Экзосфера (сфера рассеяния)

Атмосфера Земли

[ Атмосфе́ра —газовая оболочка (геосфера), окружающая планету Земля. Внутренняя её поверхность покрывает гидросферу и частично кору, внешняя граничит с околоземной частью космического пространства.

Совокупность разделов физики и химии, изучающих атмосферу, принято называть физикой атмосферы. Атмосфера определяет погоду на поверхности Земли, изучением погоды занимается метеорология, а длительными вариациями климата —

Строение атмосферы

Тропосфера

Её верхняя граница находится на высоте 8—10 км в полярных, 10—12 км в умеренных и 16—18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы. Содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны иантициклоны. Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м

За «нормальные условия» у поверхности Земли приняты: плотность 1,2 кг/м3, барометрическое давление 101,35 кПа, температура плюс 20 °C и относительная влажность 50 %. Эти условные показатели имеют чисто инженерное значение.

Стратосфера

Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11—25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25—40 км от −56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0° С), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой.

Стратопауза

Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).

Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км. Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25—0,3)°/100 м. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов, колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы.

Мезопауза

Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около —90 °C).

Линия Кармана

Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом.

Граница атмосферы земли

Фактическая граница атмосферы земли и ионосферы находится на высоте 118 километров. Это показывает анализ параметров движения высокоэнергетических частиц, перемещающихся в атмосфере и ионосфере.

Термосфера

Верхний предел — около 800 км. Температура растёт до высот 200—300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот. Под действием ультрафиолетовой и рентгеновской солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха («полярные сияния») — основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород.

Экзосфера (сфера рассеяния)

Экзосфера — зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация).

До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжёлых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °C в стратосфере до −110 °C в мезосфере. Однако кинетическая энергия отдельных частиц на высотах 200—250 км соответствует температуре ~1500 °C. Выше 200 км наблюдаются значительные флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве.

На высоте около 2000—3000 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум, который заполнен сильно разреженными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные час тицы кометного и метеорного происхождения. Кроме чрезвычайно разреженных пылевидных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.

На долю тропосферы приходится около 80 % массы атмосферы, на долю стратосферы — около 20 %; масса мезосферы — не более 0,3 %, термосферы — менее 0,05 % от общей массы атмосферы. На основании электрических свойств в атмосфере выделяют нейтросферу и ионосферу. В настоящее время считают, что атмосфера простирается до высоты 2000—3000 км.

В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют гомосферу и гетеросферу. Гетеросфера — это область, где гравитация оказывает влияние на разделение газов, так как их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже её лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы, называемая гомосфера. Граница между этими слоями называется турбопаузой, она лежит на высоте около 120 км

.

 

.

Температура воздуха в тропосфере понижается с увеличением высоты. В нижних слоях тропосферы, до высоты около 1,5 км, температура воздуха убывает в среднем на 0°,5С на каждые 100 м высоты. Изменение температуры воздуха по вертикали характеризуется вертикальным градиентом температуры: при падении температуры с увеличением высоты он имеет положительное значение; при увеличении — отрицательное.
Суточный и годовой ход температуры воздуха.

Суточным ходом температуры воздуха называется изменение температуры воздуха в течение суток – в общем отражает ход температуры земной поверхности, но моменты наступления максимумов и минимумов несколько запаздывают, максимум наступает в 14 часов, минимум после восхода солнца.

Суточная амплитуда температуры воздуха (разница между максимальной и минимальной температурами воздуха в течение суток) выше на суше, чем над океаном; уменьшается при движении в высокие широты, (наибольшая в тропических пустынях – до 400 С) и, возрастает в местах с оголенной почвой. Величина суточной амплитуды температуры воздуха – это один из показателей континентальности климата. В пустынях она намного больше, чем в районах с морским климатом.

Годовой ход температуры воздуха (изменение среднемесячной температуры в течение года) определяется, прежде всего, широтой места. Годовая амплитуда температуры воздуха - разница между максимальной и минимальной среднемесячными температурами.
Минимум температуры наблюдается перед восходом Солнца и максимум — около 14 ч. Суточные амплитуды — суточный ход температуры воздуха — над морем при одних и тех же условиях имеют меньшие величины, чем над сушей; обычно они немного больше, чем амплитуда колебания температуры воды — 1,5—2°С. Наибольшая температура над морем наступает в среднем в 12 ч 30 мин. С увеличением широты суточный ход температуры воздуха уменьшается. В летние месяцы и в ясные дни он больше, чем в зимние месяцы и в пасмурные дни.

