Тема 1.3. Пар в атмосфере

Кругооборот воды в природе. В природе существует непрерывный кругооборот воды. В результате испарения воды с поверхности океанов и материков в атмосферу поступает пар. Подсчитано, что в среднем за год со всей поверхности земного шара испаряется 5,2*10¹³ т воды, из которых 4,5*10¹³ т приходится на долю испарения с поверхности океанов и 0,7*10¹³ т — с поверхности суши. Ветром пар переносится, на большие расстояния в горизонтальном направлении, а благодаря конвекции и турбулентному движению он распространяется по всей толще тропосферы.

Водяной пар в атмосфере конденсируется, и продукты конденсации выпадают в виде осадков на земную поверхность. Общее количество воды, выпадающей из атмосферы в виде осадков за год, примерно в 40 раз больше, чем общее содержание воды в атмосфере. Приведенные цифры показывают, насколько интенсивно происходит обмен влагой между земной поверхностью и атмосферой. Тот факт, что в уровне Мирового океана не происходит каких-либо заметных систематических изменений, говорит о том, что испаряющаяся с земной поверхности вода возвращается обратно в виде осадков и речного стока.

Рис. 1.3. Круговорот воды в природе.

Количество воды, которое имеется в атмосфере, составляет примерно 0,001% мировых запасов воды, причем основная часть ее в атмосфере (95%) находится в виде пара и лишь 5% массы воды приходится на долю облачных частиц (капель воды и кристаллов льда).

Основные черты круговорота воды, или гидрологического цикла, хорошо известны (рис. 1.3). В этом цикле вода последовательно переходит из одного состояния в другое и из одной части окружающей нас среды в другую. Гидрологический цикл можно рассматривать состоящим из серии состояний, или стадий и процессов (рис. 1.4). Если круговорот воды является процессом установившимся, должно соблюдаться равенство между количеством воды, переходящим в какую-либо фазу, и количеством воды, выходящим из нее.

Рис. 1.4. Стадии (обозначены прямоугольниками) и процессы (обозначены кружками) круговорота воды. Числа (в процентах) показывают количество воды, присутствующей в настоящее время на каждой стадии. Скорости процессов даны в 10¹⁵ кг/год.

В таком случае время, которое молекула воды находится в среднем в каждом состоянии, то есть время пребывания, можно вычислить, разделив массу воды, находящуюся в этом состоянии, на скорость, с которой происходит вынос или привнес молекул - независимо от происходящих процессов. Результаты таких расчетов, основанных на величинах, приведенных на рис. 1.4 (полагая общую массу воды равной 1400 10¹⁸ кг), дают следующие порядки величины времени пребывания молекул в каждом состоянии: в океанах - 4-10³ лет, в грунтовых водах, в виде льда, в озерах и реках (вместе)-4-10 лет, в атмосфере (в виде водяного пара и облаков) -10 дней. В действительности же количество воды очень медленно пополняется за счет так называемой ювенильной воды, находящейся в недрах Земли; эта вода поступает на поверхность во время вулканических извержений, из термальных источников и т.д. Часто бывает очень трудно отличить грунтовые воды, включенные в круговорот воды, от ювенильных, что делает подсчеты количества грунтовых вод, приведенные на рис. 1.4, весьма ненадежными.

Испарение.

Испарение - это процесс, в результате которого вода из океана или с поверхности Земли поступает в атмосферу. Тот же процесс, при котором испарение происходит с поверхности зеленых растений, называется транспирацией, а если молекулы воды переходят в газообразное состояние непосредственно с поверхности льда, то такой процесс называется возгонкой (сублимацией). Пары воды, которые в результате этих процессов пополняют количество газов, находящихся в атмосфере, увеличивают атмосферное давление.

Рассмотрим закрытый сосуд, первоначально наполовину наполненный водой, над которой располагается сухой воздух, не содержащий паров воды. Молекулы воды находятся в хаотическом движении, кинетическая энергия которого зависит от температуры воды. Молекулы будут сталкиваться друг с другом, передавая друг другу часть энергии, и некоторые из них, находящиеся около поверхности жидкости, могут развить достаточную скорость, чтобы разорвать силы связи с другими молекулами воды и перейти в газообразную форму - водяной пар. Если уровень воды в сосуде поддерживать постоянным при помощи другого сообщающегося сосуда, объем, занимаемый воздухом, будет также оставаться неизменным, а масса воздуха будет увеличиваться за счет водяного пара, что приведет к увеличению давления, оказываемого воздухом на стенки сосуда. Та часть общего давления, которая обусловлена водяным паром, называется упругостью пара (е). Этот способ очень удобен для определения количества водяных паров, присутствующих в данном объеме воздуха. Альтернативным является так называемое отношение смеси влажного воздуха, то есть отношение массы водяного пара к массе сухого воздуха.

Молекулы водяного пара могут быстро двигаться в воздухе над поверхностью жидкости, при этом часть из них будет ударяться о жидкость и захватываться ею, переходя в жидкое состояние. Этот процесс называется конденсацией. Если систему оставить в таком состоянии на довольно длительное время, в ней установится равновесие, при котором процессы конденсации и испарения уравновесят друг друга; при этом количество водяного пара в воздухе будет оставаться постоянным. В таких случаях говорят, что воздух насыщен водяным паром; давление, которое при этом оказывают пары воды, называют упругостью насыщенного пара по отношению к водной поверхности (е_w). Поскольку кинетическая энергия молекул воды определяется температурой, упругость насыщенного пара также сильно зависит от температуры и с ее повышением все более и более увеличивается (рис. 1.5). Ниже 0°С упругость насыщенного пара меньше над поверхностью льда, чем над поверхностью переохлажденной воды. (Воду можно охладить ниже 0°С, и при этом она не начнет замерзать, если в ней нет частиц, которые будут служить ядрами кристаллизации.) В том случае, если не существует поверхности, на которой может происходить конденсация водяного пара, воздух станет перенасыщенным, но все же сохранит содержащееся в нем количество водяного пара.

Рис. 1.5. Упругость насыщенных паров воды как функция температуры.

Используя рис. 1.5, можно получить еще две характеристики количества водяных паров, присутствующих в единице объема воздуха, которые указывают на температуру, при которой будет происходить конденсация и на дополнительное количество водяного пара, которое может содержать воздух. Первая из этих характеристик называется температурой точки росы. Она определяется как температура, при которой некоторый объем воздуха, охлаждающийся при постоянном давлении, достигает состояния насыщения по отношению к воде.

Аналогичная температура относительно поверхности льда называется точкой замерзания. Чтобы в примере, приведенном на рис. 1.5, найти точку росы пробы воздуха А, находящейся при температуре 25°С и давлении паров 20 мб, нужно из точки А провести горизонтальную линию до пересечения с кривой и в точке В снять значение температуры, равное 17,5°С.

