Meteorologi og klimatologi. Meteorologi og klimatologi Jordens rotation omkring sin akse

Geografi og klima

Mumbai (Bombay)- en by i det vestlige Indien, centrum af staten Maharashtra. Navnet Bombay var officielt indtil 1995. Mumbai, oversat fra Maharati-sproget, betyder "mor." Byens areal er 603,4 km². Det er den mest folkerige by i Indien.

Der er tre søer i byen: Tulsi, Powai og Vihar; selve byen ligger ved mundingen af ​​Ulhas-floden.

Mumbais topografi er varieret: mangrovesumpe grænser op til det, den forrevne kystlinje er indrykket af bugter og talrige vandløb. Jorden nær havet er sandet, nogle steder leret og alluvial. Mumbais territorium tilhører seismisk farlige zoner.

Du kan komme til Mumbai med fly til Chhatrapati Shivaji Lufthavn, som ligger 28 km fra byen. Jernbanenettet og busforbindelsen udvikles.

Mumbai ligger i den subækvatoriale zone. Der er to klimatiske årstider: tør og våd. Tørsæsonen varer fra december til maj, fugtigheden på dette tidspunkt er moderat. Januar og februar er de koldeste måneder. Laveste registrerede temperatur: +10 °C.

Den våde sæson varer fra juni til november. De kraftigste monsuner forekommer fra juni til september. Den gennemsnitlige temperatur på dette tidspunkt er +30 °C. Den bedste tid Det bedste tidspunkt at besøge Mumbai er fra november til februar.

Byen udvider sig mod Solsett Island, og det officielle byområde (siden 1950) strækker sig fra syd til nord, fra fortet til byen Thane. I den nordlige del af Bombay er der Trombay nuklear forskningscenter, Institute of Technology (1961-1966, bygget med hjælp fra USSR), olieraffinaderier, kemiske anlæg, maskinbygningsanlæg og termiske kraftværker.

Byen har annonceret opførelsen af ​​den næsthøjeste bygning i verden, India Tower. Denne bygning skal stå færdig i 2016.

massemedier

I Mumbai udgives aviser på engelsk (Times of India, Midday, Aftonun, Asia Age, Economic Times, Indian Express), bengali, tamil, marathi, hindi. Der er tv-kanaler i byen (mere end 100 pr forskellige sprog), radiostationer (8 stationer udsendes i FM-området og 3 i AM).

Klimatiske forhold

Byen ligger i den subækvatoriale zone. Der er to forskellige årstider: våd og tør. Regntiden varer fra juni til november, med særlig intens monsunregn fra juni til september, hvilket forårsager høj luftfugtighed i byen. Gennemsnitstemperaturen er omkring 30 °C, temperatursvingninger fra 11 °C til 38 °C, rekordskarpe ændringer var i 1962: 7,4 °C og 43 °C. Mængden af ​​årlig nedbør er 2200 mm. Der faldt især meget nedbør i 1954 - 3451,6 mm. Den tørre sæson fra december til maj er præget af moderat luftfugtighed. På grund af overvægt af kulde nordenvind Januar og februar er de koldeste måneder, det absolutte minimum i byen var +10 grader.

Mumbais klima
Indeks	Jan	feb	Mar	apr	Kan	jun	jul	aug	sep	okt	Men jeg	dec	År
Absolut maksimum, °C	40,0	39,1	41,3	41,0	41,0	39,0	34,0	34,0	36,0	38,9	38,3	37,8	41,3
Nedbørshastighed, mm	1	0,3	0,2	1	11	537	719	483	324	73	14	2	2165
Gennemsnitligt minimum, °C	18,4	19,4	22,1	24,7	27,1	27,0	26,1	25,6	25,2	24,3	22,0	19,6	23,5
Gennemsnitstemperatur, °C	23,8	24,7	27,1	28,8	30,2	29,3	27,9	27,5	27,6	28,4	27,1	25,0	27,3
Vandtemperatur, °C	26	25	26	27	29	29	29	28	28	29	28	26	28
Absolut minimum, °C	8,9	8,5	12,7	19,0	22,5	20,0	21,2	22,0	20,0	17,2	14,4	11,3	8,5
Gennemsnitligt maksimum, °C	31,1	31,4	32,8	33,2	33,6	32,3	30,3	30,0	30,8	33,4	33,6	32,3	32,1

Artiklens indhold

METEOROLOGI OG KLIMATOLOGI. Meteorologi er videnskaben om jordens atmosfære. Klimatologi er en gren af ​​meteorologien, der studerer dynamikken i ændringer i atmosfærens gennemsnitlige karakteristika over en hvilken som helst periode - en sæson, flere år, flere årtier eller over en længere periode. Andre grene af meteorologien er dynamisk meteorologi (studiet af de fysiske mekanismer af atmosfæriske processer), fysisk meteorologi (udvikling af radar og rumbaserede metoder til at studere atmosfæriske fænomener) og synoptisk meteorologi (videnskaben om mønstre for vejrændringer). Disse sektioner overlapper og supplerer hinanden. KLIMA.

En betydelig del af meteorologerne er involveret i vejrudsigter. De arbejder for offentlige og militære organisationer og private virksomheder, der leverer prognoser til luftfart, landbrug, byggeri og flåden, og også udsender dem på radio og tv. Andre overvåger forureningsniveauer, giver konsultationer, underviser eller forsker. Elektronisk udstyr bliver stadig vigtigere i meteorologiske observationer, vejrudsigter og videnskabelig forskning.

PRINCIPPER FOR VEJRUNDERSØGELSE

Temperatur, atmosfærisk tryk, lufttæthed og fugtighed, vindhastighed og retning er hovedindikatorerne for atmosfærens tilstand, og yderligere parametre omfatter data om indholdet af gasser som ozon, kuldioxid mv.

Egenskaber indre energi den fysiske krop er temperaturen, som stiger med stigende indre energi i omgivelserne (f.eks. luft, skyer osv.), hvis energibalancen er positiv. Hovedkomponenterne i energibalancen er opvarmning gennem absorption af ultraviolet, synlig og infrarød stråling; afkøling på grund af infrarød stråling; varmeudveksling med jordens overflade; opsamling eller tab af energi under kondensering eller fordampning af vand, såvel som under kompression eller udvidelse af luft. Temperaturen kan måles i grader Fahrenheit (F), Celsius (C) eller Kelvin (K). Den lavest mulige temperatur, 0° Kelvin, kaldes "absolut nul". Forskellige temperaturskalaer er forbundet med følgende relationer:

F = 9/5 C + 32; C = 5/9 (F – 32) og K = C + 273,16,

hvor F, C og K henholdsvis betegner temperaturen i grader Fahrenheit, Celsius og Kelvin. Fahrenheit- og Celsius-skalaerne falder sammen i punktet –40°, dvs. –40° F = –40° C, hvilket kan kontrolleres ved hjælp af ovenstående formler. I alle andre tilfælde vil temperaturerne i grader Fahrenheit og Celsius afvige. I videnskabelig forskning bruges Celsius- og Kelvin-skalaerne almindeligvis.

Atmosfærisk tryk på hvert punkt bestemmes af massen af ​​den overliggende luftsøjle. Det ændrer sig, hvis højden af ​​luftsøjlen over et givet punkt ændres. Lufttrykket ved havoverfladen er ca. 10,3 t/m2. Det betyder, at vægten af ​​en luftsøjle med en vandret base på 1 kvadratmeter ved havoverfladen er 10,3 tons.

Luftdensitet er forholdet mellem luftmassen og det volumen, den optager. Luftens tæthed stiger, når den komprimeres, og falder, når den udvider sig.

Temperatur, tryk og lufttæthed er relateret til hinanden ved tilstandsligningen. Luft er stort set ligesom " ideel gas", for hvilket, ifølge tilstandsligningen, temperatur (udtrykt i Kelvin-skala) multipliceret med tæthed og divideret med tryk er en konstant.

Ifølge Newtons anden lov om bevægelse (bevægelseslov) er ændringer i vindhastighed og retning forårsaget af kræfter, der virker i atmosfæren. Disse er tyngdekraften, som holder luftlaget nær jordens overflade, trykgradienten (kraften rettet fra et område med højt tryk til et område med lavt) og Coriolis-kraften. Coriolis-styrke påvirker orkaner og andre store skalaer vejrforhold. Jo mindre deres skala er, jo mindre betydningsfuld er denne magt for dem. For eksempel afhænger rotationsretningen af ​​en tornado (tornado) ikke af den.

VANDAMP OG SKYER

Vanddamp er vand i gasform. Hvis luften ikke er i stand til at holde på mere vanddamp, bliver den mættet, og så holder vand fra den udsatte overflade op med at fordampe. Indholdet af vanddamp i mættet luft er tæt afhængig af temperaturen og med dens stigning med 10 ° C kan det ikke stige mere end to gange.

Relativ luftfugtighed er forholdet mellem mængden af ​​vanddamp, der faktisk er indeholdt i luften, og mængden af ​​vanddamp svarende til mætningstilstanden. Den relative fugtighed i luften nær jordens overflade er ofte høj om morgenen, når det er køligt. Når temperaturen stiger, falder den relative luftfugtighed normalt, selvom mængden af ​​vanddamp i luften ændrer sig lidt. Antag, at om morgenen ved en temperatur på 10 ° C var den relative luftfugtighed tæt på 100%. Hvis temperaturen falder i løbet af dagen, vil vandet kondensere, og der dannes dug. Hvis temperaturen stiger, for eksempel til 20 ° C, vil duggen fordampe, men den relative luftfugtighed vil kun være ca. 50 %.

Skyer opstår, når vanddamp i atmosfæren kondenserer og danner enten vanddråber eller iskrystaller. Skyer dannes, når vanddamp stiger og afkøles forbi dets mætningspunkt. Når luft stiger, kommer den ind i lag med stadigt lavere tryk. Umættet luft afkøles med ca. 10° C med hver kilometers stigning. Hvis luft med en relativ luftfugtighed på ca. 50% vil stige mere end 1 km, skydannelse vil begynde. Kondensation opstår først i bunden af ​​skyen, som vokser opad, indtil luften ikke længere stiger og derfor afkøles. Om sommeren er denne proces let at se i eksemplet med frodige cumulusskyer med en flad base og en top, der stiger og falder med luftens bevægelse. Skyer dannes også i frontalzoner, når varm luft glider opad, bevæger sig over kold luft og samtidig afkøles til en tilstand af mætning. Overskyethed forekommer også i områder med lavtryk med stigende luftstrømme.

Tåge er en sky beliggende nær jordens overflade. Den falder ofte til jorden på stille, klare nætter, hvor luften er fugtig og jordens overflade afkøles og udstråler varme ud i rummet. Tåge kan også dannes, når varm, fugtig luft passerer over en kold overflade af land eller vand. Hvis kold luft er over overfladen af ​​varmt vand, vises en fordampningståge lige foran dine øjne. Det dannes ofte om morgenen det sene efterår over søerne, og så ser det ud til, at vandet koger.

