Лекции по "Навигационной гидрометеорологии"

 

Температура воздуха в тропосфере может изменяться не только под влиянием рассмотренных выше факторов (потоки лучистой энергии, теплопроводность, конвекция и др.), но и в результате изменения атмосферного давления. Давление воздуха с высотой уменьшается, и поэтому объем поднимающегося более теплого воздуха расширяется. Если расширение воздуха идет без притока энергии извне, то единственным источником, из которого может черпаться энергия, является внутренняя энергия самого расширяющегося воздуха. Так как внутренняя энергия газа пропорциональна его температуре, то уменьшение энергии ведет к понижению температуры.

Очевидно, что при опускании массы воздуха из-за увеличения давления объем этой массы будет уменьшаться. За счет превращения работы внешней силы во внутреннюю энергию увеличивается запас тепловой энергии сжимающегося объема воздуха, что ведет к повышению его температуры.

Охлаждение воздуха при расширении и нагревание при сжатии, происходящие без притока и отдачи тепла, называют адиабатическим охлаждением или адиабатическим нагреванием. Строго адиабатических процессов в атмосфере не может быть, гак как никакая масса воздуха не может быть полностью изолирована от теплового влияния окружающей среды. Однако если атмосферный процесс протекает достаточно быстро или поднимается (опускается) большой объем воздуха, то теплообмен мал и изменение состояния с достаточным приближением можно считать адиабатическим. Вблизи земной поверхности процессы большей частью неадиабатичны, так как воздух получает или отдает тепло подстилающей поверхности. В свободной атмосфере процессы в основном адиабатичны, так как воздух удален от земли и поверхности, являющейся основным источником тепла.

Из курса физики известно, что адиабатические изменения температуры в сухом или во влажном ненасыщенном воздухе выражаются уравнением Пуассона

, смысл которого состоит в следующем. Если давление сухого или ненасыщенного воздуха меняется от р0 в начале до р  в конце процесса, то температура в этой массе меняется от Т0 в начале до Т в конце процесса.

Как показывают вычисления, температура изменяется приблизительно на 1° при подъеме или опускании массы воздуха на каждые 100 м. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры, γа, а график, показывающий изменение температуры воздуха с высотой в этих условиях, называется сухой адиабатой.

При подъеме насыщенного водяным паром воздуха скорость его охлаждения несколько уменьшается, так как при этом происходит конденсация водяного пара, при которой выделяется скрытая теплота парообразования (около 600 кал на 1 г сконденсированной воды), идущая на нагревание этого поднимающегося воздуха. Адиабатический процесс, происходящий внутри поднимающегося (опускающегося) насыщенного воздуха, называется влажноадиабатическим Величина понижения (повышения) температуры на каждые 100 м в поднимающейся (опускающейся) влажной насыщенной массе воздуха называется влажноадиабатическим градиентом температуры γв, а график изменения температуры с высотой в подобном процессе носит название влажной адиабаты. В отличие от сухоадиабатического градиента γа влажноадиабатический градиент γв — величина переменная, зависящая от температуры и давления, и лежит в пределах от 0,3° до 0,9° на 100 м высоты (в среднем 0,6° на 100 м.). Чем больше конденсируется влаги при подъеме воздуха, тем меньше величина влажноадиабатического градиента; с уменьшением количества влаги его величина приближается к сухоадиабатическому градиенту.

Рассмотрим, как будет изменяться температура в поднимающейся ненасыщенной массе воздуха, но содержащей некоторое количество водяного пара (рис. 1.2.11). Сначала температура будет понижаться по сухой адиабате и уменьшится с t0 до t1. На некоторой высоте, называемой уровнем конденсации, относительная влажность поднимающегося воздуха достигнет 100%. В восходящей массе воздуха начнется конденсация водяного пара, и температура будет уменьшаться уже по влажной адиабате с t1 до t2.

Пусть вся сконденсировавшаяся влага выпала вниз в виде осадков и по каким-то причинам эта же масса воздуха начнет опускаться вниз. Очевидно, что так как масса воздуха стала не насыщенной водяным паром, то температура в ней будет изменяться по сухой адиабате и к земной поверхности она придет с температурой t3>t0 .

Таким образом, хотя рассматриваемая масса воздуха вернулась на прежний уровень с прежним давлением, но ее конечная температура оказалась выше начальной. Такой процесс в метеорологии называется псевдоадиабатическим.

Рис. 1.2.11. Изменение температуры в ненасыщенном воздухе. 

 

Если же в опускающейся массе воздуха есть капли и кристаллы воды, то они при опускании и нагревании воздуха будут постепенно испаряться. При этом часть запасов тепла воздушной массы будет израсходована на испарение и поэтому повышение температуры при опускании замедлится. Водяной пар остается насыщенным до тех пор, пока все продукты конденсации не перейдут в газообразное состояние, и поэтому температура в нем будет повышаться по влажноадиабатическому закону.

Значение сухо- и влажноадиабатических процессов имеет большое значение для понимания многих явлений, происходящих в атмосфере, таких, как образование осадков, облаков, гроз, конвекции.

Условия вертикальной устойчивости атмосферы. Распределение температуры по высоте в атмосфере в том или ином районе в данный момент времени может быть самым разнообразным. Графическое изображение изменения температуры по высоте по данным конкретного зондирования атмосферы называется кривой стратификации температуры. В зависимости от величины фактического вертикального градиента температуры γ в окружающем воздухе перемещающийся по вертикали объем может находиться в одном из трех состояний вертикального равновесия: устойчивом, неустойчивом и безразличном.

Рис. 1.2.12. Условия вертикального равновесия ненасыщенного воздуха. 

 

Рассмотрим условия вертикального равновесия ненасыщенного воздуха. На рис. 1.2.12 показаны три различные кривые стратификации в некотором слое воздуха. Кривая 1 соответствует случаю, когда γ > γа, кривая2 — случаю, когда γ = γа, кривая 3 — случаю, когда γ< γа.

Предположим, что некоторая масса воздуха перемещается по высоте на величину Δz. При этом температура этой массы будет изменяться по сухоадиабатическому закону.

Если вертикальный градиент температуры окружающего воздуха больше сухоадиабатического, т. е. γ > γа (кривая 1), то поднимающаяся с уровня Z0 некоторая масса воздуха будет иметь температуру выше, чем окружающий воздух, и, следовательно, как менее плотная, будет продолжать подъем. При перемещении вниз эта же масса воздуха будет холоднее окружающего воздуха и, следовательно, как более плотная, будет опускаться и дальше. Такую температурную стратификацию атмосферы называют неустойчивой.

Если γ<γа (кривая 3), то поднимающаяся масса воздуха будет холоднее, а опускающаяся — теплее окружающего воздуха. Поэтому перемещающаяся масса воздуха будет стремиться вернуться на свою прежнюю высоту. Такая стратификация атмосферы называется устойчивой.

Наконец, если γ=γа (кривая 2) и под действием какого-либо внешнего импульса масса воздуха начнет подниматься, то ее температура, изменяясь по сухоадиабатическому закону, будет всегда равна температуре окружающего воздуха. По этой причине, как только импульс прекратит свое действие, масса воздуха перестанет подниматься и останется на том уровне, где прекратилось действие первоначального толчка. При такой стратификации поднимающийся объем находится в состоянии безразличного равновесия (безразличная стратификация).

Рис. 1.2.12 может быть использован для иллюстрации условий вертикальной устойчивости насыщенного воздуха, если предположить, что кривые 1 и 3 — это кривые действительной стратификации, а кривая 2 — влажная адиабата.

Как показывают наблюдения, стратификация воздуха в приводном слое существенно зависит от разности температур вода-воздух. Если разность отрицательная (вода холоднее воздуха), то стратификация устойчивая. Если разность положительная (вода теплее воздуха), то стратификация неустойчивая. Если температура воды равна температуре воздуха, то стратификация безразличная (нейтральная). 

 

Географическое распределение температуры воздуха. Для наглядного представления распределения температур на земной поверхности строят карты изотерм. В целях получения сравнимости температур в различных пунктах, расположенных на разных высотах, наблюдаемые температуры приводят к уровню моря.

Температура воздуха у земной поверхности, в общем, уменьшается от экватора к полюсам в соответствии с зональным убыванием притока солнечной радиации, причем особенно значительные изменения температуры воздуха в меридиональном направлении наблюдаются в зимнее время года (рис. 1.2.13).

Распределение температуры воздуха над поверхностью Земли зависит от следующих четырех основных факторов:

1) широты,

2) высоты поверхности суши,

3) типа поверхности, в особенности  от расположения суши и моря,

4) адвективного переноса тепла ветрами и течениями.

Влияние высоты местности на температуру воздуха на рис. 1.2.13 и 1.2.14 исключено приведением температур к поверхности моря.

Влияние широты на величины температур сказывается в том, что с увеличением широты вне тропической зоны температура понижается. С увеличением широты угол падения солнечных лучей на земную поверхность все больше отклоняется от вертикали, следовательно, приходящая солнечная радиация проходит через более мощный слой атмосферы и распространяется на большую площадь поверхности Земли. При этом основная часть приходящей энергии отражается от этой поверхности.

Простирание изотерм, однако, не параллельно линиям широт. Летом над континентами они расположены ближе к полюсам (то есть температура воздуха выше над материками), в то время как зимой над материками они смещены к экватору (то есть температура воздуха выше над океанами). 

 

 

Рис. 1.2.13. Температура воздуха в январе, приведенная к уровню моря. Пунктиром показано приблизительное положение термического экватора. 

 

Изотермы на картах не совпадают с широтными кругами. В одних местах изотермы отклоняются к высоким широтам, образуя языки тепла, а в других—к низким, образуя языки холода. Главная причина отклонения изотерм от зонального положения ,— это неравномерное распределение суши и моря с их неодинаковыми условиями нагревания. Другая причина — распределение теплых и холодных океанических течений. Некоторое влияние на положение изотерм оказывают и горные хребты, являющиеся препятствием для проникновения теплых и холодных воздушных масс в широтном .или меридиональном направлении.

Рис. 1.2.13. Температура воздуха в июле, приведенная к уровню моря. Пунктиром показано приблизительное положение термического экватора (по Р.Дж. Бэрри и Р.Дж. Чорлей). 

 

В южном полушарии изотермы идут плавно и почти в широтном направлении. Это объясняется относительной однородностью подстилающей поверхности этой части земного шара (преобладают океаны). В северном же полушарии на температурный режим атмосферы оказывает, сильное влияние распределение материков и океанов с их мощными -течениями (Гольфстрим, Куросио и др.). Над поверхностью этих течений происходит нагрев воздуха. Частые вторжения холодного воздуха из Арктики зимой на северо-восток Азии. В Северной Америки и его радиационное выхолаживание приводят к сильному понижению температуры, поэтому январские изотермы в северном полушарии над океанами искривляются к северу, а над континентами—к югу. В северо-восточной части Азии, как видно на карте январских изотерм, имеется замкнутый очаг холода.

В среднем северное полушарие более теплое, чем южное. Средняя годовая температура северного полушария равна +15,2 °С, а южного +13,2 °С. Термический экватор, под которым подразумевается параллель с наиболее высокой средней температурой воздуха, в январе совпадает с географическим экватором (средняя температура около 26°С), в июле смещается на 20—25° с. ш. (средняя температура около 28°С) и в среднем годовом лежит на 10° с. ш. Такое распределение температуры объясняется тем, что в северном полушарии площадь поверхности суши значительно больше, чем в южном, а также и влиянием Антарктиды.

Самые высокие температуры летом и самые низкие зимой наблюдаются над материками. В океане изменения температур в течение года незначительны по сравнению с изменениями над континентом. Минимальная температура в северном полушарии наблюдалась в Оймяконе (—71°С), в южном — в Антарктиде. На советской станции “Восток”, расположенной в центральной частив материка на высоте 3700 м над уровнем моря, в период южно-полярной зимы температуры опускаются до -92°С. Самая высокая температура наблюдалась в Триполи (Ливан) и в Южном Иране (+58°С). 

 

Обледенение судов.

Под обледенением судов понимается образование льда на верхних конструкциях судна: корпусе, палубах, надстройках, рангоуте и такелаже. Причиной обледенения, прежде всего, являются брызги морской воды, образующиеся при ударе волн о корпус судна, а также заливание судна при накате морской воды на палубы судна. Иногда наблюдается и пресноводное обледенение, в основном из-за тумана и выпадения переохлажденного дождя или мокрого снега.

Обледенение из-за тумана не бывает серьезным в связи с очень малой водностью тумана - не более 2 г/м3. Обледенение же за счет переохлажденного дождя и мокрого снега бывает редко, поскольку редки сами эти явления. Что же касается снегопада, то при брызговом обледенении выпадение снега существенно усугубляет тяжесть обледенения из-за увеличения количества льда и его опреснения. Лед становится более прочным, образуется при более высокой температуре. Обледенение опасно для всех судов, но особенно для судов малотоннажных и низкобортных.

При обледенении судно:

• -       во-первых, получив дополнительный груз, теряет запас плавучести, который может стать нулевым;
• -       - во-вторых, подучив груз выше центра тяжести, ухудшает остойчивость, которая может стать критической;
• -       - в-третьих, получив груз не симметрично, меняет посадку, что приводит к ухудшению управляемости и маневренности;

Меры борьбы – это прежде всего подготовка судна, квалификация экипажа, грамотный маневр в зоне обледенения. Непрерывная сколка льда при любых погодных условиях - непременное условие борьбы. Откладывание сколки до улучшения погоды может привести судно к критическому положению, когда ничто уже не сможет помочь. 

 

Гидрометеорологические условия обледенения. Основными гидрометеорологическими параметрами, обуславливающими обледенение судна, являются: температура воздуха, поскольку температура верхних устройств судна определяется и практически равна ей; температура воды, так как слишком высокая температура воды не дает возможности быстро образоваться льду и вода стечет, скорость ветра, так как ветер определяет волнение на море, забрасывает и распределяет брызги воды по судну.