5525

Климатическое описание воздушных трасс субарктической зоны

Реферат

Астрономия и авиация

Климатическое описание воздушных трасс субарктической зоны. Введение. При организации воздушных рейсов различной протяженности должны быть обеспечены безопасность, высокая регулярность и экономичность полетов. В решении этих задач важную роль играет...

Русский

2012-12-13

108 KB

11 чел.

Климатическое описание воздушных трасс субарктической зоны.

Введение.

При организации воздушных рейсов различной протяженности должны быть обеспечены безопасность, высокая регулярность и экономичность полетов. В решении этих задач важную роль играет правильный учет метеорологических факторов. Пространственная и временная изменчивость ветра, температуры и плотности воздуха в большой степени изменяет летно-технические характеристики самолетов, особенно скорость и продолжительность полета, расход топлива и коммерческую загрузку. Облачность и ограниченная видимость серьезно усложняют пилотирование и самолетовождение; интенсивная турбулентность, обледенение, град создают непосредственную угрозу безопасности полетов. Поэтому осуществление каждого полета немыслимо без детального информирования экипажей о метеорологических условиях ( фактической погоде и погоде, прогнозируемой на период полета) на аэродромах вылета, по маршруту и на аэродромах посадки.

Наряду с этим при планировании полетов с большой заблаговременностью, прокладке новых воздушных трасс, осуществлении мероприятий, направленных на повышение экономической эффективности и регулярности полетов, требуется учет авиационно-климатических сведений, характеризующих многолетний режим метеорологических элементов на различных высотах в пределах тропосферы и нижней стратосферы. Форма и порядок получения таких сведений авиакомпаниями предусматриваются Техническим регламентом по метеорологическому обслуживанию авиации, принятым Всемирной метеорологической организацией.

В арктических районах в течении всего года наблюдаются сложные для прогнозирования условия погоды. Это обусловлено наличием полярного дня и полярной ночи, низкой температуры воздуха в зимний период, сильными снегопадами (зарядами) в переходные сезоны, большой повторяемостью явлений погоды, ухудшающих или искажающих видимость (белая мгла и др.), плохим прохождением радиосвязи и крайне редкой сетью метеорологических станций.

В арктических районах полеты самолетов выполняются обычно без запасных аэродромов. Метеорологическая служба в этих районах несет особую ответственность за качество метеорологического обеспечения полетов. Здесь нельзя выделить какой-либо элемент погоды, здесь важно все.

Общие и сезонные особенности синоптических процессов в тропосфере Арктики.

Метеорологическое обеспечение полетов невозможно без разносторонней информации, включающей характеристику барических систем, воздушных масс, фронтальных разделов, определяющих погоду в районе аэродрома, по трассе до первого (при возможности до последнего) пункта посадки ( районе полетов) и на запасных аэродромах. Особое внимание обращается на синоптические процессы, при которых возможны существенные ухудшения метеоусловий: уменьшение высоты нижней границы облаков, ухудшение видимости, значительное усиление ветра, турбулентности, вызывающей сильную болтанку, обледенение и т.п.

Особенности атмосферных процессов четко выражены в тропосфере Арктики. В середине зимы над континентами происходит сильное выхолаживание воздуха, следствием этого является развитие в средней тропосфере трех планетарных ложбин. В области азиатского антициклона происходит наиболее интенсивное выхолаживание воздуха, поэтому далеко к югу распространяется ложбина у восточной части азиатского материка. Над востоком северной Америки благодаря адвекции холодного воздуха с севера Канады образуется другая интенсивная планетарная ложбина. Значительно менее ярко выраженная ложбина, расположенная над Европой, формируется вторжениями холодного воздуха из Арктики. Весьма характерно, что в тихоокеанском секторе Арктики сосредоточены минимумы повторяемости циклонов и максимумы повторяемости антициклонов на уровне моря. Зимой, в условиях наибольших контрастов температуры, в средней тропосфере скорость движения барических образований заметно больше, чем летом. Средняя месячная скорость перемещения барических центров на уровне моря зимой составляет 40-45 км/час, а летом 35-38 км/час.

Прогревание поверхности континента летом уменьшает межширотные контрасты в средней тропосфере. Планетарные ложбины заметно заполняются, меридиональные процессы в тропосфере Арктики значительно уменьшаются. Однако одновременно фронтальные зоны смещаются в более высокие широты и в центральной Арктике летом имеет место активная циклоническая деятельность. Повторяемость циклонов в Тихоокеанском секторе Арктики летом значительно возрастает, что объясняется разрушением азиатского антициклона и усилением циклонической деятельности над восточной Сибирью и Дальним Востоком. Высокие контрасты температуры в этих районах поддерживаются вторжениями холодных воздушных масс из Арктики, которые обуславливают формирование ложбин над Дальним Востоком и центральной Сибирью.