Другая из этих характеристик - это относительная влажность, которая определяется следующим образом:

U = 100% e/e_w (3.1)

В приведенном выше примере е равно 20 мб, а е_w, (упругость насыщенных паров при температуре воздуха 25°С) - 31,5 мб (точка С), откуда U = 100% 20/31,5 = 63,5%. Относительная влажность возрастает не только при увеличении содержания водяного пара, но и при уменьшении температуры, если при этом количество водяных паров остается неизменным. Таким образом, суточные колебания относительной влажности часто отражают суточные колебания температуры воздуха.

Упругость насыщения Е растет с повышением температуры и зависит от агрегатного состояния испаряющегося вещества (вода, лед). Силы сцепления между молекулами льда больше, чем между молекулами воды, поэтому при одной и той же температуре число молекул, оторвавшихся от поверхности льда, меньше, чем оторвавшихся от поверхности воды. Состояние насыщения надо льдом наступает при меньшей упругости водяного пара, чем над поверхностью воды.

Растворенные в воде соли понижают упругость насыщенного пара, и тем больше, чем выше концентрация. Упругость насыщения над морской поверхностью с соленостью 37%₀ составляет 98% от упругости насыщения над пресной водой. Поэтому морская вода испаряется несколько медленнее, чем пресная речная и дождевая.

Наибольшая величина упругости насыщения над каплями воды и наименьшая— над льдом. Неравенство упругости насыщения над каплями (Е^к), над плоской водой (Е^в) и льдом (Е^л) играет огромную роль в образовании облаков, туманов, атмосферных осадков.

В природе соблюдается неравенство: Е^к > Е^в > Е^л

Влагосодержание в воздухе характеризуется следующими величинами:

1) абсолютная влажность “а”—количество водяного пара, находящегося в 1 м³ влажного воздуха;

2) упругость водяного пара е (мм рт. ст., гПа) — парциальное (внутреннее) давление пара в смеси с абсолютно сухим воздухом. Между упругостью водяного пара и абсолютной влажностью воздуха установлена следующая зависимость: a = 1,06 e / (1 +αt), где альфа — коэффициент расширения воздуха; t — температура, °С;

3) максимальная упругость водяного пара (упругость насыщения) Et, гПа,— предельное количество водяного пара, которое может содержать воздух при данной температуре. Упругость насыщения Et зависит от температуры воздуха и в меньшей степени от атмосферного давления;

4) относительная влажность воздуха f — отношение фактической упругости водяного пара, находящегося в воздухе, к упругости насыщения при той же температуре:
f = e/E_t * 100%;

5) дефицит влажности d (недостаток насыщения) — разность между упругостью насыщения Et и фактической упругостью при одинаковой температуре;

6) точка росы t_d — температура, при которой водяной пар, находящийся в атмосфере, достигает состояния насыщения (е =E_t; f=100 %; d=0).

Суточные и годовые колебания характеристик влажности. Практический интерес для нужд судовождения представляют временные колебания абсолютной (е, гПа) и относительной (f, %) влажности воздуха. Поскольку влагосодержание воздуха зависит в первую очередь от температуры, а последняя имеет ярко выраженные суточные и годовые колебания, то и характеристики влажности имеют суточные и годовые изменения. Суточный ход абсолютной влажности воздуха над морем аналогичен суточному ходу температуры воздуха. Максимальные значения наблюдаются в 14—15 ч, минимальные—около восхода Солнца. Суточный ход относительной влажности над водой также параллелен суточному ходу температуры воздуха. Это происходит от того, что с ростом испарения в дневные часы влагосодержание растет, а упругость насыщения Et изменяется незначительно, так как амплитуда суточных колебаний температуры воздуха над водой мала.

Годовой ход абсолютной влажности совпадает с годовым ходом температуры. В северном полушарии, например, максимум приходится на июль, минимум — на январь.

Годовые вариации относительной влажности, напротив, имеют максимальные значения зимой, минимальные—летом.

На побережьях морей с муссонной циркуляцией наблюдаются отличные от приведенных суточные и годовые колебания. Максимальные значения характеристик влажности наблюдаются летом и зимой (во время летнего и зимнего солнцестояний), а минимальные — весной и осенью (во время весеннего и осеннего равноденствий).

Скорость испарения и испаряемость. Испарение обычно характеризуется массой испарившейся жидкости. Эта величина, рассчитанная на единицу поверхности за единицу времени, дает скорость испарения Vисп, которая выражается в г/см²).- Расчеты показывают, что непосредственно у поверхности воды упругость пара равна упругости насыщения Е. Дальнейшее распространение водяного пара в атмосфере определяется. молекулярной и турбулентной диффузией..

В конечном итоге скорость испарения зависит от, температуры испаряющей поверхности t, дефицита влажности d. вычисленного с учетом этой температуры, и скорости ветра w

В метеорологии принято определять среднюю, скорость испарения за длительный промежуток времени: сутки, декаду, месяц, сезон или год, выражая ее высотой испарившегося слоя воды в миллиметрах или сантиметрах.

Скорость испарения увеличивается с повышением температуры благодаря росту упругости насыщения и, следовательно, дефицита влажности d. Поскольку испарение идет при большой затрате тепла, оно при прочих равных условиях больше в теплых районах, чем в холодных, в теплое время суток больше, чем в холодное. Ветер способствует удалению молекул водяного пара из слоя воздуха, прилегающего к поверхности воды. Очевидно, что чем больше скорость ветра, тем больше и испарение.

Максимально возможное (не лимитируемое запасами воды) испарение в данной местности при существующих в ней атмосферных условиях называется испаряемостью. Очевидно, что фактическое испарение может быть либо равным, либо меньше испаряемости. Например, в пустынях испаряемость велика, а испарение может быть близко к нулю. В Сахаре испаряемость в год равна 4000 мм, в районе Ташкента—2000 мм в год; фактическое испарение в этих районах ничтожно мало..В океане испарение равно испаряемости.

Наиболее надежные данные величины испарения имеются для, поверхности океанов. Можно считать, что с океанической поверхности испаряется в среднем за сутки в экваториальной зоне 3—4 мм, а в умеренных широтах 1—2 мм. В среднем для всего земного шара испарение примерно равно 100 см в год.

Суточный и годовой ход влажности. С повышением температуры увеличивается испарение, а следовательно, и содержание в воздухе водяного пара. Суточный ход абсолютной влажности воздуха над поверхностью морей и океанов, на побережье и над материками зимой параллелен суточному ходу температуры. Наибольшие значения приходятся на 14—15 ч, наименьшие—на время, близкое к восходу Солнца.

