Дорожная климатология

а– облака хорошей погоды; б – кучевое среднее облако;

в– кучевое мощное облако; г – кучевое дождевое облако

Кучевые облака подразделяются на следующие виды:

1). Кучевые плоские (Cumulus humilis, Cu hum.), имеющие незначительную мощность (не более 1 км) и поэтому кажущиеся плоскими. Эти облака обычно появляются утром, увеличиваются в размерах днем, а вечером постепенно расплываются, преобразуясь в слоистокучевые, а ночью исчезают вовсе.

2). Кучевые средние (Cumulus mediocris, Cu med.) – облака с более значимой вертикальной мощностью (1 – 2 км), куполоподобными вершинами.

3). Кучевые мощные (Cumulus congestus, Cu cong.) – сильно развитые по вертикали облака (более 2 км); их вершины имеют белый цвет и сильно клубятся. Основание более темное.

Возникновение кучевых облаков связано с развитием конвекции. Они служат приметами устойчивой хорошей погоды.

2. Кучево-дождевые облака (Cumulonimbus, Cb.) – очень мощные облачные массы, которые появляются в результате преобразования кучевых облаков и напоминают горы или башни мощностью в несколько километров. Бывают случаи, что вершины кучево-дождевых облаков достигают тропопаузы и имеют волокнистую структуру. По достижении высоты перистых облаков вершина начинает размазываться, принимая форму наковальни. Наковальня такого облака характеризуется большими размерами. Кучево-дожде-вое облако образуется из мощного кучевого облака, когда крайняя неустойчивость воздуха создает мощные восходящие потоки, распространяющиеся на несколько квадратных километров.

Кучево-дождевые облака могут существовать как отдельные ячейки или образуют линию из ячеек, которая называется линией шквалов. Поддерживаемые сильными потоками восходящего воздуха (иногда – более 50 узлов), вершины этих облаков могут легко подниматься на высоту 12000 метров и даже выше. Нижние уровни таких облаков состоят, в основном, из капелек воды,

в то время как на более высоких уровнях, где температура намного ниже 0 С, преобладают кристаллы льда.

Кучево-дождевые облака по международной классификации являются последней стадией облаков вертикального развития. Они всегда дают сильные ливни, иногда с градом. В таких облаках почти всегда сосуществуют жидкая вода и ледяные кристаллы, что вызывает мощные электрические явления. Кучево-дождевое облако представляет собой природную электростатическую машину: по существу, это – грозовое облако.

Кучево-дождевые облака подразделяются на следующие виды:

1). Кучево-дождевые лысые (Cumulonimbus calvus, Cb calv.) – с хорошо очерченными вершинами, напоминающими белоснежные круговые купола, и слегка волокнистой структурой.

2). Кучево-дождевые волосатые (Cumulonimbus capillatus, Cb cap.), верхняя часть которых имеет хорошо выраженную лохматую структуру, поступательно распространяющуюся по небосводу, превращая их в перисто-волокнистые облака.

Разновидности кучево-дождевых волокнистых облаков:

1)волокнистые с ливневым валом (Cumulonimbus arcus, Cb arc), передняя часть которых напоминает дугообразный облачный вал; вызывают сильный шквалистый ветер и ливневые осадки;

2)с кувалдой (Cumulonimbus incus, Cb inc.), когда перистоподобная часть облака растекается во все стороны, напоминая по форме огромную кувалду.

Кучево-дождевые облака образуются в результате адиабатического охлаждения воздуха при восходящих движениях его на фронтальных поверхностях или при конвенции.

5.7. Другие типы облаков

Кроме основных типов облаков существует огромное количество переходных типов:

1. Конденсационные следы – следы самолетов, чаще всего реактивных, т.е. искусственные перистые облака, возникающие за самолетами вследствие конденсации водяного пара,

вылетающего из двигателей. Такие следы наблюдаются на больших высотах в условиях очень низких температур, при которых вода превращается в лед, не успевая испариться.

2. Волнистые облака (рис. 5.10) – образования, являющиеся следствием волновых процессов в атмосфере, в противоположность слоистообразным облакам, связанным с восходящим скольжением, и кучевообразным, связанным с конвекцией.

Рис. 5.10. Волнистые облака

3. Облака препятствий (рис. 5.11), которые обязаны своим возникновением возвышенностям рельефа. В случаях, когда вершина горы выше уровня конденсации пара, в потоке воздуха, обтекающего эту вершину, происходит образование тумана, похожего на облако. Воздух за вершиной опускается вниз, происходит обратный процесс, и мы видим облако, как бы стоящее на одном месте над вершиной горы (возвышенности). Такие облака не дают осадков, но на поверхности земли может осаждаться влага.

Рис. 5.11. Облака препятствий

При вынужденном вертикальном движении воздуха образуются и другие виды облаков

(рис. 5.12).

Рис. 5.12. Вынужденные вертикальные движения воздуха:

а – на теплых фронтах; б – на холодных фронтах; в – на вертикальных наветренных склонах горных хребтов; Тв – теплый воздух; Хв – холодный воздух; As – высокослоистые облака; Ns – слоисто-дождевые облака; Cb – кучево-дождевые облака

Разновидностью облаков препятствий является фен (рис. 5.13).

Рис. 5.13. Схема образования фена

5.8. Метеорологическая оценка облачности

Наблюдение за состоянием небосвода постоянно ведут метеорологические станции: определяется степень закрытия его облаками, форма облаков, нижняя граница облачного покрова и др.

Определение количества облаков производится визуально и оценивается по десятибалльной шкале. Ноль баллов ставится при отсутствии облаков; при полном покрытии облаками небосвода

присваивается десять баллов. Таким образом, облачность оценивается в зависимости от процента закрытия небосвода: 1 балл – 10 %, 2 балла – 20 % и т.д.

Форма облаков тоже определяется визуально путем сравнения их внешнего вида с характеристиками, приведеннымив«Атласеоблаков».

Высота нижней границы облаков выявляется с помощью наземного импульсного светового измерителя, шаров-пилотов, прожекторов или глазомерно (рис. 5.14).

Рис. 5.14. Система наблюдения за облаками

Запись количества облаков производится в виде дроби: в числителе приводится общая облачность в баллах, в знаменателе – нижняя облачность.

5.9. Особенности облачности в Республике Беларусь

Для территории Беларуси характерна высокая влажность воздуха, а с нею – и значительная облачность. В осенне-зимний период около 85 % времени преобладает пасмурная погода, в основном, с плотными облаками нижнего яруса. В весенне-летний период облачность уменьшается, и в мае-августе небо остается пасмурным 40-60 % всего времени.

Пасмурных дней (по общей облачности) в Беларуси бывает от 175 на северо-западе до 135 на юго-востоке, ясных – 30-35 за год, на юго-востоке – до 40-42. На большей части территории максимум ясных дней приходится на март-апрель, и только на юго-востоке – на июль-сентябрь. Продолжительность солнечного сияния составляет в среднем за год 1730-1950 часов, увеличиваясь на юго-вос-токе. Минимальная его продолжительность – в осенне-зимний период, когда бывает подряд до 20 дней в месяц без солнца, а в остальные дни продолжительность солнечного сияния составляет в среднем 3 часа. В мае-июле только 1-3 дня в месяц бывают без солнца; в отдельные дни продолжительность сияния достигает 16 часов.

6. ТУМАНЫ И ИХ ВЛИЯНИЕ НА БЕЗОПАСНОСТЬ ДВИЖЕНИЯ

6.1. Общее понятие о туманах

Туман – это мельчайшие капли воды или кристаллы льда, взвешенные в воздухе у земной поверхности. туман снижает дальность горизонтальной видимости до значения менее 1 км. очень сильный туман ухудшает видимость до 50 м и меньше, сильный – до 50-200 м, слабый – до 5001000 м.

Туман принадлежит к числу явлений погоды, особо неблагоприятных для движения всех видов транспорта.

Наличие тумана сильно осложняет или даже делает невозможным взлет и посадку самолетов, затрудняет работу водного и автомобильного транспорта, повышает опасность движения на автомобильных дорогах.

Основная причина образования тумана – охлаждение нижнего влажного слоя воздуха, соприкасающегося с холодной подстилающей поверхностью.

Классификация туманов производится по синоптическим и физическим условиям их образования или в зависимости от местных особенностей образования.

Различают следующие типы туманов (рис. 6.1):

1)адвективные;

2)адвективно-радиационные;

3)внутримассовые;

4)туманы испарения;

5)туманы охлаждения;

6)радиационные;

7)туманы склонов;

8)фронтальные.

а)

б)

Рис. 6.1. Общий вид туманов: а – радиационный; б – адвективный

Радиационные туманы (рис. 6.2) образуются над сушей при понижении температуры вследствие радиационнного охлаждения земной поверхности, а от нее – и воздуха. Наиболее часто они возникают в ясные ночи при слабом ветре, преимущественно в антициклонах. После восхода солнца радиационные туманы обычно быстро рассеиваются. Однако в холодное время года в устойчивых антициклонах они могут сохраняться и днем, иногда – много суток подряд. Такие туманы наблюдаются над влажной поверхностью в виде белой пелены.

Рис. 6.2. Формирование радиационного тумана

Адвективные туманы (рис. 6.3) возникают в результате перемещения теплого влажного воздуха над охлажденной поверхностью суши или воды. Зимой возникновение таких туманов возможно при перемещении теплого влажного воздуха с моря на более холодную сушу. Осенью или в начале зимы они появляются над реками, болотами или озерами и прекращаются только после замерзаниярек или озер.

Рис. 6.3. Формирование адвективного тумана

Интенсивность адвективных туманов зависит от разности температур между поверхностями и от влагосодержания воздуха. Эти туманы могут образовываться как над сушей, так и над морем и охватывать огромное пространство – иногда порядка нескольких десятков и даже сотен тысяч квадратных километров. Адвективные туманы обычно бывают при пасмурной погоде и чаще всего – в теплых секторах циклонов. Они более устойчивы, чем радиационные, и часто не рассеиваются днем. Некоторые адвективные туманы относятся к туманам испарения и возникают при переносе холодного воздуха на теплую воду. Туманы такого типа образуются, например, в Арктике, когда воздухпопадает с ледового покрова на открытую поверхность моря.

Адвективно-радиационные туманы возникают под влиянием перемещения теплого воздуха на холодную поверхность и радиационного выхолаживания, т.е. под влиянием двух факторов.

Туманы могут появиться в результате испарения (рис. 6.4), фронтальных процессов (рис. 6.5) и по разным другим причинам. Если в их основе лежат крупномасштабные процессы перемещения воздушных масс, туманы равномерно покрывают большие площади и участки дорог

значительной протяженности. При радиационном выхолаживании возможно их образование на отдельных участках дороги. В населенных пунктах туманы бывают чаще, чем вдали от них. Этому способствует повышенное содержание гигроскопических ядер конденсации (например, продуктов сгорания) в городском воздухе. При этом опасны не только участки дорог, проходящие по пониженным местам рельефа, но и те участки, где имеются источники водяного пара (сырые луга, заболоченные низины и т.д.). Так как туманы очень сильно ухудшают видимость на дорогах, на участках их возможного появления устанавливают специальные дорожные знаки.

Рис. 6.4. Формирование тумана испарения

Рис. 6.5. Формирование фронтального тумана

6.2. Основные свойства туманов и дымки

Туман – это такое скопление вблизи поверхности земли взвешенных в воздухе мельчайших капелек воды или ледяных кристаллов, когда дальность горизонтальной видимости предметов хотя бы в одном направлении не превышает 1 км.

При дальности видимости 1 км и больше это явление называют туманной дымкой, или просто дымкой.

В зависимости от горизонтальной видимости предметов интенсивность дымки или тумана оценивается по табл. 6.1.

По своей физической природе туман является результатом конденсации водяного пара в нижнем слое воздуха. Он вполне подобен облакам, с которыми имеет много общего по процессам образования. Возможны и непосредственные переходы: приподнимаясь, туман переходит в низкие разорванно-слоистые облака, а при снижении облаков до поверхности Земли они вызывают явление тумана.

В зависимости от высоты верхней границы слоя тумана можно условно различать:

1)поземные туманы – при высоте до 2 м;

2)низкие туманы – 2 – 10 м;

3)средние туманы – 10 – 100 м;

4)высокие туманы – более 100 м.

Помимо тумана и дымки ухудшение видимости может быть вызвано запыленностью воздуха, задымленностью в связи с лесными или торфяными пожарами и др. В таких случаях это явление называется смогом. При сильном ветре в засушливых районах иногда наблюдаются пыльные и песчаные бури, также сильно ухудшающие видимость. Для Беларуси песчаные бури не являются характерным явлением. В отличие от тумана и дымки, наблюдающихся при относительной влажности, близкой к 100 %, смог обычно наблюдается при небольшой относительной влажности.

6.3. Микрофизическое строение туманов

Туман может состоять из капелек воды (водяной туман) и из ледяных кристаллов (ледяной туман). Многочисленные измерения показали, что величина капелек тумана колеблется в достаточно широких пределах: их радиус может быть меньше 0,001 мм и достигать 0,05-0,06 мм. В последнем случае эти капельки становятся видимыми невооруженным глазом и переходят в капли мороси. При дымке радиусы капелек, как правило, меньше 0,001 мм. В одном и том же тумане наблюдаются как более мелкие, так и более крупные капельки, но число капель различной величины неодинаково. Установлена зависимость преобладающей величины капелек тумана от температуры воздуха: чем выше температура, тем они обычно крупнее. При положительных температурах преобладают капельки радиусом 0,007-0,015 мм, при отрицательных – 2-5 мм.

Число капель тумана в единице объема тоже колеблется в широких пределах. В 1 см3 при слабом тумане содержится в среднем 50-100 капелек, а при сильном – 500-600 капелек и больше.

Микрофизическое строение ледяных туманов изучено значительно меньше. Составляющие их ледяные кристаллики имеют преимущественно форму столбиков длиной от нескольких микрон до 100 микрон и более. При значительной длине столбиков ледяные кристаллы становятся видимыми невооруженным глазом и начинают медленно выпадать. Число кристаллов, содержащихся в 1 см3 ледяного тумана, обычно меньше 100.

Ледяные туманы имеют, как правило, небольшую интенсивность. При низких температурах чаще наблюдается не туман, а дымка.

Капельки тумана могут находиться в переохлажденном состоянии при температуре

значительно ниже 0 С, поэтому при не слишком низких отрицательных температурах наблюдаются преимущественно капельно-жидкие туманы. Все же при температурах ниже -20° преобладают ледяные туманы, хотя даже при температурах -30, -40° наблюдались отдельные случаи капельно-жидких туманов.

Возможны случаи, когда туман одновременно состоит как из переохлажденных капелек, так и из ледяных кристаллов. Однако такое состояние тумана является неустойчивым, так как при той же температуре абсолютная влажность насыщенного водяного пара над ледяными кристаллами меньше, чем над капельками воды. Поэтому ледяные кристаллы могут расти даже при условии испарения капелек тумана. Кроме того, при столкновении кристалла и переохлажденной капельки последняя замерзает.

6.4. Влажность и водность туманов

Туман может образоваться лишь после насыщения или даже некоторого перенасыщения водяного пара. Поэтому теоретически относительная влажность в тумане должна составлять 100 %. Однако метеорологические наблюдения показывают, что в тумане она составляет 98-100 %, а в отдельных случаях понижается до 80-90 %. Такие же значения относительной влажности наблюдаются в облаках. К подобным наблюдениям следует относиться критически, учитывая несовершенство станционных методов измерения влажности воздуха, особенно при отрицательных температурах.

Кроме того, при отрицательных температурах воздуха недоразумения с оценкой степени насыщения пара в тумане иногда возникают вследствие незнания микрофизического строения тумана, поскольку относительная влажность вычисляется при всех температурах по отношению к насыщению пара над плоской поверхностью воды. Например, при температуре -20° и относительной влажности 83 % по отношению к ледяным кристаллам тумана пар оказывается насыщенным.

До проведения точных измерений значений относительной влажности в тумане нет достаточных оснований считать водяной пар при тумане ненасыщенным. Поэтому во всех дальнейших расчетах будет приниматься, что туман образуется только после насыщения водяного пара, т.е. при относительной влажности 100 % для водяного тумана и меньше 100 % – для ледяного. Перенасыщения практически не требуется благодаря обычному наличию в воздухе ядер конденсации, о чем будет сказано выше.

Большой интерес с точки зрения метеорологии представляет водность, или весовая концентрация тумана, т.е. количество сконденсированной влаги в единице объема. Величина водности тумана зависит от размеров и числа капелек или ледяных кристаллов тумана в единице объема.

Если обозначить через Q абсолютное влагосодержание воздуха, понимая под ним массу водяного пара а и массу капель воды и кристаллов b 1 м3 воздуха, то

Q = а + b.

В случае, когда взвешенных капель воды и кристаллов льда в воздухе нет (b = 0), туман отсутствует (Q = а). Абсолютная влажность в тумане близка к максимальной влажности аmax и всегда представляет собой функцию только одной температуры Т. Образование тумана можно выразить в виде

b = Q – аmax(Т).

Его водность возрастает по двум основным причинам: вследствие увеличения общего влагосодержания; из-за понижения температуры воздуха, приводящего к уменьшению аmax(Т).

Таким образом, чтобы образовался туман, необходимо либо увеличить общее влагосодержание воздуха и довести его до той величины, которая требуется для насыщения при данной температуре, либо понизить температуру воздуха до температуры конденсации содержащегося в ней пара.

Увеличение влагосодержания массы воздуха может произойти как за счет испарения воды с земной поверхности, так и за счет горизонтального и вертикального перемещения воздуха. Понижение температуры воздуха может быть обусловлено 3 основными физическими причинами:

1)радиационным выхолаживанием;

2)турбулентным и молекулярным теплообменом с соседними массами воздуха и земной поверхностью;

3)адиабатическим расширением воздушных масс при подъеме.