Masse d'aria dell'atmosfera. Circolazione d'aria
Movimento delle masse d'aria
Tutta l'aria della Terra circola continuamente tra l'equatore e i poli. L'aria riscaldata all'equatore sale, si divide in due parti, una parte inizia a muoversi verso Polo Nord, l'altra parte - al polo sud. Raggiungendo i poli l'aria si raffredda. Ai poli si torce e cade.
Figura 1. Il principio del vortice dell'aria
Risultano due enormi vortici, ognuno dei quali copre un intero emisfero, i centri di questi vortici si trovano ai poli.
Scesa ai poli, l'aria comincia a ritornare verso l'equatore, l'aria riscaldata sale; Quindi si sposta nuovamente verso i poli.
Negli strati inferiori dell'atmosfera il movimento è un po' più complicato. Negli strati inferiori dell'atmosfera, l'aria dell'equatore, come al solito, inizia a muoversi verso i poli, ma al 30° parallelo cade. Una parte ritorna all'equatore, dove risale, l'altra parte, scendendo al 30° parallelo, continua a muoversi verso i poli.
Figura 2. Movimento d'aria nell'emisfero settentrionale
Concetto di vento
Vento - il movimento dell'aria rispetto alla superficie terrestre (la componente orizzontale di questo movimento), a volte si parla di vento verso l'alto o verso il basso, tenendo conto della sua componente verticale.
Velocità del vento
Stima della velocità del vento in punti, i cosiddetti Scala Beaufort, secondo il quale l'intera gamma delle possibili velocità del vento è divisa in 12 gradazioni. Questa scala mette in relazione la forza del vento con i suoi vari effetti, come il grado di mare mosso, l'oscillazione di rami e alberi, la diffusione del fumo dai camini, ecc. Ogni gradazione della scala Beaufort ha un nome specifico. Quindi lo zero della scala Beaufort corrisponde alla calma, cioè completa assenza di vento. Vento alle 4 punti, secondo Beaufort detta moderata e corrisponde ad una velocità di 5–7 m/sec; a 7 punti - forte, con una velocità di 12-15 m/sec; a 9 punti - una tempesta, con una velocità di 18-21 m/sec, infine, un vento di 12 punti Beaufort è già un uragano, con a velocità superiore a 29 m/sec . Sulla superficie terrestre, abbiamo spesso a che fare con venti le cui velocità sono dell'ordine di 4-8 m/sec e raramente superano i 12-15 m/sec. Tuttavia, nelle tempeste e negli uragani a latitudini moderate, le velocità possono superare i 30 m/sec, e in alcune raffiche raggiungono i 60 m/sec. Negli uragani tropicali, la velocità del vento raggiunge i 65 m/sec, e le raffiche individuali fino a 100 m/sec. nei vortici su piccola scala (tornado, coaguli di sangue). , sono possibili velocità superiori a 100 m/s Nelle cosiddette correnti a getto nell'alta troposfera e nella bassa stratosfera, la velocità media del vento per un lungo periodo e oltre. vasta area può raggiungere fino a 70–100 m/sec . La velocità del vento sulla superficie terrestre viene misurata da anemometri di vari modelli. Gli strumenti per la misurazione del vento nelle stazioni di terra sono installati ad un'altezza di 10–15 m sopra la superficie terrestre.
| Tabella 1. FORZA DEL VENTO. | |||
| Scala Beaufort per determinare la forza del vento | |||
| Punti | Segnali visivi a terra | Velocità del vento, km/h | Termini dell'energia eolica |
| Con calma; il fumo sale verticalmente | Meno di 1,6 | Calma | |
| La direzione del vento si nota dalla deviazione del fumo, ma non dalla banderuola. | 1,6–4,8 | Tranquillo | |
| Il vento si sente sulla pelle del viso; le foglie frusciano; le normali banderuole girano | 6,4–11,2 | Facile | |
| Sono presenti foglie e rametti movimento costante; sventolano bandiere leggere | 12,8–19,2 | Debole | |
| Il vento solleva polvere e pezzi di carta; ondeggiano i rami sottili | 20,8–28,8 | Moderare | |
| Gli alberi frondosi ondeggiano; appaiono increspature sui corpi idrici terrestri | 30,4–38,4 | Fresco | |
| I rami spessi ondeggiano; si sente il vento fischiare nei fili elettrici; difficile tenere l'ombrello | 40,0–49,6 | Forte | |
| I tronchi degli alberi ondeggiano; è difficile andare controvento | 51,2–60,8 | Forte | |
| I rami degli alberi si spezzano; quasi impossibile andare controvento | 62,4–73,6 | Molto forte | |
| Danni minori; il vento strappa cappe fumogene e tegole dai tetti | 75,2–86,4 | Tempesta | |
| Succede raramente sulla terraferma. Gli alberi vengono sradicati. Danni significativi agli edifici | 88,0–100,8 | Forte tempesta | |
| Succede molto raramente sulla terraferma. Accompagnato dalla distruzione su una vasta area | 102,4–115,2 | Tempesta feroce | |
| Gravi disagi (i punteggi 13-17 furono aggiunti dall'US Weather Bureau nel 1955 e sono utilizzati nelle scale degli Stati Uniti e del Regno Unito) | 116,8–131,2 | Uragano | |
| 132,8–147,2 | |||
| 148,8–164,8 | |||
| 166,4–182,4 | |||
| 184,0–200,0 | |||
| 201,6–217,6 | |||
Direzione del vento
La direzione del vento si riferisce alla direzione da cui soffia. Puoi indicare questa direzione nominando sia il punto dell'orizzonte da cui soffia il vento, sia l'angolo formato dalla direzione del vento con il meridiano del luogo, cioè il suo azimut. Nel primo caso le direzioni principali dell'orizzonte sono otto: nord, nord-est, est, sud-est, sud, sud-ovest, ovest, nord-ovest. E otto punti intermedi tra loro: nord-nordest, est-nordest, est-sudest, sud-sudest, sud-sudovest, ovest-sudovest, ovest-nordovest, nord-nordovest. Sedici punti di riferimento, che indicano la direzione da cui soffia il vento, hanno delle abbreviazioni:
| Tabella 2. ABBREVIAZIONI PER RUMBERS | |||||||
| CON | N | IN | E | YU | S | W | |
| CCB | NN | ESE | ESE | SSW | SSW | WNW | W.N.W. |
| C.B. | NE | SE | SE | SW | SW | NO | NO |
| BCB | ENE | SSE | SSE | WSW | WSW | CVD | NNO |
| N – nord, E – est, S – sud, W – ovest |
Circolazione atmosferica
Circolazione atmosferica - osservazioni meteorologiche dello stato dell'involucro aereo globo- l'atmosfera - dimostrano che non è affatto ferma: con l'aiuto di banderuole e anemometri, osserviamo costantemente sotto forma di vento il trasferimento di masse d'aria da un luogo all'altro. Lo studio dei venti in diverse aree del globo ha dimostrato che i movimenti dell'atmosfera negli strati inferiori accessibili alla nostra osservazione hanno un carattere molto diverso. Ci sono zone dove i fenomeni del vento, come altre caratteristiche meteorologiche, hanno un carattere di stabilità molto chiaramente espresso, un noto desiderio di costanza. In altre zone, i venti cambiano carattere così rapidamente e spesso, la loro direzione e forza cambiano in modo così brusco e improvviso, come se non ci fosse legalità nei loro rapidi cambiamenti. Con l'introduzione del metodo sinottico per lo studio dei cambiamenti meteorologici non periodici, è stato possibile però notare qualche connessione tra la distribuzione della pressione e i movimenti delle masse d'aria; ulteriori studi teorici di Ferrel, Guldberg e Mohn, Helmholtz, Betzold, Oberbeck, Sprung, Werner Siemens e altri meteorologi spiegarono dove e come si originano le correnti d'aria e come si distribuiscono sulla superficie terrestre e nella massa dell'atmosfera. Uno studio accurato delle mappe meteorologiche che descrivono lo stato dello strato inferiore dell'atmosfera - il tempo sulla superficie stessa della terra, ha mostrato che la pressione atmosferica è distribuita in modo piuttosto non uniforme sulla superficie terrestre, solitamente sotto forma di aree con livelli inferiori o superiori pressione rispetto all'area circostante; a seconda del sistema dei venti che in esse nascono, queste zone rappresentano dei veri e propri vortici atmosferici. Le aree di bassa pressione sono solitamente chiamate minime barometriche, depressioni barometriche o cicloni; regione ipertensione sono chiamati massimi barometrici o anticicloni. Tutto il tempo nell'area che occupano è strettamente connesso con queste aree, che è nettamente diverso per le aree di bassa pressione dal tempo nelle aree di relativamente bassa pressione. alta pressione . Muovendosi lungo la superficie terrestre, le zone citate portano con sé il caratteristico clima che le caratterizza, e con i loro movimenti ne provocano i cambiamenti non periodici. Ulteriori studi su queste e altre aree hanno portato alla conclusione che questi tipi di distribuzione della pressione atmosferica possono anche avere un carattere diverso nella loro capacità di mantenere la loro esistenza e cambiare la loro posizione sulla superficie terrestre, e sono caratterizzati da stabilità molto diversa: ci sono minimi e massimi barometrici, temporanei e permanenti. Mentre i primi - i vortici - sono temporanei e non mostrano sufficiente stabilità e cambiano più o meno rapidamente la loro posizione sulla superficie terrestre, ora rafforzandosi, ora indebolendosi e, infine, disintegrandosi completamente in periodi di tempo relativamente brevi, aree di massimi e costanti costanti i minimi sono estremamente stabili e rimangono nello stesso posto per molto tempo, senza cambiamenti significativi. La diversa stabilità di queste regioni è, ovviamente, strettamente legata alla stabilità del tempo e alla natura delle correnti d'aria nell'area che occupano: alti e bassi costanti corrisponderanno a un tempo costante e stabile e a un sistema definito e immutabile di condizioni meteorologiche. venti, rimanendo per mesi nel luogo della loro esistenza; i vortici temporanei, con i loro movimenti e cambiamenti rapidi e costanti, causano un clima estremamente mutevole e un sistema di venti molto instabile per una data area. Pertanto, nello strato inferiore dell'atmosfera, vicino alla superficie terrestre, i movimenti atmosferici sono molto diversi e complessi e inoltre non sempre e non ovunque hanno una stabilità sufficiente, soprattutto in quelle aree dove predominano i vortici temporanei. Quali saranno i movimenti delle masse d'aria negli strati leggermente più alti dell'atmosfera, le osservazioni ordinarie non dicono nulla; Solo l'osservazione dei movimenti delle nuvole ci permette di pensare che lì, a una certa altezza sopra la superficie terrestre, tutti i movimenti generali delle masse d'aria sono in qualche modo semplificati, hanno un carattere più definito e più uniforme. Intanto non mancano i fatti che indicano l'enorme influenza degli alti strati dell'atmosfera sul clima di quelli inferiori: basti, ad esempio, sottolineare che la direzione del movimento dei vortici temporanei è, apparentemente, direttamente dipendente dal movimento degli alti strati dell’atmosfera. Pertanto, anche prima che la scienza cominciasse a disporre di un numero sufficiente di fatti per risolvere la questione dei movimenti degli strati alti dell'atmosfera, erano già apparse alcune teorie che cercavano di unire tutte le singole osservazioni dei movimenti degli strati inferiori dell'aria e creare uno schema generale dell'aria centrale. atmosfera; Questa, ad esempio, era la teoria dell'atmosfera centrale data da Mori. Ma finché non furono raccolti un numero sufficiente di fatti, finché non fu pienamente chiarita la relazione tra la pressione dell’aria in determinati punti e i suoi movimenti, fino ad allora tali teorie, basate più su ipotesi che su dati reali, non potevano dare un’idea reale di ciò che può realmente accadere e sta accadendo nell'atmosfera. Solo verso la fine dell'ultimo XIX secolo. Si sono accumulati abbastanza fatti per questo e le dinamiche dell'atmosfera sono state sviluppate a tal punto che è diventato possibile fornire un'immagine reale, e non predittiva, del colore dell'atmosfera. L'onore di risolvere la questione della circolazione generale delle masse d'aria nell'atmosfera spetta al meteorologo americano William Ferrel- una soluzione così generale, completa e corretta che tutti i successivi ricercatori in quest'area si limitarono a sviluppare dettagli o ad apportare ulteriori aggiunte alle idee di base di Ferrel. La ragione principale di tutti i movimenti nell'atmosfera è il riscaldamento non uniforme di vari punti sulla superficie terrestre da parte dei raggi del sole. Il riscaldamento non uniforme comporta la comparsa di una differenza di pressione su punti diversamente riscaldati; e il risultato della differenza di pressione sarà sempre e invariabilmente il movimento delle masse d'aria da luoghi più alti a luoghi più alti bassa pressione. Pertanto, a causa del forte riscaldamento delle latitudini equatoriali e della temperatura molto bassa dei paesi polari in entrambi gli emisferi, l'aria adiacente alla superficie terrestre deve cominciare a muoversi. Se, in base alle osservazioni disponibili, calcoliamo le temperature medie diverse latitudini, allora l'equatore sarà in media 45° più caldo rispetto ai poli. Per determinare la direzione del movimento è necessario tracciare la distribuzione della pressione sulla superficie terrestre e nella massa dell'atmosfera. Per eliminare la distribuzione non uniforme della terra e dell'acqua sulla superficie terrestre, che complica notevolmente tutti i calcoli, Ferrel ha ipotizzato che sia la terra che l'acqua siano distribuite uniformemente lungo i paralleli e ha calcolato le temperature medie dei vari paralleli, la diminuzione della temperatura man mano che uno sale ad una certa altezza sopra la superficie terrestre e la pressione sul fondo; e poi, utilizzando questi dati, ha già calcolato la pressione ad altre altitudini. La seguente piccola tavola presenta il risultato dei calcoli di Ferrel e fornisce la distribuzione media della pressione alle latitudini sulla superficie terrestre e alle altitudini di 2000 e 4000 m.
