飛行への障害
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飛行への障害

フライトへの障害:ウィンドシア、スコール、竜巻、嵐、雷、雨

 

ウィンドシア - 変化のスピードと(または)空間での方向。 この変更は、いずれかの水平方向(水平CB)と(SV垂直)方向、垂直よいです。 用語「ウインドシア」は、大気の状態の広い範囲を説明しています。

マイクロの原因と雷雨、雨、尾流雲など(地面に到達する前に蒸発し、雨ストリーム)、冷たい空気上昇気流の下降流、ジェットストリームの温度反転シフト、スコール、雨、雨や尾流雲:ウィンドシアは、さまざまな気象現象を発生させます-poryvy風 - SW [60]の主な原因。

観察は雷雨の約5%は、マイクロインパルスを伴うことを示しています。 関連下降気流は500メートルから数キロメートルまでの大きさの範囲のゾーンに分布しています。 このフローは、地面に到達すると、それは時々、拡散ゾーンの限界に渦環の形成を、水平面内の空気の表層に拡散します。 マイクロインパルス垂直下降気流(対称マイクロバースト)の形成。

渦輪のゾーンは地上500 mの高さに達し、直径2 4キロまでの領域をカバーしています。 マイクロインパルスが発生し、尾流雲の場合は雨なしに地球の表面に到達することができます。 雨の結果の調整は、それによって結果として、風の下向きの流れのように、冷却空気を発生させると、蒸発します。

嵐の雲が移動している、マイクロインパルスは、彼らが非対称な形状になった原因。 マイクロインパルスのライフサイクル - 15-20の分。 ウインドシアの最大強度は、下流の地面との接触後約5分に達します。

ウィンドシア1ウィンドシア1 2ウィンドシア1 3

 

(特に低高度での)​​強力な人事は、NEのエリアから数キロの突風によって引き起こされる場合があります。 そのメカニズム - 横方向の水平流速の広がりは150-185キロ/ hに達します。 これは、識別を妨げる雲の他のタイプを伴って、多くの場合、開発雷雨の突風です。

主に沿岸地域、空港などピエモンテ - 暖かい空気質量は、冷たい空気塊上を移動する場合、温度反転ウィンド・シアは、多くの場合、小さな表層の速度変化及び(又は)風向を引き起こします。 そこ持ち上げる時に冷却が、下向きに流れるときに、同じ速度で加熱し、上昇気流。 反転ピエモンテ谷の上に冷たい空気を加熱することによって増強されます。 この温度勾配の増加に極めて。 これは、摩擦CB遅い移動面と急速にそれらの上を移動する高温空気の流れが発生します。

風の強い斜面の近くに夏の嵐は、適切な条件の下で重要なCBを作成します。 これらの雷雨は(時々 - a)は、多くの場合、高度2500-3000 mにおいて、比較的高いクラウドベースのが特徴である地上、地球の表面に高温(38.40°C)を生成気団ではなく、比較的低露点(オン6アップ+ 3°C)。 それは地面に到達する前に、高高度での積乱雲から落ちる雨は完全に蒸発することができます。

その開発に応じて積乱雲がvnutrimassovye、フロントと雨と雹に分かれています。 雲は、強度と降水量の種類が、発生と発達のメカニズムではないだけです。

最大の限界寸法に達する凝縮及び凝固から得られる質量平均弱い積乱雲複数の液滴の場合、上昇気流を満たすために、雲から落ち始めます。 落下液滴の効果は、空気を持ち上げる効果を超えた場合に、嵐がおさまります。

中・上層大気中のNEの影響で強いフロント積乱雲は、上向きの流れを曲げることができます。 彼らは上昇気流の傾きの外にあるので、その場合には、沈殿の抑制効果が低下します。 比較的平坦な地形の傾斜上昇流が形成される時々の回転運動は、劇的に増加し、垂直速度、およびその回転速度で得られ、そこです。

1990-2005年に強い雷雨の研究。 彼らは、表面の空気層、又は空気流の熱および冷、ならびに収束と発散の偏在調整移流の過熱によって引き起こされる熱力学的不安定性に関連していることを示しました。 したがってクブ・ヘイルや竜巻スコール(竜巻)ジェットストリームが上部対流圏で観察されるときに発生し、開発。 一般的には、研究では、代わりに積乱雲の下に空気の流れの分布の一般的な画像のその断片のいくつかの説明だけ、と非常に矛盾したを持っていることを示しています。

突風 - 短期風の急激な増加は、その方向を変更します。 スコールは積乱雲に関連付けられており、多くの場合、嵐の間に起こります。 雲の中またはその下の水平軸と空気の突風特徴旋回運動のため。 20 M / Sよりも多くの場合が飛び交う中の風速。 現象の持続時間は、通常は数分です。 時々スコールの突風が繰り返されます。

ツイスター - 強力な渦が回転の略垂直軸と雲の下に小さいです。 これは、漏斗状狭く下部ベース積乱雲から、第2の部分の地表面は、最初に接続され、飛沫や埃から上昇させることができる向かって省略されたもの一部が暗い雲カラム(数百メートルまでの直径)の形態を有しています。 列の狭い部分 - 真ん中インチ 竜巻における風速が強い上向きの成分で50- 100 M / Sに達します。 竜巻の空気と右回転と左されます。 それは、ほぼ完全な小康状態に近いですが、トルネードは、彼らの運動の方法で壊滅的な被害と人命の損失を引き起こす可能性があります。 陸上でトルネードは時々、血栓と呼ばれ、米国で - 竜巻。

 

雷雨、電気放電

曇り - 激しい対流雲の外観を特徴とし、かなりの乱流、突風、竜巻、ウィンドシア、雨、雪、あられ、頻繁に電気放電や雷などの降水を伴う複雑な大気現象、。

雷雨は6レベルに分かれています。 雷雨は1(弱)と弱または中程度の大気乱流と雷によって特徴づけられるレベル2(軽度)のレベル; 雷雨レベル3と4(強いと非常に強い) - かなりの乱流、雷、大雨の形で沈殿; 雷雨レベル5 - 深刻な乱流、雷、風のシャープな突風、可能な雹。 雷雨レベル6 - かなりの乱流、重いひょう、雷、多数の長い風。 雷雨の主な兆候 - 雷。

同時に、世界の任意の時点で約180個々の雷雨で平均で落雷すべての20があります。

ライトニング - 雲と地面と同様に、イントラクラウド数回の間に雲の間に巨大な火花大気電気。

地上施設は、クラウド土地、大気中のオブジェクト、危険な稲妻すべての種類の主要な危険度を表す場合。

雷のいくつかの種類があります。 Zarnitsa(熱ジッパー) - 落雷によって引き起こされるか、雷雲発光は、(理由は観察者に大きな距離の)雷を伴っていません。 筋状の雷のための特性は、その雲のカバレッジをバンド。 ロケット状ファスナーは、チャネルに沿って遅い放電開発の印象を作成する雰囲気中で長い放電と呼ばれます。 ファスナーテープが排出路クラウド・ツー・グランドシフト(おそらく風)のパルス間の時間かのように形成されています。 眼が同時にすべてのテープをキャプチャがパルスは、水平方向にフラッシュに分離されています。 正しいファスナーが発光断片でチャネル(または表示さ破壊)に分配された形状を有し、その長さは数十メートルです。 球電が彼女の人生の期間は数秒、20センチメートルまでの直径を持つ発光モバイル球と呼ばれています。

 

リニア雷 - それは、いわゆる無電極放電を指します。 その長さは、数キロ離れた場所にあるとさえ20キロに到達することができます。 メインチャンネルから長2-3キロにいくつかの支店を持っています。 どの面を打つの確率が高くなります。 雷の平均速度 - 150キロ/秒、そのチャネルの現在の強さは200 000 Aに到達し、チャネル内のプラズマの温度は10 000がCを超え°しました

嵐の雲がある稲妻(通常積乱雲)とその中の電荷の源。 電源嵐の雲は、亜熱帯の典型である、通常は小さいですが、以上の20キロの高さに達する巨大な雷雨の雲の中に大きなサイズに到達することができます。 8-12キロ(上限)と0,5-2キロ(下限) - 典型的な嵐の雲の高さ。 その高さは地域のみによって決定されます。

大気中の稲妻の発生は、特定の条件下で始まります。 特に、電界強度が一定の限界値を超える必要があります。 雷雨ゾーンの場合、0,4 MV / m <Ecr <1 MV / m。

個々の嵐の長さは、水平方向に10キロを超えないので、電荷が数キロを超えないような主な領域のサイズを中心ありません。 落雷によって開始された電荷の最大密度とボリューム、というようにしても小さくする必要があります。E.彼らの直線寸法は数百メートルです。

E = 106 V / M:そこで、絶縁破壊電圧を形成するための十分な空間電荷の密度を計算することができます。 これは、積乱雲と雷雨の平均電荷密度よりも1桁から二桁高いこと45 C / m3についてです。

雲の中にまで上昇する暖かい空気によって許容落雷によって発生する電界のエネルギー。

典型的な嵐の雲混沌風に、水と氷は重力場にあり、温度および圧力の磁場勾配。

電荷のこれらの駆動力配分及び蓄積は、最終的に大気中の電気的に活性な領域が形成されます。

雲の中の電荷の形成のメカニズムは完全に明らかではないが、それは、それが氷結晶水の過冷却液滴と雲の形成との衝突の中心に空気の強い上方への移動に関連していると考えられています。

湿った空気を登ること冷却し、その水蒸気を超える露点が雲を形成し、水滴に凝縮されます。 さらなる上方移動(20キロアップ)時の温度は、℃で-40に還元されます その中の水蒸気は、小さな、かなり重い雹で一緒に成長氷の結晶、に変わります。 後者は、過冷却水滴を集める、クラウドを介して落下します。 氷の小さな光の部分は負の電荷と重い雹を残して、正の電荷を運ぶ上がります。 垂直の空気流は、正の電荷が蓄積される雲の上部に及び負電荷の中心部で作成された雲の底部に氷を運びます。

電気空気の破壊や大気中の雷の形成に関連する物理的プロセスの分析によって示されるように、雷の発生源は、過剰な電荷が含まれている唯一のゾーン大気異質(特に、雲)であることと、かなり激しいと拡張電界を作成することができます。 このようなゾーンは落雷危険です。 このような大気の形成は、独自のソースと動特性を持っています。

雷の発生しやすい地域の最も可能性の高いソース - 雷雨細胞中の空気の流れの激しい対流運動。 これは、ディストリビューションにつながると同様に帯電した液滴を作ります。 他のソース雷危険ゾーン - 砂嵐、活火山の排出量及び核爆発。

大気中の電荷の分布および除去のメカニズムの解析は非常に複雑です。 これまでのところ、これらのソースにそのようなプロセスのない一般的に受け入れられている理論はありません。 空間における電界の最大電界強度分布、電荷の発生率とその局在のゾーン - そのような理論は、稲妻危険領域の特徴のいくつかを計算することを可能にします。

航空機電荷が積乱雲、積雲、アルトと乱層雲で生成することができます。 このためには、その不均一な電場のクラウド内が必要です。 クラウド不均質相組成、以下はその均質な電界ます。 雲を入力するとき(雲以下)沈殿ゾーンが非常に小さい電荷Q平面は、急激に増加します。 電荷ジェットの蓄積の主な原因は、クラウド粒子との相互作用です。 ほとんどの航空機帯電は氷点下(アップ-15℃)で起こります。 これは、大幅に雷に打たされる確率に影響を与えます。 雲の中に雷に打たれているNASAデータゾーン航空機は、主領域に集中していることにより、等温線0、-10℃で有界 平面の帯電は、任意の稲妻の軌道とその発生確率に影響を与えます。

静電気が太陽を充電することは、雷でそれを打つの確率が増加するだけでなく、飛行の安全性に影響を与えます。 また、ボード上の無線受信の品質を悪化させる効果を引き起こす全体としてオンボード・REOの機能の読み取り無線コンパスと品質の精度が低下します。 電気航空機料は時には飛行の空気力学に表示されます。 さらに、料金は燃料が飛行中に太陽を補充爆発を引き起こす可能性があります。 重要なことは、航空機の着氷(アルトを除く)すべての種類の雲が強い電化ということです。 特に、乱層雲電荷値Q平面Frostscale純粋な平面よりも二倍高いです。 高度を変更する管理者との合意により推奨大型航空機通電した場合に安全性を確保するために。

 

豪雨

激しい降雨(PLD) 積乱雲の前面のうちvnutrimassovyhと秋。

雲雲雲は、国際分類に従った10雲の種類の1つです。 彼らの国際的な名前はCumulonimbus(Cb)です。 温帯緯度では、СHは12-14 kmの高度に達し、熱帯 - 15-16 kmに達する。 1つのクラウドは50-100 km2までカバーできます。 これらの雲は、しばしば 数千キロ。 これらは、顕著な垂直の空気流、乱流、電界によって特徴付けられます。 しかし、比較的小型、および前頭雲の中に、GLで飛ぶのは危険ゾーンは、ほとんど常に航空機の安全な飛行のための十分な間隔を存在します。

CLの生活の中で3つの段階があります。 開発の第一段階では(積雲)が上昇気流(雲がレーダーで検出された時間から10-15分)を優先する。 第二段階 - 成熟期(15-30の分)、昇順と降順の空気の流れ、降水、雷の発生が存在することを特徴とします。 第3段階では(オーバー30分)雲の切れ目は、電気的活動と乱流を減少させること、降水の強度を低下させました。

気象学では、降水強度は、しばらくの間、水平な面に落ちた水柱の高さを決定するために取ら。 例えば、雨100ミリメートル/ hの強度がかなり強いですが、この場合には、空気中の水分が/ m2 3-3のgです。 1時間の測定は、ほぼ平均値で許可されました。

4年1956月1870日のユーコンビル(米国ノースダコタ)では、1分間の測定で世界最高の1962 mm / hの降水量が記録されました。 100年、雷雨時の空気中の水分量の測定は、特別装備のF-37航空機で行われました。 地上での測定では、降水強度(1,1 mm / h)と水分含有量(3 g / m8,4)の中程度の値が得られましたが、飛行機からの測定では、平均水分含有量が3 g / mXNUMXで、最大で最大 44 g / m3。 旧ソ連の領土では、記録された最大降水強度は約1000mm / hでした。

興味ような数値特性の軍隊、降雨の強さ、水の利用可能性の空力特性にPLDの影響について。

 

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