Над материками и на побережье при устойчивом береговом ветре в суточном ходе абсолютной влажности наблюдается два максимума (около 10 и 22 ч) и два минимума (около времени восхода Солнца и около 16 ч). Уменьшение абсолютной влажности воздуха в послеполуденные часы объясняется вертикальным обменом воздуха, при котором влажный у земной поверхности воздух поднимается вверх и на его место приходит более сухой воздух. В предвечерние часы конвекция ослабевает, а испарение с нагретой почвы еще велико, поэтому влагосодержание у земной поверхности начинает расти. В ночные часы испарение сильно уменьшено, воздух у земной поверхности охлаждается и содержащийся в нем водяной пар конденсируется в виде росы. Отсюда и уменьшение абсолютной влажности.

Годовые колебания абсолютной влажности совпадают с годовым ходом температуры: наибольшие значения в северном полушарии приходятся на июль, наименьшее — на январь.

Абсолютная влажность, так же как и испарение, в своем географическом распределении также следует за распределением температуры: наибольшие значения наблюдаются в экваториальной зоне и убывают к полюсам.

Суточные и годовые колебания относительной влажности воздуха над материками и на побережье примерно обратные суточному и годовому ходу температуры воздуха. Объясняется это тем, что с повышением температуры возрастает упругость водяного пара е и упругость насыщения Е, причем последняя возрастает значительно быстрее.

Над морями и океанами суточный ход относительной влажности параллелен суточному ходу температуры. Это связано с тем, что из-за испарения влагосодержание воздуха увеличивается, а упругость насыщения изменяется незначительно, так как суточный ход температуры очень мал.

В годовом ходе относительной влажности повсеместно минимумы приходятся на лето, а максимумы — на зиму, кроме прибрежных областей, где наблюдаются муссоны.

Наиболее высокие значения как абсолютной, так и относительной влажности наблюдаются над океанами: с удалением от них в глубь континентов в общем происходит уменьшение влажности. С высотой абсолютная влажность быстро убывает, и уже на высоте 8—10 км содержание водяного пара становится ничтожно малым.

Конденсация. Когда водяной пар в атмосфере достигает насыщения, начинается процесс конденсации (образование капель воды) или процесс сублимации (непосредственное образование кристаллов льда из водяного пара).

Конденсация и сублимация водяного пара происходят как в атмосфере, так и на земной поверхности и расположенных на ней предметах. Конденсация начинается, когда температура понизится до точки росы τ. Если τ <0°С, то может произойти не только конденсация, но и сублимация. Однако в атмосфере сублимация происходит лишь при очень низких температурах, ниже —40°С. При более высокой температуре пар в атмосфере конденсируется, образуя переохлажденные капли.

Ядра конденсации. Обычно в атмосфере в том или ином количестве во взвешенном состоянии находятся аэрозоли - мельчайшие твердые и жидкие частички, на которых и происходит и конденсация водяного пара. Эти частички и называются ядрами конденсации. В чистом воздухе, лишенном всяких примесей, конденсация водяного пара на наступает даже при перенасыщении его в несколько раз.

Ядрами конденсации над океанами в основном являются частички солей, которые попадают в воздух в больших количествах при испарении брызг морской воды в воздухе. Еще большее число ядер конденсации попадает в атмосферу при распылении почвы,, а также в виде продуктов горения.

Ядрами конденсации над океанами в основном являются частички солей, которые попадают в воздух в больших количествах при испарении брызг морской воды в воздухе. Еще большее число ядер конденсации попадает в атмосферу при распылении почвы, а также в виде продуктов горения.

По своей природе ядра конденсации подразделяются на четыре группы: наземные (частицы вулканической пыли, почвы, пыльца растений и пр.), промышленного происхождения (продукты горения, пары кислот, щелочей, солей и т. д.), частицы морской соли и неизвестные частицы (космические, продукты фотосинтеза и атмосферных химических реакций и пр.).

По размеру ядра конденсации подразделяются на ядра Айткена (10^-4 см), метеорологические (от 10-⁴до 10 -³см) и гигантские (:>10 ^-3 см). Наиболее активными ядрами являются более крупные частицы, в первую очередь частицы морской соли, капли растворов кислот, щелочей и солей, а также твердые гигроскопические частицы. В 1 см³ воздуха содержится огромное число частиц, способных выполнять роль ядер конденсации. Над промышленными городами средняя концентрация ядер составляет около 150 000 в 1 см³. Сельский воздух содержит таких частиц около 10 000, морской и горный — до 1000 единиц в 1 см³. Вот почему туманы в городах возникают чаще и бывают интенсивнее, чем в сельской местности.

С высотой концентрация ядер конденсации быстро падает и на высотах 10 км, например, составляет не более одного на 1 см³ (т. е. соответствует числу капель в облаках на этих высотах).

Насыщение воздуха водяным паром, приводящее к конденсации, обычно происходит при его охлаждении. Есть еще один очень важный процесс, который иллюстрируется рис. 3.2. Рассмотрим два объема воздуха, представленные точками D и Е. Ни один из них не насыщен водяным паром, но если их тщательно смешать в равных количествах, то смесь будет характеризоваться точкой F и представлять собой насыщенный воздух. Таким образом, можно сделать вывод, что смешение двух различных типов воздушных масс может привести к насыщению и конденсации водяного пара.

Однако чаще насыщение воздуха водяным паром происходит при охлаждении, которое может произойти на контакте с холодной поверхностью или же при подъеме воздуха вверх. В том случае, если воздух соприкасается с поверхностью, температура которой ниже его точки росы, и находится почти без движения, будет образовываться роса или иней. Но если поднимется слабый ветер, охлажденный воздух будет перемешиваться в тонком поверхностном слое. При достаточном охлаждении весь этот слой насыщается водяным паром, в результате чего образуется туман.

Более сильный ветер будет перемешивать более мощный слой воздуха, и поэтому едва ли можно предположить, что вся его масса охладится до точки росы. Следовательно, сильный ветер препятствует образованию тумана. По международной конвенции, о появлении тумана говорят в том случае, если дневная горизонтальная видимость за счет капель воды становится менее 1 км. Если имеется помутнение воздуха, но дальность видимости за счет капель воды несколько превышает 1 км, это явление называют дымкой. Если ухудшение видимости вызывается присутствием в воздухе твердых частиц пыли, такое явление называется мглой. Частицы дыма и твердые частицы пыли, выбрасываемые промышленными предприятиями, уменьшают видимость как непосредственно, так и косвенно в связи с тем, что они представляют собой гигроскопические ядра, способствующие конденсации. Этот густой смешанный туман называется смогом.

Туманы. При конденсации или сублимации водяного пара в воздухе образуются мельчайшие капли воды или ледяные кристаллы. Скопление таких частиц непосредственно у земной поверхности называется туманом, если дальность видимости меньше -1 км, или туманной дымкой, если дальность видимости меньше 10 км.

Туманы представляют серьезную угрозу для мореплавания. Они относятся к часто повторяющимся явлениям, поэтому изучение условий их образования, а также географическое распределение имеют большое практическое значение.