Осенью в связи с приближением полярной ночи происходит охлаждение воздушных масс над Арктикой и увеличение температурных контрастов. Возрастает бароклинность главных фронтальных зон, усиливается циклоническая деятельность, углубляются перманентные депрессии северного полушария. Повторяемость барических центров в Арктике в октябре приближается к январской.

В целом осенние циркуляционные схемы близки к зимним, но контрасты температуры еще невелики и меридиональность атмосферных процессов не получает наибольшего развития. Обе главные планетарные ложбины в поле давления средней тропосферы углубляются, но их амплитуда еще значительно меньше, чем зимой.

Весна в Арктике является периодом с наиболее высоким давлением на уровне моря. Высотные планетарные ложбины заполняются в связи с прогреванием воздуха над континентом. Температурные контрасты во фронтальных зонах и повторяемость циклонов по сравнению с зимой убывает. Над заснеженным паковым льдом центральной Арктики создаются условия для развития антициклонов.

О влиянии орографии на циркуляцию в тропосфере.

В северной полярной области препятствием для тропосферных потоков служат массивы континентов, обступающих арктических бассейн. Алеутская депрессия имеет наиболее ярко выраженные черты орографического блокирования. Циклоны, серийно смещающиеся от восточных районов азиатского материка вдоль тихоокеанской фронтальной зоны, обычно оканчивают свой путь у Алеутских островов. Здесь они часто становятся малоподвижными. Иногда циклонические образования при благоприятной ориентировке высотного гребня отпочковываются от малоподвижных депрессий и движутся на север, но проходя над горными массивами Аляски, они заполняются. Обычно в холодное полугодие циклоны, проникающие в небольшом числе в тихоокеанский сектор Арктики с юга, проходят через Берингов пролив, Чукотку или западную часть Аляски. В теплое полугодие в тихоокеанский сектор Арктики смещаются циклоны с северо-востока Сибири. Кроме того, циклоны в средней тропосфере могут преодолевать горные массивы, ограждающие тихоокеанский сектор Арктики с юга. Однако влияние циклонической деятельности тихоокеанской фронтальной зоны проявляется в основном в Арктике мощным выносом тепла, который и обуславливает формирование высоких антициклонов и гребней к северу от Аляски.

Вертикальное строение циклонов, антициклонов и атмосферных фронтов.

По сравнению с другими внетропическими циклонами фронтальная структура циклонов полярных районов не обладает отличительными особенностями. В Арктике заметно преобладание большой вертикальной протяженности фронтов, являющееся следствием большой вертикальной мощности холодных воздушных масс.

Из особенностей циклонических образований в центральной Арктике следует отметить, что фронты обычно лучше выражены в средней и верхней тропосфере, так как в приземном слое они маскируются инверсиями, постоянно наблюдающимися над полярными льдами. Как правило, обнаруживаются также арктические фронты, имеющие значительно меньшую вертикальную протяженность. В центральной Арктике чаще встречаются фронты, окклюдированные в нижней части тропосферы, в то время как компоненты фронтов окклюзии обладают значительными контрастами и большой вертикальной мощностью, часто достигая тропопаузы. В относительно теплую половину года чаще наблюдаются высокие циклоны и высокие фронты, чем в холодное полугодие. Гребни и подвижные антициклоны состоят из разнородных воздушных масс. При циклонической кривизне на высотах фронты в антициклонах могут быть активны при высоком давлении на уровне моря.

Термический режим тропосферы и стратосферы.

Движение летательного аппарата в атмосфере сопровождается сложным взаимодействием с окружающей его физической средой. Поэтому при определении параметров полета необходимо рассматривать летательный аппарат и атмосферу как единую систему. От физического состояния атмосферы зависят возникающие в полете аэродинамические силы, сила тяги, создаваемая двигателем, расход топлива, скорость и предельно допустимая высота полета, показания некоторых аэронавигационных приборов. Важнейшей физической характеристикой состояния атмосферы является температура воздуха.

Годовые изменения температуры тропосферы в Арктике хорошо выражены. На высоте 5 км амплитуды средних месячных температур колеблются от 17 до 250. Максимальные температуры наблюдаются летом, как правило в июле, они определяются термическим влиянием континентов, окружающих арктический бассейн. Минимум температуры может наблюдаться в разные периоды полярной ночи. В нижней части тропосферы Арктики почти всегда наблюдаются инверсии; зимой их повторяемость практически равна 100%, летом она уменьшается на 5 - 10%.

В холодную часть года наиболее часто встречаются инверсии, начинающиеся от поверхности льда (повторяемость в среднем 80%). Они развиваются в ясную, преимущественно антициклоническую погоду. Приземные инверсии имеют наибольшую повторяемость в Арктике в апреле, когда преобладают антициклоны, и в середине зимы при наиболее значительном отрицательном радиационном балансе подстилающей поверхности.

В относительно теплую часть года, когда в среднем имеет место положительный радиационный баланс, повторяемость приземных (приледных) инверсий резко снижается, достигая в отдельные месяцы 20-30% всех случаев инверсий. Одновременно возрастает повторяемость инверсий, сопровождаемых холодным слоем турбулентного перемешивания у поверхности льда.

Сезонные изменения температуры в нижней стратосфере значительно превышают предельные колебания среднемесячных температур в тропосфере. Экстремально низкие температуры -800 и ниже отмечаются ежегодно. Летние максимальные температуры имеют порядок -300 . В нижней стратосфере Арктики летом преобладает рост температуры с высотой. В районе полюса образуется область тепла. Это приводит к подъему изобарических поверхностей и формированию стратосферного антициклона. В начале сентября уже встречаются случаи падения температуры с высотой; в конце месяца такое распределение становится преобладающим. Преобладающее падение температуры с высотой может продолжаться с октября по февраль или март, когда оно сменяется летним распределением, т.е. ростом температуры с высотой.

Как известно, температура воздуха оказывает большое влияние на полетные характеристики (скорость, потолок, силу тяги, расход топлива и др.), а именно отклонение температуры от стандартного значения в сторону повышения приводит к ухудшению условий полета. В связи с этим представляет интерес рассмотреть природу зимних стратосферных потеплений в арктических районах. Как показали исследования этого явления резкие потепления атмосферы в Субарктической зоне встречаются практически ежегодно. К физическим факторам, оказывающим влияние на процессы в зимней стратосфере относятся факторы космического происхождения: 1) фотохимические реакции - поступление энергии в атмосферу за счет рекомбинации атомов кислорода; 2) озонный фактор; 3) корпускулярный фактор (магнитная активность) и динамические факторы, к которым относятся волновой фактор - это планетарные, приливные и гравитационные волны, а также атмосферная турбулентность, создаваемая волнами последнего вида.

Ежегодно в холодное полугодие в Субарктике наблюдается несколько потеплений стратосферы, однако крупные потепления отмечаются в среднем раз в два года, но без точного их чередования.

Характерной особенностью циркуляции воздуха в холодное полугодие при стратосферных потеплениях является раздвоение центра стратосферного полярного циклона и существование в течение длительного времени двух самостоятельных циклонических центров вместо одного. Процесс этот сопровождается изменением скорости и направления ветра. Периоды раздвоения стратосферного циклона характеризуются наиболее крупными меридиональными преобразованиями полей температуры, геопотенциала и ветра. Раздвоения стратосферного полярного вихря сопровождается резким повышением температуры. Так, нередко в слое 20-30 км температура достигает -20, -300 С и даже 00 С вместо обычных для зимы -65, -750.

Потепления наблюдаются в стратосфере в декабре, январе, феврале и марте. Однако не всегда стратосферному потеплению предшествует раздвоение зимнего арктического вихря. Иногда потепление происходит при асимметричном (или одноволновом) расположение полей геопотенциала и температуры. В этом случае теплый гребень располагается над востоком Сибири-Аляской, центр холода - над Евразией, а циркуляционная ложбина размещается в европейском секторе.

В зависимости от того, как перемещается циклонический вихрь (разделяясь или не разделяясь), различают два вида потеплений: биполярное и монополярное.

Общими для всех случаев потеплений является - во-первых, в период потепления температура воздуха в Антарктике становится выше летней и может достигать значения, близкого к 00 С, во-вторых, потепление сопровождается исчезновением полярного циклонического вихря и его заменой на несколько дней менее интенсивным циклоническим вихрем - в течение нескольких дней сильные западные ветры сменяются восточными.

С наступлением полярной ночи в высоких и умеренных широтах на поверхности 10 гПа устанавливается характерный для зимнего периода западный перенос. Изменение радиационных условий существенно отражается на повторяемости очагов тепла. Наибольший рост повторяемости очагов происходит над восточным сектором Арктики. Именно с этими первыми в холодное полугодие очагами тепла связано появление в этом районе небольших и еще неустойчивых областей высокого давления. Дальнейшее охлаждение масс воздуха в полярной области тропосферы и стратосферы, углубление зимнего стратосферного циклона, сопровождающееся усилением западной циркуляции, с формированием зон больших градиентов температуры и геопотенциала, их частыми меридиональными преобразованиями - все это способствует возникновению очагов тепла. Поэтому в зимние месяцы повторяемость очагов тепла и их интенсивность наиболее велики. Следствием большой повторяемости очагов тепла является появление на средних картах температуры за декабрь-февраль в восточном секторе Субарктики области тепла, а на средних картах геопотенциала - области высокого давления - северотихоокеанского антициклона. Формирование устойчивой, появляющейся на всех картах в восточном секторе Субарктики наибольшей повторяемости очагов тепла связано с термической неоднородностью, возникающей на стыке материка и океана, где наблюдаются наибольшие градиенты температуры. В этих условиях на севере Тихого океана развивается наиболее интенсивная локализованная циклоническая деятельность, а в тропосфере и стратосфере формируется самая глубокая, развитая к югу циклоническая ложбина. В зоне больших градиентов температуры и геопотенциала на южной и восточной периферии этой ложбины систематически возникают области конвергенции воздушных течений и развиваются вертикальные движения воздуха. При нисходящих вертикальных движениях происходит адиабатическое нагревание воздуха и возникают очаги тепла. Следовательно, очаги тепла возникают в зонах наибольших градиентов температуры, давления и скорости ветра.

