24 = 2· S 12; lintasan suatu partikel dalam waktu 36 jam sama dengan S 36 = 3· S 12. Pada skala atas penggaris, jalur partikel dari titik perkiraan diplot dalam arah yang berlawanan dengan arah isohip, dengan mempertimbangkan pembengkokannya.
1. Konsep dasar dan definisi
BIAYA SALJU (SNOW CHARGES), menurut Kamus Meteorologi klasik terkenal tahun 1974. edisi [ 1 ] - adalah: “…sebutan untuk hujan salju (atau butiran salju) yang singkat dan intens dari awan cumulonimbus, sering kali disertai badai salju.”
Dan dalam Kamus Meteorologi - glosarium POGODA.BY [2]: “ Salju "mengisi"- hujan salju yang sangat lebat, disertai dengan peningkatan angin yang tajam selama perjalanannya. “Muatan” salju terkadang mengikuti satu sama lain dalam interval pendek. Mereka biasanya terlihat di bagian belakang siklon dan di bagian depan dingin sekunder. Bahaya “muatan” salju adalah jarak pandang berkurang tajam hingga hampir nol saat melintas.”
Selain itu, fenomena cuaca yang intens dan berbahaya bagi penerbangan ini dijelaskan dalam buku teks Elektronik modern “Penerbangan dan Cuaca” [3] sebagai: “fokus curah hujan padat di musim dingin (hujan salju, “serpihan” salju, butiran salju, hujan es dan hujan es), yang terlihat seperti "biaya salju" - zona hujan salju yang sangat deras yang bergerak cepat, secara harfiah merupakan “jatuhnya” salju dengan penurunan jarak pandang yang tajam, sering kali disertai dengan badai salju di permukaan bumi.”
Muatan salju adalah fenomena cuaca yang kuat, cerah, dan berjangka pendek (biasanya hanya berlangsung beberapa menit), yang, karena kondisi cuaca saat ini, sangat berbahaya tidak hanya untuk penerbangan pesawat ringan dan helikopter di ketinggian rendah, tetapi juga untuk penerbangan. semua jenis pesawat udara (aircraft) yang berada di lapisan bawah atmosfer pada saat lepas landas dan pendakian awal, serta pada saat mendarat. Fenomena ini, seperti akan kita lihat nanti, bahkan terkadang menjadi penyebab terjadinya kecelakaan (kecelakaan pesawat). Penting bahwa jika kondisi pembentukan muatan salju tetap ada di wilayah tersebut, perjalanannya dapat diulangi di tempat yang sama!
Untuk meningkatkan keselamatan penerbangan pesawat, perlu dilakukan analisis penyebab terjadinya muatan salju dan kondisi meteorologi di dalamnya, menunjukkan contoh kecelakaan yang relevan, serta mengembangkan rekomendasi bagi personel pengendali penerbangan dan dinas meteorologi penerbangan untuk, jika memungkinkan, hindari kecelakaan saat melewati muatan salju.
2. Penampakan sumber muatan salju
Karena muatan salju paling berbahaya yang dimaksud tidak sering terjadi, untuk memahami masalahnya, penting bagi semua penerbang untuk memiliki gagasan yang benar (termasuk visual) tentang fenomena alam yang dahsyat ini. Oleh karena itu, di awal artikel, contoh video dari lintasan muatan salju di dekat permukaan bumi ditawarkan untuk dilihat.
Beras. 1 Mendekati zona salju. Bingkai pertama dari video, lihat: http://rutube.ru/video/728d027f45b8ae5356c962f70f40d6dd/
Pembaca yang tertarik juga disuguhi beberapa episode video perjalanan muatan salju di dekat Bumi:
dll. (lihat mesin pencari Internet).
3. Proses terbentuknya pusat muatan salju
Dari sudut pandang situasi meteorologi, kondisi khas munculnya pusat badai musim dingin serupa dengan yang terjadi selama pembentukan pusat hujan dan badai petir yang kuat di musim panas - setelah invasi dingin terjadi dan, karenanya, terjadinya badai musim dingin. munculnya kondisi konveksi dinamis. Pada saat yang sama, awan kumulonimbus dengan cepat terbentuk, yang menghasilkan kantong hujan lebat di musim panas dalam bentuk hujan lebat (seringkali disertai badai petir), dan di musim dingin - dalam bentuk kantong salju lebat. Biasanya, kondisi seperti itu selama adveksi dingin diamati di bagian belakang siklon - baik di belakang bagian depan dingin maupun di zona bagian depan dingin sekunder (termasuk dan dekat dengannya).
Mari kita perhatikan diagram struktur vertikal khas muatan salju pada tahap perkembangan maksimum, yang terbentuk di bawah awan kumulonimbus dalam kondisi adveksi dingin di musim dingin.
Beras. 2 Diagram umum bagian vertikal sumber muatan salju pada tahap perkembangan maksimum (A, B, C - titik AP, lihat paragraf 4 artikel)
Diagram menunjukkan bahwa curah hujan deras yang turun dari awan kumulonimbus “membawa” udara bersamanya, menghasilkan aliran udara ke bawah yang kuat, yang, ketika mendekati permukaan bumi, “menyebar” menjauhi sumbernya, menciptakan peningkatan angin yang merata di dekat Bumi (terutama dalam arah pergerakan sumber, seperti pada diagram). Fenomena serupa berupa “keterlibatan” aliran udara ke bawah akibat jatuhnya curah hujan cair juga diamati di musim panas, menciptakan “hembusan angin” (zona squall), yang muncul sebagai proses yang berdenyut di depan sumber badai petir yang bergerak - lihat literatur tentang gunting angin [4].
Jadi, di zona lewatnya sumber muatan salju yang kuat, fenomena cuaca berikut yang berbahaya bagi penerbangan dan penuh dengan kecelakaan dapat terjadi di lapisan bawah atmosfer: arus udara ke bawah yang kuat, angin kencang meningkat di dekat Bumi dan area dengan penurunan visibilitas yang tajam saat curah hujan bersalju. Mari kita pertimbangkan secara terpisah fenomena cuaca ini selama serangan salju (lihat paragraf 3.1, 3.2, 3.3).
3.1 Arus udara ke bawah yang kuat di sumber muatan salju
Seperti yang telah ditunjukkan, pada lapisan batas atmosfer dapat diamati proses pembentukan daerah aliran udara ke bawah yang kuat akibat curah hujan yang tinggi [4]. Proses ini disebabkan oleh masuknya udara oleh presipitasi, jika presipitasi tersebut memiliki unsur-unsur berukuran besar yang memiliki laju jatuh yang meningkat, dan teramati intensitas presipitasi yang tinggi (“kepadatan” unsur-unsur presipitasi terbang). Selain itu, yang penting dalam situasi ini adalah adanya efek “pertukaran” massa udara secara vertikal - yaitu. munculnya daerah aliran udara kompensasi yang diarahkan dari atas ke bawah, karena adanya daerah arus naik selama konveksi (Gbr. 3), di mana daerah presipitasi berperan sebagai “pemicu” pertukaran vertikal yang kuat ini.
Beras. 3 (ini adalah salinan Gambar 3-8 dari [4]). Pembentukan aliran udara ke bawah pada tahap pematangan b), yang tertahan oleh curah hujan (dalam bingkai merah).
Kekuatan aliran udara ke bawah yang dihasilkan akibat keterlibatan curah hujan yang tinggi secara langsung bergantung pada ukuran partikel (elemen) curah hujan yang jatuh. Partikel curah hujan yang besar (Ø ≥5 mm) biasanya jatuh dengan kecepatan ≥10 m/s dan oleh karena itu serpihan salju basah yang besar mengembangkan kecepatan jatuh tertinggi, karena ukurannya dapat > 5 mm, dan, tidak seperti salju kering, memiliki dampak yang signifikan. "angin" yang lebih rendah. Efek serupa terjadi di musim panas di daerah dengan hujan es lebat, yang juga menyebabkan aliran udara ke bawah yang kuat.
Oleh karena itu, di tengah muatan salju “basah” (serpihan), “penangkapan” udara oleh curah hujan yang turun meningkat tajam, yang menyebabkan peningkatan kecepatan aliran udara ke bawah dalam curah hujan, yang dalam kasus ini tidak dapat hanya mencapai, tetapi bahkan melampaui nilai “musim panas” mereka saat hujan deras. Selain itu, seperti diketahui, kecepatan aliran vertikal dari 4 hingga 6 m/s dianggap “kuat”, dan “sangat kuat” lebih dari 6 ms [4].
Serpihan salju basah yang besar biasanya muncul pada suhu udara yang sedikit positif dan oleh karena itu jelas bahwa latar belakang suhu inilah yang akan berkontribusi pada munculnya aliran udara ke bawah yang kuat dan bahkan sangat kuat dalam muatan salju.
Berdasarkan hal di atas, cukup jelas bahwa di zona muatan salju pada tahap perkembangan maksimumnya (terutama dengan salju basah dan suhu udara positif), dapat terjadi aliran udara vertikal yang kuat dan sangat kuat, yang menimbulkan bahaya yang ekstrim. untuk penerbangan jenis pesawat apa pun.
3.2 Angin kencang meningkat di dekat Bumidekat sumber muatan salju.
Aliran massa udara ke bawah, yang dibahas dalam paragraf 3.1 artikel, mendekati permukaan bumi, menurut hukum dinamika gas, dimulai dari lapisan batas atmosfer (sampai ketinggian ratusan meter) hingga “mengalir” secara tajam secara horizontal ke sisi sumber, menciptakan peningkatan angin yang merata (Gbr.2).
Oleh karena itu, di dekat pusat badai di dekat Bumi, muncul “front impulsif” (atau “hembusan”) - zona badai yang menyebar dari sumbernya, tetapi “asimetris” secara horizontal relatif terhadap lokasi sumbernya, karena biasanya bergerak dalam arah yang sama. arah sebagai sumber itu sendiri, fokusnya horizontal (Gbr. 4).
Gbr.4 Struktur muka hembusan (hembusan) yang merambat dari sumber pancuran pada lapisan batas atmosfer searah dengan pergerakan sumber
Hembusan angin kencang yang “berangin” biasanya muncul secara tiba-tiba, bergerak dengan kecepatan yang cukup tinggi, melewati area tertentu hanya dalam beberapa detik dan ditandai dengan peningkatan angin kencang yang tajam (15 m/s, terkadang lebih) dan peningkatan yang signifikan. dalam turbulensi. Bagian depan hembusan angin “bergulung kembali” dari batas sumbernya sebagai suatu proses yang berdenyut dalam waktu (baik muncul atau menghilang), dan pada saat yang sama, badai di dekat Bumi yang disebabkan oleh bagian depan ini dapat mencapai jarak hingga beberapa kilometer dari batas sumber. sumber (di musim panas dengan badai petir yang kuat - lebih dari 10 km).
Jelaslah bahwa badai di dekat Bumi yang disebabkan oleh lewatnya hembusan angin di dekat sumbernya, menimbulkan bahaya besar bagi semua jenis pesawat yang terbang di lapisan batas atmosfer, yang dapat menyebabkan kecelakaan. Contoh perjalanan hembusan angin seperti itu dalam kondisi mesosiklon kutub dan dengan adanya lapisan salju diberikan dalam analisis kecelakaan helikopter di Spitsbergen [5].
Pada saat yang sama, dalam kondisi musim dingin, “pengisian” ruang udara secara intensif terjadi dengan kepingan salju yang beterbangan dalam badai salju, yang menyebabkan penurunan tajam visibilitas dalam kondisi ini (lihat lebih lanjut - paragraf 3.3 artikel ).
3.3 Penurunan tajam jarak pandang dalam kondisi bersaljudan selama badai salju di dekat Bumi
Bahaya muatan salju juga terletak pada kenyataan bahwa jarak pandang di salju biasanya menurun tajam, terkadang sampai hampir kehilangan orientasi visual saat melintas. Besarnya muatan salju bervariasi dari ratusan meter hingga satu kilometer atau lebih.
Ketika angin di dekat Bumi meningkat, pada batas-batas muatan salju, terutama di dekat sumbernya - di zona bagian depan hembusan angin dekat Bumi, muncul “badai salju” yang bergerak cepat, ketika di udara dekat Bumi ada mungkin, selain salju lebat yang turun dari atas, juga salju yang ditimbulkan oleh angin dari permukaan (Gbr. 5).
Beras. 5 Badai salju di dekat Bumi di sekitar muatan salju
Oleh karena itu, kondisi badai salju di dekat Bumi seringkali merupakan situasi hilangnya orientasi spasial dan jarak pandang hingga hanya beberapa meter, yang sangat berbahaya bagi semua jenis transportasi (baik darat maupun udara), dan dalam kondisi ini. kemungkinan terjadinya kecelakaan tinggi. Transportasi darat dalam badai salju dapat berhenti dan “menunggu” kondisi darurat seperti itu (yang sering terjadi), tetapi pesawat terpaksa terus bergerak, dan dalam situasi kehilangan orientasi visual, hal ini menjadi sangat berbahaya!
Penting untuk diketahui bahwa selama badai salju di dekat sumber muatan salju, zona pergerakan kehilangan orientasi visual ketika badai salju melintas di dekat Bumi memiliki ruang yang sangat terbatas dan biasanya hanya berjarak 100...200 m ( jarang lebih), dan di luar zona badai salju, jarak pandang biasanya meningkat.
Di antara muatan salju, jarak pandang menjadi lebih baik, dan oleh karena itu jauh dari muatan salju - seringkali bahkan pada jarak ratusan meter darinya dan lebih jauh lagi, jika tidak ada badai salju yang mendekat di dekatnya, zona muatan salju bahkan dapat terlihat dalam bentuk dari beberapa "pilar salju" yang bergerak. Hal ini sangat penting untuk deteksi visual yang cepat terhadap zona-zona ini dan keberhasilan “bypass” - untuk memastikan keselamatan penerbangan dan memperingatkan awak pesawat! Selain itu, area muatan salju terdeteksi dan dilacak dengan baik oleh radar cuaca modern, yang harus digunakan untuk dukungan meteorologi penerbangan di sekitar lapangan terbang dalam kondisi ini.
4. Jenis kecelakaan penerbangan akibat muatan salju
Jelas sekali bahwa pesawat yang menghadapi kondisi salju dalam penerbangan mengalami kesulitan yang signifikan dalam menjaga keselamatan penerbangan, yang terkadang menyebabkan kecelakaan. Mari kita pertimbangkan lebih lanjut tiga AP tipikal yang dipilih untuk artikel ini - ini adalah kasus di t.t. A, B, C ( mereka ditandai pada Gambar. 2) pada diagram khas sumber muatan salju pada tahap perkembangan maksimum.
A) Pada tanggal 19 Februari 1977, di dekat desa Tapa EstSSR, sebuah pesawat AN-24T mendarat di lapangan terbang militer, berada di jalur luncur, setelah melewati LDRM (penanda radio jarak jauh), sudah berada di ketinggian sekitar 100 m di atas landasan pacu (runway), terjebak dalam badai salju yang dahsyat dalam kondisi kehilangan jarak pandang sama sekali. Pada saat yang sama, pesawat tiba-tiba dan tiba-tiba kehilangan ketinggian, akibatnya menabrak cerobong asap yang tinggi dan jatuh, semuanya berjumlah 21 orang. mereka yang berada di dalam pesawat tewas.
Kecelakaan ini jelas terjadi saat pesawat itu sendiri menabrak aliran ke bawah dalam muatan salju pada ketinggian tertentu di atas permukaan bumi.
DI DALAM) 20 Januari 2011 helikopter SEBAGAI - 335 N.R.A.-04109 dekat Danau Sukhodolskoe, distrik Priozersk, wilayah Leningrad. terbang di ketinggian rendah dan terlihat dari Bumi (sesuai materi kasus). Situasi cuaca secara umum, menurut dinas cuaca, adalah sebagai berikut: penerbangan helikopter ini dilakukan dalam kondisi siklon cuaca berawan dengan curah hujan lebat dan penurunan jarak pandang di bagian belakang front dingin sekunder...presipitasi diamati berupa salju dan hujan, dengan keberadaan terisolasi zona curah hujan . Dalam kondisi ini, selama penerbangan, helikopter “melewati” kantong-kantong curah hujan (terlihat), tetapi ketika mencoba turun, tiba-tiba helikopter itu menabrak “tepi” muatan salju, tiba-tiba kehilangan ketinggian dan jatuh ke tanah ketika angin meningkat di dekat Bumi dalam kondisi badai salju. Beruntung tidak ada korban jiwa, namun helikopter mengalami kerusakan parah.
Kondisi cuaca sebenarnya di lokasi kecelakaan (sesuai protokol pemeriksaan saksi dan korban): “...hal ini terjadi dengan adanya kantong-kantong presipitasi berupa salju dan hujan... dalam presipitasi campuran... yang visibilitas horizontal yang memburuk di daerah hujan salju lebat ....” Kecelakaan ini jelas terjadi pada Gambar 2, yaitu. di tempat di dekat batas vertikal zona muatan salju, muatan salju telah terbentuk badai salju.
DENGAN) 6 April 2012 Helikopter Agusta di danau. Yanisjärvi, wilayah Sortavala Karelia, saat terbang pada ketinggian hingga 50 m dalam kondisi tenang dan dengan jarak pandang Bumi, pada jarak sekitar 1 km dari sumber hujan salju (sumber terlihat oleh awak kapal), mengalami guncangan dalam badai salju yang terbang di dekat Bumi dan, helikopter, setelah kehilangan ketinggian secara tajam, menabrak Bumi. Beruntung tidak ada korban jiwa dan helikopter rusak.
Analisis terhadap kondisi kecelakaan ini menunjukkan bahwa penerbangan tersebut terjadi di palung topan dekat front dingin yang mendekat dengan cepat dan intens, dan kecelakaan tersebut terjadi hampir di zona paling frontal dekat Bumi. Data dari buku harian cuaca selama perjalanan bagian depan ini melalui area lapangan terbang menunjukkan bahwa selama perjalanannya di dekat Bumi, kantong awan kumulonimbus yang kuat dan curah hujan lebat (muatan salju basah) teramati, dan angin meningkat di dekat Bumi hingga 16 m/s juga diamati.
Dengan demikian, jelaslah bahwa kecelakaan ini terjadi meskipun di luar jatuhnya muatan salju itu sendiri, yang tidak pernah ditabrak oleh helikopter, namun berakhir di suatu daerah di mana badai salju tiba-tiba dan “meledak” dengan kecepatan tinggi, yang disebabkan oleh salju. badai terletak di kejauhan.muatan. Itu sebabnya helikopter tersebut jatuh di zona turbulen bagian depan hembusan angin saat badai salju melanda. Pada Gambar 2, ini adalah titik C - zona terluar dari batas badai salju, "berguling kembali" seperti hembusan angin di dekat Bumi dari sumber muatan salju. Karena itu, dan ini sangat penting bahwa zona bersalju berbahaya untuk penerbangan tidak hanya di dalam zona ini sendiri, tetapi juga pada jarak beberapa kilometer darinya - di luar jangkauan muatan salju itu sendiri di dekat Bumi, di mana hembusan angin yang dibentuk oleh pusat muatan salju terdekat dapat “bergegas” dan menyebabkan badai salju!
5. Kesimpulan umum
Di musim dingin, di zona lintasan berbagai jenis front atmosfer dingin di dekat permukaan bumi dan segera setelah lintasannya, awan kumulonimbus biasanya muncul dan fokus curah hujan padat dalam bentuk hujan salju (termasuk “serpihan” salju), butiran salju, salju basah lebat atau hujan es. Saat salju lebat turun, mungkin terjadi penurunan tajam dalam jarak pandang, hingga hilangnya orientasi visual sepenuhnya, terutama saat terjadi badai salju (dengan peningkatan angin) di dekat permukaan bumi.
