Atmosfære luftmasser. Luftsirkulasjon

Bevegelse av luftmasser

All jordens luft sirkulerer kontinuerlig mellom ekvator og polene. Luften oppvarmet ved ekvator stiger, er delt i to deler, en del begynner å bevege seg mot Nordpolen, den andre delen - til sørpolen. Når man når polene, avkjøles luften. Ved polene vrir den seg og faller ned.

Figur 1. Prinsippet for luftvirvling

Det viser seg to enorme virvler, som hver dekker en hel halvkule, sentrene til disse virvlene er plassert ved polene.
Etter å ha falt ned ved polene, begynner luften å bevege seg tilbake til ekvator; ved ekvator stiger den oppvarmede luften. Så beveger den seg mot polene igjen.
I de nedre lagene av atmosfæren er bevegelsen noe mer komplisert. I de nedre lagene av atmosfæren begynner luft fra ekvator, som vanlig, å bevege seg mot polene, men ved 30. breddegrad faller den ned. En del av den går tilbake til ekvator, hvor den stiger igjen, den andre delen, som faller ned ved 30. breddegrad, fortsetter å bevege seg mot polene.

Figur 2. Luftbevegelse på den nordlige halvkule

Vindkonsept

Vind - bevegelsen av luft i forhold til jordens overflate (den horisontale komponenten av denne bevegelsen), noen ganger snakker de om en oppadgående eller nedadgående vind, tatt i betraktning dens vertikale komponent.

Vindfart

Estimering av vindhastighet i poeng, den såkalte Beaufort skala, ifølge hvilken hele spekteret av mulige vindhastigheter er delt inn i 12 graderinger. Denne skalaen relaterer styrken til vinden til dens ulike effekter, som graden av grov sjø, svaiing av grener og trær, spredning av røyk fra skorsteiner, etc. Hver gradering på Beaufort-skalaen har et spesifikt navn. Dermed tilsvarer null på Beaufort-skalaen ro, d.v.s. fullstendig fravær av vind. Vind på 4 poeng, ifølge Beaufort kalles moderat og tilsvarer en hastighet på 5–7 m/sek; ved 7 poeng - sterk, med en hastighet på 12-15 m/sek; ved 9 poeng - en storm, med en hastighet på 18-21 m/sek; til slutt, en vind på 12 poeng Beaufort er allerede en orkan, med en hastighet på over 29 m/sek . På jordoverflaten må vi oftest forholde oss til vind med hastigheter i størrelsesorden 4–8 m/sek og sjelden overstiger 12–15 m/sek. Men likevel, i stormer og orkaner på moderate breddegrader, kan hastighetene overstige 30 m/sek, og i enkelte vindkast når 60 m/sek. I tropiske orkaner når vindhastighetene opp til 65 m/sek, og individuelle vindkast – opptil 100 m/sek. I småskala virvler (tornadoer, blodpropp) ), er hastigheter på mer enn 100 m/sek mulig I de såkalte jetstrømmene i øvre troposfære og nedre stratosfære er gjennomsnittlig vindhastighet over lang tid og over stort område kan nå opp til 70–100 m/sek . Vindhastigheten på jordoverflaten måles med vindmålere av forskjellige utforminger. Instrumenter for måling av vind ved bakkestasjoner er installert i en høyde på 10–15 m over jordoverflaten.

Tabell 1. VINDSTYRKE.
Beaufort-skala for å bestemme vindstyrken
Poeng Visuelle tegn på land Vindstyrke, km/t Vindkraftvilkår
Rolig; røyk stiger vertikalt Mindre enn 1,6 Rolig
Vindretningen merkes av røykens avbøyning, men ikke av værvingen. 1,6–4,8 Stille
Vinden kjennes av ansiktets hud; blader rasler; vanlige værvinger snur 6,4–11,2 Lett
Blader og små kvister er inne konstant bevegelse; lette flagg blafrer 12,8–19,2 Svak
Vinden reiser støv og papirbiter; tynne greiner svaier 20,8–28,8 Moderat
De løvrike trærne svaier; krusninger vises på vannmasser på land 30,4–38,4 Fersk
Tykke grener svaier; du kan høre vinden plystre i de elektriske ledningene; vanskelig å holde paraply 40,0–49,6 Sterk
Trestammer svaier; det er vanskelig å gå mot vinden 51,2–60,8 Sterk
Tregrener bryter; Det er nesten umulig å gå mot vinden 62,4–73,6 Veldig sterk
Mindre skader; vinden river røykhetter og fliser fra tak 75,2–86,4 Storm
Skjer sjelden på land. Trær rives opp med rot. Betydelige skader på bygninger 88,0–100,8 Kraftig storm
Det skjer svært sjelden på land. Ledsaget av ødeleggelse over et stort område 102,4–115,2 Heftig storm
Alvorlig forstyrrelse (poeng 13–17 ble lagt til av US Weather Bureau i 1955 og brukes i amerikanske og britiske skalaer) 116,8–131,2 Orkan
132,8–147,2
148,8–164,8
166,4–182,4
184,0–200,0
201,6–217,6

Vindens retning

Vindretning refererer til retningen den blåser fra. Du kan angi denne retningen ved å navngi enten punktet i horisonten der vinden blåser, eller vinkelen som dannes av vindretningen med stedets meridian, dvs. sin asimut. I det første tilfellet er det åtte hovedretninger av horisonten: nord, nordøst, øst, sørøst, sør, sørvest, vest, nordvest. Og åtte mellompunkter mellom dem: nord-nordøst, øst-nordøst, øst-sørøst, sør-sørøst, sør-sørvest, vest-sørvest, vest-nordvest, nord-nordvest. Seksten referansepunkter, som indikerer retningen vinden blåser fra, har forkortelser:

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

Atmosfærisk sirkulasjon

Atmosfærisk sirkulasjon - meteorologiske observasjoner av tilstanden til luftkonvolutten kloden- atmosfæren - viser at den ikke er i ro i det hele tatt: ved hjelp av værvinger og vindmålere observerer vi hele tiden i form av vind overføring av luftmasser fra et sted til et annet. Studiet av vind i forskjellige områder av kloden har vist at atmosfærens bevegelser i de nedre lagene som er tilgjengelige for vår observasjon har en helt annen karakter. Det er områder hvor vindfenomener, i likhet med andre værtrekk, har en meget tydelig uttrykt karakter av stabilitet, et kjent ønske om konstanthet. I andre områder endrer vinden karakter så raskt og ofte, retningen og styrken endres så skarpt og plutselig, som om det ikke var lovlighet i deres raske endringer. Med innføringen av den synoptiske metoden for å studere ikke-periodiske værforandringer ble det imidlertid mulig å legge merke til en viss sammenheng mellom trykkfordelingen og luftmassenes bevegelser; videre teoretiske studier av Ferrel, Guldberg og Mohn, Helmholtz, Betzold, Oberbeck, Sprung, Werner Siemens og andre meteorologer forklarte hvor og hvordan luftstrømmer oppstår og hvordan de er fordelt over jordoverflaten og i massen av atmosfæren. En nøye studie av meteorologiske kart som viser tilstanden til det nedre laget av atmosfæren - været helt på jordoverflaten - viste at atmosfærisk trykk er fordelt ganske ujevnt over jordoverflaten, vanligvis i form av områder med lavere eller høyere trykk enn i området rundt; i henhold til systemet av vinder som oppstår i dem, representerer disse områdene ekte atmosfæriske virvler. Områder med lavt trykk kalles vanligvis barometriske lavtrykk, barometriske forsenkninger eller sykloner; region høyt blodtrykk kalles barometriske høyder eller antisykloner. Alt været i området de okkuperer er nært forbundet med disse områdene, noe som er kraftig forskjellig for områder med lavtrykk fra været i områder med relativt høytrykk . Når de beveger seg langs jordoverflaten, bærer de nevnte områdene med seg det karakteristiske været som er karakteristisk for dem, og med sine bevegelser forårsaker de dets ikke-periodiske endringer. Videre studier av disse og andre områder førte til konklusjonen at disse typer atmosfærisk trykkfordeling også kan ha en annen karakter i deres evne til å opprettholde sin eksistens og endre sin posisjon på jordoverflaten, og er preget av svært ulik stabilitet: det er barometriske minimums- og maksimumsverdier, midlertidige og permanente. Mens de første - virvlene - er midlertidige og ikke viser tilstrekkelig stabilitet og mer eller mindre raskt endrer plass på jordoverflaten, nå forsterkes, nå svekkes og til slutt går helt i oppløsning i løpet av relativt korte tidsrom, vil områder med konstante maksima og minima er ekstremt stabile og forblir på samme sted i svært lang tid, uten vesentlige endringer. Den forskjellige stabiliteten til disse regionene er selvfølgelig nært knyttet til værets stabilitet og naturen til luftstrømmene i området de okkuperer: konstante høyder og nedturer vil tilsvare konstant, stabilt vær og et bestemt, uforanderlig system av vinder som forblir i flere måneder på stedet der de eksisterer; midlertidige virvler, med sine raske, konstante bevegelser og endringer, forårsaker ekstremt skiftende vær og et svært ustabilt vindsystem for et gitt område. Således, i det nedre laget av atmosfæren, nær jordens overflate, er atmosfæriske bevegelser svært forskjellige og komplekse, og i tillegg har de ikke alltid og ikke overalt tilstrekkelig stabilitet, spesielt i de områdene der midlertidige virvler dominerer. Hva vil være bevegelsene til luftmasser i litt høyere lag av atmosfæren, vanlige observasjoner sier ingenting; Bare observasjoner av skyenes bevegelser lar oss tenke at der, i en viss høyde over jordoverflaten, er alle generelle bevegelser av luftmasser noe forenklet, har en mer definert og mer enhetlig karakter. I mellomtiden er det ingen mangel på fakta som indikerer den enorme innflytelsen fra de høye lagene av atmosfæren på været i de nedre: det er for eksempel nok å påpeke at bevegelsesretningen til midlertidige virvler tilsynelatende er direkte avhengig av bevegelsen til de høye lagene i atmosfæren. Derfor, selv før vitenskapen begynte å ha et tilstrekkelig antall fakta til å løse spørsmålet om bevegelsene til de høye lagene av atmosfæren, hadde det allerede dukket opp noen teorier som prøvde å kombinere alle individuelle observasjoner av bevegelsene til de nedre luftlagene. og lage et generelt opplegg for den sentrale luften. atmosfære; Dette var for eksempel teorien om den sentrale atmosfæren gitt av Mori. Men inntil et tilstrekkelig antall fakta ble samlet inn, inntil forholdet mellom lufttrykket ved gitte punkter og dets bevegelser var fullstendig avklart, kunne ikke slike teorier, basert mer på hypoteser enn på faktiske data, gi en reell idé om hva som faktisk kan skje og skjer i atmosfæren. Bare mot slutten av siste XIX århundre. Det har samlet seg nok fakta for dette og dynamikken i atmosfæren er utviklet i en slik grad at det er blitt mulig å gi et ekte, og ikke et spådomsbilde, av atmosfærens farge. Æren med å løse problemet med den generelle sirkulasjonen av luftmasser i atmosfæren tilhører den amerikanske meteorologen William Ferrel- en løsning så generell, fullstendig og korrekt at alle senere forskere på dette området bare utviklet detaljer eller kom med ytterligere tillegg til Ferrels grunnleggende ideer. Hovedårsaken til alle bevegelser i atmosfæren er ujevn oppvarming av ulike punkter på jordoverflaten av solens stråler. Ujevn oppvarming medfører utseendet til en trykkforskjell over forskjellig oppvarmede punkter; og resultatet av trykkforskjellen vil alltid og alltid være bevegelsen av luftmasser fra steder med høyere til steder med høyere lavtrykk. Derfor, på grunn av den sterke oppvarmingen av de ekvatoriale breddegrader og den svært lave temperaturen i polarlandene på begge halvkuler, må luften ved siden av jordens overflate begynne å bevege seg. Hvis vi i henhold til tilgjengelige observasjoner beregner gjennomsnittstemperaturene forskjellige breddegrader, da vil ekvator i gjennomsnitt være 45° varmere enn polene. For å bestemme bevegelsesretningen er det nødvendig å spore fordelingen av trykk på jordoverflaten og i massen av atmosfæren. For å eliminere den ujevne fordelingen av land og vann over jordoverflaten, som i stor grad kompliserer alle beregninger, antok Ferrel at både land og vann er jevnt fordelt langs parallellene, og beregnet gjennomsnittstemperaturene til forskjellige paralleller, temperaturnedgangen som f.eks. man stiger til en viss høyde over jordoverflaten, og trykket i bunnen; og deretter, ved hjelp av disse dataene, beregnet han allerede trykket i noen andre høyder. Følgende lille plate viser resultatet av Ferrels beregninger og gir gjennomsnittlig trykkfordeling over breddegrader på jordoverflaten og i høyder på 2000 og 4000 m.

Tabell 3. TRYKKDISTRIBUSJON ETTER BREDDEGRAD I BAKKETERRENGET OG I HØYDER 2000 OG 4000 M
Gjennomsnittlig trykk på den nordlige halvkule
På breddegrad: 80 ○ 70 ○ 60 ○ 50 ○ 40 ○ 30 ○ 20 ○ 10 ○
På havnivå 760,5 758,7 758,7 760,07 762,0 761,7 759,2 757,9
I en høyde av 2000 m 582,0 583,6 587,6 593,0 598,0 600,9 600,9 600,9
I en høyde av 4000 m 445,2 446,6 451,9 457,0 463,6 468,3 469,9 470,7
Gjennomsnittlig trykk på den sørlige halvkule
På breddegrad: (ekvator) 10 ○ 20 ○ 30 ○ 40 ○ 50 ○ 60 ○ 70 ○
På havnivå 758,0 759,1 761,7 763,5 760,5 753,2 743,4 738,0
I en høyde av 2000 m 601,1 601,6 602,7 602,2 597,1 588,0 577,0 569,9
I en høyde av 4000 m 471,0 471,1 471,1 469,3 463,1 453,7 443,9 437,2

Hvis vi foreløpig ser bort fra det laveste laget av atmosfæren, hvor fordelingen av temperatur, trykk og også strømmer er svært ujevn, så i en viss høyde, som kan sees fra nettbrettet, på grunn av den stigende strømmen av oppvarmet luft nær ekvator finner vi økt trykk over sistnevnte, jevnt avtagende mot polene og nå sin minste verdi. Med en slik fordeling av trykk i disse høydene over jordoverflaten, bør det dannes en kolossal strømning som dekker hele halvkulen og fører masser av varm, oppvarmet luft som stiger opp nær ekvator til sentrene av lavtrykk - til polene. Hvis vi også tar i betraktning den avbøyende effekten av sentrifugalkraften som følge av den daglige rotasjonen av jorden rundt sin akse, som bør avlede ethvert bevegelig legeme til høyre fra den opprinnelige retningen på de nordlige halvkulene, til venstre - i den sørlige halvkuler, så ved de betraktede høydene på hver halvkule vil den resulterende strømmen åpenbart bli til , til en enorm virvel som transporterer luftmasser i retning fra sørvest til nordøst på den nordlige halvkule, fra nordvest til sørøst på den sørlige halvkule.

Observasjoner av bevegelsen til cirrusskyer og andre støtter disse teoretiske konklusjonene. Når breddegradssirklene blir smale og nærmer seg polene, vil bevegelseshastigheten til luftmasser i disse virvlene øke, men til en viss grense; da blir det mer permanent. I nærheten av polen skal de innstrømmende luftmassene synke nedover, gi plass til nyinnstrømmende luft, danne en nedadgående strøm, og deretter under skal de strømme tilbake til ekvator. Mellom begge strømmene må det være et nøytralt luftlag i ro i en viss høyde. Nedenfor observeres imidlertid ikke en slik korrekt overføring av luftmasser fra polene til ekvator: den forrige platen viser at i det nedre luftlaget vil atmosfærisk trykk være høyest under, ikke ved polene, slik det burde være med dens korrekte fordeling tilsvarer den øvre. Høyeste trykk i det nedre laget faller det på en breddegrad på omtrent 30°-35° i begge halvkuler; derfor, fra disse høytrykksentrene, vil de lavere strømmene bli rettet både til polene og til ekvator, og danner to separate vindsystemer. Årsaken til dette fenomenet, også teoretisk forklart av Ferrel, er som følger. Det viser seg at i en viss høyde over jordens overflate, avhengig av endringer i stedets breddegrad, gradientens størrelse og friksjonskoeffisienten, kan meridionalkomponenten av bevegelseshastigheten til luftmasser falle til 0. Det er nettopp dette som skjer på breddegrader på ca. 30°-35°: her i en viss høyde er det ikke bare derfor ingen bevegelse av luft mot polene, men det er jevn, på grunn av dens kontinuerlige tilstrømning fra ekvator og fra polene, dens akkumulering, som fører til en økning i trykk under på disse breddegradene. På selve jordoverflaten på hver halvkule oppstår, som allerede nevnt, to strømsystemer: fra 30° til polene blåser vinder rettet i gjennomsnitt fra sørvest til nordøst i nord, fra nordvest til sørøst i sør. halvkule; fra 30° til ekvator blåser vindene fra NØ til SV på den nordlige halvkule, fra SØ til NW på den sørlige halvkule. Disse to siste vindsystemene, som blåser i begge halvkuler mellom ekvator og breddegrad 31°, danner så å si en bred ring som skiller både enorme virvler i atmosfærens nedre og midtre lag, og frakter luft fra ekvator til ekvator. poler (se også Atmosfærisk trykk). Der det dannes stigende og synkende luftstrømmer, observeres dvaler; Dette er nettopp opphavet til stillhetens ekvatoriale og tropiske soner; et lignende stillhetsbelte burde ifølge Ferrel eksistere ved polene.

Hvor går imidlertid den omvendte luftstrømmen som sprer seg fra polene til ekvator? Men det er nødvendig å ta i betraktning at når vi beveger oss bort fra polene, øker størrelsen på breddegradssirkler, og følgelig områdene av belter med lik bredde okkupert av spredning av luftmasser, raskt; at strømningshastigheten bør avta raskt i omvendt proporsjon med økningen i disse områdene; at ved polene kommer luft, svært sjeldne i de øvre lagene, til slutt ned fra topp til bunn, hvis volum avtar veldig raskt når trykket øker nedover. Alle disse grunnene forklarer fullt ut hvorfor det er vanskelig, og til og med rett og slett umulig, å følge disse omvendte lavere strømmene i et stykke fra polene. Dette er generelt sett opplegget for den generelle sirkulasjonsatmosfæren, forutsatt en jevn fordeling av land og vann langs paralleller, gitt av Ferrel. Observasjoner bekrefter det fullt ut. Bare i det nedre laget av atmosfæren vil luftstrømmer, som Ferrel selv påpeker, være mye mer komplisert enn dette opplegget, nettopp på grunn av den ujevne fordelingen av land og vann, og forskjellen i deres oppvarming av solens stråler og deres avkjøling i fravær eller reduksjon av stråling; Fjell og åser påvirker også i stor grad bevegelsene til de laveste lagene av atmosfæren.

En nøye studie av atmosfæriske bevegelser nær jordoverflaten viser generelt at virvelsystemer representerer hovedformen for slike bevegelser. Starter med de grandiose virvlene, som ifølge Ferrel omfavner hver hele halvkule, virvler, hva kan de kalles? første orden nær jordoverflaten må man observere virvelsystemer som suksessivt avtar i størrelse, opp til og med elementære små og enkle virvler. Som et resultat av samspillet mellom strømmer med forskjellige hastigheter og retninger i området av førsteordens virvler, nær jordoverflaten, andre ordens virvler- de permanente og midlertidige barometriske maksima og minima nevnt i begynnelsen av denne artikkelen, som i sin opprinnelse så å si er et derivat av tidligere virvler. Studiet av dannelsen av tordenvær førte til at A.V. Klossovsky og andre forskere konkluderte med at disse fenomenene ikke er mer enn like i struktur, men uforlignelig mindre i størrelse sammenlignet med de forrige, tredje ordens virvler. Disse virvlene ser ut til å oppstå i utkanten av barometriske minima (andreordens virvler) på nøyaktig samme måte som små, veldig raskt snurrende og forsvinnende virvler dannes rundt en stor fordypning dannet i vannet av en åre som vi ror med når vi seiler en båt. På nøyaktig samme måte danner barometriske minima av andre orden, som er kraftige luftgyres, under deres bevegelse mindre luftvirvler, som sammenlignet med minimumet som danner dem, er veldig små i størrelse.

Hvis disse virvlene er ledsaget av elektriske fenomener, som ofte kan være forårsaket av de tilsvarende forholdene for temperatur og fuktighet i luften som strømmer til midten av det barometriske minimumet i bunnen, så vises de i form av tordenvirvler, ledsaget av vanlige fenomener med elektrisk utladning, torden og lyn. Dersom forholdene ikke er gunstige for utvikling av tordenværsfenomener, observerer vi disse tredjeordens virvlene i form av raskt forbigående stormer, byger, byger osv. Det er imidlertid bl.a. full grunnå tro at atmosfærens virvelbevegelser ikke blir utmattet av disse tre kategoriene, så forskjellige i omfanget av fenomenet. Strukturen til tornadoer, blodpropp, etc. fenomener viser at i disse fenomenene har vi også å gjøre med virkelige virvler; men størrelsene på disse fjerde ordens virvler enda mindre, enda mer ubetydelig, enn tordenbyger. Studiet av atmosfæriske bevegelser fører oss derfor til den konklusjon at bevegelsene til luftmasser skjer primært - om ikke utelukkende - gjennom dannelsen av virvler. Oppstår under påvirkning av rene temperaturforhold, gir førsteordens virvler, som dekker hver hele halvkule, opphav til mindre virvler nær jordens overflate; disse forårsaker i sin tur fremveksten av enda mindre virvler. Det ser ut til å være en gradvis differensiering av større virvler til mindre; men den grunnleggende karakteren til alle disse virvelsystemene forblir absolutt den samme, fra de større til de minste i størrelse, selv i tornadoer og blodpropp.

Når det gjelder andreordens virvler - permanente og midlertidige barometriske maksima og minima - gjenstår følgende å si. Studiene til Hoffmeyer, Teisserand de Bor og Hildebrandson indikerte en nær sammenheng mellom forekomsten og spesielt bevegelsen av midlertidige maksima og minima med endringene som ble gjennomgått av permanente maksima og minima. Selve det faktum at disse sistnevnte, med alle slags værforandringer i områdene rundt dem, i svært liten grad endrer sine grenser eller konturer, tyder på at vi her har å gjøre med noen permanente årsaker som ligger over påvirkning av vanlige værfaktorer. Ifølge Teisserant de Bor, trykkforskjeller forårsaket av ujevn oppvarming eller kjøling ulike deler jordoverflaten, oppsummert under påvirkning av en kontinuerlig økning i primærfaktoren over en mer eller mindre lang tidsperiode, gir opphav til store barometriske maksima og minima. Hvis den primære årsaken virker kontinuerlig eller i tilstrekkelig lang tid, vil resultatet av dens handling være permanente, stabile virvelsystemer. Etter å ha nådd kjente størrelser og tilstrekkelig intensitet, er slike konstante maksima og minima allerede determinanter eller regulatorer av vær over store områder i deres omkrets. Slike store, konstante høyder og nedturer ble oppnådd i I det siste, da deres rolle i værfenomenene i landene rundt dem ble klart, navnet handlingssentre for atmosfæren. På grunn av invariansen i konfigurasjonen av jordens overflate og den påfølgende kontinuiteten i påvirkningen fra den primære årsaken som forårsaker deres eksistens, er plasseringen av slike maksima og minima på kloden ganske bestemt og uforanderlig til en viss grad. Men avhengig av ulike forhold, kan deres grenser og deres intensitet variere innenfor visse grenser. Og disse endringene i intensiteten og konturene deres bør på sin side påvirke været ikke bare i nabolandene, men noen ganger til og med ganske fjerne land. Dermed har Teisserant de Bors forskning fullt ut etablert væravhengigheten i Europa av et av følgende handlingssentre: anomalier negativ karakter, ledsaget av en nedgang i temperatur sammenlignet med normalt, er forårsaket av intensiveringen og utvidelsen av Sibirhøyden eller intensiveringen og fremrykningen av Azorene; anomalier av positiv karakter - med en økning i temperatur sammenlignet med normalen - er direkte avhengig av bevegelsen og intensiteten til det islandske minimum. Hildebrandson gikk enda lenger i denne retningen og forsøkte ganske vellykket å koble endringer i intensiteten og bevegelsene til de to navngitte atlantiske sentrene med endringer ikke bare i Sibirhøyden, men også i trykksentre i Det indiske hav.

Luftmasser

Værobservasjoner ble ganske utbredt i andre halvdel av 1800-tallet. De var nødvendige for å sette sammen synoptiske kart som viser fordelingen av lufttrykk og temperatur, vind og nedbør. Som et resultat av analysen av disse observasjonene ble det dannet en idé om luftmasser. Dette konseptet gjorde det mulig å kombinere individuelle elementer, identifisere ulike forhold vær og gi sine prognoser.

Luftmasse kalt stort volum luft, med horisontale dimensjoner på flere hundre eller tusen kilometer og vertikale dimensjoner i størrelsesorden 5 km, karakterisert ved tilnærmet jevn temperatur og fuktighet og beveger seg som et enkelt system i en av strømmene i atmosfærens generelle sirkulasjon (GCA)

Ensartetheten av egenskapene til luftmassen oppnås ved å forme den over en homogen underliggende overflate og under lignende strålingsforhold. I tillegg er slike sirkulasjonsforhold nødvendige der luftmassen vil henge lenge i formasjonsområdet.

Verdiene til meteorologiske elementer i luftmassen endres litt - deres kontinuitet forblir, horisontale gradienter er små. Ved analyse av meteorologiske felt, så lenge vi forblir i en gitt luftmasse, kan lineær grafisk interpolasjon brukes med tilstrekkelig tilnærming når man utfører for eksempel isotermer.

En kraftig økning i horisontale gradienter av meteorologiske verdier, nærmer seg en brå overgang fra en verdi til en annen, eller i det minste en endring i gradientenes størrelse og retning oppstår i overgangen (frontalsonen) mellom to luftmasser. Den pseudopotensiale lufttemperaturen, som reflekterer både den faktiske lufttemperaturen og dens fuktighet, er tatt som det mest karakteristiske trekk ved en bestemt luftmasse.

Pseudopotensial lufttemperatur - temperaturen som luften ville ta under en adiabatisk prosess hvis først all vanndampen i den kondenserte ved et uendelig avtagende trykk og falt ut av luften og den frigjorte latente varmen gikk til å varme opp luften, og deretter ble luften brakt under standard trykk.

Siden en varmere luftmasse vanligvis også er mer fuktig, kan forskjellen i pseudopotensialtemperaturer til to naboluftmasser være betydelig større enn forskjellen i deres faktiske temperaturer. Imidlertid varierer pseudopotensialtemperaturen sakte med høyden innenfor en gitt luftmasse. Denne egenskapen hjelper til med å bestemme lagdelingen av luftmasser over hverandre i troposfæren.

Skalaer av luftmasser

Luftmasser er av samme størrelsesorden som hovedstrømmene i atmosfærens generelle sirkulasjon. Den lineære utstrekningen av luftmasser i horisontal retning er målt i tusenvis av kilometer. Vertikalt strekker luftmasser seg opp flere kilometer av troposfæren, noen ganger til dens øvre grense.

Ved lokale sirkulasjoner, som for eksempel bris, fjelldalvind, hårføner, er også luften i sirkulasjonsstrømmen mer eller mindre separert i egenskaper og bevegelse fra omkringliggende atmosfære. Imidlertid er det i dette tilfellet umulig å snakke om luftmasser, siden omfanget av fenomenene her vil være annerledes.

For eksempel kan en stripe dekket av en bris være bare 1-2 titalls kilometer bred, og vil derfor ikke få tilstrekkelig refleksjon på det synoptiske kartet. Den vertikale kraften til brisstrømmen er også flere hundre meter. Med lokale sirkulasjoner har vi altså ikke å gjøre med uavhengige luftmasser, men kun med en forstyrret tilstand i luftmassene over kort avstand.

Gjenstander som oppstår som følge av samspillet mellom luftmasser - overgangssoner (frontflater), frontale skysystemer av skyhet og nedbør, syklonforstyrrelser, har samme størrelsesorden som luftmassene selv - sammenlignbare i areal med store deler av kontinenter eller hav og deres eksistens - mer enn 2 dager ( bord 4):

En luftmasse har klare grenser som skiller den fra andre luftmasser.

Overgangssoner mellom luftmasser med ulike egenskaper kalles frontflater.

Innenfor samme luftmasse kan grafisk interpolasjon brukes med tilstrekkelig tilnærming, for eksempel ved tegning av isotermer. Men når du beveger deg gjennom frontalsonen fra en luftmasse til en annen, vil lineær interpolasjon ikke lenger gi en riktig ide om den faktiske fordelingen av meteorologiske elementer.

Sentre for dannelse av luftmasser

Luftmassen får klare egenskaper ved dannelseskilden.

Kilden til luftmassedannelse må oppfylle visse krav:

Homogeniteten til den underliggende overflaten av vann eller land, slik at luften i ildstedet blir utsatt for tilstrekkelig like påvirkninger.

Homogenitet av strålingsforhold.

Sirkulasjonsforhold som fremmer stasjonær luft i et gitt område.

Formasjonssentrene er vanligvis områder hvor luften går ned og deretter sprer seg i horisontal retning - antisyklonsystemer oppfyller dette kravet. Antisykloner er mer sannsynlige enn sykloner for å være lite bevegelige, så dannelsen av luftmasser skjer vanligvis i omfattende lavtgående (kvasistasjonære) antisykloner.

I tillegg oppfylles kravene til kilden av saktegående og diffuse termiske forsenkninger som oppstår over oppvarmede landområder.

Til slutt skjer dannelsen av polarluft delvis i den øvre atmosfæren i saktegående, omfattende og dype sentrale sykloner på høye breddegrader. I disse trykksystemene skjer transformasjonen (transformasjonen) av tropisk luft som trekkes inn på høye breddegrader i de øvre lagene av troposfæren til polar luft. Alle de listede trykksystemene kan også kalles sentre for luftmasser, ikke fra et geografisk, men fra et synoptisk synspunkt.

Geografisk klassifisering av luftmasser

Luftmasser klassifiseres først og fremst i henhold til sentrene for deres dannelse, avhengig av deres plassering i en av breddegradssonene - arktiske eller antarktiske, polare eller tempererte breddegrader, tropiske og ekvatoriale.

I henhold til geografisk klassifisering kan luftmasser deles inn i hoved geografiske typer i henhold til breddesonene der fokusene deres er plassert:

arktisk eller antarktisk luft (AV),

Polar eller temperert luft (MF eller HC),

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

Ekvatoriale luftmasser (EA)

Når det gjelder ekvatoriske breddegrader, forekommer konvergens (konvergens av strømmer) og luftstigning her, så luftmasser som ligger over ekvator blir vanligvis hentet fra den subtropiske sonen. Men noen ganger dukker det opp uavhengige ekvatoriale luftmasser.

Noen ganger, i tillegg til foci i ordets strenge betydning, identifiseres områder hvor om vinteren luftmasser forvandles fra en type til en annen når de beveger seg. Dette er områder i Atlanterhavet sør for Grønland og i Stillehavet over Bering- og Okhotskhavet hvor cPV blir til mPV, områder over det sørøstlige Nord-Amerika og sør for Japan i Stillehavet hvor cPV blir til mPV under vintermonsunen, og område i Sør-Asia hvor den asiatiske CP blir til tropisk luft (også i monsunstrømmen)

Transformasjon av luftmasser

Når sirkulasjonsforholdene endres, beveger luftmassen som helhet seg fra kilden til dannelsen til nærliggende områder, og samhandler med andre luftmasser.

Ved bevegelse begynner luftmassen å endre egenskapene - de vil ikke bare avhenge av egenskapene til dannelseskilden, men også av egenskapene til naboluftmasser, på egenskapene til den underliggende overflaten som luftmassen passerer over, samt på hvor lang tid som har gått siden dannelsen av luftmassene.

Disse påvirkningene kan forårsake endringer i luftens fuktighetsinnhold, samt endringer i lufttemperaturen som følge av frigjøring av latent varme eller varmeveksling med den underliggende overflaten.

Prosessen med å endre egenskapene til en luftmasse kalles transformasjon eller evolusjon.

Transformasjonen knyttet til bevegelsen av luftmassen kalles dynamisk. Luftmassens bevegelseshastighet kl forskjellige høyder vil være annerledes, forårsaker tilstedeværelsen av et hastighetsskift turbulent blanding. Hvis de nedre luftlagene varmes opp, oppstår ustabilitet og konvektiv blanding utvikles.

Atmosfærisk sirkulasjonsdiagram

Luft i atmosfæren er i konstant bevegelse. Den beveger seg i både horisontal og vertikal retning.

Grunnårsaken til luftbevegelse i atmosfæren er den ujevn fordeling solstråling og heterogenitet av den underliggende overflaten. De forårsaker ujevn lufttemperatur og følgelig atmosfærisk trykk over jordens overflate.

Trykkforskjellen skaper luftbevegelse, som beveger seg fra områder med høyt til lavt trykk. Når de beveger seg, avbøyes luftmasser av kraften fra jordens rotasjon.

(Husk hvordan kropper som beveger seg på den nordlige og sørlige halvkule avbøyes.)

Du har selvfølgelig lagt merke til hvordan det på en varm sommerdag dannes en lett dis over asfalten. Denne oppvarmede, lette luften stiger. Et lignende, men mye større bilde kan observeres ved ekvator. Svært varm luft stiger konstant, og danner oppstrømninger.

Derfor dannes et konstant lavtrykksbelte her nær overflaten.
Luften som stiger over ekvator i de øvre lagene av troposfæren (10-12 km) sprer seg mot polene. Den avkjøles gradvis og begynner å falle over omtrent 30 t° nordlige og sørlige breddegrader.

Dette skaper et overskudd av luft, som bidrar til dannelsen av en tropisk høytrykkssone i overflatelaget av atmosfæren.

I polarområdene er luften kald, tung og synker, noe som forårsaker nedadgående bevegelser. Som et resultat dannes det høyt trykk i overflatelagene til polarbeltet.

Aktive atmosfæriske fronter dannes mellom de tropiske og polare høytrykksbeltene på tempererte breddegrader. Massivt kaldere luft fortrenger varmere luft oppover, og forårsaker oppstrømming.

Som et resultat dannes et overflatelavtrykksbelte på tempererte breddegrader.

Kart over jordens klimasoner

Hvis jordoverflaten var homogen, ville de atmosfæriske trykkbeltene spredt seg i sammenhengende striper. Imidlertid er planetens overflate en veksling av vann og land, som har forskjellige egenskaper. Sushi varmes opp og avkjøles raskt.

Havet, tvert imot, varmes opp og frigjør varmen sakte. Dette er grunnen til at de atmosfæriske trykkbeltene er revet i separate seksjoner - områder med høyt og lavt trykk. Noen av dem eksisterer hele året, andre - i en viss sesong.

På jorden veksler belter med høyt og lavt trykk jevnlig. Høytrykk er ved polene og nær tropene, lavtrykk er ved ekvator og i tempererte breddegrader.

Typer atmosfærisk sirkulasjon

I jordens atmosfære er det flere kraftige ledd i sirkulasjonen av luftmasser. Alle er aktive og iboende i visse breddesoner. Derfor kalles de sonetyper av atmosfærisk sirkulasjon.

På jordoverflaten beveger luftstrømmer seg fra det tropiske høytrykksbeltet til ekvator. Under påvirkning av kraften som oppstår fra jordens rotasjon, avbøyes de til høyre på den nordlige halvkule og til venstre på den sørlige halvkule.

Slik dannes det konstant kraftige vinder - passatvinder. På den nordlige halvkule blåser passatvindene fra nordøst, og på den sørlige halvkule, fra sørøst. Så den første sonetypen atmosfærisk sirkulasjon er passatvind.

Fra tropene beveger luft seg til tempererte breddegrader. Avbøyd av kraften fra jordens rotasjon, begynner de gradvis å bevege seg fra vest til øst. Det er nettopp denne strømmen fra Atlanterhavet som dekker de tempererte breddegradene i hele Europa, inkludert Ukraina. Vestlig lufttransport i tempererte breddegrader er den andre sonetypen av planetarisk atmosfærisk sirkulasjon.

Det er også naturlig at luft beveger seg fra de sirkumpolare høytrykkssonene til de tempererte breddegrader, hvor trykket er lavt.

Under påvirkning av avbøyningskraften til jordens rotasjon, beveger denne luften seg fra nordøst på den nordlige halvkule og fra sørøst på den sørlige halvkule. Den østlige subpolare strømmen av luftmasser danner den tredje sonetypen atmosfærisk sirkulasjon.

På atlaskartet finner du breddesonene der ulike typer soneluftsirkulasjon råder.

På grunn av ujevn oppvarming av land og hav, blir sonemønsteret for bevegelse av luftmasser forstyrret. For eksempel, i øst for Eurasia på tempererte breddegrader, opererer vestlig lufttransport bare i seks måneder - om vinteren. Om sommeren, når kontinentet varmes opp, flytter luftmasser med havets kjølighet til land.

Dette er hvordan monsunluftoverføring skjer. Å endre luftbevegelsesretningene to ganger i året er et karakteristisk trekk ved monsunsirkulasjonen. Vintermonsunen er en strøm av relativt kald og tørr luft fra fastlandet til havet.

Sommermonsun- bevegelse av fuktig og varm luft i motsatt retning.

Sonetyper av atmosfærisk sirkulasjon

Det er tre hoved sonetype atmosfærisk sirkulasjon: passatvind, vestlig lufttransport og østlig subpolar strømning av luftmasser. Monsunlufttransport forstyrrer det generelle atmosfæriske sirkulasjonsmønsteret og er en azonal type sirkulasjon.

Generell atmosfærisk sirkulasjon (side 1 av 2)

Departementet for vitenskap og utdanning i republikken Kasakhstan

Academy of Economics and Law oppkalt etter U.A. Dzholdasbekova

Det humanistiske og økonomiske fakultetet

Disiplin: Økologi

Om emnet: "Generell sirkulasjon av atmosfæren"

Fullført av: Tsarskaya Margarita

Gruppe 102 A

Sjekket av: Omarov B.B.

Taldykorgan 2011

Introduksjon

1. Generell informasjon om atmosfærisk sirkulasjon

2. Faktorer som bestemmer atmosfærens generelle sirkulasjon

3. Sykloner og antisykloner.

4. Vind som påvirker atmosfærens generelle sirkulasjon

5. Hårføner effekt

6. Generelt sirkulasjonsdiagram "Planet Machine"

Konklusjon

Liste over brukt litteratur

Introduksjon

På sidene vitenskapelig litteratur Nylig har konseptet med generell sirkulasjon av atmosfæren ofte dukket opp, hvis betydning blir forstått av hver spesialist på sin egen måte. Dette begrepet brukes systematisk av spesialister involvert i geografi, økologi og den øvre delen av atmosfæren.

Meteorologer og klimatologer, biologer og leger, hydrologer og oseanologer, botanikere og zoologer, og selvfølgelig økologer viser økende interesse for atmosfærens generelle sirkulasjon.

Det er ingen konsensus om dette er det vitenskapelig retning dukket opp nylig eller forskning her har pågått i århundrer.

Nedenfor foreslår vi definisjoner av atmosfærens generelle sirkulasjon som et sett av vitenskaper og lister opp faktorene som påvirker den.

En viss liste over prestasjoner er gitt: hypoteser, utviklinger og funn som markerer velkjente milepæler i historien til denne vitenskapen og gir en viss ide om spekteret av problemer og oppgaver den vurderer.

De karakteristiske trekk ved den generelle sirkulasjonen av atmosfæren er beskrevet, og det enkleste oppsettet for generell sirkulasjon kalt "planetmaskinen" presenteres.

1. Generell informasjon om atmosfærisk sirkulasjon

Atmosfærens generelle sirkulasjon (latin Circulatio - rotasjon, gresk atmosfære - damp og sphaira - ball) er et sett med store luftstrømmer i troposfæren og stratosfæren. Som et resultat utveksles luftmasser i rommet, noe som bidrar til omfordeling av varme og fuktighet.

Atmosfærens generelle sirkulasjon er sirkulasjonen av luft på kloden, noe som fører til overføring fra lave breddegrader til høye breddegrader og tilbake.

Atmosfærens generelle sirkulasjon bestemmes av soner med høyt atmosfærisk trykk i polarområdene og tropiske breddegrader og soner med lavt trykk i tempererte og ekvatoriale breddegrader.

Bevegelsen av luftmasser skjer i både bredde- og meridional retning. I troposfæren inkluderer atmosfærisk sirkulasjon passatvinder, vestlige luftstrømmer på tempererte breddegrader, monsuner, sykloner og antisykloner.

Årsaken til bevegelsen av luftmasser er ulik fordeling av atmosfærisk trykk og oppvarming av solen av overflaten av land, hav, is på forskjellige breddegrader, samt den avbøyende effekten på luftstrømmen av jordens rotasjon.

Hovedmønstrene for atmosfærisk sirkulasjon er konstante.

I den nedre stratosfæren er jetluftstrømmer i tempererte og subtropiske breddegrader overveiende vestlige, og i tropiske breddegrader - østlige, og de beveger seg med hastigheter på opptil 150 m/s (540 km/t) i forhold til jordoverflaten.

I den nedre troposfæren varierer de rådende retningene for lufttransport på tvers av geografiske soner.

På polare breddegrader er det østlig vind; i tempererte områder - vestlige områder med hyppige forstyrrelser av sykloner og antisykloner; passatvinder og monsuner er de mest stabile på tropiske breddegrader.

På grunn av mangfoldet av den underliggende overflaten, oppstår regionale avvik - lokale vinder - i form av atmosfærens generelle sirkulasjon.

2. Faktorer som bestemmer atmosfærens generelle sirkulasjon

– Ujevn fordeling av solenergi over jordoverflaten og som en konsekvens ujevn fordeling av temperatur og atmosfærisk trykk.

– Corioliskrefter og friksjon, under påvirkning av hvilke luftstrømmer får en bredderetning.

- Påvirkning av den underliggende overflaten: tilstedeværelsen av kontinenter og hav, heterogenitet av lettelse, etc.

Fordelingen av luftstrømmer på jordoverflaten er sonebestemt. I ekvatoriale breddegrader er det rolige eller svake variable vinder observert. Passatvinden dominerer i den tropiske sonen.

Passatvinden er konstant vind som blåser fra 30 breddegrader til ekvator, med en nordøstlig retning på den nordlige halvkule og en sørøstlig retning på den sørlige halvkule. 30-35? Med. og S. – rolig sone, såkalt. "hestebreddegrader".

På tempererte breddegrader dominerer vestlige vinder (sørvest på den nordlige halvkule, nordvest på den sørlige halvkule). På polare breddegrader blåser det østlige vinder (på den nordlige halvkule, nordøstlig, på den sørlige halvkule, sørøstlig vind).

I virkeligheten er vindsystemet over jordens overflate mye mer komplekst. I subtropisk sone I mange områder er passatvindtransporten forstyrret av sommermonsunene.

I tempererte og subpolare breddegrader har sykloner og antisykloner stor innflytelse på luftstrømmenes natur, og på de østlige og nordlige kystene - monsuner.

I tillegg oppstår det i mange områder lokale vinder på grunn av egenskapene til territoriet.

3. Sykloner og antisykloner.

Atmosfæren er preget av virvelbevegelser, hvorav de største er sykloner og antisykloner.

En syklon er en stigende atmosfærisk virvel med lavt trykk i sentrum og et system av vind fra periferien til sentrum, rettet mot klokken på den nordlige halvkule og med klokken på den sørlige halvkule. Sykloner er delt inn i tropiske og ekstratropiske. Tenk på ekstratropiske sykloner.

Diameteren til ekstratropiske sykloner er i gjennomsnitt omtrent 1000 km, men det er også mer enn 3000 km. Dybde (trykk i midten) – 1000-970 hPa eller mindre. Kraftig vind blåser i en syklon, vanligvis opp til 10-15 m/sek, men kan nå 30 m/sek eller mer.

Gjennomsnittshastigheten til syklonen er 30-50 km/t. Oftest beveger sykloner seg fra vest til øst, men noen ganger kommer de fra nord, sør og til og med øst. Sonen med størst frekvens av sykloner er den 80. breddegraden på den nordlige halvkule.

Sykloner gir overskyet, regnfullt, vindfullt vær, avkjøling om sommeren, oppvarming om vinteren.

Tropiske sykloner (orkaner, tyfoner) dannes på tropiske breddegrader; de er et av de mest formidable og farlige naturfenomenene. Deres diameter er flere hundre kilometer (300-800 km, sjelden mer enn 1000 km), men de er preget av en stor trykkforskjell mellom sentrum og periferien, noe som forårsaker sterk orkanvinder, tropiske byger, kraftige tordenvær.

En antisyklon er en nedadgående atmosfærisk virvel med økt trykk i sentrum og et system av vind fra sentrum til periferien, rettet med klokken på den nordlige halvkule og mot klokken på den sørlige halvkule. Størrelsene på antisykloner er de samme som for sykloner, men i det sene utviklingsstadiet kan de nå opptil 4000 km i diameter.

Atmosfærisk trykk i sentrum av antisykloner er vanligvis 1020-1030 hPa, men kan nå mer enn 1070 hPa. Den største frekvensen av antisykloner er over de subtropiske sonene i havene. Antisykloner er preget av delvis overskyet vær uten nedbør, med svak vind i sentrum, kraftig frost om vinteren og varme om sommeren.

4. Vind som påvirker den generelle sirkulasjonen av atmosfæren

Monsuner. Monsuner er sesongvind som endrer retning to ganger i året. Om sommeren blåser de fra hav til land, om vinteren - fra land til hav. Årsaken til dannelsen er ulik oppvarming av land og vann i henhold til årstidene. Avhengig av dannelsessonen er monsuner delt inn i tropiske og ekstratropiske.

Ekstratropiske monsuner er spesielt uttalt på den østlige kanten av Eurasia. Sommermonsunen bringer fuktighet og kjølighet fra havet, mens vintermonsunen blåser fra fastlandet og senker temperaturen og fuktigheten.

Tropiske monsuner er mest uttalt i det indiske havbassenget. Sommermonsunen blåser fra ekvator, den er motsatt av passatvinden og bringer skyer, nedbør, myker opp sommervarmen, vintermonsunen faller sammen med passatvinden, styrker den, bringer tørrhet.

Lokale vinder. Lokale vinder har en lokal fordeling, deres dannelse er assosiert med egenskapene til et gitt territorium - nærheten til vannforekomster, arten av lettelsen. De vanligste er bris, bora, foehn, fjelldal og katabatisk vind.

Bris (lett vind - fr) - slynger seg langs kysten av hav, store innsjøer og elver, endrer retning til motsatt to ganger om dagen: brisen på dagtid blåser fra reservoaret til kysten, nattbrisen - fra kysten til reservoaret . Bris er forårsaket av daglig variasjon i temperatur og følgelig trykk over land og vann. De fanger et luftlag 1-2 km.

Hastigheten deres er lav - 3-5 m/s. En veldig sterk havbris på dagtid observeres på de vestlige ørkenkystene av kontinenter i tropiske breddegrader, vasket av kalde strømmer og kaldt vann, stiger utenfor kysten i oppstrømningssonen.

Der invaderer den titalls kilometer innover i landet og gir en sterk klimatisk effekt: den reduserer temperaturen, spesielt om sommeren med 5-70 C, og i Vest-Afrika øker den til 100 C. relativ fuktighet luft opp til 85 %, fremmer dannelsen av tåke og dugg.

Fenomener som ligner på havbrisen på dagtid kan observeres i utkanten av store byer, hvor det er en sirkulasjon av kaldere luft fra forstedene til sentrum, siden "varmeflekker" eksisterer over byene hele året.

Fjelldalvinder har en daglig periodisitet: om dagen blåser vinden oppover dalen og langs fjellskråningene, om natten, tvert imot, den avkjølte luften går ned. Luftstigningen på dagtid fører til dannelse av cumulusskyer over fjellskråningene; om natten, når luften går ned og adiabatisk varmes opp, forsvinner skyet.

Brevinder er kalde vinder som stadig blåser fra fjellbreer ned skråninger og daler. De er forårsaket av avkjøling av luften over isen. Hastigheten deres er 5-7 m/s, tykkelsen er flere titalls meter. De er mer intense om natten, da de forsterkes av skråvind.

Generell atmosfærisk sirkulasjon

1) På grunn av helningen til jordaksen og jordens sfærisitet, mottar ekvatorialområder mer solenergi enn polare områder.

2) Ved ekvator varmes luften opp → utvider seg → stiger → det dannes et lavtrykksområde. 3) Ved polene avkjøles luften → blir tettere → faller ned → det dannes et høytrykksområde.

4) På grunn av forskjellen i atmosfærisk trykk begynner luftmasser å bevege seg fra polene til ekvator.

Vindretningen og -hastigheten påvirkes også av:

  • egenskaper til luftmasser (fuktighet, temperatur...)
  • underliggende overflate (hav, fjellkjeder, etc.)
  • rotasjon av kloden rundt sin akse (Coriolis force)1) generelt (globalt) system av luftstrømmer over jordoverflaten, hvis horisontale dimensjoner er sammenlignbare med kontinentene og havene, og tykkelsen fra flere km til titalls km.

Passatvindene – Dette er konstante vinder som blåser fra tropene til ekvator.

Årsak: Ved ekvator er det alltid lavtrykk (oppstrøm), og i tropene er det alltid høyt trykk (nedtrekk).

På grunn av virkningen av Coriolis-styrken: passatvindene på den nordlige halvkule har en nordøstlig retning (avvik til høyre)

Passatvind på den sørlige halvkule - sørøst (avvik til venstre)

Nordøstlig vind(på den nordlige halvkule) og sørøstlige vinder(på den sørlige halvkule).
Årsak: luftstrømmer beveger seg fra polene til moderate breddegrader og, under påvirkning av Coriolis-styrken, avbøyes mot vest. Vestlige vinder er vinder som blåser fra tropene til tempererte breddegrader hovedsakelig fra vest til øst.

Årsak: i tropene er det høyt trykk, og på tempererte breddegrader er det lavt, så en del av luften fra E.D.-regionen beveger seg til N.D.-regionen. Når du beveger deg under påvirkning av Coriolis-styrken, avledes luftstrømmene mot øst.

Vestlige vinder bringer varme og våt luft, fordi luftmasser dannes over vannet i den varme nordatlantiske strømmen.

Luften i syklonen beveger seg fra periferien til sentrum;

I den sentrale delen av syklonen stiger lufta og

Det avkjøles, så det dannes skyer og nedbør;

Under sykloner råder overskyet vær med sterk vind:

om sommeren– regn og kjølig,
om vinteren– med tiner og snøfall.

Antisyklon– Dette er et område med høyt atmosfærisk trykk med et maksimum i sentrum.
luften i antisyklonen beveger seg fra sentrum til periferien; i den sentrale delen av antisyklonen går luften ned og varmes opp, fuktigheten synker, skyene forsvinner; Under antisykloner setter det klart, vindstille vær inn:

om sommeren er det varmt,

om vinteren er det frost.

Atmosfærisk sirkulasjon

Definisjon 1

Sirkulasjon er et system for bevegelse av luftmasser.

Sirkulasjonen kan være generell på planetarisk skala og lokal sirkulasjon som oppstår over separate territorier og vannområder. Lokal sirkulasjon inkluderer dag- og nattbris som oppstår på kysten av havet, fjell-dalvinder, isbrevinder, etc.

Lokal sirkulasjon i Viss tid og kan på visse steder legges over generelle sirkulasjonsstrømmer. Med den generelle sirkulasjonen av atmosfæren oppstår det enorme bølger og virvler i den, som utvikler seg og beveger seg på forskjellige måter.

Slike atmosfæriske forstyrrelser er sykloner og antisykloner, som er karakteristiske trekk ved atmosfærens generelle sirkulasjon.

Som et resultat av bevegelsen av luftmasser, som skjer under påvirkning av atmosfæriske trykksentre, er områder forsynt med fuktighet. Som et resultat av det faktum at luftbevegelser av forskjellige skalaer samtidig eksisterer i atmosfæren, og overlapper hverandre, atmosfærisk sirkulasjon er en svært kompleks prosess.

Kan ikke forstå noe?

Prøv å spørre lærerne dine om hjelp

Bevegelsen av luftmasser på planetarisk skala påvirkes av 3 hovedfaktorer:

  • Sonefordeling av solstråling;
  • Aksial rotasjon av jorden og, som en konsekvens, avvik av luftstrømmer fra gradientretningen;
  • Heterogenitet av jordens overflate.

    • Disse faktorene kompliserer atmosfærens generelle sirkulasjon.

    Hvis jorden var homogen og roterte ikke rundt sin akse - da ville temperaturen og trykket ved jordoverflaten tilsvare termiske forhold og være av breddegrad. Dette betyr at temperaturnedgangen vil skje fra ekvator til polene.

    Med denne fordelingen stiger varm luft ved ekvator, og kald luft ved polene synker. Som et resultat ville det samle seg ved ekvator i den øvre delen av troposfæren, og trykket ville være høyt, og ved polene ville det være lavt.

    I høyden ville luften strømme ut i samme retning og føre til en reduksjon i trykket over ekvator og dets økning over polene. Utstrømningen av luft nær jordoverflaten ville skje fra polene, der trykket er høyt, mot ekvator i meridional retning.

    Det viser seg at den termiske årsaken er den første årsaken til sirkulasjonen av atmosfæren - forskjellige temperaturer fører til forskjellige trykk på forskjellige breddegrader. I virkeligheten er trykket lavt over ekvator og høyt ved polene.

    På en uniform roterende På jorden i øvre troposfære og nedre stratosfære bør vindene, når de strømmer ut til polene, på den nordlige halvkule avvike til høyre, på den sørlige halvkule - til venstre og samtidig bli vestlige.

    I den nedre troposfæren ville vindene, som strømmet fra polene mot ekvator og avbøyde seg, bli østlige på den nordlige halvkule, og sørøstlige på den sørlige halvkule. Den andre grunnen til atmosfærisk sirkulasjon er tydelig synlig - dynamisk. Sonekomponenten i atmosfærens generelle sirkulasjon bestemmes av jordens rotasjon.

    Den underliggende overflaten med ujevn fordeling av land og vann har en betydelig innflytelse på den generelle sirkulasjonen av atmosfæren.

    Sykloner

    Det nedre laget av troposfæren er preget av virvler som dukker opp, utvikler seg og forsvinner. Noen virvler er svært små og går ubemerket hen, mens andre har stor innvirkning på planetens klima. For det første gjelder dette sykloner og antisykloner.

    Definisjon 2

    Syklon er en enorm atmosfærisk virvel med lavt trykk i sentrum.

    På den nordlige halvkule beveger luften i en syklon seg mot klokken, på den sørlige halvkule - med klokken. Syklonisk aktivitet på middels breddegrader er et trekk ved atmosfærisk sirkulasjon.

    Sykloner oppstår på grunn av jordens rotasjon og avbøyningskraften til Coriolis, og i deres utvikling går de gjennom stadier fra begynnelse til fylling. Som regel oppstår sykloner på atmosfæriske fronter.

    To luftmasser med motsatte temperaturer, atskilt av en front, trekkes inn i en syklon. Varm luft ved grensesnittet injiseres inn i et område med kald luft og avledes til høye breddegrader.

    Balansen blir forstyrret, og kald luft i den bakre delen tvinges til å trenge inn på lave breddegrader. En syklonisk bøyning av fronten oppstår, som representerer stor bølge, beveger seg fra vest til øst.

    Bølgestadiet er første trinn syklonutvikling.

    Varm luft stiger opp og glir langs frontflaten foran på bølgen. De resulterende bølgene med en lengde på $1000$ km eller mer er ustabile i verdensrommet og fortsetter å utvikle seg.

    Samtidig beveger syklonen seg østover med en hastighet på $100$ km per dag, trykket fortsetter å falle, og vinden blir sterkere, amplituden til bølgen øker. Dette andre trinn– etappe av en ung syklon.

    På spesielle kart er en ung syklon skissert av flere isobarer.

    Når varm luft beveger seg til høye breddegrader, dannes den varm front, og bevegelsen av kald luft til tropiske breddegrader danner en kaldfront. Begge frontene er deler av en enkelt helhet. En varmfront beveger seg langsommere enn en kaldfront.

    Hvis en kaldfront innhenter en varmfront og går sammen med den, en okklusjonsfront. Varm luft stiger og vrir seg i en spiral. Dette tredje trinn syklonutvikling – okklusjonsstadium.

    Fjerde trinn– utfyllingen er endelig. Den varme luften blir til slutt presset oppover og avkjølt, temperaturkontraster forsvinner, syklonen blir kald over hele området, bremser ned og fylles til slutt. Fra begynnelse til fylling varer levetiden til en syklon fra $5$ til $7$ dager.

    Merknad 1

    Sykloner gir overskyet, kjølig og regnfullt vær om sommeren og tine om vinteren. Sommersykloner beveger seg med en hastighet på $400$-$800$ km per dag, vintersykloner - opp til $1000$ km per dag.

    Antisykloner

    Syklonaktivitet er assosiert med fremveksten og utviklingen av frontale antisykloner.

    Definisjon 3

    Antisyklon er en enorm atmosfærisk virvel med høyt trykk i sentrum.

    Antisykloner dannes på baksiden av kaldfronten til en ung syklon i kald luft og har sine egne utviklingsstadier.

    Det er bare tre stadier i utviklingen av en antisyklon:

  • Stadiet til en ung antisyklon, som er en lavmobil trykkformasjon. Den beveger seg vanligvis i samme hastighet som syklonen foran den. I midten av antisyklonen øker trykket gradvis. Klart, vindstille, delvis skyet vær råder;
  • På det andre stadiet skjer den maksimale utviklingen av antisyklonen. Dette er allerede en høytrykksformasjon med det høyeste trykket i sentrum. Den maksimalt utviklede antisyklonen kan være opptil flere tusen kilometer i diameter. I midten dannes inversjoner på overflaten og i høye høyder. Været er klart og rolig, men høy luftfuktighet forårsaker tåke, dis og stratusskyer. Sammenlignet med en ung antisyklon, beveger den mest utviklede antisyklon seg mye saktere;
  • Den tredje fasen er assosiert med ødeleggelsen av antisyklonen. Dette er en høy, varm og stillesittende barisk formasjon.Stappen er preget av et gradvis fall i lufttrykket og utvikling av uklarhet. Ødeleggelsen av antisyklonen kan skje over flere uker og noen ganger måneder.

    • Generell atmosfærisk sirkulasjon

    Objektene for studier av atmosfærens generelle sirkulasjon er bevegelige sykloner og antisykloner av tempererte breddegrader med deres raskt skiftende meteorologiske forhold: passatvinder, monsuner, tropiske sykloner osv. Typiske trekk ved atmosfærens generelle sirkulasjon, stabil over tid eller gjentakelse oftere enn andre, avsløres ved å beregne gjennomsnitt av meteorologiske elementer over lange tidsperioder. langsiktige observasjonsperioder,

    I fig. 8, 9 viser gjennomsnittlig langtidsfordeling av vind på jordoverflaten i januar og juli. I januar, dvs.

    Om vinteren, på den nordlige halvkule, er gigantiske antisyklonvirvler godt synlige over Nord-Amerika og en spesielt intens virvel over Sentral-Asia.

    Om sommeren blir antisykloniske virvler over land ødelagt på grunn av oppvarmingen av kontinentet, og over havene forsterkes slike virvler betydelig og sprer seg mot nord.

    Trykk på jordoverflaten i millibar og rådende luftstrømmer

    På grunn av det faktum at luften i ekvatoriale og tropiske breddegrader i troposfæren varmes opp mye mer intenst enn i de polare områdene, avtar lufttemperaturen og trykket gradvis i retning fra ekvator til polene. Som meteorologer sier, er den planetariske gradienten av temperatur og trykk rettet mot den midtre troposfæren fra ekvator til polene.

    (I meteorologi er gradienten av temperatur og trykk tatt i motsatt retning sammenlignet med fysikk.) Luft er et svært mobilt medium. Hvis jorden ikke roterte rundt sin akse, ville luften i de nedre lagene av atmosfæren strømme fra ekvator til polene, og i de øvre lagene ville den returnere tilbake til ekvator.

    Men jorden roterer med en vinkelhastighet på 2n/86400 radianer per sekund. Luftpartikler, som beveger seg fra lave til høye breddegrader, beholder høye lineære hastigheter i forhold til jordoverflaten, anskaffet ved lave breddegrader, og avbøyes derfor når de beveger seg østover. En vest-østlig luftoverføring dannes i troposfæren, som gjenspeiles i fig. 10.

    Et slikt vanlig strømregime observeres imidlertid bare på kart over gjennomsnittsverdier. "Øyeblikksbilder" av luftstrømmer gir svært forskjellige, hver gang nye, ikke-repeterende posisjoner av sykloner, antisykloner, luftstrømmer, soner for møte med varm og kald luft, dvs. atmosfæriske fronter.

    Atmosfæriske fronter spiller en stor rolle i den generelle sirkulasjonen av atmosfæren, siden betydelige transformasjoner av energien til luftmasser fra en type til en annen skjer i dem.

    I fig. Figur 10 viser skjematisk plasseringen av hovedfrontseksjonene i den midtre troposfæren og nær jordoverflaten. Tallrike værfenomener er knyttet til atmosfæriske fronter og frontalsoner.

    Her oppstår sykloniske og antisykloniske virvler, tykke skyer og nedbørsoner dannes, og vinden øker.

    Når en atmosfærisk front passerer gjennom et gitt punkt, observeres vanligvis en merkbar avkjøling eller oppvarming, og hele værets karakter endres kraftig. Interessante funksjoner finnes i strukturen til stratosfæren.

    Planetarisk frontal sone i den midtre troposfæren

    Hvis varme er lokalisert i troposfæren nær ekvator; luftmasser, og ved polene - kaldt, deretter i stratosfæren, spesielt i varm halvdelår er situasjonen akkurat motsatt, luften her er relativt varmere ved polene, og kald ved ekvator.

    Temperatur- og trykkgradientene er rettet i motsatt retning i forhold til troposfæren.

    Påvirkningen av den avbøyende kraften til jordens rotasjon, som førte til dannelsen av vest-øst-overføring i troposfæren, skaper en sone med øst-vest-vinder i stratosfæren.

    Gjennomsnittlig plassering av jetstrømøkser på den nordlige halvkule om vinteren

    De høyeste vindhastighetene, og derfor den høyeste kinetiske energien til luft, observeres i jetstrømmer.

    Jetstrømmer er billedlig talt luftelver i atmosfæren, elver som renner ved troposfærens øvre grense, i lagene som skiller troposfæren fra stratosfæren, dvs. i lag nær tropopausen (fig. 11 og 12).

    Vindhastigheten i jetstrømmer når 250 - 300 km/t - om vinteren; og 100 - 140 km/t - om sommeren. Dermed kan et lavhastighetsfly, som faller inn i en slik jetstrøm, fly "bakover".

    Gjennomsnittlig plassering av jetstrømøkser på den nordlige halvkule om sommeren

    Lengden på jetstrømmer når flere tusen kilometer. Under jetstrømmene i troposfæren observeres bredere og mindre raske luft-"elver" - planetariske høyhøyde frontalsoner, som også spiller en stor rolle i den generelle sirkulasjonen av atmosfæren.

    Forekomsten av høye vindhastigheter i jetstrømmer og i planetariske høyhøyde frontalsoner oppstår på grunn av tilstedeværelsen her stor forskjell lufttemperaturer mellom naboluftmasser.

    Tilstedeværelsen av en forskjell i lufttemperatur, eller som de sier, "temperaturkontrast", fører til en økning i vinden med høyden. Teori viser at en slik økning er proporsjonal med den horisontale temperaturgradienten til det aktuelle luftlaget.

    I stratosfæren, på grunn av reverseringen av den meridionale lufttemperaturgradienten, avtar intensiteten av jetstrømmer og de forsvinner.

    Til tross for det store omfanget av planetariske høyhøyde frontalsoner og jetstrømmer, omkranser de som regel ikke hele kloden, men ender der horisontale temperaturkontraster mellom luftmasser svekkes. De hyppigste og mest dramatiske temperaturkontrastene oppstår i polarfronten, som skiller luften på tempererte breddegrader fra den tropiske luften.

    Posisjon av aksen til den høydefrontale sonen med ubetydelig meridional utveksling av luftmasser

    Planetariske høyhøyde frontalsoner og jetstrømmer forekommer ofte i det polare frontsystemet. Selv om de planetariske høyhøydefrontsonene i gjennomsnitt har en retning fra vest til øst, er retningen til deres akser i spesifikke tilfeller veldig variert. Oftest på tempererte breddegrader har de en bølgelignende karakter. I fig.

    13, 14 viser posisjonene til aksene til frontalsoner i stor høyde ved stabil vest-øst-transport og ved utviklet meridional utveksling av luftmasser.

    Et betydelig trekk ved luftstrømmer i stratosfæren og mesosfæren over de ekvatoriale og tropiske områdene er eksistensen der av flere luftlag med nesten motsatte retninger av sterk vind.

    Fremveksten og utviklingen av denne flerlagsstrukturen til vindfeltet her endres med visse, men ikke helt sammenfallende, tidsintervaller, som også kan tjene som et slags prognostisk tegn.

    Hvis vi legger til dette at fenomenet med kraftig oppvarming i den polare stratosfæren, som regelmessig forekommer om vinteren, på en eller annen måte er forbundet med prosesser i stratosfæren som skjer i tropiske breddegrader, og med troposfæriske prosesser i moderate og høye breddegrader, så vil det bli tydelig hvor komplekse og lunefulle de atmosfæriske forholdene utvikler prosesser som direkte påvirker værregimet på tempererte breddegrader.

    Posisjon av aksen til den høydefrontale sonen med betydelig meridional utveksling av luftmasser

    Tilstanden til den underliggende overflaten, spesielt tilstanden til det øvre aktive vannlaget i Verdenshavet, er av stor betydning for dannelsen av storskala atmosfæriske prosesser. Verdenshavets overflate utgjør nesten 3/4 av hele jordens overflate (fig. 15).

    Sjøstrømmer

    På grunn av sin høye varmekapasitet og evne til å blande seg lett, lagrer havvann varme i lang tid under møte med varm luft på tempererte breddegrader og hele året på sørlige breddegrader. Den lagrede varmen føres langt nordover av havstrømmer og varmer opp nærliggende områder.

    Varmekapasiteten til vann er flere ganger større enn varmekapasiteten til jord og steiner, som utgjør landet. Den oppvarmede vannmassen fungerer som en varmeakkumulator, som den forsyner atmosfæren med. Det bør bemerkes at land reflekterer solens stråler mye bedre enn overflaten av havet.

    Overflaten av snø og is reflekterer solens stråler spesielt godt; 80-85 % av all solstråling som faller på snø reflekteres fra den. Overflaten av havet, tvert imot, absorberer nesten all strålingen som faller på den (55-97%). Som et resultat av alle disse prosessene mottar atmosfæren direkte fra solen bare 1/3 av all innkommende energi.

    Den mottar de resterende 2/3 av energien fra den underliggende overflaten oppvarmet av solen, først og fremst fra vannoverflaten. Varmeoverføring fra den underliggende overflaten til atmosfæren skjer på flere måter. For det første, et stort nummer av Solvarme brukes på fordampning av fuktighet fra overflaten av havet til atmosfæren.

    Når denne fuktigheten kondenserer, frigjøres varme, som varmer opp de omkringliggende luftlagene. For det andre avgir den underliggende overflaten varme til atmosfæren gjennom turbulent (dvs. vortex, uordnet) varmeveksling. For det tredje overføres varme av termisk elektromagnetisk stråling. Som et resultat av samspillet mellom havet og atmosfæren skjer det viktige endringer i sistnevnte.

    Laget av atmosfæren som havets varme og fuktighet trenger inn i, i tilfeller av invasjon av kald luft på den varme havoverflaten, når 5 km eller mer. I tilfeller der varm luft invaderer den kalde vannoverflaten i havet, overstiger ikke høyden som påvirkningen av havet strekker seg til 0,5 km.

    I tilfeller av kald luftinvasjon avhenger tykkelsen på laget, som påvirkes av havet, først og fremst av størrelsen på vann-lufttemperaturforskjellen. Hvis vannet er varmere enn luften, utvikles kraftig konveksjon, det vil si uordnede luftbevegelser oppover, noe som fører til at varme og fuktighet trenger inn i de høye lagene av atmosfæren.

    Tvert imot, hvis luften er varmere enn vannet, oppstår ikke konveksjon og luften endrer sine egenskaper bare i de laveste lagene. Over den varme Golfstrømmen i Atlanterhavet, under invasjonen av veldig kald luft, kan varmeoverføringen fra havet nå opp til 2000 cal/cm2 per dag og strekker seg til hele troposfæren.

    Varm luft kan miste 20-100 cal/cm2 per dag over den kalde havoverflaten. Endringer i egenskapene til luft som faller på en varm eller kald havoverflate skjer ganske raskt - slike endringer kan merkes på et nivå på 3 eller 5 km innen en dag etter starten av invasjonen.

    Hvilke lufttemperaturøkninger kan oppstå som følge av dens transformasjon (endring) over den underliggende vannoverflaten? Det viser seg at i den kalde halvdelen av året varmes atmosfæren over Atlanterhavet opp med 6° i gjennomsnitt, og noen ganger kan den varmes opp med 20° per dag. Atmosfæren kan avkjøles med 2-10° per dag. Det er anslått at i Nord-Atlanterhavet, d.v.s.

    der den mest intense varmeoverføringen fra havet til atmosfæren skjer, avgir havet 10-30 ganger mer varme enn det mottar fra atmosfæren. Det er naturlig at varmereservene i havet fylles opp av tilstrømningen av varmt havvann fra tropiske breddegrader. Luftstrømmer fordeler varmen som mottas fra havet over tusenvis av kilometer. Havenes varmepåvirkning om vinteren fører til at forskjellen i lufttemperatur mellom de nordøstlige delene av havene og kontinentene er 15-20° ved breddegrader 45-60° nær jordoverflaten, og 4-5° i midtre troposfære. For eksempel er havets oppvarmingseffekt på klimaet i Nord-Europa godt studert.

    Om vinteren er den nordvestlige delen av Stillehavet under påvirkning av den kalde luften på det asiatiske kontinentet, den såkalte vintermonsunen, som strekker seg 1-2 tusen km dypt inn i havet i overflatelaget og 3-4 tusen. km i den midtre troposfæren (Fig. 16) .

    Årlige mengder varme som overføres av sjøstrømmer

    Om sommeren er det kaldere over havet enn over kontinentene, så luften som kommer fra Atlanterhavet avkjøler Europa, og luften fra det asiatiske kontinentet varmer Stillehavet. Imidlertid er bildet beskrevet ovenfor typisk for gjennomsnittlige sirkulasjonsforhold.

    Dag-til-dag endringer i størrelse og retning av varmestrømmer fra den underliggende overflaten til atmosfæren og tilbake er svært mangfoldige og har stor innflytelse på endringer i selve atmosfæriske prosessene.

    Det er hypoteser i henhold til hvilke særegenhetene ved utviklingen av varmeveksling mellom forskjellige deler av den underliggende overflaten og atmosfæren bestemmer den stabile naturen til atmosfæriske prosesser over lange tidsperioder.

    Hvis luften varmes opp over den unormalt (over normalen) varme vannoverflaten i en eller annen del av verdenshavet på de tempererte breddegrader på den nordlige halvkule, dannes et område med høyt trykk (trykkrygg) i den midtre troposfæren , langs den østlige periferien som overføringen av kalde luftmasser fra Arktis begynner, og langs dens vestlige del - overføringen av varm luft fra tropiske breddegrader mot nord. Denne situasjonen kan føre til vedvarende væravvik på jordoverflaten i visse områder - tørt og varmt eller regnfullt og kjølig om sommeren, frost og tørt eller varmt og snørikt om vinteren. Skyet spiller en svært viktig rolle i dannelsen av atmosfæriske prosesser ved å regulere strømmen av solvarme til jordens overflate. Skydekke øker andelen reflektert stråling betydelig og reduserer dermed oppvarmingen av jordoverflaten, noe som igjen påvirker naturen til synoptiske prosesser. Det viser seg å være litt likt tilbakemelding: naturen til atmosfærisk sirkulasjon påvirker etableringen av skysystemer, og skysystemer påvirker på sin side endringer i sirkulasjonen. Vi har kun listet opp de viktigste av de studerte «jordiske» faktorene som påvirker dannelsen av vær og luftsirkulasjon. Solens aktivitet spiller en spesiell rolle i studiet av årsakene til endringer i atmosfærens generelle SIRKULASJON. Her er det nødvendig å skille mellom endringer i luftsirkulasjonen på jorden i forbindelse med endringer i den totale varmestrømmen som kommer fra sola til jorden som følge av svingninger i verdien av den såkalte solkonstanten. Men som nyere forskning viser, er det i virkeligheten ikke en strengt konstant verdi. Den atmosfæriske sirkulasjonsenergien fylles kontinuerlig på av energien som sendes av solen. Derfor, hvis den totale energien som sendes av solen svinger betydelig, kan dette påvirke endringer i sirkulasjon og vær på jorden. Denne problemstillingen er ennå ikke tilstrekkelig studert. Når det gjelder endringen solaktivitet, da er det velkjent at forskjellige forstyrrelser oppstår på overflaten av solen, solflekker, fakler, flocculi, prominenser, etc. Disse forstyrrelsene forårsaker midlertidige endringer i sammensetningen av solstråling, den ultrafiolette komponenten og korpuskulær (dvs. bestående av ladede partikler, hovedsakelig protoner) stråling fra solen. Noen meteorologer mener at endringer i solaktivitet er assosiert med troposfæriske prosesser i jordens atmosfære, dvs. med været.

    Denne siste uttalelsen krever ytterligere forskning, hovedsakelig på grunn av det faktum at den godt manifesterte 11-årige syklusen av solaktivitet ikke er tydelig synlig under værforhold på jorden.

    Det er kjent at det er hele skoler med meteorologiske varslere som er ganske vellykkede med å forutsi været i forbindelse med endringer i solaktiviteten.

    Vind og generell atmosfærisk sirkulasjon

    Vind er bevegelsen av luft fra områder med høyere lufttrykk til områder med lavere trykk. Vindhastigheten bestemmes av størrelsen på forskjellen i atmosfærisk trykk.

    Vindens påvirkning i navigasjonen må hele tiden tas i betraktning, siden det forårsaker skipsdrift, stormbølger, etc.
    På grunn av ujevn oppvarming av forskjellige deler av kloden, er det et system av atmosfæriske strømmer på planetarisk skala (generell atmosfærisk sirkulasjon).

    Luftstrømmen består av individuelle virvler som beveger seg tilfeldig i rommet. Derfor endres vindhastigheten målt til ethvert punkt kontinuerlig over tid. De største svingningene i vindhastighet observeres i vannnærlaget. For å kunne sammenligne vindhastigheter ble det tatt en høyde på 10 meter over havet som standardhøyde.

    Vindstyrke uttrykkes i meter per sekund, vindstyrke i poeng. Forholdet mellom dem bestemmes av Beaufort-skalaen.

    Beaufort skala

    Svingninger i vindhastighet er karakterisert ved vindkastkoeffisienten, som forstås som forholdet mellom maksimal hastighet for vindkast og gjennomsnittshastigheten oppnådd over 5 - 10 minutter.
    Når den gjennomsnittlige vindhastigheten øker, synker vindkastkoeffisienten. Ved høye vindhastigheter er vindkastkoeffisienten omtrent 1,2 - 1,4.

    Passatvind er vind som blåser hele året i én retning i sonen fra ekvator til 35° N. w. og opp til 30° sør. w. Stabil i retning: på den nordlige halvkule - nordøst, på den sørlige halvkule - sørøst. Hastighet – opptil 6 m/s.

    Monsuner er vinder på tempererte breddegrader, som blåser fra havet til fastlandet om sommeren og fra fastlandet til havet om vinteren. Nå hastigheter på 20 m/s. Monsuner bringer tørt, klart og kaldt vær til kysten om vinteren, og overskyet vær med regn og tåke om sommeren.

    Bris oppstår på grunn av ujevn oppvarming av vann og land i løpet av dagen. På dagtid oppstår det vind fra hav til land (havbris). Om natten fra den kjølte kysten - til havet (strandbris). Vindstyrke 5 – 10 m/s.

    Lokale vinder oppstår i visse områder på grunn av relieffets egenskaper og skiller seg kraftig fra den generelle luftstrømmen: de oppstår som et resultat av ujevn oppvarming (avkjøling) av den underliggende overflaten. Detaljert informasjon om lokale vinder er gitt i seilingsretninger og hydrometeorologiske beskrivelser.

    Bora er en sterk og sterk vind rettet ned en fjellskråning. Gir betydelig kjøling.

    Den er observert i områder der en lav fjellkjede grenser mot havet, i perioder hvor atmosfæretrykket øker over land og temperaturen synker sammenlignet med trykket og temperaturen over havet.

    I området ved Novorossiysk-bukten opererer boraen i november - mars med gjennomsnittlige vindhastigheter på omtrent 20 m/s (individuelle vindkast kan være 50 - 60 m/s). Handlingens varighet er fra én til tre dager.

    Lignende vinder er observert på Novaya Zemlya, på middelhavskysten av Frankrike (mistral) og utenfor Adriaterhavets nordlige bredder.

    Sirocco - varme og fuktige vinder i det sentrale Middelhavet er ledsaget av skyer og nedbør.

    Tornadoer er virvelvind over havet med en diameter på opptil flere titalls meter, bestående av vannsprut. De varer opptil et kvarters dag og beveger seg i hastigheter på opptil 30 knop. Vindhastigheten inne i en tornado kan nå opp til 100 m/s.

    Stormvind forekommer overveiende i områder med lavt atmosfærisk trykk. Tropiske sykloner når spesielt stor styrke, med vindhastigheter som ofte overstiger 60 m/s.

    Sterke stormer observeres også på tempererte breddegrader. Ved bevegelse kommer varme og kalde luftmasser uunngåelig i kontakt med hverandre.

    Overgangssonen mellom disse massene kalles den atmosfæriske fronten. Passasjen av fronten er ledsaget av en kraftig endring i været.

    En atmosfærisk front kan være stasjonær eller i bevegelse. Det er varme-, kalde- og okklusjonsfronter. De viktigste atmosfæriske frontene er: arktiske, polare og tropiske. På synoptiske kart er fronter avbildet som linjer (frontlinje).

    En varmfront dannes når varme luftmasser angriper kalde. På værkart er en varmfront markert med en heltrukket linje med halvsirkler langs fronten som indikerer retningen til kaldere luft og bevegelsesretningen.

    Når varmfronten nærmer seg, begynner trykket å synke, skyene tykner og det begynner å falle kraftig nedbør. Om vinteren dukker det vanligvis opp lave stratusskyer når en front passerer. Temperaturen og luftfuktigheten øker sakte.

    Når en front passerer, stiger temperaturen og luftfuktigheten vanligvis raskt og vinden tiltar. Etter at fronten har passert, endres vindretningen (vinden dreier med klokken), trykkfallet stopper og det begynner å øke, skyene forsvinner og nedbøren stopper.

    En kaldfront dannes når kalde luftmasser angriper varmere (Fig. 18.2). På værkart er en kaldfront avbildet som en heltrukket linje med trekanter langs fronten som indikerer varmere temperaturer og bevegelsesretningen. Trykket foran fronten synker sterkt og ujevnt, skipet befinner seg i en sone med byger, tordenvær, byger og sterke bølger.

    En okklusjonsfront er en front dannet ved sammenslåing av en varm og kald front. Den fremstår som en heltrukket linje med vekslende trekanter og halvsirkler.

    Utsnitt av en varmfront

    Tverrsnitt av en kaldfront

    En syklon er en atmosfærisk virvel med enorm diameter (fra hundrevis til flere tusen kilometer) med lavt lufttrykk i sentrum. Luften i en syklon sirkulerer mot klokken på den nordlige halvkule og med klokken på den sørlige halvkule.

    Det er to hovedtyper sykloner - ekstratropiske og tropiske.

    De første er dannet i tempererte eller polare breddegrader og har en diameter på tusen kilometer i begynnelsen av utviklingen, og opptil flere tusen i tilfellet med den såkalte sentrale syklonen.

    En tropisk syklon er en syklon dannet på tropiske breddegrader; det er en atmosfærisk virvel med lavt atmosfærisk trykk i sentrum med stormlignende vindhastigheter. Dannede tropiske sykloner beveger seg sammen med luftmasser fra øst til vest, mens de gradvis avviker mot høye breddegrader.

    Slike sykloner er også preget av den såkalte «Stormens øye» er et sentralt område med en diameter på 20–30 km med relativt klart og vindstille vær. Rundt 80 tropiske sykloner observeres årlig i verden.

    Utsikt over en syklon fra verdensrommet

    Stiene til tropiske sykloner

    I det fjerne østen og Sørøst-Asia tropiske sykloner kalles tyfoner (fra kinesisk tai feng - stor vind), og i nord og Sør Amerika– orkaner (spansk: huracán, oppkalt etter den indiske vindens gud).
    Det er generelt akseptert at en storm blir en orkan når vindhastigheten overstiger 120 km/t; med en hastighet på 180 km/t kalles orkanen en sterk orkan.

    7. Vind. Generell atmosfærisk sirkulasjon

    Forelesning 7. Vind. Generell atmosfærisk sirkulasjon

    Vind – Dette er bevegelsen av luft i forhold til jordoverflaten, der den horisontale komponenten dominerer. Når vindbevegelse oppover eller nedover vurderes, tas også den vertikale komponenten i betraktning. Vinden er preget retning, fart og fremdrift.

    Årsaken til vinden er forskjellen i atmosfærisk trykk på forskjellige punkter, bestemt av den horisontale trykkgradienten. Trykket er ikke det samme først og fremst på grunn av ulike grader av oppvarming og avkjøling av luften og avtar med høyden.

    For å få en ide om trykkfordelingen på jordklodens overflate, på geografiske kart påføre trykk målt samtidig på forskjellige punkter og normalisert til samme høyde (for eksempel havnivå). Punkter med samme trykk er forbundet med linjer - isobarer.

    På denne måten identifiseres områder med høyt (antisykloner) og lavt (sykloner) trykk og bevegelsesretningene deres for værvarsling. Ved hjelp av isobarer kan du bestemme mengden trykkendringer med avstand.

    I meteorologi er konseptet akseptert horisontal trykkgradient er endringen i trykk per 100 km langs en horisontal linje vinkelrett på isobarene fra høyt trykk til lavt trykk. Denne endringen er vanligvis 1-2 hPa/100 km.

    Bevegelsen av luft skjer i retning av gradienten, men ikke i en rett linje, men på en mer kompleks måte, som er forårsaket av samspillet mellom krefter som avleder luften på grunn av jordens rotasjon og friksjon. Under påvirkning av jordens rotasjon avviker luftbevegelsen fra trykkgradienten til høyre på den nordlige halvkule, og til venstre på den sørlige halvkule.

    Det største avviket observeres ved polene, og ved ekvator er det nær null. Friksjonskraften reduserer både vindhastighet og avvik fra gradienten som følge av kontakt med overflaten, samt inne i luftmassen pga. forskjellige hastigheter i lagene av atmosfæren. Den kombinerte påvirkningen av disse kreftene avleder vinden fra gradienten over land med 45-55o, over havet - med 70-80o.

    Med økende høyde øker vindhastigheten og dens avvik opp til 90° på et nivå på ca. 1 km.

    Vindhastighet måles vanligvis i m/sek, sjeldnere i km/time og poeng. Retningen antas å være der vinden blåser, bestemt i peilinger (det er 16 av dem) eller vinkelgrader.

    Brukes til vindobservasjoner vinge, som er installert i en høyde på 10-12 m. Håndholdt vindmåler brukes til korttidsobservasjoner av hastighet i feltforsøk.

    Anemorumbometer lar deg fjernmåle vindretning og hastighet , anemormbograf registrerer kontinuerlig disse indikatorene.

    Den daglige variasjonen av vindhastighet over havet er nesten ikke observert og kommer godt til uttrykk over land: på slutten av natten - et minimum, om ettermiddagen - et maksimum. Årssyklusen bestemmes av atmosfærens generelle sirkulasjonsmønstre og varierer mellom regioner på kloden. For eksempel, i Europa om sommeren er det en minimum vindhastighet, om vinteren er den maksimal. I Øst-Sibir- omvendt.

    Vindretningen på et bestemt sted endres ofte, men hvis du tar hensyn til hyppigheten av vind i forskjellige retninger, kan du fastslå at noen forekommer oftere. For å studere retninger på denne måten brukes en graf kalt en vindrose. På hver rett linje av alle referansepunkter er det observerte antallet vindhendelser for den nødvendige perioden plottet, og de oppnådde verdiene på referansepunktene er forbundet med linjer.

    Vinden bidrar til å opprettholde konstansen i gasssammensetningen i atmosfæren, blander luftmasser, transporterer fuktig sjøluft innover landet og gir dem fuktighet.

    Vindens ugunstige effekt på jordbruket kan manifestere seg i økt fordampning fra jordoverflaten, og forårsake tørke; vinderosjon av jord er mulig ved høye vindhastigheter.

    Det skal tas hensyn til vindhastighet og vindretning ved pollinering av felt med sprøytemidler og ved vanning med sprinkleranlegg. Retningen til de fremherskende vindene skal være kjent ved legging av skogstriper og snøbinding.

    Lokale vinder.

    Lokale vinder kalles vinder som kun er karakteristiske for visse geografiske områder. De er av særlig betydning i deres innflytelse på vær, deres opprinnelse er annerledes.

    Breezes – vinder kystlinje hav og store innsjøer som har en kraftig døgnendring i retning. I løpet av dagen havbris blåser inn på kysten fra havet, og om natten - pålandsbris blåser fra land til sjø (fig. 2).

    De er uttalt i klart vær i den varme årstiden, når den generelle lufttransporten er svak. I andre tilfeller, for eksempel under passasje av sykloner, kan briser maskeres av sterkere strømmer.

    Vindbevegelse under bris observeres i en avstand på flere hundre meter (opptil 1-2 km), med en gjennomsnittshastighet på 3 - 5 m/sek, og i tropene - enda mer, trenge titalls kilometer dypt inn i land eller hav.

    Utviklingen av bris er assosiert med den daglige variasjonen av landoverflatetemperaturen. I løpet av dagen varmes landet opp mer enn vannoverflaten, trykket over det blir lavere og luftoverføring fra havet til land dannes. Om natten avkjøles landet raskere og sterkere, og luft overføres fra land til hav.

    Dagsbrisen senker temperaturen og øker den relative luftfuktigheten, noe som er spesielt uttalt i tropene. For eksempel i Vest Afrika Når sjøluften beveger seg til land, kan temperaturen synke med 10°C eller mer, og den relative luftfuktigheten kan øke med 40 %.

    Bris er også observert på kysten av store innsjøer: Ladoga, Onega, Baikal, Sevan, etc., samt på store elver. Men i disse områdene er brisen mindre i sin horisontale og vertikale utvikling.

    Fjelldalvinder observeres i fjellsystemer hovedsakelig om sommeren og ligner på bris i sin daglige frekvens. På dagtid blåser de opp dalen og langs fjellskråningene som følge av oppvarming av solen, og om natten, når den er avkjølt, strømmer luften nedover bakkene. Natteluftbevegelser kan forårsake frost, noe som er spesielt farlig om våren når hager blomstrer.

    Föhn –en varm og tørr vind som blåser fra fjellene til dalene. Samtidig stiger lufttemperaturen betydelig og luftfuktigheten synker, noen ganger veldig raskt. De er observert i Alpene, i det vestlige Kaukasus, på den sørlige kysten av Krim, i fjellene i Sentral-Asia, Yakutia, i de østlige skråningene av Rocky Mountains og i andre fjellsystemer.

    En foehn dannes når en luftstrøm krysser en ås. Siden det skapes et vakuum på lesiden, suges luft ned i form av en nedadgående vind. Den synkende luften varmes opp i henhold til den tørre adiabatiske loven: med 1°C for hver 100 m nedstigning.

    For eksempel, hvis luften i en høyde på 3000 m hadde en temperatur på -8o og en relativ fuktighet på 100%, vil den, etter å ha gått ned i dalen, varmes opp til 22o, og luftfuktigheten vil falle til 17%. Hvis luften stiger langs vindskråningen, kondenserer vanndamp og skyer dannes, nedbør faller, og luften som faller ned vil bli enda tørrere.

    Varigheten av hårføner varierer fra flere timer til flere dager. En hårføner kan forårsake intens snøsmelting og flom, tørke ut jord og vegetasjon til de dør.

    Bora–det er en sterk, kald vindkast som blåser fra lave fjellkjeder mot et varmere hav.

    Den mest kjente boraen er i Novorossiysk-bukten ved Svartehavet og på Adriaterhavskysten nær byen Trieste. Ligner bora i opprinnelse og manifestasjon Nord i området til

    Baku, mistral på middelhavskysten av Frankrike, Northser i Mexicogolfen.

    Bora blir til når kalde luftmasser passerer gjennom kystryggen. Luften strømmer ned under tyngdekraften og utvikler en hastighet på mer enn 20 m/sek, mens temperaturen synker betydelig, noen ganger med mer enn 25°C. Bora forsvinner noen kilometer fra kysten, men kan noen ganger dekke en betydelig del av havet.

    I Novorossiysk observeres bora omtrent 45 dager i året, oftest fra november til mars, med en varighet på opptil 3 dager, sjelden opptil en uke.

    Generell atmosfærisk sirkulasjon

    Generell atmosfærisk sirkulasjon– dette er et komplekst system av store luftstrømmer som transporterer veldig store luftmasser over kloden.

    I atmosfæren nær jordoverflaten i polare og tropiske breddegrader observeres østlig transport, og i tempererte breddegrader - vestlig transport.

    Bevegelsen av luftmasser er komplisert av jordens rotasjon, så vel som av topografi og påvirkning av områder med høyt og lavt trykk. Vindavviket fra de rådende retningene er opptil 70°.

    I prosessen med oppvarming og avkjøling av enorme luftmasser over kloden, dannes områder med høyt og lavt trykk, som bestemmer retningen til planetariske luftstrømmer. Basert på langsiktige gjennomsnittlige trykkverdier ved havnivå, er følgende mønstre identifisert.

    På begge sider av ekvator er det en lavtrykkssone (i januar - mellom 15° nordlig bredde og 25° sørlig breddegrad, i juli - fra 35° nordlig breddegrad til 5° sørlig breddegrad). Denne sonen, kalt ekvatorial depresjon, strekker seg mer til halvkulen der inne gitt måned sommer.

    I retning nord og sør for det øker trykket og når maksimale verdier ved subtropiske høytrykkssoner(i januar - ved 30 - 32o nordlige og sørlige breddegrader, i juli - ved 33-37o N og 26-30o S). Fra subtropene til de tempererte sonene faller trykket, spesielt betydelig på den sørlige halvkule.

    Minimumstrykket er på to subpolare lavtrykkssoner(75-65o N og 60-65o S). Videre mot polene øker trykket igjen.

    Den meridionale bariske gradienten er også lokalisert i samsvar med trykkendringer. Det er rettet fra subtropene på den ene siden - til ekvator, på den andre - til de subpolare breddegrader, fra polene til de subpolare breddegrader. Zoneretningen til vind er i samsvar med dette.

    Over Atlanterhavet, Stillehavet og Indiske hav Nordøst- og sørøstvind blåser veldig ofte – passatvindene. Vestlige vinder på den sørlige halvkule, på breddegrader 40-60°, bøyer seg rundt hele havet.

    På den nordlige halvkule på tempererte breddegrader uttrykkes vestlige vinder konstant bare over havene, og over kontinenter er retningene mer komplekse, selv om vestlige vinder også dominerer.

    Østlige vinder av polare breddegrader observeres tydelig bare langs utkanten av Antarktis.

    I sør, øst og nord i Asia er det en kraftig endring i vindretningen fra januar til juli - dette er områder monsun. Årsakene til monsuner ligner på årsakene til bris. Om sommeren varmes det asiatiske fastlandet kraftig opp og et område med lavtrykk sprer seg over det, der luftmasser fra havet suser.

    Den resulterende sommermonsunen forårsaker store mengder nedbør, ofte av voldsom karakter. Om vinteren setter høytrykk over Asia på grunn av mer intens avkjøling av landet sammenlignet med havet og kald luft beveger seg mot havet, og danner vintermonsunen med klart, tørt vær. Monsuner trenger mer enn 1000 km i et lag over land opptil 3-5 km.

    Luftmasser og deres klassifisering.

    Luftmasse- Dette er en veldig stor mengde luft, som okkuperer et område på millioner kvadratkilometer.

    I prosessen med generell sirkulasjon av atmosfæren deles luften inn i separate luftmasser, som forblir i lang tid over et stort territorium, får visse egenskaper og forårsaker forskjellige typer vær.

    Når de flytter til andre områder av jorden, bringer disse massene med seg sine egne værmønstre. Overvekt av luftmasser av en bestemt type(r) i et bestemt område skaper områdets karakteristiske klimaregime.

    De viktigste forskjellene i luftmasser er: temperatur, fuktighet, uklarhet, støvinnhold. For eksempel om sommeren er luften over havene våtere, kaldere og renere enn over land på samme breddegrad.

    Jo lenger luften oppholder seg over ett område, jo flere endringer gjennomgår den, så luftmasser klassifiseres iht geografiske områder hvor de ble dannet.

    Det er hovedtyper: 1) Arktis (Antarktis), som beveger seg fra polene, fra høytrykkssoner; 2) tempererte breddegrader"polar" - på den nordlige og sørlige halvkule; 3) tropisk– flytte fra subtropene og tropene til tempererte breddegrader; 4) ekvatorial– dannes over ekvator. Innen hver type skilles det mellom marine og kontinentale undertyper, som hovedsakelig skiller seg i temperatur og fuktighet innen typen. Luften, som er i konstant bevegelse, beveger seg fra dannelsesområdet til naboområdene og endrer gradvis egenskaper under påvirkning av den underliggende overflaten, og blir gradvis til en masse av en annen type. Denne prosessen kalles transformasjon.

    Kald Luftmasser er de som beveger seg til en varmere overflate. De forårsaker avkjøling i områdene der de kommer.

    Når de beveger seg, varmes de opp av jordoverflaten, så store vertikale temperaturgradienter oppstår i massene og konveksjon utvikler seg med dannelse av cumulus- og cumulonimbusskyer og nedbør.

    Luftmasser som beveger seg mot en kaldere overflate kalles varm av massene. De gir oppvarming, men selv avkjøler de nedenfra. Konveksjon utvikles ikke i dem og stratusskyer dominerer.

    Naboluftmasser er skilt fra hverandre av overgangssoner som er sterkt skråstilt mot jordoverflaten. Disse sonene kalles fronter.

    Luftmasser- store luftvolumer i den nedre delen av jordens atmosfære - troposfæren, med horisontale dimensjoner på mange hundre eller flere tusen kilometer og vertikale dimensjoner på flere kilometer, preget av tilnærmet jevn temperatur og fuktighetsinnhold horisontalt.

    Typer:Arktis eller Antarktisk luft(AB), Temperert luft(UV), tropisk luft(TV), Ekvatorial luft(EV).

    Luft i ventilasjonslag kan bevege seg i formen laminær eller turbulent strømme. Konsept "laminær" betyr at de enkelte luftstrømmene er parallelle med hverandre og beveger seg i ventilasjonsrommet uten turbulens. Når Turbulent strømning partiklene beveger seg ikke bare parallelt, men utfører også tverrgående bevegelser. Dette fører til virveldannelse i hele tverrsnittet av ventilasjonskanalen.

    Tilstanden til luftstrømmen i ventilasjonsrommet avhenger av: Luftstrømhastighet, Lufttemperatur, Tverrsnittsareal av ventilasjonskanalen, Former og overflater på bygningselementer ved ventilasjonskanalens grense.

    I jordens atmosfære luftbevegelser av de mest varierte skalaene observeres - fra titalls og hundrevis av meter (lokale vinder) til hundrevis og tusenvis av kilometer (sykloner, antisykloner, monsuner, passatvinder, planetariske frontalsoner).
    Luften beveger seg konstant: den stiger - bevegelse oppover, faller - bevegelse nedover. Luftens bevegelse i horisontal retning kalles vind. Årsaken til vinden er ujevn fordeling av lufttrykket på jordens overflate, som er forårsaket av ujevn temperaturfordeling. I dette tilfellet beveger luftstrømmen seg fra steder med høyt trykk til siden hvor trykket er mindre.
    Når det er vind, beveger luften seg ikke jevnt, men i støt og vindkast, spesielt nær jordoverflaten. Det er mange årsaker som påvirker luftens bevegelse: friksjon av luftstrømmen på jordoverflaten, møter på hindringer osv. I tillegg avbøyes luftstrømmer, under påvirkning av jordens rotasjon, til høyre i den nordlige halvkule, og til venstre på den sørlige halvkule.

    Invaderende områder med forskjellige overflatetermiske egenskaper transformeres luftmasser gradvis. For eksempel, temperert sjøluft, som kommer inn i land og beveger seg innover i landet, varmes gradvis opp og tørker ut, og blir til kontinental luft. Transformasjonen av luftmasser er spesielt karakteristisk for tempererte breddegrader, der varm og tørr luft fra tropiske breddegrader og kald og tørr luft fra subpolare breddegrader invaderer fra tid til annen.

    - en viktig faktor i klimadannelsen. Det kommer til uttrykk ved å bevege seg forskjellige typer luftmasser

    Luftmasser- dette er bevegelige deler av troposfæren som skiller seg fra hverandre i temperatur og fuktighet. Luftmasser er hav Og kontinentale.

    Marine luftmasser dannes over verdenshavet. De er mer fuktige sammenlignet med kontinentale som dannes over land.

    I forskjellige klimatiske soner Jorden danner sine egne luftmasser: ekvatorial, tropisk, temperert, arktisk Og Antarktis.

    Når luftmasser beveger seg, beholder de egenskapene sine i lang tid og bestemmer derfor været på stedene de ankommer.

    Arktiske luftmasser dannes over Polhavet (om vinteren, over de nordlige kontinentene Eurasia og Nord-Amerika). De er preget av lav temperatur, lav luftfuktighet og økt luftgjennomsiktighet. Inntrenging av arktiske luftmasser i tempererte breddegrader forårsaker en kraftig avkjøling. Samtidig melder det seg stort sett klart og delvis skyet vær. Når man beveger seg dypere inn på kontinentet i sør, forvandles arktiske luftmasser til tørr kontinentalluft på tempererte breddegrader.

    Kontinentalt Arktis luftmasser dannes over det iskalde Arktis (i dets sentrale og østlige deler) og over den nordlige kysten av kontinentene (om vinteren). Deres egenskaper er svært lave lufttemperaturer og lavt fuktighetsinnhold. Invasjonen av kontinentale arktiske luftmasser på fastlandet fører til kraftig avkjøling i klart vær.

    Marint arktisk luftmasser dannes under varmere forhold: over isfritt vann med høyere lufttemperaturer og høyere fuktighetsinnhold - dette er det europeiske Arktis. Inntrenging av slike luftmasser på fastlandet om vinteren forårsaker til og med oppvarming.

    Analogen til den arktiske luften på den nordlige halvkule på den sørlige halvkule er Antarktiske luftmasser. Deres innflytelse strekker seg stort sett til tilstøtende havoverflater og sjelden til den sørlige kanten av det søramerikanske kontinentet.

    Moderat(polar) luft er luften på tempererte breddegrader. Moderate luftmasser trenger inn i polare, så vel som subtropiske og tropiske breddegrader.

    Kontinentalt temperert luftmasser om vinteren gir vanligvis klart vær med alvorlig frost, og om sommeren - ganske varm, men overskyet, ofte regnfull, med tordenvær.

    Marine temperert luftmasser transporteres til kontinentene med vestavind. De er preget av høy luftfuktighet og moderate temperaturer. Om vinteren gir maritime moderate luftmasser overskyet vær, kraftig nedbør og tiner, og om sommeren - store skyer, regn og lavere temperaturer.

    Tropisk luftmasser dannes i tropiske og subtropiske breddegrader, og om sommeren - i kontinentale områder sør for tempererte breddegrader. Tropisk luft trenger inn i tempererte og ekvatoriale breddegrader. Høy temperatur er et vanlig trekk ved tropisk luft.

    Kontinental tropisk luftmasser er tørre og støvete, og maritime tropiske luftmasser- høy luftfuktighet.

    ekvatorial luft, forekommer i ekvatorialdepresjonen, veldig varmt og fuktig. Om sommeren på den nordlige halvkule trekkes ekvatorialluft, som beveger seg nordover, inn i sirkulasjonssystemet til de tropiske monsunene.

    Ekvatoriale luftmasser er dannet i ekvatorial sone. De er preget av høye temperaturer og luftfuktighet gjennom hele året, og det gjelder luftmasser som dannes både over land og over havet. Derfor er ekvatorial luft ikke delt inn i marine og kontinentale undertyper.

    Hele systemet av luftstrømmer i atmosfæren kalles generell sirkulasjon av atmosfæren.

    Atmosfærisk front

    Luftmasser beveger seg konstant, endrer egenskapene deres (transformerer), men det forblir ganske skarpe grenser mellom dem - overgangssoner flere titalls kilometer brede. Disse grensesonene kalles atmosfæriske fronter og er preget av en ustabil tilstand av temperatur, luftfuktighet,.

    Skjæringspunktet mellom en slik front og jordoverflaten kalles linje av den atmosfæriske fronten.

    Når en atmosfærisk front passerer gjennom et område over den, vil luftmassene og som et resultat endre været.

    Tempererte breddegrader er preget av frontal nedbør. I sonen med atmosfæriske fronter oppstår omfattende skyformasjoner som er tusenvis av kilometer lange, og det kommer nedbør. Hvordan oppstår de? Den atmosfæriske fronten kan betraktes som grensen for to luftmasser, som er skråstilt mot jordoverflaten i en veldig liten vinkel. Kald luft er plassert ved siden av og over varm luft i form av en flat kile. I dette tilfellet stiger varm luft opp i kilen av kald luft og avkjøles, og nærmer seg en tilstand av metning. Det dukker opp skyer som det faller nedbør fra.

    Hvis fronten beveger seg mot den trekkende kalde luften, oppstår oppvarming; en slik front kalles varm. Kaldfront tvert imot, den avanserer inn i territoriet okkupert av varm luft (fig. 1).

    Ris. 1. Typer atmosfæriske fronter: a - varm front; b - kaldfront

    Kondensasjon er en endring i tilstanden til et stoff fra gassformig til flytende eller fast stoff. Men hva er kondens i planetens mastaba?

    Til enhver tid inneholder atmosfæren på planeten Jorden over 13 milliarder tonn fuktighet. Dette tallet er praktisk talt konstant, siden tap på grunn av nedbør til slutt kontinuerlig etterfylles ved fordampning.

    Fi atmosfæren

    Fi atmosfæren er estimert til et kolossalt tall - omtrent 16 millioner tonn per sekund eller 505 milliarder tonn per år. Hvis all vanndampen i atmosfæren plutselig kondenserte og falt som nedbør, kan dette vannet dekke hele jordklodens overflate med et lag på ca. 2,5 centimeter, med andre ord inneholder atmosfæren en mengde fuktighet tilsvarende bare 2,5 centimeter. regn.

    Hvor lenge oppholder et dampmolekyl seg i atmosfæren?

    Siden gjennomsnittlig årlig nedbør på jorden er 92 centimeter, følger det at fuktigheten i atmosfæren fornyes 36 ganger, det vil si 36 ganger atmosfæren er mettet med fuktighet og frigjort fra den. Dette betyr at et molekyl av vanndamp oppholder seg i atmosfæren i gjennomsnittlig 10 dager.

    Veien til vannmolekylet


    Når det først er fordampet, driver et molekyl vanndamp vanligvis i hundrevis og tusenvis av kilometer til det kondenserer og faller med nedbør på jorden. Vann som faller som regn, snø eller hagl på høylandet i Vest-Europa reiser omtrent 3000 km fra Nord-Atlanteren. Flere fysiske prosesser skjer mellom flytende vann som blir til damp og nedbør som faller på jorden.

    Fra den varme overflaten av Atlanterhavet kommer vannmolekyler inn i varm, fuktig luft, som deretter stiger over den omkringliggende kaldere (tettere) og tørrere luft.

    Hvis det observeres sterk turbulent blanding av luftmasser, vil det oppstå et lag med blanding og skyer i atmosfæren på grensen til to luftmasser. Omtrent 5 % av volumet deres er fuktighet. Luft mettet med damp er alltid lettere, for det første fordi den varmes opp og kommer fra en varm overflate, og for det andre fordi 1 kubikkmeter ren damp er omtrent 2/5 lettere enn 1 kubikkmeter ren tørr luft ved samme temperatur og press. Det følger at fuktig luft er lettere enn tørr luft, og varm og fuktig luft enda mer. Som vi skal se senere, er dette et svært viktig faktum for prosessene med værskifte.

    Bevegelse av luftmasser

    Luft kan stige av to grunner: enten fordi den blir lettere som følge av å bli oppvarmet og fuktet, eller fordi krefter virker på den som får den til å stige over noen hindringer, for eksempel over masser av kaldere og tettere luft eller over bakker og fjell .

    Avkjøling

    Den stigende luften, etter å ha kommet inn i lag med lavere atmosfærisk trykk, blir tvunget til å utvide seg og avkjøles på samme tid. Utvidelse krever kostnader kinetisk energi, som er hentet fra den termiske og potensielle energien til atmosfærisk luft, og denne prosessen fører uunngåelig til en nedgang i temperaturen. Avkjølingshastigheten til en stigende luftandel endres ofte hvis denne delen blandes med omgivende luft.

    Tørr adiabatisk gradient

    Tørr luft, der det ikke er kondens eller fordampning, og ingen blanding, og som ikke mottar energi i noen annen form, avkjøles eller varmer med en konstant mengde (1 ° C hver 100. meter) når den stiger eller faller. Denne mengden kalles den tørre adiabatiske gradienten. Men hvis den stigende luftmassen er fuktig og det oppstår kondens i den, frigjøres latent kondensasjonsvarme og temperaturen til den dampmettede luften synker mye langsommere.

    Fuktig adiabatisk gradient

    Denne mengden av temperaturendringer kalles den fuktig-adiabatiske gradienten. Den er ikke konstant, men endres med endringer i mengden latent varme som frigjøres, med andre ord avhenger den av mengden kondensert damp. Mengden damp avhenger av hvor mye lufttemperaturen synker. I de nedre lagene av atmosfæren, hvor luften er varm og luftfuktigheten høy, er den fuktig-adiabatiske gradienten litt mer enn halvparten av den tørr-adiabatiske gradienten. Men den våt-adiabatiske gradienten øker gradvis med høyden og i svært høye høyder i troposfæren er nesten lik den tørr-adiabatiske gradienten.

    Oppdriften til luft i bevegelse bestemmes av forholdet mellom dens temperatur og temperaturen til luften rundt. Vanligvis, i den virkelige atmosfæren, faller lufttemperaturen ujevnt med høyden (denne endringen kalles ganske enkelt en gradient).

    Hvis luftmassen er varmere og derfor mindre tett enn luften rundt (og fuktighetsinnholdet er konstant), stiger den oppover på samme måte som en barneball nedsenket i en tank. Motsatt, når den bevegelige luften er kaldere enn luften rundt, er dens tetthet høyere og den synker. Hvis luften har samme temperatur som nabomasser, er deres tetthet lik og massen forblir ubevegelig eller beveger seg bare med luften rundt.

    Dermed er det to prosesser i atmosfæren, hvorav den ene fremmer utviklingen av vertikal luftbevegelse, og den andre bremser den.

    Hvis du finner en feil, velg et tekststykke og klikk Ctrl+Enter.



    Lignende artikler