| Tabella 3. DISTRIBUZIONE DELLA PRESSIONE PER LATITUDINE AL TERRENO E ALLE QUOTE 2000 E 4000 M | ||||||||
| Pressione media nell'emisfero settentrionale | ||||||||
| Alla latitudine: | 80 ○ | 70 ○ | 60 ○ | 50 ○ | 40 ○ | 30 ○ | 20 ○ | 10 ○ |
| Al livello del mare | 760,5 | 758,7 | 758,7 | 760,07 | 762,0 | 761,7 | 759,2 | 757,9 |
| Ad un'altitudine di 2000 m | 582,0 | 583,6 | 587,6 | 593,0 | 598,0 | 600,9 | 600,9 | 600,9 |
| Ad un'altitudine di 4000 m | 445,2 | 446,6 | 451,9 | 457,0 | 463,6 | 468,3 | 469,9 | 470,7 |
| Pressione media nell'emisfero australe | ||||||||
| Alla latitudine: | (equatore) | 10 ○ | 20 ○ | 30 ○ | 40 ○ | 50 ○ | 60 ○ | 70 ○ |
| Al livello del mare | 758,0 | 759,1 | 761,7 | 763,5 | 760,5 | 753,2 | 743,4 | 738,0 |
| Ad un'altitudine di 2000 m | 601,1 | 601,6 | 602,7 | 602,2 | 597,1 | 588,0 | 577,0 | 569,9 |
| Ad un'altitudine di 4000 m | 471,0 | 471,1 | 471,1 | 469,3 | 463,1 | 453,7 | 443,9 | 437,2 |
Se per ora lasciamo da parte lo strato più basso dell'atmosfera, dove la distribuzione della temperatura, della pressione e anche delle correnti è molto irregolare, allora ad una certa altezza, come si può vedere dalla tavoletta, a causa della corrente ascendente di aria riscaldata in prossimità dell'equatore si riscontra un aumento della pressione al di sopra di quest'ultimo, che diminuisce uniformemente verso i poli e qui raggiunge il suo valore minimo. Con una tale distribuzione di pressione a queste altezze sopra la superficie terrestre, dovrebbe formarsi un flusso tremendo, che copre l'intero emisfero e trasporta masse di aria calda e riscaldata che si alza vicino all'equatore fino ai centri di bassa pressione, ai poli. Se prendiamo in considerazione l'effetto deviante della forza centrifuga derivante dalla rotazione quotidiana della terra attorno al suo asse, che dovrebbe deviare qualsiasi corpo in movimento a destra dalla direzione originale negli emisferi settentrionali, a sinistra - negli emisferi meridionali , quindi alle quote considerate in ciascun emisfero il flusso risultante si trasformerà ovviamente in un enorme vortice che trasporta masse d'aria nella direzione da sud-ovest a nord-est nell'emisfero settentrionale, da nord-ovest a sud-est nell'emisfero meridionale.
Le osservazioni del movimento dei cirri e altri supportano queste conclusioni teoriche. Man mano che i cerchi di latitudine si restringono, avvicinandosi ai poli, la velocità di movimento delle masse d'aria in questi vortici aumenterà, ma fino a un certo limite; poi diventa più permanente. Vicino al polo, le masse d'aria in afflusso dovrebbero affondare, lasciando il posto all'aria appena affluente, formando un flusso verso il basso, e poi al di sotto dovrebbero rifluire verso l'equatore. Tra i due flussi deve esserci uno strato d'aria neutro a riposo ad una certa altezza. In basso, però, non si osserva un così corretto trasferimento delle masse d'aria dai poli all'equatore: la tavola precedente mostra che nello strato d'aria inferiore la pressione atmosferica sarà più alta in basso, non ai poli, come dovrebbe essere con la sua corretta distribuzione corrispondente a quella superiore. Pressione massima nello strato inferiore cade ad una latitudine di circa 30°-35° in entrambi gli emisferi; pertanto, da questi centri di alta pressione, le correnti minori si dirigeranno sia verso i poli che verso l'equatore, formando due sistemi di venti separati. La ragione di questo fenomeno, spiegata anche teoricamente da Ferrel, è la seguente. Si scopre che ad una certa altezza sopra la superficie terrestre, a seconda dei cambiamenti nella latitudine del luogo, dell'entità del gradiente e del coefficiente di attrito, la componente meridionale della velocità di movimento delle masse d'aria può scendere a 0. Questo è esattamente ciò che accade a latitudini di ca. 30°-35°: qui ad una certa quota, non solo non c'è movimento d'aria verso i poli, ma si ha addirittura, a causa del suo continuo afflusso dall'equatore e dai poli, un suo accumulo, che porta ad un aumento in pressione al di sotto di queste latitudini . Così, sulla superficie stessa della terra in ciascun emisfero, come già accennato, si formano due sistemi di correnti: da 30° ai poli soffiano venti, diretti in media da sud-ovest a nord-est al nord, da nord-ovest a sud-est al sud emisfero; dai 30° all'equatore i venti soffiano da NE a SW nell'emisfero boreale, da SE a NW nell'emisfero australe. Questi ultimi due sistemi di venti, che soffiano in entrambi gli emisferi tra l'equatore e i 31° di latitudine, formano, per così dire, un ampio anello che separa i due enormi vortici negli strati inferiore e medio dell'atmosfera, trasportando l'aria dall'equatore ai poli. (vedi anche Pressione atmosferica). Dove si formano correnti d'aria ascendenti e discendenti, si osservano pause; Questa è proprio l'origine delle zone equatoriali e tropicali del silenzio; una simile cintura di silenzio dovrebbe, secondo Ferrel, esistere ai poli.
Dove va però il flusso d’aria inverso che si propaga dai poli all’equatore? Ma bisogna tener conto che man mano che ci si allontana dai poli, le dimensioni dei circoli di latitudine, e di conseguenza le aree delle fasce di uguale larghezza occupate dalle masse d'aria che si diffondono, aumentano rapidamente; che la velocità dei flussi diminuisca rapidamente in maniera inversamente proporzionale all'aumento in queste aree; che ai poli l'aria, molto rarefatta negli strati superiori, scende infine dall'alto verso il basso, il cui volume diminuisce molto rapidamente man mano che la pressione aumenta verso il basso. Tutte queste ragioni spiegano pienamente perché sia difficile, e addirittura impossibile, seguire queste correnti inverse inferiori ad una certa distanza dai poli. Questo è, in termini generali, lo schema della circolazione generale dell'atmosfera, assumendo una distribuzione uniforme di terra e acqua lungo i paralleli, data da Ferrel. Le osservazioni lo confermano pienamente. Solo negli strati più bassi dell'atmosfera le correnti d'aria, come sottolinea lo stesso Ferrel, saranno molto più complesse di questo schema proprio a causa della distribuzione non uniforme di terra e acqua, e della differenza tra il loro riscaldamento da parte dei raggi solari e il loro raffreddamento in l'assenza o la diminuzione dell'insolazione; Anche le montagne e le colline influenzano notevolmente i movimenti degli strati più bassi dell'atmosfera.
Uno studio attento dei movimenti atmosferici in prossimità della superficie terrestre mostra in generale che i sistemi di vortici rappresentano la forma principale di tali movimenti. A partire dai grandiosi vortici, che secondo Ferrel abbracciano ogni intero emisfero, vortici, come si possono chiamare? primo ordine in prossimità della superficie terrestre si devono osservare sistemi di vortici gradualmente decrescenti di dimensioni, fino ai vortici elementari piccoli e semplici. Come risultato dell'interazione di flussi di diverse velocità e direzioni nella regione dei vortici del primo ordine, vicino alla superficie terrestre, vortici del secondo ordine- i massimi e minimi barometrici permanenti e temporanei menzionati all'inizio di questo articolo, che nella loro origine sono, per così dire, un derivato dei vortici precedenti. Lo studio della formazione dei temporali ha portato A.V. Klossovsky e altri ricercatori alla conclusione che questi fenomeni non sono altro che simili nella struttura, ma di dimensioni incomparabilmente più piccole rispetto ai precedenti, vortici del terzo ordine. Questi vortici sembrano sorgere alla periferia dei minimi barometrici (vortici del secondo ordine) esattamente allo stesso modo in cui si formano piccoli vortici che ruotano molto velocemente e scompaiono attorno ad una grande depressione formata nell'acqua con un remo, che usiamo per remare. una barca. Allo stesso modo, i minimi barometrici del secondo ordine, che sono potenti giri d'aria, durante il loro movimento formano vortici d'aria più piccoli, i quali, in confronto al minimo che li forma, sono di dimensioni piccolissime.
Se questi vortici sono accompagnati da fenomeni elettrici, che spesso possono essere causati dalle corrispondenti condizioni di temperatura e umidità dell'aria che scorre verso il centro del minimo barometrico in basso, allora si presentano sotto forma di vortici temporaleschi, accompagnati dal fenomeni abituali di scariche elettriche, tuoni e fulmini. Se le condizioni non sono favorevoli allo sviluppo di fenomeni temporaleschi, osserviamo questi vortici del terzo ordine sotto forma di temporali, burrasche, rovesci, ecc. di rapido passaggio. motivo completo pensare che i movimenti vorticosi dell'atmosfera non si esauriscono in queste tre categorie, così diverse nella scala del fenomeno. La struttura dei fenomeni tornado, coaguli di sangue, ecc. mostra che in questi fenomeni si tratta anche di veri e propri vortici; ma le dimensioni di questi vortici del quarto ordine ancor meno, ancora più insignificanti, dei turbini temporaleschi. Lo studio dei movimenti atmosferici ci porta, quindi, alla conclusione che i movimenti delle masse d'aria avvengono principalmente - se non esclusivamente - attraverso la formazione di vortici. Nati sotto l'influenza di condizioni puramente termiche, i vortici del primo ordine, che coprono ciascun intero emisfero, danno origine a vortici più piccoli vicino alla superficie terrestre; questi, a loro volta, provocano la nascita di vortici ancora più piccoli. Sembra esserci una graduale differenziazione dei vortici più grandi in quelli più piccoli; ma il carattere fondamentale di tutti questi sistemi di vortici rimane assolutamente lo stesso, da quelli più grandi a quelli più piccoli, anche nei tornado e nei coaguli di sangue.
Per quanto riguarda i vortici del secondo ordine - massimi e minimi barometrici permanenti e temporanei - resta da dire quanto segue. Gli studi di Hoffmeyer, Teisserand de Bor e Hildebrandson hanno indicato una stretta connessione tra la comparsa e soprattutto il movimento dei massimi e minimi temporanei con le variazioni subite dai massimi e minimi permanenti. Il fatto stesso che questi ultimi, con tutti i tipi di cambiamenti meteorologici nelle aree circostanti, cambiano molto poco i loro confini o contorni, indica che qui abbiamo a che fare con alcune cause costantemente attive che sono al di sopra dell'influenza dei fattori meteorologici ordinari. Secondo Teisserant de Bor, le differenze di pressione sono causate da un riscaldamento o un raffreddamento non uniforme varie parti La superficie terrestre, sommata sotto l'influenza di un continuo aumento del fattore primario in un periodo di tempo più o meno lungo, dà origine a grandi massimi e minimi barometrici. Se la causa primaria agisce in modo continuo o per un tempo sufficientemente lungo, il risultato della sua azione saranno sistemi di vortici permanenti e stabili. Avendo raggiunto una certa dimensione e un'intensità sufficiente, tali massimi e minimi costanti sono già determinanti o regolatori del tempo su vaste aree della loro circonferenza. Sono stati ottenuti alti e bassi così ampi e costanti Ultimamente, quando divenne chiaro il loro ruolo nei fenomeni meteorologici dei paesi circostanti, il nome centri di azione atmosferica. A causa dell'invarianza nella configurazione della superficie terrestre e della conseguente continuità dell'influenza della causa primaria che ne determina l'esistenza, la posizione di tali massimi e minimi sul globo è del tutto definita e in una certa misura immutabile. Ma, a seconda delle diverse condizioni, i loro confini e la loro intensità possono variare entro certi limiti. E questi cambiamenti nella loro intensità e nei loro contorni, a loro volta, dovrebbero influenzare il tempo non solo dei paesi vicini, ma a volte anche molto distanti. Pertanto, la ricerca di Teisserant de Bor ha pienamente stabilito la dipendenza del clima in Europa da uno dei seguenti centri d'azione: anomalie carattere negativo, accompagnati da una diminuzione della temperatura rispetto alla norma, sono causati dall'intensificazione e dall'espansione dell'Alta Siberiana o dall'intensificazione e dall'avanzamento dell'Alta Azzorre; anomalie di carattere positivo – con aumento della temperatura rispetto alla norma – sono direttamente dipendenti dal movimento e dall'intensità del minimo islandese. Hildebrandson andò ancora oltre in questa direzione e tentò con successo di collegare i cambiamenti nell'intensità e nei movimenti dei due centri atlantici nominati con i cambiamenti non solo nell'alta siberiana, ma anche nei centri di pressione nell'Oceano Indiano.
Masse d'aria
Le osservazioni meteorologiche divennero piuttosto diffuse nella seconda metà del XIX secolo. Erano necessari per compilare mappe sinottiche che mostravano la distribuzione della pressione e della temperatura dell'aria, del vento e delle precipitazioni. Come risultato dell'analisi di queste osservazioni, si è formata un'idea delle masse d'aria. Questo concetto ha permesso di combinare singoli elementi, identificare varie condizioni meteo e dare le sue previsioni.
Massa d'aria chiamato grande volume aria, avente dimensioni orizzontali di diverse centinaia o migliaia di chilometri e dimensioni verticali dell'ordine di 5 km, caratterizzata da temperatura e umidità approssimativamente uniformi e che si muove come un unico sistema in una delle correnti della circolazione generale dell'atmosfera (GCA)
L'uniformità delle proprietà della massa d'aria si ottiene formandola su una superficie sottostante omogenea e in condizioni di radiazione simili. Inoltre, sono necessarie tali condizioni di circolazione in cui la massa d'aria rimarrebbe a lungo nell'area di formazione.
I valori degli elementi meteorologici all'interno della massa d'aria cambiano leggermente: la loro continuità rimane, i gradienti orizzontali sono piccoli. Nell'analizzare i campi meteorologici, finché rimaniamo in una data massa d'aria, l'interpolazione grafica lineare può essere utilizzata con sufficiente approssimazione quando si conducono, ad esempio, le isoterme.