Dengan intensitas proses pembentukan presipitasi badai yang signifikan, yaitu. dengan “kepadatan” yang tinggi dari unsur-unsur jatuh di sumbernya, dan dengan bertambahnya ukuran unsur-unsur padat yang jatuh (terutama “basah”), kecepatan jatuhnya meningkat tajam. Oleh karena itu, terdapat pengaruh kuat dari “masuknya” udara akibat turunnya curah hujan, yang dapat mengakibatkan aliran udara ke bawah yang kuat pada sumber curah hujan tersebut.
Massa udara dalam aliran ke bawah yang muncul di sumber curah hujan padat, mendekati permukaan bumi, mulai “menyebar” ke sisi sumber, terutama ke arah pergerakan sumber, menciptakan zona badai salju yang dengan cepat menyebar beberapa kilometer dari batas sumbernya - mirip dengan angin kencang musim panas yang terjadi di dekat sel badai petir musim panas yang kuat. Di daerah badai salju jangka pendek, selain kecepatan angin yang tinggi, turbulensi yang parah dapat diamati.
Dengan demikian, muatan salju berbahaya bagi penerbangan pesawat karena hilangnya visibilitas secara tajam dalam curah hujan dan aliran udara ke bawah yang kuat dalam muatan salju itu sendiri, serta badai salju di dekat sumbernya di dekat permukaan bumi, yang penuh dengan kecelakaan terkait di wilayah tersebut. zona muatan salju.
Karena bahaya ekstrim dari muatan salju terhadap operasi penerbangan, untuk menghindari kecelakaan yang diakibatkannya, sejumlah rekomendasi perlu dipatuhi secara ketat baik bagi personel pengirim penerbangan maupun bagi pekerja operasional Dukungan Hidrometeorologi Penerbangan. Rekomendasi ini diperoleh berdasarkan analisis kecelakaan dan material yang terkait dengan muatan salju di lapisan bawah atmosfer di area lapangan terbang, dan penerapannya mengurangi kemungkinan terjadinya kecelakaan di zona muatan salju.
Untuk pegawai Dinas Hidrometeorologi yang menjamin beroperasinya bandar udara, dalam kondisi cuaca yang mendukung terjadinya snow charge di kawasan bandar udara, maka dalam penyusunan prakiraan bandar udara perlu dicantumkan informasi tentang kemungkinan munculnya salju. muatan di area bandar udara dan kemungkinan waktu terjadinya fenomena tersebut. Selain itu, informasi ini perlu disertakan dalam konsultasi dengan awak pesawat selama periode waktu yang tepat untuk memperkirakan terjadinya muatan salju.
Untuk periode perkiraan terjadinya muatan salju di area lapangan terbang, peramal cuaca yang bertugas, untuk mengidentifikasi kemunculan muatan salju yang sebenarnya, harus memantau informasi yang tersedia baginya dari pencari lokasi meteorologi, serta sebagai secara teratur meminta layanan pengiriman (berdasarkan data visual dari menara kontrol, layanan lapangan terbang, dan informasi dari pesawat) tentang penampakan sebenarnya dari pusat muatan salju di area lapangan terbang.
Setelah menerima informasi tentang kejadian sebenarnya dari muatan salju di area lapangan terbang, segera siapkan peringatan badai yang sesuai dan serahkan ke layanan kontrol lapangan terbang dan sertakan informasi ini dalam siaran peringatan cuaca untuk awak pesawat yang berada di area lapangan terbang.
Layanan kontrol penerbangan lapangan terbang Selama periode kemunculan muatan salju yang diprediksi oleh peramal cuaca di area lapangan terbang, kemunculan muatan salju harus dipantau berdasarkan data pencari lokasi, pengamatan visual menara kendali, informasi dari layanan lapangan terbang dan awak pesawat.
Jika muatan salju benar-benar muncul di area lapangan terbang, peramal cuaca harus diberitahu tentang hal ini dan, jika tersedia data yang sesuai, segera memberikan informasi kepada awak pesawat tentang lokasi muatan salju di jalur luncur turun dan di atas. jalur pendakian setelah lepas landas saat lepas landas. Penting untuk merekomendasikan agar awak pesawat, jika memungkinkan, menghindari pesawat memasuki zona muatan salju, serta badai salju di dekat Bumi di sekitar muatan salju.
Awak pesawat Saat terbang di ketinggian rendah dan menerima peringatan pengontrol tentang kemungkinan atau adanya muatan salju, Anda harus memantau dengan cermat deteksi visualnya dalam penerbangan.
Saat mendeteksi pusat muatan salju yang sedang terbang di lapisan bawah atmosfer, jika memungkinkan, perlu untuk “melewati” pusat tersebut dan menghindari masuk ke dalamnya, dengan mengikuti aturan: JANGAN MASUK, JANGAN DEKAT, KELUAR.
