Atmosfærens luftmasser. Luftcirkulation

Bevægelse af luftmasser

Al jordens luft cirkulerer kontinuerligt mellem ækvator og polerne. Luften opvarmet ved ækvator stiger, er opdelt i to dele, den ene del begynder at bevæge sig mod Nordpolen, den anden del - til sydpolen. Når man når polerne, afkøles luften. Ved pælene vrider den sig og falder ned.

Figur 1. Princippet om lufthvirvling

Det viser sig to enorme hvirvler, som hver dækker en hel halvkugle, centrene for disse hvirvler er placeret ved polerne.
Efter at være kommet ned ved polerne, begynder luften at bevæge sig tilbage til ækvator ved ækvator, den opvarmede luft stiger. Så bevæger den sig mod polerne igen.
I de nederste lag af atmosfæren er bevægelsen noget mere kompliceret. I de nederste lag af atmosfæren begynder luft fra ækvator som sædvanligt at bevæge sig mod polerne, men ved 30. breddegrad falder den ned. Den ene del af den vender tilbage til ækvator, hvor den rejser sig igen, den anden del, der falder ned ved 30. breddegrad, fortsætter med at bevæge sig mod polerne.

Figur 2. Luftbevægelse på den nordlige halvkugle

Vind koncept

Vind - luftens bevægelse i forhold til jordens overflade (den vandrette komponent af denne bevægelse), nogle gange taler de om en opadgående eller nedadgående vind under hensyntagen til dens lodrette komponent.

Vindhastighed

Estimering af vindhastighed i point, den såkaldte Beaufort skala, hvorefter hele rækken af ​​mulige vindhastigheder er opdelt i 12 gradueringer. Denne skala relaterer vindens styrke til dens forskellige virkninger, såsom graden af ​​hård sø, svajningen af ​​grene og træer, spredning af røg fra skorstene osv. Hver graduering på Beaufort-skalaen har et specifikt navn. Så nul på Beaufort-skalaen svarer til ro, dvs. fuldstændig fravær af vind. Vind på 4 point ifølge Beaufort kaldes moderat og svarer til en hastighed på 5-7 m/sek. ved 7 punkter - stærk, med en hastighed på 12-15 m/sek. - en storm, med en hastighed på 18-21 m/sek. endelig, en vind på 12 punkter på Beaufort er allerede en orkan, med; en hastighed på over 29 m/sek . På jordens overflade har vi oftest at gøre med vinde, hvis hastigheder er i størrelsesordenen 4-8 m/sek og sjældent overstiger 12-15 m/sek. Men stadig, i storme og orkaner på moderate breddegrader, kan hastigheder overstige 30 m/sek, og i nogle vindstød når 60 m/sek. I tropiske orkaner når vindhastigheder op til 65 m/sek., og individuelle vindstød - op til 100 m/sek ), hastigheder på mere end 100 m/sek. I de såkaldte jetstrømme i den øvre troposfære og den nedre stratosfære er den gennemsnitlige vindhastighed over lang tid og over. stort område kan nå op til 70–100 m/sek . Vindhastigheden på jordens overflade måles med vindmålere af forskellige designs. Instrumenter til måling af vind på jordstationer er installeret i en højde på 10-15 m over jordens overflade.

Tabel 1. VINDSTYRKE.
Beaufort-skala til bestemmelse af vindstyrke
Points Visuelle tegn på land Vindhastighed, km/t Vindkraft vilkår
Roligt; røgen stiger lodret Mindre end 1,6 Berolige
Vindretningen mærkes af røgens afbøjning, men ikke af vejrhanen. 1,6–4,8 Rolige
Vinden mærkes af ansigtets hud; blade rasler; almindelige vejrhaner drejer 6,4–11,2 Let
Blade og små kviste er inde konstant bevægelse; lette flag blafrer 12,8–19,2 Svag
Vinden rejser støv og papirstykker; tynde grene svajer 20,8–28,8 Moderat
De løvrige træer svajer; krusninger vises på landområder af vand 30,4–38,4 Frisk
Tykke grene svajer; man kan høre vinden fløjte i de elektriske ledninger; svær at holde paraply 40,0–49,6 Stærk
Træstammer svajer; det er svært at gå mod vinden 51,2–60,8 Stærk
Trægrene knækker; Det er næsten umuligt at gå mod vinden 62,4–73,6 Meget stærk
Mindre skader; vinden river røghætter og tegl af tagene 75,2–86,4 Storm
Det sker sjældent på landjorden. Træer rives op med rode. Betydelige skader på bygninger 88,0–100,8 Kraftig storm
Det sker meget sjældent på land. Ledsaget af ødelæggelse over et stort område 102,4–115,2 Hård Storm
Alvorlig forstyrrelse (score 13-17 blev tilføjet af US Weather Bureau i 1955 og bruges i den amerikanske og britiske skala) 116,8–131,2 Orkan
132,8–147,2
148,8–164,8
166,4–182,4
184,0–200,0
201,6–217,6

Vindens retning

Vindretning refererer til den retning, hvorfra det blæser. Du kan angive denne retning ved at navngive enten det punkt i horisonten, hvorfra vinden blæser, eller den vinkel, som vindretningen danner med stedets meridian, dvs. dens azimut. I det første tilfælde er der otte hovedretninger af horisonten: nord, nordøst, øst, sydøst, syd, sydvest, vest, nordvest. Og otte mellempunkter mellem dem: nord-nordøst, øst-nordøst, øst-sydøst, syd-sydøst, syd-sydvest, vest-sydvest, vest-nordvest, nord-nordvest. Seksten referencepunkter, der angiver den retning, vinden blæser fra, har forkortelser:

Tabel 2. FORKORTELSER FOR GUMMER
MED N I E YU S W
CCB NNE ESE ESE SSW SSW WNW W.N.W.
C.B. NE SE S.E. SW S.W. NW NW
BCB ENE SSE SSE WSW WSW CVD NNV
N – nord, E – øst, S – syd, V – vest

Atmosfærisk cirkulation

Atmosfærisk cirkulation - meteorologiske observationer af lufthylsterets tilstand globus- atmosfæren - viser, at den slet ikke er i ro: ved hjælp af vejrhaner og vindmålere observerer vi konstant i form af vind overførsel af luftmasser fra et sted til et andet. Studiet af vinde i forskellige områder af kloden har vist, at atmosfærens bevægelser i de lavere lag, der er tilgængelige for vores observation, har en meget forskellig karakter. Der er områder, hvor vindfænomener ligesom andre vejrtræk har en meget tydeligt udtrykt karakter af stabilitet, et kendt ønske om konstanthed. I andre områder ændrer vindene deres karakter så hurtigt og ofte, deres retning og styrke ændrer sig så skarpt og pludseligt, som om der ikke var nogen lovlighed i deres hurtige ændringer. Med indførelsen af ​​den synoptiske metode til at studere ikke-periodiske vejrforandringer blev det dog muligt at bemærke en vis sammenhæng mellem trykfordelingen og luftmassernes bevægelser; yderligere teoretiske studier af Ferrel, Guldberg og Mohn, Helmholtz, Betzold, Oberbeck, Sprung, Werner Siemens og andre meteorologer forklarede, hvor og hvordan luftstrømme opstår, og hvordan de er fordelt over jordens overflade og i atmosfærens masse. En omhyggelig undersøgelse af meteorologiske kort, der afbilder tilstanden af ​​det nederste lag af atmosfæren - vejret ved selve jordens overflade - viste, at atmosfærisk tryk er fordelt ret ujævnt over jordens overflade, normalt i form af områder med lavere eller højere tryk end i det omkringliggende område; ifølge det system af vinde, der opstår i dem, repræsenterer disse områder virkelige atmosfæriske hvirvler. Områder med lavt tryk kaldes normalt barometriske lavtryk, barometriske lavtryk eller cykloner; område højt blodtryk kaldes barometriske højder eller anticykloner. Alt vejret i det område, de optager, er tæt forbundet med disse områder, hvilket er markant anderledes for områder med lavtryk fra vejret i områder med relativt højt tryk . Bevæger de sig langs jordens overflade medfører de nævnte områder det karakteristiske vejr, som er karakteristisk for dem, og med deres bevægelser forårsager de dets ikke-periodiske ændringer. Yderligere undersøgelse af disse og andre områder førte til den konklusion, at disse typer af atmosfærisk trykfordeling også kan have en anden karakter i deres evne til at opretholde deres eksistens og ændre deres position på jordens overflade, og er karakteriseret ved meget forskellig stabilitet: der er barometriske minimums- og maksimumsværdier, midlertidige og permanente. Mens de første - hvirvler - er midlertidige og ikke udviser tilstrækkelig stabilitet og mere eller mindre hurtigt ændrer deres plads på jordens overflade, nu forstærkes, nu svækkes og til sidst fuldstændig går i opløsning i løbet af relativt korte perioder, er områder med konstante maksima og minima er ekstremt stabile og forbliver på det samme sted i meget lang tid uden væsentlige ændringer. Disse regioners forskellige stabilitet er naturligvis tæt forbundet med vejrets stabilitet og karakteren af ​​luftstrømmene i det område, de optager: konstante op- og nedture vil svare til konstant, stabilt vejr og et bestemt, uforanderligt system af vinde, der forbliver i måneder på stedet for deres eksistens; midlertidige hvirvler med deres hurtige, konstante bevægelser og ændringer forårsager ekstremt omskifteligt vejr og et meget ustabilt vindsystem for et givet område. I det nederste lag af atmosfæren, nær jordens overflade, er atmosfæriske bevægelser således meget forskellige og komplekse, og derudover har de ikke altid og ikke overalt tilstrækkelig stabilitet, især i de områder, hvor midlertidige hvirvler dominerer. Hvad vil være luftmassernes bevægelser i lidt højere lag af atmosfæren, almindelige observationer siger ikke noget; Kun observationer af skyernes bevægelser tillader os at tro, at der i en vis højde over jordens overflade er alle generelle bevægelser af luftmasser noget forenklet, har en mere defineret og mere ensartet karakter. I mellemtiden er der ingen mangel på fakta, der indikerer den enorme indflydelse af atmosfærens høje lag på vejret i de nederste: det er for eksempel nok at påpege, at bevægelsesretningen for midlertidige hvirvler tilsyneladende er direkte afhængig af bevægelsen af ​​de høje lag af atmosfæren. Derfor, selv før videnskaben begyndte at have et tilstrækkeligt antal fakta til at løse spørgsmålet om bevægelserne af de høje lag af atmosfæren, var der allerede dukket nogle teorier op, der forsøgte at kombinere alle de individuelle observationer af bevægelserne af de nedre luftlag og skabe en generel ordning af den centrale luft. atmosfære; Dette var for eksempel teorien om den centrale atmosfære givet af Mori. Men indtil et tilstrækkeligt antal fakta blev indsamlet, indtil forholdet mellem lufttrykket på givne punkter og dets bevægelser var fuldstændig afklaret, indtil da kunne sådanne teorier, baseret mere på hypoteser end på faktiske data, ikke give en reel idé om, hvad der faktisk kan sker og sker i atmosfæren. Først mod slutningen af ​​det sidste XIX århundrede. Der er akkumuleret nok fakta til dette, og atmosfærens dynamik er udviklet i en sådan grad, at det er blevet muligt at give et reelt, og ikke et spådomsbillede, af atmosfærens farve. Æren ved at løse problemet med den generelle cirkulation af luftmasser i atmosfæren tilhører den amerikanske meteorolog William Ferrel- en løsning så generel, fuldstændig og korrekt, at alle senere forskere på dette område kun udviklede detaljer eller lavede yderligere tilføjelser til Ferrels grundlæggende ideer. Hovedårsagen til alle bevægelser i atmosfæren er den ujævne opvarmning af forskellige punkter på jordens overflade af solens stråler. Ujævn opvarmning medfører udseendet af en trykforskel over forskelligt opvarmede punkter; og resultatet af trykforskellen vil altid og uvægerligt være luftmassernes bevægelse fra højere steder til højere steder lavt tryk. Derfor må luften, der støder op til jordens overflade, begynde at bevæge sig på grund af den kraftige opvarmning af de ækvatoriale breddegrader og den meget lave temperatur i polarlandene på begge halvkugler. Hvis vi ifølge tilgængelige observationer beregner gennemsnitstemperaturerne forskellige breddegrader, så vil ækvator i gennemsnit være 45° varmere end polerne. For at bestemme bevægelsesretningen er det nødvendigt at spore fordelingen af ​​tryk på jordens overflade og i atmosfærens masse. For at eliminere den ujævne fordeling af jord og vand over jordens overflade, hvilket i høj grad komplicerer alle beregninger, gjorde Ferrel den antagelse, at både land og vand er jævnt fordelt langs parallellerne, og beregnede gennemsnitstemperaturerne af forskellige paralleller, temperaturfaldet som f.eks. man stiger til en vis højde over jordens overflade, og trykket i bunden; og så, ved hjælp af disse data, beregnede han allerede trykket i nogle andre højder. Den følgende lille plade viser resultatet af Ferrels beregninger og giver den gennemsnitlige trykfordeling over breddegrader på jordens overflade og i højder på 2000 og 4000 m.