. В табл. приведено распределение средних температур по параллелям.

 

ТАБЛИЦА

 

Температуру воздуха на судах измеряют с помощью обычных ртутных термометров, имеющих специальные оправы для защиты их от осадков и воздействия прямых солнечных лучей. Непрерывная регистрация температуры воздуха осуществляется термографом (рис. 107). Чувствительным элементом этого прибора является биметаллическая пластинка, один конец которой закреплен в кронштейне, а другой через систему рычагов соединен со стрелкой, несущей на своем конце перо. Перо касается бумажной ленты, укрепленной на барабане, вращающемся от часового механизма вокруг своей оси. Биметаллическая пластинка изгибается пропорционально величине изменения температуры, а связанное с ней перо воспроизводит на вращающейся ленте линию хода температуры воздуха.
Влажность воздуха. Абсолютной влажностью называется вес (q) в граммах водяного пара, содержащегося в 1 м³ воздуха. Количество водяного пара в воздухе чаще выражают величиной его упругости е, выраженной в миллиметрах ртутного столба в миллибарах:

где t — температура по сухому термометру психрометра;
t' — температура по влажному термометру психрометра;
р — атмосферное давление.
Наибольшая абсолютная влажность наблюдается при наибольшей температуре воздуха: после полудня, в самые теплые месяцы, в наиболее теплых морях.

Воздух с максимально возможным при данной температуре содержанием пара называется насыщенным. Давление упругости пара, насыщающего воздух, обозначают Е. Температура, при которой в воздухе с заданной абсолютной влажностью наступит насыщение, называется точкой росы. Разность между упругостью паров, насыщающих воздух при данной температуре, и фактической упругостью паров, содержащихся в воздухе, называется не достатком (дефицитом) насыщения.
Относительной влажностью (r) называется отношение упругости водяного пара, содержащегося в воздухе (абсолютная влажность), к упругости водяного пара, насыщающего воздух при данной температуре, т. е.

С изменением широты относительная влажность меняется незначительно. Суточный и годовой ход относительной влажности обычно противоположен суточному и годовому ходу температуры воздуха. Над морями относительная влажность практически постоянна (80%).
Аспирационный психрометр. Температура и влажность воздуха имеют исключительно важное значение для мореплавания: в соответствии с ними определяют режим вентиляции судовых трюмов в целях сохранной перевозки грузов. Температуру и влажность воздуха определяют с помощью аспирационного психрометра (рис. 108), состоящего из двух одинаковых ртутных термометров т, резервуары р которых находятся в специальных трубках, соединяющихся с центральной трубой ц аспиратора о. Пружинный завод аспиратора позволяет его вентилятору протягивать воздух через центральную трубу так, что во время измерения резервуары обоих термометров постоянно омываются потоком наружного воздуха.

С изменением широты относительная влажность меняется незначительно. Суточный и годовой ход относительной влажности обычно противоположен суточному и годовому ходу температуры воздуха. Над морями относительная влажность практически постоянна (80%).

 

Аспирационный психрометр. Температура и влажность воздуха имеют исключительно важное значение для мореплавания: в соответствии с ними определяют режим вентиляции судовых трюмов в целях сохранной перевозки грузов. Температуру и влажность воздуха определяют с помощью аспирационного психрометра (рис. 108), состоящего из двух одинаковых ртутных термометров т, резервуары р которых находятся в специальных трубках, соединяющихся с центральной трубой ц аспиратора о. Пружинный завод аспиратора позволяет его вентилятору протягивать воздух через центральную трубу так, что во время измерения резервуары обоих термометров постоянно омываются потоком наружного воздуха. Резервуар правого термометра аспирационного психрометра должен быть обернут батистом, перед наблюдением его надо смачивать дистиллированной водой с помощью прилагаемой к прибору пипетки. К прибору прилагается номограмма для определения относительной влажности; пользование такой номограммой подробно изложено в заводской инструкции прибора. Значения температур сухого и смоченного термометров позволяют с помощью специальных Психрометрических таблиц определить абсолютную q, относительную г влажность воздуха, а также точку росы т.	Непрерывную запись относительной влажности воздуха получают с помощью волосяного гигрографа, чувствительным элементом которого служит пучок обезжиренных волос. Последние изменяют длину пропорционально изменению относительной влаж- поста воздуха и через систему рычагов приводят в движение индикаторную стрелку с пером. Развертывание показаний прибора по времени осуществляется с помощью часового механизма и барабана, устройство которых аналогично у вышеописанного термографа.
Показания сухого термометра,°С	Разность показаний сухого и злажного термометров,°С

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

 

- Oтносительная влажность, %

0 100 81 63 45 28 11 - - - - - -

1 100 83 65 48 32 16 - - - - - -

2 100 84 68 51 35 20 - - - - - -

3 100 84 69 54 39 24 10 - - - - -

4 100 85 70 56 42 28 14 - - - - -

5 100 86 72 58 45 32 19 6 - - - -

6 100 86 73 60 47 35 23 10 - - - -

7 100 87 74 61 49 37 26 14 - - - -

8 100 87 75 63 51 40 29 18 7 - - -

9 100 88 76 64 53 42 31 21 11 - - -

10 100 88 76 65 54 44 34 24 14 5 - -

11 100 88 77 66 56 46 36 26 17 8 - -

12 100 89 78 68 57 48 38 29 20 11 - -

13 100 89 79 69 59 49 40 31 23 14 6 -

14 100 89 79 70 60 51 42 34 25 17 9 -

15 100 90 80 71 61 52 44 36 27 20 12 5

16 100 90 81 71 62 54 46 37 30 22 15 8

17 100 90 81 72 64 55 47 39 32 24 17 10

18 100 91 82 73 65 56 49 41 34 27 20 13

19 100 91 82 74 65 58 50 43 35 29 22 15

20 100 91 83 74 66 59 51 44 37 30 24 18

21 100 91 83 75 67 60 52 46 39 32 26 20

22 100 92 83 76 68 61 54 47 40 34 28 22

23 100 92 84 76 69 61 55 48 42 36 30 24

24 100 92 84 77 69 62 56 49 43 37 31 26

25 100 92 84 77 70 63 57 50 44 38 33 27

26 100 92 85 78 71 64 58 51 46 40 34 29

27 100 92 85 78 71 65 59 52 47 41 36 30

28 100 93 85 78 72 65 59 53 48 42 37 32

29 100 93 86 79 72 66 60 54 49 43 38 33

30 100 93 86 79 73 67 61 55 50 44

 

Классификация облаков. В зависимости от высоты нижней границы облака подразделяются на три яруса: верхний (высота основания более 6000 м), средний (от 2000 до 6000 м) и нижний (до высоты 2000 м). К облакам нижнего яруса относятся также облака, у которых нижнее основание расположено в непо­средственной близости от земли, а вершины могут достигать высо­ты среднего и верхнего ярусов. Такие облака выделяются в отдель­ную группу — облака вертикального развития.

Согласно международной классификации выделяют около 100 разновидностей (форм) облаков. В основу такой классификации положены внешний вид облаков и высота их нижнего основания. Наиболее характерные облака международной классификации представлены в табл.

Высота нижнего основания облаков меняется в течение года и в зависимости от широты места. В целом к высоким широтам и от лета к зиме высота облаков снижается. На практике используют средние значения высот для умеренных широт.

Облачность измеряется в баллах от 0 до 10, в зависимости от того, сколько десятых частей неба закрыто облаками. Так, например, над Белым морем среднее годовое значение облачности равно 0,8; в Асуане — 0,5 балла.

Верхний ярус более 6000 м

перистые

Перисто-кучевые перисто-слоистые

Средний ярус 2000 – 6000 м

Высококучевые высокослоистые высокослоистые Высококучевые чечевицеобразные

Нижний ярус до 200м

Слоисто-кучевые слоистые

Вертикального развития Кучевые кучевые хорошей Кучевые мощные кучево-дождевые(грозовые) погоды

Туманы

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

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

Радиационные туманы образуются за счет радиационного вы­холаживания подстилающей поверхности. Над морем такие тума­ны образуются над ледяными полями в ясные холодные ночи. Они характерны для антициклонов и холодных секторов циклонов (в тылу за холодным фронтом) в осенне-зимний и весенний периоды.

По интенсивности (по величине дальности видимости Д„) ту­маны делятся на сильные Д_п^50 м; умеренные 50 м<Д_п^500 м; слабые 500 м< Д_п^ 1000 м; сильная дымка 1000 м< Д„^2000 м; слабая дымка 2000 м<Д_п<10 000 м.

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

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

(Балтийским, Черным, Азовским). Наиболее часты туманы испарения над Кольским заливом в зимние месяцы года.

Повторяемость туманов увеличивается с широтой. Наиболее часты туманы в Арктике и у берегов Антарктиды, где число дней с туманами превышает 80-90. Часты туманы в районе Ньюфаундленда, у юго-западных берегов Африки и Южной Америки, у о-ва Мадагаскар и др.

Осадки

. Продукты конденсации или сублимации водяного пара, выпадающие из облаков или осаждающиеся из воздуха на земной по­верхности или на предметах, называются атмосферными осадками. Из облаков выпадают лишь частицы, достигшие критического радиуса (размера), т. е. те капельки или кристаллы, которые не могут удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Укрупнение продуктов конденсации (сублимации) в облаках носит название коагуляции. Коагуляция в гетерофазной среде происходит на ядра конденсации (сублимации). Особенно активны частицы, имеющие гигроскопическую структуру и большие размеры. Воздушными те­чениями эти частицы переносятся на большие расстояния. Разви­тие турбулентности в облаках с ее нисходящими и восходящими потоками способствует интенсивному росту капелек и кристаллов, особенно таких, которые совершают неоднократные перемещения из основания облака к его вершине и обратно. Доказано, что наи­более интенсивные осадки из мощных кучево-дождевых облаков в виде ливня и града образуются вследствие именно таких много­кратных перемещений.

Классификация осадков. По виду атмосферные осадки делятся на жидкие, твердые и наземные.

К жидким осадкам относятся:

дождь — 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.

К твердым осадкам относятся:

снег — кристаллы льда, образующие различного рода снежин­ки (пластинки, иглы, звезды, столбики) размером 4—5 мм. Иногда снежинки объединены в хлопья снега, размеры которых могут до­стигать 5 см и более;

снежная крупа — осадки в виде непрозрачных сферических крупинок белого или матово-белого (молочного) цвета диаметром от 2 до 5 мм;

ледяная крупа — твердые прозрачные с поверхности частицы, имеющие в центре непрозрачное матовое ядро. Диаметр крупинок от 2 до 5 мм;

град —более или менее крупные кусочки льда (градины), имеющие сферическую или неправильную форму и сложную внут­реннюю структуру. Диаметр градин колеблется в очень широких пределах: от 5 мм до 5—8 см. Известны случаи, когда выпадали градины весом 500 г и более.

Если осадки не выпадают из облаков, а осаждаются из атмо­сферного воздуха на поверхности земли или на предметах, то та­кие осадки называются наземными. К ним относятся:

роса — мельчайшие капли воды, конденсирующиеся на гори­зонтальных поверхностях предметов (палубе, шлюпочных тентах и пр.) за счет радиационного выхолаживания их в ясные безоблач­ные ночи. Небольшой ветер (0,5—1,0 м/с) способствует образо­ванию росы. Если температура горизонтальных поверхностей ниже нуля, то водяной пар в аналогичных условиях сублимируется на них и образуется иней — тонкий слой ледяных кристаллов;

жидкий налет — мельчайшие капли воды или сплошная водя­ная пленка, образующиеся в пасмурную и ветреную погоду на на­ветренных преимущественно вертикальных поверхностях холодных предметов (стенки надстроек, защитные устройства лебедок, кра­нов и пр.). Если температура указанных поверхностей ниже 0 °С, то на них может образовываться твердый налет — слой густо или плотно сидящих на поверхности кристаллов или тонкий сплошной слой гладкого прозрачного льда.

В туманную морозную погоду при слабом ветре на оснастке судна, выступах, карнизах, проводах и пр. может образовываться зернистая или кристаллическая изморозь. В отличие от инея из­морозь не образуется на горизонтальных поверхностях. Рыхлое строение изморози отличает ее от твердого налета. Зернистая из­морозь образуется при температуре воздуха от —2 до —7 °С вследствие намерзания на предмет переохлажденных капель тума­на, а кристаллическая изморозь, представляющая собой белый осадок из кристаллов тонкой структуры, образуется ночью при безоблачном небе или тонких облаках из частиц тумана или дымки при температуре от —11 до —2 °С и выше.

По характеру выпадения атмосферные осадки делятся на ливневые, обложные и моросящие.

Ливневые осадки выпадают из кучево-дождевых (грозовых) облаков. Летом это крупнокапельный дождь (иногда с градом), а зимой — обильный снегопад с частой сменой форм снежинок, снежной или ледяной крупы.

Обложные осадки выпадают из сло­исто-дождевых (летом) и высокослоистых (зимой) облаков. Они характеризуются небольшими колебаниями интенсивности и большой длительностью выпадения.

Моросящие осадки выпадают из слоистых и слоисто-кучевых облаков в виде мелких капель диаметром не более 0,5 мм, опуска­ющихся с очень малыми скоростями.

По интенсивности осадки подразделяются на сильные, умеренные и слабые.

Влияние осадков на дальность видимости и работу судовых РЛС.

Атмосферные осадки существенно уменьшают дальность видимости предметов и огней (ночью) в море, особенно сильные ливни и снегопады (снежные заряды). Кроме того, атмосферные осадки значительно влияют на дальность радиолокационного обнару­жения. Происходит ослабление сигналов РЛС осадками (дождем, снегом, градом) за счет поглощения ими энергии электромагнитных волн. Уменьшение дальности радиолокационного обнаружения при осадках больше, чем при тумане. Кроме того, степень ослабления радиолокационной наблюдаемости зависит от интенсив­ности выпадающих осадков и длины волны судовой РЛС. Радио­локационная наблюдаемость уменьшается тем больше, чем меньше длина волны судовой РЛС и чем больше интенсивность атмосферных осадков.

Кроме уменьшения дальности обнаружения цели, выпадающие осадки маскируют ее на экране РЛС отраженными от зоны сильных осадков (ливни, снегопады, град) эхо-сигналами. В этом случае нелегко, а в некоторых случаях и невозможно различить сигнал от цели, находящейся в зоне осадков, от эхо-сигналов области сильных осадков.

 

Видимость

Метеорологическая дальность видимости — это минимальное расстояние, на котором днем теряется видимость абсолютно черно­го объекта, наблюдаемого на фоне неба у горизонта и имеющего угловые размеры более 20 мин.

 

 

Атмосферное давление — это давление, создаваемое весом воздуха. Нормальное давление воздуха уравновешивает столб ртути в 760 мм на уровне моря в широте 45° при температуре 0°С. Часто атмосферное давление выражают в миллибарах (1 мб = 0,75лш; 1 мм = 1,33 мб). Шкалы перехода миллиметров атмосферного давления в миллибары и миллибаров в миллиметры приведены в МТ-75, № 48-а и 48-б соответственно.
Линии, соединяющие на карте точки с равным атмосферным давлением, называются изобарами, а определяемое расположением изобар распределение давлений на каком-либо горизонтальном уровне — барическим полем. В различных точках определенного горизонтального уровня давление атмосферы может быть различным. Разность таких давлений в сторону наибольшего его падения называется барическим градиентом. Тип падения (или повышения) давления характеризуется системами расположения изобар. Такие системы определяют формы барического рельефа.

Изменчивость барического поля во времени для практических целей характеризуют величиной барической тенденции — величиной изменения давления АР за последние 3 ч перед сроком наблю­дения, т. е.

где Рз и Ро — значения атмосферного давления в 3 и 0 часов соответст­венно. Барическая тенденция имеет знак, величину и характеристику. Последняя показывает скорость и характер изменения давления.

Пространственную изменчивость барического поля наиболее удобно характеризовать барическими градиентами.

Барические градиенты. Изменчивость барического поля в трехмерном пространстве характеризуется пространственным барическим градиентом — вектором, показывающим степень изменения атмосферного давления в этом пространстве (рис. 5). По числовой величине барический градиент равен производной от давле­ния по нормали к изобарической поверхности, т. е. изменению давления на единицу расстояния в том направлении, в котором давле­ние убывает наиболее быстро, т. е. — -J-.

На практике имеют дело не с пространственным барическим, а вертикальным и горизонтальными составляющими

Давление меняется с высотой гораздо сильнее, чем в гори­зонтальном направлении, и вертикальный барический градиент G₂ в десятки тысяч раз больше горизонтального G_r. Едини­цами измерения вертикального градиента являются гПа/100 м, а горизонтального — гПа/град (иногда вместо одного градуса меридиана—111 км — берут 100 км).

Среднегодовая величина горизонтального барического градиента составляет 1—2 гПа/111 км. Но даже эта незначительная величина его вызывает среднее ускорение частиц воздуха 0,08 см/с², что соответствует скорости ветра 3—5 м/с через 2 ч после начала движения. В реальных условиях величина горизонтального барического градиента может значительно превышать среднее значение, особенно в циклонах — фронтальных и тропических.

Формы барического рельефа. Изолинии равного атмосферного давления на приземных синоптических картах — изобары — имеют весьма разнообразную конфигурацию: от прямолинейных и параллельных одна по отношению к другой на отдельных участках до замкнутых концентрических систем округлой или овальной форм с низким или высоким давлением в центре. Эти барические системы основных типов называют циклонами и антициклонами.

Горизонтальные барические градиенты в циклонах направлены от периферии к центру, а в антициклоне — от центра к периферии.

Помимо циклонов и антициклонов, в синоптической практике различают вытянутые периферийные части их: ложбины, гребни и седловины (рис. 7).

Горизонтальные размеры циклонов и антициклонов очень велики. Большие оси (поперечники) циклонов нередко достигают 1200—2000 км, а антициклонов—3000—4000 км.

 

 

Центры действия атмосферы. Анализ карт средних многолет­них значений атмосферного давления (рис. 9) указывает на зо­нальность в его распределении. Однако влияние неравномерного распределения суши и моря приводит к тому, что в отдельных зонах барическое поле распадается на отдельные ячейки, на от­дельные области повышенного или пониженного давления с замк­нутыми изобарами. Эти области низкого или высокого давления на многолетних средних картах, являющиеся статическим резуль­татом преобладания в данных районах циклонической или анти­циклонической деятельности, называются центрами дейст­вия атмосферы (ЦДА). Одни из этих ЦДА прослежи­ваются на климатических картах всех месяцев года, другие обнаруживаются на картах только зимних или только летних месяцев. Первые называются перманентными (постоянными), а вторые — сезонными ЦДА.

К постоянным ЦДА относятся исландская депрессия, азорский максимум (антициклон), северотихоокеанский (гонолуль-ский) антициклон, гренландский антициклон, южноатлантический и южно-индийский антициклоны, предантарктическая зона пони­женного давления, арктический и антарктический антициклоны и экваториальная ложбина.

Сезонными ЦДА считают алеутскую зимнюю депрессию, среди­земноморский зимний циклон, азиатский (сибирский) максимум, мексиканскую летнюю депрессию и др.

Наличие рассмотренных ЦДА на многолетних средних картах не означает вовсе, что в этих или иных местах планеты круглый год или весь сезон располагается одно и то же устойчивое баричес­кое образование — циклон или антициклон. В действительности циклоны и антициклоны в атмосфере постоянно и достаточно быстро сменяют друг друга, перемещаясь из одних районов Земли в другие. Климатологические карты только позволяют выяснить преобладание одних форм барического рельефа над другими — циклонической деятельности над антициклонической и наоборот.

Детальное изучение закономерностей перестройки барическо­го поля Земли (условия зарождения, эволюции и миграции ЦДА) является теоретической основой для краткосрочных и долгосроч­ных прогнозов погоды.

 

Атмосферное давление на судах измеряют' барометром-анероидом (рис. 109), чувствительным элементом которого является герметическая тонкостенная металлическая коробка, из которой практически откачан весь воздух. Такая «барометрическая» коробка сжимается либо расширяется («дышит») с изменением атмосферного давления, а ее деформации через систему рычагов фиксируются на специальной шкале с помощью индикаторной стрелки. Правила исправлений показаний барометра-анероида и необходимые для этого таблицы приводятся в прилагаемой к прибору заводской инструкции.
Непрерывная регистрация изменения атмосферного давления осуществляется барографом с помощью пишущего на барабанной ленте пера, приводимого в движение рычагами, связанными с набором спаянных между собой (столбиком) барометрических коробок.

Ветер — горизонтальное передвижение воздуха, вызванное разностью атмосферного давления. Ветер характеризуется направлением, скоростью и силой. На экваторе направление ветра совпадает с барическим градиентом; воздух перемещается от центров высокого давления к центрам низкого давления. Однако к северу и югу от экватора, вследствие влияния силы Кориолиса и центробежной силы, ветер отклоняется от направления градиента вправо в северном и влево в южном полушариях. Таким образом, в северном полушарии, став спиной к ветру, наблюдатель будет иметь низкое давление слева; в южном полушарии соответственно — справа.
Сила ветра зависит от величины барического градиента. Для оценки силы ветра пользуются специальной шкалой Бофорта, приведенной в МТ-75, табл. 49.

На движущемся судне наблюдается кажущийся ветер

Направление ветра определяется по его отклонению от мери­диана места. В метеорологии за направление ветра принимается то направление, откуда дует ветер, т. е. угол между нордом ис­тинным (компасным) и направлением, откуда дует ветер. На рис. 10 изображен вектор ветра север-северо-восточного направ­ления (NNE, 22,5°).

Ветер изменчив не только по скорости, но и по направлению. Поэтому направление ветра на судне определяют по вымпелам, флагам или «колдунчикам» и по компасу (пеленгатору) в градусах с точностью до 5—10° как среднее за 3—4 мин наблюдения.

Определение направления истинного ветра показано на рис., где:

V — вектор скорости судна, м/сек;

Vkв b — вектор кажущегося ветра, откладываемый в сторону, противоположную направлению этого ветра, м/сек;

Vнв — вектор скорости истинного ветра, направление которого противоположно направлению действительного ветра, м/сек.

Вместо построения на листе бумаги направление истинного ветра определяют ветрочетом — кругом СМО значительно упрощающим и ускоряющим решение векторного треугольника.
Скорость ветра на судах измеряют с помощью ручного анемометра. Обращенные в одну сторону четыре полушария заставляют крестовину анемометра вращаться в одну сторону со скоростью, пропорциональной скорости ветра. Вращение крестовины через систему шестеренок передается счетчику оборотов. Количество оборотов крестовины в секунду (обычно среднее за 100 сек) позволяет по специальной шкале, прилагаемой к прибору, определить скорость ветра в метрах в секунду.

В суточном ходе скорость ветра с утра возрастает, к вечеру — ослабевает.

В малых и реже в умеренных широтах преимущественно в теплое время года наблюдаются смерчи — вихри большой разрушительной силы с диаметром до 100 м, высотой от 100 до 1000 м, скоростью вращательного движения до 100 м/сек и скоростью поступательного движения до 30—40 км/ч. Продолжительность смерча от нескольких минут до 3—4 ч. Разновидность смерча — торнадо с с диаметром до 300 м и скоростью перемещения до 70 км/ч. Очень опасно резкое увеличение ветра от штиля до значительной величины. Такой ветер называется шквалом.

Пассаты — постоянные ветры, дующие в экваториальной зоне по обе стороны экватора до широты 30°. В северном полушарии направление пассатов от северо-востока, в южном — от юго-востока; скорость 6—8 м/сек (4 балла). Области пассатов у термического экватора разделены полосой затишья. Области пассатов характеризуются в основном ясной погодой и малым количеством осадков.
Муссоны — ветры, дующие зимой с суши на море, а летом — с моря на сушу. Летние муссоны отличаются влажностью, большой облачностью и осадками, зимние — сухой, ясной и безоблачной погодой. В Индийском океане северо-вос<