meteorologiaa , METEOROLOGIA I OCEANOGRAFIA 1


METEOROLOGIA I OCEANOGRAFIA 1

Prof. Marsz

Program wg ulotki.

Generalnie: główna informacja docierająca na statki to mapy faksymilowe. Z tych najbardziej przydana jest Analiza dolna (Surface Analisis)

Wybór map Faksymilowych

III tom R/O Signals.

Aktualnie R/O Signals zawierają zestaw obszarów prognostycznych, które kiedyś były publikowane w osobnym atlasie.

Każda stacja ma swoje obszary prognostyczne - chlubny wyjątek to Bałtyk (wszystkie stacje podają te same obszary).

Układ informacji w R/O Signals

Znak rozpoznawczy kHz Moc

Informacje o mapie:

Symbol Skala mapy Współrzędne

A05 1:5000000 punktów krańcowych

Schedule

Symbol obszaru Treść mapy Godziny nadawania Definicja obszaru

(GMT) (ilość linii i il. obrotów bębna)

Na statku przydatne są :

Pomoce klimatyczne

  1. Locja

  2. Atlasy morskie (rzadko znajdują się na statkach, każdy ma inny układ i treść;

  3. Trasy klimatyczne : angielskie Routening Charts, USA Pilot Charts.

Są to mapy z podanymi optymalnymi - pod względem klimatycznym - trasami

z pkt. A do B pod warunkiem, że dane pogodowe są przeciętne dla danego re-

gionu i zbliżone do tych podanych na mapie.

Mapy publikowane są dla każdego rejonu i każdego miesiąca. Ze względów

pogodowych trasy z A do B mogą się różnić od tras z B do A.

Informacje na mapie :

  1. ilości obserwacji;

  2. ilości dni z wiatrami zmiennymi;

  3. ilości dni ciszy

prądy - grubość strzałek świadczy o procencie występowania. Opis podaje średnie

  1. średnie ciśnienie atmosferyczne

  2. widzialność

  3. trajektorie sztormów

  4. mgły

  5. Due points

Podane trasy klimatyczne nie są najkrótsze, i (jak wyżej) często są tylko jednokierunkowe np. na Pacyfiku.

Mapy faksymilowe

Przygotowanie do podróży winno polegać na:

Uwaga: odbierać renomowane stacje

Stacje b. dobre:

Stacje dobre:

Stacje słabe (złe):

Chłam:

Wybrać:

Interpretacja map powierzchniowych i map prognoz jest dokładnie taka sama.

Komentarz:

przy analizie map ograniczyć się do potrzebnego wycinka mapy a nie do

nie bawić się w analizy ruchów frontów i ruchów H i L - to robią znacznie

Analiza map faksymile:

Schemat interpretacji mapy:

  1. Kierunek i prędkość wiatru

Kierunek wiatru określamy w sposób jakościowy - wiatr zawsze wieje w kierunku niższego ciśnienia (analiza po której stronie izobary jest niższe ciśnienie) i jest odchylony od izobary przeciętnie o 10-15o.

Osobliwości w polu wielkości i polu kierunku.

Uwaga: mapy faksymilowe najczęściej prezentowane są w rzucie gnomonicznym !

Stąd kierunki wyznaczać od miejscowych południków:

Określanie prędkości wiatru

1. Skala na mapach

Uwaga: jeżeli skala nie podaje jaki wiatr jest na mapie to jest to wiatr geostroficzny.

W związku z tym wynikowa wartość dla powierzchni morza winna być

przemnożona przez 0.7.

Vw = 0.7 * Vwg gdzie Vwg - prędkość wiatru geostroficznego

Zależność prędkości wiatru nad różnymi powierzchniami:

2. Przy braku skali na mapie:

2.1 V = f(GB) gdzie : V - prędkość wiatru

GB- gradient baryczny (zmiana ciśnienia

atmosferycznego na 1o na kole wielkim).

Dp (hPa)

Gb= ------ gdzie: Dp - zmiana ciśnienia między sąsiednimi

lo (1o) izobarami;

lo - odległość izobar w o południka

4.81 * GB

Vw = ------------- wiatr geostroficzny [ m/sek ]

sin

4.81 * GB

Vw = 0.7* ------------- wiatr na pow.morza (10 m) [ m/sek ] sin 

Przykład:



a) lo = ------- gdzie n - ilość odcinków „a” w 5o odległości mapy

n

5o

lo = ------ = 2.38

2.1

Dp

b) GB = ----- = 2.1

lo

4.81 * 2.1

c) Vw = 0.7 * ----------- = 8.85 m/sek

sin 53o

3. Metoda przybliżona

Vw = k * GB [ m/sek ] gdzie k - współczynnik proporcjonalności

 | k

20-30o | 6.5

30-40o | 6.0

40-50o | 5.0

50-60o | 4.0

60-70o | 3.6

70-90o | 3.2

-----------------

Uwaga: wartości k nie interpolować o szerokość miejsca obserwacji !!!

Przykład za danymi jak w 2 :

Vw = k * GB = 4.0 * 2.1 = 8.4 m/sek

V wiatru w porywach - Vwp = 1.4 - 1.5 * Vw

Wszystkie 3 metody stosować można powyżej 20o szerokości.

Prędkość wiatru w strefie międzyzwrotnikowej.

Na wielkość ma wpływ b.szybko zmieniająca się siła Coriolisa.

Na równiku wiatr prostopadły do izobar, na biegunach równoległy.

Mapy analiz tropikalnych konstruowane są inaczej niż dla stref umiarkowanych szerokości.

lub ( np. w strefach monsunowych:

Liczenie prędkości wiatru w strefie 20o S - 20o N jest żmudne i niedokładne. Z reguły się nie liczy a korzysta z map jw.

Jeżeli chcemy już liczyć to GB 1ha/o odpowiada prędkość wiatru około 1 m/s

Inne elementy meteorologiczne z mapy faksymile.

Trzeba postępować wg określonego algorytmu. Do tego trzeba wyznaczyć obszar

(np. 5 x 5o) aby nie próbować określania elementów pogody na całym prezentowanym wycinku kuli.

Do analizy i określenia pogody potrzebne są dodatkowe wiadomości o masach powietrza - w skrócie MA (Masa Atmosferyczna) :

Pogoda wewnątrzmasowa - pogoda w obrębie jednej MA

Pogoda frontalna - pogoda na styku dwóch MA.

Rodzaje mas powietrza (mas atmosferycznych).

Masy powietrza mogą być :

stąd podział:

Ak Am

Pk Pm

Zk Zm

R

Masa równikowa jest w zasadzie jednorodna i nie podlega różnicowaniu na morską i kontynentalną.

Powietrze arktyczno-kontynentalne tworzy się przez cały rok nad Grenlandią i obszarami południowymi oraz na obszarami pokrytymi zwartym lodem o dużej grubości. Masy od - kilku aż do - 40o - zawartość pary mała mimo, że może być duża wilgotność względna (%).