Tabel 3. TRYKFORDELING EFTER BREDDEGRUND I JORDTERRÆNNET OG I HØJDERNE 2000 OG 4000 M.
Gennemsnitligt tryk på den nordlige halvkugle
På breddegrad: 80 ○ 70 ○ 60 ○ 50 ○ 40 ○ 30 ○ 20 ○ 10 ○
Ved havoverfladen 760,5 758,7 758,7 760,07 762,0 761,7 759,2 757,9
I en højde af 2000 m 582,0 583,6 587,6 593,0 598,0 600,9 600,9 600,9
I en højde af 4000 m 445,2 446,6 451,9 457,0 463,6 468,3 469,9 470,7
Gennemsnitligt tryk på den sydlige halvkugle
På breddegrad: (ækvator) 10 ○ 20 ○ 30 ○ 40 ○ 50 ○ 60 ○ 70 ○
Ved havoverfladen 758,0 759,1 761,7 763,5 760,5 753,2 743,4 738,0
I en højde af 2000 m 601,1 601,6 602,7 602,2 597,1 588,0 577,0 569,9
I en højde af 4000 m 471,0 471,1 471,1 469,3 463,1 453,7 443,9 437,2

Hvis vi foreløbig ser bort fra det nederste lag af atmosfæren, hvor fordelingen af ​​temperatur, tryk og også strømme er meget ujævn, så i en vis højde, som det kan ses på tabletten, på grund af den stigende strøm af opvarmet luft nær ækvator finder vi øget tryk over sidstnævnte, ensartet aftagende mod polerne og når her sin mindste værdi. Med en sådan trykfordeling i disse højder over jordens overflade skulle der dannes en kolossal strømning, der dækker hele halvkuglen og fører masser af varm, opvarmet luft, der stiger nær ækvator til lavtrykscentrene - til polerne. Hvis vi også tager højde for den afbøjningseffekt af centrifugalkraften, der er et resultat af jordens daglige rotation omkring sin akse, som skulle afbøje ethvert bevægeligt legeme til højre fra den oprindelige retning på den nordlige halvkugle, til venstre - i den sydlige halvkugler, så ved de betragtede højder på hver halvkugle vil den resulterende strøm åbenlyst blive til , til en enorm hvirvel, der transporterer luftmasser i retningen fra sydvest til nordøst på den nordlige halvkugle, fra nordvest til sydøst på den sydlige halvkugle.

Observationer af cirrusskyers bevægelse og andre understøtter disse teoretiske konklusioner. Efterhånden som breddegradscirklerne indsnævres og nærmer sig polerne, vil luftmassernes bevægelseshastighed i disse hvirvler stige, men til en vis grænse; så bliver det mere permanent. I nærheden af ​​polen skal de indstrømmende luftmasser falde ned, give plads til nyindstrømmende luft, danne en nedadgående strøm, og derefter under de skulle strømme tilbage til ækvator. Mellem begge strømme skal der være et neutralt luftlag i hvile i en vis højde. Nedenfor observeres dog ikke en sådan korrekt overførsel af luftmasser fra polerne til ækvator: den foregående plade viser, at i det nederste luftlag vil atmosfærisk tryk være højest under, ikke ved polerne, som det burde være med dens korrekte fordeling svarende til den øverste. Højeste tryk i det nederste lag falder det på en breddegrad af omkring 30°-35° i begge halvkugler; derfor vil de lavere strømme fra disse højtrykscentre blive rettet både til polerne og til ækvator og danner to separate vindsystemer. Årsagen til dette fænomen, også teoretisk forklaret af Ferrel, er som følger. Det viser sig, at i en vis højde over jordens overflade, afhængigt af ændringer i stedets breddegrad, gradientens størrelse og friktionskoefficienten, kan meridionalkomponenten af ​​luftmassernes bevægelseshastighed falde til 0. Det er præcis, hvad der sker på breddegrader på ca. 30°-35°: her i en vis højde er der derfor ikke blot ingen bevægelse af luft mod polerne, men der er endda, på grund af dens kontinuerlige indstrømning fra ækvator og fra polerne, dens ophobning, hvilket fører til en stigning i tryk under på disse breddegrader. På selve jordoverfladen på hver halvkugle opstår der, som allerede nævnt, to strømsystemer: fra 30° til polerne blæser vinde, rettet i gennemsnit fra sydvest til nordøst i nord, fra nordvest til sydøst i syd. halvkugle; fra 30° til ækvator blæser vinden fra NØ til SV på den nordlige halvkugle, fra SØ til NW på den sydlige halvkugle. Disse sidste to systemer af vinde, der blæser i begge halvkugler mellem ækvator og breddegrad 31°, danner så at sige en bred ring, der adskiller begge enorme hvirvler i atmosfærens nedre og midterste lag og transporterer luft fra ækvator til poler (se også Atmosfærisk tryk). Hvor der dannes opstigende og faldende luftstrømme, observeres pauser; Dette er netop oprindelsen til stilhedens ækvatoriale og tropiske zoner; et lignende tavshedsbælte burde ifølge Ferrel eksistere ved polerne.

Hvor går den omvendte luftstrøm, der spredes fra polerne til ækvator? Men det er nødvendigt at tage i betragtning, at når vi bevæger os væk fra polerne, øges størrelserne af breddegradscirkler og følgelig områderne af bælter af samme bredde, der er optaget af spredning af luftmasser, hurtigt; at strømningshastigheden bør falde hurtigt i omvendt proportion til stigningen i disse områder; at ved polerne falder luft, meget sjældent i de øverste lag, endelig ned fra top til bund, hvis volumen aftager meget hurtigt, når trykket stiger nedad. Alle disse grunde forklarer fuldt ud, hvorfor det er svært, og endda direkte umuligt, at følge disse omvendte lavere strømme i nogen afstand fra polerne. Dette er i generelle vendinger skemaet for den generelle cirkulationsatmosfære, der forudsætter en ensartet fordeling af land og vand langs paralleller, givet af Ferrel. Observationer bekræfter det fuldt ud. Kun i det nederste lag af atmosfæren vil luftstrømme, som Ferrel selv påpeger, være meget mere kompleks end dette skema, netop på grund af den ujævne fordeling af jord og vand, og forskellen i deres opvarmning af solens stråler og deres afkøling i fraværet eller faldet af bestråling; Bjerge og bakker har også stor indflydelse på bevægelserne i de laveste lag af atmosfæren.

En omhyggelig undersøgelse af atmosfæriske bevægelser nær jordens overflade viser generelt, at hvirvelsystemer repræsenterer hovedformen for sådanne bevægelser. Startende med de grandiose hvirvler, som ifølge Ferrel omfavner hver hele halvkugle, hvirvler, hvad kan de kaldes? første ordre nær jordens overflade skal man observere hvirvelsystemer, der successivt aftager i størrelse, op til og med elementære små og simple hvirvler. Som et resultat af samspillet mellem strømme med forskellige hastigheder og retninger i området af førsteordens hvirvler, nær jordens overflade, anden ordens hvirvler- de permanente og midlertidige barometriske maksima og minima nævnt i begyndelsen af ​​denne artikel, som i deres oprindelse så at sige er et afledt af tidligere hvirvler. Studiet af dannelsen af ​​tordenvejr førte A.V. Klossovsky og andre forskere til den konklusion, at disse fænomener ikke er mere end ens i struktur, men usammenlignelige mindre i størrelse sammenlignet med de foregående, tredje ordens hvirvler. Disse hvirvler ser ud til at opstå i udkanten af ​​barometriske minima (andenordens hvirvler) på nøjagtig samme måde, som små, meget hurtigt snurrende og forsvindende hvirvler dannes omkring en stor fordybning dannet i vandet af en åre, som vi ror med, når vi sejler. en båd. På nøjagtig samme måde danner barometriske minima af anden orden, som er kraftige luftgyres, under deres bevægelse mindre lufthvirvler, som i sammenligning med det minimum, der danner dem, er meget små i størrelse.

Hvis disse hvirvler er ledsaget af elektriske fænomener, som ofte kan være forårsaget af de tilsvarende forhold med temperatur og fugtighed i luften, der strømmer til midten af ​​det barometriske minimum i bunden, så optræder de i form af tordenhvirvler, ledsaget af sædvanlige fænomener med elektrisk udladning, torden og lyn. Hvis forholdene ikke er gunstige for udviklingen af ​​tordenvejrsfænomener, observerer vi disse tredjeordens hvirvler i form af hurtigt forbigående storme, byger, byger osv. Der er dog bl.a. fuld grund at tro, at atmosfærens hvirvelbevægelser ikke udtømmes af disse tre kategorier, så forskellige i fænomenets omfang. Strukturen af ​​tornadoer, blodpropper osv. fænomener viser, at vi i disse fænomener også har med virkelige hvirvler at gøre; men størrelserne på disse fjerde ordens hvirvler endnu mindre, endnu mere ubetydeligt, end tordenvejr hvirvelvinde. Studiet af atmosfæriske bevægelser fører os derfor til den konklusion, at luftmassernes bevægelser primært - hvis ikke udelukkende - sker gennem dannelsen af ​​hvirvler. Opstået under påvirkning af rene temperaturforhold giver førsteordens hvirvler, der dækker hver hel halvkugle, anledning til mindre hvirvler nær jordens overflade; disse forårsager til gengæld fremkomsten af ​​endnu mindre hvirvler. Der synes at være en gradvis differentiering af større hvirvler til mindre; men den grundlæggende karakter af alle disse hvirvelsystemer forbliver absolut den samme, fra de større til de mindste i størrelse, selv i tornadoer og blodpropper.

Med hensyn til andenordens hvirvler - permanente og midlertidige barometriske maksima og minima - er følgende tilbage at sige. Undersøgelserne af Hoffmeyer, Teisserand de Bor og Hildebrandson viste en tæt sammenhæng mellem forekomsten og især bevægelsen af ​​midlertidige maksima og minima med de ændringer, som permanente maksima og minima gennemgår. Netop det faktum, at disse sidstnævnte med alle slags vejrforandringer i områderne omkring dem, meget lidt ændrer deres grænser eller konturer, indikerer, at vi her har at gøre med nogle permanente årsager, der ligger over påvirkningen af ​​almindelige vejrfaktorer. Ifølge Teisserant de Bor er trykforskelle forårsaget af ujævn opvarmning eller afkøling forskellige dele jordens overflade, opsummeret under påvirkning af en kontinuerlig stigning i den primære faktor over en mere eller mindre lang periode, giver anledning til store barometriske maksima og minima. Hvis den primære årsag virker kontinuerligt eller i tilstrækkelig lang tid, vil resultatet af dens handling være permanente, stabile hvirvelsystemer. Efter at have nået kendte størrelser og tilstrækkelig intensitet, er sådanne konstante maksima og minima allerede determinanter eller regulatorer af vejret over store områder i deres omkreds. Sådanne store, konstante op- og nedture blev opnået i På det sidste, da deres rolle i vejrfænomenerne i landene omkring dem blev klart, navnet centre for atmosfærisk handling. På grund af invariansen i konfigurationen af ​​jordens overflade og den deraf følgende kontinuitet af indflydelsen fra den primære årsag, der forårsager deres eksistens, er positionen af ​​sådanne maksima og minima på kloden ganske bestemt og uforanderlig til en vis grad. Men afhængigt af forskellige forhold kan deres grænser og deres intensitet variere inden for visse grænser. Og disse ændringer i deres intensitet og deres konturer skulle til gengæld påvirke vejret ikke kun i nabolande, men nogle gange endda ret fjerne lande. Teisserant de Bors forskning har således fuldt ud fastslået vejrets afhængighed i Europa af et af følgende handlingscentre: anomalier negativ karakter, ledsaget af et fald i temperaturen i forhold til normalt, er forårsaget af intensiveringen og udvidelsen af ​​det sibiriske høj eller intensiveringen og fremrykningen af ​​Azorernes høje; anomalier af positiv karakter - med en stigning i temperatur i forhold til normalt - er direkte afhængige af bevægelsen og intensiteten af ​​det islandske minimum. Hildebrandson gik endnu længere i denne retning og forsøgte ganske med held at forbinde ændringer i intensiteten og bevægelserne af de to navngivne atlantiske centre med ændringer ikke kun i den sibiriske høj, men også i trykcentre i Det Indiske Ocean.

Luftmasser

Vejrobservationer blev ret udbredte i anden halvdel af 1800-tallet. De var nødvendige for udarbejdelsen af ​​synoptiske kort, der viser fordelingen af ​​lufttryk og temperatur, vind og nedbør. Som et resultat af analysen af ​​disse observationer blev der dannet en idé om luftmasser. Dette koncept gjorde det muligt at kombinere individuelle elementer, identificere forskellige forhold vejr og give sine prognoser.

Luftmasse hedder stort volumen luft, med vandrette dimensioner på flere hundrede eller tusinde kilometer og lodrette dimensioner af størrelsesordenen 5 km, karakteriseret ved tilnærmelsesvis ensartet temperatur og fugtighed og bevæger sig som et enkelt system i en af ​​strømmene i atmosfærens generelle cirkulation (GCA)

Ensartetheden af ​​luftmassens egenskaber opnås ved at danne den over en homogen underliggende overflade og under lignende strålingsforhold. Derudover er sådanne cirkulationsforhold nødvendige, under hvilke luftmassen ville blive hængende i lang tid i dannelsesområdet.

Værdierne af meteorologiske elementer i luftmassen ændrer sig lidt - deres kontinuitet forbliver, vandrette gradienter er små. Ved analyse af meteorologiske felter, så længe vi forbliver i en given luftmasse, kan lineær grafisk interpolation bruges med tilstrækkelig tilnærmelse ved udførelse af for eksempel isotermer.

En kraftig stigning i vandrette gradienter af meteorologiske værdier, der nærmer sig en brat overgang fra en værdi til en anden, eller i det mindste en ændring i gradienternes størrelse og retning forekommer i overgangen (frontal zone) mellem to luftmasser. Den pseudopotentielle lufttemperatur, som afspejler både den faktiske lufttemperatur og dens fugtighed, tages som det mest karakteristiske træk ved en bestemt luftmasse.

Pseudopotentiel lufttemperatur - den temperatur, som luften ville tage under en adiabatisk proces, hvis først al den vanddamp, der var indeholdt i den, kondenserede ved et uendeligt faldende tryk og faldt ud af luften, og den frigivne latente varme gik til at opvarme luften, og derefter blev luften bragt under standardtryk.

Da en varmere luftmasse normalt også er mere fugtig, kan forskellen i pseudopotentielle temperaturer for to naboluftmasser være væsentligt større end forskellen i deres faktiske temperaturer. Imidlertid varierer den pseudopotentiale temperatur langsomt med højden inden for en given luftmasse. Denne egenskab hjælper med at bestemme lagdelingen af ​​luftmasser over hinanden i troposfæren.

Skalaer af luftmasser

Luftmasser er af samme størrelsesorden som hovedstrømmene i atmosfærens generelle cirkulation. Den lineære udstrækning af luftmasser i vandret retning er målt i tusindvis af kilometer. Lodret strækker luftmasser sig op ad flere kilometer af troposfæren, nogle gange til dens øvre grænse.

Ved lokale cirkulationer, som f.eks. briser, bjergdalvinde, hårtørrer, er luften i cirkulationsstrømmen også mere eller mindre adskilt i egenskaber og bevægelse fra omgivende atmosfære. Men i dette tilfælde er det umuligt at tale om luftmasser, da omfanget af fænomenerne her vil være anderledes.

For eksempel kan en strimmel, der er dækket af en brise, kun være 1-2 snesevis af kilometer bred, og vil derfor ikke få tilstrækkelig refleksion på det synoptiske kort. Den lodrette effekt af brisestrømmen er også flere hundrede meter. Med lokale cirkulationer har vi således ikke at gøre med uafhængige luftmasser, men kun med en forstyrret tilstand i luftmasserne over en kort afstand.

Objekter, der opstår som følge af luftmassernes interaktion - overgangszoner (frontoverflader), frontale skysystemer med overskyethed og nedbør, cyklonforstyrrelser, har samme størrelsesorden som luftmasserne selv - arealmæssigt sammenlignelige med store dele af kontinenter eller oceaner og deres tidseksistens - mere end 2 dage ( bord 4):

En luftmasse har klare grænser, der adskiller den fra andre luftmasser.

Overgangszoner mellem luftmasser med forskellige egenskaber kaldes frontflader.

Inden for samme luftmasse kan grafisk interpolation anvendes med tilstrækkelig tilnærmelse, for eksempel ved tegning af isotermer. Men når man bevæger sig gennem frontzonen fra en luftmasse til en anden, vil lineær interpolation ikke længere give en korrekt idé om den faktiske fordeling af meteorologiske elementer.

Centre for dannelse af luftmasser

Luftmassen får klare egenskaber ved dannelseskilden.

Kilden til luftmassedannelse skal opfylde visse krav:

Homogeniteten af ​​den underliggende overflade af vand eller jord, således at luften i ildstedet udsættes for tilstrækkeligt ens påvirkninger.

Homogenitet af strålingsforhold.

Cirkulationsforhold, der fremmer stationær luft i et givet område.

Formationscentrene er normalt områder, hvor luften falder ned og derefter spredes i vandret retning - anticyklonsystemer opfylder dette krav. Anticykloner er mere tilbøjelige end cykloner til at være lavtgående, så dannelsen af ​​luftmasser sker normalt i omfattende lavtgående (kvasi-stationære) anticykloner.

Derudover opfyldes kravene til kilden af ​​langsomt bevægende og diffuse termiske lavninger, der opstår over opvarmede landområder.

Endelig sker dannelsen af ​​polarluft delvist i den øvre atmosfære i langsomt bevægende, omfattende og dybe centrale cykloner på høje breddegrader. I disse tryksystemer sker transformationen (transformationen) af tropisk luft, der trækkes til høje breddegrader i troposfærens øverste lag, til polar luft. Alle de anførte tryksystemer kan også kaldes centre for luftmasser, ikke fra et geografisk, men fra et synoptisk synspunkt.

Geografisk klassificering af luftmasser

Luftmasser klassificeres først og fremmest i henhold til centrene for deres dannelse, afhængigt af deres placering i en af ​​breddegradszonerne - arktiske eller antarktiske, polære eller tempererede breddegrader, tropiske og ækvatoriale.

Ifølge geografisk klassificering kan luftmasser opdeles i hoved geografiske typer i henhold til de breddegrader, hvori deres foci er placeret:

arktisk eller antarktisk luft (AV),

Polær eller tempereret luft (MF eller HC),

Tropical Air (TV). Disse luftmasser er desuden opdelt i marine (m) og kontinentale (k) luftmasser: mAV og kAV, muv og kUV (eller mPV og kPV), mTV og kTV.

Ækvatoriske luftmasser (EA)

Hvad angår ækvatoriale breddegrader, forekommer konvergens (konvergens af strømme) og luftstigning her, så luftmasser placeret over ækvator bringes normalt fra den subtropiske zone. Men nogle gange dukker uafhængige ækvatoriale luftmasser op.

Nogle gange identificeres, udover foci i ordets strenge betydning, områder, hvor luftmasser om vinteren omdannes fra en type til en anden, når de bevæger sig. Det er områder i Atlanterhavet syd for Grønland og i Stillehavet over Bering- og Okhotskhavet, hvor cPV'en bliver til mPV, områder over det sydøstlige Nordamerika og syd for Japan i Stillehavet, hvor cPV'en bliver til mPV under vintermonsunen, og område i det sydlige Asien, hvor det asiatiske CP bliver til tropisk luft (også i monsunstrømmen)

Omdannelse af luftmasser

Når cirkulationsforholdene ændrer sig, bevæger luftmassen som helhed sig fra kilden til dens dannelse til naboområder og interagerer med andre luftmasser.

Når luftmassen bevæger sig, begynder luftmassen at ændre dens egenskaber - de vil ikke kun afhænge af egenskaberne ved dannelseskilden, men også af egenskaberne af tilstødende luftmasser, på egenskaberne af den underliggende overflade, over hvilken luftmassen passerer, samt om den tid, der er gået siden dannelsen af ​​luftmasserne.

Disse påvirkninger kan forårsage ændringer i luftens fugtindhold, samt ændringer i lufttemperaturen som følge af frigivelse af latent varme eller varmeudveksling med den underliggende overflade.

Processen med at ændre egenskaberne af en luftmasse kaldes transformation eller evolution.

Transformationen forbundet med luftmassens bevægelse kaldes dynamisk. Luftmassens bevægelseshastighed kl forskellige højder vil være anderledes, forårsager tilstedeværelsen af ​​et hastighedsskift turbulent blanding. Hvis de nederste luftlag opvarmes, opstår der ustabilitet, og der udvikles konvektiv blanding.

Atmosfærisk cirkulationsdiagram

Luft i atmosfæren er i konstant bevægelse. Den bevæger sig i både vandret og lodret retning.

Grundårsagen til luftbevægelser i atmosfæren er den ujævne fordeling solstråling og heterogenitet af den underliggende overflade. De forårsager ujævn lufttemperatur og følgelig atmosfærisk tryk over jordens overflade.

Trykforskellen skaber luftbevægelse, som bevæger sig fra områder med højt til lavt tryk. Når de bevæger sig, afbøjes luftmasserne af kraften fra Jordens rotation.

(Husk, hvordan kroppe, der bevæger sig på den nordlige og sydlige halvkugle, afbøjes.)

Du har selvfølgelig lagt mærke til, hvordan der på en varm sommerdag dannes en let dis over asfalten. Denne opvarmede, lette luft stiger. Et lignende, men meget større billede kan observeres ved ækvator. Meget varm luft stiger konstant og danner optræk.

Derfor dannes et konstant lavtryksbånd her nær overfladen.
Luften, der stiger over ækvator i de øverste lag af troposfæren (10-12 km), spreder sig mod polerne. Det afkøles gradvist og begynder at falde over cirka 30 t° nordlige og sydlige breddegrader.

Dette skaber et overskud af luft, som bidrager til dannelsen af ​​en tropisk højtrykszone i atmosfærens overfladelag.

I polarområderne er luften kold, tung og synker, hvilket forårsager nedadgående bevægelser. Som følge heraf dannes der højtryk i polarbåndets overfladelag.

Aktive atmosfæriske fronter dannes mellem de tropiske og polære højtryksbælter på tempererede breddegrader. Massivt koldere luft fortrænger varmere luft opad, hvilket forårsager opstrømning.

Som følge heraf dannes et overfladelavtryksbælte på tempererede breddegrader.

Kort over Jordens klimazoner

Hvis jordens overflade var homogen, ville de atmosfæriske trykbælter spredes i sammenhængende striber. Imidlertid er planetens overflade en vekslen mellem vand og land, som har forskellige egenskaber. Sushi varmer op og køler hurtigt ned.

Havet derimod opvarmes og frigiver sin varme langsomt. Det er grunden til, at de atmosfæriske trykbånd rives i separate sektioner - områder med høj- og lavtryk. Nogle af dem eksisterer hele året, andre - i en bestemt sæson.

På Jorden veksler bælter med høj- og lavtryk regelmæssigt. Højtryk er ved polerne og nær troperne, lavtryk er ved ækvator og på tempererede breddegrader.

Typer af atmosfærisk cirkulation

I jordens atmosfære er der flere kraftige led i luftmassernes cirkulation. Alle af dem er aktive og iboende i visse breddegrader. Derfor kaldes de zonetyper af atmosfærisk cirkulation.

Ved jordens overflade bevæger luftstrømme sig fra det tropiske højtryksbælte til ækvator. Under påvirkning af kraften, der opstår fra jordens rotation, afbøjes de til højre på den nordlige halvkugle og til venstre på den sydlige halvkugle.

Sådan dannes konstant kraftige vinde - passatvinde. På den nordlige halvkugle blæser passatvinde fra nordøst, og på den sydlige halvkugle fra sydøst. Så den første zonetype af atmosfærisk cirkulation er passatvind.

Fra troperne bevæger luften sig til tempererede breddegrader. Afbøjet af kraften fra jordens rotation begynder de gradvist at bevæge sig fra vest til øst. Det er netop denne strømning fra Atlanterhavet, der dækker de tempererede breddegrader i hele Europa, inklusive Ukraine. Vestlig lufttransport på tempererede breddegrader er den anden zonetype af planetarisk atmosfærisk cirkulation.

Det er også naturligt, at luften bevæger sig fra de cirkumpolære højtrykszoner til de tempererede breddegrader, hvor trykket er lavt.

Under påvirkning af afbøjningskraften fra Jordens rotation bevæger denne luft sig fra nordøst på den nordlige halvkugle og fra sydøst på den sydlige halvkugle. Den østlige subpolære strømning af luftmasser danner den tredje zonetype af atmosfærisk cirkulation.

På atlaskortet skal du finde de breddezoner, hvor der hersker forskellige typer zoneluftcirkulation.

På grund af ujævn opvarmning af land og hav forstyrres zonemønsteret for bevægelse af luftmasser. For eksempel, i den østlige del af Eurasien på tempererede breddegrader, opererer vestlig lufttransport kun i seks måneder - om vinteren. Om sommeren, når kontinentet varmes op, flytter luftmasser med havets kølighed til land.

Sådan foregår monsunluftoverførsel. Ændring af luftbevægelsesretningerne to gange om året er et karakteristisk træk ved monsunens cirkulation. Vintermonsunen er en strøm af relativt kold og tør luft fra fastlandet til havet.

Sommermonsun- bevægelse af fugtig og varm luft i den modsatte retning.

Zonetyper af atmosfærisk cirkulation

Der er tre hoved zonetype af atmosfærisk cirkulation: passatvind, vestlig lufttransport og østlig subpolær strømning af luftmasser. Monsunlufttransport forstyrrer det generelle atmosfæriske cirkulationsmønster og er en azonal type cirkulation.

Generel atmosfærisk cirkulation (side 1 af 2)

Ministeriet for Videnskab og Uddannelse i Republikken Kasakhstan

Academy of Economics and Law opkaldt efter U.A. Dzholdasbekova

Det Humanistiske og Økonomiske Fakultet Akademi

Disciplin: Økologi

Om emnet: "Generel cirkulation af atmosfæren"

Færdiggjort af: Tsarskaya Margarita

Gruppe 102 A

Tjekket af: Omarov B.B.

Taldykorgan 2011

Introduktion

1. Generel information om atmosfærisk cirkulation

2. Faktorer, der bestemmer atmosfærens generelle cirkulation

3. Cykloner og anticykloner.

4. Vinde, der påvirker atmosfærens generelle cirkulation

5. Hårtørrer effekt

6. Generelt cirkulationsdiagram "Planet Machine"

Konklusion

Liste over brugt litteratur

Introduktion

På siderne videnskabelig litteratur For nylig er begrebet generel cirkulation af atmosfæren ofte dukket op, hvis betydning forstås af hver specialist på sin egen måde. Dette udtryk bruges systematisk af specialister involveret i geografi, økologi og den øvre del af atmosfæren.

Meteorologer og klimatologer, biologer og læger, hydrologer og oceanologer, botanikere og zoologer og selvfølgelig økologer viser stigende interesse for atmosfærens generelle cirkulation.

Der er ingen konsensus om dette er videnskabelig retning dukker op for nylig, eller forskning her har stået på i århundreder.

Nedenfor foreslår vi definitioner af atmosfærens generelle cirkulation som et sæt af videnskaber og lister de faktorer, der påvirker den.

En vis liste over præstationer er givet: hypoteser, udviklinger og opdagelser, der markerer velkendte milepæle i historien om denne videnskab og giver en vis idé om rækken af ​​problemer og opgaver, den overvejer.

De karakteristiske træk ved atmosfærens generelle cirkulation er beskrevet, og det enkleste skema for generel cirkulation kaldet "planetmaskinen" præsenteres.

1. Generel information om atmosfærisk cirkulation

Atmosfærens generelle cirkulation (latin Circulatio - rotation, græsk atmos - damp og sphaira - bold) er et sæt store luftstrømme i troposfæren og stratosfæren. Som følge heraf udveksles luftmasser i rummet, hvilket bidrager til omfordeling af varme og fugt.

Atmosfærens generelle cirkulation er cirkulationen af ​​luft på kloden, hvilket fører til dens overførsel fra lave breddegrader til høje breddegrader og tilbage.

Atmosfærens generelle cirkulation bestemmes af zoner med højt atmosfærisk tryk i polarområderne og tropiske breddegrader og lavtrykszoner i tempererede og ækvatoriale breddegrader.

Bevægelsen af ​​luftmasser sker i både bredde- og meridional retninger. I troposfæren omfatter atmosfærisk cirkulation passatvinde, vestlige luftstrømme på tempererede breddegrader, monsuner, cykloner og anticykloner.

Årsagen til luftmassernes bevægelse er den ulige fordeling af atmosfærisk tryk og Solens opvarmning af overfladen af ​​jord, oceaner, is på forskellige breddegrader samt den afbøjelige effekt på luftstrømmen af ​​jordens rotation.

De vigtigste mønstre for atmosfærisk cirkulation er konstante.

I den nedre stratosfære er jetluftstrømme på tempererede og subtropiske breddegrader overvejende vestlige, og på tropiske breddegrader - østlige, og de bevæger sig med hastigheder på op til 150 m/s (540 km/t) i forhold til jordens overflade.

I den nedre troposfære er de fremherskende retninger for lufttransport forskellige på tværs af geografiske zoner.

På polare breddegrader er der østlige vinde; i tempererede områder - vestlige områder med hyppige forstyrrelser af cykloner og anticykloner er de mest stabile på tropiske breddegrader.

På grund af den underliggende overflades mangfoldighed opstår regionale afvigelser - lokale vinde - i form af atmosfærens generelle cirkulation.

2. Faktorer, der bestemmer atmosfærens generelle cirkulation

– Ujævn fordeling af solenergi over jordens overflade og som følge heraf ujævn fordeling af temperatur og atmosfærisk tryk.

– Corioliskræfter og friktion, under påvirkning af hvilke luftstrømme får en bredderetning.

– Indflydelse af den underliggende overflade: tilstedeværelsen af ​​kontinenter og oceaner, heterogenitet af relief osv.

Fordelingen af ​​luftstrømme på jordens overflade er zonebestemt. I ækvatoriale breddegrader er der en rolig eller svag, varierende vind observeres. Passatvinde dominerer i den tropiske zone.

Passatvinde er konstante vinde, der blæser fra 30 breddegrader til ækvator, med en nordøstlig retning på den nordlige halvkugle og en sydøstlig retning på den sydlige halvkugle. 30-35? Med. og S. – rolig zone, såkaldt. "hestebredder".

På tempererede breddegrader dominerer vestlige vinde (sydvest på den nordlige halvkugle, nordvest på den sydlige halvkugle). På polære breddegrader blæser østlige vinde (på den nordlige halvkugle, nordøstlige, på den sydlige halvkugle, sydøstlige vinde).

I virkeligheden er vindsystemet over jordens overflade meget mere komplekst. I subtropisk zone I mange områder er passatvindstransporten forstyrret af sommermonsunerne.

I tempererede og subpolære breddegrader har cykloner og anticykloner en enorm indflydelse på luftstrømmenes natur og på de østlige og nordlige kyster - monsuner.

Derudover opstår der i mange områder lokale vinde på grund af territoriets karakteristika.

3. Cykloner og anticykloner.

Atmosfæren er præget af hvirvelbevægelser, hvoraf de største er cykloner og anticykloner.

En cyklon er en opstigende atmosfærisk hvirvel med lavt tryk i midten og et system af vinde fra periferien til midten, rettet mod uret på den nordlige halvkugle og med uret på den sydlige halvkugle. Cykloner er opdelt i tropiske og ekstratropiske. Lad os overveje ekstratropiske cykloner.

Diameteren af ​​ekstratropiske cykloner er i gennemsnit omkring 1000 km, men der er også mere end 3000 km. Dybde (tryk i midten) – 1000-970 hPa eller mindre. Kraftige vinde blæser i en cyklon, normalt op til 10-15 m/sek., men kan nå 30 m/sek eller mere.

Gennemsnitshastigheden for cyklonen er 30-50 km/t. Oftest bevæger cykloner sig fra vest til øst, men nogle gange kommer de fra nord, syd og endda øst. Zonen med størst hyppighed af cykloner er den 80. breddegrad på den nordlige halvkugle.

Cykloner bringer overskyet, regnfuldt, blæsende vejr, køling om sommeren, opvarmning om vinteren.

Tropiske cykloner (orkaner, tyfoner) dannes på tropiske breddegrader, de er et af de mest formidable og farlige naturfænomener. Deres diameter er flere hundrede kilometer (300-800 km, sjældent mere end 1000 km), men de er kendetegnet ved en stor trykforskel mellem centrum og periferien, hvilket forårsager stærk orkanvinde, tropiske byger, kraftige tordenvejr.

En anticyklon er en nedadgående atmosfærisk hvirvel med øget tryk i midten og et system af vinde fra midten til periferien, rettet med uret på den nordlige halvkugle og mod uret på den sydlige halvkugle. Anticyklonernes størrelse er den samme som cyklonernes, men i det sene udviklingsstadium kan de nå op til 4000 km i diameter.

Atmosfærisk tryk i centrum af anticykloner er normalt 1020-1030 hPa, men kan nå mere end 1070 hPa. Den største frekvens af anticykloner er over de subtropiske zoner i havene. Anticykloner er karakteriseret ved delvist overskyet vejr uden nedbør, med svag vind i midten, hård frost om vinteren og varme om sommeren.

4. Vinde, der påvirker atmosfærens generelle cirkulation

Monsuner. Monsuner er sæsonbestemte vinde, der skifter retning to gange om året. Om sommeren blæser de fra hav til land, om vinteren - fra land til hav. Årsagen til dens dannelse er ulige opvarmning af jord og vand i henhold til årstider. Afhængigt af dannelseszonen er monsuner opdelt i tropiske og ekstratropiske.

Ekstratropiske monsuner er især udtalte i den østlige udkant af Eurasien. Sommermonsunen bringer fugt og kølighed fra havet, mens vintermonsunen blæser fra fastlandet og sænker temperaturen og fugtigheden.

Tropiske monsuner er mest udtalt i det Indiske Ocean. Sommermonsunen blæser fra ækvator, den er modsat passatvinden og bringer skyer, nedbør, blødgør sommervarmen, vintermonsunen falder sammen med passatvinden, styrker den, bringer tørhed.

Lokale vinde. Lokale vinde har en lokal fordeling, deres dannelse er forbundet med egenskaberne ved et givet territorium - nærheden af ​​vandområder, arten af ​​relief. De mest almindelige er briser, bora, foehn, bjerg-dal og katabatiske vinde.

Breezes (let vind - fr) - vinder langs kysterne af havene, store søer og floder, skifter retning til det modsatte to gange om dagen: dagbrisen blæser fra reservoiret til kysten, nattebrisen - fra kysten til reservoiret . Breezes er forårsaget af den daglige variation af temperatur og følgelig tryk over land og vand. De fanger et luftlag 1-2 km.

Deres hastighed er lav - 3-5 m/s. En meget stærk havbrise i dagtimerne observeres på kontinenternes vestlige ørkenkyster på tropiske breddegrader, vasket af kolde strømme og koldt vand, der stiger ud for kysten i opstrømningszonen.

Der invaderer den ti kilometer inde i landet og frembringer en stærk klimatisk effekt: den reducerer temperaturen, især om sommeren med 5-70 C, og i det vestlige Afrika stiger den op til 100 C. relativ luftfugtighed luft op til 85%, fremmer dannelsen af ​​tåge og dug.

Fænomener, der ligner havbrise i dagtimerne, kan observeres i udkanten af ​​store byer, hvor der er en cirkulation af koldere luft fra forstæderne til centrum, da "varmepunkter" findes over byerne hele året rundt.

Bjergdalvinde har en daglig periodicitet: om dagen blæser vinden op i dalen og langs bjergskråningerne, om natten, tværtimod, falder den afkølede luft ned. Luftens stigning i dagtimerne fører til dannelsen af ​​cumulusskyer over bjergskråningerne om natten, når luften går ned og adiabatisk opvarmes, forsvinder uklarheden.

Glaciale vinde er kolde vinde, der konstant blæser fra bjerggletsjere ned ad skråninger og dale. De er forårsaget af afkøling af luften over isen. Deres hastighed er 5-7 m/s, deres tykkelse er flere snese meter. De er mere intense om natten, da de forstærkes af skråningsvinde.

Generel atmosfærisk cirkulation

1) På grund af hældningen af ​​jordens akse og jordens kugleform modtager ækvatorialområder mere solenergi end polarområder.

2) Ved ækvator varmes luften op → udvider sig → stiger → der dannes et lavtryksområde. 3) Ved polerne afkøles luften → bliver tættere → falder ned → der dannes et højtryksområde.

4) På grund af forskellen i atmosfærisk tryk begynder luftmasser at bevæge sig fra polerne til ækvator.

Vindens retning og hastighed påvirkes også af:

  • egenskaber ved luftmasser (fugtighed, temperatur...)
  • underliggende overflade (have, bjergkæder osv.)
  • rotation af kloden omkring sin akse (Coriolis kraft)1) generelt (globalt) system af luftstrømme over jordens overflade, hvis vandrette dimensioner er sammenlignelige med kontinenterne og oceanerne, og tykkelsen fra flere km til titusinder af km.

Passatvinde - Det er konstante vinde, der blæser fra troperne til ækvator.

Årsag: Ved ækvator er der altid lavtryk (opstrøm), og i troperne er der altid højtryk (nedløb).

På grund af Coriolis-styrkens handling: passatvindene på den nordlige halvkugle har en nordøstlig retning (afvig til højre)

Passatvinde på den sydlige halvkugle - sydøst (afvig til venstre)

Nordøstlig vind(på den nordlige halvkugle) og sydøstlige vinde(på den sydlige halvkugle).
Årsag: luftstrømme bevæger sig fra polerne til moderate breddegrader og under indflydelse af Coriolis-kraften afbøjes mod vest. Vestlige vinde er vinde, der blæser fra troperne til tempererede breddegrader hovedsageligt fra vest til øst.

Årsag: i troperne er der højt tryk, og på tempererede breddegrader er det lavt, så en del af luften fra E.D.-regionen bevæger sig til N.D.-regionen. Når man bevæger sig under indflydelse af Coriolis-styrken, afbøjes luftstrømme mod øst.

Vestenvind bringer varme og våd luft, fordi luftmasser dannes over vandet i den varme nordatlantiske strøm.

Luften i cyklonen bevæger sig fra periferien til midten;

I den centrale del af cyklonen stiger luften og

Det køler, så der dannes skyer og nedbør;

Under cykloner hersker overskyet vejr med kraftig vind:

i sommers– regnfuldt og køligt,
om vinteren– med tøbrud og snefald.

Anticyklon- Dette er et område med højt atmosfærisk tryk med et maksimum i midten.
luften i anticyklonen bevæger sig fra midten til periferien; i den centrale del af anticyklonen går luften ned og opvarmes, dens fugtighed falder, skyerne forsvinder; Under anticykloner indtræder klart, vindstille vejr:

om sommeren er det varmt,

om vinteren er det frost.

Atmosfærisk cirkulation

Definition 1

Cirkulation er et system til bevægelse af luftmasser.

Cirkulationen kan være generel på planetarisk skala og lokal cirkulation, der opstår over separate territorier og vandområder. Lokal cirkulation omfatter dag- og natbrise, der opstår ved havets kyster, bjerg-dalvinde, gletsjervinde osv.

Lokal cirkulation i bestemt tidspunkt og kan visse steder være overlejret på almindelige cirkulationsstrømme. Med atmosfærens generelle cirkulation opstår der enorme bølger og hvirvler i den, som udvikler sig og bevæger sig på forskellige måder.

Sådanne atmosfæriske forstyrrelser er cykloner og anticykloner, som er karakteristiske træk ved atmosfærens generelle cirkulation.

Som et resultat af bevægelsen af ​​luftmasser, som sker under påvirkning af atmosfæriske trykcentre, er områder forsynet med fugt. Som et resultat af det faktum, at luftbevægelser af forskellige skalaer samtidig eksisterer i atmosfæren og overlapper hinanden, atmosfærisk cirkulation er en meget kompleks proces.

Kan ikke forstå noget?

Prøv at spørge dine lærere om hjælp

Bevægelsen af ​​luftmasser på planetarisk skala er påvirket af 3 hovedfaktorer:

  • Zonefordeling af solstråling;
  • Jordens aksiale rotation og, som en konsekvens, afvigelse af luftstrømme fra gradientretningen;
  • Heterogenitet af jordens overflade.

    • Disse faktorer komplicerer atmosfærens generelle cirkulation.

    Hvis Jorden var homogen og roterede ikke omkring sin akse - så ville temperaturen og trykket ved jordens overflade svare til termiske forhold og være af breddegrad. Det betyder, at temperaturfaldet ville ske fra ækvator til polerne.

    Med denne fordeling stiger varm luft ved ækvator, og kold luft ved polerne synker. Som et resultat ville det akkumulere ved ækvator i den øvre del af troposfæren, og trykket ville være højt, og ved polerne ville det være lavt.

    I højden ville luften strømme ud i samme retning og føre til et fald i trykket over ækvator og dets stigning over polerne. Udstrømningen af ​​luft nær jordens overflade ville ske fra polerne, hvor trykket er højt, mod ækvator i meridional retning.

    Det viser sig, at den termiske årsag er den første årsag til atmosfærens cirkulation - forskellige temperaturer fører til forskellige tryk på forskellige breddegrader. I virkeligheden er trykket lavt over ækvator og højt ved polerne.

    På en ensartet roterende På Jorden i den øvre troposfære og nedre stratosfære bør vindene, når de strømmer ud til polerne, på den nordlige halvkugle afvige til højre, på den sydlige halvkugle - til venstre og samtidig blive vestlige.

    I den nedre troposfære ville vindene, der strømmede fra polerne mod ækvator og afbøjede, blive østlige på den nordlige halvkugle og sydøstlige på den sydlige halvkugle. Den anden grund til atmosfærisk cirkulation er tydeligt synlig - dynamisk. Zonekomponenten af ​​atmosfærens generelle cirkulation bestemmes af jordens rotation.

    Den underliggende overflade med en ujævn fordeling af jord og vand har en væsentlig indflydelse på atmosfærens generelle cirkulation.

    Cykloner

    Det nederste lag af troposfæren er karakteriseret ved hvirvler, der opstår, udvikler sig og forsvinder. Nogle hvirvler er meget små og går ubemærket hen, mens andre har stor indflydelse på klodens klima. Først og fremmest gælder det cykloner og anticykloner.

    Definition 2

    Cyklon er en enorm atmosfærisk hvirvel med lavt tryk i midten.

    På den nordlige halvkugle bevæger luften i en cyklon sig mod uret, på den sydlige halvkugle - med uret. Cyklonisk aktivitet på mellembreddegrader er et træk ved atmosfærisk cirkulation.

    Cykloner opstår på grund af Jordens rotation og Coriolis afbøjningskraft, og i deres udvikling gennemgår de stadier fra begyndelse til fyldning. Som regel opstår cykloner på atmosfæriske fronter.

    To luftmasser med modsatte temperaturer, adskilt af en front, trækkes ind i en cyklon. Varm luft ved grænsefladen sprøjtes ind i et område med kold luft og afbøjes til høje breddegrader.

    Balancen forstyrres, og kold luft i den bagerste del tvinges til at trænge ind på lave breddegrader. En cyklonisk bøjning af fronten opstår, som repræsenterer kæmpe bølge, der bevæger sig fra vest til øst.

    Bølgestadiet er første etape cyklon udvikling.

    Varm luft stiger op og glider langs frontfladen foran på bølgen. De resulterende bølger med en længde på $1000$ km eller mere er ustabile i rummet og fortsætter med at udvikle sig.

    Samtidig bevæger cyklonen sig mod øst med en hastighed på $100$ km om dagen, trykket fortsætter med at falde, og vinden bliver stærkere, bølgens amplitude øges. Det her anden fase– etape af en ung cyklon.

    På specielle kort er en ung cyklon skitseret af flere isobarer.

    Når varm luft bevæger sig til høje breddegrader, dannes den varm front, og bevægelsen af ​​kold luft til tropiske breddegrader danner en koldfront. Begge fronter er dele af en enkelt helhed. En varmfront bevæger sig langsommere end en koldfront.

    Hvis en koldfront indhenter en varmfront og går sammen med den, a okklusionsfront. Varm luft stiger og vrider sig i en spiral. Det her tredje fase cyklonudvikling – okklusionsstadie.

    Fjerde etape– udfyldning er endelig. Den varme luft skubbes til sidst opad og afkøles, temperaturkontraster forsvinder, cyklonen bliver kold over hele sit område, sænker farten og fyldes til sidst. Fra starten til påfyldningen varer en cyklons levetid fra $5$ til $7$ dage.

    Note 1

    Cykloner bringer overskyet, køligt og regnfuldt vejr om sommeren og tø om vinteren. Sommercykloner bevæger sig med en hastighed på $400$-$800$ km pr. dag, vintercykloner - op til $1000$ km pr. dag.

    Anticykloner

    Cyklonaktivitet er forbundet med fremkomsten og udviklingen af ​​frontale anticykloner.

    Definition 3

    Anticyklon er en enorm atmosfærisk hvirvel med højt tryk i midten.

    Anticykloner dannes bagerst på koldfronten af ​​en ung cyklon i kold luft og har deres egne udviklingsstadier.

    Der er kun tre stadier i udviklingen af ​​en anticyklon:

  • Stadiet af en ung anticyklon, som er en lavt mobil trykformation. Den bevæger sig normalt med samme hastighed som cyklonen foran den. I midten af ​​anticyklonen stiger trykket gradvist. Klart, vindstille, delvist overskyet vejr hersker;
  • På anden fase sker den maksimale udvikling af anticyklonen. Dette er allerede en højtryksformation med det højeste tryk i midten. Den maksimalt udviklede anticyklon kan være op til flere tusinde kilometer i diameter. I dets centrum dannes overflade- og højhøjde-inversioner. Vejret er klart og roligt, men høj luftfugtighed forårsager tåge, dis og stratusskyer. Sammenlignet med en ung anticyklon bevæger den mest udviklede anticyklon sig meget langsommere;
  • Den tredje fase er forbundet med ødelæggelsen af ​​anticyklonen. Dette er en høj, varm og stillesiddende barisk formation. Stadiet er karakteriseret ved et gradvist fald i lufttrykket og udvikling af uklarhed. Ødelæggelsen af ​​anticyklonen kan ske over flere uger og nogle gange måneder.

    • Generel atmosfærisk cirkulation

    Objekterne for undersøgelse af atmosfærens generelle cirkulation er bevægelige cykloner og anticykloner af tempererede breddegrader med deres hurtigt skiftende meteorologiske forhold: passatvinde, monsuner, tropiske cykloner osv. Typiske træk ved atmosfærens generelle cirkulation, stabil over tid eller gentages oftere end andre, afsløres ved at gennemsnittet af meteorologiske elementer over lange perioder, langsigtede observationsperioder,

    I fig. 8, 9 viser den gennemsnitlige langtidsfordeling af vinden på jordens overflade i januar og juli. I januar, dvs.

    Om vinteren, på den nordlige halvkugle, er gigantiske anticykloniske hvirvler tydeligt synlige over Nordamerika og en særlig intens hvirvel over Centralasien.

    Om sommeren ødelægges anticykloniske hvirvler over land på grund af opvarmningen af ​​kontinentet, og over oceanerne intensiveres sådanne hvirvler betydeligt og spredes mod nord.

    Tryk på jordens overflade i millibar og fremherskende luftstrømme

    På grund af det faktum, at luften i ækvatoriale og tropiske breddegrader i troposfæren opvarmes meget mere intenst end i polarområderne, falder lufttemperaturen og trykket gradvist i retningen fra ækvator til polerne. Som meteorologer siger, er den planetariske gradient af temperatur og tryk rettet mod den midterste troposfære fra ækvator til polerne.

    (I meteorologi tages gradienten af ​​temperatur og tryk i den modsatte retning sammenlignet med fysik.) Luft er et meget mobilt medium. Hvis Jorden ikke roterede om sin akse, ville luften i de nederste lag af atmosfæren strømme fra ækvator til polerne, og i de øverste lag ville den vende tilbage til ækvator.

    Men Jorden roterer med en vinkelhastighed på 2n/86400 radianer pr. sekund. Luftpartikler, der bevæger sig fra lave til høje breddegrader, bevarer høje lineære hastigheder i forhold til jordens overflade, erhvervet ved lave breddegrader, og afbøjes derfor, når de bevæger sig mod øst. En vest-østlig luftoverførsel dannes i troposfæren, hvilket afspejles i fig. 10.

    Et sådant regulært strømregime observeres dog kun på kort over gennemsnitsværdier. "Snapshots" af luftstrømme giver meget forskelligartede, hver gang nye, ikke-gentagende positioner af cykloner, anticykloner, luftstrømme, zoner, hvor varm og kold luft mødes, dvs. atmosfæriske fronter.

    Atmosfæriske fronter spiller en stor rolle i atmosfærens generelle cirkulation, da der forekommer betydelige transformationer af luftmassernes energi fra en type til en anden i dem.

    I fig. Figur 10 viser skematisk placeringen af ​​hovedfrontsektionerne i den midterste troposfære og nær jordens overflade. Talrige vejrfænomener er forbundet med atmosfæriske fronter og frontalzoner.

    Her opstår cykloniske og anticykloniske hvirvler, tykke skyer og nedbørszoner dannes, og vinden tiltager.

    Når en atmosfærisk front passerer gennem et givet punkt, observeres en mærkbar afkøling eller opvarmning normalt tydeligt, og hele vejrets karakter ændrer sig kraftigt. Interessante træk findes i stratosfærens struktur.

    Planetarisk frontal zone i den midterste troposfære

    Hvis varme er placeret i troposfæren nær ækvator; luftmasser, og ved polerne - kolde, så i stratosfæren, især i varm halvdelår er situationen lige omvendt, luften her er forholdsvis varmere ved polerne, og kold ved ækvator.

    Temperatur- og trykgradienterne er rettet i den modsatte retning i forhold til troposfæren.

    Påvirkningen af ​​afbøjningskraften fra Jordens rotation, som førte til dannelsen af ​​vest-øst-overførsel i troposfæren, skaber en zone med øst-vestvinde i stratosfæren.

    Gennemsnitlig placering af jetstream-akser på den nordlige halvkugle om vinteren

    De højeste vindhastigheder, og derfor den højeste kinetiske energi af luft, observeres i jetstrømme.

    Billedligt talt er jetstrømme luftfloder i atmosfæren, floder, der flyder ved troposfærens øvre grænse, i de lag, der adskiller troposfæren fra stratosfæren, altså i lag tæt på tropopausen (fig. 11 og 12).

    Vindhastigheden i jetstrømme når 250 - 300 km/t - om vinteren; og 100 - 140 km/t - om sommeren. Således kan et lavhastighedsfly, der falder i en sådan jetstrøm, flyve "baglæns".

    Gennemsnitlig placering af jetstrømakser på den nordlige halvkugle om sommeren

    Længden af ​​jetstrømme når flere tusinde kilometer. Under jetstrømmene i troposfæren observeres bredere og mindre hurtige luft-"floder" - planetariske højhøjde frontalzoner, som også spiller en stor rolle i atmosfærens generelle cirkulation.

    Forekomsten af ​​høje vindhastigheder i jetstrømme og i planetariske højhøjde frontalzoner opstår på grund af tilstedeværelsen her stor forskel lufttemperaturer mellem naboluftmasser.

    Tilstedeværelsen af ​​en forskel i lufttemperatur, eller som de siger, "temperaturkontrast", fører til en stigning i vinden med højden. Teori viser, at en sådan stigning er proportional med den vandrette temperaturgradient af det pågældende luftlag.

    I stratosfæren, på grund af vendingen af ​​den meridionale lufttemperaturgradient, falder intensiteten af ​​jetstrømme, og de forsvinder.

    På trods af det store omfang af planetariske højhøjde frontalzoner og jetstrømme omkranser de som regel ikke hele kloden, men ender, hvor vandrette temperaturkontraster mellem luftmasser svækkes. De hyppigste og mest dramatiske temperaturkontraster opstår i polarfronten, som adskiller luften på tempererede breddegrader fra den tropiske luft.

    Placering af aksen for den højdefrontale zone med ubetydelig meridional udveksling af luftmasser

    Planetariske højhøjde frontalzoner og jetstrømme forekommer ofte i det polare frontsystem. Selvom de planetariske højhøjde frontalzoner i gennemsnit har en retning fra vest til øst, er retningen af ​​deres akser i specifikke tilfælde meget forskelligartet. Oftest har de på tempererede breddegrader en bølgelignende karakter. I fig.

    13, 14 viser positionerne af akserne i højhøjde frontalzoner i tilfælde af stabil vest-øst transport og i tilfælde af udviklet meridional udveksling af luftmasser.

    Et væsentligt træk ved luftstrømme i stratosfæren og mesosfæren over de ækvatoriale og tropiske områder er eksistensen der af flere luftlag med næsten modsatte retninger af stærke vinde.

    Fremkomsten og udviklingen af ​​denne flerlagsstruktur af vindfeltet ændrer sig her med bestemte, men ikke helt sammenfaldende, tidsintervaller, hvilket også kan tjene som en form for prognostisk tegn.

    Hvis vi tilføjer hertil, at fænomenet med skarp opvarmning i den polare stratosfære, som regelmæssigt forekommer om vinteren, på en eller anden måde er forbundet med processer i stratosfæren, der forekommer på tropiske breddegrader, og med troposfæriske processer på moderate og høje breddegrader, så vil det blive tydeligt, hvor komplekse og finurlige disse atmosfæriske forhold udvikler processer, der direkte påvirker vejrregimet på tempererede breddegrader.

    Placering af aksen for den højdefrontale zone med betydelig meridional udveksling af luftmasser

    Tilstanden af ​​den underliggende overflade, især tilstanden af ​​det øvre aktive vandlag i Verdenshavet, er af stor betydning for dannelsen af ​​atmosfæriske processer i stor skala. Verdenshavets overflade udgør næsten 3/4 af hele Jordens overflade (fig. 15).

    Havstrømme

    På grund af deres høje varmekapacitet og evne til let at blande sig, lagrer havvand varme i lang tid under møder med varm luft på tempererede breddegrader og hele året på sydlige breddegrader. Den oplagrede varme føres langt mod nord af havstrømme og opvarmer nærliggende områder.

    Vandets varmekapacitet er flere gange større end varmekapaciteten i jord og klipper sammensætte jorden. Den opvarmede vandmasse fungerer som en varmeakkumulator, som den forsyner atmosfæren med. Det skal bemærkes, at land reflekterer solens stråler meget bedre end havets overflade.

    Overfladen af ​​sne og is reflekterer solens stråler særligt godt; 80-85 % af al solstråling, der falder på sne, reflekteres fra den. Havets overflade absorberer tværtimod næsten al den stråling, der falder på den (55-97%). Som et resultat af alle disse processer modtager atmosfæren direkte fra Solen kun 1/3 af al indkommende energi.

    Den modtager de resterende 2/3 af sin energi fra den underliggende overflade, der opvarmes af Solen, primært fra vandoverfladen. Varmeoverførsel fra den underliggende overflade til atmosfæren sker på flere måder. For det første, et stort antal af Solvarme bruges på fordampning af fugt fra havets overflade til atmosfæren.

    Når denne fugt kondenserer, frigives der varme, som opvarmer de omgivende luftlag. For det andet afgiver den underliggende overflade varme til atmosfæren gennem turbulent (dvs. vortex, uordnet) varmeudveksling. For det tredje overføres varme af termisk elektromagnetisk stråling. Som et resultat af havets interaktion med atmosfæren sker der vigtige ændringer i sidstnævnte.

    Laget af atmosfæren, som havets varme og fugt trænger ind i, i tilfælde af invasion af kold luft på den varme havoverflade, når 5 km eller mere. I tilfælde, hvor varm luft invaderer havets kolde vandoverflade, overstiger den højde, som havets indflydelse strækker sig til, ikke 0,5 km.

    I tilfælde af invasion af kold luft afhænger tykkelsen af ​​dets lag, som er påvirket af havet, primært af størrelsen af ​​temperaturforskellen mellem vand og luft. Hvis vandet er varmere end luften, udvikles der kraftig konvektion, dvs. uordnede opadgående bevægelser af luft, som fører til, at varme og fugt trænger ind i atmosfærens høje lag.

    Tværtimod, hvis luften er varmere end vandet, så opstår der ikke konvektion, og luften ændrer kun sine egenskaber i de nederste lag. Over den varme Golfstrøm i Atlanterhavet, under invasionen af ​​meget kold luft, kan varmeoverførslen fra havet nå op til 2000 cal/cm2 pr. dag og strækker sig til hele troposfæren.

    Varm luft kan tabe 20-100 cal/cm2 om dagen over den kolde havoverflade. Ændringer i egenskaberne ved luft, der falder på en varm eller kold havoverflade, sker ret hurtigt - sådanne ændringer kan bemærkes på et niveau på 3 eller 5 km inden for en dag efter starten af ​​invasionen.

    Hvilke lufttemperaturstigninger kan forekomme som følge af dens transformation (ændring) over den underliggende vandoverflade? Det viser sig, at atmosfæren over Atlanten i den kolde halvdel af året i gennemsnit opvarmes med 6°, og nogle gange kan den varmes op med 20° om dagen. Atmosfæren kan afkøle med 2-10° om dagen. Det anslås, at i Nordatlanten, dvs.

    hvor den mest intense varmeoverførsel fra havet til atmosfæren sker, afgiver havet 10-30 gange mere varme, end det modtager fra atmosfæren. Det er naturligt, at varmereserverne i havet genopbygges af tilstrømningen af ​​varmt havvand fra tropiske breddegrader. Luftstrømme fordeler varmen modtaget fra havet over tusindvis af kilometer. Havenes opvarmende indflydelse om vinteren fører til, at forskellen i lufttemperatur mellem de nordøstlige dele af oceanerne og kontinenterne er 15-20° på breddegrader 45-60° nær jordens overflade og 4-5° i mellem troposfæren. For eksempel er havets opvarmende effekt på klimaet i Nordeuropa blevet grundigt undersøgt.

    Om vinteren er den nordvestlige del af Stillehavet under indflydelse af den kolde luft på det asiatiske kontinent, den såkaldte vintermonsun, som strækker sig 1-2 tusinde km dybt ind i havet i overfladelaget og 3-4 tusinde km i den midterste troposfære (fig. 16) .

    Årlige mængder varme, der overføres af havstrømme

    Om sommeren er det koldere over havet end over kontinenterne, så luften, der kommer fra Atlanterhavet, afkøler Europa, og luften fra det asiatiske kontinent opvarmer Stillehavet. Billedet beskrevet ovenfor er dog typisk for gennemsnitlige cirkulationsforhold.

    Dag-til-dag ændringer i størrelsen og retningen af ​​varmestrømme fra den underliggende overflade til atmosfæren og tilbage er meget forskelligartede og har stor indflydelse på ændringer i selve atmosfæriske processer.

    Der er hypoteser, ifølge hvilke særegenhederne ved udviklingen af ​​varmeudveksling mellem forskellige dele af den underliggende overflade og atmosfæren bestemmer den stabile natur af atmosfæriske processer over lange perioder.

    Hvis luften varmes op over den unormalt (over normalen) varme vandoverflade i en eller anden del af Verdenshavet på de tempererede breddegrader på den nordlige halvkugle, dannes der et område med højt tryk (trykryg) i den midterste troposfære , langs den østlige periferi, hvor overførslen af ​​kolde luftmasser fra Arktis begynder, og langs dens vestlige del - overførslen af ​​varm luft fra tropiske breddegrader mod nord. Denne situation kan føre til vedvarende en langvarig vejranomali på jordens overflade i visse områder - tørt og varmt eller regnfuldt og køligt om sommeren, frostigt og tørt eller varmt og snefyldt om vinteren. Skyet spiller en meget væsentlig rolle i dannelsen af ​​atmosfæriske processer ved at regulere strømmen af ​​solvarme til jordens overflade. Skydække øger andelen af ​​reflekteret stråling markant og reducerer derved opvarmningen af ​​jordens overflade, hvilket igen påvirker karakteren af ​​synoptiske processer. Det viser sig at være lidt ens feedback: arten af ​​atmosfærisk cirkulation påvirker skabelsen af ​​skysystemer, og skysystemer påvirker igen ændringer i cirkulationen. Vi har kun listet de vigtigste af de undersøgte "terrestriske" faktorer, der påvirker dannelsen af ​​vejr og luftcirkulation. Solens aktivitet spiller en særlig rolle i studiet af årsagerne til ændringer i atmosfærens generelle CIRKULATION. Her er det nødvendigt at skelne mellem ændringer i luftcirkulationen på Jorden i forbindelse med ændringer i den samlede varmestrøm, der kommer fra Solen til Jorden som følge af udsving i værdien af ​​den såkaldte solkonstant. Men som nyere forskning viser, er det i virkeligheden ikke en strengt konstant værdi. Den atmosfæriske cirkulationsenergi genopbygges kontinuerligt af den energi, Solen sender. Derfor, hvis den samlede energi, som Solen sender, svinger betydeligt, kan dette påvirke ændringer i cirkulation og vejr på Jorden. Dette spørgsmål er endnu ikke blevet tilstrækkeligt undersøgt. Hvad angår ændringen solaktivitet, så er det velkendt, at der opstår forskellige forstyrrelser på Solens overflade, solpletter, fakler, flokke, prominenser osv. Disse forstyrrelser forårsager midlertidige ændringer i sammensætningen af ​​solstråling, den ultraviolette komponent og corpuskulær (dvs. bestående af ladede partikler, hovedsageligt protoner) stråling fra Solen. Nogle meteorologer mener, at ændringer i solaktiviteten er forbundet med troposfæriske processer i jordens atmosfære, dvs. med vejret.

    Denne sidste udtalelse kræver yderligere forskning, hovedsageligt på grund af det faktum, at den velmanifesterede 11-årige cyklus af solaktivitet ikke er tydeligt synlig under vejrforhold på Jorden.

    Det er kendt, at der er hele skoler af meteorologiske spådommere, som har ret succes med at forudsige vejret i forbindelse med ændringer i solaktiviteten.

    Vind og generel atmosfærisk cirkulation

    Vind er luftens bevægelse fra områder med højere lufttryk til områder med lavere tryk. Vindhastigheden bestemmes af størrelsen af ​​forskellen i atmosfærisk tryk.

    Vindens indflydelse i navigationen skal konstant tages i betragtning, da det forårsager skibsdrift, stormbølger mv.
    På grund af den ujævne opvarmning af forskellige dele af kloden er der et system af atmosfæriske strømme på planetarisk skala (generel cirkulation af atmosfæren).

    Luftstrømmen består af individuelle hvirvler, der bevæger sig tilfældigt i rummet. Derfor ændres vindhastigheden målt på ethvert punkt løbende over tid. De største udsving i vindhastigheden observeres i vandnærlaget. For at kunne sammenligne vindhastigheder blev der taget en højde på 10 meter over havets overflade som standardhøjde.

    Vindhastighed er udtrykt i meter per sekund, vindstyrke i point. Forholdet mellem dem er bestemt af Beaufort-skalaen.

    Beaufort skala

    Udsving i vindhastigheden er karakteriseret ved vindstødskoefficienten, der forstås som forholdet mellem vindstødens maksimale hastighed og dens gennemsnitlige hastighed opnået over 5 - 10 minutter.
    Efterhånden som den gennemsnitlige vindhastighed stiger, falder vindstødsfaktoren. Ved høje vindhastigheder er vindstødskoefficienten cirka 1,2 - 1,4.

    Passatvinde er vinde, der blæser hele året rundt i én retning i zonen fra ækvator til 35° N. w. og op til 30° syd. w. Stabil i retning: på den nordlige halvkugle - nordøst, på den sydlige halvkugle - sydøst. Hastighed – op til 6 m/s.

    Monsuner er vinde på tempererede breddegrader, der blæser fra havet til fastlandet om sommeren og fra fastlandet til havet om vinteren. Nå hastigheder på 20 m/s. Monsuner bringer tørt, klart og koldt vejr til kysten om vinteren og overskyet vejr med regn og tåge om sommeren.

    Vinde opstår på grund af ujævn opvarmning af vand og jord i løbet af dagen. I dagtimerne opstår der vind fra hav til land (havbrise). Om natten fra den afkølede kyst - til havet (kystbrise). Vindhastighed 5 – 10 m/s.

    Lokale vinde opstår i visse områder på grund af relieffets egenskaber og adskiller sig skarpt fra den generelle luftstrøm: de opstår som følge af ujævn opvarmning (afkøling) af den underliggende overflade. Detaljeret information om lokale vinde er givet i sejlretninger og hydrometeorologiske beskrivelser.

    Bora er en stærk og blæsende vind rettet ned ad en bjergskråning. Giver betydelig afkøling.

    Det observeres i områder, hvor en lav bjergkæde grænser op til havet, i perioder hvor atmosfæretrykket stiger over land og temperaturen falder i forhold til trykket og temperaturen over havet.

    I området ved Novorossiysk-bugten opererer boraen i november - marts med gennemsnitlige vindhastigheder på omkring 20 m/s (individuelle vindstød kan være 50 - 60 m/s). Virkningens varighed er fra en til tre dage.

    Lignende vinde observeres på Novaya Zemlya, ved Frankrigs middelhavskyst (mistral) og ud for Adriaterhavets nordlige kyster.

    Sirocco - varme og fugtige vinde i det centrale Middelhav ledsages af skyer og nedbør.

    Tornadoer er hvirvelvinde over havet med en diameter på op til flere snese meter, bestående af vandspray. De holder op til et kvarters dag og bevæger sig med hastigheder på op til 30 knob. Vindhastigheden inde i en tornado kan nå op til 100 m/s.

    Stormvinde forekommer overvejende i områder med lav atmosfærisk tryk. Tropiske cykloner når særlig stor styrke, med vindhastigheder, der ofte overstiger 60 m/s.

    Stærke storme observeres også på tempererede breddegrader. Ved bevægelse kommer varme og kolde luftmasser uundgåeligt i kontakt med hinanden.

    Overgangszonen mellem disse masser kaldes den atmosfæriske front. Passagen af ​​fronten er ledsaget af en skarp ændring i vejret.

    En atmosfærisk front kan være stationær eller i bevægelse. Der er varme, kolde fronter og okklusionsfronter. De vigtigste atmosfæriske fronter er: arktiske, polære og tropiske. På synoptiske kort er fronter afbildet som linjer (frontlinje).

    En varmfront dannes, når varme luftmasser angriber kolde. På vejrkort er en varmfront markeret med en ubrudt linje med halvcirkler langs fronten, der angiver retningen af ​​koldere luft og bevægelsesretningen.

    Efterhånden som varmfronten nærmer sig, begynder trykket at falde, skyerne bliver tykkere, og der begynder at falde kraftig nedbør. Om vinteren opstår der normalt lave stratusskyer, når en front passerer. Temperaturen og luftfugtigheden stiger langsomt.

    Når en front passerer, stiger temperaturer og luftfugtighed typisk hurtigt, og vinden tager til. Efter at fronten er passeret, ændres vindretningen (vinden drejer med uret), trykfaldet stopper, og dets lille stigning begynder, skyerne forsvinder, og nedbøren stopper.

    En koldfront dannes, når kolde luftmasser angriber varmere (fig. 18.2). På vejrkort er en koldfront afbildet som en ubrudt linje med trekanter langs fronten, der angiver varmere temperaturer og bevægelsesretningen. Trykket foran fronten falder kraftigt og ujævnt, skibet befinder sig i en zone med byger, tordenbyger, byger og stærke bølger.

    En okklusionsfront er en front dannet ved sammensmeltningen af ​​en varm og kold front. Det fremstår som en ubrudt linje med skiftende trekanter og halvcirkler.

    Udsnit af en varm front

    Tværsnit af en koldfront

    En cyklon er en atmosfærisk hvirvel med enorm diameter (fra hundreder til flere tusinde kilometer) med lavt lufttryk i midten. Luften i en cyklon cirkulerer mod uret på den nordlige halvkugle og med uret på den sydlige halvkugle.

    Der er to hovedtyper af cykloner - ekstratropiske og tropiske.

    De første er dannet i tempererede eller polære breddegrader og har en diameter på fra tusinde kilometer i begyndelsen af ​​udviklingen og op til flere tusinde i tilfælde af den såkaldte centrale cyklon.

    En tropisk cyklon er en cyklon dannet på tropiske breddegrader det er en atmosfærisk hvirvel med lavt atmosfærisk tryk i midten med stormlignende vindhastigheder. Dannede tropiske cykloner bevæger sig sammen med luftmasser fra øst til vest, mens de gradvist afviger mod høje breddegrader.

    Sådanne cykloner er også karakteriseret ved de såkaldte "Stormens øje" er et centralt område med en diameter på 20-30 km med relativt klart og vindstille vejr. Omkring 80 tropiske cykloner observeres årligt i verden.

    Udsigt over en cyklon fra rummet

    Stier af tropiske cykloner

    I Fjernøsten og Sydøstasien tropiske cykloner kaldes tyfoner (fra kinesisk tai feng - stor vind), og i nord og Sydamerika– orkaner (spansk huracán, opkaldt efter den indiske vindgud).
    Det er almindeligt accepteret, at en storm bliver en orkan, når vindhastigheder overstiger 120 km/t ved hastigheder på 180 km/t, en orkan kaldes en stærk orkan.

    7. Vind. Generel atmosfærisk cirkulation

    Foredrag 7. Vind. Generel atmosfærisk cirkulation

    Vind – Dette er luftens bevægelse i forhold til jordens overflade, hvor den vandrette komponent dominerer. Når op- eller nedadgående vindbevægelse tages i betragtning, tages der også hensyn til den lodrette komponent. Vinden er karakteriseret retning, fart og fremdrift.

    Årsagen til vinden er forskellen i atmosfærisk tryk på forskellige punkter, bestemt af den vandrette trykgradient. Trykket er ikke det samme primært på grund af forskellige grader af opvarmning og afkøling af luften og falder med højden.

    For at få en idé om trykfordelingen på klodens overflade, på geografiske kort påføre tryk målt på samme tid på forskellige punkter og normaliseret til samme højde (for eksempel havniveau). Punkter med samme tryk er forbundet med linjer - isobarer.

    På denne måde identificeres områder med højt (anticykloner) og lavt (cykloner) tryk og deres bevægelsesretninger til vejrudsigt. Ved hjælp af isobarer kan du bestemme mængden af ​​trykændring med afstand.

    I meteorologi er konceptet accepteret vandret trykgradient er ændringen i tryk pr. 100 km langs en vandret linje vinkelret på isobarerne fra højtryk til lavtryk. Denne ændring er normalt 1-2 hPa/100 km.

    Luftens bevægelse sker i gradientens retning, men ikke i en lige linje, men mere komplekst, hvilket skyldes samspillet mellem kræfter, der afbøjer luften på grund af jordens rotation og friktion. Under påvirkning af Jordens rotation afviger luftbevægelsen fra trykgradienten til højre på den nordlige halvkugle og til venstre på den sydlige halvkugle.

    Den største afvigelse observeres ved polerne, og ved ækvator er den tæt på nul. Friktionskraften reducerer både vindhastighed og afvigelse fra gradienten som følge af kontakt med overfladen, samt inde i luftmassen pga. forskellige hastigheder i atmosfærens lag. Den kombinerede indflydelse af disse kræfter afbøjer vinden fra gradienten over land med 45-55o, over havet - med 70-80o.

    Med stigende højde stiger vindhastigheden og dens afvigelse op til 90° på et niveau på omkring 1 km.

    Vindhastigheden måles normalt i m/sek, sjældnere i km/t og point. Retningen antages at være, hvor vinden blæser, bestemt i lejer (der er 16 af dem) eller vinkelgrader.

    Anvendes til vindobservationer vinge, som er installeret i en højde af 10-12 m. Et håndholdt vindmåler bruges til kortvarige observationer af hastighed i feltforsøg.

    Anemorumbometer giver dig mulighed for at fjernmåle vindretning og hastighed , anemormbograf registrerer løbende disse indikatorer.

    Den daglige variation af vindhastigheden over havene observeres næsten ikke og kommer godt til udtryk over land: ved slutningen af ​​natten - et minimum, om eftermiddagen - et maksimum. Den årlige cyklus bestemmes af atmosfærens generelle cirkulationsmønstre og adskiller sig mellem regioner på kloden. For eksempel er der i Europa om sommeren en minimum vindhastighed, om vinteren er den maksimal. I Østsibirien- omvendt.

    Vindretningen på et bestemt sted ændrer sig ofte, men hvis du tager højde for hyppigheden af ​​vind i forskellige retninger, kan du fastslå, at nogle forekommer oftere. For at studere retninger på denne måde bruges en graf kaldet en vindrose. På hver lige linje af alle referencepunkter er det observerede antal vindhændelser for den krævede periode plottet, og de opnåede værdier på referencepunkterne er forbundet med linjer.

    Vinden hjælper med at opretholde konstantheden af ​​atmosfærens gassammensætning, blander luftmasser, transporterer fugtig havluft ind i landet og giver dem fugt.

    Vindens ugunstige effekt på landbruget kan vise sig i øget fordampning fra jordoverfladen, hvilket forårsager tørke vinderosion af jord er mulig ved høje vindhastigheder.

    Vindhastighed og vindretning skal tages i betragtning ved bestøvning af marker med pesticider og ved vanding med sprinkler. Retningen af ​​de fremherskende vinde skal kendes ved udlægning af skovstriber og snefastholdelse.

    Lokale vinde.

    Lokale vinde kaldes vinde, der kun er karakteristiske for bestemte geografiske områder. De er af særlig betydning i deres indflydelse på vejr, deres oprindelse er anderledes.

    Breezes – vind kl kystlinje have og store søer, der har et skarpt døgnskifte i retning. I løbet af dagen havbrise blæser ind på kysten fra havet, og om natten - pålandsbrise blæser fra land til hav (fig. 2).

    De er udtalt i klart vejr i den varme årstid, hvor den samlede lufttransport er svag. I andre tilfælde, for eksempel under passage af cykloner, kan briser maskeres af stærkere strømme.

    Vindbevægelse under brise observeres i en afstand af flere hundrede meter (op til 1-2 km), med en gennemsnitshastighed på 3 - 5 m/sek., og i troperne - endnu mere, trængende titusinder af kilometer dybt ind i land eller hav.

    Udviklingen af ​​briser er forbundet med den daglige variation af jordoverfladetemperaturen. I løbet af dagen opvarmes landet mere end vandets overflade, trykket over det bliver lavere, og der dannes luftoverførsel fra havet til landet. Om natten afkøles landet hurtigere og kraftigere, og luften overføres fra land til hav.

    Dagsbrisen sænker temperaturen og øger den relative luftfugtighed, hvilket især er udtalt i troperne. For eksempel i Vestafrika Når havluften bevæger sig til land, kan temperaturen falde med 10°C eller mere, og den relative luftfugtighed kan stige med 40%.

    Vinde observeres også ved kysterne af store søer: Ladoga, Onega, Baikal, Sevan osv., samt på store floder. Men i disse områder er brisen mindre i deres vandrette og lodrette udvikling.

    Bjergdalvinde observeres i bjergsystemer hovedsageligt om sommeren og ligner briser i deres daglige hyppighed. Om dagen blæser de op i dalen og langs bjergskråningerne som følge af opvarmning fra solen, og om natten, når den er afkølet, strømmer luften ned ad skråningerne. Natteluftsbevægelser kan forårsage frost, hvilket især er farligt om foråret, når haverne blomstrer.

    Föhn –en varm og tør vind, der blæser fra bjergene til dalene. Samtidig stiger lufttemperaturen markant, og dens luftfugtighed falder, nogle gange meget hurtigt. De observeres i Alperne, i det vestlige Kaukasus, på den sydlige kyst af Krim, i bjergene i Centralasien, Yakutia, på de østlige skråninger af Rocky Mountains og i andre bjergsystemer.

    En foehn dannes, når en luftstrøm krydser en højderyg. Da der skabes et vakuum i læsiden, suges luften ned i form af en nedadgående vind. Den nedadgående luft opvarmes i henhold til den tørre adiabatiske lov: med 1°C for hver 100 m nedstigning.

    For eksempel, hvis luften i en højde på 3000 m havde en temperatur på -8o og en relativ luftfugtighed på 100%, så vil den, efter at være kommet ned i dalen, varmes op til 22o, og luftfugtigheden vil falde til 17%. Hvis luften stiger langs vindskråningen, så kondenserer vanddamp, og der dannes skyer, nedbør falder, og den nedadgående luft bliver endnu mere tør.

    Varigheden af ​​hårtørrere varierer fra flere timer til flere dage. En hårtørrer kan forårsage intens snesmeltning og oversvømmelse, udtørre jord og vegetation, indtil de dør.

    Bora–det er en stærk, kold, blæsende vind, der blæser fra lave bjergkæder mod et varmere hav.

    Den mest berømte bora er i Novorossiysk-bugten ved Sortehavet og på Adriaterhavskysten nær byen Trieste. Ligner bora i oprindelse og manifestation nord i området ved

    Baku, mistral ved Frankrigs middelhavskyst, Northser i den Mexicanske Golf.

    Bora skabes, når kolde luftmasser passerer gennem kystryggen. Luften strømmer ned under tyngdekraften og udvikler en hastighed på mere end 20 m/sek., mens temperaturen falder markant, nogle gange med mere end 25°C. Bora forsvinder et par kilometer fra kysten, men kan nogle gange dække en betydelig del af havet.

    I Novorossiysk observeres bora omkring 45 dage om året, oftest fra november til marts, med en varighed på op til 3 dage, sjældent op til en uge.

    Generel atmosfærisk cirkulation

    Generel atmosfærisk cirkulation– dette er et komplekst system af store luftstrømme, der transporterer meget store luftmasser over kloden.

    I atmosfæren nær jordens overflade i polære og tropiske breddegrader observeres østlig transport, og i tempererede breddegrader - vestlig transport.

    Bevægelsen af ​​luftmasser kompliceres af jordens rotation såvel som af topografi og påvirkning af områder med høj- og lavtryk. Vindens afvigelse fra de fremherskende retninger er op til 70°.

    I processen med at opvarme og afkøle enorme luftmasser over kloden dannes områder med højt og lavt tryk, som bestemmer retningen af ​​planetariske luftstrømme. Baseret på langsigtede gennemsnitlige trykværdier ved havoverfladen er følgende mønstre blevet identificeret.

    På begge sider af ækvator er der en lavtrykszone (i januar - mellem 15° nordlig bredde og 25° sydlig bredde, i juli - fra 35° nordlig bredde til 5° sydlig bredde). Denne zone, kaldet ækvatorial depression, strækker sig mere til halvkuglen, hvor i given måned sommer.

    I retning mod nord og syd for det stiger trykket og når maksimale værdier kl subtropiske højtrykszoner(i januar - ved 30 - 32o nordlige og sydlige breddegrader, i juli - ved 33-37o N og 26-30o S). Fra subtroperne til de tempererede zoner falder trykket, især betydeligt på den sydlige halvkugle.

    Minimumstrykket er på to subpolære lavtrykszoner(75-65o N og 60-65o S). Længere mod polerne stiger trykket igen.

    Den meridionale bariske gradient er også placeret i overensstemmelse med trykændringer. Det er rettet fra subtroperne på den ene side - til ækvator på den anden side - til de subpolære breddegrader, fra polerne til de subpolære breddegrader. Zoneretningen af ​​vinden stemmer overens med dette.

    Over Atlanten, Stillehavet og Indiske Oceaner Nordøst- og sydøstvind blæser meget ofte - passatvinde. Vestlige vinde på den sydlige halvkugle, på breddegrader 40-60o, går rundt om hele havet.

    På den nordlige halvkugle på tempererede breddegrader udtrykkes vestlige vinde konstant kun over havene, og over kontinenter er retningerne mere komplekse, selvom vestlige vinde også dominerer.

    Østlige vinde på polære breddegrader observeres tydeligt kun i udkanten af ​​Antarktis.

    I den sydlige, østlige og nordlige del af Asien er der en skarp ændring i vindretningen fra januar til juli - det er områder Monsun. Årsagerne til monsuner ligner årsagerne til briser. Om sommeren opvarmes det asiatiske fastland meget, og et område med lavtryk spreder sig over det, hvor luftmasser fra havet suser.

    Den resulterende sommermonsun forårsager store mængder nedbør, ofte af voldsom karakter. Om vinteren sætter højtryk over Asien på grund af mere intens afkøling af landet sammenlignet med havet, og kold luft bevæger sig mod havet og danner vintermonsunen med klart, tørt vejr. Monsuner trænger gennem mere end 1000 km i et lag over land op til 3-5 km.

    Luftmasser og deres klassificering.

    Luftmasse- det er en meget stor mængde luft, som optager et areal på millioner af kvadratkilometer.

    I processen med generel cirkulation af atmosfæren er luften opdelt i separate luftmasser, som forbliver i lang tid over et stort territorium, erhverver visse egenskaber og forårsager forskellige typer vejr.

    Når de flytter til andre områder af Jorden, bringer disse masser deres egne vejrmønstre med sig. Overvægten af ​​luftmasser af en bestemt type(r) i et bestemt område skaber områdets karakteristiske klimaregime.

    De vigtigste forskelle i luftmasser er: temperatur, luftfugtighed, uklarhed, støvindhold. For eksempel om sommeren er luften over havene vådere, koldere og renere end over land på samme breddegrad.

    Jo længere tid luften opholder sig over ét område, jo flere ændringer gennemgår den, så luftmasser klassificeres efter geografiske områder hvor de blev dannet.

    Der er hovedtyper: 1) Arktis (Antarktis), som bevæger sig fra polerne, fra højtrykszoner; 2) tempererede breddegrader"polær" - på den nordlige og sydlige halvkugle; 3) tropisk– flytte fra subtropiske og tropiske til tempererede breddegrader; 4) ækvatorial– dannes over ækvator. Inden for hver type skelnes der mellem marine og kontinentale undertyper, der primært adskiller sig i temperatur og fugtighed inden for typen. Luften, der er i konstant bevægelse, bevæger sig fra dannelsesområdet til naboområder og ændrer gradvist egenskaber under påvirkning af den underliggende overflade og bliver gradvist til en masse af en anden type. Denne proces kaldes transformation.

    Kold Luftmasser er dem, der bevæger sig til en varmere overflade. De forårsager afkøling i de områder, hvor de kommer.

    Når de bevæger sig, opvarmes de af jordens overflade, så der opstår store lodrette temperaturgradienter i masserne, og der udvikles konvektion med dannelse af cumulus- og cumulonimbus-skyer og nedbør.

    Luftmasser, der bevæger sig mod en koldere overflade kaldes varm af masserne. De bringer opvarmning, men de køler selv nedefra. Konvektion udvikles ikke i dem, og stratusskyer dominerer.

    Naboluftmasser er adskilt fra hinanden af ​​overgangszoner, der er stærkt skrånende til jordens overflade. Disse zoner kaldes fronter.

    Luftmasser- store luftmængder i den nederste del af jordens atmosfære - troposfæren, der har horisontale dimensioner på mange hundrede eller flere tusinde kilometer og lodrette dimensioner på flere kilometer, karakteriseret ved tilnærmelsesvis ensartet temperatur og fugtindhold horisontalt.

    Arter:Arktis eller Antarktis luft(AB), Tempereret luft(UW), tropisk luft(TV), Ækvatorial luft(EV).

    Luft i ventilationslag kan bevæge sig i formen laminær eller turbulent flyde. Koncept "laminær" betyder, at de enkelte luftstrømme er parallelle med hinanden og bevæger sig i ventilationsrummet uden turbulens. Hvornår turbulent flow dens partikler bevæger sig ikke kun parallelt, men udfører også tværgående bevægelse. Dette fører til hvirveldannelse i hele tværsnittet af ventilationskanalen.

    Luftstrømmens tilstand i ventilationsrummet afhænger af: Luftstrømshastighed, Lufttemperatur, Tværsnitsareal af ventilationskanalen, Former og overflader af bygningselementer ved afgrænsningen af ​​ventilationskanalen.

    I jordens atmosfære luftbevægelser af de mest forskellige skalaer observeres - fra titusinder og hundreder af meter (lokale vinde) til hundreder og tusinder af kilometer (cykloner, anticykloner, monsuner, passatvinde, planetariske frontzoner).
    Luften bevæger sig konstant: den stiger - opadgående bevægelse, falder - nedadgående bevægelse. Luftens bevægelse i vandret retning kaldes vind. Årsagen til vinden er den ujævne fordeling af lufttrykket på jordens overflade, som er forårsaget af den ujævne fordeling af temperaturen. I dette tilfælde bevæger luftstrømmen sig fra steder med højt tryk til den side, hvor trykket er mindre.
    Når der er vind, bevæger luften sig ikke jævnt, men i stød og vindstød, især nær Jordens overflade. Der er mange årsager, der påvirker luftens bevægelse: friktion af luftstrømmen på jordens overflade, stød på forhindringer osv. Derudover afbøjes luftstrømme, under påvirkning af jordens rotation, til højre i den nordlige halvkugle og til venstre på den sydlige halvkugle.

    Invaderende områder med forskellige overfladetermiske egenskaber omdannes luftmasser gradvist. For eksempel, tempereret havluft, der kommer ind i land og bevæger sig ind i landet, opvarmes gradvist og tørrer ud og bliver til kontinental luft. Omdannelsen af ​​luftmasser er især karakteristisk for tempererede breddegrader, hvor varm og tør luft fra tropiske breddegrader og kold og tør luft fra subpolære breddegrader fra tid til anden invaderer.

    - en vigtig faktor i klimadannelsen. Det kommer til udtryk ved at bevæge sig forskellige typer luftmasser

    Luftmasser- det er bevægelige dele af troposfæren, der adskiller sig fra hinanden i temperatur og luftfugtighed. Der er luftmasser hav Og kontinentale.

    Marine luftmasser dannes over verdenshavet. De er mere fugtige sammenlignet med kontinentale, der dannes over land.

    I forskellige klimazoner Jorden danner sine egne luftmasser: ækvatorial, tropisk, tempereret, arktisk Og Antarktis.

    Når luftmasser bevæger sig, bevarer de deres egenskaber i lang tid og bestemmer derfor vejret de steder, hvor de ankommer.

    Arktiske luftmasser dannes over det arktiske hav (om vinteren over de nordlige kontinenter Eurasien og Nordamerika). De er kendetegnet ved lav temperatur, lav luftfugtighed og øget luftgennemsigtighed. Indtrængning af arktiske luftmasser i tempererede breddegrader forårsager en skarp afkøling. Vejret er overvejende klart og delvist overskyet. Når man bevæger sig ind i landet mod syd, omdannes arktiske luftmasser til tør kontinental luft på tempererede breddegrader.

    Kontinentalt Arktis luftmasser dannes over det iskolde Arktis (i dets centrale og østlige dele) og over kontinenternes nordlige kyst (om vinteren). Deres egenskaber er meget lave lufttemperaturer og lavt fugtindhold. Invasionen af ​​kontinentale arktiske luftmasser på fastlandet fører til kraftig afkøling i klart vejr.

    Marine arktisk luftmasser dannes under varmere forhold: over isfrit vand med højere lufttemperaturer og højere fugtindhold - dette er det europæiske arktiske område. Indtrængen af ​​sådanne luftmasser på fastlandet om vinteren forårsager endda opvarmning.

    Analogen af ​​den arktiske luft på den nordlige halvkugle på den sydlige halvkugle er Antarktiske luftmasser. Deres indflydelse strækker sig for det meste til tilstødende havoverflader og sjældent til den sydlige kant af det sydamerikanske kontinent.

    Moderat(polær) luft er luften på tempererede breddegrader. Moderate luftmasser trænger ind i polære såvel som subtropiske og tropiske breddegrader.

    Kontinentalt tempereret luftmasser om vinteren bringer normalt klart vejr med hård frost, og om sommeren - ret varmt, men overskyet, ofte regnfuldt, med tordenvejr.

    Marine tempereret luftmasser transporteres til kontinenterne af vestenvinde. De er kendetegnet ved høj luftfugtighed og moderate temperaturer. Om vinteren bringer maritime moderate luftmasser overskyet vejr, kraftig nedbør og tøer, og om sommeren - store skyer, regn og lavere temperaturer.

    Tropisk luftmasser dannes i tropiske og subtropiske breddegrader, og om sommeren - i kontinentale områder i den sydlige del af tempererede breddegrader. Tropisk luft trænger ind i tempererede og ækvatoriale breddegrader. Høj temperatur er et almindeligt træk ved tropisk luft.

    Kontinental tropisk luftmasser er tørre og støvede, og maritime tropiske luftmasser- høj luftfugtighed.

    ækvatorial luft, forekommer i Ækvatorialdepressionen, meget varmt og fugtigt. Om sommeren på den nordlige halvkugle trækkes ækvatorial luft, der bevæger sig mod nord, ind i de tropiske monsuners cirkulationssystem.

    Ækvatoriske luftmasser er dannet i ækvatorial zone. De er kendetegnet ved høje temperaturer og luftfugtighed året rundt, og det gælder luftmasser, der dannes både over land og over havet. Derfor er ækvatorial luft ikke opdelt i marine og kontinentale undertyper.

    Hele systemet af luftstrømme i atmosfæren kaldes generel cirkulation af atmosfæren.

    Atmosfærisk front

    Luftmasser bevæger sig konstant og ændrer deres egenskaber (transformerer), men der forbliver ret skarpe grænser mellem dem - overgangszoner flere titusinder af kilometer brede. Disse grænsezoner kaldes atmosfæriske fronter og er karakteriseret ved en ustabil tilstand af temperatur, luftfugtighed,.

    Skæringspunktet mellem en sådan front og jordens overflade kaldes linje af den atmosfæriske front.

    Når en atmosfærisk front passerer gennem et hvilket som helst område over den, bliver luftmasserne, og som et resultat heraf, ændres vejret.

    Tempererede breddegrader er karakteriseret ved frontal nedbør. I zonen med atmosfæriske fronter forekommer omfattende skyformationer, der er tusindvis af kilometer lange, og der opstår nedbør. Hvordan opstår de? Den atmosfæriske front kan betragtes som grænsen for to luftmasser, der skråner mod jordens overflade i en meget lille vinkel. Kold luft er placeret ved siden af ​​og over varm luft i form af en flad kile. I dette tilfælde stiger varm luft op ad kilen af ​​kold luft og afkøles og nærmer sig en tilstand af mætning. Der opstår skyer, hvorfra der falder nedbør.

    Hvis fronten bevæger sig mod den tilbagetrukne kolde luft, sker der opvarmning; sådan en front kaldes varm. Kold front tværtimod rykker den ind i det område, der er besat af varm luft (fig. 1).

    Ris. 1. Typer af atmosfæriske fronter: a - varmfront; b - koldfront

    Kondensation er en ændring i et stofs tilstand fra gasformig til flydende eller fast stof. Men hvad er kondens i planetens mastaba?

    På ethvert givet tidspunkt indeholder atmosfæren på planeten Jorden over 13 milliarder tons fugt. Dette tal er praktisk talt konstant, da tab på grund af nedbør i sidste ende kontinuerligt genopbygges ved fordampning.

    Hastigheden af ​​fugtcirkulation i atmosfæren

    Fugtcirkulationshastigheden i atmosfæren anslås til et kolossalt tal - omkring 16 millioner tons i sekundet eller 505 milliarder tons om året. Hvis al vanddampen i atmosfæren pludselig kondenserede og faldt som nedbør, kunne dette vand dække hele klodens overflade med et lag på omkring 2,5 centimeter, med andre ord, atmosfæren indeholder en mængde fugt svarende til kun 2,5 centimeter regn.

    Hvor længe forbliver et dampmolekyle i atmosfæren?

    Da den gennemsnitlige årlige nedbør på Jorden er 92 centimeter, følger det, at fugt i atmosfæren fornyes 36 gange, det vil sige 36 gange atmosfæren er mættet med fugt og befriet fra det. Det betyder, at et molekyle af vanddamp opholder sig i atmosfæren i gennemsnitligt 10 dage.

    Vandmolekylets vej


    Når det først er fordampet, driver et molekyle af vanddamp normalt i hundreder og tusinder af kilometer, indtil det kondenserer og falder med nedbør på Jorden. Vand, der falder som regn, sne eller hagl på højlandet i Vesteuropa, rejser cirka 3.000 km fra Nordatlanten. Der sker flere fysiske processer mellem flydende vand omdannes til damp og nedbør falder på Jorden.

    Fra den varme overflade af Atlanterhavet kommer vandmolekyler ind i varm, fugtig luft, som så hæver sig over den omgivende koldere (tættere) og tørrere luft.

    Hvis der observeres kraftig turbulent blanding af luftmasser, vil der opstå et lag af blanding og skyer i atmosfæren på grænsen mellem to luftmasser. Omkring 5% af deres volumen er fugt. Luft mættet med damp er altid lettere, for det første fordi den opvarmes og kommer fra en varm overflade, og for det andet fordi 1 kubikmeter ren damp er ca. 2/5 lettere end 1 kubikmeter ren tør luft ved samme temperatur og tryk. Det følger heraf, at fugtig luft er lettere end tør luft, og varm og fugtig luft endnu mere. Som vi vil se senere, er dette en meget vigtig kendsgerning for processerne med vejrændringer.

    Bevægelse af luftmasser

    Luft kan stige af to årsager: enten fordi den bliver lettere som følge af opvarmning og befugtning, eller fordi kræfter virker på den, som får den til at stige over nogle forhindringer, såsom over masser af koldere og tættere luft eller over bakker og bjerge.

    Køling

    Den opstigende luft, der er kommet ind i lag med lavere atmosfærisk tryk, tvinges til at udvide sig og afkøle på samme tid. Udvidelse kræver omkostninger kinetisk energi, som er taget fra den termiske og potentielle energi af atmosfærisk luft, og denne proces fører uundgåeligt til et fald i temperaturen. Afkølingshastigheden af ​​en stigende del luft ændres ofte, hvis denne del blandes med omgivende luft.

    Tør adiabatisk gradient

    Tør luft, hvor der ikke er kondens eller fordampning, og ingen blanding, og som ikke modtager energi i nogen anden form, afkøles eller opvarmes med en konstant mængde (1 ° C hver 100 meter), når den stiger eller falder. Denne mængde kaldes den tørre adiabatiske gradient. Men hvis den opstigende luftmasse er fugtig, og der opstår kondens i den, frigives latent kondensationsvarme, og temperaturen på den dampmættede luft falder meget langsommere.

    Fugtig adiabatisk gradient

    Denne mængde temperaturændring kaldes den fugtige-adiabatiske gradient. Den er ikke konstant, men ændrer sig med ændringer i mængden af ​​frigivet latent varme, det afhænger med andre ord af mængden af ​​kondenseret damp. Mængden af ​​damp afhænger af, hvor meget lufttemperaturen falder. I de nederste lag af atmosfæren, hvor luften er varm og fugtigheden høj, er den fugt-adiabatiske gradient lidt mere end halvdelen af ​​den tør-adiabatiske gradient. Men den våd-adiabatiske gradient stiger gradvist med højden og er i meget høje højder i troposfæren næsten lig med den tør-adiabatiske gradient.

    Luftens opdrift bestemmes af forholdet mellem dens temperatur og den omgivende lufts temperatur. Typisk falder lufttemperaturen i den virkelige atmosfære ujævnt med højden (denne ændring kaldes simpelthen en gradient).

    Hvis luftmassen er varmere og derfor mindre tæt end den omgivende luft (og fugtindholdet er konstant), så stiger den opad på samme måde som en barnebold nedsænket i en tank. Omvendt, når den bevægende luft er koldere end den omgivende luft, er dens tæthed højere, og den synker. Hvis luften har samme temperatur som nabomasser, så er deres tæthed ens, og massen forbliver ubevægelig eller bevæger sig kun med den omgivende luft.

    Der er således to processer i atmosfæren, hvoraf den ene fremmer udviklingen af ​​lodret luftbevægelse, og den anden bremser den.

    Hvis du finder en fejl, skal du vælge et stykke tekst og klikke Ctrl+Enter.



    Lignende artikler