Осадки, образующиеся на поверхности Земли и земных предметов

Роса. В ясную погоду ночью земля сильно охлаждается путем излучения. Охлаждается также прилегающий к ней слой воздуха. И когда температура подстилающей поверхности упадет ниже точки росы, то водяной пар выделяется в виде капелек воды. Образованию росы благоприятствует ясное небо, длительная ночь, большая абсолютная и относительная влажность воздуха и слабый ветер.

Иней – белый осадок кристаллического строения, образуется на земной поверхности и предметах в результате сублимации, когда температура воздуха ниже нуля, при процессах, аналогичных образованию росы.

Изморось – белый рыхлый налет кристалликов на ветвях, столбах и других, главным образом вертикальных и наклонных поверхностях, образуется во время тумана при сильном морозе, когда в воздухе плавают ледяные кристаллики.

Гололед – ледяная кора, образующаяся на поверхности различных предметов в морозную погоду, когда на сильно охлажденную поверхность оседают капельки (часто переохлажденные) переносимого ветром тумана.

Гололедом же часто называют корку льда на поверхности земли и земных предметов, образующуюся тогда, когда переохлажденные капли дождя при умеренном морозе замерзают, соприкасаясь с поверхностью земли и земных предметов, или когда после продолжительных и сильных морозов выпадает дождь.

Гололед особенно опасен при сильном ветре. Под тяжестью насевшего льда рвутся провода телеграфа, антенны. Массы льда покрывают такелаж, снасти, надстройки, палубу, шлюпки и пр.

Осадки из атмосферы

По внешним признакам различают несколько видов осадков, выпадающих из облаков.

Дождь – жидкие осадки в виде капель различного размера диаметром 0,5-7 мм.

Морось – мелкие капельки диаметром 0,05-0,5 мм, находящиеся как бы во взвешенном состоянии, падение их почти незаметно.

Снег – кристаллы льда, образующие различного рода снежинки: иглы, пластинки, столбики, звезды. Размеры снежинок колеблются в пределах 4-5 мм. Хлопья снега, образующиеся в результате соединения снежинок, достигают 5 см и более.

Мокрый снег – осадки в виде тающего снега или снега с дождем.

Снежная крупа – осадки в виде непрозрачных сферических крупинок белого или матово-белого цвета диаметром обычно от 2 до 5 мм.

Ледяная крупа – твердые частицы в виде прозрачных с поверхности крупинок, имеющих в центре непрозрачное белое ядро. Диаметр крупы от 2 до 5 мм. Возникают крупинки в результате замерзания переохлажденных капель или замерзания воды на снежинках.

Град – ледяные шарообразные частицы, внутри которых имеется снежная прослойка. Размеры градин колеблются в широких пределах, и диаметр их может достигать несколько сантиметров, вес до 500 г. Градины обладают очень большими скоростями падения, достигающими 30 м/с.

Количество осадков выражается высотой слоя воды, образовавшегося в результате выпадения осадков на горизонтальную поверхность при отсутствии испарения, просачивания и стока.

Одной из важнейших характеристик осадков является их интенсивность, т.е. количество, выпадающее в единицу времени. По интенсивности осадки делятся на слабые, умеренные и сильные.

По характеру выпадения осадки делятся на три типа: обложные, ливневые и моросящие.

Обложные осадки выпадают обычно из облаков Ns и As; они характеризуются малыми колебаниями интенсивности и большой длительностью выпадения. Выпадают в виде капель дождя среднего размера или спокойно падающего снега.

Ливневые осадки выпадают из облаков Cb. Они отличаются быстрым изменением интенсивности и малой продолжительностью. Летом они представляют собой крупнокапельный дождь, иногда с градом. Для зимних ливневых осадков характерен обильный снегопад и частая смена форм снежинок во время снегопада. К ливневым осадкам относится также снежная и ледяная крупа.

Моросящие осадки выпадают из облаков St и Sc в виде мелких капель диаметром не более 0,5 мм. Скорость падения капель настолько мала, что они кажутся как бы взвешенными в воздухе. Образуются моросящие осадки главным образом внутри устойчиво стратифицированных воздушных масс.

Наименьшей интенсивностью обладают моросящие осадки, наибольшей – ливневые.

Географическое распределение осадков. Вдоль экватора расположена полоса, наиболее богатая осадками; здесь годовые суммы осадков составляют 1000-2000 мм и больше. В этой же зоне на островах Тихого океана выпадает даже 5000-6000 мм осадков. К северу и к югу от экваториальной области количество осадков уменьшается и достигает минимума в субтропической области между 20 и 30с. и ю. широт. Среднее годовое количество осадков в этой области не более 500 мм. Здесь расположено большинство пустынь земного шара. В пустыне Сахара, пустынях Перу и Чили встречаются места, где осадки не выпадают в течение нескольких лет.

В умеренной зоне количество осадков снова возрастает и составляет 500-1000 мм в год, что объясняется циклонической деятельностью.

В полярных областях количество осадков уменьшается и не превышает 300 мм в год. Малое количество осадков здесь обусловлено низкими температурами и незначительным содержанием в воздухе водяного пара.

Наибольшее количество осадков выпадает в Черапунджи (Индия), Кауаи (Гавайские о-ва) и Дебундже (Африка); многолетние средние годовые суммы осадков здесь составляют 9500 – 12 100 мм.

Видимость

Метеорологической видимостью (МВ) называется предельное расстояние на котором видно днем темный предмет размером не менее 20 угловых минут низко на горизонте. Иногда удобнее применять понятие "коэффициент прозрачности атмосферы" К_n:

МВ = 20 миль, К_n= 0,85; МВ = 10 М, К_п= 0,74 и т.д.

Видимость тех или иных объектов зависит:

1. от зрения наблюдателя;

2. от особенности самого объекта, который рассматривается, а также и от тех условий, в которых от находится (фон, условия освещенности, контрастность, размеры, окраска и т.д.);

3. от состояния промежуточной среды между объектом и наблюдателем (механическая и оптическая мутность воздуха).

Определения видимости производятся днем над несветящимися объектами и ночью над огнями. Дальность видимости оценивается по 10-бальной шкале в целых баллах (см. таблицу).

Шкала видимости

Термин	Баллы	Дальность видимости, мили	Характеристика
Dense fog	0	До 0,01	Очень сильный туман
Thick fog, very bad visibility	1	0,01-0,1	Сильный туман
Fog, bad visibility	2	0,1-0,2	Туман
Moderate fog, low visibility	3	0,2-0,5	Умеренный туман
Thin fog, mist or haze or very poor visibility	4	0,5-1	Слабый туман, дымка или мгла, очень плохая види- мость
Poor visibility	5	1-2	Плохая видимость
Moderate visibility	6	2-5	Средняя видимость
Good visibility	7	5-10	Хорошая видимость
Very good visibility	8	10-30	Очень хорошая видимость
Exceptional visibility	9	Свыше 30	Исключительная види- мость

При плавании в открытом море вдали от берегов видимость определяют по отчетливости линии горизонта, исходя из следующих признаков, установленных опытным путем:

Различаемость линии горизонта	Балл видимости
	е 17 м	е 4 м
Линия горизонта очерчена резко ……………..	9	8
" " " удовлетворительно	8	7
" " видна неясно ……………….	7	6
" " не видна вовсе ……………..	менее 6	5

е – высота глаза наблюдателя.

Когда линия горизонта не различима, то следует определить, на каком расстоянии видна поверхность моря, и тогда, пользуясь шкалой видимости, дать оценку видимости в баллах.

При плавании вблизи берегов оценку видимости можно произвести путем наблюдения различных объектов (мысы, знаки, маяки, горы), расстояние до которых может быть определено с помощью дальномера или карты.