Maksymalna ilość powietrza to ilość pary, która w danej masie może się znaleźć i zależy tylko od temperatury.

Przezroczystość doskonała - z powierzchni na których się tworzy nie ma możliwości zanieczyszczeń naturalnych i ludzkich.

Zimą na północy granica mas powietrza arktyczno-kontynentalnego przesuwa się na południe do Płn.Skandynawi, Półwyspu Kola i Płn.Rosji.

Powietrze arktyczno-morskie tworzy się na obszarach, gdzie jest możliwość wymiany między wodą a powierzchnia. Temp - kilka do - kilkanaście, widoczność dobra, wilgotność względna 85-90%.

Tworzy się na południu wokół Antarktydy, ale w lecie i niewielkie ilości.

Powietrze polarno-kontynentalne nad obszarami lądowymi Europy, Azji Środkowej, Kanady od Pół. części Alaski aż do najbardziej położonych na pół. wschodnich stanów USA.

W lecie wypada plw.iberyjski, Azja środkowa.

Pól w USA do przylądka Hatteras i biegnie do przylądka Finisterre.

Na pół. tylko fragment Am.Poł. o słabych cechach pow.polarno-kontynentalnego.

Skrajne skontrastowanie termiczne. Zima niskie temperatury (aż do -30/40o). Są to wtedy najniższe temperatury (nawet do -70o).

W porze zimowej powietrze jest suche i nie ma najlepszej przezroczystości.

W porze letniej nagrzewa się do + kilkunastu do + kilkudziesięciu stopni, wilgotność względna stosunkowo duża, ale pow. jest suche. Przejrzystość słaba (najaktywniejsza działalność powietrza).

Powietrze polarno-morskie nad Atlantykiem i nad Pacyfikiem (od Japonii do Vancouver). NA południu przestrzeń 40o S do granicy wody antarktycznych.

Stała temperatura w ciągu roku 5/6o do 18/20o na północnej/południowej granicy.

Temperatura wody zmienna od 18 do 20o - ale są obszary gdzie temperatura różni się o 8o.

Zimą kilka stopni. Takie też temperatury mają masy powietrza.

Wilgotność względna ok. 80%, dobra przezroczystość.

Powietrze zwrotnikowo-kontynentalne : Afryka, Indie,Chiny śr.wschodnie do pół.części indochin. Nad Półn. USA, Meksyk do Am.Środkowej.

Południe - poł.Afryki, Australia (za wyjątkiem Tasmanii i Płn.części).

Cały rok dodatnie temperatury, latem > 35o (nawet 40o+), zimą spada do 20-20o+. Powietrze jest b. suche i posiada niską wilgotność względną. Najmniejsza przejrzystość powietrza.

Pow.zwrotnikowo-morskie

Temp. od +20o do +28/30o na granicy przyrównikowej. Zmiany w układzie lato-zima minimalne (2,/3o).

Cały czas wysoka wilgotność względna 75-80% i ogromny zasób pary wodnej.

Przezroczystość na ogół dobra.

Powietrze równikowe.

AM, Karaib, Płn.Am.Poł wraz z Amazonką, Śr.Afryka do Kongo, zima na północy od równika do 10o S, w naszym lecie od 5-8o S do wybrzeży Azji (to wschodni obszar Afryki) .Cały pas wysp Indochin z Płn.Australią, po równiku do 10o N z rozszerzeniem pod USA.

Temperatura niższa niż zwrotnikowe (ca 26o).

Wilgotność 90-100% (bliżej 100%), duża ilość pary wodnej, stąd mniejsza przezroczystość niż powietrza zwrotnikowego.

Żadnych istotnych zmian w skali roku.

Procesy w masach atmosferycznych.

Jeżeli masa się ruszyła to przez pewien czas zachowuje swoje wartości, ale w trakcie poruszania się następuje proces transformacji mas atmosferycznych.

Np. Pow. polarne znad Atlantyku. Temp.16/18o, wilgotność 80%, dobra przejrzystość. Trafia na ląd i powoli się schładza - uwalnia wodę, mgły, oziębienie. Potem przechodzi góry i pada stale ochładzając się. Wchodzi następnie nad kontynent (oziębiony) i schładza się. Wilgotność względna stałą, ale ilość pary wodnej już małą.Przezroczystość dobra.

Czyli PPm ---- u nas jest PPms .

s - stare; PP - Powietrze Polarne

Jeżeli dalej to:

PPms ----- PPk

Proces transformacji zależy od czasu i drogi czyli od prędkości ruchu masy. Im V wyższe tym proces transformacji na jedn.drogi jest mniejszy.

Proces ten trzeba każdorazowo uwzględnić.

Wiatr geostroficzny od kilkuset (400 m) do kilku kilometrów. Wiatr ten płynie równolegle do izobar. Chcąc określić ilość masy, która do nas dopływa postępujemy jak niżej:

jedziemy wzdłuż izobar w odwrotnym kierunku niż wiatr i znajdujemy H skąd masa się wywodzi.

Stopień transformacji oceniamy znajdując prędkość przenosu (zagęszczone izobary - szybko).

Na wielu mapach występuje na izobarach strzałka wskazująca ruch masy powietrza.

Całokształt pogody uzależniony jest od relacji podłoża i masy powietrza.

Kierunki przemieszczania się mas powietrza:

Algorytm określania innych warunków pogodowych:

wewnątrzmasowa frontalna

(w obrębie jednej MA) (na styku 2 MA)

jaka masa (MA)?

Kształtowanie pogody wewnątrzmasowej.

zależy od nast. warunków:

- „ ?

Jaka masa -----> bliższe określenie właściwości masy

|

|

jaki stosunek temp masy do temp podłoża

| |

| |

tma>tp tma<tp

Obserwowana jest anomalia w dolnych warstwach masy ( wzrost temperatury w miarę spadku wysokości) - inwersja. Inwersja uniemożliwia powstawanie prądów pionowych. Występuje tu równowaga stała.

Jeżeli brak ruchów wstępujących tzn. nie będzie takich zjawisk jak:

konwekcja (brak możliwości tworzenia się chmur cumulus (cu) i cumulonimbus (CB)

tma>tp

|

|

jaki zasób pary wodnej

| |

duża mała

a) duża

zacznie spadać temperatura, gdy osiągnie punkt rosy rozpocznie się proces kondensacji

pary wodnej PW i utworzy się mgła adwekcyjna.

|

|

jaki wiatr

0.5-7 m/s >7 m/s

mgła adwekcyjna brak mgły

chmury warstwowe

(stratus)

wiatr > 7 m/sek :

wiatr < 7 m/sek:

Gęstość mgły proporcjonalny do różnicy temperatury wody i powietrza i proporcjonalna do ilości pary wodnej w masie (więcej pary - więcej mgły). Może to być tylko zamglenie.

