Важное
Для ледокола "Виктор Черномырдин" изготовили систему управления и машинное отделение главного крана
Судостроителям предложили 
|
Главная / Издания / Литература / Книжная полка / К.П. Васильев. Что должен знать судоводитель о картах погоды и состояния моря
7.3. ОЦЕНКА ЗОН ШТОРМОВОГО ВОЛНЕНИЯ В УМЕРЕННЫХ И ВЫСОКИХ ШИРОТАХАнализ многочисленных телевизионных фотографий облачности, полученных с помощью метеорологических спутников Земли, показал, что эти снимки могут быть с успехом использованы для уточнения и определения зон штормового волнения в океане, особенно в тех районах, где информация о гидрометеорологических условиях недостаточна или вовсе отсутствует.Известно, что высота волн пропорциональна количеству энергии, переданной поверхности океана или моря воздушным потоком. В свою очередь, количество энергии тем больше, чем больше скорость ветра, продолжительность его действия и длина разгона. Таким образом, развитию штормового волнения способствует установившийся (по направлению) воздушный поток, который наиболее часто прослеживается в тылу циклона. Следовательно, совпадение границ зоны штормового волнения с вихревой структурой облачности объясняется атмосферными процессами, вызывающими возникновение устойчивого воздушного потока и штормового волнения. Поэтому определение зон штормового волнения в океане или море по вихревой структуре облачных массивов является вполне обоснованным. Исследования обнаруженных со спутника вихревых возмущений в атмосфере над океаном показали, что в 80% всех рассмотренных случаев вихревую структуру облачности имели развитые и окклюдированные циклоны, в 12%—«вторичные» облачные вихри и в 8% —вихри, не связанные с циклогенезом. Поэтому, прежде чем перейти к рассмотрению связи зон штормового волнения с облачным вихрем, необходимо исследовать отличие вихревой структуры облачности циклонов, с которыми связана штормовая погода в океане, от барических образований, имеющих на снимках со спутников вихревую структуру облачности, но существенного влияния на условия погоды у поверхности Земли не оказывающих. К последним относятся высотные циклоны и ложбины, мезовихри и вторичные облачные вихри. Такие вихри отличаются от внетропических и тропических циклонов характером облачности и размерами. Так, облачные вихри высотных циклонов и ложбин состоят преимущественно из тонких облаков слоистых форм (рис. 47). Мезовихри по своей структуре аналогичны небольшим по размерам циклоническим возмущениям диаметром от 50 до 150 миль и образуются как в приземных, так и в средних й верхних слоях тропосферы. Приземные мезовихри возникают у кромки льда, у гористых берегов и вблизи островов или группы островов, вытянутых цепочкой, и обусловливают местные ухудшения погоды (рис. 48).  Рис. 47. Облачная система высотного циклона над проливом Каттегат. Высотные мезовихри не оказывают влияния на условия погоды у поверхности Земли. Наблюдаются они в очагах повышенной конвекции в холодном воздухе, в узких высотных ложбинах, в местах резких изменений направления ветра, или представляют собой остатки облачных систем заполнившихся циклонов. Вторичные облачные вихри наблюдаются в тыловой холодной части циклона. Они состоят из облаков кучевых форм (рис. 49). Над океаном эти облака часто группируются в ячейки. Наличие ячейковой структуры облачности указывает на большую неустойчивость в приводном слое тропосферы, что в определенных случаях приводит к усилению ветра, а следовательно, и к развитию ветрового волнения.  Рис. 48. Система мезовихрей, образовавшихся у Канарских островов. Таким образом, чтобы не допустить ошибки при определении штормовых зон в океане по облачности, следует очень тщательно анализировать телевизионные снимки облачного покрова Земли. В начальной стадии развития циклона (волновое возмущение и молодой циклон) вихревая структура облачности на снимках, как правило, выражена нечетко, так как циклоническая циркуляция в этих образованиях захватывает только самый нижний слой тропосферы, а облачный покров, находящийся в средних и высоких слоях тропосферы, еще не вовлечен в эту циркуляцию (рис. 50). Это обстоятельство не имеет существенного значения для оценки скорости ветра, поскольку в начальной стадии развития циклона шторм еще не достигает такой силы, чтобы влиять на безопасность мореплавания.  Рис. 49. Структура облачности вторичных облачных вихрей (А, Б. В) над Норвежским морем. К моменту обнаружения спутником вихревой структуры облачности над тем или иным районом океана на поверхности уже наблюдаются ветровые волны, образовавшиеся под действием ветра молодого циклона. Формирующееся поле волнения имеет округлую форму, вытянутую в направлении ветра, и располагается к западу от центра молодого циклона, если циклон перемещается с запада на восток. Высота волн в такой зоне нередко достигает 3—4 м, а площадь зоны составляет в среднем 300x200 м. миль (рис. 51). В последующей стадии своего развития циклон углубляется и увеличивается по площади. Высота ветровых волн быстро растет, площадь взволнованной поверхности расширяется, охватывая обширные районы океана. Эта стадия развития циклона состоит из нескольких этапов, каждый из которых имеет характерную структуру облачности, а на поверхности океана — зону штормового волнения.  Рис. 50. Облачные массивы характерного для начальной стадии развития циклона (волновое возмущение). Первый этап этой стадии развития циклона имеет на спутниковом снимке вихревую структуру облачности, в центральной части которой наблюдается смыкание облачных полос, соответствующих теплому и холодному фронтам. Высота ветровых волн в подвихревой зоне океана достигает 5—7 м. Расположена зона слева от центра облачного вихря на расстоянии 100—150 миль и имеет округлую форму, вытянутую по ветру. Площадь зоны в среднем 300x350 м. миль (рис. 52). Следующий этап развития циклона характеризуется дальнейшим смыканием теплого и холодного фронтов. В этом случае на снимке хорошо просматривается облачная полоса фронта окклюзии, которая как бы закручивается вокруг центра вихря. На данной стадии развития циклона в океане наблюдается жестокий шторм. Ветровые волны достигают наибольшей высоты (8—12 м), площадь зоны штормового волнения (высота волн 4 м и более) в среднем 1000X700 м. миль, центр ее расположен к юго-западу от центра вихря на расстоянии до 200 м. миль. Как правило, зона имеет форму эллипса, вытянутого в направлении ветра (рис. 53).  Рис. 51. Телевизионный снимок облачной системы, характерной для молодого циклона. В последующей стадии циклон заполняется, облачная система на снимке принимает вид вихря с несколькими витками вокруг центра циклона. Шторм начинает стихать, высота волн уменьшается. Зона волн высотой 4—5 м за счет распространения волн зыби наблюдается на обширной акватории океана (рис. 54).  Рис. 52. Телевизионный снимок облачной системы хорошо развитого циклона.  Рис. 53. Телевизионный снимок облачной системы хорошо развитого циклона в начальной стадии окклюдирования. При установлении связи вихревой структуры облачности с зонами штормовых волн было замечено, что в некоторых случаях зоны штормового волнения наблюдаются не только к юго- западу от центра циклона, но и на северо-востоке. Совместный анализ приземных карт погоды и телевизионных облачных вихрей показал, что штормовые зоны волнения на северо-восточной периферии циклона возникают при наличии блокирующего антициклона или гребня на пути перемещения циклонов.  Рис. 54. Телевизионный снимок облачной системы распадающегося циклона. В этом случае циклоны, смещаясь с запада на восток (в северном полушарии) и подходя к блокирующему антициклону, замедляют движение и становятся малоподвижными. Последнее обусловливает установление устойчивого юго-восточного ветрового потока, который способствует развитию штормового волнения на северо-восточной периферии циклона. Характерным примером блокирующего эффекта является развитие малоподвижного антициклона над Европейским континентом при перемещении циклонов с запада к берегам Великобритании. В этом случае возникают зоны штормового волнения к северу от Азорских островов и между Исландией и островами Великобритании. В табл. 12 приведены статистические данные связи размеров зоны штормового волнения и смещение ее от центра вихря в зависимости от стадий развития циклона. Таблица 12 Дополнительный анализ снимков со спутников облачного покрова над океанами и сопоставление их с картами поля волнения показал также наличие тесной связи зон значительного волнения (высота волн 3—6 м) с полями ячейковой облачности. Облака ячейковой структуры развиваются над районами со значительной неустойчивостью в нижней тропосфере, особенно в 100-метровом приводном слое тропосферы, где вертикальный температурный градиент, как правило, значительно превосходит сухоадиабатический. Очевидно неустойчивость воздушного потока над океаном способствует увеличению степени возмущения водной поверхности, т. е. на образование волн в океане (на высоту и длину волн) влияет стратификация воздушной массы. Этот вывод был подтвержден материалами натурных наблюдений Г. У. Ролля, которые показали, что изменение термической стратификации (от устойчивости до неустойчивости) вызывает увеличение скорости ветра в приводном слое тропосферы. Исследования показали, что образование открытых облачных ячеек и ячейковой конвекции происходит в случае, если в приводном слое тропосферы (до 100—200 м) вертикальный температурный градиент значительно превосходит сухоадиабатический, выше, в конвективном слое (до 2—4 км)—влажно-адиабатический, при этом направление воздушного потока остается постоянным. Такие условия необходимы также для образования и развития значительного волнения.  Рис. 55. Телевизионный снимок ячейковой структуры облачности (серповидной формы). Из приведенного анализа следует, что наиболее значительное волнение (высота волн 5—6 м) наблюдается в районах океана, над которыми располагается ячейковая структура облачности, сформированная открытыми облачными ячейками неправильной (серповидной) формы (рис. 55). В районах океана, над которыми прослеживаются облачные образования, состоящие из симметричных ячеек, высота волн не превышает 4 м (рис. 56).  Рис. 56. Телевизионный снимок ячейковой структуры облачности (симметричной формы). Вперед Оглавление Назад
|