Nella transizione (zona frontale) tra due masse d'aria si verifica un forte aumento dei gradienti orizzontali dei valori meteorologici, che si avvicina a una brusca transizione da un valore all'altro, o almeno un cambiamento nell'entità e nella direzione dei gradienti. La temperatura pseudopotenziale dell'aria, che riflette sia la temperatura effettiva dell'aria che la sua umidità, è considerata la caratteristica più caratteristica di una particolare massa d'aria.
Temperatura pseudopotenziale dell'aria - la temperatura che assumerebbe l'aria durante una trasformazione adiabatica se prima tutto il vapore acqueo in essa contenuto si condensasse ad una pressione infinitamente decrescente e cadesse fuori dall'aria e il calore latente rilasciato andasse a riscaldare l'aria, e poi l'aria fosse portata sotto pressione standard.
Poiché una massa d'aria più calda è solitamente anche più umida, la differenza nelle temperature pseudopotenziali di due masse d'aria vicine può essere significativamente maggiore della differenza nelle loro temperature effettive. Tuttavia, la temperatura pseudopotenziale varia lentamente con l'altezza all'interno di una data massa d'aria. Questa proprietà contribuisce a determinare la stratificazione delle masse d'aria una sopra l'altra nella troposfera.
Scale di masse d'aria
Le masse d'aria sono dello stesso ordine delle principali correnti della circolazione generale dell'atmosfera. L'estensione lineare delle masse d'aria nella direzione orizzontale è misurata in migliaia di chilometri. Verticalmente, le masse d'aria si estendono per diversi chilometri della troposfera, talvolta fino al suo limite superiore.
Nelle circolazioni locali, come ad esempio le brezze, i venti di montagna-valle, gli asciugacapelli, anche l'aria nel flusso di circolazione è più o meno separata in proprietà e movimento da atmosfera circostante. Tuttavia, in questo caso è impossibile parlare di masse d'aria, poiché la portata dei fenomeni qui sarà diversa.
Ad esempio, una striscia coperta da una brezza può essere larga solo 1-2 decine di chilometri, e quindi non riceverà sufficiente riflessione sulla mappa sinottica. Anche la forza verticale della corrente della brezza è di diverse centinaia di metri. Nelle circolazioni locali non si tratta quindi di masse d'aria indipendenti, ma solo di uno stato perturbato all'interno delle masse d'aria a breve distanza.
Gli oggetti derivanti dall'interazione delle masse d'aria - zone di transizione (superfici frontali), sistemi nuvolosi frontali di nuvolosità e precipitazioni, disturbi ciclonici, hanno lo stesso ordine di grandezza delle masse d'aria stesse - paragonabili nell'area a gran parte dei continenti o gli oceani e la loro esistenza nel tempo - più di 2 giorni ( tavolo 4):
Una massa d'aria ha confini chiari che la separano dalle altre masse d'aria.
Vengono chiamate zone di transizione tra masse d'aria con proprietà diverse superfici anteriori.
All'interno della stessa massa d'aria, l'interpolazione grafica può essere utilizzata con sufficiente approssimazione, ad esempio quando si disegnano le isoterme. Ma quando ci si sposta attraverso la zona frontale da una massa d'aria all'altra, l'interpolazione lineare non darà più un'idea corretta dell'effettiva distribuzione degli elementi meteorologici.
Centri di formazione delle masse d'aria
La massa d'aria acquisisce caratteristiche chiare alla fonte della formazione.
La fonte di formazione della massa d'aria deve soddisfare determinati requisiti:
L'omogeneità della superficie sottostante dell'acqua o del terreno, in modo che l'aria nel focolare sia soggetta ad influenze sufficientemente simili.
Omogeneità delle condizioni di radiazione.
Condizioni di circolazione che favoriscono l'aria stazionaria in una data area.
I centri di formazione sono solitamente aree in cui l'aria scende e poi si diffonde in direzione orizzontale: i sistemi anticiclonici soddisfano questo requisito. È più probabile che gli anticicloni siano a basso movimento rispetto ai cicloni, quindi la formazione di masse d'aria di solito avviene in estesi anticicloni a basso movimento (quasi stazionari).
Inoltre, le esigenze della sorgente sono soddisfatte da depressioni termiche lente e diffuse che si formano su aree terrestri riscaldate.
Infine, la formazione di aria polare avviene in parte nell'alta atmosfera in cicloni centrali lenti, estesi e profondi alle alte latitudini. In questi sistemi di pressione avviene la trasformazione (trasformazione) dell'aria tropicale aspirata alle alte latitudini negli strati superiori della troposfera in aria polare. Tutti i sistemi di pressione elencati possono anche essere chiamati centri di masse d'aria, non da un punto di vista geografico, ma da un punto di vista sinottico.
Classificazione geografica delle masse d'aria
Le masse d'aria sono classificate, prima di tutto, in base ai centri della loro formazione, a seconda della loro posizione in una delle zone di latitudine: latitudini artiche o antartiche, polari o temperate, tropicali ed equatoriali.
Secondo la classificazione geografica, le masse d'aria possono essere suddivise in principali tipologie geografiche secondo le zone latitudinali in cui si trovano i loro fuochi:
Aria artica o antartica (AV),
Aria polare o temperata (MF o HC),
Aria tropicale (TV). Queste masse d'aria si dividono inoltre in masse d'aria marine (m) e continentali (k): mAV e kAV, muv e kUV (o mPV e kPV), mTV e kTV.
Masse d'aria equatoriali (EA)
Per quanto riguarda le latitudini equatoriali, qui si verificano la convergenza (convergenza dei flussi) e l'innalzamento dell'aria, quindi le masse d'aria situate sopra l'equatore vengono solitamente portate dalla zona subtropicale. Ma a volte emergono masse d'aria equatoriali indipendenti.
A volte, oltre ai focolai veri e propri del termine, vengono individuate zone dove in inverno le masse d'aria si trasformano da una tipologia all'altra mentre si spostano. Si tratta di aree nell'Atlantico a sud della Groenlandia e nel Pacifico sopra i mari di Bering e Okhotsk dove il cPV si trasforma in mPV, aree nel sud-est del Nord America e a sud del Giappone nell'Oceano Pacifico dove il cPV si trasforma in mPV durante il monsone invernale, e area dell'Asia meridionale dove la CP asiatica si trasforma in aria tropicale (anche durante il flusso monsonico)
Trasformazione delle masse d'aria
Quando le condizioni di circolazione cambiano, la massa d'aria nel suo insieme si sposta dalla fonte della sua formazione verso le aree vicine, interagendo con altre masse d'aria.
Quando si muove, la massa d'aria inizia a cambiare le sue proprietà: dipenderanno non solo dalle proprietà della fonte di formazione, ma anche dalle proprietà delle masse d'aria vicine, dalle proprietà della superficie sottostante su cui passa la massa d'aria, nonché dal tempo trascorso dalla formazione delle masse d'aria.
Questi influssi possono causare cambiamenti nel contenuto di umidità dell'aria, nonché cambiamenti nella temperatura dell'aria a causa del rilascio di calore latente o dello scambio di calore con la superficie sottostante.
Il processo di modifica delle proprietà di una massa d'aria è chiamato trasformazione o evoluzione.
La trasformazione associata al movimento della massa d'aria è chiamata dinamica. La velocità di movimento della massa d'aria a altezze diverse sarà diverso, la presenza di uno spostamento di velocità provoca una miscelazione turbolenta. Se gli strati inferiori dell'aria vengono riscaldati, si verifica instabilità e si sviluppa una miscelazione convettiva.
Diagramma della circolazione atmosferica
Aria nell'atmosferaè in costante movimento. Si muove sia in direzione orizzontale che verticale.
La causa principale del movimento dell'aria nell'atmosfera è la distribuzione non uniforme radiazione solare ed eterogeneità della superficie sottostante. Causano una temperatura dell'aria irregolare e, di conseguenza, la pressione atmosferica sulla superficie terrestre.
La differenza di pressione crea un movimento d’aria, che si sposta dalle aree ad alta a quelle a bassa pressione. Mentre si muovono, le masse d'aria vengono deviate dalla forza di rotazione terrestre.
(Ricordate come vengono deviati i corpi che si muovono negli emisferi settentrionale e meridionale.)
Ovviamente hai notato come in una calda giornata estiva si forma una leggera foschia sull'asfalto. Quest'aria calda e leggera sale. Un quadro simile, ma su scala molto più ampia, può essere osservato all’equatore. L'aria molto calda sale costantemente, formando correnti ascensionali.
Pertanto, qui vicino alla superficie si forma una cintura di bassa pressione costante.
L'aria che sale sopra l'equatore negli strati superiori della troposfera (10-12 km) si diffonde verso i poli. Si raffredda gradualmente e comincia a scendere al di sopra di circa 30 t° alle latitudini nord e sud.
Ciò crea un eccesso di aria, che contribuisce alla formazione di una zona tropicale ad alta pressione nello strato superficiale dell'atmosfera.
Nelle regioni polari l'aria è fredda, pesante e affonda, provocando movimenti verso il basso. Di conseguenza, negli strati superficiali della fascia polare si forma un'alta pressione.
I fronti atmosferici attivi si formano tra le cinture di alta pressione tropicale e polare alle latitudini temperate. L’aria molto più fredda sposta l’aria più calda verso l’alto, causando correnti ascensionali.
Di conseguenza, alle latitudini temperate si forma una cintura superficiale di bassa pressione.
Mappa delle zone climatiche della Terra
Se la superficie terrestre fosse omogenea, le cinture di pressione atmosferica si estenderebbero in strisce continue. Tuttavia, la superficie del pianeta è un'alternanza di acqua e terra, che hanno proprietà diverse. Il sushi si riscalda e si raffredda rapidamente.
L'oceano, al contrario, si riscalda e cede lentamente il suo calore. Questo è il motivo per cui le cinture di pressione atmosferica sono divise in sezioni separate: aree di alta e bassa pressione. Alcuni esistono durante tutto l'anno, altri in una determinata stagione.
Sulla Terra si alternano regolarmente fasce di alta e bassa pressione. L'alta pressione è ai poli e vicino ai tropici, la bassa pressione è all'equatore e nelle latitudini temperate.
Tipi di circolazione atmosferica
Nell'atmosfera terrestre ci sono diversi potenti collegamenti nella circolazione delle masse d'aria. Tutti sono attivi e inerenti a determinate zone latitudinali. Pertanto, sono chiamati tipi zonali di circolazione atmosferica.
Sulla superficie terrestre, le correnti d'aria si muovono dalla fascia tropicale di alta pressione all'equatore. Sotto l'influenza della forza derivante dalla rotazione della Terra, vengono deviati a destra nell'emisfero settentrionale e a sinistra nell'emisfero meridionale.
È così che si formano venti potenti e costanti: gli alisei. Nell'emisfero settentrionale gli alisei soffiano da nord-est, mentre nell'emisfero meridionale soffiano da sud-est. Quindi, il primo tipo zonale di circolazione atmosferica è aliseo.
Dai tropici, l'aria si sposta verso le latitudini temperate. Deviati dalla forza di rotazione terrestre, iniziano a spostarsi gradualmente da ovest a est. È proprio questo flusso dall'Atlantico che copre le latitudini temperate di tutta l'Europa, compresa l'Ucraina. Il trasporto aereo occidentale alle latitudini temperate è il secondo tipo zonale di circolazione atmosferica planetaria.
È anche naturale che l'aria si sposti dalle zone circumpolari ad alta pressione verso le latitudini temperate, dove la pressione è bassa.
Sotto l'influenza della forza di deviazione della rotazione terrestre, quest'aria si muove da nord-est nell'emisfero settentrionale e da sud-est nell'emisfero meridionale. Il flusso subpolare orientale delle masse d'aria costituisce il terzo tipo zonale di circolazione atmosferica.
Trova sulla mappa dell'atlante le zone latitudinali dove prevalgono i diversi tipi di circolazione d'aria zonale.
A causa del riscaldamento non uniforme della terra e dell’oceano, lo schema zonale del movimento delle masse d’aria viene interrotto. Ad esempio, nell'Eurasia orientale, alle latitudini temperate, il trasporto aereo occidentale funziona solo per sei mesi, in inverno. In estate, quando il continente si riscalda, le masse d'aria con la freschezza dell'oceano si spostano verso la terra.
Ecco come avviene il trasferimento aereo dei monsoni. Il cambiamento delle direzioni del movimento dell'aria due volte all'anno è una caratteristica della circolazione dei monsoni. Il monsone invernale è un flusso di aria relativamente fredda e secca dalla terraferma all'oceano.
Monsone estivo- movimento di aria umida e calda nella direzione opposta.
Tipi zonali di circolazione atmosferica
Ce ne sono tre principali tipo zonale di circolazione atmosferica: alisei, trasporto aereo occidentale e flusso subpolare orientale di masse d'aria. Il trasporto aereo monsonico sconvolge il modello generale di circolazione atmosferica ed è un tipo di circolazione azonale.
Circolazione atmosferica generale (pagina 1 di 2)
Ministero della Scienza e dell'Istruzione della Repubblica del Kazakistan
Accademia di Economia e Diritto intitolata a U.A. Dzholdasbekova
Facoltà di Lettere e Accademia di Economia
Disciplina: Ecologia
Sul tema: “Circolazione generale dell’atmosfera”
Completato da: Tsarskaya Margarita
Gruppo 102 A
Controllato da: Omarov B.B.
Taldykorgan 2011
introduzione
1. informazioni generali sulla circolazione atmosferica
2. Fattori che determinano la circolazione generale dell'atmosfera
3. Cicloni e anticicloni.
4. Venti che influenzano la circolazione generale dell'atmosfera
5. Effetto asciugacapelli
6. Schema generale di circolazione “Planet Machine”
Conclusione
Elenco della letteratura usata
introduzione
Nelle pagine letteratura scientifica Recentemente si è incontrato spesso il concetto di circolazione atmosferica generale, il cui significato è compreso da ogni specialista a modo suo. Questo termine è utilizzato sistematicamente da specialisti coinvolti in geografia, ecologia e parte superiore dell'atmosfera.
Meteorologi e climatologi, biologi e medici, idrologi e oceanologi, botanici e zoologi e naturalmente gli ecologisti mostrano un crescente interesse per la circolazione generale dell'atmosfera.
Non c'è consenso sul fatto che lo sia direzione scientifica emergenti di recente o la ricerca qui va avanti da secoli.
Di seguito proponiamo le definizioni della circolazione generale dell'atmosfera come insieme di scienze ed elenchiamo i fattori che la influenzano.
Viene fornito un certo elenco di risultati: ipotesi, sviluppi e scoperte che segnano pietre miliari ben note nella storia di questo corpo scientifico e danno una certa idea della gamma di problemi e compiti che considera.
Vengono descritte le caratteristiche distintive della circolazione generale dell'atmosfera e viene presentato lo schema più semplice di circolazione generale chiamato "macchina planetaria".
1. Generalità sulla circolazione atmosferica
La circolazione generale dell'atmosfera (dal latino Circulatio - rotazione, dal greco atmos - vapore e sphaira - palla) è un insieme di correnti d'aria su larga scala nella troposfera e nella stratosfera. Di conseguenza, nello spazio vengono scambiate masse d'aria, che contribuiscono alla ridistribuzione del calore e dell'umidità.
La circolazione generale dell'atmosfera è la circolazione dell'aria sul globo, che porta al suo trasferimento dalle basse latitudini alle alte latitudini e viceversa.
La circolazione generale dell'atmosfera è determinata da zone di alta pressione atmosferica nelle regioni polari e alle latitudini tropicali e da zone di bassa pressione nelle latitudini temperate ed equatoriali.
Il movimento delle masse d'aria avviene sia in direzione latitudinale che meridionale. Nella troposfera, la circolazione atmosferica comprende gli alisei, le correnti d'aria occidentali delle latitudini temperate, i monsoni, i cicloni e gli anticicloni.
La ragione del movimento delle masse d'aria è la distribuzione ineguale della pressione atmosferica e il riscaldamento da parte del Sole della superficie terrestre, degli oceani, del ghiaccio a diverse latitudini, nonché l'effetto deviante sul flusso d'aria della rotazione terrestre.
I principali modelli di circolazione atmosferica sono costanti.
Nella bassa stratosfera, le correnti d'aria a getto sono prevalentemente occidentali alle latitudini temperate e subtropicali e orientali a quelle tropicali, e viaggiano a velocità fino a 150 m/s (540 km/h) rispetto alla superficie terrestre.
Nella bassa troposfera, le direzioni prevalenti del trasporto aereo differiscono a seconda delle zone geografiche.
Alle latitudini polari soffiano i venti orientali; nelle regioni temperate - occidentali con frequenti perturbazioni da parte di cicloni e anticicloni, gli alisei e i monsoni sono i più stabili alle latitudini tropicali;
A causa della diversità della superficie sottostante si verificano deviazioni regionali - venti locali - sotto forma di circolazione generale dell'atmosfera.
2. Fattori che determinano la circolazione generale dell'atmosfera
– Distribuzione non uniforme dell’energia solare sulla superficie terrestre e, di conseguenza, distribuzione non uniforme della temperatura e della pressione atmosferica.
– Forze di Coriolis e attrito, sotto l'influenza delle quali i flussi d'aria acquisiscono una direzione latitudinale.
– Influenza della superficie sottostante: presenza di continenti e oceani, eterogeneità dei rilievi, ecc.
La distribuzione delle correnti d'aria sulla superficie terrestre è zonale. Alle latitudini equatoriali c'è calma o si osservano venti deboli e variabili. Gli alisei dominano nella zona tropicale.
Gli alisei sono venti costanti che soffiano da 30 latitudini all'equatore, con direzione nord-orientale nell'emisfero settentrionale e direzione sud-orientale nell'emisfero meridionale. A 30-35? Con. e S. – zona calma, cosiddetta. "latitudini del cavallo".
Alle latitudini temperate predominano i venti occidentali (sud-ovest nell'emisfero settentrionale, nord-ovest nell'emisfero meridionale). Alle latitudini polari soffiano i venti orientali (nell'emisfero settentrionale, nord-est, nell'emisfero meridionale, venti sud-orientali).
In realtà il sistema dei venti sopra la superficie terrestre è molto più complesso. IN zona subtropicale In molte aree, il trasporto degli alisei è interrotto dai monsoni estivi.
Nelle latitudini temperate e subpolari, i cicloni e gli anticicloni hanno un'enorme influenza sulla natura delle correnti d'aria e sui monsoni sulle coste orientali e settentrionali.
Inoltre in molte zone si formano venti locali dovuti alle caratteristiche del territorio.
3. Cicloni e anticicloni.
L'atmosfera è caratterizzata da movimenti di vortici, i più grandi dei quali sono cicloni e anticicloni.
Un ciclone è un vortice atmosferico ascendente con bassa pressione al centro e un sistema di venti dalla periferia al centro, diretto in senso antiorario nell'emisfero settentrionale e in senso orario nell'emisfero meridionale. I cicloni si dividono in tropicali ed extratropicali. Consideriamo i cicloni extratropicali.
Il diametro dei cicloni extratropicali è in media di circa 1000 km, ma si contano anche più di 3000 km. Profondità (pressione al centro) – 1000-970 hPa o meno. I forti venti soffiano come un ciclone, solitamente fino a 10-15 m/sec, ma possono raggiungere i 30 m/sec o più.
La velocità media del ciclone è di 30-50 km/h. Molto spesso i cicloni si muovono da ovest a est, ma a volte provengono da nord, sud e persino est. La zona di maggiore frequenza di cicloni è l'80a latitudine dell'emisfero settentrionale.
I cicloni portano tempo nuvoloso, piovoso, ventoso, raffreddamento in estate, riscaldamento in inverno.
I cicloni tropicali (uragani, tifoni) si formano alle latitudini tropicali e sono uno dei fenomeni naturali più formidabili e pericolosi; Il loro diametro è di diverse centinaia di chilometri (300-800 km, raramente più di 1000 km), ma sono caratterizzati da una grande differenza di pressione tra il centro e la periferia, che provoca forti venti di uragano, rovesci tropicali, forti temporali.
Un anticiclone è un vortice atmosferico discendente con maggiore pressione al centro e un sistema di venti dal centro verso la periferia, diretto in senso orario nell'emisfero settentrionale e in senso antiorario nell'emisfero meridionale. Le dimensioni degli anticicloni sono le stesse dei cicloni, ma nella fase avanzata dello sviluppo possono raggiungere fino a 4000 km di diametro.
La pressione atmosferica al centro degli anticicloni è solitamente di 1020-1030 hPa, ma può raggiungere più di 1070 hPa. La maggiore frequenza degli anticicloni è nelle zone subtropicali degli oceani. Gli anticicloni sono caratterizzati da tempo parzialmente nuvoloso senza precipitazioni, con venti deboli al centro, forti gelate in inverno e caldo in estate.
4. Venti che influenzano la circolazione generale dell'atmosfera
Monsoni. I monsoni sono venti stagionali che cambiano direzione due volte l'anno. In estate soffiano dall'oceano alla terra, in inverno dalla terra all'oceano. Il motivo della sua formazione è il riscaldamento ineguale della terra e dell'acqua a seconda delle stagioni dell'anno. A seconda della zona di formazione, i monsoni si dividono in tropicali ed extratropicali.
I monsoni extratropicali sono particolarmente pronunciati sul confine orientale dell'Eurasia. Il monsone estivo porta umidità e freschezza dall’oceano, mentre il monsone invernale soffia dalla terraferma, abbassando la temperatura e l’umidità.
I monsoni tropicali sono più pronunciati nel bacino dell’Oceano Indiano. Il monsone estivo soffia dall'equatore, è opposto agli alisei e porta nuvole, precipitazioni, addolcisce il caldo estivo, il monsone invernale coincide con l'aliseo, lo rafforza portando siccità.
Venti locali. I venti locali hanno una distribuzione locale, la loro formazione è associata alle caratteristiche di questo territorio: la vicinanza dei corpi idrici, la natura del rilievo. I più comuni sono le brezze, la bora, il foehn, i venti di montagna e quelli catabatici.
Brezze (vento leggero - fr) - si snoda lungo le rive di mari, grandi laghi e fiumi, cambiando direzione opposta due volte al giorno: la brezza diurna soffia dal bacino alla riva, la brezza notturna - dalla riva al bacino . Le brezze sono causate dalla variazione giornaliera della temperatura e, di conseguenza, della pressione sulla terra e sull'acqua. Catturano uno strato d'aria di 1-2 km.
La loro velocità è bassa: 3-5 m/s. Una brezza marina diurna molto forte si osserva sulle coste desertiche occidentali dei continenti alle latitudini tropicali, bagnate da correnti fredde e acqua fredda, che si alza al largo della costa nella zona di risalita.
Lì invade decine di chilometri nell’entroterra e produce un forte effetto climatico: riduce la temperatura, soprattutto in estate, di 5-70 C, e nell’Africa occidentale fino a 100 C, aumenta umidità relativa aria fino all'85%, favorisce la formazione di nebbia e rugiada.
Fenomeni simili alle brezze marine diurne si possono osservare nelle periferie delle grandi città, dove c'è una circolazione di aria più fredda dalla periferia al centro, poiché sulle città esistono “punti caldi” durante tutto l'anno.
I venti montagna-valle hanno una periodicità giornaliera: di giorno il vento soffia lungo la valle e lungo i pendii della montagna, di notte invece scende l'aria fresca. L'innalzamento dell'aria diurno porta alla formazione di cumuli sui pendii delle montagne; di notte, man mano che l'aria scende e si riscalda adiabaticamente, la nuvolosità scompare.
I venti glaciali sono venti freddi che soffiano costantemente dai ghiacciai montani lungo i pendii e le valli. Sono causati dal raffreddamento dell'aria sopra il ghiaccio. La loro velocità è di 5-7 m/s, il loro spessore è di diverse decine di metri. Sono più intensi di notte, poiché amplificati dai venti di pendio.
Circolazione atmosferica generale
1) A causa dell'inclinazione dell'asse terrestre e della sfericità della terra, le regioni equatoriali ricevono più energia solare rispetto alle regioni polari.
2) All'equatore l'aria si riscalda → si espande → sale → si forma una zona di bassa pressione. 3) Ai poli l'aria si raffredda → diventa più densa → cade → si forma una zona di alta pressione.
4) A causa della differenza di pressione atmosferica, le masse d'aria iniziano a spostarsi dai poli verso l'equatore.
La direzione e la velocità dei venti sono influenzate anche da:
- proprietà delle masse d'aria (umidità, temperatura...)
- superficie sottostante (oceani, catene montuose, ecc.)
- rotazione del globo attorno al proprio asse (forza di Coriolis)1) sistema generale (globale) di correnti d'aria sulla superficie terrestre, le cui dimensioni orizzontali sono paragonabili ai continenti e agli oceani e lo spessore da diversi km a decine di km.
Alisei - Questi sono venti costanti che soffiano dai tropici all'equatore.
Motivo: all'equatore c'è sempre una bassa pressione (correnti ascensionali), mentre ai tropici c'è sempre un'alta pressione (correnti discendenti).
A causa dell'azione della forza di Coriolis: gli alisei dell'emisfero settentrionale hanno una direzione nord-est (deviano a destra)
Alisei dell'emisfero meridionale - sud-est (deviazione a sinistra)
Venti di nord-est(nell'emisfero settentrionale) e venti da sud-est(nell'emisfero australe).
Motivo: le correnti d'aria si muovono dai poli verso latitudini moderate e, sotto l'influenza della forza di Coriolis, vengono deviate verso ovest. I venti occidentali sono venti che soffiano dai tropici alle latitudini temperate, principalmente da ovest a est.
Motivo: nella regione tropicale c'è alta pressione, mentre alle latitudini temperate è bassa, quindi parte dell'aria dalla regione E.D. si sposta verso la regione N.D. Quando ci si muove sotto l'influenza della forza di Coriolis, le correnti d'aria vengono deviate verso est.
I venti occidentali portano caldo e aria umida, Perché masse d'aria si formano sulle acque della calda Corrente del Nord Atlantico.
L'aria nel ciclone si sposta dalla periferia al centro;
Nella parte centrale del ciclone, l'aria sale e
Si raffredda, quindi si formano nuvole e precipitazioni;
Durante i cicloni prevale il tempo nuvoloso con forti venti:
in estate– piovoso e fresco,
in inverno– con disgeli e nevicate.
Anticiclone- Questa è un'area di alta pressione atmosferica con un massimo al centro.
l'aria nell'anticiclone si sposta dal centro verso la periferia; nella parte centrale dell'anticiclone l'aria scende e si riscalda, la sua umidità diminuisce, le nubi si dissipano; Durante gli anticicloni arriva il tempo sereno e senza vento:
d'estate fa caldo,
in inverno è gelido.
Circolazione atmosferica
Definizione 1
Circolazioneè un sistema di movimento delle masse d'aria.
La circolazione può essere generale su scala planetaria e locale che avviene su scala planetaria territori separati e zone acquatiche. La circolazione locale comprende le brezze diurne e notturne che si verificano sulle coste dei mari, i venti di montagna, i venti glaciali, ecc.
Circolazione locale in certo tempo e in certi luoghi possono sovrapporsi alle correnti di circolazione generale. Con la circolazione generale dell'atmosfera, in essa si formano enormi onde e vortici, che si sviluppano e si muovono in modi diversi.
Tali perturbazioni atmosferiche sono i cicloni e gli anticicloni, che sono caratteristiche della circolazione generale dell'atmosfera.
Come risultato del movimento delle masse d'aria, che avviene sotto l'influenza dei centri di pressione atmosferica, le aree vengono fornite di umidità. Come risultato del fatto che nell’atmosfera esistono simultaneamente movimenti d’aria di diversa scala, che si sovrappongono l’uno all’altro, circolazione atmosfericaè un processo molto complesso.
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Il movimento delle masse d’aria su scala planetaria è influenzato da 3 fattori principali:
Questi fattori complicano la circolazione generale dell’atmosfera.
Se la Terra fosse omogeneo e non ruotava attorno al suo asse - quindi la temperatura e la pressione sulla superficie della terra corrisponderebbero alle condizioni termiche e sarebbero di natura latitudinale. Ciò significa che la diminuzione della temperatura avverrebbe dall’equatore ai poli.
Con questa distribuzione, l’aria calda all’equatore sale, mentre l’aria fredda ai poli scende. Di conseguenza, si accumulerebbe all’equatore nella parte superiore della troposfera e la pressione sarebbe alta, mentre ai poli sarebbe bassa.
In quota l'aria fluirebbe nella stessa direzione e porterebbe ad una diminuzione della pressione sull'equatore e ad un suo aumento sui poli. Il deflusso dell'aria in prossimità della superficie terrestre avverrebbe dai poli, dove la pressione è elevata, verso l'equatore in direzione meridionale.
Si scopre che la ragione termica è la prima ragione della circolazione dell'atmosfera: temperature diverse portano a pressioni diverse a latitudini diverse. In realtà la pressione è bassa sopra l’equatore e alta ai poli.
Su una rotazione uniforme Sulla Terra, nell'alta troposfera e nella bassa stratosfera, i venti, quando fluiscono verso i poli, nell'emisfero settentrionale dovrebbero deviare a destra, nell'emisfero meridionale - a sinistra e allo stesso tempo diventare occidentali.
Nella bassa troposfera, i venti, che fluiscono dai poli verso l'equatore e si deviano, diventerebbero orientali nell'emisfero settentrionale e sudorientali nell'emisfero meridionale. La seconda ragione della circolazione atmosferica è chiaramente visibile: dinamica. La componente zonale della circolazione generale dell'atmosfera è determinata dalla rotazione della Terra.
La superficie sottostante con una distribuzione non uniforme di terra e acqua ha un impatto significativo sulla circolazione generale dell'atmosfera.
Cicloni
Lo strato inferiore della troposfera è caratterizzato da vortici che appaiono, si sviluppano e scompaiono. Alcuni vortici sono molto piccoli e passano inosservati, mentre altri hanno un grande impatto sul clima del pianeta. Questo vale innanzitutto per i cicloni e gli anticicloni.
Definizione 2
Cicloneè un enorme vortice atmosferico con bassa pressione al centro.
Nell'emisfero settentrionale, l'aria in un ciclone si muove in senso antiorario, nell'emisfero meridionale - in senso orario. L'attività ciclonica alle medie latitudini è una caratteristica della circolazione atmosferica.
I cicloni sorgono a causa della rotazione della Terra e della forza di deflessione di Coriolis, e nel loro sviluppo attraversano fasi dall'inizio al riempimento. Di norma, i cicloni si verificano sui fronti atmosferici.
Due masse d'aria di temperatura opposta, separate da un fronte, vengono attirate in un ciclone. L'aria calda all'interfaccia viene iniettata in una regione di aria fredda e deviata verso le alte latitudini.
L'equilibrio viene interrotto e l'aria fredda nella parte posteriore è costretta a penetrare fino alle basse latitudini. Si presenta una curva ciclonica della parte anteriore, che rappresenta onda gigantesca, spostandosi da ovest a est.
Lo stadio dell'onda è primo stadio sviluppo del ciclone.
L'aria calda sale e scivola lungo la superficie frontale nella parte anteriore dell'onda. Le onde risultanti con una lunghezza di 1.000 $ km o più sono instabili nello spazio e continuano a svilupparsi.
Allo stesso tempo, il ciclone si sposta verso est ad una velocità di $ 100 $ km al giorno, la pressione continua a diminuire e il vento diventa più forte, l'ampiezza dell'onda aumenta. Questo seconda fase– stadio di un ciclone giovane.
Su mappe speciali, un giovane ciclone è delineato da diverse isobare.
Quando l'aria calda si sposta verso le alte latitudini, si forma fronte caldo, e il movimento dell'aria fredda verso le latitudini tropicali forma un fronte freddo. Entrambi i fronti sono parti di un unico tutto. Un fronte caldo si muove più lentamente di un fronte freddo.
Se un fronte freddo raggiunge un fronte caldo e si fonde con esso, a fronte di occlusione. L'aria calda sale e si attorciglia a spirale. Questo terza fase sviluppo del ciclone – fase di occlusione.
Quarta fase– la compilazione è definitiva. L'aria calda viene finalmente spinta verso l'alto e raffreddata, i contrasti termici scompaiono, il ciclone diventa freddo su tutta la sua area, rallenta e infine si riempie. Dall'inizio al riempimento, la vita di un ciclone dura da $ 5 $ a $ 7 $ giorni.
Nota 1
I cicloni portano tempo nuvoloso, fresco e piovoso in estate e disgelo in inverno. I cicloni estivi si muovono a una velocità di $400$-$800$ km al giorno, quelli invernali - fino a $1000$ km al giorno.
Anticicloni
L'attività ciclonica è associata alla comparsa e allo sviluppo di anticicloni frontali.
Definizione 3
Anticicloneè un enorme vortice atmosferico con alta pressione al centro.
Gli anticicloni si formano nella parte posteriore del fronte freddo di un giovane ciclone nell'aria fredda e hanno i propri stadi di sviluppo.
Ci sono solo tre fasi nello sviluppo di un anticiclone:
Circolazione atmosferica generale
Gli oggetti di studio della circolazione generale dell'atmosfera sono i cicloni e gli anticicloni in movimento delle latitudini temperate con le loro condizioni meteorologiche in rapido cambiamento: alisei, monsoni, cicloni tropicali, ecc. Caratteristiche tipiche della circolazione generale dell'atmosfera, stabili nel tempo o ripetendosi più spesso di altri, vengono rivelati facendo la media degli elementi meteorologici su lunghi periodi di tempo di osservazione a lungo termine,
Nella fig. 8, 9 mostrano la distribuzione media a lungo termine del vento sulla superficie terrestre nei mesi di gennaio e luglio. A gennaio, ad es.
In inverno, nell'emisfero settentrionale, giganteschi vortici anticiclonici sono chiaramente visibili sul Nord America e un vortice particolarmente intenso sull'Asia centrale.
In estate, i vortici anticiclonici sulla terra vengono distrutti a causa del riscaldamento del continente, e sugli oceani tali vortici si intensificano in modo significativo e si diffondono verso nord.
Pressione sulla superficie terrestre in millibar e correnti d'aria prevalenti
A causa del fatto che nella troposfera l'aria alle latitudini equatoriali e tropicali viene riscaldata molto più intensamente che nelle regioni polari, la temperatura e la pressione dell'aria diminuiscono gradualmente nella direzione dall'equatore ai poli. Come dicono i meteorologi, il gradiente planetario di temperatura e pressione è diretto nella media troposfera dall'equatore ai poli.
(In meteorologia, il gradiente di temperatura e pressione viene preso nella direzione opposta rispetto alla fisica.) L'aria è un mezzo altamente mobile. Se la Terra non ruotasse attorno al proprio asse, negli strati inferiori dell'atmosfera l'aria fluirebbe dall'equatore ai poli e negli strati superiori ritornerebbe all'equatore.
Ma la Terra ruota ad una velocità angolare di 2n/86400 radianti al secondo. Le particelle d'aria, muovendosi dalle basse alle alte latitudini, mantengono elevate velocità lineari rispetto alla superficie terrestre, acquisite a basse latitudini, e quindi vengono deviate mentre si spostano verso est. Nella troposfera si forma uno spostamento d'aria da ovest a est, come mostrato in Fig. 10.
Tuttavia, un regime di corrente così regolare si osserva solo sulle mappe dei valori medi. Le "istantanee" delle correnti d'aria forniscono posizioni molto diverse, ogni volta nuove e non ripetitive di cicloni, anticicloni, correnti d'aria, zone di incontro di aria calda e fredda, cioè fronti atmosferici.
I fronti atmosferici svolgono un ruolo importante nella circolazione generale dell'atmosfera, poiché in essi si verificano trasformazioni significative dell'energia delle masse d'aria da un tipo all'altro.
Nella fig. La Figura 10 mostra schematicamente la posizione delle principali sezioni frontali nella media troposfera e in prossimità della superficie terrestre. Numerosi fenomeni meteorologici sono associati ai fronti atmosferici e alle zone frontali.
Qui si originano vortici ciclonici e anticiclonici, si formano spesse nubi e zone di precipitazione, aumenta il vento.
Quando un fronte atmosferico passa attraverso un dato punto, di solito si osserva chiaramente un notevole raffreddamento o riscaldamento e l'intero carattere del tempo cambia bruscamente. Caratteristiche interessanti si trovano nella struttura della stratosfera.
Zona frontale planetaria nella media troposfera
Se il calore si trova nella troposfera vicino all'equatore; masse d'aria, e ai poli - freddo, poi nella stratosfera, soprattutto in metà calda Quest'anno la situazione è esattamente l'opposto, l'aria qui è relativamente più calda ai poli e fredda all'equatore.
I gradienti di temperatura e pressione sono diretti nella direzione opposta rispetto alla troposfera.
L'influenza della forza di deviazione della rotazione terrestre, che ha portato alla formazione del trasferimento ovest-est nella troposfera, crea una zona di venti est-ovest nella stratosfera.
Posizione media degli assi delle correnti a getto nell'emisfero settentrionale in inverno
Le velocità del vento più elevate, e quindi la più alta energia cinetica dell'aria, si osservano nelle correnti a getto.
In senso figurato, le correnti a getto sono fiumi d'aria nell'atmosfera, fiumi che scorrono al limite superiore della troposfera, negli strati che separano la troposfera dalla stratosfera, cioè negli strati vicini alla tropopausa (Fig. 11 e 12).
La velocità del vento nelle correnti a getto raggiunge i 250 - 300 km/h - in inverno; e 100 - 140 km/h - in estate. Pertanto, un aereo a bassa velocità, cadendo in una tale corrente a getto, può volare "all'indietro".
Posizione media degli assi delle correnti a getto nell'emisfero settentrionale in estate
La lunghezza delle correnti a getto raggiunge diverse migliaia di chilometri. Sotto le correnti a getto nella troposfera si osservano "fiumi" d'aria più ampi e meno veloci: zone frontali planetarie ad alta quota, che svolgono anche un ruolo importante nella circolazione generale dell'atmosfera.
Il verificarsi di velocità del vento elevate nelle correnti a getto e nelle zone frontali planetarie ad alta quota si verifica a causa della presenza qui grande differenza temperature dell’aria tra masse d’aria vicine.
La presenza di una differenza di temperatura dell'aria, o come si suol dire, "contrasto di temperatura", porta ad un aumento del vento con l'altezza. La teoria mostra che tale aumento è proporzionale al gradiente di temperatura orizzontale dello strato d'aria in questione.
Nella stratosfera, a causa dell'inversione del gradiente di temperatura dell'aria meridionale, l'intensità delle correnti a getto diminuisce e queste scompaiono.
Nonostante la grande estensione delle zone frontali planetarie ad alta quota e delle correnti a getto, di regola non circondano l'intero globo, ma finiscono dove i contrasti di temperatura orizzontale tra le masse d'aria si indeboliscono. I contrasti termici più frequenti e drammatici si verificano nel fronte polare, che separa l'aria delle latitudini temperate dall'aria tropicale.
Posizione dell'asse della zona frontale altitudinale con insignificante scambio meridionale di masse d'aria
Zone frontali planetarie ad alta quota e correnti a getto si verificano spesso nel sistema del fronte polare. Sebbene in media le zone frontali planetarie ad alta quota abbiano una direzione da ovest a est, in casi specifici la direzione dei loro assi è molto diversa. Molto spesso alle latitudini temperate hanno un carattere ondulatorio. Nella fig.
13, 14 mostrano le posizioni degli assi delle zone frontali in quota nei casi di trasporto stabile ovest-est e nei casi di scambio meridionale delle masse d'aria sviluppato.
Una caratteristica significativa delle correnti d'aria nella stratosfera e nella mesosfera sulle regioni equatoriali e tropicali è l'esistenza di diversi strati d'aria con direzioni quasi opposte di forti venti.
L'emergere e lo sviluppo di questa struttura multistrato del campo eolico qui cambia a determinati intervalli di tempo, ma non del tutto coincidenti, che possono anche servire come una sorta di segno prognostico.
Se a ciò aggiungiamo che il fenomeno del forte riscaldamento nella stratosfera polare, che si verifica regolarmente in inverno, è in qualche modo collegato con i processi nella stratosfera che si verificano alle latitudini tropicali e con i processi troposferici alle latitudini moderate e alte, allora diventa chiaro quanto complesse e stravaganti quelle condizioni atmosferiche sviluppino processi che influenzano direttamente il regime meteorologico alle latitudini temperate.
Posizione dell'asse della zona frontale altitudinale con significativo scambio meridionale di masse d'aria
Lo stato della superficie sottostante, in particolare lo stato dello strato d'acqua attivo superiore nell'Oceano Mondiale, è di grande importanza per la formazione di processi atmosferici su larga scala. La superficie dell'Oceano Mondiale costituisce quasi 3/4 dell'intera superficie della Terra (Fig. 15).
Correnti marine
A causa della loro elevata capacità termica e della capacità di mescolarsi facilmente, le acque oceaniche immagazzinano calore per lungo tempo durante gli incontri con l'aria calda alle latitudini temperate e durante tutto l'anno alle latitudini meridionali. Il calore immagazzinato viene trasportato molto a nord dalle correnti marine e riscalda le zone vicine.
La capacità termica dell'acqua è molte volte maggiore della capacità termica del suolo e rocce, che costituiscono il territorio. La massa d'acqua riscaldata funge da accumulatore di calore con il quale fornisce l'atmosfera. Va notato che la terra riflette i raggi del sole molto meglio della superficie dell'oceano.
La superficie della neve e del ghiaccio riflette particolarmente bene i raggi del sole; L'80-85% di tutta la radiazione solare che cade sulla neve viene riflessa da essa. La superficie del mare, al contrario, assorbe quasi tutta la radiazione che la colpisce (55-97%). Come risultato di tutti questi processi, l'atmosfera riceve direttamente dal Sole solo 1/3 di tutta l'energia in entrata.
Riceve i restanti 2/3 della sua energia dalla superficie sottostante riscaldata dal Sole, principalmente dalla superficie dell'acqua. Il trasferimento di calore dalla superficie sottostante all'atmosfera avviene in diversi modi. in primo luogo, un gran numero di Il calore solare viene speso per l'evaporazione dell'umidità dalla superficie dell'oceano nell'atmosfera.
Quando questa umidità si condensa, viene rilasciato calore, che riscalda gli strati d'aria circostanti. In secondo luogo, la superficie sottostante cede calore all’atmosfera attraverso uno scambio termico turbolento (cioè vorticoso e disordinato). In terzo luogo, il calore viene trasferito mediante radiazione elettromagnetica termica. Come risultato dell'interazione dell'oceano con l'atmosfera, in quest'ultima si verificano importanti cambiamenti.
Lo strato dell'atmosfera in cui penetra il calore e l'umidità dell'oceano, in caso di invasione di aria fredda sulla calda superficie dell'oceano, raggiunge i 5 km o più. Nei casi in cui l'aria calda invade la superficie dell'acqua fredda dell'oceano, l'altezza alla quale si estende l'influenza dell'oceano non supera 0,5 km.
In caso di invasione di aria fredda, lo spessore del suo strato, influenzato dall'oceano, dipende principalmente dall'entità della differenza di temperatura acqua-aria. Se l'acqua è più calda dell'aria, si sviluppa una potente convezione, cioè movimenti disordinati dell'aria verso l'alto, che portano alla penetrazione di calore e umidità negli strati alti dell'atmosfera.
Al contrario, se l'aria è più calda dell'acqua, non avviene la convezione e l'aria cambia le sue proprietà solo negli strati più bassi. Al di sopra della calda Corrente del Golfo nell’Oceano Atlantico, durante l’invasione di aria molto fredda, il trasferimento di calore dall’oceano può raggiungere fino a 2000 cal/cm2 al giorno e si estende all’intera troposfera.
L’aria calda può perdere 20-100 calorie/cm2 al giorno sulla fredda superficie dell’oceano. I cambiamenti nelle proprietà dell'aria che cade sulla superficie calda o fredda dell'oceano si verificano abbastanza rapidamente: tali cambiamenti possono essere notati a un livello di 3 o 5 km entro un giorno dall'inizio dell'invasione.
Quali incrementi della temperatura dell'aria possono verificarsi a seguito della sua trasformazione (cambiamento) sopra la superficie dell'acqua sottostante? Risulta che nella metà fredda dell'anno l'atmosfera sopra l'Atlantico si riscalda in media di 6°C, e talvolta può riscaldarsi di 20°C al giorno. L'atmosfera può raffreddarsi di 2-10° al giorno. Si stima che nell’Oceano Atlantico settentrionale, vale a dire
dove si verifica il trasferimento di calore più intenso dall’oceano all’atmosfera, l’oceano emette 10-30 volte più calore di quello che riceve dall’atmosfera. È naturale che le riserve di calore nell'oceano vengano reintegrate dall'afflusso di calde acque oceaniche provenienti dalle latitudini tropicali. Le correnti d'aria distribuiscono il calore ricevuto dall'oceano per migliaia di chilometri. L'effetto riscaldante degli oceani in inverno porta al fatto che la differenza nella temperatura dell'aria tra le parti nord-orientali degli oceani e dei continenti è di 15-20° alle latitudini di 45-60° vicino alla superficie terrestre e di 4-5° nelle latitudini 45-60°. troposfera media. Ad esempio, l’effetto del riscaldamento dell’oceano sul clima del Nord Europa è stato ben studiato.
In inverno, la parte nordoccidentale dell'Oceano Pacifico è sotto l'influenza dell'aria fredda del continente asiatico, il cosiddetto monsone invernale, che si estende per 1-2mila km nello strato superficiale dell'oceano e per 3-4mila chilometri. km nella media troposfera (Fig. 16) .
Quantità annuali di calore trasferite dalle correnti marine
In estate fa più freddo sull'oceano che sui continenti, quindi l'aria proveniente dall'Oceano Atlantico raffredda l'Europa, mentre l'aria proveniente dal continente asiatico riscalda l'Oceano Pacifico. Tuttavia, il quadro sopra descritto è tipico per condizioni di circolazione medie.
I cambiamenti giornalieri nell’entità e nella direzione dei flussi di calore dalla superficie sottostante all’atmosfera e ritorno sono molto diversi e hanno una grande influenza sui cambiamenti nei processi atmosferici stessi.
Esistono ipotesi secondo le quali le peculiarità dello sviluppo dello scambio termico tra diverse parti della superficie sottostante e l'atmosfera determinano la natura stabile dei processi atmosferici per lunghi periodi di tempo.
Se l'aria si riscalda sopra la superficie dell'acqua calda anomala (sopra la norma) dell'una o dell'altra parte dell'Oceano Mondiale alle latitudini temperate dell'emisfero settentrionale, nella troposfera media si forma un'area di alta pressione (cresta di pressione) , lungo la periferia orientale della quale inizia il trasferimento di masse d'aria fredda dall'Artico, e lungo la sua parte occidentale, il trasferimento di aria calda dalle latitudini tropicali al nord. Questa situazione può portare alla persistenza di un'anomalia meteorologica a lungo termine sulla superficie terrestre in alcune zone: secche e calde o piovose e fresche in estate, gelide e secche o calde e nevose in inverno. La nuvolosità gioca un ruolo molto significativo nella formazione dei processi atmosferici regolando il flusso del calore solare sulla superficie terrestre. La copertura nuvolosa aumenta significativamente la percentuale di radiazione riflessa e quindi riduce il riscaldamento della superficie terrestre, che a sua volta influisce sulla natura dei processi sinottici. Risulta essere in qualche modo simile feedback: la natura della circolazione atmosferica influenza la creazione di sistemi nuvolosi e i sistemi nuvolosi, a loro volta, influenzano i cambiamenti nella circolazione. Abbiamo elencato solo i più importanti fattori “terrestri” studiati che influenzano la formazione del tempo e la circolazione dell'aria. L'attività del Sole gioca un ruolo speciale nello studio delle cause dei cambiamenti nella CIRCOLAZIONE generale dell'atmosfera. Qui è necessario distinguere tra i cambiamenti nella circolazione dell'aria sulla Terra in connessione con i cambiamenti nel flusso totale di calore proveniente dal Sole sulla Terra a seguito delle fluttuazioni del valore della cosiddetta costante solare. Tuttavia, come mostrano recenti ricerche, in realtà non si tratta di un valore strettamente costante. L'energia della circolazione atmosferica viene continuamente rifornita dall'energia inviata dal Sole. Pertanto, se l’energia totale inviata dal Sole fluttua in modo significativo, ciò potrebbe influenzare i cambiamenti nella circolazione e nel tempo sulla Terra. Questa questione non è stata ancora sufficientemente studiata. Per quanto riguarda il cambiamento attività solare, allora è noto che sulla superficie del Sole si verificano vari disturbi, macchie solari, torce, flocculi, protuberanze, ecc. Questi disturbi causano cambiamenti temporanei nella composizione della radiazione solare, aumenta la componente ultravioletta e la radiazione corpuscolare (cioè costituita da particelle cariche, principalmente protoni) proveniente dal Sole. Alcuni meteorologi ritengono che i cambiamenti nell'attività solare siano associati ai processi troposferici nell'atmosfera terrestre, cioè al tempo.
Quest’ultima affermazione richiede ulteriori ricerche, principalmente a causa del fatto che il ciclo di 11 anni dell’attività solare ben manifestato non è chiaramente visibile nelle condizioni meteorologiche sulla Terra.
È noto che esistono intere scuole di meteorologi che riescono a prevedere con successo il tempo in relazione ai cambiamenti nell'attività solare.
Vento e circolazione atmosferica generale
Il vento è il movimento dell'aria da aree di maggiore pressione atmosferica verso aree di minore pressione. La velocità del vento è determinata dall'entità della differenza di pressione atmosferica.
L'influenza del vento sulla navigazione deve essere costantemente presa in considerazione, poiché provoca la deriva della nave, onde di tempesta, ecc.
A causa del riscaldamento non uniforme delle diverse parti del globo, esiste un sistema di correnti atmosferiche su scala planetaria (circolazione atmosferica generale).
Il flusso d'aria è costituito da singoli vortici che si muovono casualmente nello spazio. Pertanto, la velocità del vento misurata in qualsiasi punto cambia continuamente nel tempo. Le maggiori fluttuazioni della velocità del vento si osservano nello strato vicino all'acqua. Per poter confrontare le velocità del vento, come altezza standard è stata presa un'altezza di 10 metri sul livello del mare.
La velocità del vento è espressa in metri al secondo, la forza del vento in punti. Il rapporto tra loro è determinato dalla scala Beaufort.
Scala Beaufort
Le fluttuazioni della velocità del vento sono caratterizzate dal coefficiente di raffica, inteso come il rapporto tra la velocità massima delle raffiche di vento e la sua velocità media ottenuta in 5 - 10 minuti.
All’aumentare della velocità media del vento, il fattore di raffica diminuisce. A velocità del vento elevate, il coefficiente di raffica è di circa 1,2 - 1,4.
Gli alisei sono venti che soffiano tutto l'anno in una direzione nella zona dall'equatore fino a 35° N. w. e fino a 30° sud. w. Stabile nella direzione: nell'emisfero nord - nord-est, nell'emisfero sud - sud-est. Velocità – fino a 6 m/s.
I monsoni sono venti delle latitudini temperate, che soffiano dall'oceano verso la terraferma in estate e dalla terraferma all'oceano in inverno. Raggiunge velocità di 20 m/s. I monsoni portano un clima secco, sereno e freddo sulla costa in inverno, e un clima nuvoloso con pioggia e nebbia in estate.
Le brezze si formano a causa del riscaldamento irregolare dell'acqua e del terreno durante il giorno. Durante il giorno il vento soffia dal mare verso la terra (brezza marina). Di notte dalla costa fredda - al mare (brezza costiera). Velocità del vento 5 – 10 m/s.
I venti locali sorgono in alcune zone a causa delle caratteristiche del rilievo e differiscono nettamente dal flusso d'aria generale: nascono a causa del riscaldamento (raffreddamento) non uniforme della superficie sottostante. Informazioni dettagliate sui venti locali sono fornite nelle indicazioni di navigazione e nelle descrizioni idrometeorologiche.
La Bora è un vento forte e rafficato diretto lungo un pendio di montagna. Apporta un raffreddamento significativo.
Si osserva nelle aree in cui una bassa catena montuosa confina con il mare, durante i periodi in cui la pressione atmosferica aumenta sulla terra e la temperatura diminuisce rispetto alla pressione e alla temperatura sul mare.
Nella zona della baia di Novorossijsk, la bora opera da novembre a marzo con una velocità media del vento di circa 20 m/s (le raffiche individuali possono essere di 50 - 60 m/s). La durata dell'azione va da uno a tre giorni.
Venti simili si osservano a Novaya Zemlya, sulla costa mediterranea della Francia (maestrale) e al largo delle coste settentrionali del Mare Adriatico.
Scirocco: i venti caldi e umidi nel Mar Mediterraneo centrale sono accompagnati da nuvole e precipitazioni.
I tornado sono trombe d'aria sul mare con un diametro fino a diverse decine di metri, costituite da spruzzi d'acqua. Durano fino a un quarto di giornata e si muovono a velocità fino a 30 nodi. La velocità del vento all'interno di un tornado può raggiungere i 100 m/s.
I venti tempestosi si verificano prevalentemente nelle aree con bassa pressione atmosferica. I cicloni tropicali raggiungono una forza particolarmente elevata, con velocità del vento che spesso superano i 60 m/s.
Forti tempeste si osservano anche alle latitudini temperate. Quando si muovono, le masse d'aria calda e fredda entrano inevitabilmente in contatto tra loro.
La zona di transizione tra queste masse è chiamata fronte atmosferico. Il passaggio del fronte è accompagnato da un brusco cambiamento del tempo.
Un fronte atmosferico può essere stazionario o in movimento. Ci sono fronti caldi, freddi e di occlusione. I principali fronti atmosferici sono: artico, polare e tropicale. Nelle carte sinottiche i fronti sono rappresentati come linee (front line).
Un fronte caldo si forma quando le masse d’aria calda attaccano quelle fredde. Sulle mappe meteorologiche, un fronte caldo è contrassegnato da una linea continua con semicerchi lungo il fronte che indicano la direzione dell'aria più fredda e la direzione del movimento.
Con l’avvicinarsi del fronte caldo, la pressione inizia a diminuire, le nuvole si addensano e iniziano a cadere forti precipitazioni. In inverno, in genere, al passaggio di un fronte compaiono nubi a strati bassi. La temperatura e l'umidità stanno lentamente aumentando.
Al passaggio di un fronte, le temperature e l’umidità in genere aumentano rapidamente e i venti aumentano. Dopo il passaggio del fronte, la direzione del vento cambia (il vento gira in senso orario), la caduta di pressione cessa e inizia un leggero aumento, le nuvole si dissipano e le precipitazioni cessano.
Un fronte freddo si forma quando le masse d'aria fredda attaccano quelle più calde (Fig. 18.2). Sulle mappe meteorologiche, un fronte freddo è rappresentato come una linea continua con triangoli lungo il fronte che indicano temperature più calde e la direzione del movimento. La pressione davanti al fronte diminuisce fortemente e in modo irregolare, la nave si trova in una zona di acquazzoni, temporali, raffiche e onde forti.
Un fronte di occlusione è un fronte formato dalla fusione di un fronte caldo e uno freddo. Appare come una linea continua con triangoli e semicerchi alternati.
Sezione di un fronte caldo
Sezione trasversale di un fronte freddo
Un ciclone è un vortice atmosferico di enorme diametro (da centinaia a diverse migliaia di chilometri) con una bassa pressione atmosferica al centro. L'aria in un ciclone circola in senso antiorario nell'emisfero settentrionale e in senso orario nell'emisfero meridionale.
Esistono due tipi principali di cicloni: extratropicali e tropicali.
I primi si formano alle latitudini temperate o polari e hanno un diametro di mille chilometri all'inizio dello sviluppo, e fino a diverse migliaia nel caso del cosiddetto ciclone centrale.
Un ciclone tropicale è un ciclone formatosi a latitudini tropicali. È un vortice atmosferico con una bassa pressione atmosferica al centro con velocità del vento simili a tempeste. I cicloni tropicali formatisi si muovono insieme alle masse d'aria da est a ovest, deviando gradualmente verso le alte latitudini.
Tali cicloni sono anche caratterizzati dal cosiddetto L '"occhio del ciclone" è un'area centrale con un diametro di 20-30 km con tempo relativamente sereno e senza vento. Ogni anno nel mondo si osservano circa 80 cicloni tropicali.
Vista di un ciclone dallo spazio
Percorsi dei cicloni tropicali
In Estremo Oriente e Sud-est asiatico i cicloni tropicali sono chiamati tifoni (dal cinese tai feng - forte vento), e al Nord e Sud America– uragani (spagnolo: huracán, dal nome del dio indiano del vento).
È generalmente accettato che una tempesta diventi un uragano quando la velocità del vento supera i 120 km/h; a velocità di 180 km/h un uragano è chiamato uragano forte;
7. Vento. Circolazione atmosferica generale
Lezione 7. Vento. Circolazione atmosferica generale
Vento – È il movimento dell'aria rispetto alla superficie terrestre, in cui predomina la componente orizzontale. Quando si considera il movimento del vento verso l'alto o verso il basso, viene presa in considerazione anche la componente verticale. Il vento è caratterizzato direzione, velocità e impetuosità.
La causa del vento è la differenza di pressione atmosferica nei diversi punti, determinata dal gradiente di pressione orizzontale. La pressione non è la stessa principalmente a causa dei diversi gradi di riscaldamento e raffreddamento dell'aria e diminuisce con l'altitudine.
Per avere un'idea della distribuzione della pressione sulla superficie del globo, su Mappe geografiche applicare una pressione misurata contemporaneamente in punti diversi e normalizzata alla stessa altezza (ad esempio, il livello del mare). I punti con la stessa pressione sono collegati da linee - isobare.
In questo modo, per le previsioni meteorologiche, vengono identificate le aree di alta (anticicloni) e bassa pressione (cicloni) e le direzioni del loro movimento. Utilizzando le isobare, è possibile determinare la quantità di variazione di pressione con la distanza.
In meteorologia il concetto è accettato gradiente di pressione orizzontaleè la variazione di pressione ogni 100 km lungo una linea orizzontale perpendicolare alle isobare dall'alta pressione alla bassa pressione. Questo cambiamento è solitamente di 1-2 hPa/100 km.
Il movimento dell'aria avviene nella direzione del gradiente, ma non in linea retta, ma in modo più complesso, causato dall'interazione delle forze che deviano l'aria a causa della rotazione della terra e dell'attrito. Sotto l'influenza della rotazione terrestre, il movimento dell'aria devia dal gradiente di pressione verso destra nell'emisfero settentrionale e verso sinistra nell'emisfero meridionale.
La deviazione maggiore si osserva ai poli e all'equatore è vicina allo zero. La forza di attrito riduce sia la velocità del vento che la deviazione dalla pendenza a causa del contatto con la superficie, così come all'interno della massa d'aria a causa velocità diverse negli strati dell'atmosfera. L'influenza combinata di queste forze devia il vento dalla pendenza sulla terra di 45-55°, sul mare di 70-80°.
Con l'aumentare dell'altitudine la velocità del vento e la sua deviazione aumentano fino a 90° ad un livello di circa 1 km.
La velocità del vento viene solitamente misurata in m/sec, meno spesso in km/ora e punti. La direzione viene considerata quella in cui soffia il vento, determinata in direzione (ce ne sono 16) o gradi angolari.
Utilizzato per le osservazioni del vento paletta, che è installato ad un'altezza di 10-12 m. Un anemometro portatile viene utilizzato per osservazioni a breve termine della velocità negli esperimenti sul campo.
Anemometro consente di misurare a distanza la direzione e la velocità del vento , anemombografo registra continuamente questi indicatori.
La variazione diurna della velocità del vento sugli oceani non è quasi osservata ed è ben espressa sulla terra: alla fine della notte - il minimo, nel pomeriggio - il massimo. Il ciclo annuale è determinato dai modelli di circolazione generale dell'atmosfera e differisce tra le regioni del globo. Ad esempio, in Europa in estate c'è una velocità del vento minima, in inverno è massima. IN Siberia orientale- viceversa.
La direzione del vento in un determinato luogo cambia spesso, ma se si tiene conto della frequenza dei venti di diverse direzioni, è possibile determinare che alcuni si verificano più spesso. Per studiare le direzioni in questo modo, viene utilizzato un grafico chiamato rosa dei venti. Su ciascuna linea retta di tutti i punti di riferimento viene tracciato il numero osservato di eventi di vento per il periodo richiesto e i valori ottenuti sui punti di riferimento sono collegati da linee.
Il vento aiuta a mantenere la costanza della composizione gassosa dell'atmosfera, mescolando le masse d'aria, trasportando l'aria marina umida nell'entroterra, fornendo loro umidità.
L'effetto sfavorevole del vento sull'agricoltura può manifestarsi in una maggiore evaporazione dalla superficie del suolo, causando siccità, l'erosione eolica dei suoli è possibile a velocità del vento elevate;
La velocità e la direzione del vento devono essere prese in considerazione quando si impollinano i campi con pesticidi e quando si irriga con gli irrigatori. Durante la posa delle fasce forestali e il mantenimento della neve è necessario conoscere la direzione dei venti dominanti.
Venti locali.
Vengono chiamati i venti locali venti caratteristici solo di alcune aree geografiche. Sono di particolare importanza nella loro influenza su tempo atmosferico, la loro origine è diversa.
Brezze – venti costa mari e grandi laghi che presentano un brusco cambio di direzione diurno. Durante il giorno brezza marina soffia sulla riva dal mare, e di notte - brezza terrestre soffia dalla terra al mare (Fig. 2).
Sono pronunciati con tempo sereno nella stagione calda, quando il trasporto aereo complessivo è debole. In altri casi, ad esempio durante il passaggio dei cicloni, le brezze possono essere mascherate da correnti più forti.
Il movimento del vento durante le brezze si osserva a una distanza di diverse centinaia di metri (fino a 1-2 km), con una velocità media di 3 - 5 m/sec, e ai tropici - anche di più, penetrando per decine di chilometri in profondità nella terra o mare.
Lo sviluppo delle brezze è associato alla variazione giornaliera della temperatura della superficie terrestre. Durante il giorno la terra si riscalda più della superficie dell'acqua, la pressione sopra di essa diminuisce e si forma il trasferimento d'aria dal mare alla terra. Di notte, la terra si raffredda più velocemente e con maggiore intensità e l'aria viene trasferita dalla terra al mare.
La brezza diurna abbassa la temperatura e aumenta l'umidità relativa, che è particolarmente pronunciata ai tropici. Ad esempio, nel Africa occidentale Quando l'aria dal mare si sposta verso la terra, la temperatura può scendere di 10°C o più e l'umidità relativa può aumentare del 40%.
Le brezze si osservano anche sulle coste dei grandi laghi: Ladoga, Onega, Baikal, Sevan, ecc., Così come su grandi fiumi. In queste zone però le brezze sono minori nel loro sviluppo orizzontale e verticale.
Venti di montagna-valle si osservano nei sistemi montuosi prevalentemente in estate e sono simili alle brezze nella loro frequenza giornaliera. Durante il giorno soffiano sulla valle e lungo i pendii delle montagne a causa del riscaldamento del sole, e di notte, quando si raffredda, l'aria scorre lungo i pendii. Il movimento dell'aria notturno può causare gelate, che sono particolarmente pericolose in primavera, quando i giardini sono in fiore.
Föhn –un vento caldo e secco che soffia dalle montagne verso le valli. Allo stesso tempo, la temperatura dell'aria aumenta notevolmente e la sua umidità diminuisce, a volte molto rapidamente. Si osservano nelle Alpi, nel Caucaso occidentale, sulla costa meridionale della Crimea, nelle montagne dell'Asia centrale, in Yakutia, sui pendii orientali delle Montagne Rocciose e in altri sistemi montuosi.
Il foehn si forma quando una corrente d'aria attraversa una cresta. Poiché sul lato sottovento si crea il vuoto, l'aria viene risucchiata sotto forma di vento verso il basso. L'aria discendente viene riscaldata secondo la legge adiabatica secca: di 1°C ogni 100 m di discesa.
Ad esempio, se a un'altitudine di 3000 m l'aria aveva una temperatura di -8o e un'umidità relativa del 100%, quindi, scendendo a valle, si riscalderà fino a 22o e l'umidità scenderà al 17%. Se l'aria sale lungo il pendio sopravvento, il vapore acqueo si condensa e si formano le nuvole, le precipitazioni cadono e l'aria discendente sarà ancora più secca.
La durata degli asciugacapelli varia da alcune ore a diversi giorni. Un asciugacapelli può causare un intenso scioglimento della neve e allagamenti, seccando il suolo e la vegetazione fino alla morte.
Bora–è un vento forte, freddo e rafficato che soffia dalle basse catene montuose verso un mare più caldo.
La bora più famosa si trova nella baia di Novorossijsk del Mar Nero e sulla costa adriatica vicino alla città di Trieste. Simile alla bora per origine e manifestazione nord nell'area di
Baku, maestrale sulla costa mediterranea della Francia, Northser nel Golfo del Messico.
La bora si crea quando masse d'aria fredda attraversano la dorsale costiera. L'aria scende sotto la forza di gravità, sviluppando una velocità di oltre 20 m/sec, mentre la temperatura scende notevolmente, talvolta di oltre 25°C. La bora si attenua a pochi chilometri dalla costa, ma a volte può coprire una parte significativa del mare.
A Novorossijsk la bora si osserva circa 45 giorni all'anno, il più delle volte da novembre a marzo, con una durata fino a 3 giorni, raramente fino a una settimana.
Circolazione atmosferica generale
Circolazione atmosferica generale– si tratta di un sistema complesso di grandi correnti d'aria che trasportano masse d'aria molto grandi sul globo.
Nell'atmosfera vicino alla superficie terrestre alle latitudini polari e tropicali si osserva il trasporto orientale e alle latitudini temperate il trasporto occidentale.
Il movimento delle masse d'aria è complicato dalla rotazione della Terra, nonché dalla topografia e dall'influenza delle aree di alta e bassa pressione. La deviazione dei venti dalle direzioni prevalenti arriva fino a 70°.
Nel processo di riscaldamento e raffreddamento di enormi masse d'aria sul globo, si formano aree di alta e bassa pressione che determinano la direzione delle correnti d'aria planetarie. Sulla base dei valori di pressione media a lungo termine al livello del mare, sono stati identificati i seguenti modelli.
Su entrambi i lati dell'equatore si trova una zona di bassa pressione (in gennaio tra 15° di latitudine nord e 25° di latitudine sud, in luglio tra 35° di latitudine nord e 5° di latitudine sud). Questa zona, chiamata depressione equatoriale, si estende maggiormente all'emisfero in cui si trova dato mese estate.
Nella direzione nord e sud di essa, la pressione aumenta e raggiunge valori massimi a zone subtropicali di alta pressione(a gennaio - a 30-32o latitudini settentrionali e meridionali, a luglio - a 33-37o N e 26-30o S). Dalle zone subtropicali a quelle temperate la pressione diminuisce, soprattutto nell'emisfero meridionale.
La pressione minima è a due zone subpolari di bassa pressione(75-65o N e 60-65o S). Più verso i poli la pressione aumenta nuovamente.
Anche il gradiente barico meridionale si trova in accordo con le variazioni di pressione. È diretto dalle zone subtropicali da un lato - all'equatore, dall'altro - alle latitudini subpolari, dai poli alle latitudini subpolari. La direzione zonale dei venti è coerente con ciò.
Sopra l'Atlantico, il Pacifico e Oceani indiani I venti di nord-est e sud-est soffiano molto spesso – Alisei. I venti occidentali nell'emisfero meridionale, alle latitudini 40-60°, piegano tutto l'oceano.
Nell'emisfero settentrionale, alle latitudini temperate, i venti occidentali si esprimono costantemente solo sugli oceani, mentre sui continenti le direzioni sono più complesse, sebbene prevalgano anche i venti occidentali.
I venti orientali delle latitudini polari si osservano chiaramente solo lungo la periferia dell'Antartide.
Nel sud, nell'est e nel nord dell'Asia si verifica un brusco cambiamento nella direzione dei venti da gennaio a luglio: queste sono aree monsone. Le cause dei monsoni sono simili alle cause delle brezze. In estate, la terraferma asiatica si riscalda notevolmente e su di essa si estende un'area di bassa pressione, dove si riversano le masse d'aria provenienti dall'oceano.
Il conseguente monsone estivo provoca grandi quantità di precipitazioni, spesso di natura torrenziale. In inverno, l'alta pressione si stabilisce sull'Asia a causa del raffreddamento più intenso della terra rispetto all'oceano e l'aria fredda si sposta verso l'oceano, formando il monsone invernale con tempo sereno e secco. I monsoni penetrano per più di 1000 km in uno strato sopra la terra fino a 3-5 km.
Masse d'aria e loro classificazione.
Massa d'aria- si tratta di una quantità d'aria molto grande, che occupa un'area di milioni di chilometri quadrati.
Nel processo di circolazione generale dell'atmosfera, l'aria viene divisa in masse d'aria separate, che rimangono a lungo su un vasto territorio, acquisiscono determinate proprietà e provocano vari tipi di condizioni meteorologiche.
Spostandosi in altre aree della Terra, queste masse portano con sé i propri modelli meteorologici. La predominanza di masse d'aria di un certo tipo in una particolare area crea il regime climatico caratteristico dell'area.
Le principali differenze nelle masse d'aria sono: temperatura, umidità, nuvolosità, contenuto di polvere. Ad esempio, in estate l’aria sopra gli oceani è più umida, più fredda e più pulita che sulla terraferma alla stessa latitudine.
Più a lungo l'aria rimane su un'area, più subisce cambiamenti, quindi le masse d'aria vengono classificate in base aree geografiche dove si sono formati.
Esistono tipologie principali: 1) Artico (Antartico), che si muovono dai poli, da zone di alta pressione; 2) latitudini temperate“polare” – negli emisferi settentrionale e meridionale; 3) tropicale– spostarsi dalle zone subtropicali e tropicali alle latitudini temperate; 4) equatoriale– si formano sopra l’equatore. All'interno di ciascun tipo si distinguono sottotipi marini e continentali, che differiscono principalmente per temperatura e umidità all'interno del tipo. L'aria, essendo in costante movimento, si sposta dall'area di formazione a quelle vicine e cambia gradualmente proprietà sotto l'influenza della superficie sottostante, trasformandosi gradualmente in una massa di tipo diverso. Questo processo si chiama trasformazione.
Freddo Le masse d'aria sono quelle che si spostano verso una superficie più calda. Provocano un raffreddamento nelle zone da cui provengono.
Mentre si muovono, vengono riscaldati dalla superficie terrestre, quindi all'interno delle masse si creano grandi gradienti di temperatura verticali e si sviluppa la convezione con la formazione di cumuli e cumulonembi e precipitazioni.
Vengono chiamate masse d'aria che si muovono verso una superficie più fredda Caldo dalle masse. Portano il riscaldamento, ma loro stessi si raffreddano dal basso. In essi non si sviluppa la convezione e predominano le nubi stratificate.
Le masse d'aria vicine sono separate le une dalle altre da zone di transizione fortemente inclinate rispetto alla superficie terrestre. Queste zone sono chiamate fronti.
Masse d'aria- grandi volumi d'aria nella parte inferiore dell'atmosfera terrestre - la troposfera, avente dimensioni orizzontali di molte centinaia o diverse migliaia di chilometri e dimensioni verticali di diversi chilometri, caratterizzata da temperatura e contenuto di umidità approssimativamente uniformi in senso orizzontale.
Tipi:artico O Aria antartica(AB), Aria temperata(UV), aria tropicale(TV), Aria equatoriale(EV).
L'aria negli strati di ventilazione può muoversi nella forma laminare O turbolento fluire. Concetto "laminare" significa che i singoli flussi d'aria sono paralleli tra loro e si muovono nello spazio di ventilazione senza turbolenze. Quando flusso turbolento le sue particelle non solo si muovono parallelamente, ma eseguono anche movimenti trasversali. Ciò porta alla formazione di vortici lungo l'intera sezione trasversale del condotto di ventilazione.
La condizione del flusso d'aria nello spazio di ventilazione dipende da: Velocità del flusso d'aria, Temperatura dell'aria, Area della sezione trasversale del condotto di ventilazione, Forme e superfici degli elementi costruttivi al confine del condotto di ventilazione.
IN atmosfera terrestre Si osservano movimenti d'aria delle scale più diverse: da decine e centinaia di metri (venti locali) a centinaia e migliaia di chilometri (cicloni, anticicloni, monsoni, alisei, zone frontali planetarie).
L'aria è in costante movimento: sale - movimento verso l'alto, scende - movimento verso il basso. Il movimento dell'aria in direzione orizzontale è chiamato vento. La causa del vento è la distribuzione non uniforme della pressione atmosferica sulla superficie terrestre, causata dalla distribuzione non uniforme della temperatura. In questo caso, il flusso d'aria si sposta dai luoghi ad alta pressione verso il lato dove la pressione è inferiore.
Quando c'è vento, l'aria non si muove in modo uniforme, ma a colpi e raffiche, soprattutto vicino alla superficie della Terra. Ci sono molte ragioni che influenzano il movimento dell'aria: l'attrito del flusso d'aria sulla superficie della Terra, l'incontro con ostacoli, ecc. Inoltre, i flussi d'aria, sotto l'influenza della rotazione della Terra, vengono deviati verso destra in nell'emisfero settentrionale e a sinistra nell'emisfero meridionale.
Invadendo aree con diverse proprietà termiche superficiali, le masse d'aria si trasformano gradualmente. Ad esempio, l'aria temperata del mare, entrando nella terraferma e spostandosi verso l'interno, si riscalda gradualmente e si asciuga, trasformandosi in aria continentale. La trasformazione delle masse d'aria è particolarmente caratteristica delle latitudini temperate, nelle quali di tanto in tanto invadono aria calda e secca dalle latitudini tropicali e aria fredda e secca dalle latitudini subpolari.
- un fattore importante nella formazione del clima. Si esprime muovendosi vari tipi masse d'aria
Masse d'aria- queste sono parti mobili della troposfera che differiscono l'una dall'altra per temperatura e umidità. Ci sono masse d'aria mare E continentale.
Masse d'aria marina si formano sugli oceani. Sono più umidi rispetto a quelli continentali che si formano sulla terra.
In diverso zone climatiche La Terra forma le proprie masse d'aria: equatoriale, tropicale, temperato, artico E Antartico.
Quando le masse d'aria si muovono, mantengono a lungo le loro proprietà e quindi determinano il clima dei luoghi in cui arrivano.
Masse d'aria artiche si formano sull'Oceano Artico (in inverno, sui continenti settentrionali dell'Eurasia e del Nord America). Sono caratterizzati da bassa temperatura, bassa umidità e maggiore trasparenza dell'aria. Le intrusioni di masse d’aria artiche nelle latitudini temperate provocano un forte raffreddamento. Il tempo è prevalentemente sereno e parzialmente nuvoloso. Quando si spostano più in profondità nel continente a sud, le masse d'aria artiche si trasformano in aria secca continentale delle latitudini temperate.
Artico continentale masse d'aria si formano sul ghiacciato Artico (nelle sue parti centrali e orientali) e sulla costa settentrionale dei continenti (in inverno). Le loro caratteristiche sono temperature dell'aria molto basse e basso contenuto di umidità. L’invasione delle masse d’aria artiche continentali sulla terraferma porta a un forte raffreddamento in condizioni di tempo sereno.
Artico marino le masse d'aria si formano in condizioni più calde: su acque prive di ghiaccio con temperature dell'aria più elevate e contenuto di umidità più elevato: questo è l'Artico europeo. L’intrusione di tali masse d’aria sulla terraferma in inverno provoca addirittura il riscaldamento.
L'analogo dell'aria artica dell'emisfero settentrionale è nell'emisfero meridionale Masse d'aria antartiche. La loro influenza si estende principalmente alle superfici marine adiacenti e raramente al confine meridionale del continente sudamericano.
Moderare L'aria (polare) è l'aria delle latitudini temperate. Le masse d'aria moderate penetrano nelle latitudini polari, subtropicali e tropicali.
Temperato continentale le masse d'aria in inverno di solito portano tempo sereno con forti gelate, e in estate - abbastanza caldo, ma nuvoloso, spesso piovoso, con temporali.
Marino temperato le masse d'aria vengono trasportate verso i continenti dai venti occidentali. Sono caratterizzati da elevata umidità e temperature moderate. In inverno, le masse d'aria marittime moderate portano tempo nuvoloso, forti precipitazioni e disgelo, e in estate - grandi nuvole, pioggia e temperature più basse.
Tropicale le masse d'aria si formano alle latitudini tropicali e subtropicali e in estate nelle regioni continentali nel sud delle latitudini temperate. L'aria tropicale penetra nelle latitudini temperate ed equatoriali. L’alta temperatura è una caratteristica comune dell’aria tropicale.
Tropicale continentale le masse d'aria sono secche e polverose e masse d’aria tropicali marittime- alta umidità.
aria equatoriale, che si verificano nella depressione equatoriale, molto calda e umida. In estate nell'emisfero settentrionale, l'aria equatoriale, spostandosi verso nord, viene attirata nel sistema di circolazione dei monsoni tropicali.
Masse d'aria equatoriali si formano in zona equatoriale. Sono caratterizzati da temperature e umidità elevate durante tutto l'anno, e questo vale per le masse d'aria che si formano sia sulla terra che sull'oceano. Pertanto, l'aria equatoriale non è divisa in sottotipi marini e continentali.
Viene chiamato l'intero sistema di correnti d'aria nell'atmosfera circolazione generale dell’atmosfera.
fronte atmosferico
Le masse d'aria sono in costante movimento, cambiano le loro proprietà (trasformandosi), ma tra loro rimangono confini piuttosto netti: zone di transizione larghe diverse decine di chilometri. Queste zone di confine vengono chiamate fronti atmosferici e sono caratterizzati da uno stato instabile di temperatura, umidità dell'aria,.
Viene chiamata l'intersezione di un tale fronte con la superficie terrestre linea del fronte atmosferico.
Quando un fronte atmosferico attraversa un'area sovrastante, le masse d'aria e, di conseguenza, il tempo cambiano.
Le latitudini temperate sono caratterizzate da precipitazioni frontali. Nella zona dei fronti atmosferici si formano estese formazioni nuvolose lunghe migliaia di chilometri e si verificano precipitazioni. Come nascono? Il fronte atmosferico può essere considerato come il confine di due masse d'aria, inclinato rispetto alla superficie terrestre con un angolo molto piccolo. L'aria fredda si trova accanto e sopra l'aria calda sotto forma di un cuneo piatto. In questo caso, l'aria calda risale il cuneo dell'aria fredda e si raffredda, avvicinandosi allo stato di saturazione. Appaiono nuvole da cui cade la precipitazione.
Se il fronte si sposta verso l'aria fredda in ritirata, si verifica il riscaldamento; si chiama questo fronte Caldo. Fronte freddo al contrario, avanza nel territorio occupato dall'aria calda (Fig. 1).
Riso. 1. Tipologie di fronti atmosferici: a - fronte caldo; b - fronte freddo
La condensazione è il cambiamento di stato di una sostanza da gassoso a liquido o solido. Ma cos’è la condensa nella mastaba del pianeta?
In ogni momento, l’atmosfera del pianeta Terra contiene oltre 13 miliardi di tonnellate di umidità. Questo valore è praticamente costante, poiché le perdite dovute alle precipitazioni vengono in ultima analisi continuamente reintegrate attraverso l'evaporazione.
Il tasso di circolazione dell'umidità nell'atmosfera
La velocità di circolazione dell'umidità nell'atmosfera è stimata in una cifra colossale: circa 16 milioni di tonnellate al secondo o 505 miliardi di tonnellate all'anno. Se tutto il vapore acqueo presente nell’atmosfera si condensasse improvvisamente e cadesse sotto forma di precipitazione, quest’acqua potrebbe ricoprire l’intera superficie del globo con uno strato di circa 2,5 centimetri, in altre parole l’atmosfera conterrebbe una quantità di umidità equivalente a soli 2,5 centimetri di umidità. piovere.
Quanto tempo rimane una molecola di vapore nell'atmosfera?
Poiché la precipitazione media annua sulla Terra è di 92 centimetri, ne consegue che l'umidità nell'atmosfera viene rinnovata 36 volte, cioè 36 volte l'atmosfera è satura di umidità e liberata da essa. Ciò significa che una molecola di vapore acqueo rimane nell’atmosfera per una media di 10 giorni.
Percorso della molecola d'acqua
Una volta evaporata, una molecola di vapore acqueo solitamente va alla deriva per centinaia e migliaia di chilometri finché non si condensa e cade con le precipitazioni sulla Terra. L'acqua che cade sotto forma di pioggia, neve o grandine negli altopiani dell'Europa occidentale percorre circa 3.000 km dal Nord Atlantico. Diversi processi fisici si verificano tra la trasformazione dell'acqua liquida in vapore e le precipitazioni che cadono sulla Terra.
Dalla calda superficie dell'Atlantico, le molecole d'acqua entrano nell'aria calda e umida, che poi si solleva sopra l'aria circostante più fredda (più densa) e più secca.
Se si osserva una forte miscelazione turbolenta delle masse d'aria, nell'atmosfera al confine tra due masse d'aria apparirà uno strato di miscelazione e nuvole. Circa il 5% del loro volume è costituito da umidità. L'aria satura di vapore è sempre più leggera, in primo luogo perché è riscaldata e proviene da una superficie calda, e in secondo luogo perché 1 metro cubo di vapore puro è circa 2/5 più leggero di 1 metro cubo di aria pulita e secca alla stessa temperatura e pressione. Ne consegue che l'aria umida è più leggera dell'aria secca, e l'aria calda e umida lo è ancora di più. Come vedremo più avanti, questo è un fatto molto importante per i processi di cambiamento climatico.
Movimento delle masse d'aria
L'aria può salire per due motivi: o perché diventa più leggera a causa del riscaldamento e dell'umidificazione, oppure perché su di essa agiscono delle forze che la fanno salire sopra alcuni ostacoli, come masse d'aria più fredde e dense o sopra colline e montagne.
Raffreddamento
L'aria che sale, essendo entrata negli strati a pressione atmosferica più bassa, è costretta ad espandersi e raffreddarsi allo stesso tempo. L’espansione richiede costi energia cinetica, che viene prelevata dall'energia termica e potenziale dell'aria atmosferica, e questo processo porta inevitabilmente ad una diminuzione della temperatura. La velocità di raffreddamento di una porzione d'aria ascendente cambia spesso se questa porzione viene miscelata con l'aria circostante.
Gradiente adiabatico secco
L'aria secca, in cui non vi è condensa né evaporazione, né miscelazione, e non riceve energia in nessun'altra forma, si raffredda o si riscalda in una quantità costante (1 ° C ogni 100 metri) man mano che sale o scende. Questa quantità è chiamata gradiente adiabatico secco. Ma se la massa d'aria che sale è umida e in essa si forma condensa, viene rilasciato il calore latente di condensazione e la temperatura dell'aria satura di vapore scende molto più lentamente.
Gradiente adiabatico umido
Questa quantità di variazione di temperatura è chiamata gradiente umido-adiabatico. Non è costante, ma cambia al variare della quantità di calore latente rilasciato, in altre parole dipende dalla quantità di vapore condensato. La quantità di vapore dipende da quanto scende la temperatura dell'aria. Negli strati più bassi dell'atmosfera, dove l'aria è calda e l'umidità è elevata, il gradiente umido-adiabatico è poco più della metà del gradiente secco-adiabatico. Ma il gradiente umido-adiabatico aumenta gradualmente con l'altezza e ad altitudini molto elevate nella troposfera è quasi uguale al gradiente secco-adiabatico.
La galleggiabilità dell'aria in movimento è determinata dalla relazione tra la sua temperatura e la temperatura dell'aria circostante. Tipicamente, nell'atmosfera reale, la temperatura dell'aria scende in modo non uniforme con l'altezza (questo cambiamento è chiamato semplicemente gradiente).
Se la massa d'aria è più calda e quindi meno densa dell'aria circostante (e il contenuto di umidità è costante), allora sale verso l'alto proprio come la palla di un bambino immersa in una vasca. Al contrario, quando l'aria in movimento è più fredda dell'aria circostante, la sua densità è maggiore e affonda. Se l'aria ha la stessa temperatura delle masse vicine, la loro densità è uguale e la massa rimane immobile o si muove solo con l'aria circostante.
Pertanto, nell'atmosfera si verificano due processi, uno dei quali favorisce lo sviluppo del movimento verticale dell'aria e l'altro lo rallenta.
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