meteorologia lotnicza.pdf

Tomasz Szczot

METEOROLOGIA

Rozdział I

METEOROLOGIA OGOLNA

1. Wstęp.

W tej części skryptu zajmiemy się meteorologia.

Meteorologia to nauka, która bada zjawiska fizyczne zachodzące w atmosferze.

Badania te prowadzi się poprzez określanie elementów meteorologicznych takich

jak temperatura powietrza, ciśnienie atmosferyczne, wiatr – prędkość i kierunek,

zachmurzenie, opady i widzialność. Chwilowy stan tych wszystkich elementów

jest nazywany pogodą.

Zadaniem meteorologii lotniczej jest badanie pogody z punktu widzenia potrzeb

lotnictwa.

2. Atmosfera.

Atmosfera ziemska to gazowa otoczka ziemi. Składa się z około: 78 % azotu, 21 %

tlenu, 1 % argonu i innych gazów w niewielkiej ilość. W atmosferze ziemskiej

znajduje się również para wodna.

Atmosfera nie jest jednorodna ani w kierunku pionowym, ani w poziomym. W

kierunku pionowym dzieli się na kilka warstw ( sfer ) różniących się między sobą

własnościami fizycznymi. Działalność całego lotnictwa ogranicza się do dwóch

warstw będących najbliżej ziemi.

Warstwa najbliższa powierzchni ziemi to Troposfera . Podlega ona silnemu

oddziaływaniu podłoża. Charakteryzuje ja stopniowy spadek temperatury w miarę

wzrostu wysokości Średni gradient temperatury w troposferze wynosi 0,6 – 1,0

/100 m i zależy od wilgotności powietrza. Grubość tej warstwy nie jest wszędzie

jednakowa . Nad równikiem dochodzi do 16 – 18 km, a nad biegunami 8 – 10 km .

W troposferze znajduje się około 0,8 całej masy atmosfery oraz prawie cała para

wodna. Warstwę tę charakteryzuje silny rozwój turbulencji i konwekcji, w niej też

formują się chmury, kształtują się masy powietrza, tworzą się fronty atmosferyczne

i rozwijają się wyże i niże.

Przeważającym kierunkiem wiatru w troposferze jest kierunek zachodni. Prędkość

wiatru wzrasta wraz ze wzrostem wysokości osiągając maksymalną wartość na

górnej granicy tej warstwy.

Powyżej troposfery zalega Stratosfera . Od troposfery oddzielona jest ona warstwą

przejściową tropopauzą . Stratosfera sięga od tropopauzy do wysokości 50 –55 km .

Zawartość pary wodnej w stratosferze jest niewielka, lecz wystarczająca na to aby

powstały w niej chmury zwane perłowymi. Zbudowane są one z drobnych

kryształków lodu i drobnych przechłodzonych kropel wody.

Przeważającymi wiatrami w stratosferze są wiatry zachodnie.

Charakterystyczny dla tej warstwy jest wzrost temperatury, szczególnie wyraźny na

poziomie 25 – 40 km, uwarunkowany intensywnym pochłanianiem promieniowania

słonecznego przez ozon. Warstwę atmosfery między 10 i 50 km, w której odbywa

się fotochemiczny proces powstawania ozonu i występuje stosunkowo duże

nagromadzenie ozonu, nazwano ozonosferą.

Na podstawie analizy rozkładu temperatury stratosferę dzieli się zazwyczaj na

warstwę izotermiczną ( 12 – 35 km ) i warstwę inwersyjną ( 35 – 55 km ).

Średnie temperatury dolnej stratosfery wahają się od – 45

C do – 75

/100 m do + 0,1

/100 m. Średnia zaś

temperatura na górnej granicy stratosfery jest w pobliżu 0

3. Elementy meteorologiczne

Temperatura

Podstawowym źródłem energii cieplnej na ziemi jest promieniowanie Słońca.

Promieniowanie to Ziemi w postaci fal o różnej długości – od tysięcznych części

mikrona do kilkuset mikrometrów. Dla celów praktycznych w meteorologii

wyróżnia się dwa rodzaje promieniowania – krótko i długo falowe.

