Acasă / Meteorologie / Curenți ascendenți termici (TBE)
Așa cum am spus mai devreme, sub influența Soarelui, suprafața Pământului se încălzește și încălzește aerul de deasupra lui. Aerul încălzit se ridică în sus, formând fluxuri termice sau termale. Cele mai puternice fluxuri termice sunt observate în vara după amiază, cu o bună încălzire a pământului. Pe măsură ce curgerea de la sol este îndepărtată, se răcește. Debitul nu mai există atunci când temperatura aerului din acesta este comparată cu temperatura ambiantă. Datorită dezvoltării TVP pentru piloții de aeronave pe distanțe lungi (aeronave ultra-laterale), este posibil ca zborurile pe distanțe lungi de sute de kilometri să fie posibile.
Fig. 118. Rotiți ca într-un carusel, paragliderii câștigă altitudine în căldură.
Condiția de apariție a fluxurilor termice este instabilitatea straturilor inferioare ale atmosferei. Vom afla în ce caz atmosfera este considerată stabilă și în care nu este.
Aerul este un conductor foarte slab al căldurii. Prin urmare, un volum suficient de mare de aer, care are o singură temperatură și se mișcă într-o atmosferă cu o temperatură diferită, practic nu dă căldură și nu o primește din mediul înconjurător. Dacă particulele de aer cresc, presiunea din ea scade. Aceasta duce la o scădere a temperaturii. Dimpotrivă, dacă o particulă de aer cade, presiunea și creșterea temperaturii. În straturile de suprafață ale atmosferei, creșterea particulelor de aer cu 100 m conduce la o scădere a temperaturii cu aproximativ 1 ° C (vezi figura 119).
Fig. 119. Schimbarea temperaturii aerului cu altitudinea.
Imaginati-un strat al atmosferei, în care scăderea de temperatură este mai mică de aproximativ 1 vertical C per 100 m la temperatura m aer 100 Let este de 15 ° C și la o înălțime de 300 m. - aproximativ 14 ° C
Dacă nici un fel de particule de aer „push“, cu o înălțime de 100 m, astfel încât acesta a crescut la o înălțime de 300 m, temperatura acestuia va scădea cu aproximativ 2 C devine egal cu 13 C. O particulă va fi mediul mai rece și, prin urmare, mai dens . Prin urmare, din nou se scufundă la nivelul inițial. Acest strat de aer se numește stabil (vezi figura 120).
Fig. 120. Un exemplu de strat atmosferic stabil.
Este evident că, dacă o particulă de aer cade brusc de la nivelul său în jos, ca urmare a creșterii presiunii, temperatura lui va crește și va fi mai mare decât temperatura straturilor adiacente de aer. Aceasta va determina creșterea particulei și revenirea la înălțimea inițială.
În straturile inferioare ale atmosferei, temperatura aerului scade, de obicei, cu altitudine în creștere, dar uneori există straturi în care temperatura nu se schimbă sau chiar crește cu altitudinea. Astfel de straturi sunt numite izoterme și inverse. Sunt extrem de stabile. Mecanismul de formare a inversiunii va fi dezasamblat mai târziu.
Acum, analizați situația atunci când scăderea verticală a temperaturii are loc mai repede decât 1 ° C la 100 m înălțime. Să presupunem că temperatura aerului la o altitudine de 100 m este de aproximativ 15 ° C și la o înălțime de 200 m - aproximativ 13 ° C a pornit de la o înălțime de 100 de particule m aer va avea o temperatură de aproximativ 14 C, la o altitudine de 200 m Această temperatură va fi mai mare decât temperatura atmosferei înconjurătoare în picioare .. Ca urmare, particula de aer va continua să se deplaseze în sus. Un astfel de strat atmosferic se numește instabil (vezi figura 121).
Fig. 121. Un exemplu de strat instabil al atmosferei.
