Глава IV.ПРІРОДА ОСВІТИ ХВИЛЬОВИХ ПОТОКІВ І ТЕХНІКА ВИКОНАННЯ ПОЛЬОТУ В НИХ
ВИНИКНЕННЯ ХВИЛЬОВИХ РУХІВ В АТМОСФЕРІ
При обтіканні повітряним потоком гірського перешкоди в атмосфері відбувається цілий ряд цікавих явищ. Знайомство з ними необхідно для кожного пілота, особливо на сучасному рівні розвитку планеризму. Це хвилі, породжувані перешкодою в повітряному потоці і поширюються по вертикалі;
різні хмарні системи, пов'язані з цими хвильовими рухами; хвильові, вертикальні потоки; вихори в районі гірських вершин і т. д. Успішно і грамотно їх використовуючи, планеристи можуть підніматися дуже високо і проникати навіть в нижні шари стратосфери.
Для виникнення хвильового руху в атмосфері необхідно відразу кілька обов'язкових умов. Гірська гряда, що знаходиться на шляху повітряного потоку, не викличе хвильового руху, якщо немає ще одного умови Хвильовий рух виникає тільки на кордоні двох різних за своїми властивостями повітряних шарів. Воно ніколи не виникає всередині однорідної маси повітря. Термічні затримують шар (інверсії, изотермии або з уповільненим падінням температури з висотою) перешкоджають розвитку висхідних вертикальних рухів. Вони утворюють всередині повітряної маси поверхні розділу, уздовж яких розривається щільність повітря, а також змінюється напрямок і швидкість вітру. З численних вимірювань випливає, що повітряна маса при хвильовому русі повинна володіти значною стійкістю саме в шарі декількох сот метрів, на рівні вершини хребта. Нижче і особливо вище цього рівня статична стійкість повітря при хвильовому русі менше, ніж при ситуації без хвильових рухів.
На рис. 49 представлено кілька прикладів зміни температури повітря з висотою за фактичними вимірами при хвильових положеннях, які можна приймати за типові.
Якщо розміри перешкоди (гірського хребта) і швидкість повітряного потоку (перпендикулярного хребту) достатні для освіти вимушеного хвильового руху, то за законом Бернуллі збільшення швидкості в нижньому шарі повітря в момент переміщення над вершиною хребта викликає падіння статичного тиску і, отже, призводить до зменшення вертикального градієнта тиску. Сила вертикального градієнта тиску зменшується і не врівноважує вже сили земного тяжіння. В результаті повітря засмоктується в подветренную сторону схилу хребта або височини з напрямком донизу. При наявності в повітрі стійкої рівноваги засмоктування матиме хвильової характер (рис. 50).
Ця деформація створюється уздовж термічного затримує шару в безпосередній близькості від гори
Якщо відносна швидкість вітру над перешкодою зрівнюється зі швидкістю поширення хвильового руху до перешкоди, обидва ці рухи врівноважуються, і вимушені хвилі стають «стаціонарними» ( «стоячими»). Іншими словами, їх гребені і западини рівновіддалені від перешкоди, що порушує хвильовий рух Амплітуди стаціонарних хвиль Л - це вертикальна відстань між верхньою і нижньою кульмінаційними точками траєкторії повітряної частки (лінії струму) при хвильовому русі (див.рис. 50). Вони досягають дуже великих розмірів, так як ці хвилі, постійно перебуваючи недалеко від перешкоди, поповнюються все новими імпульсами. Стаціонарне хвильовий рух, що почався уздовж певного термічного затримує шару, охоплює своїм впливом шари повітря, розташовані по обидва його боки. Вертикальна протяжність цього впливу залежить від розміру амплітуди хвилі. Вона в свою чергу залежить від відносної швидкості пере-ня повітря над перешкодою, його стійкості, а також форми і масштабу самого перешкоди. Загальне правило говорить, що максимальна амплітуда викликається таким хребтом, ширина якого / приблизно дорівнює довжині хвилі L (див. Рис. 50). Коли хребет значно ширше або вже довжини хвилі, амплітуда набагато менше (рис. 51,6). Уздовж потужного хребта, надто широкого по відношенню до довжини хвилі, не буває сильних висхідних потоків (рис. 51, в).
Значні амплітуди виникають швидше в повітряних потоках з тонким шаром великої стійкості (наприклад, при різкій інверсії), ніж в більш потужному вертикальному шарі з меншою стійкістю. У першому випадку максимальне відхилення амплітуди знаходиться поблизу або прямо на рівні інверсії, але швидко зменшується нижче і вище інверсії; у другому - зменшення амплітуди менш помітно. Довжина ж хвилі L зазвичай зростає з висотою. Це добре узгоджується з поступовим посиленням вітру в нижній тропосфері. Невеликі довжини хвиль зазвичай спостерігаються при слабких вітрах і великий стійкості атмосфери, великі, навпаки, - при сильних вітрах і невеликий стійкості атмосфери.
У наших умовах довжина хвиль коливається від 5 до 20 км. Відстань між гірським хребтом і гребенем першої підвітряного хвилі в більшості випадків становить приблизно тільки 2/3 довжини хвилі. Вертикальна швидкість ± Uy одна з найбільш важливих і конкретних характеристик. За нею планерист може спостерігати безпосередньо під час польоту. Величина позитивних і негативних швидкостей залежить від амплітуди, довжини хвилі і швидкості вітру (рис. 52).
