Методические указания по выполнению практического занятия №3

Севастопольская морская академия
Кафедра «Судовождения и безопасности мореплавания»
Методические указания
по выполнению практического занятия №3
Атмосферное давление
по дисциплине «Гидрометеорологическое обеспечение
судовождения»
для студентов очной формы обучения
направления/специальности 26.05.05 «Судовождение»
Севастополь-2014 г.
Методические
указания
разработаны
на
основе
ФГОС
по
специальности 26.05.05 «Судовождение».
Методические указания по проведению практического занятия №3
«Атмосферное
давление»
по
учебной
дисциплине
«
Гидрометеорологическое обеспечение судовождения» составил профессор,
доктор географических наук, профессор кафедры «Судовождения и
безопасности мореплавания» Холопцев Александр Вадимович.
Севастополь, Севастопольская морская академия, 2014г.,
17
страниц.
Методические
указания
по проведению практических занятий
рассмотрены и утверждены на заседании кафедры «Судовождения и
безопасности мореплавания «14» июля 2014 г., протокол № 1 .
Зав.кафедрой “ Судовождения и безопасности мореплавания”
доктор технических наук
Кулагин В.В.
Рекомендовано к использованию в учебном процессе. Протокол
заседания учебно-методического совета № __________ от «___»___________
2014 года
СОДЕРЖАНИЕ
1. Цель и основные задания практического занятия
2. Список вопросов для входного контроля знаний студентов
3. Правильные ответы на поставленные вопросы
4. Основные положения теории. Строение атмосферы
5. Темы для докладов студентов
4
4
4
5
16
6. Порядок проведения занятия
Рекомендованная литература
16
16
1. Цель и основные задания практического занятия .
Целью данного практического занятия является закрепление и
углубление знаний, полученных студентами при самостоятельном изучении
темы.
Для достижения указанной цели студент должен выполнить следующие
основные задания:
- выполнить самостоятельную работу №3;
- подготовить и доложить реферат по одной из рекомендованных тем.
2. Список вопросов для входного контроля знаний студентов.
2.1. Что такое атмосферное давление?
2.2. Почему атмосферное давление повышается или понижается?
2.3. В какое время года атмосферное давление выше?
2.4. В какое время суток атмосферное давление выше?
2.5. Каким прибором измеряют атмосферное давление?
2.6. Как по высоте изменяется атмосферное давление?
2.7. Какая болезнь у водолазов возникает при резком снижении
атмосферного давления?
2.8. Что такое декомпрессия?
2.9. Какая болезнь возникает у альпинистов вследствие пониженного
атмосферного давления в горах?
3. Правильные ответы на поставленные вопросы.
3.1. Атмосферное давление – это давление на земную поверхность
создаваемое весом атмосферы.
3.2. Потому, что плотность воздуха зависит от его температуры(при
потеплении она снижается).
3.3. Зимой давление выше.
3.4. Ночью давление выше.
3.5. Барометром или барографом.
3.6. По мере увеличения высоты оно снижается.
3.7. Газовая эмболия.
3.8. Декомпрессия – плавное и медленное снижение до уровня
атмосферного, избыточного давления воздуха в помещении, где
находится водолаз, быстро поднявшийся из глубин океана.
3.9. Горная болезнь.
4.Основные положения теории.
Барические образования и погода в них
Центры действия атмосферы
Вследствие влияния на атмосферное давление вертикального
распределения температур воздуха в тропосфере над экватором
располагается барическая депрессия, а над полюсами и в летнем, и в зимнем
полушарии - барические максимумы. Кроме того в ней имеются и другие
постоянно и временно существующие области высокого или низкого
атмосферного давления. Все упомянутые неоднородности поля атмосферного
давления тропосферы называются постоянными или сезонными
центрами действия атмосферы.
Постоянные (перманентные) центры действия атмосферы
—
экваториальная депрессия, субтропические антициклоны, депрессии
субполярных широт, полярные антициклоны; сезонные — зимние
антициклоны и летние депрессии над материками в средних широтах.
В Северном полушарии расположены такие центры действия атмосферы:
Атлантика – Исландский минимум и Азорский максимум
Тихий океан – Алеутский минимум и Гавайский максимум.
В Южном полушарии находятся:
В Атлантике:
Антициклон Острова Св. Елены;
Южноатлантический минимум.
В Тихом океане :
Антициклон о. Пасхи;
Южнотихоокеанский максимум.
Такое расположение центры действия атмосферы занимают в последние
5 миллионов лет, после образования Панамского перешейка, преградившего
путь водам из Тихого океана в Атлантический.
Течения, формирующие Азорский максимум и Исландский
минимум
Расположение центров действия атмосферы на нашей планете
обусловлено распределением в тропосфере потоков тепла, поступающих от
земной поверхности и поглощаемых парниковыми газами. Эти потоки
образуются в результате поглощения земной поверхностью поступающей на
нее суммарной солнечной радиации. Именно поэтому над полюсами всегда
расположены барические максимумы, а над экватором – барическая
депрессия. Кроме того, в образовании центров действия атмосферы
принимают участие океанические течения, которые в одни районы океана
постоянно приносят холодную воду, а в другие его районы – воду теплую.
Рассмотрим течения образующие центры действия атмосферы,
оказывающие наибольшее влияние на погоду в Украине и над Черным морем
- Азорский максимум и Исландский минимум. Эти неоднородности поля
атмосферного давления возникли из-за того что над областью Азорского
максимума постоянно происходит охлаждение атмосферы, а над областью
Исландского минимума – ее охлаждение.
В образовании Исландского минимума главную роль играет течение
Ирмингера, являющееся северной ветвью Северо-Атлантического течения.
Атмосферное давление в Исландском минимуме тем меньше, чем больше
туда приходит теплой воды течения Ирмингера.
Азорский максимум формируется в основном благодаря влиянию
Канарского апвеллинга и Канарского течения, которое является южной
ветвью Северо-Атлантического течения. Атмосферное давление в Азорском
максимуме тем больше, чем больше холодной воды приносит в эту область
Канарское течение.
Как видим, в образовании обоих барических неоднородностей
принимают участие воды Северо-Атлантического течения, которые
образуются у Большой Ньюфаундлендской банки при слиянии первоначально
несет Гольфстрим - мощная система теплых течений северной части
Атлантического океана.
Гольфстрим вызывает движение теплых вод и смягчает климат в
гигантском регионе, простирающемся от берегов полуострова Флорида до
островов Шпицберген и Новая земля более чем на 10000 км.
Гольфстрим и тяготеющая к нему область Атлантики относятся к так
называемым активным районам взаимодействия океана и атмосферы.
Возникающие здесь динамические и тепловые аномалии влияют на погоду и
всей северной Атлантики и прилежащей к ней суши. Название течения
переводится с английского как течение из залива.
Северная граница Гольфстрима располагается к северу от 35 градуса
северной широты и весьма изменчива. Она характеризуется резким
понижением температуры, который может достигать 10 градусов на 9 км.
Боковая граница Гольфстрима на юге представлена слабым фронтом,
который образуется его водами и водами Саргассова моря.
Гольфстрим начинается в южной части Флоридского пролива к северозападу от Малой Багамской банки путем слияния Флоридского- сточного
течения из Мексиканского залива и Антильского течения- северной ветви
Северо-Пассатного течения.
За мысом Хаттерас Гольфстрим отворачивает к востоку, отрываясь от
берегов Северной Америки.
У мыса Хаттерас Гольфстрим отклоняется к северо-востоку к Большой
Ньюфаунлендской банке. Между Флоридой и мысом Хаттерас Гольфстрим
распространяется до дна. Ширина Гольфстрима на этом участке всего 75 км
На участке за мысом Хаттерас нижняя граница Гольфстрима точно не
установлена, достигая местами глубин 1000-2000м. Ширина течения за
мысом Хаттерас возрастает. На глубинах более 1500м здесь развито
противотечение (Антигольфстрим) с расходом до 16 куб. км/с.
Расход Гольфстрима возрастает к северу со скоростью примерно 7% на
100 км. На выходе из Флоридского пролива расход этого течения составляет
25 куб. км./с (или 2160 куб. км. в сутки), что в 20 раз превышает суммарный
сток всех рек нашей планеты
На широте Майями летом расход Гольфстрима составляет 33 куб. км/с,
зимой- 25 куб. км./с. На расстоянии 2000 км от Флоридского пролива летом
расход Гольфстрима достигает 90 куб. км/с. Распределение скорости в
Гольфстриме поперек течения асимметрично. Максимум смещен к западу.
В отличие от большинства течений северного полушария, при выходе из
залива в океан Гольфстрим отклоняется не вправо (под действием силы
Кориолиса), а влево. Воды Гольфстрима здесь следуют от Флориды не к
востоку, а на север вдоль побережья США до мыса Хаттерас. Это
объясняется влиянием антициклонических процессов в атмосфере над
субтропической частью Атлантического океана, деформирующих его
поверхность и "отжимающих" поверхностные воды к западу.
Причиной возникновения одной из составляющих Гольфстрима Флоридского течения, принято считать нагон пассатами через Юкатанский
пролив большого количества воды в Мексиканский залив. В результате этого
нагона уровень поверхности Мексиканского залива значительно выше уровня
поверхности Атлантического океана, что и вызывает мощное течение из
залива. Поэтому течение Гольфстрим является одновременно и ветровым и
стоковым.
Антильское течение (северная ветвь Северо-Пассатного течения) своим
существованием также обязано действию северного пассата. Поэтому
интенсивность Гольфстрима непосредственно связана с интенсивностью
пассатов. Усиление пассатов влечет за собой усиление Гольфстрима.
Максимальна скорость Гольфстрима летом, когда наиболее сильны
пассаты, минимальна - зимой. На участке от Флориды до мыса Хаттерас
скорость Гольфстрима убывает с севера на юг. Скорость во Флоридском
течении летом максимальная -3,4 м/с, средняя 1,4м/с; зимой максимальная 3,6м/с, средняя -1,2 м/с. К югу от мыса Хаттерас скорость Гольфстрима летом
максимальная -2,9 м/с, средняя 1,1 м/с; зимой максимальная 2,6 м/с, средняя
0.9 м/с. К северо-востоку от мыса Хаттерас скорость течения и зимой и летом
максимальная -2,7 м/с, средняя 0.5 м/с. К юго-западу от Большой
Ньюфаундлендской банки скорость летом максимальная- 2,4м/с, средняя 0.4
м/с; зимой максимальная 1.8 м/с, средняя- 0.3 м/с.
Среднее многолетнее положение Гольфстрима сравнительно стабильно,
хотя синоптические изменения его могут быть весьма значительны. Эти
изменения являются нестационарными и нелинейными, и имеют волновой
характер. Они проявляются в том, что стрежень Гольфстрима непрерывно
совершает колебательные движения поперек потока (меандрирует).
Расстояния между гребнями меандров лежат в пределах 35-370 км,
направление их перемещения - восточное, а скорость этого перемещения9,25 км/сутки.
Кроме меандров, имеющих волнистую форму, здесь также встречаются,
рассматривавшиеся в предыдущем разделе, вихри различных масштабов (как
синоптические, так и мезомасштабные).
Удивительной особенностью Гольфстрима является то, что его меандры
и вихри не образуются в зоне его максимальных скоростей - к югу от мыса
Хаттерас. Среднегодовая температура воды Гольфстрима на поверхности
составляет +25- 6оС, соленость- 36,2- 36,4 промилле. На глубине 400м
температура вод Гольфстрима снижается до +10-12оС. Максимальная
соленость отмечается на глубине 200м и составляет 36,5 промилле.
У южной оконечности Ньюфаундледской банки к Гольфстриму с севера
подходит холодное Лабрадорское течение. На их границе постоянно
существует мощнейшая гидрофронтальная зона. Ее фронтальные разделы
обладают высокой контрастностью по температуре (перепад температуры на
дистанции 100м достигает 20оС). В этой зоне конвергенции течений
происходит перемешивание и опускание их вод.
Система теплых течений Гольфстрима оказывает большое влияние на
гидрологию и биологические характеристики, как Атлантики, так и
Северного Ледовитого океана. Она во многом определяет современный
климат Европы. Теплые воды Гольфстрима нагревают проходящие над ними
воздушные массы. Преобладающие над Атлантикой в умеренных широтах
западные ветры переносят этот теплый и влажный воздух на Европу. Под
влиянием Гольфстрима в Норвегии зимой температура воздуха, как правило,
превышает средние значения для соответствующих широт в Гренландии на
15-20 градусов. Именно благодаря Гольфстриму Баренцево море не замерзает
даже в самые суровые зимы.
За Ньюфаундлендской банкой (к северу от 45 параллели) воды
Гольфстрима вливаются в Североатлантическое течение. Это течение
образует северное звено Северного Субтропического антициклонического
круговорота.
В
отличие
от
аналогичного
течения
в
Тихом
океане
(Северотихоокеанского) Североатлантическое течение несет свои воды не на
восток, а на северо-восток. Благодаря этому к северо-западным берегам
Европы вплоть до Кольского полуострова подходят его сравнительно теплые
воды, что существенно смягчает климат этого региона.
Североатлантическое течение не является единым, устойчивым потоком.
Оно представляет собой сложную и нестационарную систему струй,
включающую многочисленные волновые возмущения и меандры. Меандры
на наиболее быстрых струях иногда отрываются от них, замыкаются и
образуют синоптические и мезомасштабные вихри- т.н. ринги. Ринги
(фронтальные вихри) образуются в результате развития неустойчивости
течений.
Неустойчивость течения, вызванная высокой скоростью потока,
называется баротропной. Если причина ее возникновения - неравномерность
поля плотности воды - она называется бароклинной. На устойчивость
течений большое влияние оказывает рельеф морского дна. Неустойчивость
Североатлантического течения преимущественно баротропная.
Ринги Гольфстрима имеют диаметр от 50 до 110 миль и существуют в
океане от полугода до двух- трех лет. Слева от Гольфстрима образуются
только антициклонические ринги, справа - циклонические. В
антициклонических рингах поверхностные воды движутся от периферии к
центру, где происходит их постепенное погружение в промежуточную
водную массу. В циклонических – напротив. В их центрах воды
промежуточной водной массы поднимаются на поверхность и растекаются на
периферию. Поэтому в центрах антициклонических вихрей происходит
удаление из поверхностного слоя моря
полютантов и насыщение
промежуточных вод кислородом. В центрах циклонических вихрей к
поверхности поднимаются воды, богатые фосфатами и нитратами, что
повышает их трофность. В центрах антициклонических вихрей вода имеет
повышенную температуру, в центрах циклонических - существенно
пониженную. Скорость вращения воды в рингах у поверхности максимальна
достигая 1-2 м/с. Сами ринги перемещаются в океане к северо-востоку со
скоростью до 0.05 м/с.
На границе основного потока в поверхностном 200 м слое наблюдаются
сравнительно узкие полосы противотечений, имеющих скорость 0.5-1 м/с.
Северо-Атлантическое течение движется на северо-восток и разделяется
на три ветви. Его северная ветвь, на широте Ирландии заворачивает влево и
получает имя - течение Ирмингера. Она отворачивает к западу и в основном
проходит южнее Исландии, согревая ее, и через Девисов пролив проникает в
Баффиново море. Здесь существенно охладившиеся воды основного потока
течения Ирмингера вливаются в теплое Западно-Гренландское течение.
Меньшая часть вод этого течения проходит севернее Исландии и достигает
Гренландского моря.
Южная ветвь Северо-Атлантического течения, отворачивает к востокуюго-востоку, проникает в Бискайский залив и здесь движется к югу вдоль
берегов Португалии. Эта ветвь Северо-Атлантического течения омывает
Азорские и Канарские острова, достигает западных берегов Африки, где
носит название Северо-Африканского или Канарского течения. За время
пребывания в высоких широтах температура вод этой ветви Гольфстрима
понижается настолько, что по сравнению с окружающими ее
поверхностными водами тропической зоны Атлантики оно холоднее на 2-3
градуса. Существенное влияние на температуру вод, переносимых Канарским
течением оказывает интенсивность Канарского апвеллинга, образуемого
водами Лабрадорского течения, 2поднырнувшими» под СевероАтлантическое течение. За Канарскими островами водный поток,
переносимый Северо-Африканским течением разделяется. Основная его
часть здесь частично отворачивает на юго-запад, давая начало СевероПассатному течению, а остаток отходит к востоку и поступает в Гвинейский
залив.
Ширина Канарского течения 400-600 км, его скорость до 2 км /час.
Температура воды на поверхности в феврале от 12оС на севере до 23 оС на
юге, а в августе- от 19оС на севере до 26 оС на юге. Соленость на
поверхности 36-36,8 промилле.
Канарское течение – главное течение, которое участвует в образовании
Азорского максимума. Поэтому над ним всегда преобладает погода,
типичная для антициклона. Здесь весьма редки кучевые облака, на небе
господствует сплошная низкая пелена слоистых или слоисто-кучевых
облаков, не дающих осадков. Причина их образования - охлаждение нижней
части пассатного потока, создающее в нем инверсию непосредственно над
поверхностью океана. Толщина этого слоя инверсии составляет 300-400м.
В зоне Канарского течения часта плохая видимость. Причиной ее
ухудшения может быть не только туман, образующийся при охлаждении
воздуха над его водами, но и т.н. «сухая мгла»- пыль, приносимая ветром из
прибрежных пустынь Западной Африки.
Вследствие своей пониженной температуры, Канарское течение
препятствует развитию рифообразующих кораллов и другой теплолюбивой
флоры и фауны во всей зоне своего влияния.
В районе Канарского апвелинга происходит подъем на поверхность
океана его холодных и богатых фосфатами глубинных вод. Это повышает
трофность поверхностных вод и их биопродуктивность. Поэтому район
Канарского апвелинга- один из важнейших и богатейших рыбопромысловых
районов Северной Атлантики.
Устойчивость Канарского течения составляет преимущественно 25-50 %,
но местами возрастает до 75% и более. Поэтому меандры и мезомасштабные
вихри здесь образуются весьма редко.
Северо-Пассатное течение Атлантического океана начинается у островов
Зеленого мыса. Оно несет свои воды на запад. Максимум его скорости (21
см/с) наблюдается весной и летом на параллели 12о 30`N. Минимальна его
скорость осенью-15 см/с. Скорость течения увеличивается при усилении
северо- северо-восточного пассата.
У малых Антильских островов Северо-Пассатное течение течение
разделяется. Его северная ветвь образует Антильское течение, идущее на
запад к Флоридскому проливу. Южная ветвь через проливы между
Антильскими проходит в Карибское море, где соединяется с Гвианским
течением, идущим вдоль побережья Южной Америки с юга. После их
слияния образуется Карибское течение, заходящее в Мексиканский залив и
дающее начало Флоридскому течению.
Северо-Пассатному течению характерна сезонная изменчивость. В
период с июля по сентябрь оно располагается в широтном поясе
ограниченном 4 и 10 градусами северной широты. Через полгода течение
существенно ослабевает и прослеживается лишь у берегов Африки.
Лабрадорское течение - одно из главных холодных течений северной
Атлантики. Оно берет начало в Лабрадорском бассейне,- обширной акватории
Атлантического океана, ограниченной на западе островами Ньюфаунленд и
Баффинова земля, а также полуостровом Лабрадор; на севере - Гренландией;
на востоке- подводным горным хребтом Рейкьянес.
В Девисовом проливе Гренландско - Канадский порог глубиной около
800 м отделяет Лабрадорский бассейн от моря Баффина, относящегося к
Северному Ледовитому океану.
Водообмен через пролив осуществляют теплое Западно-Гренландское
течение, несущее воды Атлантики на север и направленное в
противоположную сторону холодное Баффиново (оно же Канадское) течение,
несущее на юг воду Арктики.
Сточное, компенсационное течение из Северного Ледовитого океана в
основном несет его воды в Атлантический океан через Датский и Девисов
проливы.
В час через Датский пролив проходит в Атлантику в среднем 13.3 км3
арктических вод. Основная часть атлантических вод, проходящих через
пролив между Исландией и Фарерскими островами, возвращается обратно в
Атлантику через западную часть Фареро-Шетландского канала. Воды этих
потоков, соединяясь, образуют Восточно-Гренландское течение.
Через Девисов пролив в Атлантику поступает Баффиново течение,
поставляющее 17 км3 арктических вод в час. Здесь оно преобладает над
Западно-Гренландским течением. В Лабрадорском бассейне оно проходит у
Баффиновой земли (в западной его части).
Западно-Гренландское течение образуется при смешении теплых и
высоко соленых вод течения Ирмингера и холодных и распресненных вод
Восточно-Гренландского течения.
Установлено, что расходы течений Ирмингера и Восточно-Гренландского
течения колеблются в противофазе. Так, в период с 1953 по 1956 годы расход
течения Ирмингера был больше, а в период с 1956 по 1968 годы больше был
расход Восточно-Гренландского течения. В результате этого пропорция, в
которой перемешиваются воды этих течений, со временем изменяется.
Изменяется при этом также температура и соленость Западно-Гренландского
течения.
Западно-Гренландское течение расположено в восточной части
Лабрадорского бассейна. Оно характеризуется расходом, составляющим
около 1 км3/с. Лишь 15-20% его вод проникают через Девисов пролив в
Арктику. Большая часть вод этого течения отклоняется здесь на запад, а
затем на юг и соединяется с водами Баффинова течения.
В результате объединения вод Баффинова и, отклонившейся к западу,
ветви Западно-Гренландского течения образуется мощный поток
Лабрадорского течения.
Лабрадорское течение несет свои воды вдоль побережья Канады и США
на юг, юго-восток к о. Ньюфаундленд со скоростью 1-2 км/ час.
У северного края Большой Ньюфаунлендской банки Лабрадорское
течение разделяется на две ветви. Основная часть его вод движется на юговосток вдоль восточного края банки. У ее южной оконечности она
встречается с водами Гольфстрима. Оставшаяся часть вод Лабрадорского
течения отворачивает на юго-запад, затем на запад вдоль юго-восточного
берега острова Ньюфаунленд, по относительно большим глубинам, и далее на
юг. Иногда от нее отделяется еще одна струя, идущая к банке Флеминг- Кап.
Температура Лабрадорского течения зимой на севере +1 оС, на юге +5оС ,
летом на севере +2 оС,на юге +10 оС. Температура вод Гольфстрима на 1520оС выше. Соленость вод Лабрадорского течения 30-32 промилле, а вод
Гольфстрима более 36 промилле. Контрасты температуры и солености вод
этих течений в зоне их контакта настолько велики, что в океане создается
своеобразная "холодная стена". При ее пересечении судном температура
воды у носа и кормы может различаться более чем на 12 оС. Этот эффект
прослеживается до глубины 1000-1200 м.
По линии схождения Гольфстрима и Лабрадорского течения
поверхностные воды последнего опускаются в глубину. Менее соленые, но
несравненно более холодные воды Лабрадорского течения уходят под его
более теплые и легкие воды. На фронте интенсивно формируются вихри,
развиваются интрузионные процессы, а также процессы перемешивания.
Над самой Ньюфаунлендской банкой господствуют воды холодного
Лабрадорского течения (летом температура воды от 1-2 градуса на севере до 4
градусов на юго-восточных склонах банки).
Воды Лабрадорского течения несут на юг большое количество айсбергов.
Основной очаг образования айсбергов на западном побережье Гренландии ледник Якобсхавен в районе о. Диско. Даже зимой языки этого ледника
движутся в сторону моря. За год здесь образуется до 1000 айсбергов.
Отрываясь от языка ледника, айсберг далее увлекается течением.
Основной поток айсбергов от западного побережья Гренландии увлекается на
север Западно-Гренландским течением. Южнее Девисова пролива большая
часть айсбергов поворачивает на запад. Водами Лабрадорского течения она
транспортируются на юг в район Большой Ньюфаунлендской банки.
Надводная часть айсберга в 7 раз меньше его подводной части. Поэтому
айсберги движутся по течению, не взирая на направление ветра.
Гренландские айсберги, увлекаясь Лабрадорским течением, проникают
далеко на юг, являясь большой угрозой для судоходства. Один из них
14.04.1912 г. протаранил судно "Титаник".
В гидрофронтальной зоне образованной слиянием Лабрадорского
течения и Гольфстрима весьма велика изменчивость положения фронтальных
разделов, что оказывает значительное влияние на обитающие здесь
сообщества.
На южных склонах Ньюфаунлендского мелководья размножается мойва,
а в нескольких десятках миль к югу встречаются тунцы и меч рыба. На
Ньюфаунлендском мелководье весьма обильны скопления планктона, в воде
повышено содержание фосфатов и кремния.
Быстрая смена температуры воды при перемещении фронтальных
разделов вызывает массовую гибель трески, пикши, мойвы, сельди. Ни один
из этих видов в период нереста или нагула не встречается в водах
Гольфстрима.
Установлено, что изменчивость поля поверхностной температуры в
гидрофронтальной зоне контакта Лабрадорского течения и Гольфстрима
имеет колебательный характер с периодом около 3,5 лет.
Упомянутые явления вызваны изменениями мощности и положения
основной струи Лабрадорского течения. Иногда основная струя отходит к
востоку к банке Флеминг Кап. При этом на Большую банку с юго-востока
смещается "вода склона" и поверхностная температура вод повышается. На
южную окраину банки при южном ветре иногда вторгаются воды
Гольфстрима, что приводит к значительному и резкому повышению
поверхностной температуры.
Адвекция теплого морского воздуха на более холодную водную
поверхность Лабрадорского течения вызывает здесь интенсивные туманы.
Сезонный ход температуры воздуха, осадков и ветра ярко выражен.
Летом над зоной течения господствуют умеренные западные ветры,
характерные для обращенной к полюсу периферии антициклона. Преобладает
облачность слоистых форм, дающих мало осадков.
Зимой над океаном развивается циклоническая деятельность. Ветры
усиливаются до штормового, увеличивается облачность и количество
выпадающих осадков преимущественно в виде снега. Осадки существенно
превышают испарение.
Барические образования синоптических масштабов
Наряду с перманентными центрами действия атмосферы, в ней
существуют также сезонные и перемещающиеся барические неоднородности.
Первые – это сезонные центры действия атмосферы, вызывающие
образованием ветров муссонов, рассматриваемых ниже. Вторые –
атмосферные фронты и атмосферные вихри, называемые циклонами и
антициклонами.
Циклоном называется термобарическая неоднородность, в которой
наблюдается вихреобразное движение воздуха вокруг центра против часовой
стрелки (в северном полушарии) либо по часовой стрелке (в южном
полушарии).
Вертикальная протяженность циклона изменяется от 1-2 км на
начальной стадии его развития до 10 км на стадии максимального развития.
Максимальные вертикальные размеры имеют такие циклоны как ураганы.
Ураган Эндрю, обрушившийся на Атлантическое побережье США в конце
90-х годов, имел высоту до 18 км (т.е. охватывал нижние слои стратосферы).
Горизонтальные размеры циклона в процессе его развития изменяются
от десятков км., на начальной стадии его развития, до единиц тысяч км., на
зрелой стадии.
Продолжительность существования циклона составляет от нескольких
суток до нескольких недель. Оно тем больше, чем больше энергия и размеры
циклона.
Циклоны перемещаются со скоростями, зависящими от стадии их
развития. На начальной стадии –до 100 км/ч. Чем больше возраст циклона,
тем он менее подвижен.
В зависимости от высоты, на которой расположены циклоны, они могут
быть:
- низкие (до высоты 3 км);
- средние (до высоты 5 км);
- высокие (до высоты 10 км и более);
- верхние (в приземном слое не проявляются).
По географическому положению различают циклоны:
-внетропические (фронтальные и нефронтальные ), развивающиеся в
умеренных широтах;
-тропические (циклоны возникающие в тропической зоне).
Тропические циклоны представляют наибольшую опасность для судов,
так как в них наиболее развито волнение и самый сильные ветер. Они, как
правило, движутся над океаном в западном направлении и достигнув
побережья материков отклоняются в северном полушарии – к северу, в
южном полушарии- к югу. Пересекая северный и южный тропики эти
циклоны превращаются во внетропические, постепенно теряют энергию и
стихают.
В зависимости от стадии развития различают циклоны:
-фронтальная волна (стадия зарождения циклона);
-молодой циклон (стадия углубления циклона на которой вертикальные
и горизонтальные размеры циклона возрастают, а понижение атмосферного
давления увеличивается);
-стадия наибольшего развития (циклон достиг максимальных
параметров, горизонтальных и вертикальных размеров, которые перестают
изменяться во времени) ;
-окклюдированный циклон (или стадия заполнения)- конечная стадия
развития циклона, на которой как термобарическая неоднородность он
ликвидируется, а вихревое движение воздуха постепенно затухает.
Продолжительность каждой стадии циклона колеблется от нескольких
часов до нескольких суток. Различные стадии развития циклона
характеризуются определенными изменениями его структуры.
На начальной стадии вихревые движения прослеживаются только на
малых высотах. На стадии молодого циклона над его центром
прослеживается характерная барическая ложбина, а вихревые движения
происходят на высотах до нескольких километров. На стадии
оклюдированного циклона вихревые движения в приземном слое затухают,
продолжаясь на больших высотах.
В циклонах атмосферное давление всегда понижено. В процессе
эволюции циклона величина этого понижения изменяется. Наибольшей
величины оно достигает на стадии максимального развития и может
составлять до 60 мм рт. столба.
В циклоне происходит взаимодействие двух воздушных масс,
обладающих различным удельным теплосодержанием, которые разделены
теплым и холодным атмосферными фронтами. На периферии циклона
холодный фронт первого рода, в центре второго рода. После окклюзии
теплого и холодного фронтов в циклоне наблюдается один фронт окклюзии.
Антициклон- это атмосферный вихрь, в котором движение воздуха
осуществляется навстречу движению воздуха в циклонах. В северном
полушарии этот вихрь вращается по часовой стрелке, а в южном, - против. В
поле атмосферного давления ему соответствует область высокого
атмосферного давления.
В центре антициклона атмосферное давление, как правило, больше 1020
милибар (максимально до 1070 милибар).
В поле температуры воздуха в центре антициклона, как правило,
наблюдается прогиб изотерм (температура минимальна). В холодное время
года здесь всегда сильные морозы. В теплое время года возможны заморозки,
образование туманов. В центральных областях антициклона в результате
адиабатического опускания воздуха на некоторых удалениях от земной
поверхности образуются инверсии.
В поле скорости ветра антициклон проявляется как неоднородность, в
которой воздух движется от центра к периферии, закручиваясь по часовой
стрелке в северном полушарии и по часовой стрелке в южном. В центре
антициклона скорость ветра минимальна. На расстоянии полурадиуса от
центра скорость ветра максимальна и на периферии вновь спадает до 0.
Как и циклоны , антициклоны могут быть:
-низкими (прослеживаются только в приземном 500 м слое);
-средними (прослеживаются до высот 3-5 км);
-высокими (прослеживаются в пределах всей тропосферы);
-стратосферными (высокие антициклоны, прослеживающиеся в
нижней стратосфере до высот 14-18 км);
-верхними (у земной поврхности не прослеживается).
В зависимсти от стадии своего развития различают антициклоны:
-на начальной стадии развития (как правило, это низкие вихри);
-на стадии молодого антициклона (высота и поперечник антициклона
растут);
-на стадии максимального развития (высота и поперечник антициклона
перестают увеличиваться и достигают максимальных размеров);
-на стадии ослабления (движение воздуха постепенно замедляется и
вихрь рассасывается).
В отличие от циклонов антициклоны бывают стационарными и
подвижными.
Стационарные антициклоны не изменяют пространственного
положения своего центра. Они могут захватывать большие или меньшие
территории, но не перемещаются. Эти антициклоны располагаются в
центрах действия атмосферы с положительными аномалиями
атмосферного давления.
Самый большой стационарный антициклон расположен над
Антарктидой. Аналогичные вихри меньших размеров имеются всегда над
Гренландией, над Азорским архипелагом и в других местах.
Квазистационарные антициклоны располагаются зимой над Евразией
и севером Канады, летом - над Северным Ледовитым океаном. Они
существуют по нескольку месяцев и со сменой сезона исчезают,
появляясь на том же месте вновь на следующий год.
Подвижные антициклоны в отличие от стационарных непрерывно
перемещаются со скоростями от 30-40 до 100 км/сутки. Скорость
передвижения антициклона максимальна на второй стадии его развития.
Максимальна она у так называемых «ныряющих» (самых быстрых)
антициклонов.
На стадии максимального развития антициклоны тормозятся до 510км/сутки. При этом их центр начинает описывать петлеобразную
траекторию. На стадии ослабления антициклоны практически становятся
неподвижными, а их размеры становятся больше чем у аналогичных
циклонов.
В зависимости от условий формирования различают антициклоны
полярные, внетропические и субтропические.
Полярные антициклоны расположены над полярными центрами
действия атмосферы и являются стационарными.
Внетропические антициклоны образуются, как правило, на конце
циклонической серии и являются подвижными.
Субтропические антициклоны располагаются над океанами
(Азорский, Южно-Атлантический, Северо-Тихоокеанский , ЮжноТихоокеански и Южно-Индийский) и являются стационарными.
5. Темы для докладов студентов.
1. Кессонная болезнь и способы ее профилактики.
2. Атмосферное давление и погода.
3. Центы действия атмосферы Тихого океана
4. Центры действия Атлантического океана.
5. Поле атмосферного давления в стратосфере.
6. История изучения атмосферного давления.
7. Поле атмосферного давления в тропосфере.
6. Порядок проведения занятия.
1. Вводная часть. Проверка наличия студентов и их готовности к
занятию. Оглашение темы занятия, его цели и заданий.
2. Доклады студентов
3. Обсуждение докладов.
4. Заключительная часть. Подведение итогов занятия.
Рекомендованная литература:
1. Вайсберг .Погода на Земле: Популярная метеорлогия.- М.:
“Гидрометеоиздат”,1980.
2. Адамов П.Н. Местные признаки погоды. Л. “Гидрометеоиздат”,1961.
3. Алисов Б.П. Климат СССР - М. “Высшая школа”.
4.Зверев А.А. Синопатическая метеорология. Л.: «Гидрометеоиздат»,
1968.774с.
5. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат», 1976.
639с.
6.Решетов В.Д. Изменчивость метеорологических элементов в атмосфере. Л.:
«Гидрометеоиздат» . 1973. 216с.
7. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1. 246с.
8.Хромов С.П., Мамонтова Л.И. Метеорологический словарь. Л.:
«Гидрометеоиздат»,1971. 568с.
9. Будыко М.И. Климат и жизнь. / М.И. Будыко. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. –
181 с.
10. Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York:
Academic Press, 1996. – 560 р.