Meteorologi og klimatologi. Meteorologi og klimatologi Rotasjon av jorden rundt sin akse

Geografi og klima

Mumbai (Bombay)- en by i det vestlige India, sentrum av delstaten Maharashtra. Navnet Bombay var offisielt frem til 1995. Mumbai, oversatt fra Maharati-språket, betyr "mor." Arealet av byen er 603,4 km². Det er den mest folkerike byen i India.

Det er tre innsjøer i byen: Tulsi, Powai og Vihar; selve byen ligger ved munningen av elven Ulhas.

Mumbais topografi er variert: mangrovesumper grenser til den, den forrevne kystlinjen er innrykket av bukter og mange bekker. Jordsmonnet nær havet er sandholdig, noen steder leireholdig og alluvial. Mumbais territorium tilhører seismisk farlige soner.

Du kan komme deg til Mumbai med fly til Chhatrapati Shivaji lufthavn, som ligger 28 km fra byen. Jernbanenettet og busstilbudet bygges ut.

Mumbai ligger i subequatorial sone. Det er to klimatiske årstider: tørt og vått. Tørrsesongen varer fra desember til mai, luftfuktigheten på dette tidspunktet er moderat. Januar og februar er de kaldeste månedene. Laveste registrerte temperatur: +10 °C.

Den våte sesongen varer fra juni til november. De sterkeste monsunene forekommer fra juni til september. Gjennomsnittstemperaturen på dette tidspunktet er +30 °C. Den beste tiden Den beste tiden å besøke Mumbai er fra november til februar.

Byen utvider seg mot Solsett Island, og det offisielle byområdet (siden 1950) strekker seg fra sør til nord, fra fortet til byen Thane. I den nordlige delen av Bombay er det Trombay kjernefysisk forskningssenter, Institute of Technology (1961-1966, bygget med hjelp av USSR), oljeraffinerier, kjemiske anlegg, maskinbyggende anlegg og termiske kraftverk.

Byen har annonsert byggingen av den nest høyeste bygningen i verden, India Tower. Denne bygningen skal stå ferdig i 2016.

massemedia

I Mumbai publiseres aviser på engelsk (Times of India, Midday, Aftonun, Asia Age, Economic Times, Indian Express), bengali, tamil, marathi, hindi. Det er TV-kanaler i byen (mer enn 100 pr forskjellige språk), radiostasjoner (8 stasjoner sendes i FM-området og 3 i AM).

Klimatiske forhold

Byen ligger i subequatorial sone. Det er to forskjellige årstider: våt og tørr. Regntiden varer fra juni til november, med spesielt intense monsunregn som forekommer fra juni til september, og forårsaker høy luftfuktighet i byen. Gjennomsnittstemperaturen er omtrent 30 °C, temperatursvingninger fra 11 °C til 38 °C, rekordskarpe endringer var i 1962: 7,4 °C og 43 °C. Mengden årlig nedbør er 2200 mm. Spesielt mye nedbør falt i 1954 - 3451,6 mm. Den tørre årstiden fra desember til mai er preget av moderat fuktighet. På grunn av overvekt av kulde Nord vind Januar og februar er de kaldeste månedene det absolutte minimum i byen var +10 grader.

Klimaet i Mumbai
Indeks	Jan	feb	mars	apr	Kan	jun	jul	august	sep	okt	Men jeg	des	År
Absolutt maksimum, °C	40,0	39,1	41,3	41,0	41,0	39,0	34,0	34,0	36,0	38,9	38,3	37,8	41,3
Nedbørshastighet, mm	1	0,3	0,2	1	11	537	719	483	324	73	14	2	2165
Gjennomsnittlig minimum, °C	18,4	19,4	22,1	24,7	27,1	27,0	26,1	25,6	25,2	24,3	22,0	19,6	23,5
Gjennomsnittstemperatur, °C	23,8	24,7	27,1	28,8	30,2	29,3	27,9	27,5	27,6	28,4	27,1	25,0	27,3
Vanntemperatur, °C	26	25	26	27	29	29	29	28	28	29	28	26	28
Absolutt minimum, °C	8,9	8,5	12,7	19,0	22,5	20,0	21,2	22,0	20,0	17,2	14,4	11,3	8,5
Gjennomsnittlig maksimum, °C	31,1	31,4	32,8	33,2	33,6	32,3	30,3	30,0	30,8	33,4	33,6	32,3	32,1

Innholdet i artikkelen

METEOROLOGI OG KLIMATOLOGI. Meteorologi er vitenskapen om jordens atmosfære. Klimatologi er en gren av meteorologien som studerer dynamikken til endringer i atmosfærens gjennomsnittlige egenskaper over en hvilken som helst periode - en sesong, flere år, flere tiår eller over en lengre periode. Andre grener av meteorologien er dynamisk meteorologi (studiet av de fysiske mekanismene til atmosfæriske prosesser), fysisk meteorologi (utvikling av radar og rombaserte metoder for å studere atmosfæriske fenomener) og synoptisk meteorologi (vitenskapen om mønstre for værendringer). Disse delene overlapper og utfyller hverandre.

KLIMA.

En betydelig del av meteorologene er involvert i værvarsling. De jobber for statlige og militære organisasjoner og private selskaper som gir prognoser for luftfart, landbruk, bygg og marine, og sender dem også på radio og TV. Andre overvåker forurensningsnivåer, gir konsultasjoner, underviser eller forsker. Elektronisk utstyr blir stadig viktigere i meteorologiske observasjoner, værvarsling og vitenskapelig forskning.

PRINSIPPER FOR VÆRSTUDIE

Temperatur, atmosfærisk trykk, lufttetthet og fuktighet, vindhastighet og retning er hovedindikatorene for atmosfærens tilstand, og tilleggsparametere inkluderer data om innholdet av gasser som ozon, karbondioksid, etc. Kjennetegn den fysiske kroppen er temperaturen, som øker med økende indre energi i miljøet (for eksempel luft, skyer, etc.) hvis energibalansen er positiv. Hovedkomponentene i energibalansen er oppvarming gjennom absorpsjon av ultrafiolett, synlig og infrarød stråling; kjøling på grunn av infrarød stråling; varmeveksling med jordens overflate; oppsamling eller tap av energi under kondensering eller fordampning av vann, samt under komprimering eller utvidelse av luft. Temperaturen kan måles i grader Fahrenheit (F), Celsius (C) eller Kelvin (K). Den laveste mulige temperaturen, 0° Kelvin, kalles «absolutt null». Annerledes temperaturskalaer er forbundet med følgende relasjoner:

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

hvor F, C og K henholdsvis betegner temperaturen i grader Fahrenheit, Celsius og Kelvin. Fahrenheit- og Celsius-skalaene faller sammen i punktet –40°, dvs. –40° F = –40° C, som kan kontrolleres ved hjelp av formlene ovenfor. I alle andre tilfeller vil temperaturene i grader Fahrenheit og Celsius variere. I vitenskapelig forskning brukes Celsius- og Kelvin-skalaene ofte.

Atmosfærisk trykk på hvert punkt bestemmes av massen til den overliggende luftsøylen. Den endres hvis høyden på luftsøylen over et gitt punkt endres. Lufttrykket ved havnivå er ca. 10,3 t/m2. Dette betyr at vekten av en luftsøyle med en horisontal base på 1 kvadratmeter ved havnivå er 10,3 tonn.

Lufttetthet er forholdet mellom luftmassen og volumet den opptar. Lufttettheten øker når den komprimeres og avtar når den utvider seg.

Temperatur, trykk og lufttetthet er relatert til hverandre ved tilstandsligningen. Luft er omtrent som " ideell gass", for som, i henhold til tilstandsligningen, temperatur (uttrykt i Kelvin-skala) multiplisert med tetthet og delt på trykk er en konstant.

I følge Newtons andre lov om bevegelse (bevegelsesloven) er endringer i vindhastighet og retning forårsaket av krefter som virker i atmosfæren. Dette er tyngdekraften, som holder luftlaget nær jordoverflaten, trykkgradienten (kraften rettet fra et område med høyt trykk til et område med lavt) og Coriolis-kraften. Coriolis-styrke påvirker orkaner og andre store skalaer værforhold. Jo mindre skala de har, jo mindre betydningsfull er denne kraften for dem. For eksempel er rotasjonsretningen til en tornado (tornado) ikke avhengig av den.

VANNDAMP OG SKYER

Vanndamp er vann i gassform. Hvis luften ikke klarer å holde på mer vanndamp, blir den mettet, og da slutter vann fra den eksponerte overflaten å fordampe. Innholdet av vanndamp i mettet luft er nært avhengig av temperaturen, og med en økning på 10 ° C kan det ikke øke mer enn to ganger.

Relativ fuktighet er forholdet mellom mengden vanndamp som faktisk finnes i luften og mengden vanndamp som tilsvarer metningstilstanden. Relativ luftfuktighet nær jordoverflaten er ofte høy om morgenen når det er kjølig. Når temperaturen stiger, reduseres vanligvis den relative luftfuktigheten, selv om mengden vanndamp i luften endres lite. Anta at om morgenen ved en temperatur på 10 ° C var den relative fuktigheten nær 100%. Hvis temperaturen synker i løpet av dagen, vil vann kondensere og det dannes dugg. Hvis temperaturen stiger, for eksempel til 20 ° C, vil duggen fordampe, men den relative luftfuktigheten vil bare være ca. 50 %.

Skyer oppstår når vanndamp i atmosfæren kondenserer, og danner enten vanndråper eller iskrystaller. Skyer dannes når vanndamp stiger og avkjøles forbi metningspunktet. Når luft stiger, kommer den inn i lag med stadig lavere trykk. Umettet luft stiger med ca. 10°C for hver kilometer Hvis luft med en relativ luftfuktighet på ca. 50% vil stige mer enn 1 km, skydannelse vil begynne. Kondensering oppstår først ved bunnen av skyen, som vokser oppover til luften ikke lenger stiger og derfor avkjøles. Om sommeren kan denne prosessen lett sees i eksemplet med frodige cumulusskyer med en flat base og en topp som stiger og faller med luftens bevegelse. Skyer dannes også i frontale soner når varm luft glir oppover, beveger seg over kald luft, og samtidig avkjøles til en tilstand av metning. Skyet forekommer også i områder med lavtrykk med stigende luftstrømmer.

Tåke er en sky som ligger nær jordoverflaten. Den går ofte ned til bakken på stille, klare netter, når luften er fuktig og jordoverflaten avkjøles, og stråler varme ut i verdensrommet. Tåke kan også dannes når varm, fuktig luft passerer over en kald overflate av land eller vann. Hvis kald luft er over overflaten av varmt vann, dukker det opp en tåke av fordampning rett foran øynene dine. Det skjer ofte om morgenen sen høst over vannene, og da ser det ut til at vannet koker.