Kondensation er en kompleks proces, hvor mikroskopiske partikler af luftbårne urenheder (sod, støv, havsalt) fungerer som kondensationskerner, omkring hvilke vanddråber dannes. De samme kerner er nødvendige for at fryse vand i atmosfæren, da meget ren luft i deres fravær fryser vanddråber ikke til temperaturer på ca. –40° C. Isdannelseskernen er en lille partikel, der i struktur ligner en iskrystal, omkring hvilken der dannes et stykke is. Det er helt naturligt, at luftbårne ispartikler er de bedste kerner til isdannelse. Sådanne kerners rolle spilles også af de mindste lerpartikler, de får særlig betydning ved temperaturer under –10°–15° C. Således skabes en mærkelig situation: vanddråber i atmosfæren fryser næsten aldrig, når temperaturen passerer igennem; 0° C. For dem kræver frysning væsentligt lavere temperaturer, især hvis luften indeholder få iskerner. En måde at stimulere nedbør på er at sprøjte sølviodidpartikler - kunstige kondensationskerner - ind i skyer. De hjælper små dråber vand med at fryse til iskrystaller, der er tunge nok til at falde som sne.

Dannelsen af ​​regn eller sne er en ret kompleks proces. Hvis iskrystallerne inde i skyen er for tunge til at forblive svævende i opstrømningen, falder de som sne. Hvis de nederste lag af atmosfæren er varme nok, smelter snefnug og falder til jorden som regndråber. Selv om sommeren på tempererede breddegrader opstår regn normalt i form af isflager. Og selv i troperne begynder regn, der falder fra cumulonimbusskyer, med ispartikler. Overbevisende bevis på, at is findes i skyer selv om sommeren er hagl.

Regn kommer normalt fra "varme" skyer, dvs. fra skyer med temperaturer over frysepunktet. Her er små dråber, der bærer ladninger modsat fortegn, tiltrækkes og smelter sammen til større dråber. De kan blive så store, at de bliver for tunge, ikke længere understøttes af stigende luftstrømme i skyen og regner ned.

Grundlaget for moderne international klassifikation clouds blev grundlagt i 1803 af den engelske amatørmeteorolog Luke Howard. Den bruger latinske termer til at beskrive udseendet af skyer: alt - høj, cirrus - cirrus, cumulus - cumulus, nimbus - regnfuld og stratus - stratus. Forskellige kombinationer af disse udtryk bruges til at nævne de ti hovedformer for skyer: cirrus - cirrus; cirrocumulus – cirrocumulus; cirrostratus – cirrostratus; altocumulus – altocumulus; altostratus – højt lagdelt; nimbostratus – nimbostratus; stratocumulus – stratocumulus; stratus – lagdelt; cumulus - cumulus og cumulonimbus - cumulonimbus. Altocumulus og altostratus skyer er placeret højere end cumulus og stratus skyer.

De nederste skyer (stratus, stratocumulus og nimbostratus) består næsten udelukkende af vand, deres baser er placeret op til cirka 2000 m højde Skyer, der spreder sig langs jordens overflade, kaldes tåge.

Baserne af skyer på mellemniveau (altocumulus og altostratus) findes i højder fra 2000 til 7000 m. Disse skyer har temperaturer fra 0 ° C til -25 ° C og er ofte en blanding af vanddråber og iskrystaller.

Skyerne på det øverste niveau (cirrus, cirrocumulus og cirrostratus) har normalt uklare konturer, fordi de består af iskrystaller. Deres baser er placeret i højder på mere end 7000 m, og temperaturen er under –25°C.

Cumulus- og cumulonimbusskyer er skyer med lodret udvikling og kan strække sig ud over et lag. Dette gælder især for cumulonimbusskyer, hvis baser kun er få hundrede meter fra jordens overflade, og toppene kan nå højder på 15-18 km. I den nederste del består de af vanddråber, og i den øverste del består de af iskrystaller.

KLIMA OG KLIMADANNENDE FAKTORER

Den antikke græske astronom Hipparchus (2. århundrede f.Kr.) inddelte betinget Jordens overflade med paralleller i breddezoner, der adskilte sig i højden af ​​Solens middagsposition på årets længste dag. Disse zoner blev kaldt klimaer (fra det græske klima - skråning, der oprindeligt betyder "solstrålernes hældning"). Således blev fem klimazoner identificeret: en varm, to tempereret og to kolde, som dannede grundlaget for geografisk zonering globus.

I mere end 2000 år blev udtrykket "klima" brugt i denne betydning. Men efter 1450, da portugisiske sømænd krydsede ækvator og vendte tilbage til deres hjemland, dukkede nye fakta op, som krævede en revision af klassiske synspunkter. Blandt de oplysninger om verden, der blev erhvervet under opdagernes rejser, var de klimatiske egenskaber ved de udvalgte zoner, som gjorde det muligt at udvide selve udtrykket "klima". Klimazoner var ikke længere kun matematisk beregnede områder af jordens overflade baseret på astronomiske data (dvs. varmt og tørt, hvor Solen står højt, og koldt og fugtigt, hvor det er lavt, og derfor ikke varmer godt). Det blev opdaget, at klimazoner ikke blot svarer til breddezoner, som tidligere antaget, men har meget uregelmæssige konturer.

Solstråling, generel atmosfærisk cirkulation, geografisk fordeling af kontinenter og oceaner og store landformer er de vigtigste faktorer, der påvirker landklimaet. Solstråling er den vigtigste faktor klimadannelse og vil derfor blive overvejet nærmere.

STRÅLING

I meteorologi refererer udtrykket "stråling" til elektromagnetisk stråling, som omfatter synligt lys, ultraviolet og infrarød stråling, men omfatter ikke radioaktiv stråling. Hver genstand udsender, afhængig af dens temperatur, forskellige stråler: mindre opvarmede kroppe er hovedsageligt infrarøde, varme kroppe er røde, varmere kroppe er hvide (dvs. disse farver vil sejre, når de opfattes af vores syn). Selv varmere genstande udsender blå stråler. Jo varmere en genstand er, jo mere lysenergi udsender den.

I 1900 udviklede den tyske fysiker Max Planck en teori, der forklarer mekanismen for stråling fra opvarmede legemer. Denne teori, som han i 1918 blev tildelt Nobel pris, blev en af ​​grundstenene i fysikken og lagde grundlaget for kvantemekanikken. Men ikke al lysstråling udsendes af opvarmede legemer. Der er andre processer, der forårsager luminescens, såsom fluorescens.

Selvom temperaturen inde i Solen er millioner af grader, bestemmes sollysets farve af temperaturen på dens overflade (ca. 6000 ° C). En elektrisk glødelampe udsender lysstråler, hvis spektrum er væsentligt forskelligt fra sollysspektret, da temperaturen på glødetråden i pæren varierer fra 2500 ° C til 3300 ° C.

Den fremherskende type elektromagnetisk stråling fra skyer, træer eller mennesker er infrarød stråling, usynlig for det menneskelige øje. Det er den vigtigste måde til vertikal udveksling af energi mellem jordens overflade, skyer og atmosfære.

Meteorologiske satellitter er udstyret med specielle instrumenter, der tager billeder i infrarøde stråler, der udsendes til det ydre rum af skyer og jordens overflade. Skyer, der er koldere end Jordens overflade, udsender mindre stråling og fremstår derfor mørkere i infrarødt lys end Jorden. Den store fordel ved infrarød fotografering er, at den kan udføres døgnet rundt (skyer og Jorden udsender trods alt infrarøde stråler konstant).

Isolationsvinkel.

Mængden af ​​stråling (indkommende solstråling) ændrer sig over tid og fra sted til sted i overensstemmelse med ændringen i den vinkel, hvormed solens stråler rammer Jordens overflade: Jo højere Solen er over hovedet, jo større er den. Ændringer i denne vinkel bestemmes hovedsageligt af Jordens omdrejning omkring Solen og dens rotation omkring dens akse.

Jordens revolution omkring Solen

ikke ville have af stor betydning, hvis jordens akse var vinkelret på planet for jordens bane. I dette tilfælde ville Solen på et hvilket som helst tidspunkt på kloden på samme tidspunkt af dagen stige til samme højde over horisonten, og kun små sæsonbestemte udsving i solstrålingen ville forekomme, forårsaget af ændringer i afstanden fra Jorden til Solen . Men faktisk afviger jordens akse fra vinkelret på orbitalplanet med 23° 30º, og på grund af dette ændres indfaldsvinklen for solens stråler afhængigt af Jordens position i kredsløb.

Af praktiske årsager er det praktisk at antage, at Solen bevæger sig mod nord i løbet af den årlige cyklus fra 21. december til 21. juni og sydpå fra 21. juni til 21. december. Ved lokal middag den 21. december langs hele den sydlige trope (23° 30° S), "står" Solen direkte over hovedet. På dette tidspunkt i Sydlige halvkugle solens stråler falder i den største vinkel. Dette øjeblik på den nordlige halvkugle kaldes "vintersolhverv". Under et tilsyneladende skift mod nord krydser Solen den himmelske ækvator den 21. marts (forårsjævndøgn). På denne dag modtager begge halvkugler den samme mængde solstråling. Den nordligste position, 23° 30° N. (den nordlige trope), når solen den 21. juni. Dette øjeblik, hvor solens stråler falder i den største vinkel på den nordlige halvkugle, kaldes sommersolhverv. Den 23. september, ved efterårsjævndøgn, krydser Solen den himmelske ækvator igen.

Jordaksens hældning i forhold til jordens baneplan forårsager ændringer ikke kun i indfaldsvinklen for solens stråler på jordens overflade, men også den daglige varighed af solskin. Ved jævndøgn er varigheden af ​​dagslys på hele Jorden (bortset fra polerne) 12 timer i perioden fra 21. marts til 23. september på den nordlige halvkugle overstiger det 12 timer, og fra 23. september til 21. marts er det mindre; end 12 timer Nord 66° 30° s .sh. (Polarcirklen) fra 21. december varer polarnatten døgnet rundt, og fra 21. juni fortsætter dagslyset i 24 timer. På Nordpolen forekommer polarnat fra 23. september til 21. marts og polardag fra 21. marts til 23. september.

Således er årsagen til to klart definerede cyklusser af atmosfæriske fænomener - årlige, varer 365 1/4 dag og daglige, 24 timer - Jordens rotation omkring Solen og hældningen af ​​Jordens akse.

Mængden af ​​solstråling, der dagligt ankommer til atmosfærens ydre grænse på den nordlige halvkugle, udtrykkes i watt pr. kvadratmeter vandret overflade (dvs. parallelt med jordens overflade, ikke altid vinkelret på solens stråler) og afhænger af solkonstanten, solstrålernes hældningsvinkel og dagens længde (tabel 1).