Данные о температурном режиме нижней стратосферы необходимы для определения потолка сверхзвуковых самолетов. Известно, что при изменении температуры воздуха потолок самолета может варьировать в широких пределах. При повышении температуры воздуха на уровне 100 гПа на 10-150 С потолок сверхзвукового самолета при М=2 уменьшается примерно на 1,5 - 2 км.

Высота и температура тропопаузы.

Переходный слой между тропосферой и стратосферой – тропопауза - оказывает влияние на развитие атмосферных процессов. Тропопауза является задерживающим слоем: под ней скапливаются аэрозоли, создавая дымку и способствуя образованию облаков верхнего яруса; она ограничивает рост облаков по вертикали. Внутри тропопаузы наблюдаются большие вертикальные сдвиги ветра, которые приводят к болтанке самолетов. Вблизи тропопаузы располагается уровень максимальной скорости ветра. В слое тропопаузы обычно наблюдается минимальная температура воздуха. Так как разгон сверхзвукового самолета и переход к сверхзвуковому режиму полета наиболее экономично производить при низкой температуре воздуха, преодоление звукового барьера осуществляется, как правило, в слое тропопаузы.

Для арктического бассейна характерно два главных максимума высоты тропопаузы: летний - муссонный и зимний - динамический. Летний максимум, наблюдающийся в июле или августе, связан с прогреванием воздуха и подъемом тропопаузы над окружающими арктический полярный бассейн материками. Другой максимум, наблюдающийся в середине зимы (в ноябре - январе), обусловлен интенсивной адвекцией тепла и высокой тропопаузы из умеренных широт, развитием над Арктикой высоких антициклонов и гребней. Кроме того, наблюдаются два минимума высоты тропопаузы. Осенний минимум, отмечающийся обычно в сентябре, обусловлен уменьшением летних термических влияний материков и интенсивной циклонической деятельностью. Весенний, наблюдающийся чаще в апреле, по-видимому, вызван ослаблением адвекции тепла и высокой тропопаузы из умеренных широт в связи с уменьшением меридионального обмена.

Средняя месячная температура тропопаузы обнаруживает не двойной, а простой годовой ход с максимумом летом и минимумом зимой. Это объясняется влиянием на температуру тропопаузы более значительных сезонных изменений температуры стратосферы. Амплитуда годового хода температуры тропопаузы составляет 15-160 и является максимальной в северном полушарии.

Непериодические колебания высоты и температуры тропопаузы связаны с прохождением тропосферных барических систем. Максимумы высоты тропопаузы, обычно достигающие 10-11 км, связаны с теплыми гребнями и нередко сопровождаются тропосферными струйными течениями. Минимумы высоты тропопаузы, имеющие порядок 4-7 км, наблюдаются в тыловой или центральной частях циклона. Максимальные температуры тропопаузы (порядка -350 ) отмечаются летом, а минимальные (порядка -750) - зимой.

В течении семи месяцев (обычно, с мая по ноябрь) в восточном секторе Арктики преобладает инверсионное распределение температуры в слое тропопаузы. Однако летом, когда повторяемость инверсионной тропопаузы превосходит 90%, встречаются отдельные случаи изотермии или падения температуры. Они наблюдаются при опускании тропопаузы в циклонах или при слиянии тропопаузы с фронтами. В течении пяти месяцев (обычно, с декабря по апрель) преобладает падение температуры с высотой. или изотермия в тропопаузе. Эти зимние типы тропопаузы наблюдаются 2-3 месяца спустя после того, как в стратосфере устанавливается падение температуры с высотой. Разрушение инверсионной тропопаузы обусловлен и влиянием более высоких охлажденных радиационным излучение слоев атмосферы. Стратосфера охлаждается очень быстро, в то время как температура тропосферы меняется значительно меньше, в результате происходит размывание тропопаузы.

В холодное полугодие, в высоких заполняющихся депрессиях, в мощных по вертикали зонах тропосферных фронтов могут наблюдаться малые вертикальные градиенты температуры и изотермии. В таких случаях положение тропопаузы установить не удается, тропопауза размыта и практически исчезает.

Режим ветра в тропосфере.

Из всего комплекса метеорологических факторов, влияющих на воздушное судно (ВС), ветер является одним из наиболее важных. Аэродинамические силы, определяющие движение самолета, зависят в первую очередь от значения воздушной скорости, а также ее ориентации относительно оси самолета. Информация о ветре у поверхности Земли позволяет выбрать курс выполнения взлета и посадки самолета на ВПП. Хотя для современной авиации характерны высокие скорости, однако, поскольку ее полеты совершаются на больших высотах (в верхней тропосфере и нижней стратосфере), где наблюдаются значительные скорости ветра, влияние последних на полет значительно. Оно выражается в изменениях путевой скорости, в появлении заметного сноса самолетов. Целесообразно использовать сильный ветер, если он попутный, а при наличии зоны встречного ветра, наоборот, обойти эту зону, чтобы избежать значительного увеличения продолжительности полета.

Тропосферу Арктики в течении года занимает центральная область климатологической депрессии, поэтому естественно ожидать, что в центральной Арктике отсутствует какой-либо определенный преобладающий поток в пределах тропосферы. Западные ветры также не выделяются по сравнению с другими направлениями. Это подтверждается распределением зональной составляющей геострофического ветра на уровне 500 гПа, согласно которому максимальный западный перенос наблюдается у восточного побережья азиатского материка, а в центральной Арктике отмечается минимальная скорость западного переноса. Средняя скорость ветра на уровне моря в центральных районах мала (порядка 4-5 м/сек). В слое приледной инверсии скорость ветра быстро возрастает с высотой. Усиление ветра в нижних 100-200 м особенно значительно зимой, когда приземные инверсии наиболее интенсивны. Выше, скорости ветра продолжают увеличиваться, достигая максимума под тропопаузой, где располагаются оси тропосферных струйных течений. Тропосферные СТ совпадают с наибольшими контрастами температуры, подъемами и опусканиями тропопаузы и часто совпадают с теплыми гребнями.

Тропосферные СТ в Субарктической зоне.

Полеты по строго установленным воздушным трассам при наличии зон сильного ветра, в особенности СТ, следует проводить на наиболее выгодном уровне. При попутном ветре в СТ уровень полета должен выбираться ближе к уровню максимального ветра, при встречном - возможно ниже или выше этого уровня, но так, чтобы облака и турбулентность не препятствовали полету или не усложняли его.

По определению МОГА, СТ называется сильный узкий поток с квазигоризонтальной осью, расположенный в верхней тропосфере или стратосфере и характеризующийся большими вертикальными и боковыми сдвигами ветра с наличием одного или более максимумов скорости ветра. Пространственные размеры: тысячи км в длину, сотни км в ширину и несколько км по толщине. Вертикальный сдвиг ветра принят 5-10 м/с на 1 км, боковой сдвиг 5 м/с на 100 км. Нижний предел скорости ветра на оси установлен 30 м/с.

Стратосферные СТ связаны с зонами наибольших градиентов циркумполярных термобарических систем в стратосфере. Тропосферные СТ генетически связаны с ВФЗ и могут быть разделены по Погосяну ( по географическому принципу) на внетропические, субтропические, экваториальные. В полярных районах, естественно, мы встречаемся с внетропическими СТ, формирующимися между высокими циклонами или антициклонами. Для них характерна большая подвижность, меньшая протяженность и меньшие скорости ветра по сравнению с субтропическими СТ. Кроме того, у них малая протяженность. Она вероятно связана с наибольшей кривизной изогипс в средней тропосфере. На картах повторяемости СТ над центральной Арктикой расположен минимум, при этом изолинии повторяемости в пределах Арктики и Субарктики хорошо согласуется с изолиниями сезонных климатологических карт барической топографии для средней тропосферы.

Повторяемость тропосферных СТ над центральной Арктикой колеблется между 20 и 10%. В тихоокеанском секторе Арктики повторяемость СТ возрастает до 30%. Наибольшие скорости ветра наблюдаются зимой и составляют 100 м/с. Тропосферные СТ наблюдаются в северных частях высотных теплых гребней, проникающих в центральную Арктику, и часто связаны с интенсивными циклонами. Наибольшие величины средней скорости ветра в верхней тропосфере, наблюдающиеся зимой, обычно превышают летние максимумы. Повторяемость струй в среднем колеблется от 2 до 14 случаев в месяц. Как правило, наблюдаются два максимума СТ - летом и зимой ( обычно к концу этих сезонов). Так же как и максимум высоты тропопаузы, часто совпадающий с ним летний максимум СТ носит характер муссонных влияний материков, окружающих Арктику. Нагревание летом воздуха над континентами создает увеличение контрастов температуры и усиление зональности циркуляции. Зимний максимум, наоборот, часто связан с интенсивным развитием меридиональной циркуляции.

Тропосферные СТ в Арктике отличаются сравнительно малой горизонтальной протяженностью, что характерно для меридиональных процессов. Они обусловлены замкнутыми высокими или высотными депрессиями, занимающими центральную Арктику (преимущественно летом), высокими или высотными гребнями, реже антициклонами (преимущественно зимой). Высоты осей тропосферных СТ генетически связаны с тропосферными фронтами и тропопаузой. Средняя высота составляет около 8 км. Они расположены в среднем на 1 км ниже тропопаузы. Оси СТ выше тропопаузы наблюдаются редко и преимущественно зимой, когда тропосферное СТ может в отдельных случаях сливаться со стратосферным. Продолжительность существования СТ в восточном секторе Арктики в среднем близка к 22 час. Толщины СТ имеют порядок 2,5-3,5 км. Тропосферные СТ в Арктике обычно наблюдаются в теплом воздухе (повторяемость более 75%), т.е. их оси преимущественно располагаются за теплым или перед холодным фронтом. СТ чаще связаны с окклюдированными фронтальными системами. Это объясняется тем, что в циклонических образованиях преобладают окклюдированные, а также комплексные фронтальные системы, возникшие в результате регенерации циклонов. Средние месячные скорости СТ в центральных районах составляют 40-43, а в восточном секторе - 53-55 м/с. Таким образом, скорости тропосферных СТ в Арктике оказались близкими к скоростям струй в умеренных широтах, но значительно слабее, наблюдающихся в областях наибольшей активности ПФЗ.

Стратосферные СТ в Субарктической зоне.

Летом в нижней стратосфере наблюдаются слабые антициклонические ветры. Средние месячные скорости в период с мая по сентябрь убывают стратосфере до 4-6 м/с. Преобладают ветры восточных слагающих, хотя встречаются и отклонения. Зимой преобладающие направления ветра чаще имеют западные слагающие. В Субарктике и Арктике нередки случаи преобладания меридиональных составляющих в зимний и переходный периоды, что объясняется двухцентровой структурой полярной депрессии и перестройкой термобарического поля.

Зимой развитие стратосферной области низкого давления над центральной Арктикой и стратосферных областей высокого давления над умеренными и субтропическими широтами создает большие контрасты температуры между полярной и тропической зонами в стратосфере. Разность высот изобарических поверхностей на январской карте 10 гПа достигает 200 дам, что соответствует средней скорости ветра 150 км/час. Наибольшие горизонтальные градиенты температуры создаются между 60 и 800 с.ш. В декабре, когда температура слоя 20-25 км в полярной области опускается до -70, -800 , в умеренных широтах наблюдаются температуры близкие к -50, -550. В результате формируется преимущественно западное стратосферное СТ со скоростями ветра, превышающими 100 м/с на высотах 20-25 км и 150 м/с на высоте 40 км. Стратосферное СТ образуется на границе полярной ночи, где наибольший температурный градиент образуется как результат различий радиационного охлаждения внутри и снаружи этой зоны в течение зимы. Оно опоясывает Арктику, располагаясь широкой полосой в той области, где возникают наибольшие контрасты температур.

Генетически связанное с периферией зимнего циркумполярного циклона СТ меняет свое положение и интенсивность в связи с режимом циклона. Оно смещается далеко в умеренные широты в вершинах планетарных стратосферных ложбин. В стратосфере центральной Арктики наблюдаются более слабые ветры, чем в периферийных районах, где имеют место наибольшие температурные контрасты между стратосферой умеренных широт, освещаемой Солнцем, и арктической стратосферой, находящейся в земной тени. Стратосферные СТ проникают в центральную Арктику на перифериях зимних стратосферных гребней и антициклонов или на периферии стратосферного циклона.

Основными факторами, определяющими степень сложности метеорологических условий, являются низкие облака и ограниченная видимость, которые и составляют в совокупности минимум погоды.

Минимум - это общий термин, обозначающий в соответствующих случаях предельные условия, при которых разрешается: выполнять полеты подготовленному командиру воздушного судна, эксплуатировать воздушное судно и использовать аэродром для безопасного взлета и посадки. При полетах в арктических условиях и при производстве ледовой разведки устанавливаются следующие минимумы: в открытом море видимость не менее 2000 м, высота НГО - не менее 150 м; вблизи береговой линии материка, островов и архипелагов видимость не менее 5000 м при отсутствии стоковых ветров, высота НГО - не менее 200 м.

В высоких широтах гроза почти не наблюдается, но туманы и низкая облачность отмечаются часто. Высокая прозрачность атмосферы обуславливает хорошую видимость. Однако приземные инверсии и скопление под ними мельчайших ледяных кристаллов создают условия для возникновения световых столбов и миражей. Кроме того, при низкой температуре в условиях штилевой погоды после взлета самолета на ВПП образуется туман ( иногда туман образуется за автомашиной, передвигающейся по аэродрому), эволюцию которого предсказать практически невозможно. Большую опасность для полетов представляет и облачная пелена, характерная только для арктических районов. Она представляет собой облака толщиной от нескольких метров до нескольких десятков метров. Эти облака невидимы для наблюдателя с земли и могут быть обнаружены с помощью ИВО или РДВ. Эта облачная пелена расположена обычно на высоте 30-100 м. При полете в ней отмечаются значительное ухудшение видимости и умеренное или сильное обледенение.

Для метеорологического обеспечения безопасности полетов большое значение имеет информация о низких облаках (высотой менее 300 м).

При метеорологическом обеспечении безопасности полетов необходимо уделять внимание нескольким факторам:

- термогигрометрическим характеристикам воздушных масс, наиболее отчетливо проявляющиеся в их сезонном и суточном ходе;

- характеру синоптических процессов;

- мезомасштабным процессам;

- воздействию характера подстилающей поверхности и орография местности.

Для арктических районов характерен максимум повторяемости низких облаков летом. Таяние снега и льда летом, увеличение площади разводий в арктических морях приводит к повышению влажности воздуха и как следствие увеличению повторяемости низких облаков. По данным для внутримассовой слоистой облачности изменение высоты облаков через 1, 5, 10 и 20 мин высота облаков чаще всего изменяется в пределах до 20 мин. Повторяемость значений изменения до указанного предела через названные интервалы времени составляет соответственно 92, 87, 83 и 74 %. Максимум разности для Субарктических районов через 1 мин составляет 75 м, через 5 мин - 81 м. Изменчивость высоты нижней границы увеличивается с высотой. Через 10 мин при Н=100 м изменчивость равна 40-50 м, при Н=200 м около 100 м, а при Н=300 м от 150 до 200 м. Синоптические процессы обуславливают фон колебаний высоты НГО. Здесь можно выделить пять характерных групп изменчивости. Группа I: St и Sc облака без осадков в условиях маломеняющегося синоптического положения с небольшими градиентами атмосферного давления. Группа II: St и Sc, из которых могут выпадать слабые осадки. Здесь изменения средней высоты нижней границы облаков происходят под влиянием суточного хода метеорологических величин, влияющих на формирование облачности. Группа III: St, Ns облака с умеренными осадками при прохождении атмосферных фронтов. Группа IV: St, St fract, Ns с умеренными осадками при прохождении атмосферных фронтов. Группа V: Ns fract, Cu fract при слабых или умеренных осадках в условиях быстрого изменения высоты (размывания) облаков за холодным фронтом. Сюда же относятся и случаи выпадения интенсивных осадков при резких снижениях видимости, особенно при выпадении ливневого снега.

Пространственная изменчивость высоты облаков существенно зависит от синоптической обстановки, особенно при смене внутримассовых облаков фронтальными. Специально проведенные измерения НГО в двух пунктах, расположенных на расстоянии 500 м показали, что при H=100 м ниже разность высот в 5-6% измерений бывает до 50 м; при высоте 100-200 м в 3-5 % измерений разности высот равна 50%, иначе, говоря, на расстоянии 500 м изменяются на 100-200 м. Столь высокая изменчивость нижней границы облаков создает значительные затруднения при взлете - посадке воздушных судов.

Локальные области облаков образуются в основном при вторжении морского арктического воздуха на континент. Это происходит преимущественно в тыловой части циклонов. Морской арктический воздух, будучи относительно холодным и влажным, обладает большой неустойчивостью. При его вторжении на континент, особенно летом, в нем формируются облака вертикального развития, которые довольно быстро становятся Cb и дают ливневые осадки. Однако зоны ливневых осадков обычно невелики.

Общая характеристика видимости в арктическом воздухе.

Формирование арктического воздуха происходит в высоких широтах зимой практически над всей территорией за Полярным кругом; а летом - преимущественно над льдами Арктики.

Низкая температура воздуха, довольно высокая его сухость, снежная и ледяная подстилающая поверхность обуславливает хорошую видимость в арктическом воздухе. При безоблачной погоде при ярко - голубом небе можно видеть объекты на большом расстоянии. Отмечались случаи, когда над Чукоткой в арктическом воздухе горизонтальная видимость составляла более 100 км.

Следует отметить, что в арктической в.м. с высотой голубизна неба становиться все более густой, видимость обычно увеличивается. В морском арктическом воздухе видимость несколько лучше, чем в континентальном. По мере продвижения воздуха к югу, над континентом он трансформируется, становится более влажным. В арктическом воздухе наблюдается слабое опалесцирующее помутнение, которое выражается в голубоватой окраске удаленных предметов и в оранжевой окраске проходящего света. Опалесцирующее помутнение обусловлено рассеянием света молекулами воздуха и мелкими примесями, размеры частиц которых примерно равны длине волны света. При отсутствии осадков, тумана и дымки воздух Арктики очень чист и прозрачен. В арктическом воздухе иногда могут возникать локальные области ухудшенной видимости за счет облачности. Туманы образуются в тех местах, где возникают трещины во льдах и появляется открытая вода. Температура водной поверхности всегда выше температуры воздуха, и это приводит к появлению в данном месте тумана испарения. Более обширные области туманов возникают в период полярного дня, когда воздух близок к состоянию насыщения и достаточно незначительного понижения температуры, чтобы образовался туман.

Несмотря на большую относительную влажность приземного слоя атмосферы, нижняя граница видимости в дымках не опускалась ниже 20 км. Это позволяет считать приводный слой атмосферы в арктических районах свободным от воздействия антропогенного аэрозоля и отнести колебания горизонтальной прозрачности атмосферы за счет фазовых превращений воды. Высокая прозрачность атмосферы (более 50 км) в среднем за период наблюдений отмечалась в 21% случаев. Сравнительно невелика повторяемость высокой прозрачности атмосферы в мае (6%), в августе (5%) и в сентябре (10%) и максимальна - в июле (60%). Дни с осадками и дымкой в восточном секторе Арктики составили в среднем 36%. Меньше всего снегопадов и дождей встречается в июле (16%) и в сентябре (15%). Продолжительность туманов 4-9 ч составляет 83%. Плотные туманы (видимостью менее 200 м) отмечаются довольно редко. В 81% случаев видимость в туманах составляет 400 - 1000 м.

Совместный анализ результатов наблюдений и данных синоптических карт позволил выявить условия формирования и причины изменений прозрачности атмосферы. Оказалось, что связь между изменениями атмосферных процессов с изменениями горизонтальной прозрачности атмосферы в восточном секторе Арктики такая же как и над сушей: прозрачность уменьшается при прохождении теплых фронтов и фронтов окклюзии (выпадении осадков, адвективные туманы), а также при наличии обширных антициклонов и барических гребней (радиационные туманы). Высокая прозрачность вообще характерна для в.м. арктического происхождения. Уменьшение прозрачности атмосферы в дымках до значений менее 10 км связано с присутствием в воздухе ледяных кристаллов и капель переохлажденной воды, т.е. с фазовыми изменениями воды.

Заключение.

Опыт обеспечения полетов в сложных метеоусловиях, особенно там где выполняются полеты по правилам визуального полета, полеты на малых высотах и т.п., показывает важность определения погодных условий, и в частности видимости в атмосфере.

При метеорологическом обеспечении полетов в арктических районах необходимо тщательно анализировать данные экипажей, данные МРЛ и МСЗ. Кроме того, необходим детальный анализ штормовой информации, поступающей на АМСГ. Обязательным является изучение и учет местных особенностей возникновения опасных явлений погоды.

Список литературы.

1. Наставление по метеорологическому обеспечению гражданской авиации СССР. - Л., Гидрометеоиздат, 1990.

2. Ханевская И.В. Основные черты зимнего поля температуры в свободной атмосфере над северным полушарием // Труды НИИАК, вып.14, 1961.

3. Гайгеров С.С. Вопросы аэрологического строения, циркуляции и климата свободной атмосфера Арктики. - М., Изд-во АН СССР, 1962.

4. Рагозин А.И., Чукалин К.И. Средние траектории и скорости перемещения барических систем в Субарктике // Труды ААНИИ, т. 217, 1959.

5. Гайгеров С.С. Некоторые данные аэрологического исследования атмосферы Арктики // Труды ЦАО, вып.27, 1959.

6.Геохланян Т.Х. О природе зимних стратосферных потеплений. - Л., Гидрометеоиздат, 1972.

7. Богаткин О.Г., Еникеева В.Д. Анализ и прогноз погоды для авиации. - Л., Гидрометеоиздат, 1985.

8. Маховер Х.М. Климатология тропопаузы. - Л., Гидрометеоиздат, 1983.

9. Погосян Х.П. Об атмосферной циркуляции в Антарктике, Климат Антарктики. -М., Гидрометеоиздат, 1960.

10 Воробьев В.И. Струйные течения в высоких и умеренных широтах.- Л., Гидрометеоиздат, 1960.

11.Баранов А.М. Размеры полей облачности над Субарктикой //Труды ААНИИ, т. 287, 1969.

12. Баранов А.М. Облака и безопасность полетов. - Л.,Гидрометеоиздат,1983.

13.Баранов А.М. Видимость в атмосфере и безопасность полетов. - Л., Гидрометеоиздат,1991.