Содержащиеся в воздухе капли воды и кристаллы льда уменьшают его прозрачность, и поэтому дальность видимости в тумане может быть очень малой. В зависимости от интенсивности тумана или дымки по условиям видимости различают:

сильный туман, дальность видимости менее 50 м

умеренный 50-500 м

слабый 500-1000 м

умеренная дымка 1-2 км

слабая 2-10 км

Иногда ухудшение, видимости вызывается присутствием в воздухе твердых частиц пыли, дыма и т. д., при этом относительная влажность бывает небольшой. Такое явление называют мглой. По своему происхождению мгла не имеет ничего общего с туманом.

Радиус частичек дымки менее 1 мкм. Радиус капель тумана колеблется от 1 до 50 мкм. Большинство капель в тумане при положительных температурах имеет радиус 7—15 мкм, при отрицательных 2—5 мкм,. Число капель в 1 см³ колеблется от 50—100 (при слабом тумане) до 500—600 (при сильном тумане).

При положительных и отрицательных температурах воздуха (до —20°С) туман состоит из капель воды (при отрицательных температурах капли находятся в переохлажденном состоянии). При дальнейшем понижении температуры появляются ледяные кристаллы и туман становится смешанным. При очень низких температурах туман может стать целиком кристаллическим, однако наблюдались случаи капельно-жидкого тумана даже при температурах ниже —30°.

В приземных слоях всегда в большом количестве имеются ядра конденсации. Вследствие их высокой гигроскопичности образование тумана начинается при относительной влажности меньше 100% (около 90—95%). Образование тумана при температурах ниже —30°С возможно при относительной влажности 80% и меньше.

Обычно туман образуется в результате охлаждения водяного пара, находящегося в воздухе (туманы охлаждения), реже — вследствие испарения с теплой поверхности в холодный воздух, когда образуются так называемые туманы испарения. Туманы могут возникнуть также при смешении двух воздушных масс, близких к состоянию насыщения, но имеющих разную температуру. В дополнение к перечисленным причинам образования тумана над морем следует упомянуть случаи, когда туман образуется над сушей или ледяными полями и относится, ветром к морю, а также случаи, когда туман образуется в результате опускания слоистых облаков.

Туманы охлаждения делятся на адвективные и радиационные.

Адвективные туманы возникают в теплых воздушных массах, движущихся на более холодную поверхность. На море такие туманы образуются обычно весной и летом, когда воздушная масса перемещается с теплой суши на холодное море, или в любое время года при перемещении воздушной массы с теплых участков морской поверхности на холодные (например, у Ньюфаундленда при переносе воздуха с теплых вод Гольфстрима на холодные воды Лабрадорского течения).

Адвективные туманы занимают обширные пространства и постираются в высоту на сотни метров. Они возникают при значительных скоростях ветра, поэтому в них может происходить коагуляция капель и наиболее крупные капли из них выпадают.

Радиационные туманы образуются над сушей и над районами сплошных льдов, как следствие выхолаживания подстилающей поверхности путем излучения. Возникновение радиационных туманов происходит при ясном небе и небольшом (до 2 м/с) ветре. Ясное небо способствует повышенному радиационному охлаждению, а слабый ветер, вызывает небольшую турбулентность обусловливающую распространение охлаждения и туманообразовання вверх.

Радиационные туманы бывают двух типов: поземные и высокие. Первые возникают в слое инверсии и после восхода Солнца исчезают вместе с ней. Высокие туманы могут наблюдаться и над сушей, и над морем в устойчивых антициклонах в холодное время года в результате постепенного выхолаживания воздуха в нижних слоях антициклонов. Такой туман может сохраняться неделями над большими районами, сплошь их захватывая.

Туманы испарения. Кроме этих двух основных типов существует несколько менее распространенных разновидностей туманов. Паровой туман, или “курение моря”, возникает, когда масса холодного воздуха перемещается над морем и происходит постоянное быстрое испарение водяных паров. Воздух, соприкасающийся с поверхностью моря, получает тепло и одновременно насыщается водяными парами по отношению к температуре поверхностных вод. Затем он поднимается и смешивается с более холодными слоями, которые в очень незначительной степени могут насыщаться водяным паром, так что образуется перенасыщенная смесь и начинается конденсация. Такие туманы обычно стелются очень низко, и, так как для их образования нужно, чтобы разность температур между водой и воздухом была порядка 10 °С, они, как правило, образуются на краю поля пакового льда при направлении ветра со стороны ледового поля.

Туман испарения обычно клубится, но строго локализован над теплой испаряющей поверхностью. Такие туманы возникают в холодную часть года в заливах Мурманского побережья, в районах Одессы, Стамбула.

Фронтальный туман, или туман смешения, образуется на границе между двумя воздушными массами с различными температурой и влажностью, каждая из которых близка к насыщению. Образование такого тумана иллюстрируется линией DFE (рис. 1.5).

Туман склонов (восхождения) образуется вдоль склонов холмов или гор. В действительности это низкие облака, поэтому такой тип туманов лучше рассматривать в главе, посвященной облакам.

Следует отметить, что в природе туманы образуются в большинстве случаев в результате совместного влияния рассмотренных выше факторов, значение каждого из которых в развитии тумана в большой степени зависит от синоптических условий и местных особенностей.

Туманы на морях и океанах носят преимущественно адвективный характер; для их образования необходим приток влажного воздуха на холодную подстилающую поверхность. Такие условия внутри тропической части океанов отсутствуют, и образование туманов характерно поэтому для морей и океанов умеренной и полярной зоны обоих полушарий.

Рис. 1.6. Среднее годовое число дней с туманами.

Общая особенность распределения туманов по земной поверхности — увеличение их повторяемости к высоким широтам (рис. 1.6). Особенно часты туманы в Арктике, где число дней с туманами в году более 80. Причинами тумана здесь являются, с одной стороны, перенос теплых воздушных масс с материков на холодную поверхность моря и льда, а с другой — перемещение холодного воздуха со льда или с холодных материков на открытую воду. Высока повторяемость туманов и над водами, омывающими Антарктиду. В умеренных широтах северного полушария туманы особенно характерны для района острова Ньюфаундленд (до 80 дней в году и более). Высока повторяемость туманов вдоль побережий, омываемых холодными течениями (у западных берегов Северной Америки, на Дальневосточном побережье России). В Северном море и прилегающих к нему проливах повторяемость туманов также велика. Наиболее продолжительны и интенсивны туманы в этом районе в холодную половину года.

В субтропических широтах Южного полушария туманы часто также до 80 дней в году и более образуются над водами, омывающими Южную Америку и Южную Африку, где теплый воздух прибрежных пустынь попадает на холодные океанические течения.

Повторяемость туманов имеет хорошо выраженный суточный и годовой ход. Особенно четко выражен суточный ход повторяемости радиационных туманов: они развиваются ночью, достигают наибольшей интенсивности к утру (во время минимума температуры и максимума относительной влажности) и рассеиваются после восхода Солнца. Туманы других видов усиливаются радиационными процессами, поэтому и общая их повторяемость имеет максимум ночью и минимум днем.

