Классификация и климатология туманов.

По причине образования туманы делятся на туманы охлажде­ния и туманы испарения. В свою очередь туманы охлаждения под­разделяются на туманы радиационные и адвективные.

Адвективные туманы образуются при натекании теплых воз­душных масс на более холодную подстилающую поверхность. На море такие туманы нередки весной и летом при перемещении воз­душных масс с теплых континентов на холодную морскую поверх­ность, а также круглый год в районе соседства холодных и теплых океанских течений. Как правило, адвективные туманы связаны с циклонической деятельностью

Радиационные туманы образуются за счет радиационного вы­холаживания подстилающей поверхности. Над морем такие тума­ны образуются над ледяными полями в ясные холодные ночи. Они характерны для антициклонов и холодных секторов циклонов

По интенсивности ту­маны делятся на сильные Д_п>50 м; умеренные 50 м>Дп>бОО м; слабые 500 м> Д_п> 1000 м; сильная дымка 1000 м>Д_п>2000 м; слабая дымка 2000м>Д_п> 10000 м.

По агрегатному состоянию туманы подразделяются на капель­но-жидкие, ледяные (кристаллические) и смешанные. Условия ви­димости наихудшие в ледяных туманах.

Туманы испарения возникают чаще всего осенью и зимой в холодном воздухе над теплой водой. В высоких широтах над морем туманы испарения возникают над полыньями или над откры­той водой у кромки льдов, куда переносится воздух с ледяного по­крова. Наблюдаются они зимой и над внутренними морями.

Повторяемость туманов увеличивается с широтой.

 

10.Классификация облаков. Виды облаков. В зависимости от высоты нижней границы облака подразделяются на три яруса: верхний (высота основания более 6000 м), средний (от 2000 до 6000 м) и нижний (до высоты 2000 м). К облакам нижнего яруса относятся также облака, у которых нижнее основание расположено в непосредственной близости от земли, а вершины могут достигать высоты среднего и верхнего ярусов. Такие облака выделяются в отдельную группу—облака вертикального развития. Согласно международной классификации выделяют около 100 разновидностей (форм) облаков. В основу такой классификации положены внешний вид облаков и высота их нижнего основания. Высота нижнего основания облаков меняется в течение года и в зависимости от широты места. На практике используют средние значения высот для умеренных широт. В целом к высоким широтам и от лета к зиме высота облаков снижается. Облака верхнего Яруса (высота более 6000м): Перистые (cirrus Ci)Виды: нитевидные-cirrus filosus Ci fil,когтевидные cirrus densus Ci dens.; Пересто-кучевые (cirrocumulus Cc);Пересто-слоистые (cirrostratus Cs). Состоят из скопления мельчайших ледяных кристаллов белесоватого цвета, Солнце и Луна сквозь них свободно просвечивают. Осадков недают. Облака среднего яруса (2000-6000м) Высококучевые (altocumulus Ac) Виды:чечевицеобразные altocumulus lenticulaгis Ac lent,башенкообразные altocumulus castelatus Ac cast,вечерние altocumulu vesperalis Ac vesp.Высокослоистые (altostratus As) Виды: просвечивающие altostratus translucidus As trans,непросвечивающе altostratus opacus As op. Солнце и Луна сквозь эти облака только угадываются, края размыты. Облака имеют отчетливо выраженные округлые образования с темной серединой (Ас) или однородную пелену сероватого цвета. Осадки из облаков достигают поверхности океана только зимой в высоких широтах. Облака нижнего яруса (до 2000м) Слоисто-дождевые nimbostratus Ns(Дают обложные или моросящие осадки), Слоистые stratus St(Осадков не дают), Слоисто-кучевые stratocumulus Sc(Дают обложные или моросящие осадки). Облака Вертикального развития. Кучевые cumulus Cu,Виды: хорошей погоды cumulus humilis Cu hum,мощные cumulus congestus Cu cong. Кучево-дождевые (грозовые) cumulonimbus Cb(Дают ливневые осадки,сопровождающиеся грозами)

 

11. Классификация и климатология атмосферных осадков. Классификация осадков. По виду атмосферные осадки делятся на жидкие, твердые и наземные. К жидким осадкам относятся: дождь — осадки в виде капель различного размера d=0,5—7 мм; морось — мелкие капельки d=0,05—0,5 мм, находя­щиеся как бы во взвешенном состоянии. К твердым осадкам относятся: снег — кристаллы льда, образующие различного рода снежин­ки размером 4—5 мм.; снежная крупа — осадки в виде непрозрачных сферических крупинок белого или матово-белого цвета d=2-5 m; ледяная крупа — твердые прозрачные с поверхности частицы, имеющие в центре непрозрачное матовое ядро.dкрупинок 2-5mm; град —более или менее крупные кусочки льда, имеющие сферическую или неправильную форму и сложную внут­реннюю структуру. d от 5 мм до 5—8 см. Если осадки не выпадают из облаков, а осаждаются из атмо­сферного воздуха на поверхности земли или на предметах, то та­кие осадки называются наземными. К ним относятся: роса — мельчайшие капли воды, конденсирующиеся на гори­зонтальных поверхностях предметов за счет радиационного выхолаживания их в ясные безоблач­ные ночи. Небольшой ветер (0,5—1,0 м/с) способствует образо­ванию росы. Если температура горизонтальных поверхностей ниже нуля, то водяной пар в аналогичных условиях сублимируется на них и образуется иней — тонкий слой ледяных кристаллов; жидкий налет — мельчайшие капли воды или сплошная водя­ная пленка, образующиеся в пасмурную и ветреную погоду на на­ветренных преимущественно вертикальных поверхностях холодных предметов Если температура указанных поверхностей ниже 0 °С, то на них может образовываться твердый налет — слой густо или плотно сидящих на поверхности кристаллов или тонкий сплошной слой гладкого прозрачного льда. В туманную морозную погоду при слабом ветре на оснастке судна, выступах, карнизах, проводах и пр. может образовываться зернистая или кристаллическая изморозь. В отличие от инея из­морозь не образуется на горизонтальных поверхностях. По характеру выпадения атмосферные осадки делятся на ливневые, обложные и моросящие. Ливневые осадки выпадают из кучево-дождевых (грозовых) облаков. Летом это крупнокапельный дождь (иногда с градом), а зимой — обильный снегопад с частой сменой форм снежинок, снежной или ледяной крупы. Обложные осадки выпадают из слоисто-дождевых (летом) и высокослоистых (зимой) облаков. Они характеризуются небольшими колебаниями интенсивности и большой длительностью выпадения. Моросящие осадки выпадают из слоистых и слоисто-кучевых облаков в виде мелких капель диаметром не более 0,5 мм, опускающихся с очень малыми скоростями. По интенсивности осадки подразделяются на сильные, умеренные и слабые.

 

12. Влияние атмосферных осадков на работу судовых РЛС. Атмосферные осад­ки значительно влияют на дальность радиолокационного обнару­жения. Происходит ослабление сигналов РЛС осадками (дождем, снегом, градом) за счет поглощения ими энергии электромагнит­ных воли. 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.

 

13. Оптические и электрические явления в облаках и осадках. При опр. условиях в атмосфере могут наблюдаться различные оптические, электрические, акустические и др. явления, так или иначе связанные с облаками и осадками. Наиболее распространенными из них являются: радуга — световая (радужная) дуга (дуги) радиусом 42°, 52°, окрашенная в спектральные цвета (по внешнему краю в крас­ный, по внутреннему в фиолетовый), наблюдаемая на фоне неба и облаков в противоположной от Солнца или Луны стороне с цент­ром в антисолярной точке (точке линии, соединяющей центр сол­нечного или лунного диска с глазом наблюдателя). Радуга объяс­няется преломлением солнечных лучей при входе и выходе из капель и полным внутренним их отражением внутри капель. Яр­кость и интенсивность радуги зависят от преобладающего диаметра дождевых капель. Гало — могут возникать, как многообразные оптические явле­ния, в ледяных облаках верхнего яруса, особенно в перисто-слои­стых. Разнообразие форм гало зависит главным образом от типов кристаллов, суммар­ного движения и пространственной ориентацией их осей (граней), а также от высоты Солнца;В тонких капельно-жидких облаках, сквозь которые просвечивают Солнце или Луна, могут возникать радужные коль­ца — венцы. Венцы могут наблюдаться также в тумане вокруг ис­кусственных источников света. Размеры венцов колеблются от 1 до 10 °. Венцы образуются за счет дифракции света при про­хождении через мельчайшие капли и кристаллы облаков и тума­нов световых лучей; Глории — подобны венцам, но наблюдаются они в противопо­ложной от Солнца или Луны стороне с центром в антисолярной точке. Это явление объясняется также дифракцией света, уже от­раженного в капельках облаков так, что он возвращается от обла­ка в том же направлении, по которому падал.

Основания кучево-дождевых облаков, содержащих преимущественно крупные капли, несут суммарный положительный заряд. Центральная часть грозовых облаков имеет общий отрицательный заряд, а вершины их, состоящие из мельчайших ледяных кристаллов, заряжены также положительно. Напряженность электрического поля атмосферы в облаках и между облаками и землей (суммарный заряд Земли отрицательный) достигает огромных значений (порядка сотен киловольт на 1 м). Особо активные процессы разделения и концентрации противоположных зарядов приводят к возникновению между облаками, его отдельными частями или облаками и Землей искровых разрядов — молний, сопровождаемых звуковыми колебаниями — громом. По виду молнии делятся на линейные, неточные, плоские и шаровые. Наиболее известна линейная молния, представляющая собой сильно разветвленную искру длиной 2—3 км при разряде между облаком и Землей и 15—20 км при разряде между облаками. Молниевый разряд начинается лидером, который создает канал молнии, средний диаметр которого составляет 15—20 с. Температура газовых стенок канала молнии достигает 20 000 °К. Мгновенный нагрев газа в молниевом канале приводит к резкому расширению воздуха, в результате чего возникают звуковые колебания — гром. Молниевый разряд в судно может вызвать пожар, вывести из строя антенны или радиопри­емные и передающие устройст­ва, вызвать перемагничивание магнитных приборов и т. д. Для защиты от молний на судах применяют различной конструк­ции молниеотводы.

 

 

14. Дальность видимости. Дальность видимости горизонта и огней в сумерках и ночью. Дальность видимости. Различают геометрическую, оптическую и метеорологическую дальность видимости. Геометрическая дальность видимости АС определяется кривизной Земли и светового луча и зависит от высоты наблюдателя и наблюдаемого объекта. Оптическая дальность видимости — это расстояние, на котором реальный объект при данных условиях погоды, освещения и наблюдения находится на границе восприятия зрением. Она зависит от прозрачности атмосферы, остроты зрения наблюдателя, свойств наблюдаемого объекта и фона, на котором наблюдается объект ее затруднительно применять в практических целях в качестве метеорологического элемента. Метеорологическая дальность видимости — это минимальное расстояние, на котором днем теряется видимость абсолютно черного объекта, наблюдаемого на фоне неба у горизонта и имеющего угловые размеры более 20 мин. Дальность видимости горизонта и огней в море ночью. Дальность видимости горизонта До можно определить в милях. Для радиолучей Д = 2,22sqrt(h); для световых лучей Д = 2,08sqrt(h). Дальность видимости огней в сумерки и ночью определяется освещенностью Е, которую огонь силой I создает на зрачке наблюдателя, находящегося на расстоянии L от огня при прозрачности атмосферы t: E=(I/L^2)*t.Огонь виден, если Е>Ео, где Е — пороговая чувствительность глаза или минимальная освещенность, воспринимаемая глазом. По этим формулам вычислены таблицы и составлены номограммы. Таким образом, дальность видимости реальных объектов и огней в море ночью будет равна наименьшему значению одной из трех величин: геометрической, оптической и метеорологической дальности видимости.

 

15. Рефракция света и УКВ. Виды рефракции и их зависимость от погоды. Рефракцию испытывают как световые лучи, так и радиоволны. Причем последние (особенно ультракоротковолнового диапазона) в одних и тех же метеорологических условиях испытывают значительно большее искривление, чем световые лучи. Критерием оптической неоднородности атмосферы служит показатель преломления n=c/v. В практике, пользуются не показателем преломления, а индексом показателя преломления N=(n-1)*10^6. Радиус кривизны лучей в оптическом или, радиодиапазонах зависит от скорости изменения индекса показателя преломления с высотой, т. е. от вертикального градиента индекса показателя преломления dN/dn. Для стандартной атмосферы (n=296) вертикальным градиентам соответствуют радиусы кривизны лучей: светового — около 40 000 и радиолучей — около 25 000 км.

 

16. Миражи. Аномальная рефракция света может явиться причи­ной миража — явления, при котором видны, кроме истинных пред­метов, также их мнимые изображения, являющиеся результатом полного внутреннего отражения в атмосфере. В зависимости от места расположения мнимых предметов миражи подразделяются на верхние, боковые и нижние. Причиной миражей являются необычно большие вертикальные (при верхнем и нижнем) и горизонтальные (при боковом мираже) градиенты плотности в нижнем слое атмосферы. Верхние и боковые миражи чаще наблюдаются в высоких широ­тах, где нередки случаи резкого падения плотности с высотой (осо­бенно при температурных инверсиях). Верхние миражи, напротив, возможны при незначительном падении плотности с высотой, осо­бенно при резко неустойчивой стратификации атмосферы. При верхнем мираже световые лучи, направленные от пред­мета вверх, отклоняются от прямолинейного направления и, иск­ривляясь, достигают глаза наблюдателя таким образом, что пред­меты кажутся отраженными вверх в перевернутом виде. При нижнем мираже лучи отклоняются так, что предмет кажется отраженным вниз и более обычного приподнят над горизонтом. При боковом мираже мнимые изображения появляются справа или слева от истинного положения предмета. Иногда очевидцы описывают явление сложного миража, когда очертания предметов сильно искажены. Это явление носит назва­ние фата-морганы.

 

17.Изменчивость атмосферного давления. Причины этих изменений. Атмосферное давление, как известно, в значительной степени зависит от температуры воздуха. Температурное поле атмосферы испытывает значительные колебания в пространстве (по горизонтали и вертикали) и времени. Основными причинами являются неравномерный приток тепла от Солнца, неравномерность в распределении материков и океанов по поверхности Земли, воздушные и океанские течения и т. д. Следовательно, вслед за температурой атмосферное давление будет испытывать аналогичные колебания. Распределение атмосферного давления называют барическим полем. Как всякое скалярное поле его наиболее наглядно представляют в пространстве поверхностями равных значений — изобарическими поверхностями, а на плоскости — линиями равных значений — изобарами

 

18. Вертикальный и горизонтальный барический градиенты. Изменчивость барического поля в трехмерном пространстве характеризуется пространственным барическим градиентом — вектором, показывающим степень изменения атмосферного давления в этом пространстве. На практике имеют дело не пространственным барическим градиентом,а с его проекциями на вертикальную ось – вертикальным барическим градиентом G1= -dp/dz(гПа/100м) и горизонтальную (уровенную) поверхность- горизонтальный барический градиент G2= -dp/dn(гПа/град). Давление меняется с высотой гораздо сильнее, чем в горизонтальном направлении, и вертикальный барический градиент в десятки тысяч раз больше горизонтального. В реальных условиях величина горизонтального барического градиента может значительно превышать среднее значение(1-2 гПа/111км), особенно в циклонах — фронтальных и тропических.

 

Барическая тенденция.

Изменчивость барического поля во времени для практических целей характеризуют величиной барической тенденции — величиной изменения давления за последние 3 ч перед сроком наблюдения, т. е. дельтаР=Р3-Р0. Барическая тенденция имеет знак, величину и характеристику. Последняя показывает скорость и характер изменения давления.. Характеристика Б. Т. определяется по форме кривой барографа за указанный промежуток времени и выражается в метеорологических телеграммах соответствующей цифрой по коду; числовая величина Б. Т. выражается в десятых долях миллибара со знаком плюс или минус. В теоретических работах Б. Т. отождествляется с локальной производной от давления по времени dp/dt.

ТЕНДЕНЦИЯ БАРИЧЕСКАЯ в метеорологии, величина и характер изменения атм. давления в данном пункте за 3 часа, предшествовавшие наблюдению. Т. б. определяется по кривой барографа. Сведения о Т. б. наносят на приземные карты погоды (см. Синоптические карты), используемые для её прогноза.

 

Геострофический ветер.

Равномерное прямолинейное горизонтальное движение воздуха в отсутствие силы трения, при равновесии силы горизонтального барического градиента и отклоняющей силы вращения Земли. Г.В. направлен по параллельным прямолинейным изобарам, отклоняясь от барического градиента на прямой угол — в северном полушарии вправо и в южном влево. Числовая величина скорости Г. В. определяется уравнением

а проекции ее на оси координат:

Если выразить скорость в м/с и барический градиент в миллибарах на 1° меридиана, то

Геострофический ветер — частный случай градиентного ветра.