W każdym razie nastąpi ograniczenie widzialności. Niebo niewidoczne - mgła wysoka.

Gdy powstanie stratus (St) to:

  1. niebo niewidoczne

  2. możliwość wystąpienia opadu (mżawka)- opad ciągły

  3. widzialność pozioma obniżona (opad oraz mikrokrople wody) - czyli mglisto

b) Powietrze suche, mały zasób pary wodnej

  1. obniżenie temp w warstwie przywodnej i nic więcej. Pogoda będzie czysta, ładna brak chmur Cu

  2. mogą występować chmury piętra wysokiego lub średniego

  3. widzialność pozioma określona przez przejrzystość powietrza masy

  4. brak opadów

  1. i b) niezależna od masy powietrza (polarne, arkt. zwrotnikowe).

Temp. masy atm. niższa od temp podłoża

Wykształca się równowaga chwiejna powodująca intensywną konwekcje (silne ruchy wstępujące)

silna konwekcja

|

|

jaka wilgotność powietrza

Przy dużej różnicy ten proces staje się gwałtowny (równowaga skrajnie chwiejna)

jaka wilgotność powietrza

| | |

duża

pary dużo duża wzgl. mała

mało par mało pary

A B C

A.

Cu Hum cumulus huminis ----> Cu mediocris ----> cumulus congestus--->cumulonimbus (Cb)

B.

C.

Mimo silnych prądów konwekcyjnych brak tworzenia się chmur. Nawet jeżeli dotrą, to mało pary i tworzą się małe chmurki.

METEOROLOGIA I OCEANOGRAFIA 2

POGODY FRONTALNE

Powstają na styku dwóch mas.

Front - miejsce kontaktu dwu mas o różnych właściwościach hydrometeorologicznych.

1. Front ciepły - masa wypierająca - masa ciepła. Jeżeli temp. równe to masa bardziej

wilgotna. Nośnikiem ciepła jest para wodna !

1.a. Następujące procesy:

Pow. ciepłe powoli się unosi. Powietrze rozpręża się i ochładza. Występuje kondensacja :

powstają chmury : cirrostratus niżej altostratus (2000 m) i nimbostratus. Opad z chmur niskich - ca 200 km przed linią frontu opady z najniższych chmur. Opady powstają również

dalej ale one wyparowują i nie docierają do powierzchni ziemi,

Na mapie:

2. Front chłodny

Powietrze zimne „wpycha się” pod powietrze ciepłe (jest cięższe), ciepłe zaś „wpływa” nad napływające powietrze zimne. W zależności od różnicy temperatur mas powietrza powstają zasadniczo trzy rodzaje frontów chłodnych.

Generalnie fronty zimne powstają, gdy pow. chłodne wypiera pow. ciepłe.

Jeżeli pow. chłodne jest zimniejsze o nie więcej niż 5o to o małej aktywności (front opóźniony):

Jeżeli różnica temperatur pow. ciepłego i zimnego powyżej 4/5o C to wystąpi front o średniej aktywności:

Strefa opadów - przed ca 80-100 km. Opady: ulewy, krupa, lub śnieg, latem również grad.

Cała strefa za frontem max 400 km

Front o dużej aktywności:

Front bardzo aktywny:

Pełny algorytm określania pogody

METEOROLOGIA I OCEANOGRAFIA 3

Identyfikacja rodzaju frontu na mapie synoptycznej.

Analiza trasy masy powietrza. Przejście nad oceanem to silna transformacja. Odległości między izobarami małe to i transformacja w jedn. czasu mała i odwrotnie.

Analiza powietrza przed frontem - np. powietrze polarno-morskie, również transformowane, ale z analizy odległości i izobar można ocenić jaka będzie temperatura.

Największe gradienty termiczne i prędkości przemieszczania się frontu występują w jego dobiegunowej części, im dalej tym mniejsza aktywność aż do zaniku frontu zimnego i jego przejścia w front ciepły.

Fronty wtórne - zjawiska podobne do frontalnych. Przy intensywnych procesach transformacji występuje zjawisko podobne do frontalnego. Powietrze idące z przodu ochłodziło już powietrze nad powierzchnią, a napierająca z tyłu masa jest zimniejsza i tworzy rodzaj frontu.

Zjawiska takie występują tylko w masach chłodnych.

Zjawiska pogodowe niegroźne: uszeregowane w jednym ciągu cumulonimbusy.

Fronty zokludowane.

Tworzą się, gdy fronty chłodne doganiają fronty ciepłe. Dochodzi do nałożenia się powierzchni frontalnych i powstaje front zokludowany.

1. Bardzo rozległa strefa zachmurzenia całkowitego, deszcz intensywny, pułap chmur się obniża.

Strefa zachmurzenia rzędu 1400 km. Prędkość do kilkunastu km/h.

Duża wilgotność względna, opady powodują, że widzialność jest na ogół nienajlepsza.

Jak intensywny będzie opad tego się z mapy nie wywnioskuje.

Powyższa pogoda jest typowa dla punktu okluzji.

Dalej zanika punkt styczności frontu z ziemią.

Szerokość strefy zachmurzenia ulega zwężeniu, a pułap chmur podniesieniu. Przy dalszej okluzji linia frontu składa się tylko z chmur wysokich i następuje zanikanie opadów.

Proces skrętu wiatru na linii frontu będzie relatywnie mały lub żaden.

Przejście frontu zokludowanego wiąże się:

Dalej front zokludowany przekształca się we front niemal stacjonarny, dociera do tzw. cmentarzyska frontów, które związane jest z zachmurzeniem całkowitym, opadami mżawek i ciągłych opadów.

Istnieje szereg obszarów na świecie, które są cmentarzyskami frontów.

Porównując analizę aktualną i prognozy 24h i 48h można ocenić jak będzie się zmieniał istniejący układ. Bez instrumentów i informacji przewidywanie ruchów w danym układzie jest bezcelowe i bezużyteczne, nadto może być bardzo mylące.

Należy umieć wykorzystać przychodzące komunikaty i mapy.

Układy baryczne i ich rozwój.

Dla średnich szerokości charakterystyczne jest występowanie H & L układy, ale dynamicznymi układami są układy L.

1. Stadium L to układ fali

zjawiska: układ gwałtownie przyspiesz i jednocześnie nastąpi pogłębianie się ciśnienia.

2. Stadium młodego niżu

prędkość zwiększa się (ok.20 w). Ciśnienie dalej spada. Czasem okres m.dwoma stadiami trwa kilka godzin.

zachmurzenie typowe, wiatr rośnie bo zw. się gradient ciśnienia.

3. Stad. niżu dojrzałego

Od stadium dojrzałego ciśnienie przestaje spadać i rozpoczyna się proces wypełniania niżu.

Wielkość ogromna, kilka tyś. km. , w środku pozawijany front zokludowany.

Masa ma gigantyczną inercję, dopiero w stadium starczym maleją gradienty.

Niekiedy dochodzi do procesów regeneracji niżu, gdy z wyższych szerokości geogr. wejdzie b. zimne powietrze. Wówczas w obszarze ciepłego podłoża dojdzie do silnej konwekcji i dalszego zassania powietrza i regeneracji starego układu.

Na półkuli południowej pewne różnice. Na płn. ogromne obszary niżowe. Na południu tego brak. Tak samo się tworzą, takie same spadki ciśnień, ale mniejsze średnice (300-400 km).

Gradienty baryczne są odpowiednio większe (gradient - spadek na odległość). Występują stosunkowo silniejsze wiatry i prędkości przemieszczania. Sytuacja więc: wiatr rośnie szybko do silnego sztormu, niż się przemieszcza (7-8 hrs), zmienia się kierunek wiatru i spada prędkość wiatru, pozostaje martwa fala i za parę chwil zaczyna się rzecz od nowa.

W ciągu doby mogą przejść 2 takie układy. Na południu nie obserwuje się długotrwałych sztormów. Sztormy są intensywne ale krótkie.

Meteorologia i Oceanografia 4

Meteorologia tropikalna

Strefa międzyzwrotnikowa jest traktowana inaczej niż inne strefy, bo przebieg warunków pogodowych jest bardziej stabilny - duże układy baryczne, m.więcej stacjonarne. Wartości ciśnień mają tylko charakter sezonowy. Zmiany dobowe są minimalne. Taki układ powoduje wytwarzanie się stałych układów pogodowych, stałych wiatrów, stałego przenoszenia się mas bez wnikania w inne masy, małe gradienty ciśnień, brak pogód frontalnych.

Dwa podstawowe układy cyrkulacyjne:

Systemy wiatrów stałych - pasatów Pln.wsch - Płn.Zach (na północy) i odwrotnie z południu. Coriolis na Płn. odchyla w prawo, na Pół. w lewo.

Układ wyżów stacjonarnych i bruzdy n. ciśnienia jest układem stałym, ale pory roku (ruch słońca od zwrotnika do zwrotnika) powoduje przesuwanie się tego układu z ok. 6 tyg. opóźnieniem w stosunku do ruchu słońca.

W tych warunkach tworzą się określone warunki pogodowe:

Strefa „A”

Brak możliwości kondensacji. Niebo bezchmurne. Gradient baryczny zero, lub bliski zeru. Brak wiatru, lub minimalne wiatry zmienne. Nb - strefa tworzenia się pustyń (brak jakichkolwiek opadów).

W takich warunkach jakikolwiek ruch powietrza w górę jest niemożliwy.

Strefa „B”

Pogoda pozostaje na ogół bezchmurna, ale im dalej od wyżu, tym częściej pojawiają się słabe ruchy wstępujące (powolny relatywny wzrost temperatury podłoża w stosunku do masy powietrza, powolne wznoszenie się w górę poziomu inwersji). Następuje odwrócenie procesu inwersji, m.wiecej od 400 m powietrze zaczyna się ponownie ogrzewać.

Na wysokości ca 400 - 600 m powstają efemeryczne Cumulus humilis, których występowanie osiąga maximum około godz. 10 -15.00. Po tym czasie chmury zanikają.

Strefa „C”

Gradient ciśnienia wzrasta, wiatr staje się silniejszy i coraz bardziej stały o początkowo niewielkiej sile około 5-6oB, przeważnie już o kierunku NE (lub SE na półkuli S ).

Powietrze jest już ogrzane, poziom inwersji podnosi się. Zachmurzenie osiąga stan 4-5 w godzinach popołudniowych. Potem zachmurzenie zanika. Ciągle brak prądów wstępujących.

Strefa „D”

Wzrasta średnia temperatura dobowa do około 25 - 26o C. Poziom inwersji wyraźnie podnosi się. Powietrze staje się bardziej nasycone parą wodną, zaczynają się silne prądy wstępujące. Tworzą się chmury Ch ----> Cm -----> Cc (congestus) . Z chmur Cc mogą pojawiać się opady. Zachmurzenie może dochodzić do 6. Nigdy nie jest całkowite.

Mogą pojawić się szkwały burzowe. Po południu chmury rozpadają się, wieczorem pozostają duże ilości szczątek chmur (niebo jest „upstrzone”).

Pasat jest już silny i regularny, najsilniejszy na całym swoim przebiegu - 5/6 - 10/12 m/sek.

Strefa „E” (strefa przyrównikowa)

Poziom inwersji rośnie, podnosi się, dochodzi do silnych ruchów wstępujących powodujących powstawanie silnie rozbudowanych chmur Cumulus i Cumulonimbus. Pojawiają się częste opady i burze tropikalne. (Zagrożenie to ograniczona widzialność w strefie lub przy strefie opadów - radar 3 cm jest z reguły bezużyteczny, „oślepiony”).

Chmury giną po zachodzie słońca, pozostają Ac ,Cirrusy i górne partie Cb (do godz. 21-22.00). Temperatura spada. Około 23-00.00 pojawiają się ponownie ponieważ zmienił się układ równowagi termicznej.

Temperatury osiągają ok. 28o C, wilgotność wzrasta do 90%.

Pasat słabnie, zmniejsza się jego prędkość a kierunek staje się niestabilny.

Strefa MSZ (Międzyzwrotnikowa Strefa Zbieżności - Inter-Tropical Zone).

Powietrze bardzo wilgotne, b. duża ilość powietrza, bardzo ciepłe, ślina kompensacja wynosząca ogromne ilości powietrza. Gradient ciśnienia mały. Tworzą się rozbudowane Cb o wysokości do 17 tyś. metrów. Zachmurzenie bardzo duże, burze tropikalne z intensywnymi opadami następujące jedna po drugiej.

Brak sytuacji całkowitego zachmurzenia lub też nieprzerwanego opadu.

Występują dwa maxima i dwa minima w ciągu doby:

1' - ok. godz. 06-08.00 - całkowite zachmurzenie, wilgotność b. dużą, możliwe zamglenia.

kilka do kilkunastu burz tropikalnych, po czym zachmurzenie maleje, temperatura

wzrasta, wilgotność utrzymuje się, czasami przechodzą burze, lub tylko opady.

2' - ok. godziny 20 - 00/01.00 - zjawiska jw.

Układ monsunowy

Zima

Na obszarze północnego oceanu indyjskiego - z uwagi na małą ilość morza - nie wytwarza się bruzda niskiego ciśnienia. Istnieją dwa stacjonarne ośrodki wyżowe - pierwszy to wyż subtropikalny nad południowym oceanem indyjskim i drugi nad Azją z centrum nad Bajkałem. Ten kontynentalny wyż jest bardzo suchy i bardzo wysoki - 1.040 - 1045 hPa.

Strefa MSZ przesunięta jest na południe.

Powietrze z południa napływa do bruzdy obniżonego ciśnienia na pół. oceanu indyjskiego, tam też spływa ogromna sucha masa powietrza z wyżu kontynentalnego. Przejście mas przez Himalaje powoduje ogrzanie się masy, ale ponieważ masa jest bardzo sucha nie występują żadne opady.

W strefie przybrzeżnej jest bezchmurne lub słabe Cn. Przejście mas nad morze powoduje ich transformację - od tej chwili powietrze i zjawiska zachowują się tak, jak przy klasycznym układzie stref subtropikalnych. Z uwagi na przesunięcie bruzdy na południe brak strefy MSZ, a powietrze typu tropikalnego (jak strefa „E”) pojawia się na szerokości ok. 6o N.

Lato

Nad Azją pojawia się obszar stacjonarnego niskiego ciśnienia (raptowne nagrzanie się kontynentu). Powietrze wyżu subtropikalnego znad Płn. oceanu indyjskiego przesuwa się na północ i skręca w kierunku lądu. W okolicach brzegów pojawia się pogoda typu „D” i „E” natomiast obszar MSZ, a właściwie jego odpowiednik pojawia się nad lądem azjatyckim.

Powietrze wznosi się (inwersja + ukształtowanie terenu), a ponieważ niesie z sobą dużą ilość pary (wilgotność względna ok. 100%) i jest bardzo ciepłe (28-29o) występują intensywne procesy chmuro twórcze i ciągłe opady. Częste burze. W miejscowości Czerapudi roczne opady wynoszą średnio (a pamiętać należy, że właściwie pada tam tylko przez pół roku) 13,000 mm (rekord roczny 17,000 mm) !

METEOROLOGIA I OCEANOGRAFIA 5

Zaburzenia w strefach m.zwrotnikowych:

Wszystkie zaburzenia są związane z mniej lub bardziej intensywną konwekcją i mają charakter burzowy. Tylko wielkość i skala wiatru jest wyróżniająca.

Skala mikrosynoptyczna.

Burze tropikalne

W strefie tropikalnej ilość burz wzrasta w miarę przechodzenia masy nad wodą (na zachód) -wzrasta temperatura i ilość pary. Powietrze staje się chwiejne, osiąga poziom kondensacji i rozwijają się chmury burzowe.

Zaburzeń mikrosynoptycznych jest jednorazowo ok. 100 tyś.

Linie szkwałów nie są odnotowywane na mapach synoptycznych - trwa kilka godzin, rzadko kilkanaście.

Można je łatwo wykryć w dzień i w nocy przy pomocy obserwacji wizualnej, w dzień rozbudowane górne partie chmur, w nocy wyładowania. Pogoda jak w burzy tropikalnej, tylko na większej przestrzeni.

Zaburzenia w sferze mezosynoptycznej to także T.D.

- fala wschodnia

Ściśle ograniczone regionalnie. Występują nad Płn. Atlantykiem, na płn. od równika na Pacyfiku wschodnim (do daty zmiany daty). Geneza związana z przepływem masy powietrza nad troposferą Afryki i Ameryki Płn..

W efekcie cykliczne turbulencje przepływu powietrza.

Powstaje fala izobar odgięta ku północy - przejście powietrza w wyższe szerokości powoduje zjawisko konwergencji

Zjawisko związane z powstaniem fali izobar i odchyleniem masy w kierunku wyższych szerokości. Z wzoru:

4.81 x GB

v = --------------

sin 

wynika, że wzrost szerokości powoduje spadek prędkości, a co za tym idzie zagęszczanie się ilości powietrza, które znajduje ujście podnosząc się do góry.

Wzrost prędkości wiatru, przy jednoczesnym ugięciu izobar dają w efekcie silne falowanie na dużych przestrzeniach.

Falę można łatwo wykryć na mapach synoptycznych:

Cyklony tropikalne

1-wsze stadium to tzw. zmącenie tropikalne

jeżeli woda pow. + 25o i napłynie nad to chłodniejsze powietrze (choćby o 1o) to

wystąpi zjawisko prądów wstępujących i rozwijanie się chmur burzowych w różnych

fazach rozwoju i w bardzo małej przestrzeni (kilka - kilkanaście mil).jeżeli zaistnieje to dłużej i nastąpi konsolidacja przestrzenna to następuje wyrzucanie ku górze ciepłego powietrza. Pod układem pojawia się obniżka ciśnienia i izobara się zamyka w kształcie mniej lub więcej koła z centrum niskiego ciśnienia. Wiatr wieje naokoło izobary w kierunku centrum ale nieuporządkowanie.W tym momencie zmącenie przechodzi w depresję tropikalną. Wiatr wchodzi w cykl wirowy. V wiatru nie przekracza 17 m/s (6-7o B). Jest oznaczana na mapach jako „TD” . Poza uporządkowaniem wiatrów niczym nie różni się od zmącenia. Zdecydowana ilość depresji tropikalnych w wyniku napływu powietrza z okolic rozpada się (powietrze wyrównuje ciśnienia). Niektóre depresje (związane ze zjawiskami na wysokości 300 mb - 9000 m ) jeżeli trafią na zjawiska antycyklonalne, to powietrze zostaje wyrzucone na zewnątrz wirowo, schodząc niżej powoduje wirowanie całej masy powietrza. I to już jest :

1-gie stadium cyklonu tropikalnego

Charakterystyczna cecha: u dołu okrągłe pole ciśnienia (izobary koliste)

Prędkości w cyklonie nie są równe. Najsilniejsze w przedniej prawej ćwiartce - generalnie w prawej połowie. (Na południu w lewej).

Maksymalne prędkości wiatru są kwestią sporną. Nie ma zmierzonych maksymalnych prędkości. Oceny szkód pozwalają na ocenę tej prędkości - 160-180 m/sek. Ale to oceniane nad lądem - nad morzem może być więcej.

Większość cyklonów ma niższe wiatry - 40-50 m/sek.

Początkowo i w pierwszych fazach cyklon jest termicznie samowystarczalny, trwa tak długo, jak długo ma skąd czerpać ciepło. Wejście nad ląd, lub zimniejszą wodę powoduje jego ustanie.

Cyklon ma uporządkowaną strukturę.

Strefa 0

Wiatry typowe dla monsunów i pasatów. Lekki wzrost ciśnienia w stosunku do średniej dla danego rejonu/miesiąca. Zachmurzenie małe lub brak zachmurzenia (patrz rysunek poniżej). Mogą występować anomalia jak np. brak lub zanik wiatrów, lub zmiana z kierunku wiatru na nieadekwatny do rejonu. Mogą się również pojawić wiatry silniejsze od regionalnych.

Strefa 1

Wiatry silniejsze od typowych dla regionu i to około 2 lub 3 razy. Prędkość wiatru nie większa jednak od 17 m/sek.

Strefa 2

Wiatr o sile sztormu, lecz nie większy niż 23 m/sek. Falowanie duże o charakterystycznie przypłaszczonych wierzchołkach. Ciągłe wyładowania - często bezgłośne.

Strefa 3

Zjawiska podobne do strefy 2 ale o większym natężeniu. Wiatr większy niż 23 m/sek.

Uwaga: strefy 3 może nie być w ogóle w niektórych, słabiej rozbudowanych cyklonach.

Strefa 4 -(Oko cyklonu.)

Brak wiatru, lub wiatry zmienne słabe (kilka-kilkanaście m/sek.). Ciśnienie ustabilizowane (nie spada). Widzialność dość dobra, zachmurzenie stratus o dużej przejrzystości, lub brak zachmurzenia. Dookoła ściana chmur typu Cb. Główne niebezpieczeństwo to zinterferowana fala (falowanie trójwymiarowa) tzn. fala pulsuje w tych samych miejscach bez wyraźnego przemieszczania się (kipiel). Żadne zmiany kursu nie wpłyną na poprawę warunków żeglugi.

Stadia rozwoju cyklonów tropikalnych

1. T.D.

2. Młodego cyklonu

spadek ciśnienia w granicach kilkunastu hPa, średnica cyklonu mała, v wiatru >17 m/s, p w centrum nieregularnie spada (c. się pogłębia)

3. Stadium dojrzałego cyklonu

zwiększa swoją średnice, potem przestaje, ciśnienie już nie spada, v wiatru sztormowa bądź huraganowa. Dopływ masy od doły równoważy odpływ górą. Twór quasi-stabilny.

4. Stadium starcze cyklonu (zamierania)

średnica może wzrosną, v wiatru stopniowo maleje co jest związane z napływem masy powietrza. Wzrost jest nierównomierny. Brak wiatrów huraganowych, ale rozszerza się zasięg wiatrów sztormowych.

5. Może przekształcić się w cyklon ekstra-tropikalny (niż szerokości pozazwrotnikowych).

Pow. klasyfikacja jest klasyfikacją synoptyczną. W praktyce stosuje się tzw. klasyfikację prognostyczną.

jedynym kryterium v wiatru

Dynamika cyklonów tropikalnych (ich ruch)

Każdy cyklon tworzy wir powietrza:

Ruchy cyklonu są typowe - cyklon przemieszcza się wewnątrz izobar wokół wyżu stacjonarnego zwrotnikowego. W okolicach wyższych szerokości spotkanie z masami powietrza przemieszczającymi się na zachód powoduje tak zwiększenie łuku skrętu jak i przyspieszenie ruchu własnego:

ruch dalszy (w wyższych szerokościach):

Powstaje termin „typowa trajektoria cyklonu tropikalnego”. Z reguły jest to hiperbola.

Często wzmiankowane „nieprawidłowości” ruchu cyklonów nie mają pokrycia w rzeczywistości. Nieporozumienia polegają na nie wnikaniu w analizę miejsca, w którym cyklon powstał. Jeżeli odbywało się to np. na zachód od wyżu, wówczas początkowy przebieg będzie miał charakter południkowy, utworzenie się cyklonu na wschód od wyżu wywoła jego początkowy ruch południkowy, ale w kierunku równika.

Problemy z ruchem cyklonu pojawiają się w punkcie zwrotu. Występuje tu przewężenie między wyżami.

Problem natury praktycznej, to niemożliwość prognozowania na długi okres naprzód - można na 6 max 12 hrs naprzód, tzn. w miejscu punktu zwrotu.

Nazwy toru cyklonu

Większość praktyków dzieli trajektorię na dwie części :

Na równikowym odcinku v cyklonu słaba (max kilkanaście w i nieregularna. Małe prawdopodobieństwo zmniejszenia szerokości, za to znacznie większa możliwość zmiany kierunku w kierunku bieguna.

W rejonie zwrotu v wzrasta do przedziału kilkunastu w. Ruch bardziej zdecydowany, a w niektórych sytuacjach staje się nieprzewidywalny.

Po zwrocie cyklon przemieszcza się z rosnącym odchyleniem ku wschodowi ze stale rosnącą prędkością tj. powyżej 20 w a nawet ponad 50 w. Nie jest to reguła.

Na ogół istnieje zależność między miejscem na trasie, a stadium rozwoju. Na równoleżnikowym okresie stadium młode, w okresie zwrotu stadium dojrzałe, potem rozwinięte, potem starcze, potem sztorm pozazwrotnikowy - b. rozbudowany niż.

Nawigacja

  1. Fatalne warunki pogodowe;

  2. Trudne warunki ratownicze (a nawet beznadziejne);

  3. Możliwość zakłóceń radio-komunikacji.

Sytuacja dryfującego statku w rejonie toru cyklonu:

Obszar objęty cyklonem należy każdorazowo traktować jako obszar niebezpieczny.

Istnieją generalne reguły unikania cyklonów.

1

W sytuacji wejścia w pobliże toru, lub na tor cyklonu w jego przebiegu równikowym:

2

W sytuacji przebiegu południkowego:

3

W strefie przebiegu polarnego (szczególna uwaga tuż po zwrocie cyklonu !) :

Uwaga generalna: zawsze należy przeprowadzić kalkulację własnego manewru. Jeżeli

manewr budzi wątpliwości, lub w wyniku jego, lub nieprzewidywalnego

zachowania cyklonu, istnieje ryzyko wejścia w pole sztormowe lepiej

wybrać zmianę kursu w kierunku niższych szerokości. Nawet wtedy,

gdy duża własna szybkość wskazuje na możliwość przejścia przed

cyklonem.

METEOROLOGIA I OCEANOGRAFIA 6

Kalkulacja manewru uniku cyklonu.

Kalkulacja polega na odwzorowaniu sytuacji na mapie, ocenie skuteczności manewru i podjęcie decyzji.

Są różne metody kalkulacji, które się różnią metodą podejścia do zagadnienia.

1.Statek na torze obszaru niebezpiecznego cyklonu.

Obszar niebezpieczny jest wyznaczony promieniem wiatrów sztormowych - czyli do strefy 2-giej. Obszar sztormowy jest zawsze podawany w komunikatach.

Precyzja przewidywania ruchu cyklonu jest kilkustopniowa - na odpowiednio dużym odcinku daje to spore rozbieżności co do przyszłego toru. Prędkości wiatru również podawane są w komunikatach, ale cyklon nie porusza się ruchem jednostajnym. Oznacza to wszystko, że cyklon może się znaleźć w zupełnie innym miejscu niż przewidywano.

Są dwa rodzaje błędów:

a) błąd położenia (Pbp). Cyklon jest śledzony przez satelitę w 6 pasmach częstotliwości widmowej. Dziś wiadomo dokładnie, gdzie się - i jak się - system cyklonu znajduje/rozwija. Obraz przekazywany do centrali, przetwarzany jest komputerowo i wyświetlany, lub skanowany na ploter.

Jeżeli średnica jest niewielka, z wyraźnym okiem, można położenie dokładnie określić (w granicach kilku mil). Jeżeli cyklon jest duży i średnica oka jest duża, to precyzja określenia centrum spada. Może być tak, że nie widać w ogóle oka - wówczas określenie następuje na podstawie zbieżności chmur.

Najgorzej jest kiedy cyklon jest w stadium starczym - wtedy położenie się zakłada.

W komunikacie podaje się dokładność z jaką określono pozycję cyklonu.

Podaje się Rws (rejon wiatrów sztormowych),  ,  oraz Pbp :

Cyklon przemieszcza się - w wyniku niestałości kierunku i prędkości w stosunku do podanych w komunikatach wartości, rzeczywiste położenie cyklonu może się znajdować w polu o promieniu równym 1/3 prognozowanej drogi. Błąd ten rośnie w funkcji okresu czasu między ostatnią obserwacją a momentem, dla którego prognozuje się położenie cyklonu.

b) błąd upływu czasu (Buc) = prognozowana prędkość cyklonu x (czas między prognozami)/3.

Buc = (Vpc * t)/3

Łącznie więc mamy trzy składowe:

Rws

RN (rejon niebezpieczny)

postępowanie :

Do wszystkich kalkulacji przyjmujemy promień strefy niebezpiecznej a nie Rws.

Kalkulacja

1.Klasyczny manewr uniku (prostopadle do trajektorii ruchu). Wykonujemy to na plottingu, żeby mieć precyzyjnie określone wielkości.

dokonujemy oceny realnej prędkości w stosunku do aktualnych warunków

określamy czas dojścia RN do aktualnej pozycji (tc1 = BW / Vc) oraz czas dojścia

Dalsza analiza (ważna wówczas, gdy tu <= tc2 , lub gdy cyklon zmienia swoje parametry ruchu:

nanosimy nową pozycję własną i cyklonu i przeprowadzamy ponowną kalkulację

Czynności te można (i trzeba) powtarzać w miarę zmieniających się warunków. Trzeba również ocenić wielkość popełnianych błędów. Graniczną wartością jest tu połowa czasu jaki upływa od komunikatu do opracowania kursu wyjścia.

W analogiczny sposób postępujemy oceniając, lub określając, kurs wyjścia w stronę połówki żeglownej.

2.Również rozwiązanie graficzne

Wykorzystanie nakresu manewrowego. Korzystne jest zrobienie tego wystarczająco wcześniej. Na plottingu - bo duża dokładność.

Kolejne czynności:

(1) - określamy pozycję cyklonu (na moment kalkulacji) i nanosimy na plotting,

(2) - określamy i nanosimy własną pozycję

(3) - oznaczamy rejon niebezpieczny (Rws + Pbp + Buc) i wykreślamy z C okrąg o promieniu r

(4) - prowadzimy styczne z pozycji statku do granic rejonu niebezpiecznego

(5) - z własnej pozycji, po ocenie własnych możliwości, wykreślamy okrąg o promieniu równym własnej maksymalnej prędkości (Vm).

Uwaga: kryterium oceny to prędkość na najmniej korzystnym kursie !

(6) - z pozycji własnej wykreślamy wektor prędkości cyklonu (Vc)

(7) - z końca wektora Vc rysujemy równoległe do uprzednio (4) otrzymanych stycznych

  1. - z własnej pozycji prowadzimy proste do punktów przecięcia prostych równoległych (7) z okręgiem Vm

Wszystkie kursy ograniczone prostymi zawierającymi odcinek okręgu, który znalazł się na zewnątrz prostych (7) są kursami bezpiecznymi. Wszystkie pozostałe są kursami niedozwolonymi.

W wyniku wyżej przytoczonego postępowania można otrzymać następujące rozwiązania:

3.Metoda Marsza - oparta o wykorzystanie nakresu radarowego.

Pozwala na względnie precyzyjną ocenę v i K na każdym kursie dozwolonym.

kolejność

obliczyć odległość między statkiem a centrum cyklonu w momencie kalkulacji, oraz namiar

posiadamy takie dane: Rn, d (statek-oko), NR (oko-statek)

określamy skalę odległości na nakresie (chodzi o to, żeby cały rysunek znalazł się na

(1) - zaznaczamy w centrum cyklon

(2) - zaznaczamy NR i d na statek i odznaczamy pozycję

(3) - zaznaczamy obszar niebezpieczny z centrum cyklonu

(4) - wystawiamy z pozycji statku styczne do okręgu sztormowego

(5) - przyjmujemy skalę prędkości (np. 1 okrąg = 2 w)

(6) - promieniem maks. możliwej prędkości zaznaczamy okrąg ze środka wykresu

(7) - wyznaczamy kierunek i v cyklonu (również ze środka)

(8) - przenosimy styczne z pozycji statek do pozycji końca wektora

(9) - odnajdujemy punkty przecięć

(10)-ze środka układu kreślimy prostą przez punkty przecięcia i znajdujemy wartości graniczne

Nakres jednak pozwala na głębszą analizę informacji - prosty dobór kierunków i prędkości potrzebnych dla uniknięcia strefy niebezpiecznej, analiza zmian sytuacji w momencie zmiany własnej prędkości oraz przewidywanie zmian sytuacji w wyniku zmiany parametrów ruchu cyklonu.

Wypadki szczególne

Wypadki szczególne typu jak w metodzie 2 - interpretacja szersza z uwagi na własności samego nakresu. Inne wypadki szczególne to:

a) statek znajduje się za cyklonem:

b) statek znajduje się obok toru cyklonu:

c) brak możliwości uniknięcia pola wiatrów sztormowych:

Wypadek „c” zmusza do próby określenia szans wyjścia poza pole sztormowe. Kalkulację szans wyjścia można przeprowadzić stosując zasadę prof.Marsza:

gdzie L - odległość od centrum cyklonu

RN - promień rejonu niebezpiecznego

ponadto: Vc - prędkość własna cyklonu

Vs - max.prędkość statku

Statek jest w stanie wyjść poza pole sztormowe gdy:

L Vs

---- + ---- >= 3

RN Vc

w wypadku gdy statek znajduje się nie na trajektorii to:

L Vs y

---- + ---- >= 3 - ---

RN Vc RN

Z wzoru można obliczyć pozycję, w której (najpóźniej) należy dokonać zmiany kursu celem uniknięcia pola sztormowego:

L>= (3 - Vs/Vc) * RN

Manewrowanie w polu sztormowym cyklonu

FALOWANIE

Podział fal:

* - fala b. groźna przy wybrzeżach, zupełnie niegroźna (niewyczuwalna) na pełnym

morzu.

Podział fal wiatrowych (kryterium - głębokość morza)

gdzie H - głębokość,

h - wysokość fali

l - długość fali

Parametry fali zależą od reakcji (tarcia) dna. Powyższe kryteria wskazują na zmianę rodzaju falowania w zależności tak relacji długość - głębokości jak i wysokość - głębokość. Oznacza to, że granice powyższego podziału mogą być zmienne np. falowanie głębokowodne może wystąpić zarówno na izobacie 100 jak i 10 metrów. Tak samo z falowaniem przyboju.

Parametry fal wiatrowych

Parametry fal (na wodzie głębokiej) zależą od:

Zależność między wysokością fali a czasem wiania:

Mimo pozorów, iż czas rozbiegu i długość rozbiegu są zależne (fizyka - t = d/v ) jednak wielkość rozbiegu ma zasadniczy wpływ na wysokość fali n i e z a l e ż n i e od czasu wiania z uwagi na możliwości rozbiegu:

W obu wypadkach (powyżej) Tw jest wystarczające, Dw natomiast tylko w kierunku „poziomym”.

Stąd np. na Bałtyku nigdy nie wystąpi falowanie ustalone (nawet gdyby była wystarczająca głębokość).

Dla każdej Vw istnieje wartość krytyczna tzn. przy wzroście V rośnie T i D, ale nigdy h nie przekracza pewnych wielkości.

Z zależności Dw, Tw, Vw wynika, że falowanie ustalone występuje tylko w rejonach wiania monsunów i pasatów. W szerokościach umiarkowanych dynamika przemieszczania się układów niżowych skutecznie zapobiega tworzeniu się fali ustalonej.

Stromość fali (k = h/l) zależy od wszystkich parametrów - czasu, prędkości i rozbiegu. Stromość fali ustalonej wynosi około k = 1/23 :

Pole falowania

Analiza spektralna gęstości falowania pozwala na zauważenie jednakowego rozkładu gęstości w poszczególnych przedziałach. Można - przy analizie pola falowania - wprowadzić współczynnik prawdopodobieństwa przewyższenia parametrów h, , t (t-okres fali).

hn% = kn%(h) * h

Badanie zjawiska (uzasadnienie zależności) można przeprowadzić badając wymienione parametry t, h i  w jednym miejscu np. 100 przechodzących fal. Rozkład ich parametrów nie będzie jednakowy, jednak na próbkowanej ilości można określić prawdopodobieństwo występowania fal o parametrach innych niż średnie :

kn (1%) oznacza, że 1 fala na 100 osiągnie jakąś wielkość średnią.

Pojawienie się takiej fali jest nieokreślone - może to być zarówno 1-wsza fala, 30-sta jak i ostatnia z próbkowanej ilości 100 fal.

Współczynniki przewyższenia:

Fala o kn% 12.5 to tzw. fala znaczna (określana jako średnia z trzech kolejnych obserwacji) inaczej opisywana jako 1/3 (np. h1/3).

Znając współczynniki przewyższenia można określić jak będzie wyglądało pole falowania:

np. 50% fal o wsp. 0.94 tzn. fal równych wysokością 0.96 x 1 m (jeżeli h fali średniej przyjmiemy za 1 m) itd.

Obserwując pola wsp. dla wysokości fali oznaczone na czerwono (uwaga falę 50% uważa się za falę średnią) i zaokrąglając wartości uzyskamy następujące wartości:

50% - 1

5% - 2

0.1%- 3 co utworzy ciąg 1 : 2 : 3, gdzie 1 to fala średnia, 2 to fala maksymalna a 3 to fala maksymalnie możliwa.

Analizując pole na mapie można więc powiedzieć, że fal średnich będzie tam około 50%, fal maksymalnych h = 2 x średnia około 5% i fal o h = 3 x średnia około 0.1%.

Mapy falowania

Mapy falowania prezentowane są w formie map izorytmicznych (krzywych prezentujących tę samą wysokość fal). Zasadniczo występują dwa rodzaje map: metryczne i w miarach angielskich. Odróżnienie jest proste - mapy metryczne oznakowane są co 1 a mapy angielskie (stopowe) co 3 (3 stopy ca 1 m).

Wysokość fal oznaczana na mapach to wysokość fal znaczących (12.5% przy kn(12.5%)). Stąd wysokość takiej fali będzie wynosiła : h1/3 = kn(12.5%) = hśr/1.61 gdzie hśr to wysokość podana na mapie.

Tak więc przy polu zamkniętym cyfrą 8 m możemy się spodziewać:

hśr = 5 m

hmax = 10 m

hmax.m. = 15 m

Mapy stanu morza

Mapy stanu morza podają obszary (oznaczone cyframi rzymskimi I-IX) o tym samym stanie morza. Cyfry oznaczają połówki metrów tj. 6 oznacza fale o h = 6 x 0.5m = 3 m.

Podstawą takiej mapy jest wyłącznie wysokość fal, bez względu na sposób ich generacji.

Uwaga: stany morza 1 - 9 (nie ma większych !!!):

0 0 m (gładź)

I 0 - 0.25m (słabe falowanie)

II 0.25 - 0.75m (umiarkowane falowanie)

III 0.75 - 1.25m (znaczne falowanie)

IV 1.25 - 2.0m ( „ „ )

V 2.0 - 3.5m (silne falowanie)

VI 3.5 - 6.0m ( „ „ )

VII 6.0 - 8.5m (bardzo silne falowanie)

VIII 8.5 - 11 m ( „ „ „ )

IX > 11 m (fenomenalne falowanie)


Wyszukiwarka

Podobne podstrony:
Oceanografia - 3-1 - Wstęp; Falowanie, Akademia Morska, Meteorologia i Oceanografia
Oceanografia - 3-3 - Kod lodowy dla bałtyku, Akademia Morska, Meteorologia i Oceanografia
Oceanografia - 3-2 - Falowanie wiatrowe; Sejsze; Tsunami, Akademia Morska, Meteorologia i Oceanograf
Meteorytowy Krater Barringera
GMap MVT dedykowany back end dla potrzeb wizualizacji zjawisk meteorologicznych w środowisku Go
02 pomiary meteorologiczne z13 14
Klimatologia i Meteorologia
meteoryt
meteoryt1 id 294096 Nieznany
parowanie, Ochrona Środowiska, meteorologia
Program Meteorologia, Geografia Nauczycielska licencjat Wydział Nauk Geograficznych Uni wersytet Łód
W-14, inżynieria ochrony środowiska kalisz, a pwsz kalisz ioś, Meteorologia materialy
kimatologia+i+meterologia, pwr, W7 wydział inżynierii środowiska, Pwr OŚ Ochrona Środowiska, Semestr
W-10, inżynieria ochrony środowiska kalisz, a pwsz kalisz ioś, Meteorologia materialy
agrometeo (2) - Kopia, Studia UR OŚ, semestr I, meteorologia
Badania meteorytów
Klasztor Wielki Meteor Meteory

więcej podobnych podstron