Kondensering er en kompleks prosess der mikroskopiske partikler av luftbårne urenheter (sot, støv, havsalt) fungerer som kondensasjonskjerner som det dannes vanndråper rundt. De samme kjernene er nødvendige for å fryse vann i atmosfæren, siden veldig ren luft i deres fravær fryser ikke vanndråper til temperaturer på ca. –40° C. Isdannelseskjernen er en liten partikkel som i struktur ligner en iskrystall, rundt hvilken det dannes et stykke is. Det er ganske naturlig at luftbårne ispartikler er de beste kjernene for isdannelse. Rollen til slike kjerner spilles også av de minste leirpartiklene de får spesiell betydning ved temperaturer under –10°–15° C. Dermed skapes en merkelig situasjon: vanndråper i atmosfæren fryser nesten aldri når temperaturen går gjennom; 0° C. For dem krever frysing betydelig lavere temperaturer, spesielt hvis det er få iskjerner i luften. En måte å stimulere nedbør på er å spraye sølvjodidpartikler – kunstige kondensasjonskjerner – inn i skyer. De hjelper små vanndråper å fryse til iskrystaller som er tunge nok til å falle ned som snø.

Dannelsen av regn eller snø er en ganske kompleks prosess. Hvis iskrystallene inne i skyen er for tunge til å forbli suspendert i opptrekket, faller de som snø. Hvis de nedre lagene av atmosfæren er varme nok, smelter snøflak og faller til bakken som regndråper. Selv om sommeren på tempererte breddegrader begynner regnet vanligvis i form av isflak. Og selv i tropene begynner regn som faller fra cumulonimbusskyer med ispartikler. Overbevisende bevis på at is finnes i skyene selv om sommeren er hagl.

Regn kommer vanligvis fra "varme" skyer, dvs. fra skyer med temperaturer over frysepunktet. Her er små dråper som bærer ladninger motsatt tegn, tiltrekkes og smelter sammen til større dråper. De kan øke så mye at de blir for tunge, støttes ikke lenger i skyen av opptrekk og regn ned.

Grunnlaget for moderne internasjonal klassifisering clouds ble grunnlagt i 1803 av den engelske amatørmeteorologen Luke Howard. Den bruker latinske termer for å beskrive utseendet til skyer: alt - høy, cirrus - cirrus, cumulus - cumulus, nimbus - regn og stratus - stratus. Ulike kombinasjoner av disse begrepene brukes for å navngi de ti hovedformene for skyer: cirrus - cirrus; cirrocumulus – cirrocumulus; cirrostratus – cirrostratus; altocumulus – altocumulus; altostratus - svært lagdelt; nimbostratus – nimbostratus; stratocumulus – stratocumulus; stratus – lagdelt; cumulus - cumulus og cumulonimbus - cumulonimbus. Altocumulus og altostratus skyer er plassert høyere enn cumulus og stratus skyer.

Skyene på nedre lag (stratus, stratocumulus og nimbostratus) består nesten utelukkende av vann, basene deres ligger opp til en høyde på omtrent 2000 m. Skyer som sprer seg langs jordens overflate kalles tåke.

Basene til skyer på mellomnivå (altocumulus og altostratus) finnes i høyder fra 2000 til 7000 m. Disse skyene har temperaturer fra 0 °C til -25 °C og er ofte en blanding av vanndråper og iskrystaller.

Skyene på øvre nivå (cirrus, cirrocumulus og cirrostratus) har vanligvis uklare konturer fordi de består av iskrystaller. Basene deres ligger i høyder på mer enn 7000 m, og temperaturen er under –25 ° C.

Cumulus- og cumulonimbusskyer er skyer med vertikal utvikling og kan strekke seg utover ett lag. Dette gjelder spesielt for cumulonimbus-skyer, hvis base bare er noen få hundre meter fra jordoverflaten, og toppene kan nå høyder på 15–18 km. I den nedre delen består de av vanndråper, og i den øvre delen består de av iskrystaller.

KLIMA OG KLIMADANNENDE FAKTORER

Den antikke greske astronomen Hipparchus (2. århundre f.Kr.) betinget delte jordoverflaten med paralleller inn i breddesoner, forskjellig i høyden på solens middagsposisjon på den lengste dagen i året. Disse sonene ble kalt klima (fra det greske klima - skråning, som opprinnelig betyr "solstrålenes helling"). Dermed ble fem klimasoner identifisert: en varm, to temperert og to kalde, som dannet grunnlaget for geografisk sonering kloden.

I mer enn 2000 år ble begrepet "klima" brukt i denne betydningen. Men etter 1450, når portugisiske sjømenn krysset ekvator og returnerte til hjemlandet, dukket det opp nye fakta som krevde en revisjon av klassiske synspunkter. Blant informasjonen om verden som ble ervervet under oppdagernes reiser var de klimatiske egenskapene til de utvalgte sonene, som gjorde det mulig å utvide selve begrepet "klima". Klimasoner var ikke lenger bare matematisk beregnede områder av jordens overflate basert på astronomiske data (dvs. varmt og tørt der solen står høyt, og kaldt og fuktig der det er lavt, og derfor ikke varmer godt). Det ble oppdaget at klimasoner ikke bare tilsvarer breddesoner, som tidligere antatt, men har svært uregelmessige konturer.

Solstråling, generell atmosfærisk sirkulasjon, geografisk fordeling av kontinenter og hav, og store landformer er hovedfaktorene som påvirker landklimaet. Solstråling er den viktigste faktoren klimadannelse og vil derfor bli vurdert nærmere.

STRÅLING

I meteorologi refererer begrepet "stråling" til elektromagnetisk stråling, som inkluderer synlig lys, ultrafiolett og infrarød stråling, men inkluderer ikke radioaktiv stråling. Hvert objekt, avhengig av temperaturen, sender ut forskjellige stråler: mindre oppvarmede kropper er hovedsakelig infrarøde, varme kropper er røde, varmere kropper er hvite (dvs. disse fargene vil råde når de oppfattes av synet vårt). Selv varmere objekter sender ut blå stråler. Jo varmere et objekt er, jo mer lysenergi avgir det.

I 1900 utviklet den tyske fysikeren Max Planck en teori som forklarer mekanismen for stråling fra oppvarmede kropper. Denne teorien, som han i 1918 ble tildelt Nobel pris, ble en av hjørnesteinene i fysikken og la grunnlaget for kvantemekanikk. Men ikke all lysstråling sendes ut av oppvarmede legemer. Det er andre prosesser som forårsaker luminescens, for eksempel fluorescens.

Selv om temperaturen inne i solen er millioner av grader, bestemmes fargen på sollys av temperaturen på overflaten (ca. 6000 ° C). En elektrisk glødelampe avgir lysstråler, hvis spektrum er vesentlig forskjellig fra spekteret av sollys, siden temperaturen på glødetråden i lyspæren varierer fra 2500 ° C til 3300 ° C.

Den dominerende typen elektromagnetisk stråling fra skyer, trær eller mennesker er infrarød stråling, usynlig for det menneskelige øyet. Det er den viktigste måten for vertikal utveksling av energi mellom jordoverflaten, skyene og atmosfæren.

Meteorologiske satellitter er utstyrt med spesielle instrumenter som tar bilder i infrarøde stråler som sendes ut i verdensrommet av skyer og jordoverflaten. Skyer som er kaldere enn jordoverflaten sender ut mindre stråling og virker derfor mørkere i infrarødt lys enn jorden. Den store fordelen med infrarød fotografering er at den kan utføres hele døgnet (tross alt sender skyer og jorden ut infrarøde stråler konstant).

Innfallsvinkel.

Mengden av stråling (innkommende solstråling) endres over tid og fra sted til sted i samsvar med endringen i vinkelen som solstrålene treffer jordoverflaten med: jo høyere sola er over hodet, jo større er den. Endringer i denne vinkelen bestemmes hovedsakelig av jordens revolusjon rundt solen og dens rotasjon rundt sin akse.

Jordens revolusjon rundt solen

ville ikke ha av stor betydning, hvis jordaksen var vinkelrett på planet for jordens bane. I dette tilfellet, når som helst på kloden til samme tid på dagen, vil solen stige til samme høyde over horisonten, og bare små sesongmessige svingninger i solinnstrålingen vil vises, forårsaket av endringer i avstanden fra jorden til solen . Men faktisk avviker jordens akse fra vinkelrett på baneplanet med 23° 30º, og på grunn av dette endres innfallsvinkelen til solstrålene avhengig av jordens posisjon i bane.

For praktiske formål er det praktisk å anta at solen beveger seg nordover i løpet av årssyklusen fra 21. desember til 21. juni og sørover fra 21. juni til 21. desember. Ved lokal middag den 21. desember, langs hele den sørlige tropen (23° 30° S), «står» solen rett over hodet. På denne tiden i Sørlige halvkule solens stråler faller i den største vinkelen. Dette øyeblikket på den nordlige halvkule kalles "vintersolverv." Under et tilsynelatende skift nordover, krysser solen himmelekvator 21. mars (våjevndøgn). På denne dagen mottar begge halvkulene like mye solstråling. Den nordligste posisjonen, 23° 30° N. (Northern Tropic), når solen 21. juni. Dette øyeblikket, når solstrålene faller i den største vinkelen på den nordlige halvkule, kalles sommersolverv. Den 23. september, ved høstjevndøgn, krysser solen himmelekvator igjen.

Hellingen av jordaksen til planet for jordens bane forårsaker endringer ikke bare i innfallsvinkelen til solstrålene på jordens overflate, men også den daglige varigheten av solskinn. Ved jevndøgn er varigheten av dagslys på hele jorden (unntatt polene) 12 timer i perioden 21. mars til 23. september på den nordlige halvkule, og fra 23. september til 21. mars er den mindre; enn 12 timer Nord 66° 30° s .sh. (Polarsirkelen) fra 21. desember varer polarnatten hele døgnet, og fra 21. juni fortsetter dagslyset i 24 timer. På Nordpolen inntreffer polarnatten fra 23. september til 21. mars, og polardagen fra 21. mars til 23. september.

Årsaken til to klart definerte sykluser av atmosfæriske fenomener - årlig, varer i 365 1/4 dager, og daglig, 24 timer - er rotasjonen av jorden rundt solen og helningen av jordaksen.

Mengden solstråling som ankommer per dag til ytre grense av atmosfæren på den nordlige halvkule uttrykkes i watt pr. kvadratmeter horisontal overflate (dvs. parallelt med jordoverflaten, ikke alltid vinkelrett på solstrålene) og avhenger av solkonstanten, helningsvinkelen til solstrålene og lengden på dagen (tabell 1).

Tabell 1. Mottak av solinnstråling ved atmosfærens øvre grense

Tabell 1. ANKOMST AV SOLINDRÅLING TIL ATMOSFÆRENS ØVRE GRENS (W/m2 per dag)
Breddegrad, °N	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90
21. juni	375	414	443	461	470	467	463	479	501	510
21. desember	399	346	286	218	151	83	23	0	0	0
Gjennomsnittlig årlig verdi	403	397	380	352	317	273	222	192	175	167

Det følger av tabellen at kontrasten mellom sommer og i vinterperioder fantastisk. Den 21. juni på den nordlige halvkule er isolasjonsverdien omtrent den samme. Den 21. desember er det betydelige forskjeller mellom lave og høye breddegrader, og dette er hovedårsaken til at den klimatiske differensieringen av disse breddegradene om vinteren er mye større enn om sommeren. Atmosfærisk makrosirkulasjon, som hovedsakelig avhenger av forskjeller i atmosfærisk oppvarming, er bedre utviklet om vinteren.

Den årlige amplituden til solstrålingsfluksen ved ekvator er ganske liten, men øker kraftig mot nord. Derfor, annet enn det like forhold Det årlige temperaturområdet bestemmes hovedsakelig av områdets breddegrad.

Jordens rotasjon rundt sin akse.

Intensiteten av isolasjon hvor som helst i verden på hvilken som helst dag i året avhenger også av tidspunktet på dagen. Dette forklares selvfølgelig med at jorden på 24 timer roterer rundt sin akse.

Albedo

– brøkdelen av solstråling som reflekteres av et objekt (vanligvis uttrykt som en prosentandel eller brøkdel av en enhet). Albedoen for nyfalt snø kan nå 0,81 skyer, avhengig av type og vertikal tykkelse, varierer fra 0,17 til 0,81. Albedo av mørk tørr sand – ca. 0,18, grønn skog - fra 0,03 til 0,10. Albedoen til store vannområder avhenger av solens høyde over horisonten: jo høyere den er, jo lavere er albedoen.

Jordens albedo, sammen med atmosfæren, endres avhengig av skydekke og snødekkeområdet. Av all solstrålingen som når planeten vår, er ca. 0,34 reflekteres ut i verdensrommet og går tapt for jord-atmosfæresystemet.

Absorpsjon av atmosfæren.

Omtrent 19 % av solstrålingen som når jorden absorberes av atmosfæren (i henhold til gjennomsnittlige anslag for alle breddegrader og alle årstider). I øvre lag I atmosfæren absorberes ultrafiolett stråling hovedsakelig av oksygen og ozon, og i de nedre lagene absorberes rød og infrarød stråling (bølgelengde over 630 nm) hovedsakelig av vanndamp og i mindre grad av karbondioksid.

Absorpsjon av jordens overflate.

Omtrent 34 % av direkte solstråling som kommer til atmosfærens øvre grense reflekteres ut i verdensrommet, og 47 % passerer gjennom atmosfæren og absorberes av jordoverflaten.

Endringen i mengden energi absorbert av jordoverflaten avhengig av breddegrad er vist i tabellen. 2 og uttrykkes i form av gjennomsnittlig årlig energimengde (i watt) absorbert per dag av en horisontal overflate med et areal på 1 kvm. Forskjellen mellom den gjennomsnittlige årlige ankomsten av solstråling til atmosfærens øvre grense per dag og strålingen mottatt på jordoverflaten i fravær av skyer på forskjellige breddegrader viser tapene under påvirkning av forskjellige atmosfæriske faktorer (unntatt overskyet). Disse tapene utgjør omtrent en tredjedel av innkommende solstråling overalt.

Tabell 2. Gjennomsnittlig årlig tilførsel av solstråling på en horisontal overflate på den nordlige halvkule

Tabell 2. GJENNOMSNITTLIG ÅRLIG MOTTAK AV SOLSTRALING PÅ EN HORISONTAL OVERFLATE PÅ DEN NORDLIGE HALVKULE (W/m2 per dag)
Breddegrad, °N	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90
Ankomst av stråling ved ytre grense av atmosfæren	403	397	380	352	317	273	222	192	175	167
Ankomsten av stråling på jordoverflaten under klar himmel	270	267	260	246	221	191	154	131	116	106
Ankomsten av stråling på jordoverflaten under gjennomsnittlig sky	194	203	214	208	170	131	97	76	70	71
Stråling absorbert av jordoverflaten	181	187	193	185	153	119	88	64	45	31

Forskjellen mellom mengden solstråling som kommer til atmosfærens øvre grense og mengden av dens ankomst til jordoverflaten under gjennomsnittlig skyet, på grunn av strålingstap i atmosfæren, avhenger betydelig av geografisk breddegrad: 52 % ved ekvator, 41 % ved 30° N. og 57 % ved 60°N. Dette er en direkte konsekvens av den kvantitative endringen i skydekke med breddegrad. På grunn av egenskapene til atmosfærisk sirkulasjon på den nordlige halvkule, er mengden skyer minimal på en breddegrad på ca. 30° Påvirkningen av uklarhet er så stor at den maksimale energien når jordoverflaten ikke ved ekvator, men på subtropiske breddegrader.

Forskjellen mellom mengden stråling som kommer til jordoverflaten og mengden absorbert stråling dannes kun på grunn av albedo, som er spesielt stor på høye breddegrader og skyldes den høye reflektiviteten til snø og isdekke.

Av all solenergien som brukes av jord-atmosfæresystemet, absorberes mindre enn en tredjedel direkte av atmosfæren, og hoveddelen av energien den mottar reflekteres fra jordoverflaten. Mest solenergi kommer til områder som ligger på lave breddegrader.

Jordens stråling.

Til tross for den kontinuerlige strømmen av solenergi inn i atmosfæren og til jordens overflate, er gjennomsnittstemperaturen på jorden og atmosfæren ganske konstant. Grunnen til dette er at nesten samme mengde energi sendes ut av jorden og dens atmosfære ut i verdensrommet, hovedsakelig i form av infrarød stråling, siden jorden og dens atmosfære er mye kjøligere enn solen, og bare en liten brøkdel er i den synlige delen av spekteret. Den utsendte infrarøde strålingen registreres av meteorologiske satellitter utstyrt med spesialutstyr. Mange satellitt-værkart som vises på TV er infrarøde bilder og viser varmen som sendes ut av jordoverflaten og skyene.

Varmebalanse.

Som et resultat av kompleks energiutveksling mellom jordoverflaten, atmosfæren og det interplanetære rommet, mottar hver av disse komponentene i gjennomsnitt like mye energi fra de to andre som den mister seg selv. Følgelig opplever verken jordoverflaten eller atmosfæren noen økning eller reduksjon i energi.

GENERELT SIRKULERING AV ATMOSFÆREN

På grunn av særegenhetene ved den relative posisjonen til solen og jorden, er ekvatorial- og polarområdene like i areal forskjellige mengder solenergi. Ekvatoriale områder mottar mer energi enn polare områder, og deres vann og vegetasjon absorberer mer av den innkommende energien. I polarområdene er det en høy albedo av snø og is. Selv om de varmere ekvatorialtemperaturområdene avgir mer varme enn de polare områdene, er den termiske balansen slik at polområdene mister mer energi enn de får, og ekvatorialområdene får mer energi enn de taper. Siden det verken er oppvarming av ekvatorialområdene eller avkjøling av polområdene, er det åpenbart at for å opprettholde jordens termiske balanse, må overskuddsvarme bevege seg fra tropene til polene. Denne bevegelsen er den viktigste drivkraften til atmosfærisk sirkulasjon. Luften i tropene varmes opp, stiger og utvider seg, og strømmer mot polene i en høyde av ca. 19 km. Nær polene avkjøles den, blir tettere og synker ned til jordoverflaten, hvorfra den sprer seg mot ekvator.

Hovedtrekk ved sirkulasjon.

Luft som stiger nær ekvator og går mot polene, avledes av Coriolis-kraften. La oss vurdere denne prosessen ved å bruke den nordlige halvkule som et eksempel (det samme skjer på den sørlige halvkule). Når man beveger seg mot polen, avledes luften mot øst, og det viser seg at den kommer fra vest. Slik dannes vestavinder. Noe av denne luften avkjøles når den utvider seg og utstråler varme, synker og strømmer tilbake mot ekvator, bøyer seg mot høyre og danner den nordøstlige passatvinden. En del av luften som beveger seg mot polen danner en vestlig transport på tempererte breddegrader. Luften som går ned i polarområdet beveger seg mot ekvator og, avvikende mot vest, danner den en østlig transport i polarområdene. Dette er bare et grunnleggende diagram over atmosfærisk sirkulasjon, hvis konstante komponent er passatvindene.

Vindbelter.

Under påvirkning av jordens rotasjon dannes flere hovedvindbelter i de nedre lagene av atmosfæren ( se bilde.).

Ekvatorial rolig sone,

som ligger nær ekvator, er preget av svake vinder assosiert med konvergenssonen (dvs. konvergens av luftstrømmer) av stabile sørøstlige passatvinder på den sørlige halvkule og nordøstlige passatvinder på den nordlige halvkule, som ikke skapte noen gunstige forhold for bevegelse av seilskip. Med konvergerende luftstrømmer i dette området må luften enten stige eller synke. Siden overflaten av landet eller havet forhindrer nedstigningen, oppstår det uunngåelig intense oppadgående bevegelser av luft i de nedre lagene av atmosfæren, noe som også lettes av den sterke oppvarmingen av luften nedenfra. Den stigende luften avkjøles og dens fuktighetskapasitet reduseres. Derfor er denne sonen preget av tette skyer og hyppig nedbør.

Hestebreddegrader

– områder med svært svak vind, som ligger mellom 30 og 35° N. breddegrad. og S. Navnet stammer trolig tilbake til seilalderen, da skip som krysset Atlanterhavet ofte ble beroliget eller forsinket underveis av svake, variable vinder. I mellomtiden var vannforsyningen oppbrukt, og mannskapene på skip som fraktet hester til Vestindia ble tvunget til å kaste dem over bord.

Hestebreddegrader er lokalisert mellom områdene med passatvind og den rådende vestlige transporten (plassert nærmere polene) og er soner med divergens (dvs. divergens) av vind i overflatelaget av luft. Generelt dominerer nedadgående luftbevegelser innenfor deres grenser. Senking luftmasser er ledsaget av oppvarming av luften og en økning i fuktighetskapasiteten, så disse sonene er preget av små skyer og ubetydelige mengder nedbør.

Subpolar syklonsone

ligger mellom 50 og 55° N. breddegrad. Det er preget av stormfulle vinder med varierende retninger knyttet til passasje av sykloner. Dette er en konvergenssone for de vestlige vindene som råder på tempererte breddegrader og de østlige vindene som er karakteristiske for polarområdene. Som i den ekvatoriale konvergenssonen dominerer stigende luftbevegelser, tette skyer og nedbør over store områder her.

PÅVIRKNING AV LAND OG SJØDISTRIBUSJON

Solstråling.

Under påvirkning av endringer i solstråling, varmes og avkjøles land mye mer og raskere enn havet. Dette forklares med de forskjellige egenskapene til jord og vann. Vann er mer gjennomsiktig for stråling enn jord, så energien fordeles i et større volum vann og fører til mindre oppvarming per volumenhet. Turbulent blanding distribuerer varme i det øvre laget av havet til en dybde på ca. 100 m Vann har større varmekapasitet enn jord, derfor stiger vanntemperaturen mindre med samme mengde varme absorbert av like masser av vann. . Nesten halvparten av varmen som når vannoverflaten brukes på fordamping fremfor oppvarming, og på land tørker jorda ut. Derfor endres havoverflatetemperaturen betydelig mindre per dag og per år enn landoverflatetemperaturen. Siden atmosfæren varmes opp og avkjøles først og fremst på grunn av termisk stråling fra den underliggende overflaten, manifesteres disse forskjellene i lufttemperaturer over land og hav.

Lufttemperatur.

Avhengig av om klimaet dannes hovedsakelig under påvirkning av havet eller land, kalles det marine eller kontinentalt. Marint klima er preget av betydelig lavere gjennomsnittlige årlige temperaturamplituder (mer enn varm vinter og kjøligere somre) sammenlignet med kontinentale.

Øyer i åpent hav(for eksempel Hawaiian, Bermuda, Ascension) har et veldefinert maritimt klima. I utkanten av kontinenter kan det dannes klima av en eller annen type avhengig av naturen til de rådende vindene. For eksempel, i den dominerende sonen for vestlig transport, dominerer havklimaet på vestkysten, og det kontinentale klimaet dominerer på østkysten. Dette er vist i tabellen. 3, som sammenligner temperaturene ved tre amerikanske værstasjoner som ligger på omtrent samme breddegrad i sonen med overveiende vestlig transport.

På vestkysten, i San Francisco, er klimaet maritimt, med varm vinter, kjølige somre og lave temperaturområder. I Chicago, i den indre delen av kontinentet, er klimaet skarpt kontinentalt, med kalde vintre, varme somre og et betydelig temperaturområde. Østkystklimaet i Boston er imidlertid ikke veldig forskjellig fra Chicago Atlanterhavet har en mykgjørende effekt på den takket være vindene som noen ganger blåser fra havet (havbris).

Monsuner.

Begrepet "monsun", avledet fra det arabiske "mawsim" (sesong), betyr "sesongbasert vind". Navnet ble først brukt på vindene i Arabiahavet, og blåste i seks måneder fra nordøst og de neste seks månedene fra sørvest. Monsuner når største styrke i sør og øst Asia, så vel som på tropiske kyster, når påvirkningen av den generelle atmosfæriske sirkulasjonen er svak og ikke undertrykker dem. Gulfkysten opplever svakere monsuner.

Monsuner er den storstilte sesongmessige ekvivalenten til en bris, en vind med en daglig syklus som blåser vekselvis fra land til hav og fra hav til land i mange kystområder. I løpet av sommermonsunen er landet varmere enn havet, og varm luft, som stiger over det, sprer seg utover i de øvre lagene av atmosfæren. Som et resultat skapes lavtrykk nær overflaten, noe som fremmer tilstrømningen av fuktig luft fra havet. Under vintermonsunen er landet kaldere enn havet, så kald luft synker over landet og strømmer mot havet. I områder med monsunklima kan det også utvikle seg bris, men de dekker bare overflatelaget av atmosfæren og vises bare i kyststripen.

Monsunklimaet er preget av en uttalt sesongmessig endring i områdene luftmassene kommer fra - kontinentale om vinteren og havet om sommeren; overvekt av vinder som blåser fra havet om sommeren og fra land om vinteren; sommer maksimal nedbør, overskyet og fuktighet.

Området rundt Bombay på Indias vestkyst (ca. 20° N) er et klassisk eksempel på et område med monsunklima. I februar blåser det vinden fra nordøstlig retning omtrent 90 % av tiden, og i juli – ca. 92 % av tiden - sørvestlige retninger. Gjennomsnittlig nedbør i februar er 2,5 mm, og i juli - 693 mm. Gjennomsnittlig antall dager med nedbør i februar er 0,1, og i juli - 21. Gjennomsnittlig overskyet i februar er 13%, i juli - 88%. Den gjennomsnittlige relative luftfuktigheten er 71 % i februar og 87 % i juli.

PÅVIRKNING AV LITTELSE

De største orografiske hindringene (fjellene) har en betydelig innvirkning på klimaet i landet.

Termisk modus.

I de nedre lagene av atmosfæren synker temperaturen med omtrent 0,65 ° C med en stigning for hver 100 m; i områder med lange vintre kommer temperaturen litt saktere, spesielt i det nederste 300-metersjiktet, og i områder med lange somre oppstår den noe raskere. Den nærmeste sammenhengen mellom gjennomsnittstemperaturer og høyde er observert i fjellet. Derfor følger gjennomsnittlig temperaturisotermer for områder som Colorado, for eksempel, generelt konturmønstrene til topografiske kart.

Overskyet og nedbør.

Når luften møter en fjellkjede på vei, blir den tvunget til å stige. Samtidig avkjøles luften, noe som fører til en reduksjon i fuktighetskapasiteten og kondensering av vanndamp (dannelse av skyer og nedbør) på vindsiden av fjellene. Når fuktighet kondenserer, varmes luften opp, og når den når lesiden av fjellene, blir den tørr og varm. Slik oppstår Chinook-vinden i Rocky Mountains.

Tabell 4. Ekstreme temperaturer på kontinentene og øyene i Oseania

Tabell 4. EKSTREME TEMPERATURER PÅ KONTINENTENE OG ØYENE I OCEANIA
Region	Maksimal temperatur, °C	Plass	Minimum temperatur °C	Plass
Nord Amerika	57	Death Valley, California, USA	–66	Northies, Grønland 1
Sør Amerika	49	Rivadavia, Argentina	–33	Sarmiento, Argentina
Europa	50	Sevilla, Spania	–55	Ust-Shchugor, Russland
Asia	54	Tirat Zevi, Israel	–68	Oymyakon, Russland
Afrika	58	Al Azizia, Libya	–24	Ifrane, Marokko
Australia	53	Cloncurry, Australia	–22	Charlotte Pass, Australia
Antarktis	14	Esperanza, antarktisk halvøy	–89	Vostok stasjon, Antarktis
Oseania	42	Tuguegarao, Filippinene	–10	Haleakala, Hawaii-øyene, USA
1 På fastlandet i Nord-Amerika var minimumstemperaturen registrert –63°C (Snag, Yukon, Canada)

Tabell 5. Ekstreme verdier av gjennomsnittlig årlig nedbør på kontinentene og øyene i Oseania

Tabell 5. EKSTREME VERDIER FOR GJENNOMSNITTLIG ÅRSNEBØR PÅ CONTINUES OG ØYENE I OCEANIA
Region	Maksimum, mm	Plass	Minimum, mm	Plass
Nord Amerika	6657	Henderson Lake, Britisk Columbia, Canada	30	Bates, Mexico
Sør Amerika	8989	Quibdo, Colombia		Arica, Chile
Europa	4643	Crkvice, Jugoslavia	163	Astrakhan, Russland
Asia	11430	Cherrapunji, India	46	Aden, Jemen
Afrika	10277	Debunja, Kamerun		Wadi Halfa, Sudan
Australia	4554	Tully, Australia	104	Malka, Australia
Oseania	11684	Waialeale, Hawaii, USA	226	Puako, Hawaii, USA

SYNOPTISKE OBJEKTER

Luftmasser.

En luftmasse er et stort volum av luft, hvis egenskaper (hovedsakelig temperatur og fuktighet) ble dannet under påvirkning av den underliggende overflaten i et bestemt område og gradvis endres når den beveger seg fra kilden til formasjon i horisontal retning.

Luftmasser utmerker seg først og fremst ved de termiske egenskapene til dannelsesområdene, for eksempel tropiske og polare. Bevegelsen fra et område til et annet av luftmasser som beholder mange av de opprinnelige egenskapene kan spores ved hjelp av synoptiske kart. For eksempel beveger kald, tørr luft fra det kanadiske arktis seg over USA og varmes sakte opp, men forblir tørr. På samme måte forblir varme, fuktige tropiske luftmasser som dannes over Mexicogulfen fuktige, men kan varmes eller avkjøles avhengig av egenskapene til den underliggende overflaten. Selvfølgelig forsterkes en slik transformasjon av luftmasser etter hvert som forholdene langs veien endres.

Når luftmasser med ulike egenskaper fra fjerne dannelseskilder kommer i kontakt, beholder de sine egenskaper. I det meste av deres eksistens er de adskilt av mer eller mindre klart definerte overgangssoner, hvor temperatur, luftfuktighet og vindhastighet endres kraftig. Da blander luftmassene seg, spres og slutter til slutt å eksistere som separate legemer. Overgangssoner mellom bevegelige luftmasser kalles «fronter».

Fronter

passere langs trykkfeltets kummer, dvs. langs lavtrykkskonturer. Når en front krysser, endrer vindretningen seg vanligvis dramatisk. I polare luftmasser kan vinden være nordvestlig, mens den i tropiske luftmasser kan være sørlig. Det meste dårlig vær etablert langs fronter og i det kaldere området nær fronten hvor varm luft glir opp en kile med tett kald luft og avkjøles. Som et resultat dannes skyer og nedbør faller. Noen ganger dannes ekstratropiske sykloner langs fronten. Fronter dannes også når kalde nordlige og varme sørlige luftmasser som ligger i den sentrale delen av syklonen (et område med lavt atmosfærisk trykk) kommer i kontakt.

Det er fire typer fronter. En stasjonær front dannes ved en mer eller mindre stabil grense mellom polare og tropiske luftmasser. Hvis kald luft trekker seg tilbake i overflatelaget og varm luft kommer frem, dannes det en varm front. Vanligvis, før en nærmer seg varmfront, er himmelen overskyet, det er regn eller snø, og temperaturen stiger gradvis. Når fronten passerer, stopper regnet og temperaturene holder seg høye. Når en kaldfront passerer, beveger kald luft seg inn og varm luft trekker seg tilbake. Regn og vind oppstår i et smalt bånd langs kaldfronten. Tvert imot innledes en varmfront av et stort område med skyer og regn. En okkludert front kombinerer trekk ved både varme og kalde fronter og er vanligvis assosiert med en gammel syklon.

Sykloner og antisykloner.

Sykloner er storskala atmosfæriske forstyrrelser i et område med lavt trykk. På den nordlige halvkule blåser vinden fra et område med høyt trykk til et område med lavt trykk mot klokken, og på den sørlige halvkule - med klokken. I tempererte breddegradssykloner, kalt ekstratropiske, kommer det vanligvis til uttrykk kaldfront, og en varm en, hvis den finnes, er ikke alltid godt synlig. Ekstratropiske sykloner danner ofte medvind av fjellkjeder, for eksempel over de østlige skråningene av Rocky Mountains og langs de østlige kysten av Nord-Amerika og Asia. På tempererte breddegrader er mest nedbør assosiert med sykloner.

En antisyklon er et område med høyt lufttrykk. Det er vanligvis forbundet med godt vær med klar eller delvis skyet himmel. På den nordlige halvkule avbøyes vinder som blåser fra midten av antisyklonen med klokken, og på den sørlige halvkule - mot klokken. Antisykloner er vanligvis større enn sykloner og beveger seg saktere.

Siden luft sprer seg fra sentrum til periferien i en antisyklon, faller høyere luftlag ned og kompenserer for utstrømningen. I en syklon stiger tvert imot luften som fortrenges av konvergerende vinder. Siden det er de stigende luftbevegelsene som fører til dannelse av skyer, er overskyet og nedbør stort sett begrenset til sykloner, mens klart eller delvis skyet vær dominerer i antisykloner.

Tropiske sykloner (orkaner, tyfoner)

Tropiske sykloner (orkaner, tyfoner) er det generelle navnet på sykloner som dannes over havene i tropene (unntatt det kalde vannet i Sør-Atlanteren og sørøst Stillehavet) og inneholder ikke kontrasterende luftmasser. Tropiske sykloner forekommer i forskjellige deler av verden, og rammer vanligvis de østlige og ekvatoriale områdene på kontinenter. De finnes i det sørlige og sørvestlige Nord-Atlanteren (inkludert Det karibiske hav og Mexicogulfen), det nordlige Stillehavet (vest for den meksikanske kysten, de Filippinske øyene og Kinahavet), Bengalbukta og Arabiahavet, i den sørlige delen indiske hav utenfor kysten av Madagaskar, utenfor den nordvestlige kysten av Australia og i Sør-Stillehavet - fra kysten av Australia til 140° V.

Av internasjonal avtale, er tropiske sykloner klassifisert avhengig av vindens styrke. Det er tropiske lavninger med vindhastigheter på opptil 63 km/t, tropiske stormer (vindhastigheter fra 64 til 119 km/t) og tropiske orkaner eller tyfoner (vindhastigheter over 120 km/t).

I noen områder av kloden har tropiske sykloner lokale navn: i Nord-Atlanteren og Mexicogolfen - orkaner (på øya Haiti - i hemmelighet); i Stillehavet utenfor den vestlige kysten av Mexico - cordonazo, i de vestlige og mest sørlige regionene - tyfoner, på Filippinene - baguyo, eller baruyo; i Australia - willy-willy.

En tropisk syklon er en enorm atmosfærisk virvel med en diameter på 100 til 1600 km, ledsaget av sterke ødeleggende vinder, kraftig nedbør og høye bølger (en økning i havnivået under påvirkning av vind). Begynnende tropiske sykloner beveger seg vanligvis mot vest, litt avvikende mot nord, med økende hastighet og økende størrelse. Etter å ha beveget seg mot polen, kan en tropisk syklon "snu seg rundt", bli med i den vestlige transporten av tempererte breddegrader og begynne å bevege seg østover (en slik endring i bevegelsesretningen skjer imidlertid ikke alltid).

De mot klokken roterende syklonvindene på den nordlige halvkule har sin maksimale styrke i et belte med en diameter på 30–45 km eller mer, med utgangspunkt i «stormens øye». Vindhastigheter nær jordoverflaten kan nå 240 km/t. I sentrum av en tropisk syklon er det vanligvis et skyfritt område med en diameter på 8 til 30 km, som kalles "stormens øye", siden himmelen her ofte er klar (eller delvis overskyet) og vinden er vanligvis veldig lett. Sonen med destruktive vinder langs tyfonens vei er 40–800 km bred. Sykloner utvikler seg og beveger seg, og dekker avstander på flere tusen kilometer, for eksempel fra kilden til dannelsen i Det karibiske hav eller i det tropiske Atlanterhavet til innlandsområder eller Nord-Atlanteren.

Selv om orkankraftige vinder i midten av en syklon når enorme hastigheter, kan selve orkanen bevege seg veldig sakte og til og med stoppe en stund, noe som spesielt gjelder for tropiske sykloner, som vanligvis beveger seg med en hastighet på ikke mer enn 24 km/ h. Når syklonen beveger seg bort fra tropene, øker hastigheten vanligvis og når i noen tilfeller 80 km/t eller mer.

Orkanvind kan forårsake mye skade. Selv om de er svakere enn i en tornado, er de likevel i stand til å felle trær, velte hus, bryte kraftledninger og til og med spore av tog. Men det største tapet av menneskeliv er forårsaket av flom forbundet med orkaner. Ettersom stormen skrider frem, dannes det ofte enorme bølger, og havnivået kan stige med mer enn 2 m på få minutter. Små fartøyer skylles i land. Kjempebølger ødelegger hus, veier, broer og andre bygninger som ligger i kysten og kan vaske bort selv lenge eksisterende sandøyer. De fleste orkaner er ledsaget av styrtregn, som oversvømmer åkrer og ødelegger avlinger, vasker ut veier og river broer og oversvømmer lavtliggende bosetninger.

Forbedrede prognoser, ledsaget av raske stormvarsler, har ført til en betydelig reduksjon i antall skadde. Når en tropisk syklon dannes, øker frekvensen av prognosesendinger. Den viktigste informasjonskilden er rapporter fra fly spesialutstyrt for å observere sykloner. Slike fly patruljerer hundrevis av kilometer fra kysten, og trenger ofte gjennom midten av en syklon for å få nøyaktig informasjon om dens posisjon og bevegelse.

De områdene på kysten som er mest utsatt for orkaner er utstyrt med radarsystemer for å oppdage dem. Som et resultat kan stormen oppdages og spores i en avstand på opptil 400 km fra radarstasjonen.

Tornado (tornado)

En tornado er en roterende traktformet sky som strekker seg mot bakken fra bunnen av tordenskyen. Fargen endres fra grå til svart. I omtrent 80 % av tornadoene i USA når maksimale vindhastigheter 65–120 km/t, og bare 1 % når 320 km/t eller høyere. En tornado som nærmer seg lager vanligvis en lyd som ligner på et godstog i bevegelse. Til tross for sin relativt lille størrelse, er tornadoer blant de farligste stormfenomenene.

Fra 1961 til 1999 drepte tornadoer i gjennomsnitt 82 mennesker per år i USA. Sannsynligheten for at en tornado vil passere gjennom dette stedet er imidlertid ekstremt lav, siden den gjennomsnittlige lengden på banen er ganske kort (ca. 25 km) og dekningsområdet er lite (mindre enn 400 m bredt).

En tornado har sitt utspring i høyder opp til 1000 m over overflaten. Noen av dem når aldri bakken, andre kan berøre den og reise seg igjen. Tornadoer er vanligvis assosiert med tordenskyer som faller hagl på bakken, og kan oppstå i grupper på to eller flere. I dette tilfellet dannes først en kraftigere tornado, og deretter en eller flere svakere virvler.

For at en tornado skal dannes i luftmasser, er en skarp kontrast i temperatur, fuktighet, tetthet og luftstrømparametere nødvendig. Kjølig, tørr luft fra vest eller nordvest beveger seg mot den varme, fuktige luften ved overflaten. Dette er ledsaget av sterk vind i en smal overgangssone, hvor det skjer komplekse energitransformasjoner som kan forårsake dannelse av en virvel. Sannsynligvis dannes en tornado bare med en strengt definert kombinasjon av flere heller vanlige faktorer, varierende over et bredt spekter.

Tornadoer forekommer over hele kloden, men de mest gunstige forholdene for deres dannelse finnes i de sentrale regionene i USA. Hyppigheten av tornadoer øker generelt i februar i alle østlige stater ved siden av Mexicogulfen og topper i mars. I Iowa og Kansas forekommer deres høyeste frekvens i mai–juni. Fra juli til desember synker antallet tornadoer raskt over hele landet. Gjennomsnittlig antall tornadoer i USA er ca. 800 per år, med halvparten av dem i april, mai og juni. Denne indikatoren når de høyeste verdiene i Texas (120 per år), og den laveste i de nordøstlige og vestlige statene (1 per år).

Ødeleggelsene forårsaket av tornadoer er forferdelige. De oppstår både på grunn av vind med enorm kraft og på grunn av store trykkforskjeller over et begrenset område. En tornado er i stand til å rive en bygning i stykker og spre den gjennom luften. Vegger kan kollapse. En kraftig reduksjon i trykk fører til at tunge gjenstander, selv de som befinner seg inne i bygninger, stiger opp i luften, som om de suges inn av en gigantisk pumpe, og noen ganger transporteres over betydelige avstander.

Det er umulig å forutsi nøyaktig hvor en tornado vil dannes. Det er imidlertid mulig å definere et område på ca. 50 tusen kvm. km, hvor sannsynligheten for tornadoer er ganske høy.

Tordenvær

Tordenvær, eller tordenvær, er lokale atmosfæriske forstyrrelser knyttet til utviklingen av cumulonimbusskyer. Slike stormer er alltid ledsaget av torden og lyn og vanligvis kraftige vindkast og kraftig nedbør. Noen ganger faller det hagl. De fleste tordenværene slutter raskt, og selv de lengste varer sjelden mer enn én eller to timer.

Tordenvær oppstår på grunn av atmosfærisk ustabilitet og er hovedsakelig assosiert med blanding av luftlag, som har en tendens til å oppnå en mer stabil tetthetsfordeling. Kraftige oppadgående luftstrømmer er særpreg den innledende fasen av et tordenvær. Kraftige nedadgående luftbevegelser i områder med mye nedbør er karakteristisk for sluttfasen. Tordenskyer når ofte høyder på 12–15 km på tempererte breddegrader og enda høyere i tropene. Deres vertikale vekst er begrenset av den stabile tilstanden til den nedre stratosfæren.

En unik egenskap ved tordenvær er deres elektriske aktivitet. Lyn kan oppstå innenfor en voksende cumulussky, mellom to skyer eller mellom en sky og bakken. I virkeligheten består en lynutladning nesten alltid av flere utladninger som går gjennom samme kanal, og de passerer så raskt at de med det blotte øye oppfattes som samme utladning.

Det er ennå ikke helt klart hvordan separasjonen av store ladninger av motsatt fortegn skjer i atmosfæren. De fleste forskere mener at denne prosessen er assosiert med forskjeller i størrelsen på væskedråper og frosne vanndråper, samt med vertikale luftstrømmer. Elektrisk ladning En tordensky induserer en ladning på jordoverflaten under den og ladninger av motsatt fortegn rundt bunnen av skyen. En enorm potensiell forskjell oppstår mellom de motsatt ladede områdene av skyen og jordoverflaten. Når den når en tilstrekkelig verdi, oppstår en elektrisk utladning - et lynglimt.

Tordenen som følger med et lynutladning er forårsaket av den umiddelbare utvidelsen av luft langs utladningsbanen, som oppstår når den plutselig varmes opp av lynet. Torden høres oftere som lange piper, snarere enn som et enkelt slag, siden den forekommer langs hele lynutladningskanalen, og derfor reiser lyden avstanden fra kilden til observatøren i flere stadier.

Jetluftstrømmer

– svingete "elver" med sterk vind i tempererte breddegrader i høyder på 9–12 km (hvor langdistanseflyvninger med jetfly vanligvis er begrenset), som blåser med hastigheter noen ganger opp til 320 km/t. Et fly som flyr i retning av jetstrømmen sparer mye drivstoff og tid. Derfor er prognoser for spredningen og styrken til jetstrømmer avgjørende for flyplanlegging og flynavigasjon generelt.

Synoptiske kart (Værkart)

For å karakterisere og studere mange atmosfæriske fenomener, så vel som for værmeldinger, er det nødvendig å utføre forskjellige observasjoner på mange punkter samtidig og registrere de oppnådde dataene på kart. I meteorologien, den såkalte synoptisk metode.

Overflatesynoptiske kart.

I hele USA gjøres værobservasjoner hver time (sjeldnere i noen land). Uklarhet er karakterisert (tetthet, høyde og type); det tas barometeravlesninger, som korreksjoner blir introdusert for å bringe de oppnådde verdiene til havnivå; vindretning og hastighet registreres; mengden flytende eller fast nedbør og luft- og jordtemperaturer måles (i observasjonsperioden, maksimum og minimum); luftfuktighet bestemmes; siktforhold og alle andre atmosfæriske fenomener (for eksempel tordenvær, tåke, dis osv.) registreres nøye.

Hver observatør koder og overfører deretter informasjonen ved hjelp av den internasjonale meteorologiske koden. Siden denne prosedyren er standardisert av World Meteorological Organization, kan slike data enkelt dechiffreres i alle områder av verden. Koding tar ca. 20 minutter, hvoretter meldinger overføres til og internasjonal utveksling data. Deretter plottes observasjonsresultatene (i form av tall og symboler) på konturkart, hvor meteorologiske stasjoner er angitt med prikker. Dette gir prognosemakeren en ide om værforholdene innenfor et stort geografisk område. Helhetsbildet blir enda klarere etter å ha koblet sammen punktene der det samme trykket registreres med jevne, heltrukne linjer - isobarer og tegning av grenser mellom ulike luftmasser (atmosfæriske fronter). Områder med høyt eller lavt trykk er også identifisert. Kartet vil bli enda mer uttrykksfullt hvis du maler eller skygger for områdene som det kom nedbør over på observasjonstidspunktet.

Synoptiske kart over overflatelaget av atmosfæren er et av hovedverktøyene for værvarsling. Spesialisten som utvikler prognosen sammenligner en serie synoptiske kart for forskjellige observasjonsperioder og studerer dynamikken til trykksystemer, og merker endringer i temperatur og fuktighet i luftmasser når de beveger seg over forskjellige typer underliggende overflater.

Høydesynoptiske kart.

Skyer beveger seg med luftstrømmer, vanligvis i betydelige høyder over jordoverflaten. Det er derfor viktig for meteorologen å ha pålitelige data for mange nivåer av atmosfæren. Basert på data hentet fra værballonger, fly og satellitter, er værkart satt sammen for fem høydenivåer. Disse kartene overføres til værsentre.

VÆRMELDING

Værmeldingen er laget basert på menneskelig kunnskap og datakapasitet. En tradisjonell del av å lage en prognose er analyse av kart som viser den horisontale og vertikale strukturen til atmosfæren. Basert på dem kan en prognosespesialist vurdere utviklingen og bevegelsen av synoptiske objekter. Bruken av datamaskiner i et meteorologisk nettverk letter i stor grad prognosen for temperatur, trykk og andre meteorologiske elementer.

For å varsle været, i tillegg til en kraftig datamaskin, trenger du et bredt nettverk av værobservasjoner og et pålitelig matematisk apparat. Direkte observasjoner gir matematiske modeller de dataene som er nødvendige for deres kalibrering.

En ideell prognose bør begrunnes i alle henseender. Det er vanskelig å fastslå årsaken til prognosefeil. Meteorologer anser en prognose for å være korrekt hvis feilen er mindre enn værmelding ved bruk av en av to metoder som ikke krever spesiell kunnskap om meteorologi. Den første av dem, kalt treghet, antar at værmønsteret ikke vil endre seg. Den andre metoden forutsetter at værkarakteristikkene vil samsvare med månedsgjennomsnittet for en gitt dato.

Hvor lang tid prognosen er berettiget (dvs. gir et bedre resultat enn en av de to navngitte tilnærmingene) avhenger ikke bare av kvaliteten på observasjonene, matematiske apparater og datateknologi, men også av omfanget av den meteorologiske prognosen. fenomen. Generelt sett, jo større værhendelse, jo lenger kan den varsles. For eksempel kan ofte graden av utvikling og bane til sykloner forutsies flere dager i forveien, men oppførselen til en bestemt cumulussky kan ikke forutsies mer enn den neste timen. Disse begrensningene ser ut til å skyldes atmosfærens særegenheter og kan ennå ikke overvinnes med mer nøye observasjoner eller mer nøyaktige ligninger.

Atmosfæriske prosesser utvikler seg kaotisk. Dette betyr at forskjellige tilnærminger er nødvendige for å forutsi forskjellige fenomener ved forskjellige romlige skalaer, spesielt for å forutsi oppførselen til store sykloner på middels breddegrad og lokale kraftige tordenvær, samt langsiktige prognoser. For eksempel er en daglig prognose for lufttrykk i overflatelaget nesten like nøyaktig som målingene fra værballongene den ble verifisert mot. Motsatt er det vanskelig å gi en detaljert tretimers prognose for bevegelsen til en bygelinje - en stripe med intens nedbør foran en kaldfront og generelt parallelt med den, der tornadoer kan oppstå. Meteorologer kan bare tentativt identifisere store områder med mulig forekomst av stormlinjer. Når de er tatt på satellittbilder eller radar, kan fremgangen deres bare ekstrapoleres med én til to timer, noe som gjør det viktig å kommunisere værmeldinger til publikum i tide. Prediksjon av ugunstig kortsiktig meteorologiske fenomener(byger, hagl, tornadoer osv.) kalles et hastevarsel. Datametoder utvikles for å forutsi disse farlige fenomener vær.

På den annen side er det problemet med langtidsprognoser, d.v.s. mer enn noen få dager i forveien, hvor observasjoner av været over hele kloden er absolutt nødvendig, men selv dette er ikke nok. Siden atmosfærens turbulente natur begrenser muligheten til å forutsi vær over et stort område til ca. to uker, må et varsel for lengre perioder baseres på faktorer som påvirker atmosfæren på en forutsigbar måte og vil i seg selv være kjent mer enn to uker i avansere. En slik faktor er havoverflatetemperaturen, som endres sakte over uker og måneder, påvirker synoptiske prosesser og kan brukes til å identifisere områder med unormale temperaturer og nedbør.

PROBLEMER MED VÆR OG KLIMA

Luftforurensing.

Global oppvarming.

Innhold karbondioksid i jordens atmosfære har økt med rundt 15 % siden 1850 og er anslått å øke med nesten samme mengde innen 2015, mest sannsynlig på grunn av forbrenning av fossilt brensel: kull, olje og gass. Det antas at som et resultat av denne prosessen gjennomsnittet årlig temperatur på kloden vil stige med omtrent 0,5 ° C, og senere, i det 21. århundre, vil det bli enda høyere. Konsekvensene av global oppvarming er vanskelig å forutsi, men de er neppe gunstige.

ozon,

molekylet som består av tre oksygenatomer, finnes hovedsakelig i atmosfæren. Observasjoner utført fra midten av 1970-tallet til midten av 1990-tallet viste at ozonkonsentrasjonen over Antarktis endret seg betydelig: den sank om våren (oktober), da den såkalte ozonen ble dannet. "ozonhull", og økte deretter igjen til normale nivåer om sommeren (i januar). I løpet av perioden er det en klar nedadgående trend i vårens minste ozoninnhold i denne regionen. Globale satellittobservasjoner indikerer en litt mindre, men merkbar nedgang i ozonkonsentrasjoner som forekommer overalt, med unntak av ekvatorialsonen. Det antas at dette skjedde på grunn av utbredt bruk av fluorklorholdige kuldemedier (freoner) i kjøleaggregater og til andre formål.

El Nino.

En gang hvert par år skjer ekstremt sterk oppvarming i det østlige ekvatoriale Stillehavet. Det starter vanligvis i desember og varer i flere måneder. På grunn av nærheten i tid til jul, ble dette fenomenet kalt " El Niño", som betyr "baby (Kristus)" på spansk. De atmosfæriske fenomenene som fulgte med den ble kalt den sørlige oscillasjonen, siden de først ble observert på den sørlige halvkule. På grunn av den varme vannoverflaten observeres konvektiv stigning av luft i den østlige delen av Stillehavet, og ikke i den vestlige delen, som vanlig. Som et resultat av området kraftig regn skifter fra de vestlige områdene av Stillehavet til de østlige.

Tørke i Afrika.

Referanser til tørke i Afrika går tilbake til bibelhistorien. Mer nylig, på slutten av 1960-tallet og begynnelsen av 1970-tallet, førte tørke i Sahel, på den sørlige kanten av Sahara, til 100 tusen menneskers død. Tørken på 1980-tallet forårsaket lignende skader i Øst-Afrika. Ugunstig klimatiske forhold disse regionene ble forverret av overbeiting, avskoging og militæraksjon (som for eksempel i Somalia på 1990-tallet).

METEOROLOGISKE INSTRUMENTER

Meteorologiske instrumenter er designet både for umiddelbare umiddelbare målinger (termometer eller barometer for måling av temperatur eller trykk) og for kontinuerlig registrering av de samme elementene over tid, vanligvis i form av en graf eller kurve (termograf, barograf). Bare instrumenter for hastemålinger er beskrevet nedenfor, men nesten alle finnes også i form av opptakere. I hovedsak er dette de samme måleinstrumentene, men med en penn som tegner en linje på et bevegelig papirbånd.

Termometre.

Termometre i flytende glass.

Meteorologiske termometre bruker oftest evnen til en væske innelukket i en glasspære til å utvide seg og trekke seg sammen. Vanligvis ender et kapillarrør av glass i en sfærisk forlengelse som fungerer som et reservoar for væske. Følsomheten til et slikt termometer er omvendt avhengig av kapillærens tverrsnittsareal og direkte avhengig av volumet av reservoaret og av forskjellen i ekspansjonskoeffisienten til en gitt væske og glass. Derfor har følsomme meteorologiske termometre store reservoarer og tynne rør, og væskene som brukes i dem utvider seg mye raskere med økende temperatur enn glass.

Valget av væske for et termometer avhenger hovedsakelig av temperaturområdet som måles. Kvikksølv brukes til å måle temperaturer over –39°C – frysepunktet. For lavere temperaturer brukes flytende organiske forbindelser, som etylalkohol.

Nøyaktigheten til det testede standard meteorologiske glasstermometeret er ± 0,05 ° C. Hovedårsaken til feilen til kvikksølvtermometeret er forbundet med gradvise irreversible endringer i glassets elastiske egenskaper. De fører til en reduksjon i glassvolum og en økning i referansepunktet. I tillegg kan det oppstå feil som følge av feil avlesning eller på grunn av plassering av termometeret i et område hvor temperaturen ikke tilsvarer den sanne lufttemperaturen i nærheten av værstasjonen.

Feilene til alkohol- og kvikksølvtermometre er like. Ytterligere feil kan oppstå på grunn av klebekreftene mellom alkoholen og glassveggene i røret, slik at når temperaturen synker raskt, blir noe av væsken holdt tilbake på veggene. I tillegg reduserer alkohol volumet i lyset.

Minimum termometer

designet for å bestemme den laveste temperaturen for en gitt dag. Et glass alkoholtermometer brukes vanligvis til disse formålene. En pekepinne av glass med fortykkelser i endene er nedsenket i alkohol. Termometeret fungerer i horisontal posisjon. Når temperaturen synker, trekker alkoholsøylen seg tilbake og drar pinnen med seg, og når temperaturen stiger, flyter alkoholen rundt den uten å bevege den, og derfor fikser pinnen minimumstemperatur. Sett termometeret tilbake til arbeidstilstand ved å vippe reservoaret oppover slik at pinnen kommer i kontakt med alkoholen igjen.

Maksimalt termometer

brukes til å bestemme den høyeste temperaturen for en gitt dag. Vanligvis er det glass kvikksølvtermometer, lik medisinsk. Det er en innsnevring i glassrøret nær reservoaret. Kvikksølv presses ut gjennom denne innsnevringen når temperaturen stiger, og når temperaturen synker, hindrer innsnevringen at det strømmer ut i reservoaret. Et slikt termometer er igjen forberedt for arbeid på en spesiell roterende installasjon.

Bimetall termometer

består av to tynne metallstrimler, som kobber og jern, som utvider seg til varierende grader. Deres flate overflater passer tett mot hverandre. Dette bimetallbåndet er vridd til en spiral, hvor den ene enden er stivt festet. Når spolen varmes opp eller avkjøles, utvider eller trekker de to metallene seg forskjellig, og spolen enten vikler seg av eller krøller seg strammere. Størrelsen på disse endringene bedømmes av en peker festet til den frie enden av spiralen. Eksempler på bimetalltermometre er romtermometre med rund skive.

Elektriske termometre.

Slike termometre inkluderer en enhet med et halvledertermoelement - en termistor eller termistor. Termoelementet er preget av en stor negativ motstandskoeffisient (dvs. motstanden avtar raskt med økende temperatur). Fordelene med en termistor er høy følsomhet og responshastighet på temperaturendringer. Termistorkalibrering endres over tid. Termistorer brukes på værsatellitter, lydballonger og de fleste innendørs digitale termometre.

Barometre.

Kvikksølvbarometer

– Dette er et glassrør ca. 90 cm, fylt med kvikksølv, forseglet i den ene enden og tippet i en kopp med kvikksølv. Under påvirkning av tyngdekraften renner noe av kvikksølvet ut av røret i koppen, og på grunn av lufttrykket på koppens overflate stiger kvikksølvet gjennom røret. Når likevekt etableres mellom disse to motstridende kreftene, tilsvarer høyden av kvikksølvet i røret over overflaten av væsken i reservoaret atmosfærisk trykk. Hvis lufttrykket øker, stiger kvikksølvnivået i røret. Gjennomsnittlig høyde på kvikksølvsøylen i barometeret ved havnivå er ca. 760 mm.

Aneroid barometer

består av en forseglet boks hvorfra luften er delvis evakuert. En av overflatene er en elastisk membran. Hvis atmosfærisk trykk øker, bøyer membranen seg innover, hvis den avtar, bøyer den seg utover. En peker vedlagt den registrerer disse endringene. Aneroidbarometre er kompakte og relativt rimelige og brukes både innendørs og på vanlige værradiosonder.

Instrumenter for måling av fuktighet.

Psykrometer

består av to termometre plassert ved siden av hverandre: et tørt termometer, som måler lufttemperatur, og et vått termometer, hvis reservoar er pakket inn i en klut (cambric) fuktet med destillert vann. Luft strømmer rundt begge termometre. På grunn av fordampning av vann fra stoffet, vil et våt-bulb-termometer typisk lese en lavere temperatur enn et tørr-bulb-termometer. Jo lavere relativ luftfuktighet, jo større er forskjellen i termometeravlesninger. Basert på disse avlesningene bestemmes relativ fuktighet ved hjelp av spesielle tabeller.

Hårhygrometer

måler relativ fuktighet basert på endringer i menneskehårlengde. For å fjerne naturlige oljer blir håret først dynket i etylalkohol og deretter vasket i destillert vann. Lengden på håret tilberedt på denne måten har en nesten logaritmisk avhengighet av relativ fuktighet i området fra 20 til 100%. Tiden det tar for håret å reagere på endringer i fuktighet avhenger av lufttemperaturen (jo lavere temperatur, jo lengre er den). I et hårhygrometer, når hårlengden øker eller reduseres, beveger en spesiell mekanisme pekeren langs skalaen. Slike hygrometre brukes vanligvis til å måle relativ fuktighet i rom.

Elektrolytiske hygrometre.

Føleelementet til disse hygrometrene er en glass- eller plastplate belagt med karbon eller litiumklorid, hvis motstand varierer med relativ fuktighet. Slike elementer brukes ofte i instrumentpakker for værballonger. Når sonden passerer gjennom skyen, blir enheten fuktet, og avlesningene blir forvrengt i ganske lang tid (til sonden er utenfor skyen og det følsomme elementet tørker ut).

Instrumenter for å måle vindhastighet.

Cup vindmålere.

Vindhastigheten måles vanligvis ved hjelp av et koppvindmåler. Denne enheten består av tre eller flere kjegleformede kopper vertikalt festet til endene av metallstenger som strekker seg radielt symmetrisk fra en vertikal akse. Vinden virker med størst kraft på de konkave overflatene til koppene og får aksen til å rotere. I noen typer koppanemometre forhindres den frie rotasjonen av koppene av et system av fjærer, hvis deformasjonsstørrelse bestemmer vindhastigheten.

I frittroterende koppvindmålere måles rotasjonshastigheten, omtrent proporsjonal med vindhastigheten, av en elektrisk måler, som signaliserer når et visst volum luft strømmer forbi vindmåleren. Det elektriske signalet slår på lyssignalet og opptaksapparatet på værstasjonen. Ofte er et koppvindmåler mekanisk koblet til en magneto, og spenningen eller frekvensen til den elektriske strømmen som genereres er relatert til vindhastigheten.

Vindmåler

med en mølle dreieskive består av en tre-fire-bladet plastskrue montert på magneto-aksen. Propellen, ved hjelp av en værvinge, inne i hvilken en magneto befinner seg, er hele tiden rettet mot vinden. Informasjon om vindretningen mottas via telemetrikanaler til observasjonsstasjonen. Elektrisitet, produsert av magneten, varierer i direkte forhold til vindhastigheten.

Beaufort skala.

Vindhastigheten vurderes visuelt etter dens effekt på objekter som omgir observatøren. I 1805 utviklet Francis Beaufort, en sjømann i den britiske marinen, en 12-punkts skala for å karakterisere vindstyrken til sjøs. I 1926 ble estimater av vindhastighet på land lagt til den. I 1955, for å skille mellom orkanvinder ulike styrker, ble skalaen utvidet til 17 poeng. Den moderne versjonen av Beaufort-skalaen (tabell 6) lar deg beregne vindhastigheten uten å bruke noen instrumenter.

Tabell 6. Beaufort-skala for å bestemme vindstyrke

Tabell 6. Beaufort SKALA FOR BESTEMMELSE AV VINDSTYRKE
Poeng	Visuelle tegn på land	Vindstyrke, km/t	Vindkraftvilkår
0	Rolig; røyk stiger vertikalt	Mindre enn 1,6	Rolig
1	Vindretningen merkes av røykens avbøyning, men ikke av værvingen.	1,6–4,8	Stille
2	Vinden kjennes av ansiktets hud; blader rasler; vanlige værvinger snur seg	6,4–11,2	Lett
3	Blader og små kvister er i konstant bevegelse; lette flagg blafrer	12,8–19,2	Svak
4	Vinden reiser støv og papirbiter; tynne greiner svaier	20,8–28,8	Moderat
5	De løvrike trærne svaier; krusninger vises på vannmasser på land	30,4–38,4	Fersk
6	Tykke grener svaier; du kan høre vinden plystre i elektriske ledninger; vanskelig å holde paraply	40,0–49,6	Sterk
7	Trestammer svaier; det er vanskelig å gå mot vinden	51,2–60,8	Sterk
8	Tregrener bryter; nesten umulig å gå mot vinden	62,4–73,6	Veldig sterk
9	Mindre skader; vinden river av røykhetter og fliser fra tak	75,2–86,4	Storm
10	Skjer sjelden på land. Trær rives opp med rot. Betydelige skader på bygninger	88,0–100,8	Kraftig storm
11	Det skjer svært sjelden på land. Ledsaget av ødeleggelse over et stort område	102,4–115,2	Heftig storm
12	Alvorlig ødeleggelse (Skåre 13–17 ble lagt til av US Weather Bureau i 1955 og brukes i amerikanske og britiske skalaer)	116,8–131,2	Orkan
13		132,8–147,2
14		148,8–164,8
15		166,4–182,4
16		184,0–200,0
17		201,6–217,6

Instrumenter for måling av nedbør.

Atmosfærisk nedbør består av vannpartikler, både flytende og faste, som kommer fra atmosfæren til jordoverflaten. I standard ikke-registrerende regnmålere settes mottakstrakten inn i målesylinderen. Forholdet mellom området på toppen av trakten og tverrsnittet til den graderte sylinderen er 10:1, dvs. 25 mm nedbør vil tilsvare 250 mm-merket i sylinderen.

Registrering av regnmålere – pluviografer – veier automatisk det oppsamlede vannet eller teller hvor mange ganger et lite målekar fylles med regnvann og automatisk tømmes.

Dersom det forventes nedbør i form av snø, fjernes trakt og målebeger og snøen samles i en nedbørsbøtte. Når snø er ledsaget av moderat til sterk vind, samsvarer ikke mengden snø som faller ned i containeren med den faktiske nedbørsmengden. Snødybden bestemmes ved å måle tykkelsen på snølaget innenfor et typisk område for et gitt område, ved å ta gjennomsnittet av minst tre målinger. For å etablere vannekvivalenten i områder hvor påvirkningen av snøblåsing er minimal, senkes en sylinder ned i snøen og en snøsøyle kuttes ut som smeltes eller veies. Mengden nedbør målt av en regnmåler avhenger av hvor den befinner seg. Turbulens i luftstrømmen, forårsaket av selve enheten eller omkringliggende hindringer, fører til en undervurdering av mengden nedbør som kommer inn i målebegeret. Derfor installeres regnmåleren på et flatt underlag så langt som mulig fra trær og andre hindringer. For å redusere virkningen av virvler skapt av selve enheten, brukes en beskyttende skjerm.

LUFTOBSERVASJONER

Instrumenter for å måle skyhøyder.

Den enkleste måten å bestemme høyden på en sky er å måle tiden det tar en liten ballong som slippes ut fra jordoverflaten for å nå bunnen av skyen. Høyden er lik produktet gjennomsnittshastighet løfte ballongen under flyturen.

En annen metode er å observere en lysflekk dannet ved bunnen av skyen med en spotlight rettet vertikalt oppover. Fra en avstand på ca. 300 m fra spotlighten måles vinkelen mellom retningen mot denne spoten og spotlightstrålen. Skyhøyde beregnes ved triangulering, lik hvordan avstander måles i topografiske undersøkelser. Det foreslåtte systemet kan fungere automatisk dag og natt. En fotocelle brukes til å observere en lysflekk ved bunnen av skyer.

Skyhøyde måles også ved hjelp av radiobølger - 0,86 cm lange pulser sendt av en radar Skyhøyde bestemmes av tiden det tar for en radiopuls å nå skyen og returnere. Siden skyer er delvis gjennomsiktige for radiobølger, brukes denne metoden til å bestemme høyden på lag i flerlagsskyer.

Værballonger.

Den enkleste typen meteorologisk ballong er den såkalte. En ballong er en liten gummiballong fylt med hydrogen eller helium. Ved å optisk observere endringer i ballongens asimut og høyde, og anta konstant stigningshastighet, kan vindhastighet og retning beregnes som funksjon av høyde over jordoverflaten. For nattobservasjoner er en liten batteridrevet lommelykt festet til ballen.

En værradiosonde er en gummikule som bærer en radiosender, et RTD-termometer, et aneroidbarometer og et elektrolytisk hygrometer. Radiosonden stiger med en hastighet på ca. 300 m/min opp til en høyde på ca. 30 km. Når den stiger, sendes måledata kontinuerlig til utskytningsstasjonen. En retningsbestemt mottaksantenne på jorden sporer asimut og høyde til radiosonden, hvorfra vindhastighet og retning i ulike høyder beregnes på samme måte som i ballongobservasjoner. Radiosonder og pilotballonger skytes opp fra hundrevis av steder rundt om i verden to ganger om dagen - ved middagstid og midnatt Greenwich Mean Time.

Satellitter.

For skydekkeundersøkelser på dagtid leveres belysning sollys, mens den infrarøde strålingen som sendes ut av alle kropper tillater fotografering dag og natt med et spesielt infrarødt kamera. Ved å bruke fotografier i forskjellige områder av infrarød stråling, er det til og med mulig å beregne temperaturen til individuelle lag i atmosfæren. Satellittobservasjoner har en høy horisontal oppløsning, men deres vertikale oppløsning er mye lavere enn den som leveres av radiosonder.

Noen satellitter, som amerikanske TIROS, er plassert i en sirkulær polar bane i en høyde på ca. 1000 km. Siden jorden roterer rundt sin akse, er hvert punkt på jordoverflaten vanligvis synlig to ganger om dagen fra en slik satellitt.

De såkalte er enda viktigere. geostasjonære satellitter som går i bane over ekvator i en høyde av ca. 36 tusen km. En slik satellitt krever 24 timer for å fullføre en revolusjon. Siden denne tiden er lik lengden på dagen, forblir satellitten over samme punkt på ekvator og har konstant utsikt over jordoverflaten. På denne måten kan en geostasjonær satellitt fotografere det samme området gjentatte ganger, og registrere endringer i været. I tillegg kan vindhastigheter beregnes ut fra skyenes bevegelse.

Værradarer.

Signalet som sendes av radaren reflekteres av regn, snø eller temperaturinversjon, og dette reflekterte signalet sendes til mottakerenheten. Skyer er vanligvis ikke synlige på radar fordi dråpene som danner dem er for små til å effektivt reflektere radiosignalet.

På midten av 1990-tallet ble US National Weather Service utstyrt med Doppler-radarer. I installasjoner av denne typen brukes det såkalte prinsippet for å måle hastigheten der reflekterende partikler nærmer seg eller beveger seg bort fra radaren. Dopplerskifte. Derfor kan disse radarene brukes til å måle vindhastighet. De er spesielt nyttige for å oppdage tornadoer, siden vinden på den ene siden av tornadoen raskt suser mot radaren, og på den andre beveger den seg raskt bort fra den. Moderne radarer kan oppdage værobjekter i en avstand på opptil 225 km.



meteoblue værkart er basert på 30 år med værmodeller tilgjengelig for hvert punkt på jorden. De gir nyttige indikatorer på typiske klimatiske egenskaper og forventede værforhold (temperatur, nedbør, solskinn eller vind). Værdatamodeller har en romlig oppløsning på omtrent 30 km i diameter og gjengir kanskje ikke alle lokale værhendelser som tordenvær, lokale vinder eller tornadoer.

Du kan studere klimaet på alle steder, for eksempel Amazonas regnskog, vestafrikanske savanner, Sahara-ørkenen, sibirsk tundra eller Himalaya.

30 år med historiske timedata for Bombay kan kjøpes med History+. Du vil kunne laste ned CSV-filer for værparametere som temperatur, vind, overskyet og nedbør i forhold til et hvilket som helst punkt på kloden. De siste 2 ukene med data for byen Bombay er tilgjengelig for gratis evaluering av pakken.

Gjennomsnittlig temperatur og nedbør

"Gjennomsnittlig daglig maksimum" (rød linje) viser maksimal gjennomsnittstemperatur for hver måned for Bombay. På samme måte indikerer "Minimum gjennomsnittlig daglig temperatur" (heltrukken blå linje) minimum gjennomsnittstemperatur. Varme dager og kalde netter (de stiplede røde og blå linjene indikerer gjennomsnittstemperaturen på den varmeste dagen og den kaldeste natten i hver måned i 30 år. Når du planlegger ferien din, vil du være klar over gjennomsnittstemperaturen og forberedt på både de varmeste og kaldest på kalde dager Standardinnstillingene inkluderer ikke vindhastighetsindikatorer, men du kan aktivere dette alternativet ved å bruke knappen på grafen.

Nedbørsplanen er nyttig for sesongvariasjoner, for eksempel monsunklimaet i India eller den fuktige perioden i Afrika.

Overskyet, sol og nedbørsdager

Grafen viser antall dager med sol, delvis skyet, tåkete og nedbør. Dager når skylaget ikke overstiger 20 % regnes som solfylte; 20-80 % dekke regnes som delvis skyet, og mer enn 80 % regnes som helt overskyet. Mens været i Reykjavik, Islands hovedstad, er stort sett overskyet, er Sossusvlei i Namib-ørkenen en av de mest solrike steder på bakken.

Oppmerksomhet: I land med tropisk klima, som Malaysia eller Indonesia, kan prognosen for antall dager med nedbør være overvurdert med en faktor på to.

Maksimal temperatur

Maksimal temperatur diagrammet for Bombay viser hvor mange dager per måned som når bestemte temperaturer. I Dubai, en av de varmeste byene på jorden, synker temperaturen nesten aldri under 40°C i juli. Du kan også se et diagram over kalde vintre i Moskva, som viser at kun noen få dager i måneden når maksimumstemperaturen så vidt -10°C.

Nedbør

Nedbørsdiagrammet for Bombay viser hvor mange dager per måned som når visse nedbørsmengder. I områder med tropisk eller monsunklima kan nedbørsprognosene være undervurdert.

Vindfart

Diagrammet for Bombay viser dagene per måned hvor vinden når en viss hastighet. Et interessant eksempel er det tibetanske platået, hvor monsunene produserer langvarig sterk vind fra desember til april og rolig luftstrøm fra juni til oktober.

Vindhastighetsenheter kan endres i preferanseseksjonen (øverst til høyre).

Vindstyrken steg

Vindrosen for Bombay viser hvor mange timer per år vinden blåser fra den angitte retningen. Eksempel - sørvestvind: Vinden blåser fra sørvest (SW) til nordøst (NE). Kapp Horn, mest sørlig punkt i Sør-Amerika er den preget av en karakteristisk kraftig vestenvind, som i betydelig grad hindrer passasje fra øst til vest, spesielt for seilskuter.

generell informasjon

Siden 2007 har meteoblue samlet inn meteorologiske modelldata i sitt arkiv. I 2014 begynte vi å sammenligne værmodeller med historiske data tilbake til 1985, og skapte et globalt arkiv med 30 år med værdata per time. Værkart er de første simulerte værdatasettene som er tilgjengelige på Internett. Værdatahistorikken vår inkluderer data fra alle deler av verden som dekker enhver tidsperiode, uavhengig av tilgjengeligheten av værstasjoner.

Dataene kommer fra vår globale værmodell NEMS over en diameter på rundt 30 km. Følgelig kan de ikke reprodusere mindre lokale værhendelser som varmekupler, kalde eksplosjoner, tordenvær og tornadoer. For områder og arrangementer som krever høy nøyaktighet (som energiallokering, forsikring osv.), tilbyr vi høyoppløselige modeller med værdata per time.

Tillatelse

Disse dataene kan brukes under Creative Community "Attribusjon + Ikke-kommersiell (BY-NC)"-lisens. Enhver form er ulovlig.