Квиток №19 - Студопедія

1. Туман і серпанок. Метео та синоптичні умови їх утворення, класифікація та вплив на роботу авіації.

3. Передумови до авіа обставин за метеоусловиям.

1.Туманом називається помутніння повітря в приземному шарі, викликане зваженими в ньому краплями води, крижаними кристалами або їх сумішшю, при горизонтальній видимості менше 1км хоча б в одному напрямку.

Конденсація водяної пари в прикордонному шарі атмосфери, що викликає утворення туману та серпанку, низької хмарності, відбувається внаслідок двох основних процесів: охолодження повітря та випаровування вологи з підстилаючої поверхні або з крапель дощу. Додатковим процесом, що впливає на утворення туману, є діяльність людини, що сприяє збагаченню повітря водяною парою (згоряння палива в печах, котельних електростанцій, автомобільних та авіаційних двигунах).

В атмосфері постійно відбувається як випаровування води, так і перехід води з газоподібного стану в рідке та тверде. Перехід води з газоподібного стану в рідкий називається конденсацією, а в твердий (минаючи рідку фазу) - сублімацією.

Для того, щоб почалася конденсація водяної пари, необхідно насичення повітря, яке виникає або при зниженні температури, або при додатковому надходженні водяної пари. Якщо насичення досягнуто, при подальшому зниженні температури виникає надлишок водяної пари, яка переходить у рідкий стан. Конденсація починається з утворення комплексів молекул води, що збільшуються до розмірів найдрібніших крапель. Освіта крапель відбувається на деяких центрах, які називаються ядрами конденсації. У разі утворення крапель без ядер конденсації краплі є нестійкими, і молекули розлітаються. Ядро конденсації завдяки своїйгідроскопічності, збільшує стійкість зародка крапельки, що виник. Для початкової стадії утворення крапельок води при конденсації ядра конденсації відіграють велику роль. Якщо у вологому повітрі немає ядер конденсації, процес переходу водяної пари в рідку воду може відбуватися лише за багаторазового пересичення.

У атмосфері завжди є ядра конденсації. Вони є дуже дрібними рідкими або твердими частинками, зваженими в повітрі. Найбільш дрібні частинки мають радіус порядку 10 -7 -10 -5 см, найбільші 10 -4 см. Ядрами конденсації над морськими та прибережними районами є дрібні частинки солі, в континентальних районах як ядер конденсації переважають рідкі та тверді частинки, що виникають при спалюванні палива та органічному розпаді, продукти вивітрювання ґрунту та гірських порід.

При конденсації водяної пари утворюються дрібні крапельки води розміром близько кількох мікрометрів (мкм). Краплі більшого розміру виникають за рахунок злиття дрібних крапель або внаслідок танення крижаних кристалів.

Охолодження повітря викликається такими процесами:

а) втрата тепла внаслідок ефективного випромінювання земної поверхні (радіаційне охолодження);

б) трансформаційною втратою тепла при переміщенні повітряної маси на більш холодну поверхню, що підстилає (адвективне охолодження);

в) адіабатичним розширенням повітря при вимушеному підйомі по навітряних схилах височин і гір (адіабатичне охолодження).

Залежно від синоптичних умов освіти виділяють два типи туманів: внутрішньомасові та фронтальні.

Залежно від основних фізичних процесів освіти тумани можна класифікувати так:

1.Тумани охолодження:

1)радіаційні - поземні, низькі та високі;

2) адвективні – адвекція теплої повітряної маси, зниження хмар, переміщення туманної маси;

4) орографічні (гірських схилів, адіабатичні).

Радіаційні тумани з'являються в ясні, тихі ночі, внаслідок віддачі тепла поверхнею, що підстилає, і охолодженням її і прилеглих до неї шарів повітря. Товщина шару повітря, у якому утворюється туман, коливається від кількох метрів до кількох десятків метрів, інколи ж до 100-200м. Найбільш низька температура буває біля земної поверхні, тому тут найбільша щільність туману, гірша видимість у ньому. З висотою щільність туману зменшується, видимість покращується. Радіаційні тумани найчастіше утворюються в холодну половину року в баричних гребенях та центральних частинах антициклонів. Вони зазвичай виникають у низьких місцях (у заплавах річок, над болотами, у улоговинах тощо), куди стікається холодніше повітря. Тому площі, зайняті радіаційним туманом невеликі.

У теплу пору року, особливо влітку, радіаційні тумани бувають рідко, оскільки ночі короткі і повітря не встигає досить охолонути. Порівняно нетривалі радіаційні тумани в цей час року утворюються внаслідок зволоження спричиненого дощем, і наступного радіаційного охолодження при безхмарній ночі. У міру прогріву поверхні, що підстилає, особливо після сходу сонця і посилення вітру, радіаційні тумани розсіюються, іноді піднімаються і утворюють розірвано-шарувату хмарність. Близько чверті всіх туманів розсіюється до сходу сонця, три чверті – після сходу.

Радіаційні тумани часто утворюються у великих містах із розвиненою індустрією. Тут при згорянні палива в атмосферу викидається чимало водяної пари, інших ядерконденсації, що створює сприятливі умови виникнення туману.

Адвективнітуманивиникають у відносно теплому і вологому повітрі, що переміщається над холодною поверхнею, що підстилає. Найчастіше спостерігається біля берегів морів у холодну половину року, у теплих секторах циклонів, коли тепле повітря надходить на поверхню, вкриту снігом. Для таких випадків характерна приземна інверсія, оскільки найбільше охолодження відбувається у приземному шарі. Туман утворюється спочатку біля земної поверхні і потім поширюється до верхньої межі інверсії (іноді до 1,5-2км) і нерідко зливається з шаруватими хмарами. Адвективні тумани можуть виникати у час доби. Швидкість вітру за них зазвичай 3-7м/с, а деяких випадках 15-18м/с. Вони займають великі площі і можуть утримуватись тривалий час (іноді до кількох діб), створюючи серйозні перешкоди для роботи авіації.

Адвективно-радіаційні тумани утворюються під впливом двох факторів: переміщення теплого вологого повітря на холодну земну поверхню та радіаційного вихолоджування. Вони також можуть займати великі площі та зберігатися тривалий час.

Тумани схилів з'являються над нерівною земною поверхнею. При підйомі повітря по схилах гір, його адіабатичного розширення та охолодження температура повітря знижується до значень, при яких відбувається насичення водяної пари та формування туману. При цьому до досягнення рівня насичення водяною парою (рівня конденсації) на кожні 100м підйому температура зменшується на 0,98 0 С – сухоадіабатичний градієнт. Після досягнення насичення водяною парою (вище рівня конденсації) зміна температури відбувається за вологоадіабатичним градієнтом, який є змінним.

2.Туманивипаровування :

-випаровування (паріння) водойм - випаровування (паріння) морів, осінні (зимові) випаровування (паріння) річок, озер, а також випаровування крапель теплого дощу в холодному приземному шарі;

-водяний пил (водоспадів, морського прибою та п.т.).

Тумани випаровуванняз'являються в результаті припливу водяної пари за рахунок випаровування та подальшого охолодження повітря. Водна поверхня повинна мати температуру на 8-100 вище, ніж температура повітря. Цей вид туману часто виникає над незамерзаючими водоймами, коли водна поверхня значно тепліша за холодне повітря.

Якщо туман утворюється внаслідок випаровування з крапель теплого дощу, що випадає в холодніше повітря перед теплим фронтом або за холодним фронтом, то він називається фронтальним туманом. У разі невеликої різниці температур холодного повітря та теплих крапель дощу при значній турбулентності у клині холодного повітря під поверхнею теплого фронту виникають розірвано-шаруваті хмари.

Випаровування з поверхні снігового покриву, що тане, у весняні сонячні дні і з зволоженого зливовими дощами грунту в теплі літні дні відіграє істотну роль в утворенні нічних туманів, іноді низьких розірвано-шаруватих і шаруватих хмар.

3.Тумани, пов'язані з діяльністю людини :

-морозні (селищні пічні, аеродромні);

Дальність видимості у тумані залежить від розмірів зважених частинок та його числа в одиниці обсягу, тобто. від водності туману. Видимість у тумані може відхилятися від теоретично можливої залежно від супутніх явищ. Так відхилення у бік більшої видимості часто пов'язані з тим, що зниження температури точки роси Тd може бути зумовлене не тільки утворенням туману, а й випаданням роси (інею) сублімацієюводяної пари на сніжному покриві, турбулентним обміном з вищими шарами повітря.

Відхилення у бік меншої видимості можливе тоді, коли є додаткові джерела зволоження повітряної маси (випадання теплого дощу увечері, надходження в атмосферу продуктів згоряння палива).

Чи не знайшли те, що шукали? Скористайтеся пошуком:

Вимкніть adBlock! і оновіть сторінку (F5)дуже потрібно