Повторяемость туманов увеличивается с широтой. Наиболее часты туманы в Арктике и у берегов Антарктиды, где число дней с туманами превышает 80—90. Часты туманы в районе Ньюфаундленда, у юго-западных берегов Африки и Южной Америки, у о-ва Мадагаскар и др.

Годовой ход повторяемости туманов зависит от географических условий. В умеренных широтах наблюдается два максимума повторяемости: осенью и весной. При этом над континентами туманы образуются чаще всего осенью, над морями и океанами — весной, когда водная поверхность наиболее холодная.

Облака.

Образование облаков. Облаками называются системы взвешенных в атмосфере и находящихся на некоторой высоте продуктов конденсации водяного пара - капель воды или кристаллов льда, или тех и других.

Облака принадлежат к числу важнейших атмосферных явлений. Состояние погоды в значительной степени характеризуется облачностью. Из облаков выпадают осадки. Облачный покров днем уменьшает приток солнечного тепла и света, а ночью резко ослабляет охлаждение земной поверхности. Тем самым облака сильно влияют на изменение температуры, в частности, на ее суточный ход, препятствуют возникновению заморозков и туманов, ослабляют дневное нагревание.

Облачность имеет важное значение для мореплавателей. Так, если облаков мало или их нет совсем, то можно определить место судна астрономическим путем, определить поправку компаса по светилам. При пасмурном небе эти возможности отпадают; кроме того, уменьшается освещенность, а, следовательно, и видимость, особенно в сумерки и ночью. Различные формы облаков служат важными местными признаками предсказания погоды.

Облака образуются, когда конденсация или сублимация водяного пара происходит на некоторой высоте над земной поверхностью. Облака имеют много общего с туманами, но отличаются от них тем, что располагаются на некоторой высоте и имеют разнообразные внешние формы. Образование облаков происходит главным образом в результате адиабатического охлаждения поднимающегося влажного воздуха; понижение температуры может произойти также вследствие излучения и турбулентного перемешивания.

Отдельные облака существуют подчас очень короткое время, иногда 10—15 мин. Это значит, что возникшие капли, из которых состоит облако, снова быстро испаряются, но даже когда облако наблюдается очень долго, это не означает, что оно состоит из одних и тех же частичек, так как конденсация и испарение происходят непрерывно.

Классификация облаков. Наиболее общей классификацией облаков является их деление на внутримассовые и фронтальные. Внутримассовые облака являются - результатом процессов, развивающихся в одной воздушной массе, фронтальные развиваются в результате движения воздуха на поверхностях раздела воздушных масс различного происхождения и свойств.

Облака классифицируются, кроме того, по генетическим признакам, т. е. по характеру процессов образования (происхождения). Согласно этой классификации все виды облаков разделяют на кучевообразные (конвективные), волнистообразные и с лоистообразные.

Формы облаков в тропосфере очень разнообразны. При метеорологических наблюдениях во всех странах используется разработанная международной комиссией морфологическая классификация, в основе которой лежит внешний вид и высота нижнего основания облаков. Эта классификация включает 10 основных форм (родов) облаков, и судоводитель должен уметь различать их.

В этих основных формах различают значительное число видов, разновидностей и дополнительных особенностей, различают также промежуточные формы.

На рис. 1.7 показаны основные роды облаков (облака подразделяются на роды, виды и разновидности). Перистые облака преимущественно состоят из ледяных кристаллов (так называемые ледяные облака). Поскольку кристаллы льда образуются и сублимируют довольно медленно, форма перистых облаков дает возможность различать вертикальные градиенты ветра, существующие на этой высоте. Перистые облака, с характерными резко загнутыми краями, указывают на очень сильные вертикальные сдвиги в воздухе. Перисто-слоистые облака отличаются от высоко-кучевых облаков смешанного строения волнистым краем, а также появлением гало вокруг Солнца или Луны, которое можно увидеть сквозь тонкий слой перисто-слоистых облаков в результате рефракции света на кристаллах льда. Водяные облака обладают, напротив, резко очерченными краями.

Рис. 1.7. Типы облаков и высота, на которой они образуются.

Слоистые облака образуются на сравнительно небольшой высоте; обычно их основание находится ниже двух километров. Если слоистые облака образуют мощный слой и из них непрерывно идет дождь, их называют слоисто-дождевыми. Слоисто-кучевые и высококучевые облака отличаются главным образом по высоте, на которой находятся их основания; слоисто-кучевые облака обычно более мощные, и между отдельными облаками, как правило, остается меньше чистого пространства, чем у высококучевых. Они могут образовываться соответственно из слоистых и высокослоистых в результате турбулентного или конвективного перемешивания.

Кучево-дождевые облака характеризуются большой вертикальной мощностью. Заметной мощности могут иногда достигать и кучевые облака. Оба эти рода облаков относятся к водяным облакам нижнего яруса, но верхняя часть кучево-дождевого облака, из которого выпадают сильные дожди, состоит из ледяных кристаллов. Международный атлас облаков включает также род перисто-кучевых облаков, однако эти облака-водяные, в то время как все перистые облака являются ледяными. Поэтому некоторые авторы предпочитают опускать этот род облаков и относить их к одному из перечисленных ранее типов: перистых, перисто-слоистых или высококучевых. Более подробную классификацию облаков можно найти в упоминавшемся атласе.

Различные процессы в атмосфере приводят к формированию облаков различных типов. Устойчивый подъем воздуха на большой площади, обусловленный орографическим эффектом или фронтальным подъемом, приводит к формированию на соответствующих высотах слоистых облаков. Конвекция вызывает образование кучевых или кучево-дождевых облаков; в результате турбулентного перемешивания могут образовываться слоистые или (чаще) слоисто-кучевые облака в том случае, если турбуленция захватила поверхностный слой, или же высококучевые облака, если они образовались на большой высоте, например в результате значительного изменения скорости ветра на высоте.

Следует иметь в виду, что нижние основания облаков над океанами располагаются ниже, чем над сушей. Так, основание внутримассовых кучевых облаков может находиться на высоте 0,4— 0,6 км. Это объясняется тем, что из-за большого влагосодержания и большого падения температуры воздуха по высоте уровень конденсации расположен на меньших высотах, чем над сушей. На всех широтах летом облака верхнего яруса и вершины облаков Сu и Сb могут встречаться выше, чем зимой, вследствие того, что тропопауза летом находится выше и поэтому перенос водяного пара возможен до больших высот. Так как в тропиках тропопауза находится на больших высотах, чем в средних и полярных широтах, то облака здесь могут встречаться на высотах 15— 16 км и выше.

Важной характеристикой облаков являются выпадающие из них осадки. Некоторые формы облаков всегда или почти всегда дают осадки, другие облака либо совсем не дают осадков, либо их осадки достигают земной поверхности лишь в исключительных случаях. Иногда осадки бывают очень слабыми, но их выпадение заметно по полосам под основанием облаков. Однако сам факт выпадения осадков, а также их вид (ливневые, обложные или моросящие) и интенсивность служат хорошим признаком для определения формы облаков.