Deteksi kantong muatan salju harus segera dilaporkan ke petugas operator. Dalam hal ini, jika memungkinkan, penilaian harus dilakukan terhadap lokasi sumber muatan salju dan badai salju, intensitas, ukuran dan arah perpindahannya.
Dalam situasi ini, penolakan lepas landas dan/atau pendaratan dapat diterima sepenuhnya karena terdeteksinya sumber muatan salju yang kuat atau badai salju yang terdeteksi di sepanjang jalur di depan pesawat.
literatur
- Khromov S.P., Mamontova L.I. Kamus Meteorologi. Gidrometeotzdat, 1974.
- Kamus Meteorologi - glosarium istilah meteorologi POGODA.BY http://www.pogoda.by/glossary/?nd=16
- Glazunov V.G. Penerbangan dan Cuaca. Buku teks elektronik. 2012.
- Panduan Geser Angin Tingkat Rendah. Doc.9817 AN/449 Organisasi Penerbangan Sipil Internasional ICAO, 2005. http://aviadocs.net/icaodocs/Docs/9817_cons_ru.pdf
- Glazunov V.G. Pemeriksaan meteorologi kecelakaan Mi-8MT di heliport Barentsburg (Spitsbergen) 30-32008
- Kompleks radar meteorologi otomatis METEOR-METEOCELL. Institut Meteorologi Radar CJSC (IRAM).
2. Gaya Coriolis
3.Gaya gesekan: 4.Gaya sentrifugal:
16. Hukum tekanan angin pada lapisan permukaan (lapisan gesekan) dan akibat meteorologisnya pada suatu siklon dan antisiklon.
Hukum tekanan angin pada lapisan gesekan : di bawah pengaruh gesekan, angin menyimpang dari isobar menuju tekanan rendah (di belahan bumi utara - ke kiri) dan besarnya berkurang.
Jadi, menurut hukum tekanan angin:
Dalam siklon, sirkulasi terjadi berlawanan arah jarum jam, di dekat tanah (di lapisan gesekan), konvergensi massa udara, pergerakan vertikal ke atas, dan pembentukan front atmosfer diamati. Cuaca mendung terjadi.
Dalam antisiklon, terdapat sirkulasi berlawanan arah jarum jam, divergensi massa udara, pergerakan vertikal ke bawah, dan pembentukan inversi elevasi skala besar (~1000 km). Cuaca tidak berawan terjadi. Kekeruhan stratus pada lapisan sub-inversi.
17. Permukaan depan atmosfer (AF). Formasi mereka. Kekeruhan, fenomena khusus di zona X dan T AF, oklusi depan. Kecepatan gerakan AF. Kondisi penerbangan di area AF pada musim dingin dan musim panas. Berapa lebar rata-rata zona curah hujan lebat di T dan X AF? Sebutkan perbedaan musiman ONP untuk HF dan TF. (lihat Bogatkin hal. 159 – 164).
Permukaan depan atmosfer AF – zona transisi miring sempit antara dua massa udara dengan sifat berbeda;
Udara dingin (lebih padat) terletak di bawah udara hangat
Panjang zona AF ribuan km, lebar puluhan km, tinggi beberapa km (kadang sampai tropopause), sudut kemiringan permukaan bumi beberapa menit busur;
Garis perpotongan permukaan depan dengan permukaan bumi disebut garis depan
Di zona frontal, suhu, kelembapan, kecepatan angin, dan parameter lainnya berubah secara tiba-tiba;
Proses pembentukan front adalah frontogenesis, proses penghancurannya adalah frontolisis.
Kecepatan perjalanan 30-40 km/jam atau lebih
Pendekatan ini (paling sering) tidak dapat diketahui sebelumnya - semua awan berada di belakang garis depan
Ditandai dengan curah hujan lebat disertai badai petir dan angin kencang, angin puting beliung;
Awan saling menggantikan dalam urutan Ns, Cb, As, Cs (seiring bertambahnya tingkatan);
Zona awan dan curah hujan 2-3 kali lebih kecil dibandingkan TF - hingga 300 dan 200 km, masing-masing;
Lebar zona curah hujan terus menerus adalah 150-200 km;
Ketinggian LSM adalah 100-200 m;
Pada ketinggian di belakang depan, angin menguat dan berbelok ke kiri - pergeseran angin!
Untuk penerbangan: visibilitas buruk, lapisan es, turbulensi (terutama di HF!), pergeseran angin;
Penerbangan dilarang sampai HF.
HF jenis pertama – bagian depan yang bergerak lambat (30-40 km/jam), zona awan dan curah hujan yang relatif luas (200-300 km); ketinggian puncak awan rendah di musim dingin – 4-6 km
HF jenis ke-2 - front yang bergerak cepat (50-60 km/jam), lebar awan sempit - beberapa puluh km, tetapi berbahaya dengan Cb yang berkembang (terutama di musim panas - dengan badai petir dan badai), di musim dingin - hujan salju lebat dengan penurunan visibilitas jangka pendek yang tajam
AF hangat
Kecepatan gerakannya lebih rendah dibandingkan HF-< 40 км/ч.
Anda dapat melihat pendekatannya di muka dengan munculnya awan cirrus dan kemudian awan cirrostratus di langit, dan kemudian As, St, Sc dengan LSM 100 m atau kurang;
Kabut advektif tebal (di musim dingin dan musim pancaroba);
Dasar awan – bentuk berlapis awan terbentuk akibat naiknya air hangat dengan kecepatan 1-2 cm/s;
Daerah yang luas menutupi tentang kandang - 300-450 km dengan lebar zona awan sekitar 700 km (maksimum di bagian tengah siklon);
Pada ketinggian di troposfer, angin bertambah seiring ketinggian dan berbelok ke kanan - pergeseran angin!
Kondisi yang sangat sulit untuk penerbangan terjadi di zona 300-400 km dari garis depan, di mana tutupan awan rendah, jarak pandang buruk, lapisan es mungkin terjadi di musim dingin, dan badai petir di musim panas (tidak selalu).
Bagian depan oklusi –
menggabungkan permukaan depan yang hangat dan dingin
(di musim dingin sangat berbahaya karena lapisan es, hujan es, hujan yang sangat dingin)
Sebagai tambahan, bacalah buku teks Bogatkin hal. 159 – 164.
Banyak pelaut baru telah mendengar tentang “hukum topi baseball”, yang digunakan oleh para yachtsmen berpengalaman dalam navigasi laut. Perlu dikatakan sebelumnya bahwa undang-undang ini tidak ada hubungannya dengan hiasan kepala atau perlengkapan angkatan laut pada umumnya. “Hukum topi baseball” dalam bahasa gaul bahari adalah hukum tekanan angin, yang ditemukan pada suatu waktu oleh anggota Akademi Ilmu Pengetahuan Imperial St. Petersburg, Christopher Beuys-Ballot, sering disebut dalam bahasa Inggris sebagai Beys -Suara. Hukum ini menjelaskan fenomena menarik - mengapa angin di belahan bumi utara dalam siklon berputar searah jarum jam, yaitu ke kanan. Jangan bingung dengan perputaran siklon itu sendiri, dimana massa udara berputar berlawanan arah jarum jam!
Akademisi H. H. Beuys-Ballot
Beuys-Ballot dan hukum tekanan angin
Beuys-Ballot adalah seorang ilmuwan Belanda terkemuka pada pertengahan abad ke-19 yang bekerja di bidang matematika, fisika, kimia, mineralogi, dan meteorologi. Meski memiliki hobi yang begitu luas, ia menjadi terkenal justru sebagai penemu hukum yang kemudian dinamai menurut namanya. Beuys-Ballot adalah salah satu orang pertama yang secara aktif menerapkan kerja sama aktif antara ilmuwan dari berbagai negara, memupuk ide-ide Akademi Ilmu Pengetahuan Dunia. Di Belanda, ia mendirikan Institut Meteorologi dan sistem peringatan akan datangnya badai. Sebagai pengakuan atas jasanya terhadap ilmu pengetahuan dunia, Beuys-Ballot, bersama dengan Ampère, Darwin, Goethe dan perwakilan ilmu pengetahuan dan seni lainnya, terpilih sebagai anggota asing di Akademi Ilmu Pengetahuan St.
Mengenai hukum sebenarnya (atau "aturan") dari Base Ballot, sebenarnya, hukum barrik angin pertama kali disebutkan berasal dari akhir abad ke-18. Saat itulah ilmuwan Jerman Brandis pertama kali membuat asumsi teoretis tentang deviasi angin relatif terhadap vektor yang menghubungkan daerah bertekanan tinggi dan rendah. Namun dia tidak pernah bisa membuktikan teorinya dalam praktik. Akademisi Beuys-Ballot baru mampu membuktikan kebenaran asumsi Brandis pada pertengahan abad ke-19. Apalagi ia melakukannya murni secara empiris, yakni melalui observasi dan pengukuran ilmiah.
Inti dari hukum Base-Ballo
Secara harfiah, “hukum Base-Ballo”, yang dirumuskan oleh ilmuwan pada tahun 1857, berbunyi sebagai berikut: “Angin di permukaan, kecuali garis lintang subequatorial dan khatulistiwa, menyimpang dari gradien tekanan dengan sudut tertentu ke kanan, dan pada arah selatan - ke kiri.” Gradien tekanan merupakan vektor yang menunjukkan perubahan tekanan atmosfer dalam arah horizontal di atas permukaan laut atau permukaan tanah datar.
Gradien barik
Jika hukum Base-Ballo diterjemahkan dari bahasa ilmiah, maka akan terlihat seperti ini. Di atmosfer bumi selalu terdapat daerah yang bertekanan tinggi dan rendah (kami tidak akan menganalisis penyebab fenomena tersebut pada artikel ini, agar tidak tersesat di alam liar). Akibatnya arus udara mengalir deras dari daerah bertekanan tinggi ke daerah bertekanan lebih rendah. Masuk akal untuk berasumsi bahwa gerakan seperti itu harus berjalan dalam garis lurus: arah ini ditunjukkan oleh vektor yang disebut “gradien tekanan”.
