Турбулентність в струминних течіях, в хмарах різних форм і в гірських районах

Зони турбулентності зустрічаються в усій товщі тропосфери і в стратосфері. Вони залежать від стійкості повітряної маси, характеру метеорологічної обстановки і рельєфу місцевості. Турбулентність максимальна в нижній тропосфері, мінімальна в середній, а потім зростає з висотою. Місце розташування турбулентних зон пов'язане з тими районами, де спостерігаються підвищені значення вертикальних і горизонтальних зрушень вітру, а також вертикального градієнта температури, де вказані характеристики зазнають істотні зміни.

Інтенсивна турбулентність може спостерігатися як при польоті в хмарах або в близи хмар, так і при ясному небі.

Розглянемо основні види турбулентності, що викликають бовтанку літака. До них відносяться:

· механічна турбулентність;

· термічна турбулентність;

· динамічна турбулентність;

· турбулентність при ясному небі.

Механічна турбулентність, що викликає орографічну бовтанку, залежить від нерівностей земної поверхні, швидкості вітру і взаємного положення напряму вітру і напряму хребта. Причиною турбулізації повітряного потоку в цьому випадку є втрата його стійкості із зрушенням вітру в пограничному шарі. Нерівності рельєфу обумовлюють появу обурень, амплітуда яких збільшується в нестійкому потоці. Ці обурення при руйнуванні породжують турбулентні зони. Обурення, що виникають за рахунок нерівностей земної поверхні, часто носять хвилевий характер, проникаючи у вищерозміщені шари повітря. Ці хвилі зміщуються по потоку із затухаючою амплітудою і простежуються до висот, в 4-5 разів що перевищують висоту орографічної перешкоди (гірського хребта), і на відстанях в 10-20 разів більших, ніж висота перешкоди. Згідно С. М. Шметеру, можна виділити чотири типи обтікання гір повітряним потоком (мал. 3).

Перший тип обтікання (мал. 3 а) характеризується слабким вітром у вершин хребта. В цьому випадку лінії струму зміщені слабо, і турбулентність, що викликає бовтанку літака, практично відсутній.

Другий тип обтікання (мал. 3 б) спостерігається при швидкості вітру у вершин хребта, рівною 5-7 м/с. На навітряній стороні хребта спостерігається збіжність потоку і максимальне зміщення ліній струму, а на підвітряній стороні - стоячий вихор з горизонтальною віссю (ротор), розміри якого, за даними експериментальних досліджень, можуть досягати декількох сотень метрів.

Мал. 3. Структура повітряного потоку над горами

Третій тип обтікання (мал. 3 в) характеризується постійним збільшенням швидкості вітру з висотою, яка у вершини хребта перевищує 8-10 м/с. Такі умови виявляються сприятливими для виникнення з підвітряного боку роторів, здатних відриватися від хребта і переноситися по повітряному потоку. Над зоною роторів виникає система підвітряних хвиль, затухаючих у міру видалення від хребта, в гребенях яких можуть виникати сочевицеподібні хмари.

При четвертому типі обтікання гір повітряним потоком вітер посилюється до висоти, приблизно в 1,5 разу що перевищує висоту гірського хребта, а потім різко слабшає (мал. 3 г). В цьому випадку за хребтом спостерігається дуже сильна турбулентність, квазістаціонарні вихори, потоки в яких обертаються у різних напрямах.

Інтегральна картина виникнення турбулентних зон при обтіканні хребта повітряним потоком (по С. М. Шметеру) представлена на мал. 4.

Для утворення підвітряних хвиль найбільш сприятливі прямі гірські ланцюги великої протяжності. Окремі гори і хребти невеликої протяжності повітря частково обтікає збоку, зменшуючи тим самим деформацію повітряного потоку. При викривленому хребті турбулізація повітряного потоку буде більшою на увігнутих по відношенню до напряму потоку ділянках хребта, оскільки в цих випадках "усе повітря" вимушене підніматися вгору і перевалювати гірський хребет, а не обтікати його.