Tabel 1. Modtagelse af solstråling ved atmosfærens øvre grænse

Tabel 1. ANKOMST AF SOLINDSTÅLNING TIL ATMOSFÆRENS ØVRE GRÆNSE (W/m2 pr. dag)
Breddegrad, °N	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90
21 juni	375	414	443	461	470	467	463	479	501	510
21 december	399	346	286	218	151	83	23	0	0	0
Gennemsnitlig årlig værdi	403	397	380	352	317	273	222	192	175	167

Det følger af tabellen, at kontrasten mellem sommer og i vinterperioder fantastiske. Den 21. juni på den nordlige halvkugle er insolationsværdien nogenlunde den samme. Den 21. december er der betydelige forskelle mellem lave og høje breddegrader, og det er hovedårsagen til, at den klimatiske differentiering af disse breddegrader om vinteren er meget større end om sommeren. Makrocirkulationen af ​​atmosfæren, som hovedsageligt afhænger af forskelle i atmosfærisk opvarmning, er bedre udviklet om vinteren.

Den årlige amplitude af solstrålingsfluxen ved ækvator er ret lille, men stiger kraftigt mod nord. Derfor andet end det lige vilkår Det årlige temperaturområde bestemmes hovedsageligt af områdets breddegrad.

Jordens rotation omkring sin akse.

Intensiteten af ​​solstråling overalt i verden på alle dage af året afhænger også af tidspunktet på dagen. Dette forklares naturligvis med, at Jorden på 24 timer roterer om sin akse.

Albedo

– den del af solstråling, der reflekteres af et objekt (normalt udtrykt som en procentdel eller en brøkdel af en enhed). Albedoen for nyfalden sne kan nå op på 0,81 skyers albedo, afhængig af typen og lodret tykkelse, varierer fra 0,17 til 0,81. Albedo af mørkt tørt sand – ca. 0,18, grøn skov - fra 0,03 til 0,10. Albedoen for store vandområder afhænger af Solens højde over horisonten: Jo højere den er, jo lavere er albedoen.

Jordens albedo ændrer sig sammen med atmosfæren afhængigt af skydække og snedækkeområdet. Af al den solstråling, der når vores planet, er ca. 0,34 reflekteres ud i det ydre rum og tabes til Jord-atmosfæresystemet.

Absorption af atmosfæren.

Omkring 19 % af solstrålingen, der når Jorden, absorberes af atmosfæren (ifølge gennemsnitlige skøn for alle breddegrader og alle årstider). I øverste lag I atmosfæren absorberes ultraviolet stråling hovedsageligt af ilt og ozon, og i de nederste lag absorberes rød og infrarød stråling (bølgelængde mere end 630 nm) hovedsageligt af vanddamp og i mindre grad af kuldioxid.

Absorption af jordens overflade.

Omkring 34 % af den direkte solstråling, der ankommer til atmosfærens øvre grænse, reflekteres ud i det ydre rum, og 47 % passerer gennem atmosfæren og absorberes af jordens overflade.

Ændringen i mængden af ​​energi absorberet af jordens overflade afhængigt af breddegrad er vist i tabel. 2 og er udtrykt som den gennemsnitlige årlige mængde energi (i watt) absorberet pr. dag af en vandret overflade med et areal på 1 kvm. Forskellen mellem den gennemsnitlige årlige ankomst af solstråling til atmosfærens øvre grænse pr. dag og den stråling, der modtages på jordens overflade i fravær af skyer på forskellige breddegrader, viser dens tab under indflydelse af forskellige atmosfæriske faktorer (undtagen overskyet). Disse tab tegner sig for cirka en tredjedel af den indkommende solstråling overalt.

Tabel 2. Gennemsnitlig årlig solstråling på en vandret overflade på den nordlige halvkugle

Tabel 2. GENNEMSNITLIG ÅRLIG MODTAGELSE AF SOLSTRÅLING PÅ EN HORISONTAL OVERFLADE PÅ DEN NORDLIGE HALVKULE (W/m2 pr. dag)
Breddegrad, °N	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90
Ankomst af stråling ved atmosfærens ydre grænse	403	397	380	352	317	273	222	192	175	167
Ankomsten af ​​stråling på jordens overflade under klar himmel	270	267	260	246	221	191	154	131	116	106
Ankomsten af ​​stråling på jordens overflade under gennemsnitlig overskyethed	194	203	214	208	170	131	97	76	70	71
Stråling absorberet af jordens overflade	181	187	193	185	153	119	88	64	45	31

Forskellen mellem mængden af ​​solstråling, der ankommer til atmosfærens øvre grænse, og mængden af ​​dens ankomst til jordens overflade under gennemsnitlig overskyethed på grund af strålingstab i atmosfæren, afhænger væsentligt af geografisk breddegrad: 52 % ved ækvator, 41 % ved 30° N. og 57 % ved 60°N. Dette er en direkte konsekvens af den kvantitative ændring i skydække med breddegrad. På grund af egenskaberne ved atmosfærisk cirkulation på den nordlige halvkugle er mængden af ​​skyer minimal på en breddegrad på ca. 30° Påvirkningen af ​​uklarhed er så stor, at den maksimale energi når jordens overflade ikke ved ækvator, men på subtropiske breddegrader.

Forskellen mellem mængden af ​​stråling, der ankommer til jordens overflade og mængden af ​​absorberet stråling, dannes kun på grund af albedo, som er særligt stor på høje breddegrader og skyldes sne- og isdækkes høje reflektionsevne.

Af al den solenergi, der bruges af jord-atmosfæresystemet, absorberes mindre end en tredjedel direkte af atmosfæren, og hovedparten af ​​den energi, den modtager, reflekteres fra jordens overflade. Det meste af solenergi kommer til områder beliggende på lave breddegrader.

Jordens stråling.

På trods af den kontinuerlige strøm af solenergi ind i atmosfæren og på jordens overflade, er den gennemsnitlige temperatur på Jorden og atmosfæren nogenlunde konstant. Grunden til dette er, at næsten den samme mængde energi udsendes af Jorden og dens atmosfære til det ydre rum, hovedsageligt i form af infrarød stråling, da Jorden og dens atmosfære er meget køligere end Solen, og kun en lille brøkdel er i den synlige del af spektret. Den udsendte infrarøde stråling registreres af meteorologiske satellitter udstyret med specialudstyr. Mange satellit-vejrkort, der vises på tv, er infrarøde billeder og viser den varme, der udsendes af jordens overflade og skyer.

Varmebalance.

Som et resultat af kompleks energiudveksling mellem jordens overflade, atmosfære og interplanetariske rum, modtager hver af disse komponenter i gennemsnit lige så meget energi fra de to andre, som de mister sig selv. Derfor oplever hverken jordens overflade eller atmosfæren nogen stigning eller fald i energi.

ATMOSFÆRENS GENEREL CIRKULATION

På grund af de særlige forhold ved Solens og Jordens relative position modtager ækvatorial- og polarområderne, lige i areal, fuldstændigt forskellige mængder solenergi. Ækvatoriale områder modtager mere energi end polarområder, og deres vandområder og vegetation absorberer mere af den indkommende energi. I polarområderne er der en høj albedo af sne og is. Selvom de varmere ækvatorialområder udsender mere varme end polarområderne, er den termiske balance sådan, at polarområderne mister mere energi, end de modtager, og ækvatorialområderne får mere energi, end de taber. Da der hverken sker opvarmning af ækvatorialområderne eller afkøling af polarområderne, er det indlysende, at for at opretholde Jordens termiske balance skal overskudsvarme bevæge sig fra troperne til polerne. Denne bevægelse er den vigtigste drivkraft for atmosfærisk cirkulation. Luften i troperne varmes op, stiger og udvider sig og strømmer mod polerne i en højde af ca. 19 km. Nær polerne afkøles det, bliver tættere og synker til jordens overflade, hvorfra det breder sig mod ækvator.

Hovedtræk ved cirkulation.

Luft, der stiger nær ækvator og på vej mod polerne, afbøjes af Coriolis-kraften. Lad os overveje denne proces ved at bruge den nordlige halvkugle som et eksempel (det samme sker på den sydlige halvkugle). Når man bevæger sig mod polen, afbøjes luften mod øst, og det viser sig, at den kommer fra vest. Sådan dannes vestenvinde. Noget af denne luft afkøles, når den udvider sig og udstråler varme, synker og strømmer tilbage mod ækvator, afbøjes til højre og danner den nordøstlige passatvind. En del af luften, der bevæger sig mod polen, danner en vestlig transport på tempererede breddegrader. Luften, der falder ned i polarområdet, bevæger sig mod ækvator og afviger mod vest, danner den en østlig transport i polarområderne. Dette er blot et grundlæggende diagram over atmosfærisk cirkulation, hvis konstante komponent er passatvindene.

Vindbælter.

Under påvirkning af jordens rotation dannes flere hovedvindbælter i de nederste lag af atmosfæren ( se billede.).

Ækvatorisk rolig zone,

beliggende nær ækvator, er kendetegnet ved svage vinde forbundet med konvergenszonen (dvs. konvergens af luftstrømme) af stabile sydøstlige passatvinde på den sydlige halvkugle og nordøstlige passatvinde på den nordlige halvkugle, som ikke skabte nogen gunstige forhold til bevægelse af sejlskibe. Med konvergerende luftstrømme i dette område skal luften enten stige eller falde. Da jordens eller havets overflade forhindrer dets nedstigning, opstår der uundgåeligt intense opadgående bevægelser af luft i de nederste lag af atmosfæren, hvilket også lettes af den stærke opvarmning af luften nedefra. Den opstigende luft afkøles, og dens fugtkapacitet falder. Derfor er denne zone præget af tætte skyer og hyppig nedbør.

Hestens breddegrader

– områder med meget svag vind, beliggende mellem 30 og 35° N. breddegrad. og S. Navnet stammer sandsynligvis tilbage til sejlalderen, hvor skibe, der krydsede Atlanten, ofte blev beroliget eller forsinket undervejs af svage, skiftende vinde. I mellemtiden var vandforsyningen opbrugt, og besætningerne på skibe, der transporterede heste til Vestindien, blev tvunget til at smide dem overbord.

Hestebreddegrader er placeret mellem passatvindsområderne og den fremherskende vestlige transport (placeret tættere på polerne) og er zoner med divergens (dvs. divergens) af vinde i overfladelaget af luft. Generelt er nedadgående luftbevægelser dominerende inden for deres grænser. Sænkning luftmasser er ledsaget af opvarmning af luften og en stigning i dens fugtkapacitet, så disse zoner er kendetegnet ved små skyer og ubetydelige mængder nedbør.

Subpolær cyklonzone

beliggende mellem 50 og 55° N. breddegrad. Det er kendetegnet ved stormende vinde af variable retninger forbundet med passage af cykloner. Dette er en konvergenszone for de vestlige vinde, der hersker på tempererede breddegrader, og de østlige vinde, der er karakteristiske for polarområderne. Som i den ækvatoriale konvergenszone dominerer stigende luftbevægelser, tætte skyer og nedbør over store områder her.

PÅVIRKNING AF LAND- OG HAVSPREDNING

Solstråling.

Under påvirkning af ændringer i solstrålingen opvarmes og afkøles land meget mere og hurtigere end havet. Dette forklares med jord- og vands forskellige egenskaber. Vand er mere gennemsigtigt for stråling end jord, så energien fordeles i en større mængde vand og fører til mindre opvarmning pr. volumenhed. Turbulent blanding fordeler varme i det øverste lag af havet til en dybde på cirka 100 m Vand har en højere varmekapacitet end jord, derfor stiger vandtemperaturen med den samme mængde varme, der absorberes af de samme masser af vand og jord. mindre. Næsten halvdelen af ​​den varme, der falder på vandoverfladen, bruges på fordampning frem for opvarmning, og på landjorden tørrer jorden ud. Derfor ændrer havoverfladetemperaturen sig markant mindre om dagen og om året end jordoverfladetemperaturen. Da atmosfæren opvarmes og afkøles primært på grund af termisk stråling fra den underliggende overflade, kommer disse forskelle til udtryk i lufttemperaturer over land og oceaner.

Lufttemperatur.

Afhængigt af om klimaet er dannet hovedsageligt under påvirkning af havet eller landjorden, kaldes det marine eller kontinentalt. Havklimaer er karakteriseret ved væsentligt lavere gennemsnitlige årlige temperaturamplituder (mere end varm vinter og køligere somre) sammenlignet med kontinentale.

Øer i åbent hav(for eksempel Hawaii, Bermuda, Ascension) har et veldefineret maritimt klima. I udkanten af ​​kontinenter kan der dannes klimaer af en eller anden type afhængigt af arten af ​​de fremherskende vinde. For eksempel dominerer havklimaet i den vestlige transports overvægtsområde på de vestlige kyster, og det kontinentale klima dominerer på de østlige kyster. Dette er vist i tabel. 3, som sammenligner temperaturer på tre amerikanske vejrstationer beliggende på omtrent samme breddegrad i zonen med overvejende vestlig transport.

På vestkysten, i San Francisco, er klimaet maritimt, med varm vinter, kølige somre og lave temperaturområder. I Chicago, i det indre af kontinentet, er klimaet skarpt kontinentalt med kolde vintre, varme somre og et betydeligt temperaturområde. Klimaet på østkysten i Boston er dog ikke meget forskelligt fra klimaet i Chicago Atlanterhavet har en blødgørende effekt på det takket være vindene, der nogle gange blæser fra havet (havbrise).

Monsuner.

Udtrykket "monsun", afledt af det arabiske "mawsim" (sæson), betyder "sæsonbestemt vind". Navnet blev først anvendt på vindene i Det Arabiske Hav, der blæste i seks måneder fra nordøst og i de næste seks måneder fra sydvest. Monsuner når største styrke i syd og øst Asien, såvel som på tropiske kyster, når indflydelsen af ​​den generelle atmosfæriske cirkulation er svag og ikke undertrykker dem. Gulf Coast oplever svagere monsuner.

Monsuner er den storstilede sæsonbetonede ækvivalent til en brise, en vind med en daglig cyklus, der blæser skiftevis fra land til hav og fra hav til land i mange kystområder. I løbet af sommermonsunen er landet varmere end havet, og varm luft, der stiger over det, spreder sig udad i de øverste lag af atmosfæren. Som følge heraf skabes lavtryk nær overfladen, hvilket fremmer tilstrømningen af ​​fugtig luft fra havet. Under vintermonsunen er landet koldere end havet, så kold luft synker ned over landet og strømmer mod havet. I områder med monsunklima kan der også udvikles briser, men de dækker kun atmosfærens overfladelag og optræder kun i kyststriben.

Monsunklimaet er præget af en udtalt sæsonændring i de områder, hvorfra luftmasserne kommer - kontinentale om vinteren og havet om sommeren; overvægten af ​​vinde, der blæser fra havet om sommeren og fra land om vinteren; sommer maksimal nedbør, overskyethed og luftfugtighed.

Området omkring Bombay på Indiens vestkyst (ca. 20° N) er et klassisk eksempel på et område med monsunklima. I februar blæser vinden fra nordøstlig retning cirka 90 % af tiden, og i juli - ca. 92% af tiden - sydvestlige retninger. Den gennemsnitlige nedbør i februar er 2,5 mm, og i juli - 693 mm. Det gennemsnitlige antal dage med nedbør i februar er 0,1, og i juli - 21. Den gennemsnitlige overskyethed i februar er 13%, i juli - 88%. Den gennemsnitlige relative luftfugtighed er 71 % i februar og 87 % i juli.

INDFLYDELSE AF LÆTTELSE

De største orografiske forhindringer (bjerge) har en betydelig indvirkning på landets klima.

Termisk tilstand.

I de nederste lag af atmosfæren falder temperaturen med omkring 0,65 ° C med en stigning for hver 100 m; i områder med lange vintre optræder temperaturen lidt langsommere, især i det nederste 300 meter lag, og i områder med lange somre sker den noget hurtigere. Det tætteste forhold mellem gennemsnitstemperaturer og højde observeres i bjergene. Derfor følger gennemsnitstemperaturisotermer for områder som f.eks. Colorado generelt konturmønstrene på topografiske kort.

Overskyet og nedbør.

Når luften støder på en bjergkæde på vej, er den tvunget til at stige. Samtidig afkøles luften, hvilket fører til et fald i dens fugtkapacitet og kondensering af vanddamp (dannelse af skyer og nedbør) på vindsiden af ​​bjergene. Når fugt kondenserer, varmes luften op, og når den når læsiden af ​​bjergene, bliver den tør og varm. Sådan opstår Chinook-vinden i Rocky Mountains.

Tabel 4. Ekstreme temperaturer på Oceaniens kontinenter og øer

Tabel 4. EKSTREME TEMPERATURER PÅ KONTINENTER OG ØER I OCEANIEN
Område	Maksimal temperatur, °C	Placere	Minimum temperatur °C	Placere
Nordamerika	57	Death Valley, Californien, USA	–66	Northis, Grønland 1
Sydamerika	49	Rivadavia, Argentina	–33	Sarmiento, Argentina
Europa	50	Sevilla, Spanien	–55	Ust-Shchugor, Rusland
Asien	54	Tirat Zevi, Israel	–68	Oymyakon, Rusland
Afrika	58	Al Azizia, Libyen	–24	Ifrane, Marokko
Australien	53	Cloncurry, Australien	–22	Charlotte Pass, Australien
Antarktis	14	Esperanza, Antarktis halvø	–89	Vostok Station, Antarktis
Oceanien	42	Tuguegarao, Filippinerne	–10	Haleakala, Hawaii-øerne, USA
1 I det nordamerikanske fastland var minimumstemperaturen registreret –63° C (Snag, Yukon, Canada)

Tabel 5. Ekstreme værdier af gennemsnitlig årlig nedbør på kontinenterne og øerne i Oceanien

Tabel 5. EKSTREME VÆRDIER FOR GENNEMSNITTLIG ÅRLIG NEDBØR PÅ CONTINUES OG ØERNE I OCEANIEN
Område	Maksimum, mm	Placere	Minimum, mm	Placere
Nordamerika	6657	Henderson Lake, British Columbia, Canada	30	Bates, Mexico
Sydamerika	8989	Quibdo, Colombia		Arica, Chile
Europa	4643	Crkvice, Jugoslavien	163	Astrakhan, Rusland
Asien	11430	Cherrapunji, Indien	46	Aden, Yemen
Afrika	10277	Debunja, Cameroun		Wadi Halfa, Sudan
Australien	4554	Tully, Australien	104	Malka, Australien
Oceanien	11684	Waialeale, Hawaii, USA	226	Puako, Hawaii, USA

SYNOPTISKE OBJEKTER

Luftmasser.

En luftmasse er et enormt luftvolumen, hvis egenskaber (hovedsageligt temperatur og fugtighed) blev dannet under indflydelse af den underliggende overflade i et bestemt område og gradvist ændres, når den bevæger sig fra dannelseskilden i vandret retning.

Luftmasser udmærker sig primært ved de termiske egenskaber af dannelsesområderne, for eksempel tropiske og polare. Luftmassernes bevægelse fra et område til et andet, der bevarer mange af de oprindelige karakteristika, kan spores ved hjælp af synoptiske kort. For eksempel bevæger kold, tør luft fra det canadiske Arktis over USA og langsomt varmes op, men forbliver tør. Tilsvarende forbliver varme, fugtige tropiske luftmasser, der dannes over Den Mexicanske Golf, fugtige, men kan varme eller afkøle afhængigt af egenskaberne af den underliggende overflade. Naturligvis intensiveres en sådan transformation af luftmasser, efterhånden som forholdene på deres vej ændres.

Når luftmasser med forskellige egenskaber fra fjerne dannelseskilder kommer i kontakt, bevarer de deres egenskaber. I det meste af deres eksistens er de adskilt af mere eller mindre klart definerede overgangszoner, hvor temperatur, luftfugtighed og vindhastighed ændrer sig kraftigt. Så blandes luftmasserne, spredes og i sidste ende ophører med at eksistere som separate legemer. Overgangszoner mellem bevægelige luftmasser kaldes "fronter".

Fronter

passere langs trykfeltets trug, dvs. langs lavtrykskonturer. Når en front krydser, ændrer vindretningen sig normalt dramatisk. I polære luftmasser kan vinden være nordvestlig, mens den i tropiske luftmasser kan være sydlig. For det meste dårligt vejr etableret langs fronter og i det koldere område nær fronten, hvor varm luft glider op af en kile af tæt kold luft og afkøles. Som følge heraf dannes skyer, og nedbøren falder. Nogle gange dannes ekstratropiske cykloner langs fronten. Fronter dannes også, når kolde nordlige og varme sydlige luftmasser placeret i den centrale del af en cyklon (et område med lavt atmosfærisk tryk) kommer i kontakt.

Der er fire typer fronter. En stationær front dannes ved en mere eller mindre stabil grænse mellem polære og tropiske luftmasser. Hvis kold luft trækker sig tilbage i overfladelaget og varm luft kommer frem, dannes en varm front. Typisk, før en nærmer sig varmfront, er himlen overskyet, der er regn eller sne, og temperaturen stiger gradvist. Når fronten passerer, stopper regnen, og temperaturerne forbliver høje. Når en koldfront passerer, bevæger kold luft sig ind, og varm luft trækker sig tilbage. Regnfuldt, blæsende vejr opstår i et smalt bånd langs koldfronten. Tværtimod er en varm front forudgået af et bredt område med skyer og regn. En okkluderet front kombinerer træk ved både varme og kolde fronter og er normalt forbundet med en gammel cyklon.

Cykloner og anticykloner.

Cykloner er storstilede atmosfæriske forstyrrelser i et område med lavt tryk. På den nordlige halvkugle blæser vinde fra et område med højtryk til et område med lavt tryk mod uret, og på den sydlige halvkugle - med uret. I tempererede breddegradscykloner, kaldet ekstratropiske, kommer det normalt til udtryk koldfront, og en varm, hvis den findes, er ikke altid tydeligt synlig. Ekstratropiske cykloner danner ofte medvind af bjergkæder, såsom over de østlige skråninger af Rocky Mountains og langs de østlige kyster af Nordamerika og Asien. På tempererede breddegrader er det meste nedbør forbundet med cykloner.

En anticyklon er et område med højt lufttryk. Det er normalt forbundet med godt vejr med klar eller delvis skyet himmel. På den nordlige halvkugle afbøjes vinde, der blæser fra midten af ​​anticyklonen, med uret, og på den sydlige halvkugle - mod uret. Anticykloner er normalt større end cykloner og bevæger sig langsommere.

Da luft spredes fra midten til periferien i en anticyklon, falder højere luftlag ned og kompenserer for dens udstrømning. I en cyklon stiger den luft, der forskydes af konvergerende vinde, tværtimod. Da det er de stigende luftbevægelser, der fører til dannelsen af ​​skyer, er overskyethed og nedbør for det meste begrænset til cykloner, mens klart eller delvist overskyet vejr dominerer i anticykloner.

Tropiske cykloner (orkaner, tyfoner)

Tropiske cykloner (orkaner, tyfoner) er den generelle betegnelse for cykloner, der dannes over havene i troperne (undtagen det kolde vand i det sydlige Atlanterhav og det sydøstlige Stillehavet) og indeholder ikke kontrasterende luftmasser. Tropiske cykloner forekommer i forskellige dele af verden, som normalt rammer de østlige og ækvatoriale regioner på kontinenter. De findes i det sydlige og sydvestlige Nordatlanten (inklusive Det Caribiske Hav og Mexicanske Golf), det nordlige Stillehav (vest for den mexicanske kyst, De Filippinske Øer og Det Kinesiske Hav), Den Bengalske Bugt og Det Arabiske Hav, i den sydlige del Det indiske ocean ud for Madagaskars kyst, ud for Australiens nordvestlige kyst og i det sydlige Stillehav - fra Australiens kyst til 140° V.

Ved international aftale, tropiske cykloner klassificeres afhængigt af vindens styrke. Der er tropiske lavninger med vindhastigheder på op til 63 km/t, tropiske storme (vindhastigheder fra 64 til 119 km/t) og tropiske orkaner eller tyfoner (vindhastigheder på mere end 120 km/t).

I nogle områder af kloden har tropiske cykloner lokale navne: i Nordatlanten og den Mexicanske Golf - orkaner (på øen Haiti - i hemmelighed); i Stillehavet ud for Mexicos vestlige kyst - cordonazo, i de vestlige og mest sydlige regioner - tyfoner, i Filippinerne - baguyo eller baruyo; i Australien - willy-willy.

En tropisk cyklon er en enorm atmosfærisk hvirvel med en diameter på 100 til 1600 km, ledsaget af stærke ødelæggende vinde, kraftig nedbør og høje bølger (en stigning i havniveauet under påvirkning af vind). Begyndende tropiske cykloner bevæger sig normalt mod vest, let afvigende mod nord, med stigende hastighed og stigende i størrelse. Efter at have bevæget sig mod polen kan en tropisk cyklon "vende rundt", slutte sig til den vestlige transport af tempererede breddegrader og begynde at bevæge sig mod øst (en sådan ændring i bevægelsesretningen forekommer dog ikke altid).

De mod uret roterende cyklonvinde på den nordlige halvkugle har deres maksimale styrke i et bælte med en diameter på 30-45 km eller mere, startende fra "stormens øje". Vindhastigheder nær jordens overflade kan nå op på 240 km/t. I midten af ​​en tropisk cyklon er der normalt et skyfrit område med en diameter på 8 til 30 km, som kaldes "stormens øje", da himlen her ofte er klar (eller delvist overskyet) og vinden er normalt meget let. Zonen med destruktive vinde langs tyfonens sti er 40-800 km bred. Cykloner, der udvikler sig og bevæger sig, dækker afstande på flere tusinde kilometer, for eksempel fra dannelseskilden i Det Caribiske Hav eller i det tropiske Atlanterhav til indre områder eller Nordatlanten.

Selvom orkanvinde i midten af ​​en cyklon når enorme hastigheder, kan selve orkanen bevæge sig meget langsomt og endda stoppe i et stykke tid, hvilket især gælder for tropiske cykloner, som normalt bevæger sig med en hastighed på højst 24 km/ h. Når cyklonen bevæger sig væk fra troperne, stiger dens hastighed normalt og når i nogle tilfælde op på 80 km/t eller mere.

Orkanvind kan forårsage mange skader. Selvom de er svagere end i en tornado, er de ikke desto mindre i stand til at fælde træer, vælte huse, bryde elledninger og endda afspore tog. Men det største tab af menneskeliv er forårsaget af oversvømmelser forbundet med orkaner. Efterhånden som stormen skrider frem, dannes der ofte enorme bølger, og havniveauet kan stige med mere end 2 m på få minutter. Små fartøjer skylles i land. Kæmpebølger ødelægger huse, veje, broer og andre bygninger, der ligger på kysten og kan skylle selv længe eksisterende sandøer væk. De fleste orkaner er ledsaget af voldsomme regnskyl, som oversvømmer marker og ødelægger afgrøder, udvasker veje og nedbryder broer og oversvømmer lavtliggende bebyggelser.

Forbedrede prognoser, ledsaget af hurtige stormvarsler, har ført til en betydelig reduktion i antallet af ofre. Når en tropisk cyklon dannes, stiger frekvensen af ​​prognoseudsendelser. Den vigtigste informationskilde er rapporter fra fly, der er specielt udstyret til at observere cykloner. Sådanne fly patruljerer hundredvis af kilometer fra kysten og trænger ofte ind i midten af ​​en cyklon for at få nøjagtige oplysninger om dens position og bevægelse.

De områder af kysten, der er mest udsat for orkaner, er udstyret med radarsystemer til at opdage dem. Som følge heraf kan stormen registreres og spores i en afstand på op til 400 km fra radarstationen.

Tornado (tornado)

En tornado er en roterende tragtformet sky, der strækker sig mod jorden fra bunden af ​​en tordensky. Dens farve skifter fra grå til sort. I cirka 80 % af tornadoerne i USA når de maksimale vindhastigheder 65-120 km/t, og kun 1 % når 320 km/t eller højere. En tornado, der nærmer sig, laver normalt en støj, der ligner et godstog i bevægelse. Trods deres relativt lille størrelse er tornadoer blandt de farligste stormfænomener.

Fra 1961 til 1999 dræbte tornadoer i gennemsnit 82 mennesker om året i USA. Sandsynligheden for, at en tornado vil passere gennem dette sted, er dog ekstremt lav, da den gennemsnitlige længde af dens vej er ret kort (ca. 25 km), og dækningsområdet er lille (mindre end 400 m bredt).

En tornado opstår i højder op til 1000 m over overfladen. Nogle af dem når aldrig jorden, andre kan røre ved den og rejse sig igen. Tornadoer er normalt forbundet med tordenskyer, der falder hagl ned på jorden, og kan forekomme i grupper på to eller flere. I dette tilfælde dannes først en kraftigere tornado og derefter en eller flere svagere hvirvler.

For at en tornado kan dannes i luftmasser, er en skarp kontrast i temperatur, fugtighed, tæthed og luftstrømsparametre nødvendig. Kølig, tør luft fra vest eller nordvest bevæger sig mod den varme, fugtige luft ved overfladen. Dette er ledsaget af kraftige vinde i en smal overgangszone, hvor der sker komplekse energitransformationer, der kan forårsage dannelsen af ​​en hvirvel. Sandsynligvis er en tornado kun dannet med en strengt defineret kombination af flere snarere sædvanlige faktorer, varierende over en bred vifte.

Tornadoer forekommer over hele kloden, men de mest gunstige betingelser for deres dannelse findes i de centrale regioner i USA. Hyppigheden af ​​tornadoer stiger generelt i februar i alle østlige stater, der støder op til Den Mexicanske Golf og topper i marts. I Iowa og Kansas forekommer deres højeste frekvens i maj-juni. Fra juli til december falder antallet af tornadoer hurtigt over hele landet. Det gennemsnitlige antal tornadoer i USA er ca. 800 om året, hvoraf halvdelen forekommer i april, maj og juni. Dette tal når de højeste værdier i Texas (120 om året) og de laveste i de nordøstlige og vestlige stater (1 om året).

Ødelæggelserne forårsaget af tornadoer er forfærdelige. De opstår både på grund af vinde med enorm kraft og på grund af store trykforskelle over et begrænset område. En tornado er i stand til at rive en bygning i stykker og sprede den gennem luften. Vægge kan kollapse. Et kraftigt fald i trykket fører til, at tunge genstande, selv dem, der er placeret inde i bygninger, stiger op i luften, som om de suges ind af en kæmpe pumpe, og nogle gange transporteres over betydelige afstande.

Det er umuligt at forudsige præcis, hvor en tornado vil dannes. Det er dog muligt at definere et område på ca. 50 tusinde kvm. km, inden for hvilket sandsynligheden for tornadoer er ret stor.

Tordenvejr

Tordenvejr eller tordenvejr er lokale atmosfæriske forstyrrelser forbundet med udviklingen af ​​cumulonimbusskyer. Sådanne storme er altid ledsaget af torden og lyn og normalt stærke vindstød og kraftig nedbør. Nogle gange falder der hagl. De fleste tordenvejr slutter hurtigt, og selv de længste varer sjældent mere end en eller to timer.

Tordenvejr opstår på grund af atmosfærisk ustabilitet og er hovedsageligt forbundet med blanding af luftlag, som har tendens til at opnå en mere stabil tæthedsfordeling. Kraftige opadgående luftstrømme er særpræg den indledende fase af et tordenvejr. Kraftige nedadgående luftbevægelser i områder med kraftig nedbør er karakteristisk for dens sidste fase. Tordenskyer når ofte højder på 12-15 km på tempererede breddegrader og endnu højere i troperne. Deres vertikale vækst er begrænset af den stabile tilstand af den nedre stratosfære.

En unik egenskab ved tordenvejr er deres elektriske aktivitet. Lyn kan forekomme inden for en udviklende cumulussky, mellem to skyer eller mellem en sky og jorden. I virkeligheden består en lynudladning næsten altid af flere udledninger, der går gennem samme kanal, og de passerer så hurtigt, at de med det blotte øje opfattes som samme udledning.

Det er endnu ikke helt klart, hvordan adskillelsen af ​​store ladninger af det modsatte fortegn sker i atmosfæren. De fleste forskere mener, at denne proces er forbundet med forskelle i størrelsen af ​​flydende og frosne vanddråber samt med lodrette luftstrømme. Elektrisk ladning En tordensky inducerer en ladning på jordens overflade under den og ladninger af det modsatte fortegn omkring bunden af ​​skyen. Der opstår en enorm potentialforskel mellem skyens modsat ladede områder og jordens overflade. Når den når en tilstrækkelig værdi, opstår der en elektrisk udladning - et lynglimt.

Tordenen, der ledsager et lynudladning, er forårsaget af den øjeblikkelige udvidelse af luft langs udledningens vej, som opstår, når den pludselig opvarmes af lynet. Torden høres oftere som lange lyde, snarere end som et enkelt slag, da den forekommer langs hele lynudladningens kanal, og derfor rejser lyden afstanden fra sin kilde til observatøren i flere trin.

Jet luftstrømme

– snoede "floder" af kraftig vind på tempererede breddegrader i højder på 9-12 km (hvor langdistanceflyvninger med jetfly normalt er begrænset), der blæser med hastigheder nogle gange op til 320 km/t. Et fly, der flyver i retning af jetstrømmen, sparer meget brændstof og tid. Derfor er forudsigelse af spredningen og styrken af ​​jetstrømme afgørende for flyveplanlægning og luftnavigation generelt.

Synoptiske kort (vejrkort)

For at karakterisere og studere mange atmosfæriske fænomener såvel som for vejrudsigter er det nødvendigt at udføre forskellige observationer på mange punkter samtidigt og registrere de opnåede data på kort. Inden for meteorologien er den såkaldte synoptisk metode.

Overfladesynoptiske kort.

I hele USA foretages vejrobservationer hver time (mindre ofte i nogle lande). Uklarhed er karakteriseret (densitet, højde og type); der tages barometeraflæsninger, hvortil der indføres korrektioner for at bringe de opnåede værdier til havniveau; vindretning og hastighed registreres; mængden af ​​flydende eller fast nedbør og luft- og jordtemperaturer måles (i observationsperioden, maksimum og minimum); luftfugtighed bestemmes; sigtbarhedsforhold og alle andre atmosfæriske fænomener (f.eks. tordenvejr, tåge, dis osv.) registreres omhyggeligt.

Hver observatør koder og transmitterer derefter informationen ved hjælp af den internationale meteorologiske kode. Da denne procedure er standardiseret af World Meteorological Organization, kan sådanne data let dechifreres i ethvert område af verden. Kodning tager ca. 20 minutter, hvorefter beskeder sendes til informationsindsamlingscentre og international udveksling data. Derefter tegnes observationsresultaterne (i form af tal og symboler) på kontur kort, hvor meteorologiske stationer er angivet med prikker. Dette giver prognosemanden en idé om vejrforholdene inden for et stort geografisk område. Det overordnede billede bliver endnu mere klart efter at forbinde de punkter, hvor det samme tryk registreres, med glatte optrukne linjer - isobarer og trække grænser mellem forskellige luftmasser (atmosfæriske fronter). Områder med højt eller lavt tryk er også identificeret. Kortet bliver endnu mere udtryksfuldt, hvis du maler eller skygger for de områder, hvor der faldt nedbør på observationstidspunktet.

Synoptiske kort over atmosfærens overfladelag er et af de vigtigste værktøjer til vejrudsigt. Specialisten, der udvikler prognosen, sammenligner en række synoptiske kort for forskellige observationsperioder og studerer dynamikken i tryksystemer og noterer ændringer i temperatur og fugtighed i luftmasser, når de bevæger sig over forskellige typer underliggende overflade.

Højde synoptiske kort.

Skyer bevæger sig med luftstrømme, normalt i betydelige højder over jordens overflade. Det er derfor vigtigt for meteorologen at have pålidelige data for mange niveauer af atmosfæren. Baseret på data opnået fra vejrballoner, fly og satellitter, er vejrkort kompileret for fem højdeniveauer. Disse kort sendes til vejrcentre.

VEJRUDSIGT

Vejrudsigten er lavet på baggrund af menneskelig viden og computeregenskaber. En traditionel del af at skabe en prognose er analysen af ​​kort, der viser atmosfærens vandrette og lodrette struktur. Baseret på dem kan en prognosespecialist vurdere udviklingen og bevægelsen af ​​synoptiske objekter. Brugen af ​​computere i et meteorologisk netværk letter i høj grad prognosen for temperatur, tryk og andre meteorologiske elementer.

For at forudsige vejret har du foruden en kraftig computer brug for et bredt netværk af vejrobservationer og et pålideligt matematisk apparat. Direkte observationer giver matematiske modeller de data, der er nødvendige for deres kalibrering.

En ideel prognose bør begrundes i alle henseender. Det er svært at fastslå årsagen til prognosefejl. Meteorologer anser en prognose for at være korrekt, hvis dens fejl er mindre end vejrudsigelse ved hjælp af en af ​​to metoder, der ikke kræver særlig viden om meteorologi. Den første af dem, kaldet inerti, antager, at vejrmønstret ikke vil ændre sig. Den anden metode antager, at vejregenskaberne vil svare til månedsgennemsnittet for en given dato.

Hvor lang tid prognosen er berettiget (dvs. giver et bedre resultat end en af ​​de to nævnte tilgange) afhænger ikke kun af kvaliteten af ​​observationer, matematiske apparater og computerteknologi, men også af omfanget af den meteorologiske prognose fænomen. Generelt kan man sige, at jo større vejrbegivenheden er, jo længere kan den forudsiges. For eksempel kan graden af ​​udvikling og cykloners vej ofte forudsiges flere dage i forvejen, men adfærden af ​​en bestemt cumulussky kan ikke forudsiges mere end den næste time. Disse begrænsninger ser ud til at skyldes atmosfærens karakteristika og kan endnu ikke overvindes ved mere omhyggelige observationer eller mere nøjagtige ligninger.

Atmosfæriske processer udvikler sig kaotisk. Dette betyder, at der er behov for forskellige tilgange til at forudsige forskellige fænomener ved forskellige rumlige skalaer, især for at forudsige adfærden af ​​store cykloner på mellembreddegrad og lokale kraftige tordenvejr, samt langsigtede prognoser. For eksempel er en daglig prognose for lufttrykket i overfladelaget næsten lige så nøjagtig som målingerne fra vejrballonerne, som den blev verificeret mod. Omvendt er det svært at give en detaljeret tre-timers prognose for bevægelsen af ​​en bygelinje - en stribe intens nedbør foran en koldfront og generelt parallelt med den, inden for hvilken der kan opstå tornadoer. Meteorologer kan kun foreløbigt identificere store områder med mulig forekomst af squall-linjer. Når de optages på satellitbilleder eller radar, kan deres fremskridt kun ekstrapoleres med en til to timer, hvilket gør det vigtigt at kommunikere vejrrapporter til offentligheden rettidigt. Forudsigelse af ugunstige kortsigtede meteorologiske fænomener(byger, hagl, tornadoer osv.) kaldes en hasteprognose. Der udvikles computermetoder til at forudsige disse farlige fænomener vejr.

På den anden side er der problemet med langtidsprognoser, dvs. mere end et par dage i forvejen, hvortil vejrobservationer over hele kloden er absolut nødvendige, men selv dette er ikke nok. Fordi atmosfærens turbulente natur begrænser muligheden for at forudsige vejret over et stort område til ca. to uger, skal en prognose for længere perioder baseres på faktorer, der påvirker atmosfæren på en forudsigelig måde, og som i sig selv vil være kendt mere end to uger i rykke. En sådan faktor er havoverfladetemperaturen, som varierer langsomt over uger og måneder, påvirker synoptiske processer og kan bruges til at identificere områder med unormale temperaturer og nedbør.

PROBLEMER I DEN NUVÆRENDE TILSTAND FOR VEJRET OG KLIMA

Luftforurening.

Global opvarmning.

Indhold carbondioxid i Jordens atmosfære er steget med omkring 15 % siden 1850 og forventes at stige med næsten samme mængde i 2015, højst sandsynligt på grund af afbrænding af fossile brændstoffer: kul, olie og gas. Det antages, at som et resultat af denne proces gennemsnittet årlig temperatur på kloden vil stige med cirka 0,5 ° C, og senere, i det 21. århundrede, vil det blive endnu højere. Konsekvenserne af den globale opvarmning er svære at forudsige, men de vil næppe være gunstige.

ozon,

hvis molekyle består af tre oxygenatomer, findes hovedsageligt i atmosfæren. Observationer udført fra midten af ​​1970'erne til midten af ​​1990'erne viste, at ozonkoncentrationen over Antarktis ændrede sig markant: den faldt i foråret (oktober), hvor den såkaldte ozon dannedes. "ozonhul", og steg derefter igen til normale niveauer om sommeren (i januar). I den undersøgte periode er der en klar nedadgående tendens i forårets minimumsindhold af ozon i denne region. Globale satellitobservationer indikerer et lidt mindre, men mærkbart fald i ozonkoncentrationer, der forekommer overalt, med undtagelse af ækvatorial zone. Det antages, at dette skete på grund af den udbredte anvendelse af fluorchlorholdige kølemidler (freoner) i køleanlæg og til andre formål.

El Nino.

En gang hvert par år sker ekstrem kraftig opvarmning i det østlige ækvatoriale Stillehav. Det starter normalt i december og varer i flere måneder. På grund af tidens nærhed til jul blev dette fænomen kaldt " El Niño", som betyder "baby (Kristus)" på spansk. De atmosfæriske fænomener, der fulgte med det, blev kaldt den sydlige oscillation, da de først blev observeret på den sydlige halvkugle. På grund af den varme vandoverflade observeres konvektiv stigning af luft i den østlige del af Stillehavet, og ikke i den vestlige del, som normalt. Som et resultat, området kraftig regn skifter fra de vestlige områder af Stillehavet til de østlige.

Tørke i Afrika.

Referencer til tørke i Afrika går tilbage til bibelhistorien. For nylig, i slutningen af ​​1960'erne og begyndelsen af ​​1970'erne, førte tørken i Sahel, i den sydlige udkant af Sahara, til 100 tusinde menneskers død. Tørken i 1980'erne forårsagede lignende skader i Østafrika. Ugunstig klimatiske forhold disse regioner blev forværret af overgræsning, skovrydning og militæraktion (som f.eks. i Somalia i 1990'erne).

METEOROLOGISKE INSTRUMENTER

Meteorologiske instrumenter er designet både til øjeblikkelige målinger (termometer eller barometer til måling af temperatur eller tryk) og til kontinuerlig registrering af de samme elementer over tid, normalt i form af en graf eller kurve (termograf, barograf). Kun instrumenter til hastemålinger er beskrevet nedenfor, men næsten alle findes også i form af optagere. I bund og grund er det de samme måleinstrumenter, men med en pen, der tegner en streg på et bevægeligt papirbånd.

Termometre.

Termometre i flydende glas.

Meteorologiske termometre bruger oftest evnen af ​​en væske indesluttet i en glaspære til at udvide sig og trække sig sammen. Typisk ender et glaskapillarrør i en sfærisk forlængelse, der tjener som et reservoir for væske. Følsomheden af ​​et sådant termometer er omvendt afhængig af kapillærens tværsnitsareal og direkte afhængig af reservoirets volumen og af forskellen i ekspansionskoefficienterne for en given væske og glas. Derfor har følsomme meteorologiske termometre store reservoirer og tynde rør, og de væsker, der bruges i dem, udvider sig meget hurtigere med stigende temperatur end glas.

Valget af væske til et termometer afhænger hovedsageligt af det temperaturområde, der måles. Kviksølv bruges til at måle temperaturer over –39°C – dets frysepunkt. Til lavere temperaturer anvendes flydende organiske forbindelser, såsom ethylalkohol.

Nøjagtigheden af ​​et gennemprøvet standard meteorologisk glastermometer er ±0,05° C. Hovedårsagen til fejlen i et kviksølvtermometer er forbundet med gradvise irreversible ændringer i glasets elastiske egenskaber. De fører til et fald i glasvolumen og en stigning i referencepunktet. Derudover kan der opstå fejl som følge af forkerte aflæsninger eller på grund af placering af termometeret i et område, hvor temperaturen ikke svarer til den sande lufttemperatur i nærheden af ​​vejrstationen.

Fejlene for alkohol- og kviksølvtermometre ligner hinanden. Yderligere fejl kan opstå på grund af klæbekræfterne mellem alkoholen og glasvæggene i røret, så når temperaturen falder hurtigt, tilbageholdes noget af væsken på væggene. Derudover reducerer alkohol dens volumen i lyset.

Minimum termometer

designet til at bestemme den laveste temperatur for en given dag. Et glasalkoholtermometer bruges normalt til disse formål. En glasstift med fortykkelser i enderne er nedsænket i alkohol. Termometeret arbejder i vandret position. Når temperaturen falder, trækker alkoholsøjlen sig tilbage og trækker stiften med sig, og når temperaturen stiger, flyder alkoholen rundt uden at flytte den, og derfor fikserer stiften minimumstemperatur. Sæt termometeret tilbage i funktionstilstand ved at vippe reservoiret opad, så stiften kommer i kontakt med alkoholen igen.

Maksimalt termometer

bruges til at bestemme den højeste temperatur for en given dag. Normalt er det glas kviksølv termometer, svarende til medicinsk. Der er en indsnævring i glasrøret nær reservoiret. Kviksølv presses ud gennem denne forsnævring, når temperaturen stiger, og når temperaturen falder, forhindrer forsnævringen dets udstrømning i reservoiret. Et sådant termometer er igen forberedt til arbejde på en speciel roterende installation.

Bimetal termometer

består af to tynde strimler af metal, såsom kobber og jern, der udvider sig til varierende grader. Deres flade overflader passer tæt mod hinanden. Denne bimetalliske tape er snoet til en spiral, hvor den ene ende er stift fast. Når spolen opvarmes eller afkøles, udvider eller trækker de to metaller sig forskelligt sammen, og spolen enten vikles af eller krøller strammere. Størrelsen af ​​disse ændringer bedømmes af en pegepind fastgjort til den frie ende af spiralen. Eksempler på bimetalliske termometre er rumtermometre med rund skive.

Elektriske termometre.

Sådanne termometre inkluderer en enhed med et halvleder termoelement - en termistor eller termistor. Termoelementet er karakteriseret ved en stor negativ modstandskoefficient (dvs. dets modstand falder hurtigt med stigende temperatur). Fordelene ved en termistor er høj følsomhed og reaktionshastighed på temperaturændringer. Termistorkalibrering ændres over tid. Termistorer bruges på vejrsatellitter, lydballoner og de fleste indendørs digitale termometre.

Barometre.

Kviksølv barometer

- Dette er et glasrør ca. 90 cm, fyldt med kviksølv, forseglet i den ene ende og tippet i en kop med kviksølv. Under påvirkning af tyngdekraften hælder noget af kviksølvet ud af røret i koppen, og på grund af lufttrykket på koppens overflade stiger kviksølvet gennem røret. Når der er etableret ligevægt mellem disse to modsatrettede kræfter, svarer højden af ​​kviksølvet i røret over overfladen af ​​væsken i reservoiret til atmosfærisk tryk. Hvis lufttrykket stiger, stiger kviksølvniveauet i røret. Kviksølvsøjlens gennemsnitlige højde i barometeret ved havoverfladen er ca. 760 mm.

Aneroid barometer

består af en forseglet kasse, hvorfra luften er delvist evakueret. En af dens overflader er en elastisk membran. Hvis det atmosfæriske tryk stiger, bøjer membranen indad, hvis det falder, bøjer det udad. En pointer knyttet til den registrerer disse ændringer. Aneroidbarometre er kompakte og relativt billige og bruges både indendørs og på almindelige vejrradiosonder.

Instrumenter til måling af fugt.

Psykrometer

består af to termometre placeret ved siden af ​​hinanden: et tørtermometer, som måler lufttemperaturen, og et vådt termometer, hvis reservoir er pakket ind i et klæde (cambric) fugtet med destilleret vand. Luft strømmer rundt om begge termometre. På grund af fordampningen af ​​vand fra stoffet, vil et våd-bulb-termometer typisk aflæse en lavere temperatur end et tør-bulb-termometer. Jo lavere den relative luftfugtighed er, jo større er forskellen i termometeraflæsninger. Baseret på disse aflæsninger bestemmes den relative luftfugtighed ved hjælp af specielle tabeller.

Hårhygrometer

måler relativ luftfugtighed baseret på ændringer i menneskehårlængde. For at fjerne naturlige olier bliver håret først gennemblødt i ethylalkohol og derefter vasket i destilleret vand. Længden af ​​hår fremstillet på denne måde har en næsten logaritmisk afhængighed af relativ luftfugtighed i området fra 20 til 100%. Den tid det tager for håret at reagere på ændringer i luftfugtighed afhænger af lufttemperaturen (jo lavere temperatur, jo længere er den). I et hårhygrometer, når hårlængden øges eller falder, flytter en speciel mekanisme markøren langs skalaen. Sådanne hygrometre bruges normalt til at måle relativ luftfugtighed i rum.

Elektrolytiske hygrometre.

Føleelementet i disse hygrometre er en glas- eller plastplade belagt med kulstof eller lithiumchlorid, hvis modstand varierer med den relative fugtighed. Sådanne elementer er almindeligt anvendt i instrumentpakker til vejrballoner. Når sonden passerer gennem skyen, bliver enheden fugtet, og dens aflæsninger forvrænges i ret lang tid (indtil sonden er uden for skyen, og det følsomme element tørrer ud).

Instrumenter til måling af vindhastighed.

Kop vindmålere.

Vindhastigheden måles normalt ved hjælp af et kopvindmåler. Denne enhed består af tre eller flere kegleformede kopper lodret fastgjort til enderne af metalstænger, der strækker sig radialt symmetrisk fra en lodret akse. Vinden virker med den største kraft på koppernes konkave overflader og får aksen til at rotere. I nogle typer kopvindmålere forhindres koppernes frie rotation af et fjedresystem, hvis deformations størrelse bestemmer vindhastigheden.

I fritroterende kopvindmålere måles omdrejningshastigheden, nogenlunde proportional med vindhastigheden, af en elektrisk måler, som signalerer, når en vis mængde luft strømmer forbi vindmåleren. Det elektriske signal tænder lyssignalet og optageapparatet på vejrstationen. Ofte er et kopvindmåler mekanisk koblet til en magneto, og spændingen eller frekvensen af ​​den genererede elektriske strøm er relateret til vindhastigheden.

Vindmåler

med en mølle drejeskive består af en tre-fire-bladet plastskrue monteret på magneto-aksen. Propellen, ved hjælp af en vejrhane, hvori der er placeret en magneto, er konstant rettet mod vinden. Information om vindretningen modtages via telemetrikanaler til observationsstationen. Elektricitet, produceret af magnetoen, varierer i direkte forhold til vindhastigheden.

Beaufort skala.

Vindhastigheden vurderes visuelt ved dens effekt på objekter, der omgiver observatøren. I 1805 udviklede Francis Beaufort, en sømand i den britiske flåde, en 12-punkts skala til at karakterisere vindstyrken til søs. I 1926 blev skøn over vindhastighed på land tilføjet. I 1955, for at skelne mellem orkanvinde forskellige styrker, blev skalaen udvidet til 17 point. Den moderne version af Beaufort-skalaen (tabel 6) giver dig mulighed for at estimere vindhastigheden uden at bruge nogen instrumenter.

Tabel 6. Beaufort-skala til bestemmelse af vindstyrke

Tabel 6. Beaufort-SKALA TIL BESTEMMELSE AF VINDSTYRKE
Points	Visuelle tegn på land	Vindhastighed, km/t	Vindkraft vilkår
0	Roligt; røgen stiger lodret	Mindre end 1,6	Berolige
1	Vindretningen mærkes af røgens afbøjning, men ikke af vejrhanen.	1,6–4,8	Rolige
2	Vinden mærkes af ansigtets hud; blade rasler; almindelige vejrhaner drejer	6,4–11,2	Let
3	Blade og små kviste er i konstant bevægelse; lette flag blafrer	12,8–19,2	Svag
4	Vinden rejser støv og papirstykker; tynde grene svajer	20,8–28,8	Moderat
5	De løvrige træer svajer; krusninger vises på landområder af vand	30,4–38,4	Frisk
6	Tykke grene svajer; man kan høre vinden fløjte i de elektriske ledninger; svær at holde paraply	40,0–49,6	Stærk
7	Træstammer svajer; det er svært at gå mod vinden	51,2–60,8	Stærk
8	Trægrene knækker; Det er næsten umuligt at gå mod vinden	62,4–73,6	Meget stærk
9	Mindre skader; vinden river røghætter og tegl af tagene	75,2–86,4	Storm
10	Det sker sjældent på landjorden. Træer rives op med rode. Betydelige skader på bygninger	88,0–100,8	Kraftig storm
11	Det sker meget sjældent på land. Ledsaget af ødelæggelse over et stort område	102,4–115,2	Hård Storm
12	Alvorlig ødelæggelse (Score 13-17 blev tilføjet af US Weather Bureau i 1955 og bruges i den amerikanske og britiske skala)	116,8–131,2	Orkan
13		132,8–147,2
14		148,8–164,8
15		166,4–182,4
16		184,0–200,0
17		201,6–217,6

Instrumenter til måling af nedbør.

Atmosfærisk nedbør består af vandpartikler, både flydende og faste, der kommer fra atmosfæren til jordens overflade. I standard ikke-registrerende regnmålere er modtagetragten indsat i målecylinderen. Forholdet mellem arealet af toppen af ​​tragten og tværsnittet af den graduerede cylinder er 10:1, dvs. 25 mm nedbør vil svare til 250 mm-mærket i cylinderen.

Registrering af regnmålere - pluviografer - vejer automatisk det opsamlede vand eller tæller, hvor mange gange et lille målekar fyldes med regnvand og automatisk tømmes.

Hvis der forventes nedbør i form af sne, fjernes tragt og målebæger, og sneen samles i en nedbørsspand. Når sne er ledsaget af moderat til kraftig vind, svarer mængden af ​​sne, der falder ned i containeren, ikke til den faktiske mængde nedbør. Snedybden bestemmes ved at måle tykkelsen af ​​snelaget inden for et typisk område for et givet område, idet der tages gennemsnittet af mindst tre målinger. For at etablere vandækvivalenten i områder, hvor påvirkningen af ​​snefygning er minimal, nedsænkes en cylinder i sneen, og der skæres en snesøjle ud, som smeltes eller vejes. Mængden af ​​nedbør målt af en regnmåler afhænger af dens placering. Turbulens i luftstrømmen, forårsaget af selve enheden eller omgivende forhindringer, fører til en undervurdering af mængden af ​​nedbør, der kommer ind i målebægeret. Derfor monteres regnmåleren på en plan overflade så langt som muligt fra træer og andre forhindringer. For at reducere virkningen af ​​hvirvler skabt af selve enheden, bruges en beskyttende skærm.

LUFTOBSERVATIONER

Instrumenter til måling af skyhøjder.

Den enkleste måde at bestemme højden af ​​en sky på er at måle den tid, det tager en lille ballon frigivet fra jordens overflade at nå bunden af ​​skyen. Dens højde er lig med produktet gennemsnitshastighed løfte ballonen under flyvningen.

En anden metode er at observere en lysplet dannet ved bunden af ​​skyen med en spotlight rettet lodret opad. Fra en afstand af ca. 300 m fra spotlyset måles vinklen mellem retningen mod denne spot og spotlygten. Skyhøjden beregnes ved triangulering, svarende til hvordan afstande måles i topografiske undersøgelser. Det foreslåede system kan fungere automatisk dag og nat. En fotocelle bruges til at observere en lysplet ved bunden af ​​skyer.

Skyhøjde måles også ved hjælp af radiobølger - 0,86 cm lange pulser sendt af en radar Skyhøjde bestemmes af den tid, det tager for en radiopuls at nå skyen og vende tilbage. Da skyer er delvist gennemsigtige for radiobølger, bruges denne metode til at bestemme højden af ​​lag i flerlagsskyer.

Vejrballoner.

Den enkleste type meteorologisk ballon er den såkaldte. En ballon er en lille gummiballon fyldt med brint eller helium. Ved optisk at observere ændringer i ballonens azimut og højde, og antage en konstant stigningshastighed, kan vindhastighed og retning beregnes som funktion af højden over jordens overflade. Til natobservationer er en lille batteridrevet lommelygte fastgjort til bolden.

En vejrradiosonde er en gummikugle, der bærer en radiosender, et RTD-termometer, et aneroidbarometer og et elektrolytisk hygrometer. Radiosonden stiger med en hastighed på ca. 300 m/min op til en højde på ca. 30 km. Når den stiger op, sendes måledata kontinuerligt til opsendelsesstationen. En retningsbestemt modtageantenne på Jorden sporer radiosondens azimut og højde, hvorfra vindhastighed og retning i forskellige højder beregnes på samme måde som ved ballonobservationer. Radiosonder og pilotballoner opsendes fra hundredvis af steder rundt om i verden to gange om dagen - ved middagstid og midnat Greenwich Mean Time.

Satellitter.

Til skydækkeundersøgelser i dagtimerne leveres belysning sollys, mens den infrarøde stråling, der udsendes af alle kroppe, tillader optagelser dag og nat med et særligt infrarødt kamera. Ved hjælp af fotografier i forskellige områder af infrarød stråling er det endda muligt at beregne temperaturen af ​​individuelle lag af atmosfæren. Satellitobservationer har en høj horisontal opløsning, men deres lodrette opløsning er meget lavere end den, der leveres af radiosonder.

Nogle satellitter, såsom den amerikanske TIROS, er placeret i en cirkulær polarbane i en højde af ca. 1000 km. Da Jorden roterer om sin akse, er hvert punkt på jordens overflade normalt synligt fra en sådan satellit to gange om dagen.

De såkaldte er endnu vigtigere. geostationære satellitter, der kredser over ækvator i en højde af ca. 36 tusinde km. Sådan en satellit kræver 24 timer at gennemføre en omdrejning. Da denne tid er lig med dagens længde, forbliver satellitten over det samme punkt på ækvator og har et konstant udsyn til jordens overflade. På denne måde kan en geostationær satellit gentagne gange fotografere det samme område og registrere ændringer i vejret. Derudover kan vindhastigheder beregnes ud fra skyernes bevægelse.

Vejrradarer.

Signalet, der sendes af radaren, reflekteres af regn, sne eller temperaturinvertering, og dette reflekterede signal sendes til den modtagende enhed. Skyer er normalt ikke synlige på radar, fordi dråberne, der danner dem, er for små til effektivt at reflektere radiosignalet.

I midten af ​​1990'erne blev US National Weather Service genudstyret med Doppler-radarer. I installationer af denne type bruges det såkaldte princip til at måle den hastighed, hvormed reflekterende partikler nærmer sig eller bevæger sig væk fra radaren. Doppler skift. Derfor kan disse radarer bruges til at måle vindhastigheden. De er især nyttige til at detektere tornadoer, da vinden på den ene side af tornadoen hurtigt styrter mod radaren, og på den anden side bevæger den sig hurtigt væk fra den. Moderne radarer kan registrere vejrobjekter i en afstand på op til 225 km.



meteoblue vejrkort er baseret på 30 års vejrmodeller, der er tilgængelige for hvert punkt på Jorden. De giver nyttige indikatorer for typiske klimatiske træk og forventede vejrforhold (temperatur, nedbør, solskin eller vind). Vejrdatamodeller har en rumlig opløsning på omkring 30 km i diameter og gengiver muligvis ikke alle lokale vejrbegivenheder såsom tordenvejr, lokale vinde eller tornadoer.

Du kan studere klimaet på ethvert sted, såsom Amazonas regnskoven, vestafrikanske savanner, Sahara-ørkenen, sibirisk tundra eller Himalaya.

30 års historiske timedata for Bombay kan købes med History+. Du vil være i stand til at downloade CSV-filer for vejrparametre såsom temperatur, vind, overskyethed og nedbør i forhold til ethvert punkt på kloden. De sidste 2 ugers data for byen Bombay er tilgængelige for gratis evaluering af pakken.

Gennemsnitstemperatur og nedbør

Det "gennemsnitlige daglige maksimum" (optrukket rød linje) viser den maksimale gennemsnitstemperatur for hver måned for Bombay. Ligeledes angiver "Minimum gennemsnitlig daglig temperatur" (optrukne blå linje) den mindste gennemsnitstemperatur. Varme dage og kolde nætter (de stiplede røde og blå linjer angiver gennemsnitstemperaturen på den varmeste dag og den koldeste nat i hver måned i 30 år. Når du planlægger din ferie, vil du være opmærksom på gennemsnitstemperaturen og forberedt på både de varmeste og koldest på kolde dage Standardindstillingerne inkluderer ikke vindhastighedsindikatorer, men du kan aktivere denne mulighed ved at bruge knappen på grafen.

Nedbørsplanen er nyttig til sæsonbestemte variationer, såsom monsunklimaet i Indien eller den fugtige periode i Afrika.

Overskyet, solrigt og nedbørsdage

Grafen viser antallet af solrige, delvist overskyede, tågede og nedbørsdage. Dage, hvor skylaget ikke overstiger 20 %, betragtes som solrige; 20-80% dækning anses for delvist overskyet, og mere end 80% betragtes som helt overskyet. Mens vejret i Reykjavik, Islands hovedstad, for det meste er overskyet, er Sossusvlei i Namib-ørkenen en af ​​de mest solrige steder på jorden.

Bemærk: I lande med et tropisk klima, såsom Malaysia eller Indonesien, kan prognosen for antallet af dage med nedbør være overvurderet med en faktor to.

Maksimale temperaturer

Maksimumstemperaturdiagrammet for Bombay viser, hvor mange dage om måneden, der når bestemte temperaturer. I Dubai, en af ​​de varmeste byer på jorden, falder temperaturen næsten aldrig under 40°C i juli. Du kan også se et diagram over kolde vintre i Moskva, som viser, at kun få dage om måneden når den maksimale temperatur knap -10°C.

Nedbør

Nedbørsdiagrammet for Bombay viser, hvor mange dage om måneden, der når visse nedbørsmængder. I områder med tropisk eller monsunklima kan nedbørsudsigterne være undervurderet.

Vindhastighed

Diagrammet for Bombay viser de dage pr. måned, hvor vinden når en vis hastighed. Et interessant eksempel er det tibetanske plateau, hvor monsunerne producerer langvarige kraftige vinde fra december til april og rolig luftstrøm fra juni til oktober.

Vindhastighedsenheder kan ændres i præferencesektionen (øverste højre hjørne).

Vindhastigheden steg

Vindrosen for Bombay viser, hvor mange timer om året vinden blæser fra den angivne retning. Eksempel - sydvestlig vind: Vinden blæser fra sydvest (SW) til nordøst (NØ). Kap Horn, mest sydlige punkt i Sydamerika er den kendetegnet ved en karakteristisk kraftig vestenvind, som i væsentlig grad hæmmer passagen fra øst til vest, især for sejlskibe.

generel information

Siden 2007 har meteoblue indsamlet meteorologiske modeldata i sit arkiv. I 2014 begyndte vi at sammenligne vejrmodeller med historiske data, der går tilbage til 1985, og skabte et globalt arkiv med 30 års vejrdata per time. Vejrkort er de første simulerede vejrdatasæt, der er tilgængelige på internettet. Vores vejrdatahistorik inkluderer data fra alle dele af verden, der dækker enhver tidsperiode, uanset tilgængeligheden af ​​vejrstationer.

Dataene er hentet fra vores globale vejrmodel NEMS over en diameter på cirka 30 km. De kan derfor ikke gengive mindre lokale vejrbegivenheder såsom varmekupler, kolde eksplosioner, tordenvejr og tornadoer. Til steder og begivenheder, der kræver et højt niveau af nøjagtighed (såsom energiallokering, forsikring osv.), tilbyder vi modeller i høj opløsning med vejrdata på timebasis.

Licens

Disse data kan bruges under Creative Community "Attribution + Non-commercial (BY-NC)"-licensen. Enhver form er ulovlig.