Namun di sini kekuatan gerak bumi pada porosnya ikut berperan. Lebih tepatnya, gaya inersia benda-benda yang ada di permukaan bumi, tetapi tidak dihubungkan oleh hubungan yang kaku dengan cakrawala bumi - “gaya Coriolis” (penekanan pada kata “dan” yang terakhir!). Benda-benda tersebut antara lain air dan udara atmosfer. Mengenai air, telah lama diketahui bahwa di belahan bumi utara, sungai-sungai yang mengalir dalam arah meridional (dari utara ke selatan) lebih banyak menghanyutkan tepi kanan, sedangkan tepi kiri tetap rendah dan relatif datar. Di belahan bumi selatan justru sebaliknya. Akademisi lain dari Akademi Ilmu Pengetahuan St. Petersburg, Karl Maksimovich Baer, mampu menjelaskan fenomena serupa. Dia menurunkan hukum yang menyatakan bahwa air yang mengalir dipengaruhi oleh gaya Coriolis. Tanpa sempat berputar bersama permukaan padat bumi, air yang mengalir, secara inersia, “menekan” tepian kanan (masing-masing di belahan bumi selatan, ke kiri), sehingga menghanyutkannya. Ironisnya, Hukum Baer dirumuskan pada tahun yang sama, 1857, dengan Hukum Bays-Ballot.
Dengan cara yang sama, di bawah pengaruh gaya Coriolis, udara atmosfer yang bergerak dibelokkan. Akibatnya angin mulai menyimpang ke kanan. Dalam hal ini, akibat aksi gaya gesekan, sudut deviasi mendekati garis lurus di atmosfer bebas dan lebih kecil dari garis lurus di permukaan bumi. Jika melihat ke arah angin permukaan, tekanan terendah di belahan bumi utara akan berada di sebelah kiri dan sedikit ke depan.
Penyimpangan pergerakan massa udara di belahan bumi utara akibat pengaruh gaya rotasi bumi. Warna merah menunjukkan vektor gradien tekanan yang berarah langsung dari daerah bertekanan tinggi ke daerah bertekanan rendah. Panah biru menunjukkan arah gaya Coriolis. Hijau - arah pergerakan angin, yang menyimpang di bawah pengaruh gaya Coriolis dari gradien tekanan
Penggunaan hukum Base-Ballo dalam navigasi maritim
Banyak buku teks tentang navigasi dan pelayaran menunjukkan perlunya menerapkan aturan ini dalam praktik. Secara khusus, “Kamus Kelautan” Samoilov, yang diterbitkan oleh Komisariat Rakyat Angkatan Laut pada tahun 1941. Samoilov memberikan gambaran komprehensif tentang hukum tekanan angin dalam kaitannya dengan praktik bahari. Instruksinya mungkin diadopsi oleh para yachtsmen modern:
“...Jika kapal terletak dekat dengan wilayah lautan di dunia yang sering terjadi badai, maka perlu dilakukan pemantauan pembacaan barometer. Jika jarum barometer mulai turun dan angin mulai bertiup kencang, maka besar kemungkinan terjadinya badai. Dalam hal ini, perlu segera ditentukan ke arah mana pusat siklon berada. Untuk melakukan ini, pelaut menggunakan aturan Base Ballo - jika Anda berdiri membelakangi angin, pusat badai akan terletak kira-kira 10 titik di sebelah kiri hinaan di belahan bumi utara, dan jumlah yang sama di sebelah kanan. di belahan bumi selatan.
Maka Anda perlu menentukan bagian mana dari badai yang dialami kapal tersebut. Untuk menentukan lokasi dengan cepat, kapal layar harus segera melayang, dan kapal uap perlu menghentikan mobilnya. Setelah itu perlu diperhatikan perubahan angin. Jika arah angin berangsur-angsur berubah dari kiri ke kanan (searah jarum jam), maka kapal berada di sisi kanan jalur siklon. Jika arah angin berubah berlawanan arah, maka dari kiri. Jika arah angin tidak berubah sama sekali, maka kapal langsung berada di jalur badai. Untuk menghindari pusat badai di belahan bumi utara, ikuti langkah-langkah berikut:
* pindahkan kapal ke taktik kanan;
* pada saat yang sama, jika Anda berada di sebelah kanan pusat topan, maka Anda harus berbaring dekat;
* jika di kiri atau di tengah gerakan - backstay.
Di belahan bumi selatan, yang terjadi adalah sebaliknya, kecuali jika kapal berada di tengah-tengah angin topan yang sedang mendekat. Jalur ini perlu diikuti sampai kapal meninggalkan jalur pusat siklon, yang dapat ditentukan oleh barometer yang mulai naik.”
Dan website kami menulis tentang aturan menghindari siklon tropis di artikel “”.