Мал. 4. Характеристика турбулентних зон над горами\зони: (1 - слабка; (2 - помірна; (3 - сильна бовтанка

Довжина підвітряних хвиль залежить від швидкості вітру міри термічної стійкості потоку. Коротші хвилі спостерігаються при порівняно слабкому вітрі і великій термічній стійкості. Для оцінки довжини підвітряної хвилі можна скористатися формулою

, (10)

де L - довжина хвилі, км; u - середня швидкість вітру в шарі хвилеутворення, м/с.

Вертикальні струми в хвилях над горами заввишки 500-1000 м складають 2-3 м/з, над вищими горами можуть досягати 15 м/і навіть більше.

Максимальні швидкості вертикальних потоків спостерігаються на рівні, рівному висоті хребта, і зменшуються з висотою. Для польотів літака найбільшу небезпеку представляють низхідні струми, оскільки льотчик, потрапивши в сильний низхідний потік, не завжди в змозі своєчасно набрати безпечну висоту польоту.

Над рівнинною місцевістю товщина шару механічної турбулентності в середньому складає близько 100 м і залежить від висоти наземних перешкод і швидкості повітряного потоку. Інтенсивність бовтанки в цьому шарі, як правило, не перевищує помірної.

Над великими містами і з підвітряної їх частини товщина шару турбулентності збільшується до 200 м, інтенсивність бовтанки в нім зростає. Вплив міста на посилення бовтанки в підвітряній частині передмістя поширюється від міської смуги на відстань, рівну ширині міської забудови.

Посилення турбулентності обумовлене як термічними (збільшення градієнтів температури в приземному шарі), так і механічними (підвітряне вихороутворення) причинами.

Сумарна інтенсивність турбулентності (оцінюється по формулі

. (11)

Інтенсивність турбулентності (переводиться в інтенсивність бовтанки за спеціальною шкалою (таблиці. 2).

Таблиця 2

Шкала перекладу (в інтенсивність бовтанки для рівнинної місцевості

Оцінюючи можливість розвитку орографічної турбулентності, необхідно обов'язково враховувати наступне:

1) Зміна синоптичних умов. Тут особливу увагу слід приділити питанню наближення або проходження атмосферних фронтів, які викликають різкі зміни в розподілі вітру і температури з висотою;

2) Наявність струминних течій. Великі зрушення вітри, що спостерігаються на периферії струминної течії, сприяють більшій турбулізації повітряного потоку.

3) Особливості рельєфу. Як правило, гірські райони складаються з ряду окремих вершин і хребтів. Обурення, які створює кожна перешкода, при взаємодії може істотно змінити загальну картину хвилевого потоку.

4) Добові і сезонні зміни. У ясну погоду радіаційне вихолодження повітря сприяє утворенню інверсій в нижньому шарі, а отже, і розвитку підвітряних хвиль. Крім того, в кожному районі є сезонні зміни повторюваності хвилевих явищ. За даними Ферхготта, над підвітряними схилами хребтів заввишки до 1000 м гірські хвилі з'являються протягом усього року, а над вищими гірськими хребтами найчастіше зустрічаються взимку.

Термічна турбулентність є одним з найбільш поширених видів турбулентних рухів. Вона є вертикальними пульсаціями швидкості вітри, причиною яких є дія сили плавучості на частки повітря, тобто вертикальні переміщення окремих об'ємів повітря із-за відмінності в щільності з навколишнім повітрям (конвекція).

Конвекція виникає в умовах нестійкої стратифікації або при неоднорідному нагріві підстилаючої поверхні.

При нестійкій стратифікації термічна турбулентність обумовлюється спонтанною конвекцією, яка може виникати на будь-якій висоті, але найчастіше спостерігається у поверхні землі.

У пограничному шарі атмосфери разом із спонтанною конвекцією зазвичай одночасно діє і контактна конвекція. В умовах байдужої або слабоустойчивой стратифікації термічна турбулентність обумовлена лише контактною конвекцією, інтенсивність якої росте із збільшенням контрастів поля температури підстилаючої поверхні.

Слід зауважити, що в процесі зародження термічної турбулентності визначальну роль грає механічна турбулентність, особливо при розвитку спонтанної конвекції.

Термічна турбулентність найчастіше розвивається при малохмарній погоді. У уранішні години у міру руйнування приземної інверсії, починаючи від поверхні землі стратифікація стає нестійкою і починає розвиватися конвекція. У кінці дня конвекція в пограничному шарі слабшає, причому на різних висотах цей процес йде нерівномірно, внаслідок чого в цьому шарі протягом деякого часу існують рівні, на яких на фоні відносно слабкої турбулентності відзначається бовтанка.

Середня товщина шару термічної турбулентності складає близько 1,5 км, а в степових і пустинних районах може досягати 2,5-3 км. Інтенсивність бовтанки зазвичай не перевищує помірної, лише на висотах 100-200 м іноді спостерігається сильна бовтанка.

Повторюваність бовтанки в хмарах різних форм неоднакова і залежить від фізичних причин виникнення хмарності того або іншого виду. Наприклад, в хмарній системі Аs - Ns, утворення якої відбувається при порівняно слабких вертикальних струмах (сантиметри в секунду), повторюваність бовтанки складає 30 %, в хмарах вертикального розвитку (вертикальні струми - десятки метрів в секунду) повторюваність бовтанки близька до 100 %.

У таблиці 3 приведені дані про повторюваність бовтанки літаків в хмарах різних форм.

При польоті в слоистообразных хмарах бовтанка (по інтенсивності) різко перевищує помірну. Найчастіше це слабка бовтанка. Найбільші перевантаження при польоті в слоистообразных хмарах спостерігаються у верхньої межі хмарності, особливо у тому випадку, якщо ці хмари неоднакові по щільності.

Таблиця 3

Повторюваність (%) бовтанки літаків в хмарах різних форм (по С. М. Шметеру)

У конвективних хмарах вертикальні рухи підрозділяються на потоки, тобто квазівпорядковані рухи, напрям і швидкість яких упродовж декількох хвилин міняються мало, і на пориви, що характеризуються быстроизменяющимися швидкостями і напрямами. До поривів зазвичай відносяться турбулентні вихори, які викликають бовтанку літака. Горизонтальні розміри цих вихорів не перевищують деякого практичного значення, яке, за оцінками різних дослідників, знаходиться в межах 100-500 м В зростаючих купчастих хмарах висхідні потоки займають 70-80 % об'єму, і лише у їх бічних меж повітря осідає. Швидкість вертикальних потоків в середньому складає 3-5 м/з, а низхідних - 0,3-0,5 м/с. Бовтанка в купчастих хмарах і біля їх межі зазвичай буває слабкою.

У потужних купчастих і купчасто-дощових хмарах доля об'єму повітря, зайнятого висхідними потоками, складає близько 40 %, а інша частина внутрішньохмарного повітря знаходиться в сильно турбулизированном стані. Горизонтальні розміри вертикальних потоків в цих хмарах досягають 10-12 км при середньому "діаметрі" рівному 1,5 км. Максимальні швидкості висхідних потоків найчастіше близькі до 30-40 м/з, а в особливо потужних хмарах досягають 60 м/з і більше. У цих хмарах завжди відзначається сильна бовтанка. У міру видалення від зовнішньої межі хмарності бовтанка швидко зменшується.

Практика польотів виявила цікаве явище, яке дістало в літературі назву "Бовтанка біля стіни хмар". Було помічено, що інтенсивність бовтанки помітно збільшується при вході в хмарність і при виході з нього (мал. 7).

Мал. 7. Вид запису акселерографа при польоті літака поблизу "стіни хмар"

Це явище можна пояснити таким чином. Як відомо, тяга двигуна прямо пропорційна масі повітря, яке через нього проходить. Тому, коли літак входить в хмару, то в двигун разом з повітрям потрапляють і хмарні краплі. Це призводить до збільшення загальної маси (повітря, сконденсована водяна пара), що проходить через двигун в одиницю часу, а отже, і збільшенню його тяги. Збільшення тяги двигуна викликає збільшення підйомної сили і як наслідок - кидок літака вгору. При виході з хмарності спостерігається зворотна картина.

Динамічна турбулентність виникає при втраті стійкості і руйнуванні повітряних хвиль, довжина яких не перевищує декількох кілометрів. Ці хвилі утворюються біля поверхні розділу, де разом з різкою зміною щільності повітря спостерігається тангенціальний розрив швидкості вітру.

У вільній атмосфері розривши щільність повітря з одночасною зміною швидкості вітру спостерігається в зоні атмосферних фронтів і струминних течій, в шарі тропопаузи і так далі. У поверхонь цих розділів розвивається впорядкована циркуляція, що складається із замкнутих циркуляційних вихорів, які переносяться разом з повітряним потоком. При певних значеннях вертикального градієнта температури впорядкована циркуляція руйнується і починається спонтанний розвиток турбулентності.

Руйнування вихрових хвиль відбувається таким чином. Спочатку спостерігається швидке зростання амплітуди хвиль, що призводить до перекидання їх гребенів. В результаті цього утворюється система великих вихорів (роторів) з горизонтальними осями, які поступово розбиваються на дрібніші з довільно орієнтованими осями.

Найчастіше динамічна турбулентність спостерігається усередині слоистообразной хмарності. Так, наприклад, повторюваність бовтанки в пір'ястих і пір'ясто-шаруватих хмарах приблизно в 10 разів більше, ніж при ясному небі на тих же висотах. Це обумовлено тим, що у верхньої кромки хмарності турбулентність інтенсифікується різким локальним збільшенням вертикальних градієнтів температури із-за вихолодження повітря внаслідок випару хмарних елементів, а в нічний час і випромінювання.

Найбільш значна турбулентність спостерігається поблизу верхньої межі хмарності. Інтенсивність бовтанки в більшості випадків не перевищує помірної, і лише в зоні струминних течій може спостерігатися сильна бовтанка. Необхідно помітити, що струминні течії мають фронтальну структуру.

Зазвичай зони найбільш інтенсивної бовтанки спостерігаються не на осі струминної течії, а на його периферії, в областях різкої зміни швидкості вітру.

Спеціальні дослідницькі польоти показали, що політ в струминній течії протікає іноді спокійно, а іноді супроводжується сильною бовтанкою. Більше того, політ в одному і тому ж районі на одному і тому ж ешелоні через невеликий проміжок часу в одному випадку може супроводжуватися бовтанкою, а в іншому злучає проходить спокійно. Це говорить про велику просторову і тимчасову мінливість зон турбулентності в області струминних течій.

Найбільш часто помірна і сильна бовтанка зустрічається на холодній (циклонною) частині струминної течії дещо нижче за його вісь або на теплій (антициклонною) частині вище за вісь струменя. Такий розподіл турбулентних зон в струминних течіях обумовлений відмінністю вертикальних і горизонтальних градієнтів вітру, струминних течій, що спостерігаються в області. Встановлено, що на холодній стороні струминної течії градієнти вітру приблизно в 1,5 разу більше, ніж на теплій, а повторюваність бовтанки на холодній і теплій сторонах струменя складає відповідно до 40 і 30 %.

При збільшенні швидкості вітру на осі струменя повторюваність бовтанки зростає, т. до. у цих випадках створюються сприятливіші умови для виникнення великих вертикальних градієнтів швидкості вітру. Проте, за даними І. Г. Пчелко, бовтанка в області струминних течій обумовлена в основному горизонтальними градієнтами швидкості вітру. Тут зазвичай виділяють два типи горизонтального зрушення: зрушення по потоку і бічне зрушення.

Зрушення по потоку виникає при порівняно великому посиленні (послабленні) вітру у напрямі потоку, наприклад, в дельті струминної течії, а бічне зрушення - при значному послабленні вітру в напрямі, перпендикулярному потоку.

Іноді із струминними течіями пов'язані хмари, які є смугами з добре вираженими краями, витягнутими паралельно напряму потоку. У цих випадках турбулентність, що викликає бовтанку, розвинена більшою мірою, чим при безхмарному небі. Причому, чим сильніше і швидше міняється зовнішній вигляд хмар, тим сильніше в них розвинена турбулентність.

Струминна течія може або полегшити, або ускладнити виконання польотного завдання, або навіть зробити неможливим політ по заданій трасі. При використанні попутної струминної течії зменшується час польоту по маршруту і економиться паливо. Сильний зустрічний вітер призводить до зворотних результатів. Проте зустріч із зоною сильної бовтанки при будь-якому напрямі польоту завжди неприємна і небезпечна. Особливо небезпечна зустріч із зоною сильної бовтанки на висотах, близьких до практичної стелі літака, де стійкість і керованість літака зменшена, а діапазон можливих швидкостей польоту і кутів атаки обмежений.

У області тропопаузи може існувати декілька турбулентних шарів. Якщо рівень максимальної швидкості вітру в струминній течії нижче тропопаузи, то формується два шари бовтанки. Один безпосередньо під тропопаузою, а інший, з сильнішою турбулентністю, приблизно на 1,5 км нижче за рівень максимальної швидкості вітру. При розташуванні осі струминної течії над тропопаузою утворюється три шари інтенсивної турбулентності: два над тропопаузою і один під нею.

Турбулентність ясного неба (ТЯН), що викликає бовтанку літаків, можна розділити на декілька видів:

1) механічна турбулентність, обумовлена впливом нерівностей земної поверхні на повітряні течії і іноді посилюється її неоднаковим нагрівом;

2) гірські хвилі; по своєму походженню це особлива форма турбулентності першого виду; внаслідок специфічного впливу на польоти літаків гірські хвилі зазвичай розглядаються окремо;

3) турбулентність струминних течій;

4) турбулентність у внутрішніх для вільної атмосфери "пограничних шарах", таких, як тропопауза, тропосферний рівень максимального вітру, стратосферний рівень звернення вітру (велопауза) і інші.

ТЯН відноситься до небезпечних для авіації метеорологічних явищ через несподіваність дії на літальний апарат.

Турбулізація повітряних потоків при ясному небі пов'язана з існуванням в атмосфері шарів зі значними вертикальними і горизонтальними градієнтами швидкості вітру і температури повітря.

В умовах стійкої температурної стратифікації, утворення ТЯН можна пояснити втратою стійкості (зростанням по амплітуді і наступним руйнуванням) гравітаційних або гравитационно-сдвиговых хвиль (над горами - гірських хвиль) і передачею енергії від хвилевих рухів до турбулентних.

Частота виникнення зон ТЯН в тропосфері залежить від географічної широти. У середній і верхній тропосфері та, що зустрічається ТЯН (у відсотках від загального нальоту літаків) в помірних широтах складає приблизно 10 %, в південних широтах - до 15-20 %.

При попаданні в зони ТЯН літаки найчастіше випробовують слабку і помірну бовтанку. Інтегральна повторюваність слабкої і помірної бовтанки в тропосфері складає 95 %. Отже, тільки в 5 % випадків може спостерігатися сильна бовтанка.

Горизонтальні розміри ТЯН змінюються в досить великих межах, особливо в тропосфері, досягаючи в окремих випадках декількох сотень кілометрів. Проте у верхній тропосфері помірних широт протяжність турбулентних зон не перевищує 140 км, а в південних районах - 170 км.

У стратосфері зони ТЯН мають значно менші горизонтальні розміри. У шарі 10-20 км вони складають 80 км.

Зони ТЯН можуть бути як безперервними (суцільними), так і у вигляді окремих переривчастих вогнищ з досить різкими межами. Суцільні зони мають велику повторюваність.

Товщина зон ТЯН також коливається в широких межах. У середніх і високих широтах вона не перевищує 1000 м, в стратосфері - 350 м В той же час необхідно відмітити, що товщина зон може змінюватися в досить широких межах залежно від синоптичної обстановки, широти місця і висоти.

Висновок

Таким чином, вивчення атмосферної турбулентності, що впливає на політ літака, має велике практичне значення для забезпечення безпеки польотів. В той же час, за допомогою літаків можна найдетальніше досліджувати неврегульований рух повітря в атмосфері.

Матеріал, вивчений в цій темі, показує, що при доповіді метеорологічної обстановки синоптик повинен звернути увагу льотного складу на швидкість і напрям вітру на аеродромах зльоту і посадки, вказати зони де велика вірогідність бовтанки, напрям струминної течії і швидкість на її осі, а також розробити рекомендації по використанню метеоумов для оптимального виконання польотів

Завдання на самопідготовку

Розробив: _________________________________________________________

(посада, в/звання, наукова міра, вчене звання, підпис, ініціали і прізвище)

"____"______________20_____ року

Розглянуто і прийнято на засіданні кафедри(ПМК)_____________________

Протокол від "____"______________20_____ року № _____

Поиск по сайту: