16 Билет

1. Холодным фронтом называется фронт, перемещающийся в сторону теплой воздушной массы. Различают два основных типа холодных фронтов:

Рис. 2.1.4. Холодный фронт первого рода на вертикальном разрезе, и на карте погоды.

 

1) холодные фронты первого рода—медленно движущиеся или замедляющиеся фронты, которые чаще всего наблюдаются на периферии циклонов или антициклонов;

2) холодные фронты второго рода — быстро движущиеся или перемещающиеся с ускорением, они возникают во внутренних частях циклонов и ложбин, перемещающихся с большой скоростью.

Холодный фронт первого рода. К холодному фронту первого рода, как было оказано выше, относится медленно движущийся фронт. В этом случае теплый воздух медленно восходит вверх по вторгающемуся под него клину холодного воздуха (рис. 2.1.4).

Вследствие этого над зоной раздела образуются сначала слоисто-дождевые облака (Ns), переходящие на некотором расстоянии от линии фронта в высоко-слоистые (As) и перисто-слоистые (Cs) облака. Осадки начинают выпадать у самой линии фронта и продолжаются после его прохождения. Ширина зоны зафронтальных осадков составляет 60—110 миль. В теплое время года в передней части такого фронта создаются благоприятные условия для образования мощных кучево-дождевых облаков (Сb), из которых выпадают ливневые осадки, сопровождаемые грозами.

Рис. 2.1.5. Холодный фронт второго рода на вертикальном разрезе и на карте погоды.

 

Давление перед самым фронтом сильно падает и на барограмме образуется характерный “грозовой нос”— острый пик, обращенный книзу. Ветер перед самым прохождением фронта поворачивает к нему, т. е. делает поворот влево. После прохождения фронта давление начинает расти, ветер круто поворачивает вправо. Если фронт располагается в хорошо выраженной ложбине, поворот ветра иногда достигает 180°, например, южный ветер может смениться северным. С прохождением фронта наступает похолодание.

На условия плавания при пересечении холодного фронта первого рода будет влиять ухудшение видимости в зоне осадков и шквалистый ветер.

Холодный фронт второго рода. Это быстро движущийся фронт. Быстрое движение холодного воздуха приводит к очень интенсивному вытеснению предфронтального. теплого воздуха и, как следствие этого, к мощному развитию кучевых облаков (Сu) (рис. 2.1.5).

Кучево-дождевые облака на больших высотах обычно вытягиваются вперед на 60—170 миль от линии фронта. Эта передняя часть облачной системы наблюдается в виде перисто-слоистых (Cs) и перисто-кучевых (Сс), а также чечевицеобразных высоко-кучевых облаков (Ас). Давление перед приближающимся фронтом падает, но слабо, ветер поворачивает влево. Выпадает ливневый дождь. После прохождения фронта давление быстро повышается, ветер резко поворачивает вправо и значительно усиливается, принимает характер штормового. Температура воздуха понижается иногда на 10° за 1—2 часа.

Условия плавания при пересечении такого фронта неблагоприятные, так как у самой линии фронта мощные восходящие токи воздуха способствуют образованию вихря с разрушительными скоростями ветра. Ширина такой зоны может достигать 30 миль.

2. Результатом дальнейшего изучения прилива стала динамическая теория Лапласа (1775г). Ее сущность состоит в следующем:

так как приливообразующие силы имеют периодический характер, то, следовательно, они должны постоянно вызывать и поддерживать в океане колебательное движение волнообразного характера с тем же периодом. Лаплас рассматривает две системы приливных волн: 1) волны вынужденные, гребни которых перемещаются со скоростью, равной скорости перемещения светила, скорость перемещения которых определяется выражением

где Н - глубина моря.

Таким образом, Лаплас впервые учел распространение приливных волн в зависимости от глубины моря. Вынужденные волны характерны для открытых частей океанов, а свободные - для материковой отмели и отдельных окраинных морей.

Лаплас преобразовал основное выражение высоты статического прилива

(Е - масса Земли)

заменив зенитное расстояние светил Z на широту , склонение  и часовой угол его А. Кроме того, он ввел в эту формулу эмпирические коэффициенты Р₁ и Р₂ к амплитудам и поправки ₁ и ₂ к фазам отдельных составляющих колебаний уровня. Тогда:

CosZ = Sin Sin + Cos Cos CosA

После преобразований формула высоты прилива приобрела вид:

h=3/2*Mr²/ED³[(1-3Sin²)(1–3Sin²)/6]+P₁Sin2Sin2Cos(A-₁)+ +P₂Cos²Cos²Cos2(A-₂ )

С их помощью ему удалось согласовать теоретически рассчитанный статический прилив с наблюдающимся в природе.

3. Скорость поверхностного течения определяется по формуле:

Uo = kV/ (Sin)^1/2,

Где: Uo – скорость течения поверхностного слоя вод (м/с), V – скорость ветра (м/с),  - широта, к – ветровой коэффициент (от 0,013 до 0,020).

Направление дрейфового течения равно направлению ветра плюс 180⁰ (течение идет «из компаса»), для условий «мелкого моря» (теория Экмана). Для условий «глубокого моря» дополнительно прибавляется 45⁰ в северном полушарии и вычитается – в южном.