Într-un strat instabil, particulele care se deplasează aleatoriu sunt mai calde decât aerul înconjurător, iar mișcarea lor ascendentă continuă. Evident, dacă o particulă de aer coboară brusc din nivelul său, temperatura acestuia, deși va crește, va fi în continuare mai mică decât temperatura straturilor adiacente de aer. Aceasta va duce la continuarea mișcării sale descendente.
Atmosfera constă dintr-o secvență de straturi stabile și instabile. Fluxurile termice se formează în straturi instabile și sunt blocate de straturi stabile (în special inversarea). În Fig. 122, puteți vedea modul în care stratul de inversare blochează creșterea fumului.
Fig. 122. Blocarea creșterii fumului printr-un strat de inversiune.
În general, straturile instabile sunt rare în atmosferă. Scăderea temperaturii corespunde, de obicei, unui adiabatic: aproximativ un grad la 100 de metri altitudine. Dar dacă definim anumită temperatură medie a înălțimii zero (de exemplu, 20 ° C), apoi, în anumite zone care sunt mai favorabile pentru încălzire, temperatura poate fi mai mare decât media (de exemplu, aproximativ 22 C). În astfel de locuri se nasc fluxuri termice. Aerul, pornind de la sol la o temperatură de 22 ° C, se va ridica, păstrând diferența de 2 ° C cu straturile înconjurătoare, până când acesta se întâlnește cu un strat stabil de blocare. Stabilitatea și instabilitatea atmosferei pot fi ușor determinate de un număr de caracteristici.
NOTĂ
Procesele adiabatice sunt numite procese care se produc fără schimbul de căldură cu mediul.
Semne de stabilitate a atmosferei (a se vedea figura 123):
- chiar vânt;
- cer acoperit cu nori;
- vizibilitate slabă (ceață, ceață);
- Fumul din foc se întinde de-a lungul pământului.
- Semne de instabilitate a atmosferei:
- vânt vânt;
- cumulus de nori (cu cât sunt mai mari, cu atât sunt mai puternice fluxurile);
- aer transparent, vizibilitate bună;
- fumul ridicându-se deasupra solului;
- praf de tornade.
Fig. 123. Semne de stabilitate și instabilitate a atmosferei.
Activitatea termică are un ciclu zilnic pronunțat. Pe timp de noapte, încălzită de soare, pământul pierde căldura prin radiație. Răcirea pământului este transmisă la cele mai joase straturi ale atmosferei, în timp ce straturile superioare sunt răcite slab. Răcirea maximă este atinsă de zori. În acest moment, când se îndepărtează de pământ la o distanță de ordinul a câteva sute de metri, temperatura va crește. Apoi începe să scadă ca de obicei. Astfel, peste noapte se formează un strat de inversiune stabil la sol, în care fluxurile termice sunt imposibile.
Această inversiune se manifestă mai puternic, cu atât mai clară este noaptea. Acest lucru se datorează faptului că, în prezența norilor, pierderea căldurii de către pământ scade, deoarece o parte din căldura radiată de pământ, reflectată de nori, se întoarce.
După răsăritul soarelui, soarele începe să încălzească pământul. Acest lucru se întâmplă foarte neuniform. Se formează fluxuri termice peste zonele cele mai încălzite. La început, aceste fluxuri sunt prea slabe pentru utilizarea lor de către piloții SLA, dar distrug treptat inversiunea de suprafață formată peste noapte.
După distrugerea inversiunii de noapte, activitatea termică crește rapid. Intensitatea maximă este atinsă până la mijlocul celei de-a doua jumătăți a zilei (aproximativ 15 ore).
Aproape în seara, temperatura aerului din apropierea solului începe să scadă încet. Curenții devin mai slabi și mai largi ("moi"). Distanțele dintre ele cresc. Treptat, pe măsură ce soarele apune, fluxurile dispar. Aceste ore de seară sunt cele mai favorabile pentru organizarea primelor evaporări de formare în fluxurile termice.
