Методические указания по выполнению практического занятия №8

Севастопольская морская академия
Кафедра «Судовождения и безопасности мореплавания»
Методические указания
по выполнению практического занятия №8
Туманы и облака
по дисциплине «Гидрометеорологическое обеспечение
судовождения»
для студентов очной формы обучения
направления/специальности 26.05.05 «Судовождение»
Севастополь-2014 г.
Методические
указания
разработаны
на
основе
ФГОС
по
специальности 26.05.05 «Судовождение».
Методические указания по проведению практического занятия №8
«Туманы и облака» по учебной дисциплине
« Гидрометеорологическое
обеспечение судовождения» составил профессор, доктор географических
наук, профессор кафедры «Судовождения и безопасности мореплавания»
Холопцев Александр Вадимович.
Севастополь, Севастопольская морская академия, 2014г.,
21
страниц.
Методические
указания
по проведению практических занятий
рассмотрены и утверждены на заседании кафедры «Судовождения и
безопасности мореплавания «14» июля 2014 г., протокол № 1 .
Зав.кафедрой “ Судовождения и безопасности мореплавания”
доктор технических наук
Кулагин В.В.
Рекомендовано к использованию в учебном процессе. Протокол
заседания учебно-методического совета № __________ от «___»___________
2014 года
СОДЕРЖАНИЕ
1. Цель и основные задания практического занятия
2. Список вопросов для входного контроля знаний студентов
3. Правильные ответы на поставленные вопросы
4. Основные положения теории. Туманы и облака
5. Темы для докладов студентов
4
4
4
5
20
6. Порядок проведения занятия
Рекомендованная литература
20
20
1. Цель и основные задания практического занятия .
Целью данного практического занятия является закрепление и
углубление знаний, полученных студентами на лекции №8.
Для достижения указанной цели студент должен выполнить следующие
основные задания:
- повторить лекционный материал, посвященный особенностям
туманов и облаков в земной атмосфере;
- подготовить и доложить реферат по одной из рекомендованных тем.
2. Список вопросов для входного контроля знаний студентов.
2.1. Что такое туман?
2.2. Чем облака отличаются от туманов?
2.3. Какие виды туманов и облаков могут быть по составу?
2.4. Какие классы туманов могут быть по механизму образования?
2.5. Какие классы облаков различают по их высоте над земной
поверхности?
2.6. Какой вид туманов чаще всего возникает над полыньями в
ледовых полях Арктики?
2.7. Какой вид туманов возникает летом в море , в районах апвеллинга?
2.8. Какие облака порождают грозы и шквалы?
2.9. Какие облака предвещают приближение быстрого холодного
атмосферного фронта и резкое усиление ветра?
3. Правильные ответы на поставленные вопросы.
3.1. Туман это скопление продуктов конденсации, сублимции водяного
пара или кристаллизации сосредоточенные у земной поверхности.
3.2. Облака, в отличие от туманов, всегда отделены от земной
поверхности и не влияют на горизонтальную видимость.
3.3. Они могут быть водные, ледяные и смешанные.
3.4. По механизму образования различают туманы
испарения,
охлаждения, фронтальные и техногенные.
3.5. Различают облака верхнего, среднего, нижнего яруса, а также
облака вертикального развития.
3.6. Туман испарения.
3.7. Туман охлаждения.
3.8. Облака вертикального развития.
3.9. Рыбовидные перистые облака.
4.Основные положения теории.
Туманы и облака
Определение и характеристики туманов
Туманом принято называть скопление капелек воды или
микрокристаллов льда в приземном слое воздуха толщиной от единиц до
нескольких сотен метров, при котором по направлению вдоль земной
поверхности дальность видимости не превышает 1 км.
Важнейший параметр тумана - его интенсивность. Для оценки
интенсивности тумана используют два подхода.
Первый исходит из того, что содержащиеся в воздухе капли и
кристаллы воды существенно влияют на прозрачность атмосферы. Поэтому
изменение дальности видимости в тумане может служить для оценки его
интенсивности. С учетом этого принято считать, что туман может быть
сильным, умеренным и слабым. В сильном тумане видимость не превышает
50м. В умеренном тумане видимость составляет от 50 до 500м. В слабом
тумане видимость от 500 до 1000м.
Если видимость на уровне земной поверхности составляет от 1 до 2 км,
данное состояние атмосферы принято называть умеренно и дымкой. При
видимости от 2 до 10 км имеет место слабая дымка.
Дальность видимости наблюдатель определяет "на глаз". Чем он
опытнее, тем в равных условиях оценка этой характеристики точнее.
Изменение условий наблюдения также может стать причиной погрешности
оценки дальности видимости одним и тем же даже самым опытным
оператором. Одной из причин погрешностей является наличие неучтенных
местных источников увлажнения воздушной массы (выпадение теплого
дождя вечером, поступление в атмосферу продуктов сгорания топлива).
Как видим, достоинством рассмотренного подхода является простота, а
недостатком - его относительность и неточность. Подход не требует для
своей реализации специального оборудования. Другой подход в этом смысле
является диаметрально противоположным. Он основан на определении таких
характеристик тумана как его водность и лёдность, связывающих
интенсивность тумана с количеством жидкой или твердой атмосферной воды,
содержащейся в единице его объема.
Водность - характеристика интенсивности тумана, состоящего из
капель воды (т.н. водяного пли смешанного). Водностью называется
суммарная масса воды в жилкой фазе (в виде капель), содержащаяся в 1 куб.
м. тумана.
Лёдность - аналогичная характеристика тумана, содержащего
кристаллики льда. Лёдностью называется суммарная масса воды в твердой
фазе (в виде кристаллов льда), содержащегося в 1 куб. м. тумана.
Нетрудно видеть, что и водность, и лёдность тумана являются
абсолютными и объективными характеристиками, однако простых
технологий их прямого измерения в настоящее время неизвестно. Обе
характеристики тумана, как правило, рассчитывают по результатам
измерения других его тепло физических характеристик.
В тумане капли имеют разные диаметры. Поэтому еще одной их
характеристикой является распределение капель по диаметрам. Под этим
распределением понимается
зависимость от диаметра капель их
концентрации в воздухе.
Наиболее часто применяемыми параметрами распределения капель по
диаметрам являются:
-мода (наиболее вероятное значение диаметра капель в тумане);
-среднее (среднее арифметическое диаметров всех капель, в 1 м 3
воздуха, содержащего туман);
-дисперсия (среднее арифметическое квадратов отклонений от среднего
величин диаметров капель, содержащихся в 1 м3 воздуха, содержащего
туман).
Образование и трансформация туманов
Процесс перехода водяного пара в жидкое или твердое агрегатное
состояние, происходящий в приземном слое воздуха называется
образованием тумана.
Трансформацией тумана называется изменение его характеристик в
результате взаимодействия с окружающей средой.
Туманы образуются водой в атмосфере, находящейся в жидком или
твердом агрегатном состоянии. Эта вода образуются из водяного пара в
результате
процессов
конденсации,
сублимации,
коагуляции
и
кристаллизации (замерзания).
Напомним, что процесс перехода водяного пара из газообразного в
жидкое состояние называется конденсацией.
Процесс перехода водяного пара из газообразного состояния в твердое,
минуя жидкое, называется сублимацией
Явление укрупнения капель или снежинок в результате их
столкновения называется коагуляцией (слипанием).
Процесс перехода воды из жидкого агрегатного состояния в твердое,
называется кристаллизацией.
Конденсацию,
сублимацию
и
кристаллизацию
вызывает
тепломассообмен облака или тумана с окружающей средой. Он изменяет
упругость водяного пара, окружающего капли, а также температуру воздуха.
Коагуляция есть результат неравенства нулю относительных скоростей
движения различных капель. Относительное перемещение капель приводит к
уменьшению расстояний и столкновениям между ними.
При некоторой упругости водяного пара в тумане могут встретиться
капли, над поверхностью которых эта упругость больше насыщающей, а
также капли, над поверхностью которых она меньше насыщающей.
Очевидно, что первые будут укрупняться за счет конденсации, а вторые –
испаряться. Так как насыщающая упругость водяного пара над каплями тем
меньше, чем больше их радиус, конденсация происходит лишь на крупных
каплях; мелкие испаряются.
Как видим, одним из результатов трансформации тумана, вызванной
его тепло-массо- обменом с окружающей средой, является уменьшение
дисперсии распределения его капель по их диаметрам. Среднее значение
распределения купель по их диаметрам может при этом как увеличиваться,
так и уменьшаться. Мода в ходе указанного процесса, как правило,
приближается к среднему значению. Рост капель тумана в результате
описанного процесса называется конденсационным.
Коагуляция происходит лишь при столкновении капель. Мелкие капли
(диаметрами менее 1-2 микрона) участвуют в броуновском движении, что
вызывает их столкновения и коагуляцию.
Чем выше температура воздуха, тем этот процесс интенсивнее. Этот
вид коагуляции называют - молекулярно- кинетическим.
Крупные капли (диаметрами более 15 микрон) осаждаются под
действием силы тяжести быстрее, чем мелкие. Поэтому в процессе своего
осаждения крупные капли догоняют и перегоняют мелкие. При этом
возможны столкновения между ними и т. н. гравитационная коагуляция.
При наличии ветра в приземном слое атмосферы причиной
столкновения капель может быть их увлечение атмосферной
турбулентностью. Это т. н. турбулентная коагуляция.
Рост капель в результате коагуляции, как правило, происходит
медленнее, чем при конденсационном механизме.
Кристаллизация может происходить как непосредственно, путем
замерзания жидких капель, так и путем т. н. переконденсации.
Переконденсация - это процесс роста кристалликов льда при
одновременном испарении капель воды в тумане, содержащем как капельки
воды, так и кристаллики льда Переконденсация может происходить при
постоянной температуре и без тепло-массообмена с окружающей средой.
Рассматриваемый процесс возникает потому, что насыщающая
упругость водяного пара надо льдом меньше, чем над водой. В результате
этого, по отношению к поверхности льда водяной пар может быть
насыщенным и даже пересыщенным, а по отношению к поверхностям капель
воды – ненасыщенным. Процесс идет до тех пор, пока все капли в тумане
(облаке) не испарятся, а ледяные кристаллы достигнут максимальных
размеров.
Увеличению водности тумана способствует поступление в
него дополнительных количеств водяного пара, либо понижение его
температуры. Того же результата можно достичь, внося в него
микроскопические твердые либо жидкие частицы – упомянутые выше
атмосферные ядра конденсации.
Уменьшению водности тумана способствуют выпадение из него
атмосферных осадков, повышение температуры воздуха и рассмотренный
выше процесс переконденсации.
Классификация и особенности туманов
В зависимости от своего происхождения туманы принято делить на
следующие классы:
1. Туманы испарения.
2. Туманы охлаждения.
3. Туманы фронтальные.
4. Туманы техногенные
Туман, образующийся в холодном воздухе над теплой водной
поверхностью, называется туманом испарения. В Севастополе именно этот
туман в ноябре- декабре может препятствовать движению катеров по бухте.
Также эта разновидность тумана может возникнуть при выпадении
теплого дождя через слой расположенного у земли холодного воздуха и
испарении водяной пыли водопадов, морского прибоя.
Условия необходимые для возникновения тумана испарения в морях
умеренных широт встречаются зимой. В высоких широтах (Арктика и
Антарктика) этот вид тумана образуется при движении над сравнительно
теплой поверхностью моря холодного воздуха, сформировавшегося надо
льдами.
Охлаждение воздуха также всегда благоприятствует возникновению
тумана. Понижение температуры воздуха влечет за собой увеличение его
относительной влажности и может вызвать конденсацию, как в атмосфере,
так и у земной поверхности. При этом образуется туман охлаждения. Он
имеет следующие разновидности:
-радиационные (поземные, низкие и высокие);
-адвективные;
-адвективно-радиационные,
-орографические (горных склонов, адиабатические).
Радиационные туманы образуются при ночном охлаждении
прогревшегося за день и насытившегося влагой воздуха над сушей. В
Севастополе они чаще всего наблюдаются в конце августа – начале сентября,
при хорошей погоде. Их можно наблюдать над Байдарской долиной. После
восхода солнца воздух прогревается и содержащийся в нем радиационный
туман рассеивается.
Адвективный туман образуется в умеренных широтах при движении
теплого влажного воздуха с моря на заснеженную или покрытую льдом сушу,
в высоких широтах - при перемещении воздуха с открытых акваторий океана
на его районы, покрытые льдами. В Севастополе этот вид тумана встречается
весной- при движении теплого воздуха с суши на холодную морскую
поверхность. Адвективные туманы отличаются высокой интенсивностью и
большой продолжительность.
Орографические туманы возникают при адиабатическом подъеме
воздуха по горному склону. В Крыму они образуются на главной гряде
Крымских гор при южном и юго-западном ветре, несущем влажный воздух с
моря. Горы стоят на пути движения этого воздуха и вынуждают его
подниматься по их склонам вверх. При этом воздух расширяется и
охлаждается, что и ведет к возникновению тумана.
Техногенными называют туманы, возникновение которых в
естественных условиях невозможно и связано с деятельностью человека. К
техногенным туманам относятся:
- городские:
- морозные (поселковые, печные, аэродромные);
- искусственные.
Четвертая разновидность туманов - фронтальные, К ним относят:
-предфронтальный теплого фронта (или фронта окклюзии теплого
типа);
-фронтальный туман;
-зафронтальный туман теплого фронта (или фронта окклюзии теплого
типа);
-туман смешения.
Предфронтальный туман теплого фронта возникает в слое холодного
воздуха непосредственно перед фронтом, в зоне интенсивных атмосферных
осадков. Он возникает потому, что выпадающие из облаков атмосферные
осадки в этом слое испаряются, дополнительно понижая его температуру и
насыщая его влагой.
Фронтальный туман следует подобно валу за линией фронта. Он
возникает в результате непосредственного теплообмена влажного (теплого) и
холодного воздуха на фронте. Фронтальный туман может иметь высокую
интенсивность, но малую продолжительность.
Зафронтальный туман теплого фронта образуется в теплом воздухе при
его движении за фронтом - над участками земной поверхности,
охладившимися в период нахождения над ними холодного воздуха.
Интенсивность и продолжительность существования зафронтального тумана,
обычно, малы.
Перемешивание способно как благоприятствовать образованию тумана,
так и препятствовать ему. Различают перемешивание горизонтальное и
вертикальное. При горизонтальном перемешивании воздушных масс может
образоваться туман смешения.
Вертикальное перемешивание в слое воздуха препятствует
образованию тумана. Оно приближает значение вертикального градиента
температуры в нем к сухо адиабатическому (если водяной пар ненасыщен),
или влажно-адиабатическому (если он насыщен).
Если стратификация до начала перемешивания была устойчивой, то
перемешивание ведет к потеплению в нижней части слоя и похолоданию в
верхней. Содержание водяного пара на различных расстояниях от земной
поверхности при этом выравнивается (уменьшается внизу и возрастает
вверху). При этом, если туман ранее и существовал, то под влиянием
вертикального перемешивания он рассеивается.
Одновременно с рассеянием тумана в нижней части слоя, в его верхней
части происходит похолодание, увеличивается содержание водяного пара, a
также образуются слоистые или слоисто- кучевые облака.
При температуре воздуха выше 0о С все туманы состоят из капелек
воды и образуются в процессе конденсации.
С понижением температуры воздуха ниже 0оС в тумане встречаются
как переохлажденные капли, так и кристаллы льда, образовавшиеся при
конденсации, сублимации и кристаллизации. При температурах ниже –40 оС
туман полностью состоит из микрокристаллов льда, образовавшихся в
результате сублимации.
Учитывая изложенное все туманы принято делить на:
- капельножидкие, или водяные, состоящие только из капелек волы:
- ледяные, состоящие из ледяных кристаллов;
- смешанные, состоящие из воды и кристаллов льда.
Капельножидкие туманы встречаются при температурах воздуха до о
28 С. Диаметр капель в них может быть от 1 до 40 μк (крайне редко - до
100μк). Его величина зависит от условий образования тумана.
В туманах испарения и на начальной стадии других видов тумана
преобладают капли диаметром от 1 до 20 μк. Чаще всего встречаются капли
диаметром от 2 до 4μк.
В радиационных и адвективных туманах встречаются капли диаметром
до 40μк.
В слабых туманах диаметр капель меньше, в сильных туманах больше.
Важной характеристикой тумана является его водность. Ее значения
изменяются от 0.02 до 1 г/ м3.
По данным наблюдений четкой зависимости между водностью тумана,
его типом и температурой образования нет. Как правило, водность тумана
образующегося при отрицательных температурах меньше.
Меньшие значения водности- 0.02-0.3 г/ м3, относятся к туманам
испарения при низких температурах (-10 , -20оС). Большие - к радиационным
и адвективным туманам (0.3- 1 г/ м3) при положительной температуре.
Концентрация капель в тумане зависит от его интенсивности: 1-10
капель/см3 для слабого тумана и дымки и 400-600 капель/ см3 для сильного
тумана.
Микроструктура ледяных и смешанных туманов сложнее. Строгой
верхней температурной границы для туманов этих типов не установлено.
Смешанные туманы возможны при температурах более –40оС. При меньших
температурах туманы только ледяные. Типичной формой кристаллов в них
являются пластинки, звездочки и иглы. Размер этих кристаллов от 10-15 μк
до 500 μк.
В слабых туманах встречаются кристаллы меньшего размера. В
сильных туманах - большего размера. Кроме кристаллов в смешанных
туманах присутствуют капли переохлажденной воды. Число мелких капель
(радиус менее 3 μк) в этих туманах мало. Преобладают более крупные капли
диаметром 5-6μк.
Водность кристаллических и смешанных туманов не превышает 0.03 г/
3
м . Число кристаллов в ледяных туманах менее 1 на см 3. Соотношение
капель и кристаллов в смешанных туманах весьма разнообразно.
Соотношение это изменяется "в пользу капель" при повышении температуры
воздуха.
Особенности туманов охлаждения
Как следует из изложенного, к туманам охлаждения относят туманы
радиационные, адвективные, адвективно-радиационные и орографические.
Основной причиной возникновения радиационного тумана является
ночное понижение температуры земной поверхности и воздуха в приземном
слое атмосферы до температуры ниже точки росы, Его образованию тумана
благоприятствуют следующие условия:
-ясная безоблачная погода ночью;
-слабый ветер у земли (не более 3-4 м/с);
-большая относительная влажность воздуха вечером (более 60%);
-выпадение несильного, вечернего, теплого дождя;
-сухая погода в предыдущие дни (почва сухая, имеющая малую
теплопроводность для потока тепла идущего из недр Земли);
-инверсионное распределение температуры воздуха в приземном слое
высотой от 50 до 300м;
-вогнутый рельеф местности, позволяющий холодному и плотному
воздуху накапливаться в низине.
При штиле охлаждение воздуха, имеющего низкую теплопроводность,
не распространяется высоко. Образуется приземный туман в слое высотой
единицы метров; выпадает роса либо иней.
При сильном ветре возникает вертикальное перемешивание в слишком
мощном (толстом) слое воздуха. Каждая его частица в этом случае
охлаждается незначительно и туман не возникает.
Оптимальна для образования радиационного тумана скорость ветра 12м/с.
Мощность слоя радиационного тумана зависит также от
продолжительности его существования. Условно по мощности этого слоя
различают туманы:
- поземные (толщина менее 2 м);
- нижние (толщина от 2 до 10 м);
- средние (толщина от 10 до 100 м);
- высокие (толщина более 100 м).
Летом в умеренных широтах преобладают поземные, нижние и средние
туманы. Зимой - радиационные туманы, как правило, высокие.
В малоподвижных антициклонах приземные радиационные инверсии
могут смыкаться с инверсиями оседания (возникающими в результате
нисходящих движений воздуха, вызывающих его сжатие и нагрев). Толщина
слоя таких инверсий и распространяющихся в них туманов может достигать
2-3 км. Такие зимние радиационные туманы могут сохраняться несколько
суток, не рассеиваясь даже днем.
Летом быстрый прогрев подстилающей поверхности вызывает
рассеивание радиационных туманов уже через 1- 2 часа после восхода
Солнца. Осенью они сохраняются и спустя 3-4 часа после восхода Солнца.
В отличие от туманов испарения, при образовании радиационного
тумана абсолютная влажность воздуха и его удельная влажность при
охлаждении до точки росы остаются практически постоянными. Под
влиянием турбулентного перемешивания и выпадения росы с понижением
температуры воздуха происходит перераспределение водяного пара между
различными стоя ми атмосферы и подстилающей поверхностью.
Для образования тумана необходимо, чтобы воздух охладился ниже
точки росы настолько, чтобы сконденсировалось достаточное количество
капель.
При одной и
той
же
величине
этого
дополнительного
охлаждения
Количество сконденсировавшегося водяного пара зависит от
температуры воздуха.
Чем выше температура, тем больше масса сконденсировавшейся влаги.
Поэтому
водность
радиационных
туманов,
образующихся
при
положительной температуре, больше, чем водность туманов, образующаяся
при температуре отрицательной. Из этого вовсе не следует, что зимой
видимость в них больше чем летом. Установлено, что и зимой и летом
радиационные туманы имеют примерно одинаковую интенсивность.
При низких температурах воздуха размеры кристалликов льда,
образующего зимний туман, значительно меньше размеров соответствующих
капель тумана, образующегося при положительной температуре.
Адвективные туманы образуются в теплой (и влажной) воздушной
массе, перемещающейся на более холодную подстилающую поверхность.
Они являются результатом ее неадиабатического охлаждения. При
взаимодействии теплого воздуха с более холодной подстилающей
поверхностью возникает теплообмен, приводящий к термической
трансформации воздушной массы. В ее нижнем слое образуется инверсия
температуры и усиливается устойчивость стратификации.
Чем дольше идет теплообмен, чем больше перепад температуры
воздуха относительно подстилающей поверхности, тем больше мощность
инверсии.
Понижение температуры воздуха в нижнем слое атмосферы вызывает
конденсацию в нем водяного пара, начинающуюся непосредственно от
земной поверхности. Верхняя граница слоя тумана практически совпадает с
верхней границей слоя инверсии.
Адвективные туманы образуются, как правило, зимой - в воздушных
массах, перемещающихся с океана на сушу, либо морские льды, а летом наоборот- с суши на океан. Условиями, благоприятствующими
возникновению адвективного тумана, являются:
-высокая относительная влажность воздуха, до вступления на
более холодную подстилающую поверхность;
-большая разность температур между подстилающей
поверхностью и надвигающейся на нее воздушной массой;
-средние скорости ветра 2-7 м с;
-увеличение или постоянство удельной влажности воздуха с высотой;
-умеренно устойчивая стратификация и сравнительно слабый
вертикальный обмен.
При скорости ветра более 7м/с возникает слишком сильное
вертикальное перемешивание, которое препятствует образованию тумана.
Тем не менее, иногда адвективный туман все же наблюдается и при скоростях
ветра до 15 м/с.
При слабом ветре (скорость менее 2м/с) воздушная масса перемещается
и охлаждается слишком медленно. Значительную часть излишков влаги она
успевает сбросить на земную поверхность в виде росы или инея.
Вертикальный обмен, как
уже отмечались выше, способствует
выравниванию количества водяного пара по вертикали. Если в приземном
слое удельная влажность воздуха увеличивается с высотой, то благодаря
вертикальному обмену влага будет переноситься из воздушной массы к
земной поверхности.
При очень устойчивой стратификации вертикальный обмен
(турбулентный теплообмен) прекращается. Молекулярный же теплообмен
происходит крайне медленно - охлаждение от земной поверхности в
воздушную массу практически не распространяется. В рассматриваемом
случае туман охлаждения образуется в очень тонком слое вблизи земной
поверхности, а иногда его и вовсе нет - просто выпадает роса.
Наибольшее охлаждение воздуха при образовании адвективного тумана
наблюдается в непосредственной близости от поверхности земли. Именно
здесь начинается образование этого тумана, здесь же водность его
максимальна, а видимость минимальна.
Мощность слоя адвективного тумана изменяется от десятков метров, до
2 километров. Адвективные туманы наблюдаются в любое время суток.
Ночью они усиливаются в связи с дополнительным радиационным
охлаждением воздуха в приземном слое.
Чаще всего в умеренных широтах адвективные туманы возникают
поздней осенью в прибрежных районах суши. К этому времени поверхность
суши уже достаточно охлаждена, тогда как море еще сохраняет тепла и
приходящий с моря воздух теплый и влажный.
Если для радиационных туманов
наиболее благоприятные
условия создаются в центральных частях антициклонов и вдоль осей
барических гребней, то для адвективных туманов наиболее благоприятны
теплые сектора циклонов и прилегающие к ним периферии антициклонов.
Туманы охлаждения, образующиеся зимой над сушей при вторжении на
нее теплых и влажных воздушных масс с океана, порождаются как
адвективными, так и радиационными механизмами (поэтому их принято
называть адвективно-радиационными). Они наиболее интенсивны и
занимают огромные площади.
Такие туманы наиболее опасны для авиации. Частным случаем
адвективных туманов являются туманы береговые, возникающие зимой над
сушей при ветре с моря.
Адвективные туманы образуются также над морем, при смещении на
его более холодные районы воздушных масс, сформировавшихся над более
теплыми водами. Чем больше горизонтальный градиент температуры
поверхности океана по траектории движения воздушной массы, тем больше
вероятность образования над водой адвективного тумана. Именно этим
вызваны частые и интенсивные адвективные туманы у островов
Ньюфаундленд, Медвежий и др.
Летом образование адвективных туманов может быть связано с
перемещением очень теплого воздуха с суши на относительно холодную
поверхность моря. Так возникают эти летние туманы на акваториях
Баренцева и Карского морей.
На побережьях Охотского и Японского морей летом наблюдается вынос
морского адвективного тумана ночью на 2-3 км вглубь материка. Они
типичны для Владивостока, Магадана, Южно-Сахалинска.
Возникающий над морем адвективный туман способен перемещаться
на значительные расстояния от места своего возникновения. Поэтому при его
прогнозе учитывают:
-траектории движения имеющихся областей тумана;
-адвективные изменения температуры и точки росы в приземном слое;
-возможность снижения облаков.
Исчезновению (рассеянию) адвективных туманов благоприятствуют:
-исчезновение теплого сектора циклона в процессе его
окклюдирования;
-прекращение адвекции тепла в связи с изменением направления ветра,
или при достижении воздушной массой температуры равновесия;
-понижение точки росы (вследствие конденсации и сублимации
водяного пара, особенно существенной на снежном покрове);
-увеличение в пограничном слое атмосферы вертикального градиента
температуры воздуха при одновременном понижении с высотой удельной
влажности воздуха;
-усиление ветра и вызванного им вертикального перемешивания,
возникновение осадков, способствующих рассеянию тумана;
Еще одна разновидность туманов охлаждения - т.н. орографические
туманы (или туманы горных склонов). Из долины такой туман выглядит как
облако, окутавшее склон горы.
В
образовании орографических туманов
большое значение
имеет адиабатические охлаждение влажного воздуха, поднимающегося по
слону горы. Другим фактором охлаждения этого воздуха может быть его
теплообмен с поверхностью склона (он особо существенен, если эта
поверхность- ледник). Стратификация воздуха, поднимающегося по склону,
должна быть устойчивой, иначе вместо тумана разовьются кучевые облака
(вертикальный обмен препятствует образованию туманов).
Особенности туманов испарения
Эта разновидность туманов возникает над водой, когда температура ее
поверхности существенно (более чем на 10оС) выше температуры
окружающего воздуха, а относительная влажность последнего более 70%.
Наиболее часто туманы испарения наблюдаются над незамерзающими
заливами арктических морей (например, над Кольским заливом), вблизи
кромки арктических льдов, осенью и зимой над быстрыми, незамерзающими
реками. Их образование связано, с одной стороны, с непрерывным
испарением с теплой водной поверхности, а с другой – с охлаждением
поднимающегося от этой поверхности теплого воздуха при его
перемешивании с воздухом холодным.
Туман испарения, как правило, захватывает не только водоем, но и
прибрежную территорию на глубину 10-20 км. Если берег высокий и если
ветер направлен вдоль залива, слой тумана может иметь мощность до 100м и
более.
Вследствие прогрева воздуха снизу он становится неустойчивым; в
приповерхностном
слое
возникает
интенсивное
вертикальное
перемешивание. Выше этого слоя (на высоте до 50-100м) сохраняется
инверсия
температуры,
задерживающая
дальнейшее
вертикальное
проникновение водяного пара. Благодаря этому туман испарения образуется
во всем слое от водной поверхности до верхней границы инверсии.
Если в приводном слое атмосферы штиль, а на высоте 100м отмечается
существенное усиление ветра, вместо тумана испарения могут возникать
низкие облака. В целом же слабые ветры благоприятны для развития этого
тумана.
Туманы испарения часто наблюдаются за холодным атмосферным
фронтом. Ночное радиационное выхолаживание усиливает туман. Над
небольшими реками осенью туман испарения наблюдается только ночью (при
этом он имеет вид приземного тумана).
При образовании радиационного тумана над заболоченными низинами
роль фактора испарения также велика. Вечером, когда в заболоченной почве
еще значительны запасы тепла, быстрое понижение температуры воздуха
приводит к образованию тумана испарения. В дальнейшем, когда температура
почвы существенно понижается, этот туман может рассеяться, либо
превратиться в туман радиационный.
Этим объясняются на первый взгляд непонятные случаи быстрого
рассеяния тумана, образовавшегося с вечера, над заболоченными низинами,
хотя сохраняется ясная тихая погода, а радиационное ночное охлаждение
почвы продолжается.
Классификация облаков
Облака представляют собой значительные по объему скопления
продуктов конденсации, сублимации водяного пара, либо кристаллизации
водных капель, расположенные на некотором удалении от земной
поверхности.
Причиной образования облаков является увеличение содержания в
некоторой области атмосферы водяного пара и атмосферных ядер
конденсации или понижение температуры воздуха.
Вид облаков, чаще всего формирующихся над тем или иным регионом,
зависит от времени года. Так, в зимние месяцы над Азовским морем
преобладает низкая облачность слоистых форм –Ns, -St, - Sc. Повторяемость
этих облаков составляет 35%. Весной здесь наиболее часто повторяются
облака среднего и верхнего яруса: перистые Ci- до 28% и высоко кучевые
облака Ас до 30 %. Летом над Азовским морем преимущественно образуются
кучевые облака Cu (до 35%) и высоко - кучевые Ас (до 20%). Слоистые
облака почти не наблюдаются. Осенью здесь вновь доминирует облачность
слоистых форм -Ns, -St, - Sc с повторяемостью до 31% Высоко – кучевые
облака Ас бывают реже ( их повторяемость менее 27%).
В зависимости от вертикального распределения температуры воздуха в
тропосфере облака могут состоять из капелек веды, снежинок, либо
кристалликов льда, называемых облачными элементами.
В каждом облаке происходят процессы образования и ликвидации
облачных элементов. Образование облачных элементов происходит с
участием атмосферных ядер конденсации. Этот процесс идет в тех слоях
атмосферы, где относительная влажность оказывается достаточно большой.
Зародыши, формирующиеся в результате взаимного притяжения ядер с
окружающими их молекулами водяного пара, оказываются жизнеспособны и
укрупняются, если конденсация преобладает над испарением. Как правило,
это имеет место при пересыщениях водяного пара 101-110%.
Зародившиеся таким образом облачные элементы растут путем одной
только конденсации вплоть до достижения ими радиуса 14-15 микрон. На
последующее укрупнение облачных элементов до радиусов 20-25μκ наряду с
конденсацией начиняет оказывать все усиливающееся влияние коагуляция.
Начиная с радиусов 25μκ, дальнейший рост облачных элементов происходит
за счет коагуляции.
В каждом облаке, образовавшиеся на том или ином атмосферном ядре
конденсации облачные элементы под действием силы тяжести устремляются
вниз. При этом они выходят из слоя, где относительная влажность воздуха
достаточно высока и конденсация доминирует над испарением. Такие
опустившиеся из облака облачные элементы начинают испаряться. Этот
процесс приводит к выносу атмосферных ядер конденсации вниз из облака, а
также перераспределению их внутри облака. В результате этого, в облаках
концентрация атмосферных ядер конденсации может быть меньше, чем вне
облаков. Особенно значительное скопление ядер наблюдается под облаком. В
самом облаке количество ядер конденсации убывает от основания к вершине.
Интенсивность процессов перераспределения атмосферных ядер
конденсации, происходящих как в облаке, так и вокруг него, зависит от
параметров процессов вертикального перемешивания, происходящих в нем.
Наиболее велика интенсивность этих процессов в облаках вертикального
развития и кучевых форм. Поэтому число атмосферных ядер конденсации в
облаках слоистых форм больше, чем в кучевых облаках. Разность
концентраций ядер в облаках и под ними у облаков слоистых форм меньше,
чем у облаков кучевых.
В облачных элементах значительную часть ядер конденсации
составляют
микрокристаллы
хлоридов.
Концентрация
хлоридов,
растворенных в дождевых каплях, изменяется в пределах 0.1-10 мг/л.
Поэтому многие объясняют возникновение таких ядер взаимодействием
атмосферы с поверхностью Мирового океана.
Концентрация хлоридов в слоистых и слоисто- кучевых облаках
больше чем в слоисто- дождевых в среднем в 7 (семь) раз. В облаке,
находящемся на стадии распада, концентрация хлоридов со временем
возрастает.
В центральной части каждой снежинки содержится одно относительно
крупное ядро конденсации (размером порядка 1 микрона), а в ее
периферийной части - множество более мелких ядер (размером от 0.05 до 0.1
микрона). Поэтому при выпадении снега облака быстрее теряют свои ядра
конденсации.
Перламутровые облака, как уже отмечалось выше, располагаются в
стратосфере - на высотах 28-30 км. Они наблюдаются в высоких и умеренных
широтах преимущественно в сумерках.
После заката нижние слои атмосферы уже не освещаются солнечными
лучами, а эти, удаленные от земной поверхности облака, все еще освещаются
Солнцем. По внешнему виду они напоминают весьма быстро движущиеся
перистые облака.
Установлено, что перламутровые облака состоят из микрокристаллов
льда. Учитывая температуру воздуха на высоте расположения перламутровых
облаков (менее –60оС), ясно, что эти кристаллы возникают при сублимации
водяного пара.
Не менее загадочна природа и серебристых облаков. Эти скопления
микрокристаллов льда располагаются на высоте 80-90 км (в мезопаузе). Они
наблюдаются также в сумерках преимущественно в широтах выше 50
параллели.
Температура воздуха в мезопаузе опускается до –90оС, поэтому эти
микрокристаллы могут возникать только путем сублимации водяного пара.
Особенности конфигурации тех или иных облаков наиболее просто
выявляются визуально. Поэтому наиболее распространенной классификацией
облаков является т.н. "морфологическая".
В соответствии с ней, в метеорологии выделяют четыре семейства
облаков, в которые входят облака разных видов и подвидов, встречающиеся в
тропосфере и так или иначе связанные с погодой.
В семейство облаков верхнего яруса входят облака, расположенные на
высотах более 6000м. К нему относят облака:
- перистые (Cirrus -Ci);
- перисто-кучевые (Cirrocumulus - Сс);
- перисто- слоистые (Cirrostratus - Cs);
Облака,
относящиеся
к
данному
семейству,
состоят
из
микрокристалликов льда, образовавшихся путем сублимации и никогда не
дают осадков. Они представляют собой тонкие, белые облака в виде
волокнистого покрова, изогнутых перьев, волн или прозрачной вуали,
затягивающей небо.
Перистые облака внешне выглядят как белые волокнистые, обычно
очень тонкие и прозрачные, иногда с более плотными или хлопьевидными
включениями. Высота их основания - в умеренных широтах 7-10 км, в
тропиках -17-18 км. В приполярных районах при низкой температуре воздуха
могут располагаться и у земной поверхности.
Толщина слоя перистых облаков колеблется от сотен метров до
нескольких километров.
Перистые облака обычно прозрачны. Сквозь них днем просвечивает
Солнце и голубое небо, а ночью Луна и звезды. Днем они практически не
уменьшают освещенности, а наземные предметы при них отбрасывают тени.
Микроструктура перистых облаков кристаллическая, кристаллы в виде
призм-столбиков, обычно с внутренними воздушными полостями. Водность
кристаллов - несколько тысячных г/м3.
Перистые облака осадки не образуют. Они возникают при волновых
движениях и слабых упорядоченные восходящих движениях в верхней
тропосфере. Ci unc нередко образуются в авангарде облачной системы
тёплого фронта или фронта окклюзии (на расстоянии 400-800 км от
приземной линии фронта).
Перисто-кучевые облака по внешнему виду напоминают гряды или
слои. Эти тонкие белые облака (без серых оттенков), состоящие из мелких
волн, ряби, хлопьев, частично с волокнистым строением. Высота их нижней
границы 6-8 км. Толщина слоя 100-400 м. Горизонтальные размеры
отдельных частей 50-200 м, облачных массивов - до 100 км.
Сквозь перисто-кучевые облака также хорошо просвечивают Солнце,
Луна, звёзды (по крайней мере, наиболее яркие). Иногда дают сегменты
кругов (гало) вокруг Солнца (Луны) радиусом 22° или 46°. Солнечные тени
от предметов резкие. Осадки не выпадают.
Данные облака образуются в результате волновых движений в верхней
тропосфере во фронтальных зонах и связанных с ними струйных течениях.
Чаще всего наблюдаются вблизи холодных фронтов. Время существования от десятков минут до нескольких часов.
Перисто-слоистые облака по внешнему виду- белёсая (иногда
желтоватая или голубоватая) полупрозрачная пелена, слегка волокнистая или
размытая, закрывающая всё небо или значительную его часть. Боковая
граница либо резко выраженная (голубое небо), либо представляет собой
плавный переход в скопление Ci. Высота нижней границы- 6-8 км. Толщина
слоя от 200 м до 2-3 км. Горизонтальные размеры отдельных частей - десятки
километров, облачных массивов - 200-800 км, иногда до 1500 км.
Процессы их образования - упорядоченные восходящие движения
воздуха в верхней тропосфере в зонах атмосферных фронтов (чаще всего
тёплых фронтов, фронтов окклюзии, реже на холодных фронтах - в основном
медленнодвижущихся)
Облака среднего яруса могут быть высококучевые и высокослоистые.
Средняя высота их нижней границы:
2 - 6 км. Толщина:
0,2 - 0,7 км. Микроструктура облаков: Преимущественно капельная, иногда
смешанная, ещё реже кристаллическая. Радиус капель 4 - 5 мкм, кристаллы толстые пластинки, столбики, комплексы столбиков. Водность - 0,1 - 0,2 г/м3.
Сквозь высококучевые облака Солнце и Луна местами просвечивают,
но размыто, наблюдаются венцы. Осадки из них не выпадают, изредка
наблюдаются полосы падения.
Высококучевые облака располагаются правильными параллельными
рядами, вследствие перспективы кажутся сходящимися в одной точке. Иногда
наблюдается правильная структура.
Высокослоистые облака имеют толщину от 1 до 2 км.
Микроструктура облаков равномерно смешанная или кристаллическая.
Реже капельная. Радиус капель 4 - 5 мкм. Кристаллы тонкие, в виде
столбиков, толстых пластинок,реже бесформенные тонкие пластинки. В
нижних частях слоя также капли дождя (при положительных температурах)
или снежинки (при отрицательных). Водность этих облаков - 0,2 - 0,5 г/м3.
Сквозь них Солнце и Луна просвечивают как сквозь матовое стекло. В
тонких разновидностях иногда наблюдаются венцы. Имеют чаще всего
серовато-синеватый оттенок. Осадки выпадают зимой (снегопады). Летом
осадки из таких облаков обычно не достигают земли, могут представлять
собой морось.
Могут находиться в облачных системах теплых и холодных фронтов,
где идут за перисто-слоистыми облаками и сменяются слоисто-дождевыми.
Облака нижнего яруса – это слоисто-дождевые , а также слоистые
облака.
Слоисто-дождевые облака образуют однородный тёмно-серый слой,
обычно закрывающий всё небо без просветов. Они порождают
продолжительные, осадки, во время которых их слой теряет очертания,
выглядит бесформенным. Данные облака располагаются на высотах от 0,1 до
1 км, причём ниже всего они вблизи линии фронта.
От слоистых облаков слоисто-дождевые отличаются неоднородностью
строения, более тёмным цветом и порождением обложных осадков. В нижней
части слоисто-дождевых облаков находятся мелкие капли воды с примесью
снежинок (при отрицательной температуре), либо сравнительно крупные
капли (при положительной температуре). Большинство капелек имеет радиус
7—8 мк с колебаниями от 2 до 72 мк.
Cлоисто-дождевые облака образуются в процессе охлаждения воздуха
при его восходящем движении вдоль наклонной поверхности (например,
горы) вблизи линии фронта, однако такое движение воздуха может
происходить и без связи с линиями приземных фронтов.
Механизмы образования облаков
Важнейшими процессами, приводящими к образованию облаков,
являются адвекция и восходящие движения воздуха. При различных
сочетаниях параметров этих процессов, а также при разных значениях
вертикальных градиентов температуры воздуха и упругости водяного пара
образуются облака разнообразнейших конфигураций и свойств.
Облака слоисто-дождевые, высокослоистые , перисто-слоистые и
перистые образуются в результате восхождения теплого и влажного воздуха
по клину воздуха холодного.
Облака слоистые образуются в зоне интенсивной атмосферной
турбулентности.
Волнообразные облака выглядят как разбивающиеся о берег
океанические волны. Они названы в честь немецкого физика Германа фон
Гельмгольца и британского физика Лорда Кельвина, и формируются, когда
два разных слоя воздуха проходят мимо друг друга на разной скорости. При
этом верхний слой движется быстрее, чем нижний. Некоторые области на
границе соприкосновения (в области сдвига) движутся вниз, а другие —
вверх. Волноподобные облака обычно являются верным признаком
атмосферной нестабильности.
Облака кучевых форм также образуются в результате колебаний
воздушных слоев.
Облака вертикального развития образуются на быстрых холодных
атмосферных фронтах (Ката-фронтах).
5. Темы для докладов студентов.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
Туманы как фактор снижающий безопасность мореплавания.
Механизмы образования туманов над морем.
Облака и прогнозирование перемен погоды.
Механизмы образования облаков.
Облака и опасные природные явления.
Смог.
Дальность видимости в тумане.
6. Порядок проведения занятия.
1. Вводная часть. Проверка наличия студентов и их готовности к
занятию. Оглашение темы занятия, его цели и заданий.
2. Доклады студентов
3. Обсуждение докладов.
4. Заключительная часть. Подведение итогов занятия.
Рекомендованная литература
1. Холопцев А. В. Введение в гидрометеорологию./А. В. Холопцев, А. И.
Рябинин// Севастополь. – СНУЯЭиП. -2002. -220с.
2. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат»,
1976. 639с.
3. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1.
246с.
4.Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
5.
Стехновский
Д.И.,
Зубков
А.Е.
Навигационная
гидрометеорология. -М.; Транспорт. 1977.- 264 с.
6. Атлас облаков. -Л.; Гидрометеоиздат. 1978. - 268 с.
7. Гуральник И.И., Дубинский Г.П., Ларин В.В., Мамиконова С.В.
Метеорология. -Л.; Гидрометеоиздат. 1982. - 440 с.