Отже, при постійній довжині хвилі і швидкості вітру величина підйому або спуску зростає зі збільшенням амплітуди (рис. 52, а), т. Е. Зі збільшенням вертикального відстані, за яким частки повітря коливаються вгору і вниз. При постійній швидкості вітру і амплітуді величина підйому і спуску зростає зі зменшенням довжини хвилі (рис. 52, в). т. е. чим менше довжина хвилі, тим крутіше піднімаються і опускаються частки повітря. При постійній довжині хвилі і амплітудою величина підйому і спуску зростає зі збільшенням швидкості (вітру, т. Е. Чим швидше частки проходять хвильову траєкторію, зображену лінією струму (рис. 52,6). Для виникнення потужних підвітряних хвиль, проектуються до великих висот, повітряні течії до цих висот повинні бути спрямовані приблизно перпендикулярно до хребта.
Відхилення напрямку вітру від перпендикуляра до хребту не повинно перевищувати 30 °. При цьому швидкість вітру, точніше слагающая, перпендикулярна до гірського хребта, повинна досягати на рівні вершини хребта певного мінімального значення, яке залежить від перевищення хребта h з підвітряного боку (див. Рис 50) і в деякій мірі від його форми і розмірів. Чим більше перевищення, тим більша швидкість «вітру необхідна. Для більшості відомих хребтів вона становить 10-15 м / с.
На рис. 53, а відзначений найбільш сприятливий перебіг перпендикулярної складової швидкості вітру. Тут характерно постійне наростання вітру з висотою. Встановлено, планери не можуть подолати висоту, де перпендикулярна складова швидкість (наближається до 0. Такий випадок може виникнути при швидкому повороті вітру з висотою уздовж хребта, як показано на прикладі (рис. 53,6), або при зменшенні його швидкості з висотою при стійкому напрямку (рис. 53, в). у шарах, де спостерігаються різкі зміни вітру, часто зустрічається сильна турбуленція як наслідок швидких змін довжини і амплітуди хвилі. Синоптичні умови, при яких виникає відповідна стратифікація атмосфери до больш їх висот і згаданий (див. рис. 53, а) хід вітру, можна найчастіше очікувати поблизу фронтів у великому теплому секторі Тут напрям вітру до великих висот майже не змінюється. Швидкість його наростає з висотою до великих значень в напрямку від околиці до центру циклону (рис. 54).
На інтенсивність і характер розвитку хвильового руху, крім вищевказаних метеорологічних елементів і існуючого синоптичного положення, значно впливає рельєф гірської місцевості (див. Рис. 50, 51, а, б). Звідси видно, що при однаковій відносній висоті хребтів h хвилі з максимальною амплітудою виникнуть за тим хребтом, ширина якого приблизно дорівнює довжині хвилі. Вплив перевищення висоти хребта на величину амплітуди цілком зрозуміло - хребти з більшою відносною висотою створюють хвилі з більшою амплітудою. Встановлено також, що вплив окремих пагорбів або коротких хребтів значно менше, ніж вплив довгих хребтів подібного профілю. За хребтом великої довжини може виникати значно більше число виразних підвітряних 1волн, ніж за відокремленими короткими, де з'являються зазвичай одна або дві підвітряні хвилі, швидко зникаючі.
Велике значення має кривизна хребта (вид зверху) (рис. 55).
У місцях, де лінія хребта має увігнуту кривизну по відношенню до повітряного потоку (зліва), виникають більш виразні підвітряні хвилі, ніж за опуклим хребтом (праворуч).
Асиметричні форми гірських хребтів (рис. 56, а, б) характерні тим, що зона максимальних висхідних потоків знаходиться ближче або далі від хребта в порівнянні з симетричним. За ними виникають підвітряні хвилі значної амплітуди в великому діапазоні їх довжин. Навпаки, за симетричним хребтом хвилі з максимальною амплітудою бувають тільки (при одній довжині хвилі, що дорівнює приблизно його ширині.
Вплив двох гірських хребтів, розташованих послідовно один за одним таке (рис. 57): якщо довжина підвітряного хвилі збігається з відстанню між хребтами або його цілим кратним (рис. 57, а), підвітряні хвилі, викликані першим хребтом, посилюються хвилями, освіченими другим хребтом; якщо довжина хвилі не збігається з відстанню між хребтами або його цілим кратним (рис. 57, б), другий хребет може повністю ліквідувати підвітряні хвилі, викликані першим. У першому випадку за другим хребтом виникають хвилі з амплітудою, більшою, ніж можна було очікувати для кожного з хребтів окремо. У другому випадку за другим хребтом не буває підвітряних хвиль, сприятливих для ширяння. Тут можна зустріти посилення висхідних потоків з навітряного боку другого хребта. У непаралельних (взаємно) хребтів з наведених причин треба очікувати розвитку істотних хвиль за другим хребтом тільки в тій частині, де відстань між ними кратно довжині хвилі. У великій гірській місцевості з неврегульованим рельєфом результуюче протягом повітряного потоку дуже складне. Невеликі зміни в характері повітряного потоку можуть сприяти великим і швидких змін в результуючому перебігу, так що його безпосередній зв'язок з рельєфом може і не бути чітко виражена.