Este foarte ușor să simulați formarea TVP în casă. Pentru a face acest lucru, luați un recipient cât mai mare posibil și umpleți-l cu apă. După ce apa se calmează, se toarnă puțin mai multă apă pe fundul recipientului printr-un tub subțire, colorat cu vopsea, dar astfel încât să nu se amestece cu vracul. Apoi începeți încet să-l încălziți. Când este încălzit, stratul colorat inferior se va ridica în sus, formând termale. Apa rece (nevălită) se va scufunda în fund, imită curenții descendenți.
În centrul termicului există un curent ascendent. La periferie - descendentă. Dacă aerul este suficient de umed, partea superioară a TBP poate fi încoronată de un nor cumulos. Cu toate acestea, TVP nu este întotdeauna completat de formarea unui nor. Apoi, ar trebui să fie căutat de alte semne. Metodele de detectare a TWP vor fi dezasamblate mai târziu
(vezi figura 124).
Fig. 124. Structura TVP.
1 - nor în partea de sus a TVP. 2 - zona fluxurilor ascendente.
3 - zona de fluxuri descendente. 4 - regiunea de formare a TBP.
Aerul care se ridică în TVP croacă cu vântul. Prin urmare, în timpul zborului este necesar să-l căutăm nu deasupra unui loc de formare posibilă, iar unele dintre ele să nu mai fie vânt. Trebuie remarcat faptul că termalele puternice întorc adesea aerul în creștere. În emisfera nordică, aerul se rotește în sens contrar acelor de ceasornic, în emisfera sudică este în sensul acelor de ceasornic (ca într-un ciclon). Vă puteți aștepta la o mai bună ascensiune a dispozitivului dacă acesta se rotește împotriva curentului (în emisfera nordică, spirala dreaptă). Acest lucru se explică prin faptul că, în acest caz, dispozitivul se mișcă mai încet față de sol și necesită un unghi mai mic de călcâi pentru al menține în flux (vezi Figura 125).
Fig. 125. Curbarea aerului în TVP
în emisfera nordică (vedere de sus).
In latitudinile medii din TID ascendentă simplu dau o viteză medie de aproximativ 2 m / s, dar valorile maxime observate poate fi de aproximativ 7-8 m / s.
Buburile termice (TP) sunt întâlnite în natură mai frecvent decât termicele regulate (continue). Ele apar atunci când TVP nu este alimentat suficient de către aerul încălzit la sol sau dacă TVP este rupt de vântul care se schimbă în înălțime. Bubble de dimensiuni mari, pot fi folosite pentru alpinism. Dar ele devin practic inutile dacă încep să se prăbușească și se produce o fierbere aleatorie. În acest caz, TP poate începe să prezinte un pericol ca o sursă de turbulență (vezi Figura 126).
Fig. 126. Formarea bulelor termice.
Trebuie căutate fluxuri termice pe suprafețe ale pământului care sunt supuse celei mai mari încălziri de către soare. În primul rând, acestea sunt plăci de pietre, nisip, câmpuri uscate, versanții dealurilor cu care se confruntă soarele. Atunci când căutați fluxuri pe pante, este util să luați în considerare faptul că pantele concave încălzesc aerul mai repede decât cele convexe (vezi figura 127).
Fig. 127. Zonele cu aer rapid încălzit deasupra versanților dealurilor.
Având în vedere instabilitatea aerului de suprafață, chiar și dealurile de dimensiuni mici și centurile de adăpost din pădure pot deveni un fel de generator termic. Acest lucru se explică prin faptul că, dacă un strat supraîncălzit de aer de suprafață, condus de un vânt, întâlnește un deal sau un zid de copaci, apoi, care curge în jurul lor, începe să crească. După ce a primit un impuls vertical de la obstacolul de la sol, aerul își continuă adesea ascensiunea, formând un TWP (vezi Figura 128).
Fig. 128. Formarea TVP pe dealuri.
Deasupra cotelor și platourilor, activitatea termică este, de obicei, oarecum mai ridicată decât în vale. Acest lucru se explică prin faptul că peste elevații stratul de atmosferă este mai subțire, împrăștierea razei solare este mai mică și, în consecință, încălzirea suprafeței este mai puternică. În plus, aerul la o înălțime mai rece decât aerul din vale. Acțiunea comună a acestor factori conduce la o creștere a contrastelor de temperatură și la creșterea instabilității atmosferei.
Natura, după cum știți, nu tolerează goliciunea. Dacă în unele locuri aerul se înalță, atunci în altele se va schimba. Cele mai puternice curenți descendenți se formează pe secțiunile reci ale terenului. Aceasta este, în primul rând, zonele joase, în special dacă fluxurile se desfășoară de-a lungul fundului. Rece vor fi lacuri, râuri, câmpuri verzi (umede), păduri, mlaștini.
Am determinat condițiile și locurile pentru formarea fluxurilor termice. Acum, să ne uităm la semnele prin care pot fi recunoscute termalele active.
Dacă calm pe munte vă acumulează brusc slab, dar repede creste mai puternic briza, sau direcția vântului începe să se schimbe rapid, aceasta înseamnă că undeva în apropierea a început să se formeze un termic. Și locul aerului încălzit este rece. Dacă fluxul coboară direct sub pantă, atunci pentru a-l prinde, piloții unui SLA trebuie să înceapă uneori cu un vânt (vezi figura 129).
Fig. 129. Coborâre termică de pe un deal.
1 - aer cald în creștere.
2 - aerul rece umple spațiul liber.
Un indicator excelent al prezenței TVP este fumul sau praful ridicat (vezi Figura 130).
Fig. 130. Determinarea TBP prin creșterea fumului.
În momentul în care intră în TVP, pilotul poate simți mirosul cald al fluxului de aer care se apropie și, de asemenea, simte fizic modul în care dispozitivul începe să crească. Cu toate acestea, trebuie avut în vedere faptul că toate aceste senzații vor apărea doar în momentul intrării unui flux suficient de puternic. Când procesează fluxuri slabe și zboară la altitudini mari, este mai util ca un pilot să se bazeze mai degrabă pe citirile sale decât pe sentimentele sale.
În primul rând, piloții SLA au folosit instrumente barometrice aeriene. Puțin mai târziu, a existat mult mai compact, ușor și infinit mai sensibile dispozitive electronice create special pentru zbor cu parapanta si zborul cu parapanta (vezi Fig. 131).
Fig. 131. Parapanta pentru echipamentele de instrumente.
Pe TVP, puteți indica un planor sau un parapanta lângă el, dacă începe brusc să câștige altitudine. Căutarea de termale pe alte paragliders și hang-gliders este folosit de mulți piloți. Dacă nu vă decolați mai întâi, atunci cu dispozitivele care zboară înaintea dvs. se pot determina cu ușurință distribuția și intensitatea fluxului de 10-15 km înainte pe traseul traseului.
Păsări de dimensiuni mari și greutate "simt" termale și să le utilizeze în mod activ pentru a urca. Cu toate acestea, atunci când se determină termalele pentru păsări, trebuie amintit că rata lor de declin este mult mai mică decât rata de coborâre a parapantei. Prin urmare, păsările vor câștiga cu încredere altitudine în astfel de cursuri care nu vor putea să țină parapanta. Pentru a nu fi înaintea timpului pe teren, înainte de a vă atașa la vulturul de evaporare, estimați viteza urcării sale.
Nori cumuloși indică adesea partea superioară a TVP. Când căutați TVP-uri pentru nori cumuloși, ar trebui să acordați atenție formei lor. Pe TVP activ indică un nor în creștere cu o bază largă și un vârf alungit (un triunghi cu un vârf îndreptat în sus). Dacă se termină formarea norului, fundul norului devine neclar și masa sa principală este concentrată în partea superioară (un triunghi cu un vârf îndreptat în jos). Căutarea fluxurilor ascendente în cadrul unui astfel de nor nu are sens (vezi Figura 132).
Fig. 132. Determinarea temperaturilor peste nori cumulosi.
Trimiteți-le prietenilor: