Лекции по "Навигационной гидрометеорологии"

Поскольку ионы, находящиеся в тропосфере, имеют различные размеры, то и их подвижность различна. Легкие ионы имеют подвижность 1 cм2/c в, а ультратяжелые 25 10-5 cм2/c•в. Плотность тока проводимости i выражается формулой i= E λ , где λ - проводимость.

Из-за малой подвижности тяжелых ионов их участие в создании проводимости атмосферы и вертикальных токов мало. Увеличение количества тяжелых ионов понижает проводимость атмосферы и тем самым повышает напряженность электрического поля в ней. При туманах и большой запыленности воздуха из-за прилипания легких ионов к частицам воды и пыли проводимость понижается, а напряженность поля повышается, т. е. между проводимостью и напряженностью поля имеется обратная зависимость.

Электрическое поле атмосферы зависит от множества факторов (облаков, осадков, грозовой деятельности, условий местности и т. п.) и поэтому очень изменчиво. Градиент потенциала может меняться от нескольких десятков до сотен тысяч вольт на метр (обоих знаков). В средних широтах он несколько больше и убывает по направлению к полюсу и экватору, а также по мере поднятия вверх.

Напряженность электрического поля имеет довольно хорошо выраженный годовой и суточный ход. В средних широтах северного полушария максимум наблюдается зимой, минимум—летом; к северу и югу амплитуда годового хода уменьшается. В тропической зоне часто можно наблюдать два максимума и два минимума.

Суточный ход в сильной степени зависит от электрических свойств подстилающей поверхности в данном месте и поэтому имеет большие отличия даже в близко расположенных пунктах. Кроме того, он меняется от сезона к сезону.

Наиболее правильный суточный ход напряженности поля наблюдается над океанами, где он почти неизменен в течение всего года. Здесь максимум наблюдается в 18-19 ч, а минимум в 3 ч по Гринвичу (унитарная вариация). Почти такую же картину суточный ход имеет в полярных областях и на некоторой высоте над земной поверхностью.

Многочисленные наблюдения показывают, что осадки всех видов несут электрические заряды; при этом более крупные капли несут и больший заряд. Общая сумма положительных зарядов в осадках оказывается больше суммы отрицательных. Знак заряда зависит от той части облака, в которой образовалась капля; в то же время этот знак может изменяться при падении капли. Число положительно заряженных капель в среднем в 1,7 раза больше числа отрицательно заряженных капель. Средний отрицательный заряд, приходящийся на каплю, больше, чем положительный.

Полной теории образования зарядов капель еще нет. Однако можно указать на ряд таких процессов, которые приводят к электризации капель и их перезарядке. Назовем некоторые из этих процессов.

Находящиеся в электрическом поле атмосферы капли поляризованы т. е. в верхней их части один знак заряда, а в нижней другой, равный ему по величине. При столкновении крупных и мелких капель может происходить обмен зарядами, поэтому мелкие и крупные капли имеют разные знаки зарядов. При падении поляризованная капля также может захватывать ионы преимущественно одного знака.

В физике известно так называемое баллоэлектрическое явление, которое заключается в том, что при разбрызгивании капли электризуются, причем крупные брызги получают положительный заряд, а мелкие — отрицательный.

Наконец, важное значение имеют процессы, связанные с фазовыми  превращениями воды. При замерзании слабых растворов ряда солей между каплями и частичками замерзшей воды появляется разность потенциалов. Знак заряда льда зависит от типа соли и ее концентрации. Например, при малых концентрациях хлоридов лед заряжается отрицательно, а солей аммония и карбонатов — положительно. Наблюдения показывают, что при замерзании градин замерзшая часть электризуется положительно

Заряды облаков. Электрические заряды элементов облака сильно искажают «нормальное» электрическое поле атмосферы. Резкие изменения этих объемных зарядов (особенно в грозовых облаках) сказываются на изменении электрического поля у земной поверхности. В разных частях облака объемные заряды обычно имеют разные знаки (рис. 1.5.4.).

Рис. 1.5.4. Распределение зарядов в облаке.  

 

В верхней части грозового облака выше изотермы —10°, (где влага в виде ледяных кристаллов) происходит электризация мелких ледяных кристаллов, они приобретают положительный заряд. Более крупные кристаллы опускаются вниз, приобретая в средней части облака отрицательный заряд; при температуре выше 0° в нижней части облака они тают, под влиянием восходящих токов могут разрушаться и приобретать положительный заряд.

В грозовом облаке создаются мощные электрические поля, напряженность которых достигает нескольких сотен киловольт на метр. Это приводит к тому, что между отдельными его частями, а также между облаком и Землей, возникают искровые разряды в виде молнии, имеющей самые различные формы: линейную, ленточную, ракетообразну'0' шаровую.

Наиболее часто наблюдаются линейные молнии. Средняя их длина между облаком и Землей составляет 2—3 км, а внутри облака 15—20 км. Диаметр канала линейных молний в среднем 16—20 см, иногда он достигает 40 см, сила тока — сотен килоампер, длительность молнии не более 1,5 сек., мгновенная мощность измеряется миллионами киловатт. Температура стенок газового канала, по которому происходит разряд, мгновенно повышается до значений порядка 15-20 103 К. Внутри канала происходит разложение молекул воды на составные части с образованием гремучего газа. «Взрывы» канала вызывают ударные волны, называемые громом. Скорость распространения грома в первые доли секунды превышает 1000 м/сек, затем ударная волна вырождается в звуковую. Раскаты грома объясняются тем, что звук приходит от взрывов в разных частях канала и его разветвлений, а также отражением звука от облаков, атмосферных фронтов и др.

Иногда наблюдаются плоские молнии, когда разряд охватывает значительную часть облаков, шаровые — в виде шара или груши диаметром у земли «не более 20 см.

При разряде обычно молния сначала движется зигзагообразно, а затем по мере приближения к земле выпрямляется. Молния, с одной стороны, стремится к более возвышенным точкам земной поверхности, а с другой, к тем местам, где земная кора обладает большей электропроводностью. Поэтому не обязательно молния попадает только в возвышенные точки; она может ударить и в низины.

Обычно грозы в средних широтах на морском побережье наблюдаются только летом, а в океанах и зимой. Особенно много гроз в тропической и субтропической зонах бывает в сезон дождей. В умеренной зоне грозы чаще всего развиваются во второй половине дня (15—18 ч), реже утром и ночью.

Атмосферики. Под этим термином понимают помехи радиоприему в виде щелчков, шорохов и т. п., возникающие вследствие излучения электромагнитной энергии при грозовых разрядах. Они могут оказывать влияние на радиоприем в местах, находящихся за несколько тысяч километров от очага образования.

Пеленгуя очаг помех, мы можем составить суждение об атмосферных процессах на больших расстояниях, что особенно важно для океанов, где сеть метеорологических станций очень редка.

Огни Эльма. Когда напряженность электрического поля в атмосфере достигает больших значений, то в грозу (или перед грозой) наблюдаются светящиеся разряды на остриях и острых углах предметов, возвышающихся над земной поверхностью. Такое явление получило название огней Эльма.

Это явление чаще всего наблюдается на острых скалах, на выступающих вверх концах башен, на мачтах кораблей и изредка на животных и человеке. Оно может продолжаться несколько часов. Обычно эти разряды сопровождаются характерным шипением и потрескиванием. В горах это явление преобладает в летнее время, хотя может наблюдаться и в другие сезоны; в низинах же оно бывает зимой во время снежных бурь.

Огни Эльма представляют собой так называемые тихие, или коронные, разряды. Над острыми предметами линии равного электрического потенциала сгущаются, т. е. напряженность электрического поля сильно повышается, она может достигать здесь критической величины 30 000 в/см, что при нормальных атмосферных условиях достаточно Для электрического пробоя воздуха. В этом случае электроны, образовавшиеся около острия в результате нормальной ионизации, разгоняются электрическим полем до таких скоростей, что, размножаясь лавинообразно, вызывают вторичную ионизацию, что и сопровождается течением. Форма свечения имеет вид короны.

В зависимости от заряда электрода (острия) размеры короны различны: при положительном заряде они больше и цвет свечения фиолетовый, при отрицательном — меньше и корона светится голубоватым цветом. 

 

Вопросы для самопроверки

1. От чего зависит дальность  видимости? Что такое метеорологическая  дальность видимости?

2. Как определяется видимость  при плавании вблизи берегов  и в открытом море (днем и  ночью)?

3. Что такое астрономическая  и земная рефракция?

4. Какие явления связаны с  преломлением, отражением, рассеянием  и дифракцией солнечных и лунных  лучей?

5. Чем объясняется мерцание звезд, дрожание горизонта и удаленных  огней?

6. С какими облаками связаны  явления гало? Что представляют  собой венцы и при каких  условиях они возникают?

7. Какое значение имеют наблюдения  над различными оптическими явлениями в атмосфере?

8. Что такое «огни Эльма»?

К оглавлению. 

 

 

  

 

II. ОСНОВЫ СИНОПТИЧЕСКОЙ МЕТЕОРОЛОГИИ

2.1. Формирование погоды

Наблюдения за погодой получили достаточно широкое распространение во второй половине 19 века. Они были необходимы для составления синоптических карт, показывающих распределение давления и температуры воздуха, ветра и осадков.

В результате анализа этих наблюдений сложилось представление о воздушных массах. Это понятие позволило объединять отдельные элементы, выявлять различные условия погоды и давать ее прогнозы.

Определение. Воздушной массой называется большой объем воздуха, имеющий горизонтальные размеры несколько сотен или тысячи километров и вертикальный – порядка 5 км, характеризующийся примерной однородностью температуры и влажности и перемещающийся как единая система в одном из течений Общей Циркуляции Атмосферы (ОЦА).

Однородность свойств воздушной массы достигается формированием ее над однородной подстилающей поверхностью и в сходных радиационных условиях. Кроме того, необходимы такие циркуляционные условия, при которых воздушная масса длительно задерживалась бы в районе формирования.

Значения метеорологических элементов в пределах воздушной массы меняются незначительно – сохраняется их непрерывность, горизонтальные градиенты малы. При анализе метеорологических полей можно с достаточным приближением применять линейную графическую интерполяцию при проведении, например, изотерм, до тех пор, пока мы остаемся в данной воздушной массе.

Резкое возрастание горизонтальных градиентов, приближающееся к скачкообразному переходу от одних значений к другим, или, по крайней мере, изменение величины и направления градиентов (как в случае давления воздуха) происходит в переходной (фронтальной) зоне между двумя воздушными массами.

В качестве наиболее характерного признака той или иной воздушной массы принимается псевдопотенциальная температура, отражающая и действительную температуру воздуха и его влажность (температура, которую бы принял воздух при адиабатическом процессе, если бы сначала весь содержащийся в нем водяной пар сконденсировался при неограниченно падающем давлении и выпал из воздуха и выделившаяся скрытая теплота пошла бы на нагревание воздуха, а затем воздух был бы приведен под стандартное давление).

Поскольку более теплая воздушная масса обычно бывает и более влажной, то разность псевдопотенциальных температур двух соседних воздушных масс бывает значительно большей, чем разность их действительных температур. Вместе с тем, псевдопотенциальная температура медленно изменяется с высотой в пределах данной воздушной массы. Это ее свойство помогает определять напластование воздушных масс одной над другой в тропосфере.

Масштабы воздушных масс

Воздушные массы имеют тот же порядок величины, что и основные течения общей циркуляции атмосферы. Линейная протяженность воздушных масс в горизонтальном направлении измеряется тысячами километров. По вертикали воздушные массы простираются на несколько километров тропосферы, иногда до ее верхней границы.

При местных циркуляциях, таких, например, как бризы, горнодолинные ветры, фены, воздух в циркуляционном потоке также более или менее обособлен по свойствам и движению от окружающей атмосферы. Однако, в этом случае говорить о воздушных массах нельзя, поскольку масштаб явлений здесь будет иной.

Например, полоса, охваченная бризом, может иметь ширину всего 1-2 десятка километров, и потому не получит достаточного отражения на синоптической карте. Вертикальная мощность бризового течения также равна нескольким сотням метров. Таким образом, при местных циркуляциях мы имеем дело не с самостоятельными воздушными массами, а лишь с возмущенным состоянием внутри воздушных масс на небольшом протяжении.

Объекты, возникающие в результате взаимодействия воздушных масс – фронтальные поверхности, фронтальные облачные системы облачности и осадков, циклонические возмущения, имеют тот же порядок величины, что и сами воздушные массы – сравнимы по площади с большими частями материков или океанов и время их существования – более 2-х суток (табл. 3):

Таблица 3.

Примерные данные о соотношении 
горизонтальных и временных масштабов 
погодообразующих систем

Масштаб  систем	Линейные  размеры,  км	Время  существования,  сутки
Мезомасштабные	10-100	0.5-1
Субсиноптические	100-5--	1-2
Синоптические	500-1500	2-10
Планетарные	Тысячи	Десятки