На картах и в пособиях сейчас приводится для огней номинальная дальность, т.е. оптическая дальность (определяемая мощностью источника) при МВ= 10 миль.

Для определения времени открытия огня маяка необходимо знать оптическую дальность видимости огня при текущей МВ, которую определить ночью совсем не просто. У штурмана имеются такие способы:

• прибор для определения прозрачности атмосферы («определитель тумана»);

• прогностические карты погоды или метеосводки;

• экстраполяция дневной видимости на ночь (если погода не переменилась);

• по открытию огней встречных судов (дальность по радару);

• по светимости своих огней;

• если из перечисленного ничего не удалось применить, принимают среднее значение МВ = 10 миль.

Наибольшие значения МВ наблюдались после прекращения дождя (после прохождения Холодного фронта), что объясняется "вымыванием" дождем части пыли из атмосферы: в Черном море г. Арарат видели на расстоянии 270 км; на таком же расстоянии наблюдались горы Алжира из Испании.

Оптические явления в облаках и осадках

Круги, или гало, вокруг Солнца и Луны. Когда Солнце или Луна бывают видны через легкие перистые облака или через пелену тумана, состоящего из ледяных иголочек, вокруг этих светил можно наблюдать светлые или радужные круги большого диаметра, отделенные от светил темным промежутком. Они называются гало.

Под названием гало объединяются и другие световые явления: горизонтальный круг, проходящий через светило, дуги касательные к кругам, ложные Солнца и Луны, световые столбы. Все эти явления происходят вследствие преломления и отражения света в ледяных кристалликах.

Гало часто наблюдают в передней части циклонов (при прохождении лучей через облака Сs) и поэтому могут служить признаками их приближения.

Венцы. Когда Солнце и Луна видны через тонкий слой облаков, часто можно наблюдать светлое сияние, окружающее диск светила, оно называется венцом. Часть венца, прилегающая к светилу, бывает голубоватого цвета, а наружная – красноватого. Иногда окраска отсутствует.

При венцах небольшого размера можно ожидать дождливой погоды, наоборот, если небольшие венцы превращаются в венцы больших размеров, то это значит, что капельки в облаках становятся меньше и вероятность дождя уменьшается.

Заря. При восходе и заходе Солнца часть небесного свода и облака могут быть окрашены в разнообразные цвета и оттенки, что объясняется поглощением, преломлением и рассеиванием лучей.

Чем больше влаги в воздухе, тем сильнее заря окрашена в красный цвет. Красная заря – к ненастью.

Зори розового и золотистого цвета, обусловленные пылью, находящейся в воздухе, часто предвещают сухую ветреную погоду.

Иззаоблачное сияние. Если в тропосфере много капелек воды или пылинок, то вследствие отражения от них могут стать видимы лучи Солнца, скрытого за облаком. В таких случаях видны светлые полосы, аналогичные "лучам" прожектора, обращенного не прямо на наблюдателя. Это явление называется иззаоблачным сиянием.

Радуга. Явление радуги объясняется тем, что луч Солнца, падающий на каплю и входящий в нее, испытывает преломление, полное внутреннее отражение и затем снова преломление при выходе из нее. Преломляясь, луч разлагается на составные цвета, поэтому из капли выходит пучок расходящихся цветных лучей, причем красный луч, как наименее преломляемый, будет расположен снизу, а над ним остальные цвета в порядке спектра.

Интенсивность и яркость радуги в значительной степени зависят от размеров капель падающего дождя. Большие капли (диаметром 2 мм) образуют очень четкую и разноцветную радугу с ясным разделением цветов, малые (0,2 0,3 мм) дают менее ясную дугу и очень малые капли (0,05 мм) – белую дугу.

Угловой радиус радуги около 42. Иногда над первой главной радугой появляется вторая, называемая побочной, с обратным расположением цветов, менее яркая и с угловым радиусом около 52.

Оптические явления в атмосфере

Рассеяние солнечных лучей в атмосфере является источников радиации, посылаемой небесным сводом, и в то же время причиной многих оптических явлений в атмосфере. В частности, благодаря рассеянию освещаются места, куда не проникают прямые солнечные лучи, рассеянием объясняется цвет неба, освещенность в сумерки, уменьшение видимости и пр.

Рассеяние на молекулах и комплексах молекул называют молекулярным, а на аэрозольных частицах – аэрозольным.

Интенсивность молекулярного рассеяния (закон Релея) обратно пропорциональна длине волны в четвертой степени. Поэтому рассеяние ультрафиолетовых лучей с длиной волны _ф= 0,4 мкм в 16 раз больше, чем красных лучей с длиной волны_к= 0,8 мкм. В связи с этим в рассеянном свете процентное содержание лучей фиолетового, синего и голубого цвета будет гораздо больше, чем оранжевых и красных, этим и объясняется голубой цвет неба. В то же время прямой солнечный свет, теряя вследствие рассеяния больше всего сине-голубых лучей, становится относительно более красным. Это особенно заметно при восходе и заходе Солнца, когда лучи принизывают всю толщу атмосферы (m = 34) и потеря сине-голубых лучей особенно велика. Солнце горизонта принимает красный цвет.

Интенсивность аэрозольного рассеяния обратно пропорциональна длине волны в степени меньшей, чем четыре. Это приводит к тому, что свет, рассеянный более крупными частицами (пыль, дым, продукты конденсации), будет приближаться по своей окраске к белому цвету.

Достаточно крупные частицы с радиусом больше 10^-2мм (это размеры облачных частиц) рассеивают радиацию в одинаковой степени независимо от длины волны. Поэтому цвет облачного неба, а также цвет тумана – белый.

Так как атмосфера всегда содержит некоторое количество взвешенных частиц, то цвет безоблачного неба является сочетанием синего цвета (свет, рассеянный молекулами) с белым (свет, рассеянный крупными частицами). В итоге наблюдаются различные оттенки синевы неба от темно-синего до бледно-голубого и белесоватого. Чем чище воздух, тем гуще синева неба. Таким образом, степень синевы неба является показателем прозрачности атмосферы.

Для атмосферы справедливо следующее правило: если вдоль направления распространения светового луча плотность воздуха (а значит, и показатель преломления) изменяется, то световой луч будет изгибаться так, что его траектория всегда обращена выпуклостью в сторону уменьшения плотности (и показателя преломления) воздуха.

При значительном контрасте температур между поверхностью моря и приводным слоем атмосферы возникают необычные явления земной рефракции:

а) Холодное море и теплый воздух над ним. Световые лучи обращены к Земле своей вогнутой стороной Удаленные предметы, обычно скрытые горизонтом, поднимаются и приближаются к нам. Горизонт расширился. Поверхность воды кажется вогнутой – как огромное блюдце (рис. 4.2,а.).

б) Теплое море и холодный воздух над ним. Световые лучи обращены к Земле выпуклой стороной. Горизонт кажется близким, суженным. Как будто увеличилась кривизна Земли. Поверхность воды кажется выпуклой и все предметы на воде выглядят непомерно большими (рис. 4.2,б.).

Рис. 4.2.

а – далекий горизонт, б – близкий горизонт

Миражи

Верхние миражи возникают при резком уменьшении плотности воздуха с высотой (при сильных инверсиях), нижние – при больших вертикальных градиентах температуры и неустойчивости стратификации, боковые – при неравномерном распределении плотности на уровне наблюдателя. Верхние и боковые миражи чаще всего наблюдаются в прибрежных водах полярных районов, нижние – в пустынях.

При резком уменьшении плотности воздуха с высотой световые лучи, исходящие от предмета АВ (рис. 4.3.), могут дойти до глаза наблюдателя, переходя от одного слоя атмосферы к другому, постепенно искривляются и на границе одного из слоев могут испытать полное внутреннее отражение и снова повернуть к Земле.

Рис. 4.3. Верхний мираж

Наблюдатель из точки О увидит по направлению касательных к траекториям лучей вторичное изображение предмета АВ, расположенное выше.

Очертания предметов при мираже более или менее, а иногда сильно, искажаются. В частности, значительные деформации претерпевают видимые диски Солнца и Луны при восходе и заходе. Сложные явления миража с резким искажением вида предметов носят название фата-морганы (коварная фея Моргана).

Рис. 4.4. Нижний мираж

Электрические явления в атмосфере

Многочисленные наблюдения показывают, что осадки всех видов несут электрические заряды, размер которых зависит от размера капли, градины или снежинки. При замерзании слабых растворов ряда солей появляется разность потенциалов. Знак заряда льда зависит от типа соли и ее концентрации.

Электрические заряды элементов облака создают электрические поля. Мелкие ледяные частички, заряженные в результате электролизации положительно, сосредоточиваются в верхней части облака, а более крупные кристаллы, заряженные отрицательно, опускаются вниз. Попав в нижнюю часть облака, где температура выше 0С, они тают и образуют капли воды. В хорошо развитом грозовом облаке в нижней его части развиты мощные турбулентные движения. Здесь происходит разрушение капель, в результате которого мельчайшие отрицательно заряженные капли поднимаются в среднюю часть облака, а крупные капли приобретают положительный заряд и образуют в самой нижней части облака ограниченную область больших положительных объемных зарядов – активный центр грозового облака.

В результате разделения и концентрации противоположных зарядов в грозовом облаке создаются мощные электрические поля, напряженность которых достигает несколько сотен киловольт на 1 км. Это приводит к тому, что между отдельными его частями, а также между облаком и Землей возникают искровые заряды – молнии.

Молния. По своему внешнему виду молнии делятся на линейные, плоские, четочные и шаровые. Наиболее часто возникает линейная молния и ее многочисленными разновидностями, представляющая собой гигантскую искру, иногда сильно разветвленную. Длина такой молнии 2-3 км, а иногда при разрядке между облаками - 15-20 км.

Такая молния состоит из ряда разрядов (импульсов), следующих друг за другом. Число импульсов бывает разным: чаще всего 1-5, реже – до нескольких десятков. Время между ними исчисляется сотыми долями секунды, общая продолжительность молнии около 0,2 с. Диаметр ее канала в среднем 16-20 см, иногда 40 см, сила тока в канале - сотни килоампер, а мгновенная мощность - миллионы киловатт. Температура стенок газового канала, по которому происходит разряд, мгновенно повышается до 20 х 10^3К. Вода внутри канала разлагается на водород и кислород – образуется гремучий газ.

Быстрое нагревание воздуха в канале молнии вызывает резкое расширение воздуха, в результате возникают звуковые колебания - гром. Глухие раскаты грома относятся к звукам, имеющим небольшую частоту колебаний: большинство характеризуется частотой не более 100 Гц, а некоторые имеют лишь 2-5 Гц. Но так как молния имеет в длину несколько километров, то звуковые колебания приходят к наблюдателю не одновременно, а последовательно от различных участков молнии, что создает впечатление длительного грохота, раската грома. Кроме того, звуковые волны, отражаясь от облаков, земной поверхности, стены падающего дождя, усиливают громовые раскаты.

Гром представляет собой звук очень большой интенсивности, однако максимальное расстояние, на котором еще можно его услышать, редко превышает 25-30 км, что значительно меньше дальности слышимости артиллерийской канонады. Объясняется это двумя причинами: во-первых, быстрым затуханием звука в дожде и, во-вторых, рефракцией звука, обусловленной быстрым понижением температуры воздуха с высотой, имеющим место во время грозы.

По интервалу времени t (в секундах) между появлением молнии и приходом к наблюдателю звуковых волн, вызванных ею, можно определить расстояние до молнии по формуле Д = t/3 км. При разряде молния обычно сначала движется зигзагообразно, а затем по мере приближения к земле ее траектория выпрямляется. Молния стремится к более возвышенным точкам земной поверхности и к местам, где земная кора обладает большей электропроводностью. Поэтому она может ударить и в низины.

Удар молнии в судно может привести к возникновению пожара, к потерям личного состава. При разряде молнии на антенну может выйти из строя сама антенна, а также радиоприемные и передающие устройства. При мощных электрических разрядах магнитные приборы могут потерять свои свойства и даже перемагнититься. Для защиты от молнии на судах применяют различного типа молниеотводы.

В течение суток на поверхности Земли протекает около 50 000 гроз. Однако грозы по земному шару распределены весьма неравномерно. Особенно много их в тропических и субтропических зонах; в средних широтах на морском побережье они обычно наблюдаются только летом, а в океанах – и зимой. Грозы чаще развиваются во второй половине дня, реже – утром и вечером.

Атмосферики. Под этим термином понимают электромагнитные колебаний в диапазоне радиочастот, возникающие в атмосфере в виде нерегулярных (апериодических) и кратковременных импульсов. Атмосферики создаются грозовыми разрядами: канал молнии является своего рода радиопередатчиком. Распространяясь от места своего возникновения, они действуют на радиоприемные устройства, создавая шумы, которые в обиходе называют атмосфериками. Атмосферики могут прослушиваться в местах, находящихся за несколько тысяч миль от очага образования. В то же время значительное их усиление свидетельствует о приближении холодного фронта или вообще неустойчивой воздушной массы, приносящей ухудшение погоды. Частые и сильные атмосферики при плавании в тропической зоне являются признаком приближения тропического циклона.

Огни Эльма. Если атмосфера в сильной степени насыщена электричеством и напряжение электрического поля в ней достигает до 80 000 – 100 000 вольт/метр, то из металлических остриев, мачт, рей и других заостренных предметов происходит истечение электричества – тихий электрический разряд в виде светящихся кистей.

Огни Эльма чаще всего наблюдаются во время шквалов и гроз.

Полярные сияния. Солнце в периоды своей усиленной деятельности выбрасывает громадное количество заряженных электричеством частиц, которые достигают Земли через 1 3 дня. Эти частицы, пронизывая разреженные верхние слои воздуха, вызывают в них свечение, называемое полярными сияниями ("аврора").

Цвет полярных сияний большей частью беловатый с различными оттенками (желтоватые, красноватые, реже фиолетовые).

Полярные сияния могут иметь разнообразную форму в виде дуг, полос, драпри (занавесей), лучей и т.д.

Лучисные и пылающие сияния сопровождаются магнитными бурями, при этом нарушается работа магнитных компасов и радиоприборов. Полярные сияния могут наблюдаться на различных высотах.

Сияния в виде дуг достигают высоты до 1000 км, высота других сияний меньше, обычно от 100 до 250 км.

Звуковые явления в атмосфере

Скорость распространения звука в сухом воздухе при 0равна332 м/сек. С увеличением температуры воздуха на один градус скорость распространения звука увеличивается на 0,6 м/сек. В направлении ветра звук распространяется быстрее, чем против ветра.

Влияние влажности воздуха на скорость распространения звука незначительно.

Неравномерное распределение плотности воздуха искажает направление звуковых лучей. В соответствии с законом преломления рефракция приводит к искривлению звуковых лучей так, что их выпуклая сторона обращена к земной поверхности, а сами лучи загибаются вверх. Один из лучей SBC, называемый предельным, касается земной поверхности в точке В (рис. 4.5.).

Далее этот луч, загибаясь вверх, будет ограничивать область звуковой тени. Расстояние l от источника звука S до точки касания звуковым лучом земной поверхности В зависит от высоты источника звука Н и вертикального градиента температуры:

Чем менее устойчива атмосфера, тем меньше размеры зоны слышимости. С увеличением высоты источника звука она расширяется. Сама зона слышимости представляется в виде чащи, образованной вращением предельного луча. Например, для высоты туманной сирены маяка 20 м сигнал на уровне моря может быть услышан только с расстояния 1 мили; в этих же условиях гром на высоте 4 км, может быть услышан с расстояния около 13,5 мили (25 км).

Следует иметь в виду, что и в область звуковой тени попадают звуки за свет диффузии и дифракции, но значительно ослабленные.

На рис. 4.5,б представлен обратный случай рефракции, возникающий при равномерном повышении температуры с высотой, т.е. при непрерывной инверсии. Все звуковые лучи здесь изгибаются выпуклостью кверху. Звуковая тень образоваться не может. В таких условиях слышимость становится особенно хорошей.

Рис. 4.5. Рефракция звуковых лучей

а – при понижении температуры воздуха с высотой; б – то же, при повышении

Ослабление звука в атмосфере.Интенсивность звука в атмосфере при удалении от источника уменьшается. Это происходит прежде всего потому, что энергия, излученная источником, распределяется на все большие сферические поверхности, в связи с чем интенсивность звука убывает обратно пропорционально квадрату расстояния r от источника, а также потому, что на пути луча происходит поглощение и рассеяние звуковой энергии. Рассеяние звука заметно увеличивается при возрастании частоты звуковых колебаний.

Эхо.Звуковые волны в атмосфере могут отражаться от воды, земли, гор, скал, айсбергов, облаков, стены дождя и т.п. При этом звук может повторяться один или несколько раз. Раскаты грома представляют собой типичное явление эха, происходящее вследствие отражения звука от земной поверхности и других препятствий, перечисленных выше.

Атмосферное давление

Атмосферным давлением называется сила, производимая столбом воздуха высотой от верхней границы атмосферы и до данного уровня. Установлено, что на каждый квадратный сантиметр поверхности, расположенной на уровне моря, атмосфера давит с силой 1033,23 г. При повышении температуры вес воздуха уменьшается.

Атмосферное давление выражают в миллиметрах ртутного столба, в миллибарах и гектопаскалях.

1 мм ртутного столба соответствует 1,33 миллибара, а 1 миллибар соответствует 0,75 мм. За нормальное атмосферное давление принимается давление в 760 мм или соответственно 10113,2 мб (Гпа); известные пределы от 658 до 812 мм рт. Ст.

С высотой атмосферное давление убывает. На высоте примерно в 5,5 км оно уже в два раза меньше, чем у поверхности моря.

Можно принять, что в нижнем слое атмосферы с увеличением высоты на 10 м атмосферное давление падает на 1 мм или на 1,33 мб.

Расстояние по вертикали, на которое надо подняться или опуститься, чтобы атмосферное давление изменилось на 1 мм, называется барической ступенью.

Величина барической ступени зависит от температуры, влажности и давления воздуха. В нижних слоях она составляет около 10 м.

Величина, обратная барической ступени называется "вертикальный градиент давления", для уровня моря G_в9,4 мм. рт. ст./100 м.

Измерение атмосферного давления

Ртутный чашечный барометр. Прибор состоит из стеклянной трубки, наполненной ртутью и опущенной открытым концом в металлическую чашку со ртутью. Стеклянная трубка находится в металлической оправе, имеющей прорези для отсчета высоты ртутного столба. В оправу барометра вделан термометр "атташе", отсчет которого служит для вычисления температурной поправки.

Анероид. В приборе приемник давления состоит из пустотелой гофрированной металлической коробочки, из которой почти полностью выкачан воздух. При увеличении атмосферного давления коробочка сжимается, и ее деформация передается стрелке прибора, которая показывает давление. В прибор вделан изогнутый термометр "атташе".

Перед отсчетом слегка стучат по стеклу прибора и производят отсчет давления с точностью до 0,1 мб или 0,1 мм и температуры с точностью до 0,1.

В показания прибора вводят следующие три поправки:

1. шкаловую - выбирают из паспорта прибора;

2. температурную - вычисляют по формуле;

3. добавочную - из паспорта прибора.

Измеренное атмосферное давление (независимо от того, велись ли наблюдения по анероиду, или же по ртутному барометру) приводят к уровню моря, исходя из того, что в нижних слоях воздуха на каждые 10 м высоты давление изменяется на 1 мм; например, если высота мостика, где расположен барометр, составляет 5 м, то к отсчитанному и исправленному всеми поправками давлению надо еще прибавить 0,5 мм.

Барограф. Прибор служит для непрерывной записи атмосферного давления. Воспринимающая часть представляет собой столбик из нескольких анероидных коробочек, расположенных одна над другой. Внутри коробочек помещены пружинки рессорного вида. При увеличении давления столбик коробочек понижается, при понижении давления коробочки распираются пружинками и высота столбика становится большей. Изменения в высоте столбика передаются стрелке прибора с пером, которое на ленте барабана записывает кривую изменения давления – «барограмму».

При смене лент на барографе на оборотной стороне ленты должны быть надписаны дата, время начала записи с точностью до минуты, наименование и место (координаты) судна. Лента и перо приводятся в точное соответствие с моментом начала записи.

Барограмма необходима для определения величины и характеристики барической тенденции (т.е. изменчивость давления во времени, обычно за три часа) – чрезвычайно важный элемент для прогноза погоды. Капитан Лухманов Д.А. выразил так:

Рис. 4.6.

Коль давленье уменьшается. Если ж выпуклостью книзу

а) За кривою наблюдай: б) На барографе пошло,

Если кверху выгибается, То погоды лишь капризы,

Свежих ветров ожидай И не будет ничего

Ну, а вот, когда давленье

Начинает возрастать,

То обратное явленье

Можно часто наблюдать:

в) Вверх кривая выгибается – г) Вниз дугою обращается -

к маловетрию, к штилям; Большей частию к ветрам.

Выразить, как меняется атмосферное давление в горизонтальном направлении, можно с помощью горизонтального барического градиента – который есть вектор Р_г, направленный по нормали к изобаре, т.е. линии равного давления, в сторону уменьшения давления, а величина вектора равна производной от давления по этому направлению.

В разных точках барического поля направление и величина барического градиента разные. Там, где изобары сгущены, изменение давления на единицу расстояния будет больше; там, где изобары расположены реже - меньше. Иначе говоря, величина горизонтального барического градиента обратно пропорциональна расстоянию между изобарами.

Вертикальный Р_ви горизонтальный Р_гбарические градиенты – это составляющее полного пространственного вектора барического градиента, где N – направление нормали к изобарической поверхности.

Наличие в атмосфере горизонтального барического градиента означает, что изобарические поверхности наклонены к поверхности уровня и, пересекаясь с ней, образуют изобары. Изобарические поверхности наклонены всегда в направлении градиента, т.е. в сторону уменьшения давления, поэтому в антициклонах они имеют форму куполов, а в циклонах прогнуты от периферии к центру (рис. 4.7.).

Давление с высотой изменяется значительно быстрее, чем в горизонтальном направлении, и вертикальный барический градиент оказывается в несколько тысяч раз больше горизонтального. Но сила вертикального градиента уравновешивается противоположно направленной ему силой тяжести и поэтому не вызывает вертикальных перемещений воздуха. Сила горизонтального градиента при отсутствии движения воздуха никакими силами не уравновешивается и поэтому является основной причиной ветра.

Рис. 4.7. Вертикальный разрез через области давления:

а – высокого; б – низкого

При расчете горизонтального барического градиента по синоптическим картам, где изобары проводятся через 5 мбар, его величина рассчитывается по формуле:

,

где n – расстояние в градусах широты между двумя соседними изобарами в данном участке по прямой, которая возможно более близка к нормалям обеих изобар; у земной поверхности горизонтальные барические градиенты имеют порядок величины от нескольких десятков до целых миллибар на градус широты.

Давление имеет ярко выраженный годовой ход. Годовые колебания давления зависят от годового хода температуры, от широты места, характера рельефа местности и характера атмосферных движений. В отличие от суточного хода годовой ход давления наиболее резко выражен во внетропических широтах.

Различают два типа годового хода давления воздуха: морской и континентальный. В теплое время года материки нагреваются значительно быстрее, чем океаны, и над материками располагаются более теплые и менее плотные массы воздуха. В результате этого на материках летом создается давление воздуха ниже, чем над океанами. Зимой материки выхолаживаются сильнее, чем океаны, и тогда над ними располагаются более холодные и более плотные массы воздуха. Поэтому зимой над материками давление выше, чем над океанами.

Амплитуды годовых периодических колебаний давления выражаются десятками миллибар.

Ветер

Ветром называется движение воздуха в горизонтальном направлении. Ветер возникает вследствие неравномерного распределения атмосферного давления.

Чем больше барический градиент, тем больше должна быть и скорость вызванного им ветра.

Имея карту с изобарами, можно определить величину и направление барического градиента. Направление барического градиента берется перпендикулярно к изобарам от большего давления к меньшему, а величина его равна разности давления, взятой в этом направлении (т.е. в направлении, перпендикулярном изобарам) на расстоянии в 60 морских миль.

При отсутствии вращения Земли ветер дул бы по направлению барического градиента, т.е. от большего давления к меньшему, перпендикулярно к изобарам. Вследствие вращения Земли ветровые потоки дуют не по направлению градиента, а отклоняются от этого направления в северном полушарии вправо, а в южном – влево.

Направление ветра обозначается наименованием той части горизонта (румба), откуда он дует (ветер дует в компас). Так, например, ветер, дующий из северной точки горизонта в южную, называется северным, из восточной в западную – восточным и т.д. Иногда направление ветра обозначают в градусах (от 0 до 360).

Величина скорости ветра измеряется числом метров, которые воздушная масса проходит в одну секунду. Иногда скорость ветра измеряется в узлах и, наконец, для грубых определений сила ветра оценивается по шкале Бофорта. (см. таблицу)

Шкала силы ветра

(шкала Бофорта)

Термин	Баллы	Сила ветра		Характеристика
		узлы	м/сек
1	2	3	4	5
Calm	0	До 1	0-0,2	Штиль
Light air	1	1-3	0,3-1,5	Тихий ветер
Light breeze	2	4-6	1,6-3,3	Легкий ветер
Gentle breeze	3	7-10	3,4-5,4	Слабый ветер
1	2	3	4	5
Moderate breeze	4	11-16	5,5-7,9	Умеренный ветер
Fresh breeze	5	17-21	8,0-10,7	Свежий ветер
Strong breeze	6	22-27	10,8-13,8	Сильный ветер
Near gale	7	28-33	13,9-17,1	Крепкий ветер
	8	34-40	17,2-20,7	Очень крепкий ветер
Strong gale	9	41-47	20,8-24,4	Шторм
Storm	10	48-55	24,5-28,4	Сильный шторм
Violent storm	11	56-63	28,5-32,6	Жестокий шторм
Hurricane	12	Свыше 64	Свыше 32	Ураган

Шкала силы ветра

Баллы	Действие на поверхность моря
0	Зеркально-гладкое море
1	Отдельные то появляющиеся, то исчезающие пятна легчайшей ряби
2	Легкая рябь пятнами
3	Поверхность моря тускнеет; маленькие, короткие, чуть всплескивающие волны
4	Гребни волн начинают опрокидываться, но образуют только стекловидную пену
5	Местами появляются барашки
6	Во многих местах образуются барашки
7	Все море покрыто барашками
8	Срываемая с гребней пена ложится полосами по ветру
9	Полосы пены ложатся тесными рядами по направлению ветра
10	Пена широкими плотными полосами ложится по ветру, поверхность моря становится белой
12	Все море покрыто пеной, ветер, срывая гребни, несет водяную пыль, уменьшающую видимость

На кораблях скорость ветра измеряется судовой метеостанцией или по ручному анемометру. Основной частью этого прибора является крестовина с полушариями. Внизу прибора имеется стопор, разъединяющий и соединяющий стрелки с осью крестовины.

Измерение скорости ветра с помощью ручного анемометра производится следующим образом.

Наблюдатель разъединяет стрелки от оси и производит первый отсчет, который записывает в журнал наблюдений. Затем становится с наветренной стороны мостика или у наветренного борта так, чтобы надстройки не искажали ветра. Поднимает прибор в вытянутой руке над головой, замечает момент по часам и передвигает стопор на «пуск». Через 100 секунд снова ставит стопор на «стоп». Делает второй отсчет, записывает его и из второго отсчета вычитает первый; разность делит на сто. По полученному частному находит скорость ветра в метрах в секунду в аттестате анемометра.

Иногда в аттестате дается множитель, на который нужно умножить частное, чтобы получить скорость ветра.

Для того чтобы определить направление ветра, ведут наблюдение у компаса не менее 2 мин. за направлением развевающегося вымпела, флага или дыма из труб судна.

Определив среднее направление ветра (откуда дует), отсчитывают по компасу, с наветренной стороны, соответствующий румб картушки. Направление ветра определяется в точностью до двух румбов, причем отмечаются только четные румбы. Найденный румб и скорость являются действительным направлением и действительной скоростью ветра, если судно стоит на месте, и кажущимися, если судно имеет ход.

Действительный (истинный) ветер вычисляют на ветрочете или графически, помня, что кажущийся ветер, измеренный на ходу судна, есть равнодействующая действительного ветра и так называемого курсового ветра при ходе судна. Задача нахождения действительного ветра сводится, таким образом, к нахождению составляющей по известной равнодействующей (вектор кажущегося ветра) и по известной другой составляющей (вектор курсового ветра).

Пример. Истинный курс N, скорость 20 узлов (10,3 м/сек). Кажущийся ветер W, 9,9 м/сек. Найти истинный ветер (скорость и направление).

Решение. (рис. 4.8.).

От точки О откладываем вектор курсового ветра ОВ (курсовой ветер по скорости равен скорости судна и имеет направление ОВ, которое показано на рис. 4.8 как направление, противоположное курсу судна). В таком же масштабе от точки О откладываем вектор кажущегося ветра ОС. От конца вектора курсового ветра к концу вектора кажущегося ветра проводим вектор ВС, который дает направление и скорость истинного ветра (от точки В к точке С).

Рис. 4.8.

Ответ: Направление истинного ветра зюйд-вест (направление ветра считается откуда дует, т.е. в картушку компаса). Скорость 14,3 м/сек (чтобы получить скорость истинного ветра, следует вектор ВС измерить в том же самом масштабе).

Строение и характер ветра

По своему строению воздушные потоки могут быть ламинарными и турбулентными.

В ламинарном (пластинчатом) потоке частицы воздуха перемещаются параллельно друг другу так, что пути отдельных частиц между собой не пересекаются.

В турбулентных потоках частицы воздуха переносятся в одном общем направлении потока и в то же время имеют еще совершенно беспорядочное и сложное движение. В турбулентных потоках наблюдаются разнообразные вихри, число которых растет с увеличением турбулентности потока.

Причинами, вызывающими турбулентное строение потоков, является, главным образом, внешнее и внутреннее трение и наличие неоднородности в строении потоков (разнообразные по направлению и величине градиента давления, температуры и плотности). Наиболее турбулентное строение имеют приземные потоки, протекающие над неровной поверхностью.

С увеличением скорости ветра увеличивается степень его турбулентности. Благодаря турбулентности происходит перемешивание атмосферы в ее нижних слоях. Зона наиболее интенсивного турбулентного перемешивания захватывает слой воздуха толщиной до 500 м.

По характеру различают ровный, порывистый, устойчивый, переменный и шквалистый ветер.

Ветер называют ровным, когда сила его в течение времени наблюдений (2-3 мин.) остается примерно постоянной, т.е. отдельные его порывы не отклоняются больше чем на 1 балл в ту или другую сторону от его средней силы.

Ветер называют порывистым, если эти отклонения превышают один балл.

Устойчивым называется ветер, направление которого не меняется более одного румба от среднего; иначе – он переменный.

Шквалистым называют порывистый и переменный ветер, при котором резкие и значительные увеличения силы ветра чередуются с периодами ослабления.

Большое значение для судовождения имеют ветры, называемые пассатами и муссонами.

Пассаты дуют в течение всего года и в северном полушарии имеют северо-восточное направление, а в южном полушарии – юго-восточное направление.

Пассаты охватывают огромные площади. Начинаются около широт 30и распространяются до экваториальной зоны затишья.

Погода в области пассатов обычно ясная или малооблачная с малым количеством осадков. В западных частях океанов пассаты принимают восточное направление. Пассаты отличаются большой устойчивостью.

В центральных частях пассатов скорость ветра доходит до 8 м/сек.

Между пассатами обоих полушарий расположена зона затишья, называемая штилевой полосой.

Муссонами называются периодические ветры, дующие зимой с суши на море, а летом, наоборот, с моря на сушу. Муссоны возникают вследствие неодинакового нагревания подстилающей поверхности. Летом суша нагревается сильнее, чем водная поверхность; давление над сушей становится меньшим, и возникает барический градиент, направленный с моря на сушу. Ветровые потоки под влиянием вращения Земли отклоняются вправо от градиента в северном полушарии, вследствие этого летний муссон Тихого океана у восточного побережья Азии приобретает юго-восточное направление, а в Индийском океане летом южные берега Азиатского континента подвержены действию юго-западного муссона

Зимой картина меняется: суша охлаждается сильнее моря, и возникает градиент давления, направленный уже с суши на море. Зимний муссон у восточных берегов Азии дует с северо-запада, а у южных - северо-востока.

Зимний северо-западный муссон на Дальнем Востоке обусловливает сухую малооблачную и холодную зиму. Лето на Дальнем Востоке благодаря действию юго-восточного муссона, дующего с моря, пасмурное, с туманами, частыми дождями и моросью. Муссоны Индийского океана имеют неодинаковую силу: в то время как зимний NE имеет силу от 2 до 5 баллов, летний SW иногда достигает силы шторма. Летом в Индийском океана пассат южного полушария переваливает через экватор и переходит в муссон; на этот сезон над всей поверхностью Индийского океана устанавливается сильное течение воздуха. Время смены муссонов приходится на апрель-май и на октябрь-ноябрь.

Муссоны наблюдаются также в районах северной Австралии, в Техасе (США), Малайском архипелаге и в других районах.

Господствующие ветры

Над океанами в обоих полушариях, в северном и южном, наблюдаются области господствующих западных ветров. Эти области отделены от пассатов поясами высокого давления, расположенными в широтах 30-35. Градиенты давления в районах, лежащих в широтах больше 35, имеют в общем направление к полюсам, а ветры, отклоняясь от направления градиентов, приобретают хорошо выраженную западную составляющую.

В южном полушарии, где преобладает морская поверхность, эти ветры гораздо свежее, чем в северном, и часто имеют силу шторма. Недаром моряки называют эти ветры "бравыми вестами", а районы их действия "ревущими" сороковыми широтами, "гремящими" 50-ми и "неистовыми" 60-ми.

В 60-х широтах южного полушария океан сплошным кольцом опоясывает земной шар, и "бравые весты" разводят здесь волнение большой силы и создают самое большое течение.

На 30-х широтах обоих полушарий между пассатами и господствующими западными ветрами расположены субтропические зоны затишья.

Местные ветры

Бризы – ветры приморских побережий, дующие днем с моря на сушу, ночью – с суши на море (из-за большого прогревания суши днем и охлаждения ночью). Морской бриз начинается около 10 час., к полудню достигает скорости 4-7 м/сек и к вечеру затихает. Береговой бриз начинается после захода Солнца. Бризы в умеренных широтах имеют вертикальную мощность 200-300 м. Над ними дуют противоположные ветры. Бризы охватывают прибрежную полосу шириной 10-25 миль.

Бора – холодный ветер, спускающийся по долинам вдоль крутых склонов с суши к теплому морю. Бора возникает в то время, когда над сушей давление быстро повышается, а над морем образуется область пониженного давления. При боре ветер порывистый, доходящий иногда до силы ураганов. Однако далеко в море бора не распространяется. Температура воздуха в холодное время года обычно падает ниже нуля и вызывает обледенение. Бора наблюдается в Новороссийской бухте, а также у северных берегов Адриатического моря.

Мистраль – подобный боре по силе и происхождению сильный, холодный, северный или северо-западный ветер наблюдающийся у французских берегов Средиземного моря (от устьев Эмбо до Генуэзского залива).

Бакинский норд – аналогичный боре сильный ветер – наблюдается на Каспийском море в районе Баку.

Все эти ветры достигают ураганной силы.

Сирокко – необыкновенно теплый и влажный ветер, от южной четверти горизонта, дующий над Средиземным морем, Италией и Далмацией.

Гарматтан – жаркий, пыльный восточный ветер, дующий из Сахары на западном побережье Африки в декабре и январе.

Памперо – шквалистый ветер в устье реки Ла-Платы, наблюдается с июня по октябрь.

Смерчи – вихри большой разрушительной силы с диаметром 30-100 м, высотой от нескольких сотен до 1000 м, со скоростью вращательного движения до 50-100 м/сек; скорость поступательного движения смерча сравнительно невелика и редко доходит до 30-40 км/час. Продолжительность смерчей – от нескольких минут до 3-4 час. Они часто наблюдаются в малых и нередко в умеренных широтах, преимущественно в теплое время года.

При образовании смерча над морем обычно наблюдается как из темного грозного облака опускается быстро вращающийся "хобот", вода в том месте, где опускается этот "хобот", как бы вскипает и приходит во вращение, поднимаясь в виде конуса. Над морем возникает "колонна" смерча, представляющая опасность для судов. Смерч обрушиваясь на судно, ломает надстройки, срывает шлюпки, закручивает ванты вокруг мачт и причиняет другие повреждения. Суда должны уклоняться от встречи со смерчами.

Общая циркуляция атмосферы

Общей циркуляцией атмосферы называется совокупность движений большого масштаба в атмосфере, захватывающих целые географические районы и осуществляющих обмен воздушными массами в широтном и меридиональном направлениях вокруг всего земного шара.

К таким движениям воздушных масс относятся пассаты, муссоны, господствующие ветры и др.

Схема общей циркуляции воздуха в тропосфере показана на рис. 4.9.

Рис. 4.9.

Нагретые воздушные массы поднимаются в экваториальном поясе и охлаждаются, создавая область пониженного давления (так называемая экваториальная депрессия ЭД – «Нагреватель» Земли). На 30-х широтах происходит оседание холодных воздушных масс, создающих в районе субтропиков области высокого давления. От 30-х широт воздушные массы в виде пассатов направляются к экваториальной зоне.

Направление пассатов обуславливается наличием ускорения (и силы) Кориолиса. Земля вращается с Запада на Восток; все точки имеют одинаковую угловую скорость (один оборот за сутки), но зависящую от широты линейную скорость: например, на экваторе 1700 км/час., а на полюсе – ноль.

Рассмотрим поведение двух элементарных масс воздуха m₁ и m₂, находящихся на вершине купола области высокого давления (рис. 4.10.).

Для Северного полушария: частица 1 под действием силы горизонтального барического градиента начнет смещаться к Северу, в область низкого давления, в более северные широты, в которых поверхность Земли будет иметь меньшую линейную скорость; в результате частица 1 будет опережать поверхность и сместиться к Востоку, т.е. вправо (так возникает западный перенос умеренных широт). Частица 2 под действием силы горизонтального барического градиента начнет смещаться в Югу, в зону ЭД и попадает в область где поверхность имеет большую линейную скорость; в результате частица 2 будет отставать, смещаться к Западу, т.е. опять вправо; так возникает Норд-истовый пассат.

Рис. 4.10.

Совершенно подобным образом ускорение Кориолиса заставляет движущиеся частицы в Южном полушарии отклоняться влево, тем самым, создавая зюйд-истовый пассат и западный перенос («бравые весты»).

Горизонтальная составляющая ускорения Кориолиса , где

 - широта; V – скорость ветра, м/сек; n = 7,3 ^.10^-51/сек, угловая скорость вращения Земли.

Из формулы видно, К растет от экватора, где К = 0, к полюсам. Между NE пассатом северного полушария и SE пассатом южного лежит штилевая полоса ЭД, характеризуемая значительной облачностью, ливнями, грозами и частыми штилями (область сходимости пассатов часто еще называется внутри тропической зоной конвергенции – ВЗК). На окраинах ее зарождаются тропические циклоны. Таким образом, в каждом полушарии между экваториальной зоной и субтропиками существует колоссальное вертикальное "колесо" воздушной циркуляции в тропосфере.

Широты от 30 до 45, в среднем, представляют собой области господствующих западных потоков (в северном полушарии преимущественно юго-западных, в южном – северо-западных ветров).

Зона от 45 до 70является зоной непрерывной смены барического рельефа и потоков.

В центральных частях полярных районов происходит оседание воздушных масс, в этих местах земного шара наблюдаются полярные "максимумы".

В полярных районах и на границе их преобладают сильные ветры: северо-восточные – в Арктике и юго-восточные – в Антарктике.

Центры действия атмосферы. Картина распределения давления и ветра по земному шару в действительности оказывается значительно сложнее, чем рассмотренная выше схема; есть ряд дополнительных важных обстоятельств, влияющих на общую циркуляцию атмосферы.

Во-первых, термический экватор в течение года не остается на одном месте, а перемещается за видимым годовым движением Солнца. Это перемещение влечет за собой сезонное перемещение экваториальной депрессии на всех остальных планетарных зон циркуляции.

Во-вторых, влияние неравномерного распределения суши и моря приводит к тому, что прогрев Земли различается по районам, поэтому также различен и влагооборот; свой "вклад" в неравномерность вносят мощные течения.

В-третьих, арктические и умеренные зоны не являются сплошными, а наблюдаются в виде отдельных ветвей.

Области повышенного или пониженного давления называются центрами действия атмосферы. Одни из этих центров наблюдаются на картах любого сезона – это постоянные (перманентные) центры действия, другие появляются только летом или зимой – это сезонные центры действия, например:

Постоянные – исландская депрессия, азорский максимум, южноатлантический максимум, экваториальная депрессия и другие.

Сезонные – алеутская зимняя депрессия, азиатский (сибирский) зимний максимум и другие.

Следует иметь в виду, что все центры действия атмосферы получаются в результате осреднения многолетних данных о давлении за месяц или сезон.

Воздушные массы

Изучение атмосферных процессов показывает, что тропосфера разделяется на относительно однородные по физическим свойствам воздушные массы, внутри которых наблюдаются небольшие горизонтальные градиенты температуры и других метеорологических элементов (влажности, прозрачности).

Горизонтальные размеры воздушных масс измеряются тысячами километров, вертикальные – километрами.

Для того, чтобы воздушная масса приобрела однородные свойства, необходимо, чтобы она длительное время находилась над районом с однородной подстилающей поверхностью.

Из очагов формирования воздушные массы под влиянием изменившихся условий общей циркуляции атмосферы перемещаются в другие районы, сохраняя в течение некоторого времени те свойства, которые получили в очагах формирования. С течением времени эти свойства постепенно изменяются под влиянием подстилающей поверхности, т.е. происходит трансформация воздушных масс. Однако не все метеорологические элементы подвержены быстрому изменению, некоторые из них долго сохраняют свои значения, что дает возможность определять пути движения воздушных масс.

Существуют две классификации воздушных масс: термическая и географическая.

Термическая классификация воздушных масс. По этой классификации все воздушные массы разделяются на теплые, холодные и нейтральные.

Теплая – это такая воздушная масса, которая в данном районе охлаждается, поскольку ее температура выше температуры окружающей среды, холодная – та, которая в данном районе постепенно прогревается, поскольку ее температура ниже.

Воздушная масса может быть устойчивой (наибольшей устойчивостью отличается воздушная масса, в которой во всем нижнем слое наблюдается инверсионное распределение температуры с высотой), и неустойчивой (наибольшей неустойчивостью отличается воздушная масса, где вертикальный градиент температуры больше среднего).

Географическая классификация воздушных масс. По этой классификации воздушные массы различаются в зависимости от положения очага формирования в одном из основных термических поясов Земли. При этом выделяют следующие основные типы: арктический воздух (АВ), умеренный, или полярный (УВ, или ПВ), тропический (ТВ), экваториальный (ЭВ); иногда выделяют еще муссонный воздух (МВ). В южном полушарии аналогом арктического воздуха является антарктический. Воздушные массы делятся на морские и континентальные – в зависимости от того, над какой из этих подстилающих поверхностей они формировались (например, мАВ – морской арктический воздух, кТВ - континентальный тропический воздух).

Атмосферные фронты

Переходная зона между соседними воздушными массами может быть достаточно широкой. Если в такой зоне горизонтальные градиенты температуры велики, то она называется фронтальной. Горизонтальные градиенты давления, температуры, влажности и других метеорологических элементов в этой зоне значительно больше, чем в центральных частях однородных воздушных масс. Фронтальные зоны могут простираться до высоты тропопаузы, и в таком случае их называют высотными фронтальными зонами.

В случае обострения фронтальная зона переходит в атмосферный фронт – узкую переходную зону между соседними воздушными массами, характеризующуюся резкими изменениями метеорологических элементов в горизонтальном направлении.

Фронтальный слой имеет наклон в сторону холодного воздуха: более холодная воздушная масса лежит под ним узким клином у земной поверхности, а более теплая – над ним. Угол наклона слоя весьма мал - 1до 10. На экваторе (= 0) фронты не пересекаются с земной поверхностью, а превращаются в горизонтальные слои инверсии.

Ширина фронтального слоя в приводном (приземном) слое наименьшая: от нескольких до десятков километров, а на высоте 3-5 км может достигать 300 км. Вертикальная мощность слоя обычно не превышает 1 км. Горизонтальная проекция фронта составляет 100-100 км, а его высота до 10 км.

Теплыми называются перемещающиеся в сторону относительно холодной воздушной массы. За теплым фронтом перемещается теплая воздушная масса.

Холодными называются фронты перемещающиеся в сторону относительно теплой воздушной массы. За холодным фронтом перемещается холодная воздушная масса.

Малоподвижными (стационарными) называются фронты не претерпевающие существенного перемещения. Фронт, образовавшийся в результате слияния холодного и теплого фронта, называется фронтом окклюзии (сомкнутым фронтом).

В зависимости от соотношения температур воздуха по обе стороны фронта окклюзии и направления его перемещения различают теплые и холодные фронты окклюзии.

По географической классификации различают главные атмосферные фронты – арктический, полярный и тропический.

Формы барического рельефа. Изобары, т.е. линии равных значений давления, на синоптических картах в большинстве стран мира, проводят через 5 мбар, а в англо-язычных странах – через каждые 4 мбар, в разрывах указывают величину давления.

Изобары дают наглядное представление о барическом поле (рис. 4.11.), где наблюдаются разнообразные формы распределения давления, которые, аналогично формам рельефа земной поверхности, называются формами барического рельефа. Существуют три основные формы: области пониженного давления, или депрессии, области повышенного давления и барические седловины.

Областями пониженного давления являются:

Циклон – область, охватываемая замкнутыми изобарами с наименьшим давлением в центре; на синоптической карте в центре циклона ставят букву Н – низкое давление (L – low). Характерной особенностью циклона умеренных широт является наличие теплого и холодного фронтов.

Ложбина – вытянутая часть циклона с ясно выраженной осью (центральной линией), вблизи которой изобары имеют наибольшую кривизну; нередко внутри ложбины наблюдается самостоятельный центр низкого давления, который называется вторичным циклоном.

Рис. 4.11. Формы барического рельефа:

Н – циклон; Л – ложбина; В – антициклон; Г – гребень;

О – отрог; С – седловина

К областям повышенного давления относятся:

антициклон – область, охватываемая замкнутыми изобарами с большим давлением в центре (на карте в центре В – высокое (или Н – high).

Гребень (или отрог) – вытянутая часть антициклона с явно выраженной осью, вдоль которой изобары имеют наибольшую кривизну.

Седловина – область между двумя циклонами и двумя антициклонами, расположенными крест-накрест.

Геострофический ветер.Рассмотрим барическое поле с прямолинейными параллельными изобарами (рис. 4.12.). Под действием силы горизонтального барического градиента G воздушная частица в первоначальный момент времени 1 начинает ускоренно перемещаться перпендикулярно изобарам в сторону низкого давления. Но как только возникает скорость w₁, сейчас же возникает сила Кориолиса К₁, направленная по нормали к w₁, вправо (в северном полушарии). Под влиянием К₁скорость изменит направление – отклонится от w₁ право. Тогда К₁изменит направление, и т.д. Изменение скорости будет продолжаться до тех пор, пока отклоняющая сила К не уравновесит силу градиента G. Это произойдет тогда, когда частица воздуха начнет двигаться вдоль изобар. Такое установившееся (равномерное) прямолинейное горизонтальное движение воздуха при прямолинейных и параллельных изобарах и при отсутствии трения называют геострофическим ветром w_г.

Рис. 4.12.

Из приведенных рассуждений очевидно, что геострофический ветер направлен вдоль изобар, оставляя низкое давление в северном полушарии слева, а в южном - справа.

Скорость геострофического фетра легко определить, приравняв сумму силы градиента давления и силы Кориолиса нулю:

;

откуда

где - плотность воздуха.

Из формулы следует, что скорость геострофического ветра w_гпрямо пропорциональна величине горизонтального барического градиента (чем гуще проходят изобары, тем сильнее ветер), уменьшается с увеличением широты и возрастает с уменьшением плотности воздуха (при увеличении высоты, нагревании воздуха или увеличении его влагосодержания). При широтах менее 30понятие геострофического ветра практически неприменимо.

Подставляя в формулу значение = 1,276 кг/м³и значение угловой скорости вращения Земли и выражая барический градиент в миллибарах на 1широты, получим формулу для определения скорости геострофического ветра на уровне моря

Наблюдения показывают, что выше 1-1,5 км фактический ветер практически не отличается от геострофического. При движении частиц воздуха по криволинейным траекториям к рассмотренным силам прибавляется центробежная сила

,

где w_G– скорость ветра;

r - радиус кривизны траектории.

Установившееся движение воздуха происходит по круговым траекториям под действием сил градиента, центробежной и Кориолиса и при отсутствии трения. Сочетание указанных сил будет различно в циклонах и антициклонах. В циклоне (рис. 4.13.) сила градиента G направлена к его центру, а центробежная – против нее. Для выполнения условия равновесия необходимо, чтобы имело место следующее соотношение сил:

,

а в антициклоне

.

Из рис. 4.13, выполненного для Северного полушария, следует, что в циклоне ветер направлен против часовой стрелки, а в антициклоне – по часовой. В южном полушарии – все наоборот.

В центре циклона и антициклона как величина барического градиента, так и скорость ветра равны нулю.

Рис. 4.13.

На движущиеся частицы воздуха, помимо рассмотренных выше сил, действует еще и сила трения, которая замедляет и изменяет направление движения.

Сила трения вызывается прежде всего тем, что нижний слой воздушного потока прилипает к земной поверхности и скорость движения у подстилающей поверхности замедляется. Вследствие турбулентного обмена количеством движения это уменьшение скорости передается в вышележащие слои. Влияние трения на ветер практически исчезает лишь на высоте в среднем около 1 км.

В результате действия силы трения скорость ветра в приводном (приземном) слое меньше скорости геострофического ветра и приближенно

w = 0,7 w_г(море);

w = 0,4 w_г(суша).

В связи с влиянием силы трения направление ветра в приводном слое отклоняется от касательной к изобаре в сторону низкого давления на угол 5-25, а в приземном – на угол около 40. Поэтому в северном полушарии в нижних слоях циклона воздушные потоки направлены против движения часовой стрелки, втекая от периферии к центру, а в антициклоне – по часовой стрелке, растекаясь от центра к периферии (рис. 4.14.).

Изложенное наглядно иллюстрирует известный в метеорологии барический закон ветра (закон Бейс-Бало), согласно которому, если встать спиной к ветру, то в северном полушарии область низкого давления будет расположена слева и несколько впереди от наблюдателя, а область высокого давления – справа и несколько позади.

На рис. 4.14 показан идеализированный вертикальный разрез атмосферы при конвергенции и дивергенции воздушных течений. Воздух, притекая к центральной части области, где давление пониженное, поднимается. При подъеме воздух охлаждается, содержащийся в нем водяной пар конденсируется, при этом образуются облака и могут выпадать осадки. В области высокого давления воздух медленно оседает в нижние слои и растекается наружу. Опускание воздуха приводит к его нагреванию, в результате чего уменьшается облачность.

В целом для антициклонов, т.е. для барических максимумов 10201070 мбар, характерно:

а) отсутствие сплошного облачного покрова или вообще полное отсутствие облачности; однако при значительной влажности в холодную половину года могут наблюдаться сплошные облака St и Sc;

б) значительное нагревание подстилающей поверхности днем в летнее время и охлаждение ночью, резкий суточный ход температуры воздуха, влажности и других метеоэлементов;

Рис. 4.14.

в) днем в летнее время, благодаря интенсивной конвекции, возможно образование Cu и даже Сb с ливневыми осадками;

г) ночью рассеивание облаков, появление инверсий температуры, возникновение туманов, росы, инея;

д) штиль и слабые ветры неустойчивых направлений в центральных районах.

Вообще погода антициклонов тихая, летом солнечная и жаркая, зимой - холодная.

В зоне соприкосновения антициклонов с областями пониженного давления могут возникать большие градиенты атмосферного давления и наблюдаться ветры вплоть до штормовых.