Описание отдельных видов облаков приводится в “Наставлении” и в атласах облаков. Для судоводителей издан специальный “Сокращенный атлас облаков для судовых гидрометеорологических наблюдений”. (М., Гидрометиздат, 1966).

Описание отдельных видов облаков приводится в «Наставлении» и в атласах облаков. Для судоводителей издан специальный «Сокращенный атлас облаков для судовых гидрометеорологических наблюдений». (М., Гидрометиздат, 1966)

При наблюдениях за облачностью судоводитель должен определить общее количество облаков и отдельно количество облаков нижнего яруса в баллах, форму облаков, и высоту их нижней границы.

Образование кучевообразных (конвективных облаков). К кучевообразным относятся кучевые и кучево-дождевые облака. Эти облака сильно развиты по вертикали и имеют, как правило, небольшую горизонтальную протяженность (по сравнению со слоистообразными).

Рис. 1.8. Схема зарождения облаков: а – кучевообразных, б – слоистообразных, в – волнистообразных.

Кучевообразные облака развиваются главным образом при неустойчивой стратификации атмосферы и возникают над сушей, в частности над островами, преимущественно в теплое время года, днем, когда для нагревания воздуха снизу создаются благоприятные условия. Над, морем кучевообразные облака образуются обычно в ночное время, в результате ночного радиационного выхолаживания верхней части слоя влажного воздуха, расположенного над сравнительно теплой водной поверхностью. Кроме того, эти облака образуются в любое время года, над морем и сушей, когда холодный воздух быстро подтекает под теплый и последний быстро поднимается вверх, а также при вынужденном подъеме воздуха по горному склону.

При конвекции сначала подъем массы ненасыщенного воздуха идет по сухоадиабатическому закону. На уровне конденсации воздух достигает состояния насыщения и дальше поднимается по влажноадиабатическому закону. Благодаря понижению температуры происходит конденсация водяного пара и образование облачности. Воздух будет подниматься до тех пор, пока его температура не сравняется с температурой окружающего воздуха. Это произойдет на уровне конвекции. Если восходящие токи встречают на своем пути задерживающий слой (слой инверсии температуры или слой с малым вертикальным температурным градиентом), то развитие облака вверх прекращается и его вершина делается плоской.

Характерной особенностью образования кучевообразных облаков над морем является то, что они возникают отдельными полосами, между которыми находятся значительные пространства чистого неба. Это показывает, что в море имеются районы с неодинаковой температурой поверхностного слоя воды.

Если уровень нулевой изотермы проходит через облако, то в нем не существует резкой границы между жидкими и твердыми частицами, а наблюдаются мощные переходные слои, в которых одновременно присутствуют переохлажденные капли и ледяные кристаллы.

Кучевообразным облакам присуща сильная турбулентность. Скорость чередующихся здесь восходящих и нисходящих струй может достигать 35 м/с и более.

Образование волнистообразных облаков. К волнистообразным относятся слоистые, слоисто-кучевые, высококучевые и перисто-кучевые облака. Эти облака образуются, когда в воздухе на некоторой высоте располагаются два слоя имеющие разную температуру, влажность и плотность. Если эти два слоя перемещаются один над другим, то на границе между ними возникают волны с большой длиной и амплитудой. В результате образуются облака, располагающиеся полосами, грядами или валами, между которыми бывают видны менее плотные части облака или просветы голубого неба. Охлаждение воздуха при подъеме способствует конденсации пара, вследствие чего облака делаются более плотными. Наоборот, при опускании воздух нагревается, поэтому облачные частицы испаряются и облака редеют, в облачном покрове появляются более светлые части и даже просветы голубого неба.

Образование слоистообразных облаков. К слоистообразным относятся перисто-слоистые, высокослоистые и слоисто-дождевые облака. Эти облака образуются, когда теплый воздух поднимается вверх по клину холодного воздуха, а также при медленном подтекании холодного воздуха под теплый. При подъеме теплого воздуха он адиабатически охлаждается, что приводит к конденсации содержащегося в нем водяного пара.

Суточный и годовой ход облачности различен для разных видов облаков. Суточному и годовому изменению подвержено не только количество облаков, но также их форма и высота.

Над материками в неустойчиво стратифицированной (стратификация – распределение температуры с высотой) воздушной массе (γ>1°С/100м) максимум кучевообразных облаков приходится на послеполуденные часы, а над морем — на предутренние. В устойчиво стратифицированной воздушной массе (γ<1°С/100м) как над сушей, так и над морем максимум слоистой облачности приходится на предутренние часы.

Годовой ход облачности отличается большим разнообразием в разных климатических зонах. Над океаном в высоких широтах наибольшая облачность наблюдается летом, а наименьшая - зимой. Объясняется это тем, что относительно теплый воздух летом, двигаясь над более холодной подстилающей поверхностью океана, охлаждается, что приводит к образованию адвективных туманов и слоистых облаков St. Экстремальные среднегодовые значения облачности в северном полушарии характеризуются следующими величинами: Белое море - 8,8 балла, Египет: (Ассуан) - 0,5 балла.

Осадки.

Образование осадков почти всегда связано с восходящим движением воздуха. Так как облако состоит из очень мелких частичек с ничтожной скоростью падения, то они не только не выпадают из облака, но поднимаются вверх вместе с воздухом. Одно из условий выпадения осадков заключается в том, что скорость падения облачных частичек должна быть больше, чем скорость вертикального подъема воздуха. Следовательно, для образования осадков капли должны увеличиться до определенных размеров.

Чтобы выпасть на землю, дождевые капли должны пройти путь от облака до земной поверхности, а так как влажность в нижних слоях воздуха обычно недостаточна для насыщения, то падающие капли могут по пути испариться, причем испарение тем больше, чем меньше размер капли. Расчеты показывают, что путь, проходимый каплей до испарения, возрастает примерно пропорционально радиусу капли в четвертой степени. Так, при относительной влажности воздуха 90 % для капли с радиусом 1 мкм это расстояние составляет всего 1—2 см, а радиусом 100 мкм оно увеличивается до 15 см, и только капли с радиусом 1 мм могут пройти путь больше 1 км. При низкой относительной влажности воздуха капли испаряются на еще более коротком пути, и летом, например, под облаками часто наблюдаются темные полосы дождя, не достигающие, земной поверхности. Основными процессами, определяющими рост и укрупнение частиц в облаках, являются их коагуляция (слияние) и конденсация или сублимация на них водяного пара, Но эти процессы в различных облаках протекают по-разному в зависимости от широты (температурных условий), водности и микрофизического строения облака.

Наблюдения, проведенные в облаках, показывают, что хотя большинство капель очень малы (радиус 10—12 мкм), среди них всегда есть относительно «крупные», имеющие в диаметре несколько сотен микрон. По-видимому, они образуются на крупных гигроскопических ядрах. Такие капли растут в результате столкновений с более мелкими. Если облако имеет большую вертикальную мощность и характеризуется высокой водностью, как, например, мощные кучево-дождевые облака в тропиках, то крупные капли становятся настолько тяжелыми, что уже не могут удержаться восходящими токами. Они начинают падать вниз, еще более вырастают за счет дальнейших столкновений и, наконец, выпадают из облака. Некоторые капли достигают критических размеров (до 7 мм в диаметре), становятся неустойчивыми и распадаются. Так начинается «цепная реакция», результатом которой является выпадение сильного ливня.

В тропической зоне, где нижняя часть облаков находится в области высоких положительных температур, происходит и другой процесс, приводящий к росту капель. Так как в облаке существуют восходящие и нисходящие движения, то капли, пришедшие сверху, оказываются на данном уровне холоднее капель, пришедших на тот же уровень снизу. Упругость насыщения над поверхностью более теплой капли больше, чем над поверхностью холодной (при одном и том же радиусе капель). Благодаря этому начнется перегонка пара с теплой капли на холодную,причем тем интенсивнее, чем выше температура окружающего воздуха. В средних широтах, где облака находятся в области низких температур, этот эффект не имеет существенного значения.

Обильные осадки в средних и полярных широтах образуются иначе. Выпадают они из слоисто-дождевых и кучево-дождевых облаков, в которых одновременно находятся переохлажденные капли и кристаллы. Так как упругость насыщения над каплями и ледяными кристаллами различна, то для капель воздух будет ненасыщенным, а для кристаллов — перенасыщенным. Тогда капли будут испаряться, а кристаллы расти.

Укрупнившиеся кристаллы начинают выпадать обычно из верхней части облака. По пути они укрупняются путем сублимации или при столкновении с переохлажденными каплями, которые намерзают на них. Таким образом, в нижней части облака появляются крупные кристаллы. Если в нижней части облака или под ним температура выше нуля, кристаллы тают, превращаясь в капли, которые и выпадают из облака в виде дождя. При дальнейшем падении капли различных размеров при столкновении могут коагулировать. Если температура в нижней части облака и под ним отрицательная до самой земной поверхности, осадки выпадают в виде снега или крупы. Более сложные условия имеют место, если осадки, выпадают в виде града.

Рост дождевых капель в облаках — это только одно из необходимых условий выпадения осадков. Другим, не менее существенным и решающим фактором является приток влаги к облаку. Осадки, выпадающие из облака, уносят из него влагу, и запас воды в нем уменьшается. Исследования показывают, что количество осадков в 10—20 раз больше, чем запас воды в облаке. Из этого следует, что облако представляет собой своеобразный генератор осадков, к которому в процессе их выпадения притекает водяной пар.

Наблюдение за осадками заключается в определении их количества, интенсивности, типа и вида. Для измерения количества осадков на суше применяют специальные приборы—дождемеры. В судовых условиях за осадками ведут визуальные наблюдения и определяют их интенсивность на глаз, выделяя три градации: слабые, умеренные и сильные.

Полезную информацию о зонах выпадения осадков можно получить с помощью судовых радиолокационных станций.

Зоны осадков в виде дождя, снега или града хорошо изображаются на экранах судовых радиолокаторов. В практике судовождения эхо-сигналы от метеорологических целей (ливень, град, снег и т. п.) мешают наблюдению за полезными сигналами от береговой черты, встречных судов и т. п. Вместе с тем их радиолокационные изображения в ряде случаев могут дать судоводителю ценную информацию о состоянии погоды, что позволяет заблаговременно принять, если необходимо, надлежащие меры.

Эхо-сигналы, от дождя при слабых и умеренных осадках имеют вуалеобразные и мягко окаймленные края, при сильных — плотные, |резко оконтуренные очертания. Слабый моросящий дождь на судовом радиолокаторе изображения не дает, так как мелкие дождевые капли очень слабо отражают электромагнитную энергию. То же относится и к туману, размеры частичек в котором еще меньше.

Туманы и осадки вызывают заметное ослабление электромагнитных волн сантиметрового диапазона вследствие их поглощения и рассеивания каплями дождя, тумана и снега. Степень ослабления энергии радиоволн в осадках зависит от водности последних, соотношения размеров капель и длины волны, а также температуры. Наименьшее ослабление наблюдается в тумане, наибольшее — в тропическом ливне.

Осадками, осаждающиеся из воздуха на земной поверхности или на предметах называются наземными. К ним относятся роса, иней, жидкий и твердый налеты, изморозь.

Роса — это мельчайшие капли воды, конденсирующиеся на почве, на горизонтальных поверхностях предметов, на палубе, на натянутых тентах и т. п. Роса не образуется на бортах судна, стенках надстроек и мачтах. Благоприятными условиями для ее образования являются ясные безоблачные ночи, при которых происходит сильное радиационное охлаждение наземных предметов. Чем меньшей теплоемкостью и теплопроводностью обладает тело, тем оно сильнее охлаждается в этих условиях и тем интенсивнее на нем образуется роса. Небольшой ветер (0,5—1,0 м/с) усиливает образование росы вследствие того, что к охлажденной поверхности приносятся все новые и новые порции влажного воздуха. Роса никогда не образуется при пасмурном небе или тумане, а также при сильном ветре из-за оттока водяного пара вверх вследствие турбулентности.

Если температура открытых горизонтальных поверхностей опустится ниже 0°С, то водяной пар сублимируется на -этих поверхностях и образуется иней — тонкий слой ледяных кристаллов.

Жидкий налет — это осадки в виде капель воды, а иногда и сплошной водяной пленки, образующейся в пасмурную и ветреную погоду на наветренной части холодных, преимущественно вертикальных поверхностей предметов, обладающих большой теплоемкостью. Конденсация воды в данном случае обусловливается адвекцией сравнительно теплого и влажного воздуха после длительно стоявшей холодной погоды. При отрицательных температурах поверхностей образуется твердый налет, состоящий либо из мелких кристаллов, густо и плотно сидящих на поверхности, либо в виде тонкого слоя гладкого прозрачного льда.

Изморозь —это белый рыхлый осадок, образующийся на проводах, оснастке судна, стойках, реях, мачтах, а также на углах, выступах и карнизах стенок в туманную морозную погоду при слабом ветре. В отличие от инея изморозь никогда не образуется на горизонтальных поверхностях, наблюдается в любое время суток и иногда при пасмурном небе. От твердого налета изморозь отличается рыхлым строением.

Нарастание изморози иногда происходит очень быстро, и под ее тяжестью обрываются провода, антенны и легкая оснастка. различают зернистую и кристаллическую изморози.

Зернистая изморозь по внешнему виду имеет аморфное строение. Она образуется вследствие намерзания на предмет переохлажденных капель тумана, когда они не успевают потерять своей формы, и представляет собой снеговидное обледенение, состоящее из ледяных кристаллов, неразличимых глазом. Наблюдается зернистая изморозь при температуре от —2 до —7°С.

Кристаллическая изморозь представляет собой белый осадок, состоящий из кристаллов очень нежной, тонкой структуры. При оседании на проводах кристаллическая изморозь имеет вид пушистых гирлянд, легко осыпающихся при встряхивании. Такая изморозь часто образуется ночью при безоблачном небе или тонких облаках, когда в воздухе наблюдается туман или дымка, при температуре от —11 до —2°С и выше.

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. Градины имеют сложное строение: в центре располагается непрозрачное ядро в виде крупинки, затем чередуются прозрачные и непрозрачные слои льда. 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 (мм/мин, мм/ч или см/ч). 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 большой длительностью выпадения. Выпадают в виде капель дождя среднего размера или спокойно падающего снега.

Ливневые осадки выпадают из облаков СЬ. 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.

Суточный и годовой ход осадков. Поскольку в развитии облачности обнаруживается суточный ход, то и в выпадении осадков тоже имеется тенденция к суточной периодичности. Выделяют два типа суточного хода осадков: континентальный и морской.

В континентальном типе наблюдается два максимума и два минимума в ходе выпадения осадков. В неустойчиво стратифицированной массе воздуха максимум дают ливневые осадки в послеполуденные часы (главный максимум), когда наибольшего развития достигнет конвективная облачность; в устойчиво стратифицированной - обильные осадки в предутренние часы (вторичный максимум), когда наиболее интенсивно развита слоистая облачность. Главный минимум осадков наблюдается ночью, вторичный — перед полуднем.

В морском типе суточный ход осадков простой: минимум приходится на дневные часы, максимум — на ночные, когда над морями и океанами увеличивается вертикальный температурный градиент, в результате чего создается неустойчивое состояние атмосферы и связанное с этим облакообразование.

Количество выпадающих осадков зависит от сезона года, т. е. имеет годовой ход, который в свою очередь зависит от климатических особенностей района. В экваториальной зоне между 10° с.ш. и 10° ю.ш. максимумы приходятся на апрель и ноябрь (после весеннего и осеннего равноденствия). В тропических областях (от 10 до 30° с. и ю. широт) по обе стороны от экватора наблюдается один дождливый период, захватывающий четыре летних месяца; в течение остальных месяцев господствует засушливый период. В субтропических зонах осадков выпадает мало, особенно летом.

В умеренных широтах осадки связаны преимущественно с циклонической деятельностью. Большое число циклонов проходит в средних широтах в зимнее время. Перемещаясь над океанами, они обусловливают выпадение большого количества осадков.

Над сушей в летнее время сильно развита конвекция, в результате чего при достаточном содержании водяного пара выпадают обильные ливневые осадки.

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.

Рис. 1.9. Среднее годовое количество осадков в мм.

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 — 12100мм в год.

Влияние осадков на дальность видимости и работу судовых PЛC. Атмосферные осадки существенно уменьшают дальность видимости предметов и огней (ночью) в море, особенно сильные ливни и снегопады (снежные заряды). Кроме того, атмосферные осадки значительно влияют на дальность радиолокационного обнаружения. Происходит ослабление сигналов РЛС осадками (дождем, снегом, градом) за счет поглощения ими энергии электромагнитных волн. Уменьшение дальности радиолокационного обнаружения при осадках больше, чем при тумане. Кроме того, степень ослабления радиолокационной наблюдаемости зависит от интенсивности выпадающих осадков и длины волны судовой РЛС. Радиолокационная наблюдаемость уменьшается тем больше, чем меньше длина волны судовой РЛС и чем больше интенсивность атмосферных осадков.

Кроме уменьшения дальности обнаружения цели, выпадающие осадки маскируют ее на экране РЛС отраженными от зоны сильных осадков (ливни, снегопады, град) эхо-сигналами. В этом случае нелегко, а в некоторых случаях и невозможно различить сигнал от цели, находящейся в зоне осадков, от эхо-сигналов области сильных осадков.

Информация об облачности имеет весьма важное значение, так как всякое атмосферное возмущение имеет характерную только для него облачную систему, что позволяет по форме облаков или смене одной формы на другую судить о характере изменения погоды в ближайшее время.

Например, если перистых облаков немного и они беспорядочно разбросаны по небу, то никаких существенных изменений погоды не предвидится. Но если перистые облака надвигаются с одной определенной стороны горизонта, вытянуты параллельными полосами, количество их увеличивается они постоянно заволакивают все небо - это служит признаком наступающего ухудшения погоды, дальнейшего увеличения и снижения облачности, возможного выпадения осадков и усиления ветра. В этом случае перистые облака, заволакивая небо и снижаясь, постепенно переходят в форму перисто-слоистых.

Но движение перисто-слоистых облаков служит признаком более близких и более серьезных возмущений в атмосфере (теплый фронт, циклон) и изменений погоды. Если же перисто-слоистые облака проходят стороной, ухудшение погоды бывает непродолжительным и незначительным (циклон прошел стороной)-

По окончании ветреной и дождливой погоды также часто бывают видны уходящие перисто-слоистые облака и т.п.

Использование наблюдений за влажностью воздуха на судне. Определение влажности воздуха в настоящее время не входит в программу судовых наблюдений, однако систематические наблюдения за влажностью позволяют судоводителю выявить некоторые признаки изменения погоды. Так, например, быстрое возрастание упругости водяного пара вместе с понижением температуры и давления свидетельствуют о приближении циклона или грозы. Постепенный рост упругости водяного пара с одновременным ростом относительной влажности и понижением температуры предупреждает о возможности возникновения тумана. При плавании в тумане всегда необходимо знать степень его устойчивости, как долго он продержится. Высокая относительная влажность с незначительным суточным ходом и умеренная температура воздуха без тенденции к повышению свидетельствуют об усилении тумана и его устойчивости. Наоборот, уменьшение относительной влажности и повышение, температуры — признаки ослабления тумана и наступления ясной погоды.

Высокая абсолютная влажность вызывает коррозию металлов. В приводном слое воздуха всегда в большом количестве присутствуют различные соли, поступающие сюда непосредственно из морской воды. Растворяясь в пленке воды, покрывающей металлические изделия, эти соли ускоряют коррозионные процессы. Поэтому на судне необходимо всегда следить за сохранностью лакокрасочных покрытий корпуса, надстроек и механизмов, предохраняющих поверхность металлов от коррозии.

Высокое влагосодержание воздуха понижает сопротивление изоляции электрооборудования. В целях защиты электрооборудования от влаги на судах применяют специальные изоляционные материалы. Линии электропроводки необходимо периодически проверять, измеряя сопротивление изоляции, особенно при плавании в тропических широтах, где влажность воздуха очень велика.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: