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 30с. 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.
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" Кn:
МВ = 20 миль, Кn= 0,85; МВ = 10 М, Кп= 0,74 и т.д.
Видимость тех или иных объектов зависит:
от зрения наблюдателя;
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.);
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).
Очень сильный туман
Thick fog, very bad visibility
Fog, bad visibility
Moderate fog, low visibility
Thin fog, mist or haze or
very poor visibility
Слабый туман, дымка или
мгла, очень плохая види-
Very good visibility
Очень хорошая видимость
При плавании в открытом море вдали от берегов видимость определяют по отчетливости линии горизонта, исходя из следующих признаков, установленных опытным путем:
Различаемость линии горизонта
Линия горизонта очерчена резко ……………..
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 волнык= 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 -2 мм (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.).
а – далекий горизонт, б – близкий горизонт
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 АВ, 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 0С, 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 0равна332 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 Gв9,4 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:
шкаловую - выбирают из паспорта прибора;
температурную - вычисляют по формуле;
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:
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
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 Рг, 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 Рви горизонтальный Ргбарические 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.
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)