Promieniowanie krótkofalowe to promieniowanie o długości fali od 0,1

m do 4

m, a promieniowanie długofalowe ma długość fali od 4

m do 120

Promieniowanie słoneczne składa się w 99 % z promieniowania

krótkofalowego, a dla tego promieniowania atmosfera ziemska jest prawie

przezroczysta.

Intensywność promieniowania słonecznego w czasie przechodzenia przez

atmosferę ziemską ulega osłabieniu w wyniku rozpraszania, odbicia i

pochłaniania. Rozpraszanie następuje na cząsteczkach powietrza oraz na stałych

cząsteczkach zawieszonych w powietrzu, a kropelki, kryształki lodu oraz

powierzchnie chmur odbijają promienie słoneczne.

Promienie słoneczne po dojściu do powierzchni ziemi ulegają częściowo

pochłonięciu i przekształcają się w energię cieplną, która ogrzewa podłoże.

Ogrzewana w ten sposób powierzchnia ziemi staje się sama źródłem

promieniowania – ale promieniowania długofalowego, cieplnego.

Promieniowanie to jest następnie pochłaniane przez powietrze, które dzięki temu

ogrzewa się.

Nie pochłonięta część promieniowania ulega odbiciu od powierzchni ziemi oraz

od chmur. Ilość pochłoniętego i odbitego promieniowania od powierzchni ziemi

zależy od jej rodzaju. Stosunek ilości promieniowania odbitego do

promieniowania padającego na powierzchnię ziemi nazwano albedo. Procent

C w

zależności od szerokości geograficznej i pory roku. Wartości pionowych gradientów

temperatury wahają się w przedziale od –1

odbitych promieni padających na powierzchnię ziemi oznacza zdolność

pochłaniania promieni słonecznych przez ciała nieprzezroczyste.

Jeżeli powiadamy, że albedo świeżego śniegu wynosi 80 – 85 %, oznacza to, że

80 – 85 % padającego promieniowania ulega odbiciu, a jedynie 20 – 15 % ulega

pochłonięciu.

W tabeli poniżej przedstawiono albedo czterech przykładowych powierzchni.

śnieg

85 %

piasek

30 %

trawa

26 %

woda

5 %

Z powyższych stwierdzeń wynika, że proces nagrzewania się powietrza zależy od

nagrzania się podłoża. Oceniamy ten stan nagrzania za pomocą pomiaru

temperatury. W meteorologii temperaturę powietrza mierzymy termometrem

umieszczonym na wysokości 2 m nad powierzchnią gruntu zabezpieczonym przed

bezpośrednim działaniem promieniowania słonecznego oraz opadów w tzw. klatce

meteorologicznej.

Przekazywanie ciepła w dolnych warstwach atmosfery , grubości rzędu kilku

metrów, odbywa się drogą przewodnictwa cząsteczkowego tzn. drogą

bezpośredniego przekazywania ciepła od powierzchni ziemi do zalegających nad

nią cząsteczek powietrza.

W przenoszeniu ciepła na znaczne wysokości główna rolę odgrywają ruchy

turbulencyjne i ruchy konwekcyjne . W meteorologii przez pierwsze pojęcie

rozumie się ruch powietrza, w którym jego cząsteczki poruszają się chaotycznie po

bardzo złożonych torach, przez drugie zaś pojęcie należy rozumieć uporządkowane

ruchy pionowe powietrza wywołane jego nierównomiernym nagrzaniem się od

podłoża. Dzięki tym ruchom nagrzane cząsteczki powietrza, jako lżejsze unoszą się

do góry, a na ich miejsce napływają cząsteczki chłodniejsze, co w efekcie prowadzi

do tego, że ciepło oddane przez powierzchnię ziemi zostaje przenoszone do

wyższych warstw atmosfery.

Podczas wznoszenia się do góry powietrze ulega adiabatycznemu ochładzaniu. Jeśli

nie jest nasycone parą wodną to spadek temperatury wskutek zachodzącej

przemiany adiabatycznej wynosi 1

/100 m wysokości. Tego rodzaju spadek

nazwano suchoadiabatycznym gradientem temperatury. Jeżeli wznosi się powietrze

nasycone parą wodną, jego spadek temperatury wraz z wysokością wynosi 0,6

/100

m. Wolniejszy spadek temperatury w tym przypadku jest spowodowany

wydzielaniem się utajonego ciepła parowania podczas procesu kondensacji pary

wodnej. Spadek temperatury w powietrzu nasyconym parą wodną nazwano

wilgotnoadiabatycznym gradientem temperatury.

Gradient adiabatyczny charakteryzuje tylko wznoszące się lub opadające masy

powietrza podczas występowania ruchów pionowych. W powietrzu otaczającym

taką przemieszczającą się masę powietrza, pozostającym w bezruchu, spadek

temperatury może być zupełnie inny. Spadek temperatury w powietrzu nie biorącym

udziału w ruchach pionowych nazwano gradientem faktycznym lub rzeczywistym.

W atmosferze bywa i tak, że temperatura powietrza w miarę wzrostu wysokości nie

ulega zmianie. Zjawisko takie nazywamy izotermią , a warstwę powietrza o stałej

temperaturze warstwą izotermiczną.

Zdarza się i tak, że temperatura powietrza w miarę wzrostu wysokości zamiast

spadać - wzrasta. W takim przypadku mówi się, że w atmosferze występuje

inwersja temperatury.

Obecność warstw inwersyjnych w atmosferze jest zjawiskiem ujemnym, jeśli idzie o

rozwój prądów pionowych. Inwersje mają jeszcze jedną bardzo nieprzyjemną

właściwość – u ich podstaw wskutek zahamowania ruchów pionowych gromadzą

się duże ilości pyłów i różnych innych drobnych cząsteczek.

Uwzględniając wysokość ich występowania inwersje podzielono na dwie grupy:

inwersje dolne oraz inwersje górne. Inwersje dolne, biorąc pod uwagę mechanizm

ich powstawania, podzielono na inwersje radiacyjne oraz adwekcyjne.

Inwersja radiacyjna ( z wypromieniowania ) powstaje głównie podczas

bezwietrznej i bezchmurnej pogody w okresie nocy. W czasie takiej pogody podłoże

traci ciepło przez wypromieniowanie i ochładza się. Od podłoża ochładza się

zalegające nad nim powietrze, tak, że temperatura na pewnej wysokości jest wyższa

niż przy powierzchni ziemi.

Inwersja adwekcyjna ( napływowa ) powstaje podczas napływu ciepłych mas

powietrza nad chłodne podłoże. Dolne warstwy powietrza ochładzają się od

zimnego podłoża, co sprzyja powstawaniu inwersji. Takie inwersje mogą się

utrzymywać znacznie dłużej niż inwersje radiacyjne – nawet kilka dni.

Wśród inwersji górnych wyodrębnia się: inwersje osiadania, inwersje

turbulencyjne oraz inwersje frontowe .

Inwersja osiadania powstaje w wyniku osiadania mas powietrza w wyżach.

Powietrze opadając ulega sprężaniu i adiabatycznemu ogrzaniu. Powietrze, które

osiada nie dociera do samego podłoża, lecz na pewnej wysokości zaczyna

rozpływać się na boki. Poziom zalegania takiej inwersji nie jest jednakowy w całym

obszarze wyżu – najniżej schodzi ona w środku wyżu, najwyżej zalega na skrajach

tego ośrodka.

Inwersja turbulencyjna powstaje wówczas, gdy w pewnej warstwie powietrza

występuje silne mieszanie turbulencujne, które może być wywołane nierównościami

terenu , bądź też przez czynniki dynamiczne, na przykład wiatr. Grubość tych

inwersji nie jest duża, wynosi zwykle kilkadziesiąt metrów.

Inwersja frontowa powstaje wówczas gdy powietrze ciepłe zalega nad powietrzem

chłodniejszym podczas przechodzenia frontu ciepłego. Masy są oddzielone od siebie

warstwą przejściową tzw. powierzchnią frontową. Powierzchnia ta ma charakter

inwersji

Ciśnienie

Ciśnieniem atmosferycznym nazwano siłę jaką wywiera powietrze na

powierzchnię ziemi .Jest ono równe ciężarowi słupa powietrza sięgającego górnej

granicy atmosfery.

Do pomiaru ciśnienia stosuje się przyrządy zwane barometrami. Barometry mogą

być rtęciowe lub sprężynowe. Jednostkami ciśnienia barometrycznego stosowanymi

w lotnictwie jest mm Hg i mb.

Powietrze jest gazem ściśliwym, a jego warstwa przylegająca bezpośrednio do

powierzchni ziemi znajduje się pod największym ciśnieniem. Ze wzrostem

wysokości ciśnienie atmosferyczne maleje, gdyż maleje słup powietrza

wywierającego ciśnienie na danym poziomie.

Zmiany ciśnienia i temperatury powodują zmiany gęstości powietrza. Gęstość

powietrza

jest to stosunek masy powietrza do jego objętości

= -------- kg/m

Gęstość powietrza zwiększa się wraz ze spadkiem temperatury i wzrostem

ciśnienia i odwrotnie – wzrost temperatury i spadek ciśnienia powodują

zmniejszanie się gęstości powietrza.

Zmiany gęstości powietrza wywierają istotny wpływ na prędkość wznoszenia

samolotu oraz na osiągany pułap, na długość rozbiegu oraz na ciąg silnika.

Odchylenia te wywierają także istotny wpływ na wskazania przyrządów

nawigacyjnych. Aby można było porównywać między sobą parametry silników i

osiągi samolotów badane w różnych miejscach i w różnym czasie, a więc przy

różnych wartościach temperatury i ciśnienia atmosferycznego stworzono atmosferę

standardową i wszystkie osiągi, własności lotne oraz rekordy szybowcowe i

samolotowe, jakie uzyskano w warunkach rzeczywistych, przeliczane są pod

względem atmosfery standardowej.

Atmosfera standardowa jest to umownie przyjęty stan atmosfery od poziomu

morza do wysokości 30 km o stałym składzie powietrza przy powierzchni ziemi

oraz o stałych wartościach elementów meteorologicznych na poziomie morza.

Wartości tych elementów przedstawiają się następująco: ciśnienie 760 mm Hg (

1013,2 mb), wilgotność względna 0 %, temperatura + 15

C, średni jej spadek

/1000 m do wysokości 11 km, czyli do tropopauzy. Powyżej 11 km, w dolnej

stratosferze, przyjęto jako stałą temperaturę - 56,5

Ciśnienie atmosferyczne, tak przy powierzchni ziemi, jak i w wyższych warstwach,

podlega ciągłym zmianom. Zmiany spowodowane są wędrówką ośrodków

barycznych.

W celu porównania wyników obserwacji takich elementów meteorologicznych, jak

temperatura i ciśnienie w różnych punktach powierzchni ziemi, sprowadza się je do

jednego poziomu odniesienia, mianowicie do poziomu morza.

Sprowadzenie temperatury nie nastręcza większych trudności, dysponujemy

bowiem gradientem temperatury. Dużo trudniejsze jest sprowadzenie ciśnienia do

poziomu morza. Do tego celu służy stopień baryczny.

Stopniem barycznym h

nazywamy wysokość, na którą należy się wznieść lub

opuścić, aby ciśnienie zmieniło się o 1 mb. Stopień baryczny oblicza się według

następującego wzoru:

8000

= ------------ ( 1 +

Gdzie:

P – ciśnienie atmosferyczne

- współczynnik rozszerzalności powietrza = 0,004

t – temperatura

Mając odczyty sprowadzonego do poziomu morza ciśnienia z różnych punktów

obserwacji nanosi się je na mapę w miejscu, gdzie znajduje się dana stacja.

Następnie linią ciągła łączy się punkty o jednakowej wartości ciśnienia. Linie te

nazywamy izobarami . Izobary wykreślone na mapie ilustrują przestrzenny rozkład

ciśnienia. Wykreśla się je co 5 lub co 2 mb. System izobar na mapie pogody

przedstawia pole ciśnienia na poziomie morza. W zależności od tego jak układa się

m 3

6,5

Plik z chomika:

Inne pliki z tego folderu:

Inne foldery tego chomika: