Atmosfæren er ikke homogen. I sin sammensætning, især nær jordens overflade, kan luftmasser skelnes.
Luftmasser er separate store mængder luft, der har visse generelle egenskaber (temperatur, fugtighed, gennemsigtighed osv.) Og bevæger sig som en helhed. Inden for dette volumen kan vindene dog være forskellige. Luftmassens egenskaber bestemmes af dets dannelsesområde. Den erhverver dem i kontakt med den underliggende overflade, som den dannes eller hænger over. Luftmasser har forskellige egenskaber. For eksempel er luften i Arktis lav, og luften i troperne er høj på alle årstider, luften i Nordatlanten adskiller sig markant fra luften på kontinentet Eurasien. Luftmassernes vandrette dimensioner er enorme, de står i rimeligt forhold til kontinenterne og oceanerne eller deres store dele. De vigtigste (zonale) typer luftmasser, der dannes i bælter med forskellige atmosfæriske tryk, skelnes: arktisk (Antarktis), tempereret (polær), tropisk og ækvatorial. Zonale luftmasser er opdelt i hav og kontinentale, afhængigt af arten af den underliggende overflade i deres dannelsesområde.
Arktisk luft dannes over Ishavet, og om vinteren også over den nordlige del af Eurasien og Nordamerika. Luften er kendetegnet ved lav temperatur, lavt fugtindhold, god sigtbarhed og stabilitet. Dens indtrængen i tempererede breddegrader forårsager betydelig og skarp afkøling og resulterer overvejende i klart og let grumset vejr. Arktisk luft er opdelt i følgende typer.
Arctic Marine Air (MAA) - dannes i det varmere, isfrie europæiske Arktis, med højere temperaturer og højere fugtindhold. Dens indtrængen til fastlandet om vinteren forårsager opvarmning.
Kontinental arktisk luft (kAv) - dannes over det centrale og østlige isnende Arktis og kontinenternes nordlige kyst (om vinteren). Luften har meget lave temperaturer, lavt fugtindhold. Invasionen af kAw på fastlandet forårsager en stærk afkøling i klart vejr og godt udsyn.
Antarktisk luft er analog med den arktiske luft på den sydlige halvkugle, men dens indflydelse strækker sig hovedsageligt til de tilstødende havoverflader, sjældnere til sydspidsen af Sydamerika.
Moderat (polar) luft. Dette er luften i tempererede breddegrader. Det skelner også mellem to undertyper. Kontinental tempereret luft (kUv), der dannes over de store overflader på kontinenterne. Om vinteren er det meget køligt og stabilt, vejret er normalt klart med stærke frost. Om sommeren bliver det meget varmt, stigende strømme vises i det, skyer dannes, det regner ofte, og tordenvejr observeres. Marine tempereret luft (mUv) dannes på midten af breddegrader over havene, vestlig vind og cykloner overføres til kontinenterne. Det er kendetegnet ved høj luftfugtighed og moderate temperaturer. Om vinteren bringer MSV overskyet vejr, kraftig nedbør og højere temperaturer (optøning). Om sommeren medfører det også en masse uklarhed, regn; temperaturen falder, når den invaderer.
Moderat luft trænger ind i polære såvel som subtropiske og tropiske breddegrader.
Tropisk luft dannes på tropiske og subtropiske breddegrader, og om sommeren - i kontinentale regioner i den sydlige del af tempererede breddegrader. Der er to undertyper af tropisk luft. Kontinental tropisk luft (kTw) genereres over land og er kendetegnet ved høje temperaturer, tørhed og støv. Tropisk havluft (mTw) dannes over tropiske farvande (tropiske havzoner) og er kendetegnet ved høj temperatur og fugtighed.
Tropisk luft kommer ind i tempererede og ækvatoriale breddegrader.
Ækvatorial luft dannes i ækvatorialzonen fra tropisk luft, der bringes ind af passatvindene. Det er kendetegnet ved høje temperaturer og høj luftfugtighed året rundt. Desuden bevares disse kvaliteter både over land og over havet, derfor er ækvatorial luft ikke opdelt i hav- og kontinentale undertyper.
Luftmasser er i kontinuerlig bevægelse. Desuden, hvis luftmasser bevæger sig til højere breddegrader eller til en koldere overflade, kaldes de varme, da de medfører opvarmning. Luftmasser, der bevæger sig til lavere breddegrader eller til en varmere overflade, kaldes kolde luftmasser. De bringer et koldt snap.
Når vi flytter til andre geografiske områder, ændrer luftmasser gradvist deres egenskaber, primært temperatur og fugtighed, dvs. passerer ind i luftmasser af en anden type. Processen med at konvertere luftmasser fra en type til en anden under påvirkning af lokale forhold kaldes transformation. For eksempel, tropisk luft, der trænger ind til ækvator og til tempererede breddegrader, omdannes til henholdsvis ækvatorial og tempereret luft. Havets tempererede luft, en gang i dybden af kontinenterne, køler om vinteren og opvarmes om sommeren og tørrer altid op og bliver til kontinental tempereret luft.
Alle luftmasser hænger sammen i processen med deres konstante bevægelse, i processen med generel cirkulation af troposfæren.
Luftmasser- store mængder luft i den nedre del af jordens atmosfære - troposfæren, der har vandrette dimensioner på mange hundrede eller flere tusinde kilometer og lodrette dimensioner på flere kilometer, kendetegnet ved omtrent ensartethed af temperatur og fugtindhold vandret.
Visninger:Arktisk eller antarktisk luft(AB), Moderat luft(UV), Tropisk luft(Tv), Ækvatorial luft(EV).
Luften i ventilationslagene kan bevæge sig i formen laminar eller turbulent flyde. Koncept "laminær" betyder, at de enkelte luftstrømme er parallelle med hinanden og bevæger sig i ventilationsrummet uden turbulens. Hvornår turbulent flow dets partikler bevæger sig ikke kun parallelt, men laver også en tværgående bevægelse. Dette fører til hvirveldannelse over hele sektionen af ventilationskanalen.
Tilstanden for luftstrømmen i ventilationsrummet afhænger af: Luftgennemstrømningshastigheder, lufttemperaturer, sektionelle områder af ventilationskanalen, former og overflader af bygningselementer ved grænsen til ventilationskanalen.
Luftbevægelser af forskellige skalaer observeres i jordens atmosfære - fra titalls og hundredvis af meter (lokale vinde) til hundreder og tusinder af kilometer (cykloner, anticykloner, monsuner, passatvinde, planetariske frontzoner).
Luften bevæger sig kontinuerligt: den stiger - en opadgående bevægelse, falder - en nedadgående bevægelse. Luftens bevægelse i vandret retning kaldes vind. Vind er forårsaget af ujævn fordeling af lufttryk på jordens overflade, hvilket skyldes den ujævne temperaturfordeling. I dette tilfælde bevæger luftstrømmen sig fra steder med højt tryk til den side, hvor trykket er mindre.
Med vinden bevæger luften sig ikke jævnt, men i ryk, vindstød, især nær jordens overflade. Der er mange grunde, der påvirker luftens bevægelse: friktion af luftstrømmen mod jordens overflade, støder på forhindringer osv. Desuden afviger luftstrømme under indflydelse af Jordens rotation til højre på den nordlige halvkugle, og til venstre på den sydlige halvkugle.
Invaderende områder med forskellige termiske egenskaber på overfladen, luftmasser transformeres gradvist. For eksempel, maritim tempereret luft, der kommer ind på land og bevæger sig ind i landet, opvarmes gradvist og tørrer op og bliver til kontinent. Transformationen af luftmasser er især karakteristisk for tempererede breddegrader, der fra tid til anden invaderer varm og tør luft fra tropiske breddegrader og kold og tør luft fra cirkumpolære
Interaktion mellem hav og atmosfære.
27. Cirkulation af luftmasser.
© Vladimir Kalanov,
"Viden er magt".
Luftmassernes bevægelse i atmosfæren bestemmes af det termiske regime og ændringen i lufttryk. Sættet med de vigtigste luftstrømme over planeten kaldes generel cirkulation af atmosfæren... De vigtigste atmosfæriske bevægelser i stor skala, der udgør atmosfærens generelle cirkulation, er: luftstrømme, jetstrømme, luftstrømme i cykloner og anticykloner, passatvind og monsuner.
Luftbevægelse i forhold til jordens overflade - vind- vises, fordi atmosfæretrykket forskellige steder i luftmassen ikke er det samme. Det er generelt accepteret, at vinden er den vandrette bevægelse af luft. Faktisk bevæger luft sig normalt ikke parallelt med Jordens overflade, men i en lille vinkel, fordi atmosfærisk tryk ændres i både vandret og lodret retning. Vindretning (nord, syd osv.) Betyder, hvor vinden blæser fra. Vindens styrke betyder dens hastighed. Jo højere den er, jo stærkere er vinden. Vindhastighed måles på meteorologiske stationer i en højde af 10 meter over Jorden, i meter pr. Sekund. I praksis anslås vindens styrke i punkter. Hvert punkt svarer til to til tre meter i sekundet. Med en vindstyrke på 9 point betragtes det allerede som en storm, og med 12 punkter - en orkan. Det almindelige udtryk "storm" betyder enhver meget kraftig vind, uanset antallet af punkter. Hastigheden af en stærk vind, for eksempel i en tropisk orkan, når enorme værdier- op til 115 m / s og mere. Vinden stiger i gennemsnit med højden. På Jordens overflade reduceres dens hastighed ved friktion. Om vinteren er vindhastighederne generelt højere end om sommeren. De højeste vindhastigheder observeres i tempererede og polære breddegrader i troposfæren og den nedre stratosfære.
Regulariteten af ændringen i vindhastighed over kontinenter i lave højder (100-200 m) er ikke helt klar. her er vindhastighederne højest om eftermiddagen og laveste om natten. Dette ses bedst om sommeren.
Meget stærk vind, før stormfulde, forekommer i løbet af dagen i ørkenerne i Centralasien, og om natten er der fuldstændig ro. Men allerede i en højde på 150-200 m observeres det modsatte billede: maksimal hastighed om natten og minimum i løbet af dagen. Det samme billede ses om sommeren og vinteren i tempererede breddegrader.
En vindstød kan medføre mange problemer for piloter med fly og helikoptere. Luftstråler, der bevæger sig i forskellige retninger, ryk, vindstød, svækkelse og derefter intensivering, skaber en stor hindring for flyets bevægelse - turbulens vises - en farlig krænkelse af normal flyvning.
Vindene, der blæser fra bjergkæderne på det afkølede kontinent i retning af det varme hav kaldes bydel... Dette er en stærk, kold, vindstød, der normalt blæser i den kolde årstid.
Mange mennesker kender bora i regionen Novorossiysk, ved Sortehavet. Sådanne naturlige forhold er skabt her, at boras hastighed kan nå 40 og endda 60 m / s, mens lufttemperaturen falder til minus 20 ° C. Bora forekommer oftest mellem september og marts med et gennemsnit på 45 dage om året. Nogle gange var dens konsekvenser som følger: havnen frøs, isdækkede skibe, bygninger, dæmningen, tag faldt af huse, vogne væltede, skibe blev kastet i land. Bora observeres også i andre regioner i Rusland - ved Baikal -søen, på Novaya Zemlya. Bora er kendt ved Frankrigs Middelhavskyst (hvor den kaldes mistralen) og i Den Mexicanske Golf.
Nogle gange vises der lodrette hvirvler i atmosfæren med hurtig spiralbevægelse. Disse hvirvler kaldes tornadoer (i Amerika kaldes de tornadoer). Tornadoer er flere titalls meter i diameter, nogle gange op til 100–150 m. Det er ekstremt svært at måle lufthastigheden inde i en tornado. På grund af ødelæggelsens art, kan tornadoens estimerede hastighedsværdier meget vel være 50-100 m / s og i særligt stærke hvirvler - op til 200-250 m / s med en stor lodret hastighedskomponent. Trykket i midten af den stigende tornadosøjle falder med flere titalls millibar. Millibarer til bestemmelse af tryk bruges normalt i synoptisk praksis (sammen med millimeter kviksølv). Til konvertering af stænger (millibar) til mm. kviksølvsøjle, der er særlige borde. I SI måles atmosfærisk tryk i hektopascal. 1 hPa = 10 2 Pa = 1 mb = 10 -3 bar.
Tornadoer varer ikke længe - fra flere minutter til flere timer. Men selv i løbet af denne korte tid formår de at lave en masse uheld. Når en tornado nærmer sig (over land kaldes tornadoer undertiden for blodpropper) til bygninger, fører forskellen mellem trykket inde i bygningen og i midten af blodproppen til, at bygningerne ser ud til at eksplodere indefra - vægge falder sammen , glas og stel flyver ud, tage er revet af, nogle gange menneskelige ofre. Der er tilfælde, hvor en tornado løfter mennesker, dyr og forskellige genstande op i luften og bærer dem titalls eller endda hundredvis af meter. I deres bevægelse bevæger tornadoer sig flere titalls kilometer over havet og endnu mere over land. Tornadoenes ødelæggende kraft over havet er mindre end over land. I Europa er blodpropper sjældne, oftere forekommer de i den asiatiske del af Rusland. Men tornadoer er især hyppige og ødelæggende i USA. Læs mere om tornadoer og tornadoer på vores websted i afsnittet.
Atmosfærisk tryk er meget varierende. Det afhænger af luftsøjlens højde, dens densitet og tyngdekraftens acceleration, som varierer med breddegrad og højde. Luftens tæthed er massen af en enhed af dens volumen. Tætheden af fugtig og tør luft adskiller sig kun mærkbart ved høje temperaturer og høj luftfugtighed. Med et fald i temperaturen stiger tætheden; med højden falder luftens tæthed langsommere end tryk. Luftens tæthed måles normalt ikke direkte, men beregnes ud fra ligninger baseret på målte værdier af temperatur og tryk. Indirekte måles lufttætheden ved deceleration af kunstige jordsatellitter samt fra observationer af spredning af kunstige skyer af natriumdamp skabt af meteorologiske raketter.
I Europa er lufttætheden på Jordens overflade 1,258 kg / m 3, i en højde af 5 km - 0,735, i en højde på 20 km - 0,087 og i en højde på 40 km - 0,004 kg / m 3.
Jo kortere luftsøjlen, dvs. jo højere sted, jo mindre tryk. Men faldet i lufttæthed med højde komplicerer dette forhold. Ligningen, der udtrykker loven om trykændring med højden i atmosfæren i hvile, kaldes den grundlæggende ligning for statik. Det følger heraf, at med en stigning i højden er trykændringen negativ, og når den stiger til samme højde, er trykfaldet større, jo større lufttæthed og tyngdekraftens acceleration. Hovedrollen her tilhører ændringer i lufttætheden. Ud fra statisk grundligning kan du beregne værdien af den lodrette trykgradient, som viser ændringen i tryk ved bevægelse pr. Enhedshøjde, dvs. fald i tryk pr. enhed lodret afstand (mb / 100 m). Trykgradienten er den kraft, der driver luften. Ud over trykgradientens kraft i atmosfæren virker inertikræfterne (Coriolis -kraft og centrifugalkraft) samt friktionskraften. Alle luftstrømme betragtes i forhold til Jorden, som roterer om sin akse.
Den rumlige fordeling af atmosfærisk tryk kaldes det bariske felt. Det er et system af overflader med samme tryk eller isobare overflader.
Lodret snit af isobare overflader over cyklonen (H) og anticyklonen (B).
Overfladerne tegnes med lige store trykintervaller p.
Isobariske overflader kan ikke være parallelle med hinanden og jordoverfladen, fordi temperatur og tryk ændrer sig konstant i vandret retning. Derfor har isobariske overflader et varieret udseende - fra lavvandede "huler" bøjet nedad til opad buede "bakker".
Når det vandrette plan skærer isobariske overflader, opnås kurver - isobarer, dvs. linjer, der forbinder punkter med de samme trykværdier.
Isobarkort, der er konstrueret ud fra resultaterne af observationer på et bestemt tidspunkt, kaldes synoptiske kort. Isobar-kort, der er udarbejdet ud fra gennemsnitlige langsigtede data for en måned, sæson, år, kaldes klimatologiske.
Langsigtede gennemsnitlige kort over den absolutte topografi af 500 mb isobarisk overflade for december - februar.
Højder i geopotentiale dekametre.
På synoptiske kort accepteres et interval på 5 hektopascal (hPa) mellem isobarer.
På kort over et begrænset område kan isobarer afskæres, men på et kort over hele kloden er hver isobar naturligvis lukket.
Men selv på et begrænset kort er der ofte lukkede isobarer, der begrænser områder med lavt eller højt tryk. Områder med reduceret tryk i midten er cykloner, og områder med relativt højt tryk er anticykloner.
Cyklon betyder en enorm hvirvel i den lavere atmosfære, med et lavt atmosfærisk tryk i midten og en opadgående bevægelse af luftmasser. I en cyklon stiger trykket fra midten til periferien, og luft bevæger sig mod uret på den nordlige halvkugle og med uret på den sydlige halvkugle. Luftens bevægelse opad fører til dannelse af skyer og nedbør. Fra rummet fremstår cykloner som hvirvlende sky -spiraler i tempererede breddegrader.
Anticyklon Er et højtryksområde. Det opstår samtidig med udviklingen af en cyklon og er en hvirvel med lukkede isobarer og det højeste tryk i midten. Vind i anticyklonen blæser med uret på den nordlige halvkugle og mod uret i den sydlige. I anticyklonen er der altid en faldende luftbevægelse, som forhindrer forekomsten af kraftige skyer og langvarig nedbør.
Således reduceres atmosfærisk cirkulation i stor stil på tempererede breddegrader konstant til dannelse, udvikling, bevægelse og derefter til dæmpning og forsvinden af cykloner og anticykloner. Cykloner, der opstår ved fronten, der adskiller de varme og kolde luftmasser, bevæger sig mod polerne, dvs. bære varm luft til polære breddegrader. Tværtimod bevæger anticykloner, der opstår bag på cykloner i kold luftmasse, sig til subtropiske breddegrader og bærer kold luft dertil.
Over det europæiske territorium i Rusland forekommer i gennemsnit 75 cykloner årligt. Cyklondiameteren når 1000 km og mere. I Europa er der i gennemsnit 36 anticykloner om året, hvoraf nogle har et tryk i midten på mere end 1050 hPa. Det gennemsnitlige tryk på den nordlige halvkugle ved havets overflade er 1013,7 hPa, og på den sydlige halvkugle - 1011,7 hPa.
I januar observeres områder med lavt tryk i de nordlige dele af Atlanterhavet og Stillehavet, kaldet Islandsk og Aleutiske depressioner. Depression, eller baric minima, er kendetegnet ved minimale trykværdier- i gennemsnit omkring 995 hPa.
I samme periode af året vises områder med højt tryk over Canada og Asien, kaldet de canadiske og sibiriske anticykloner. Det højeste tryk (1075–1085 hPa) registreres i Yakutia og Krasnoyarsk -territoriet, og minimum - i tyfoner over Stillehavet (880–875 hPa).
Depressioner observeres i områder, hvor cykloner ofte forekommer, som, efterhånden som de bevæger sig mod øst og nordøst, gradvist fyldes op og giver plads til anticykloner. De asiatiske og canadiske anticykloner opstår på grund af tilstedeværelsen af de store kontinenter i Eurasien og Nordamerika på disse breddegrader. I disse områder om vinteren hersker anticykloner frem for cykloner.
Om sommeren, over disse kontinenter, ændres trykfeltet og cirkulationsmønsteret radikalt, og cyklondannelseszonen på den nordlige halvkugle skifter til højere breddegrader.
På de tempererede breddegrader på den sydlige halvkugle møder cykloner, der opstår over oceanernes homogene overflade og bevæger sig mod sydøst, isen på Antarktis og stagnerer her med lavt lufttryk i deres centre. Om vinteren og sommeren er Antarktis omgivet af et lavtryksbælte (985–990 hPa).
På subtropiske breddegrader er atmosfærens cirkulation anderledes over havene og i kontaktområderne mellem kontinenter og oceaner. Over Atlanterhavet og Stillehavet i subtroperne i begge halvkugler er der områder med højt tryk: Disse er Azorerne og Sydatlantiske subtropiske anticykloner (eller bariske minimum) i Atlanterhavet og de hawaiiske og sydlige Stillehavs subtropiske anticykloner i Stillehavet.
Den største mængde solvarme modtages konstant af ækvatorialområdet. På ækvatoriale breddegrader (op til 10 ° nordlig og sydlig breddegrad langs ækvator) i løbet af året opretholdes derfor et reduceret atmosfæretryk og på tropiske breddegrader i 30–40 ° N -strimlen. og y.sh. - øget, som følge heraf dannes konstante luftstrømme, ledet fra troperne til ækvator. Disse luftstrømme kaldes passatvind... Handelsvindene blæser hele året og varierer kun lidt i intensitet. Det er de mest stabile vinde i verden. Kraften i den vandrette bariske gradient leder luftstrømme fra områderne med øget tryk til området med reduceret tryk i meridionalretningen, dvs. syd og nord. Bemærk: Den vandrette bariske gradient er trykforskellen pr. Afstandenhed normal til isobaren.
Men passatvindens meridionale retning ændres under indflydelse af to træghedskræfter - afbøjningskraften af Jordens rotation (Coriolis -kraft) og centrifugalkraft, samt under påvirkning af luftfriktionskraften mod jordens overflade. Coriolis -kraften virker på hver krop, der bevæger sig langs meridianen. Lad 1 kg luft på den nordlige halvkugle være placeret på breddegrad µ og begynder at bevæge sig med en hastighed V langs meridianen mod nord. Dette kilogram luft har, som ethvert legeme på Jorden, en lineær rotationshastighed U = ωr, hvor ω Er vinkelhastigheden for Jordens rotation, og r- afstand til rotationsaksen. Ifølge inertiloven vil dette kilogram luft opretholde lineær hastighed U som han havde på breddegraden µ ... Når den bevæger sig mod nord, vil den befinde sig på højere breddegrader, hvor rotationsradius er mindre og Jordens lineære rotationshastighed er mindre. Således vil denne krop overgå ubevægelige kroppe placeret på den samme meridian, men på højere breddegrader.
For observatøren vil det ligne en afvigelse af dette legeme til højre under påvirkning af en form for kraft. Denne kraft er Coriolis -kraften. Af samme logik vil et kilogram luft på den sydlige halvkugle afvige til venstre fra kørselsretningen. Den vandrette komponent af Coriolis -kraften, der virker på 1 kg luft, er SK = 2wVsinY. Det afbøjer også luften og virker i rette vinkler til hastighedsvektoren V. På den nordlige halvkugle afbøjer den denne vektor til højre og på den sydlige halvkugle - til venstre. Det følger af formlen, at Coriolis -kraften ikke opstår, hvis kroppen er i ro, dvs. det virker kun, når luften bevæger sig. I Jordens atmosfære er værdierne for den vandrette bariske gradient og Coriolis -kræfterne af samme størrelsesorden, så nogle gange modvirker de næsten hinanden. I sådanne tilfælde er luftbevægelsen næsten retlinet, og den bevæger sig ikke langs trykgradienten, men langs isobaren eller tæt på den.
Luftstrømme i atmosfæren har normalt en hvirvelkarakter, derfor virker der i en sådan bevægelse en centrifugalkraft på hver enhed af luftmasse P = V / R, hvor V er vindhastigheden, og R- krumningsradius af bevægelsesbanen. I atmosfæren er denne kraft altid mindre end trykgradientens kraft og forbliver derfor så at sige en kraft af "lokal betydning".
Hvad angår friktionskraften mellem luften i bevægelse og jordens overflade, sænker den vindhastigheden til en vis grad. Det sker sådan: de lavere luftmængder, der har reduceret deres vandrette hastighed på grund af jordens overflade ujævnheder, overføres fra de lavere niveauer og opad. Således overføres friktion mod jordoverfladen opad, gradvist svækkes. Opbremsningen i vindhastigheden er mærkbar i den såkaldte planetær grænselag, der beløber sig til 1,0 - 1,5 km. over 1,5 km, er effekten af friktion ubetydelig, derfor kaldes højere luftlag fri atmosfære.
I ækvatorialzonen er den lineære hastighed for Jordens rotation størst, og derfor er Coriolis -kraften størst her. I den tropiske zone på den nordlige halvkugle blæser handelsvind derfor næsten altid fra nordøst og på den sydlige halvkugle fra sydøst.
Lavt tryk i ækvatorialzonen observeres konstant, om vinteren og sommeren. Lavtryksstrimlen, der dækker hele Jorden ved ækvator, kaldes ækvatorialt trug.
Efter at have fået styrke over oceanerne på begge halvkugler skynder to passatvind, der bevæger sig mod hinanden, til midten af ækvatorialhulen. På lavtrykslinjen støder de sammen og danner den såkaldte intertropisk konvergenszone(konvergens betyder "konvergens"). Som et resultat af denne "konvergens" er der en opadgående bevægelse af luft og dens udstrømning over passatvindene til subtroperne. Denne proces skaber betingelserne for eksistensen af konvergenszonen konstant hele året. Ellers ville handelsvindens konvergerende luftstrømme hurtigt fylde hulrummet.
Stigende bevægelser af fugtig tropisk luft fører til dannelsen af et tykt lag cumulonimbus-skyer 100-200 km lange, hvorfra tropiske byger falder. Således bliver den intertropiske konvergenszone stedet, hvor regnen strømmer ud af dampen, der samles af passatvindene over havene.
Dette er et forenklet, skematisk billede af cirkulationen af atmosfæren i Jordens ækvatoriale zone.
Vindene, der ændrer deres retning med årstiderne, kaldes monsuner... Det arabiske ord "mausin", der betyder "sæson", gav navnet til disse faste luftstrømme.
Monsuner, i modsætning til jetstrømme, forekommer i visse områder af Jorden, hvor to gange årligt herskende vinde bevæger sig i modsatte retninger og danner sommer- og vintermonsuner. Sommermonsunen er luftstrømmen fra havet til fastlandet, og vintermonsunen er fra fastlandet til havet. Tropiske og ekstratropiske monsuner kendes. I det nordøstlige Indien og Afrika tilføjer vinterens tropiske monsuner til passatvindene, mens sommerens sydvestlige monsuner fuldstændig ødelægger passatvindene. De mest kraftfulde tropiske monsuner findes i det nordlige Indiske Ocean og Sydasien. Ekstratropiske monsuner opstår i kraftige stabile områder med højt tryk om vinteren og lavt tryk om sommeren, der opstår over kontinentet.
Typisk i denne henseende er regionerne i det russiske Fjernøsten, Kina og Japan. For eksempel er Vladivostok, der ligger på Sochi -bredden, koldere end Arkhangelsk om vinteren på grund af den ekstratropiske monsun, og om sommeren er der ofte tåge, nedbør, fugtig og kølig luft kommer fra havet.
Mange tropiske lande i Sydasien modtager fugt fra kraftige regnskyl i løbet af sommerens tropiske monsun.
Enhver vind er resultatet af samspillet mellem forskellige fysiske faktorer, der forekommer i atmosfæren over bestemte geografiske områder. Lokal vind inkluderer brise... De vises nær kysten af havene og oceanerne og har en daglig ændring af retning: i løbet af dagen blæser de fra hav til land og om natten fra land til hav. Dette fænomen forklares med forskellen i temperaturer over hav og land på forskellige tidspunkter af dagen. Varmekapaciteten på land og hav er forskellig. I løbet af dagen, i varmt vejr, opvarmer solens stråler landet hurtigere end havet, og trykket over landet falder. Luft begynder at bevæge sig mod lavere tryk - blæser havbrise... Om aftenen sker alt omvendt. Landet og luften over det udstråler varme hurtigere end havet, trykket bliver højere end over havet, og luftmasser skynder sig mod havet - blæser kystnære brise... Brisen er især udtalt i roligt, solrigt vejr, når intet generer dem, dvs. andre luftstrømme er ikke overlejret, hvilket let drukner briser. Brisehastigheden er sjældent højere end 5 m / s, men i troperne, hvor temperaturforskellen mellem hav- og landoverflader er betydelig, blæser vindene nogle gange med en hastighed på 10 m / s. På tempererede breddegrader trænger briser 25-30 km dybt ind i territoriet.
Brise er faktisk de samme monsuner, kun i mindre skala - de har en daglig cyklus, og ændringen i retning afhænger af ændringen af nat og dag, mens monsuner har en årlig cyklus og ændrer retning afhængigt af sæsonen.
Havstrømme, der møder kontinenterne på deres vej, er opdelt i to grene, der er rettet langs kontinenternes kyster mod nord og syd. I Atlanterhavet danner den sydlige gren den brasilianske strøm, vasker Sydamerikas kyster, og den nordlige gren danner den varme Golfstrøm, der passerer ind i den nordatlantiske strøm, og under navnet North Cape Current når Kola -halvøen.
I Stillehavet passerer den nordlige gren af ækvatorialstrømmen ind i Kuro-Sivo.
Vi har allerede nævnt den sæsonbetonede varme strøm ud for kysten i Ecuador, Peru og det nordlige Chile. Det forekommer normalt i december (ikke hvert år) og forårsager et kraftigt fald i fiskefangsten ud for disse landes kyst på grund af det faktum, at der er meget lidt plankton i varmt vand - den vigtigste føderessource for fisk. En kraftig stigning i temperaturen i kystvandene forårsager udviklingen af cumulonimbus -skyer, hvorfra der falder kraftig regn.
Fiskerne kaldte ironisk nok denne varme strøm El Niño, som betyder "julegave" (fra den spanske el ninjo - baby, dreng). Men vi vil ikke understrege den emotionelle opfattelse af de chilenske og peruanske fiskere af dette fænomen, men dens fysiske årsag. Faktum er, at en stigning i vandtemperaturen ud for Sydamerikas kyst ikke kun skyldes en varm strøm. Den atmosfæriske proces kaldet " Sydlig svingning". Denne proces, der interagerer med strømme, bestemmer alle fysiske fænomener, der forekommer i troperne. Alt dette bekræfter, at cirkulationen af luftmasser i atmosfæren, især over verdenshavets overflade, er en kompleks, flerdimensionel proces. Men for al kompleksiteten, mobiliteten og variabiliteten af luftstrømme er der stadig visse regelmæssigheder, som skyldes, at i visse områder af Jorden, de største store, såvel som lokale processer af atmosfærisk cirkulation, gentages fra år til år .
I slutningen af kapitlet vil vi give nogle eksempler på brugen af vindenergi. Folk har brugt vindens energi siden uendelig tid, siden de lærte at sejle til søs. Så var der vindmøller og senere - vindmotorer - kilder til elektricitet. Vind er en evig energikilde, hvis reserver er utallige. Desværre er brugen af vind som kilde til elektricitet meget vanskelig på grund af variationen i hastighed og retning. Men ved hjælp af vindelektromotorer blev det muligt at bruge ganske effektivt vindenergi. Vindmøllens vinger gør, at den næsten altid "holder næsen" i vinden. Når vinden er stærk nok, går strømmen direkte til forbrugerne: til belysning, til køleskabe, apparater til forskellige formål og til at oplade batterier. Når vinden dør, sender akkumulatorerne den akkumulerede elektricitet til nettet.
På videnskabelige stationer i Arktis og Antarktis leverer vindmotors elektriske kraft lys og varme og sikrer driften af radiostationer og andre forbrugere af elektricitet. Selvfølgelig har hver forskningsstation dieselgeneratorer, som du skal have en konstant forsyning af brændstof til.
De allerførste sejlere brugte vindens kraft spontant uden at tage hensyn til systemet med vinde og havstrømme. De vidste simpelthen ikke noget om eksistensen af et sådant system. Viden om vinde og strømme har akkumuleret i århundreder og endda årtusinder.
En af samtidige til den kinesiske navigator Zheng He i løbet af 1405-1433. ledet flere ekspeditioner, som fandt sted på den såkaldte Great Monsoon Route fra mundingen af Yangtze-floden til Indien og de østlige kyster af Afrika. Bevarede oplysninger om omfanget af den første af disse ekspeditioner. Det bestod af 62 skibe med 27.800 medlemmer. Til sejladsekspeditioner brugte kineserne deres viden om monsunvindens mønstre. Fra Kina tog de til havet i slutningen af november - begyndelsen af december, da den nordøstlige vintermonsun blæser. En god vind hjalp dem med at nå Indien og Østafrika. De vendte tilbage til Kina i maj - juni, da sommeren sydvestlige monsun satte ind, som blev sydlig i det sydkinesiske hav.
Lad os tage et eksempel fra en tid tættere på os. Det vil handle om den berømte norske videnskabsmand Thor Heyerdahls rejser. Ved hjælp af vinden, eller rettere sagt, ved hjælp af passatvindene, kunne Heyerdahl bevise den videnskabelige værdi af sine to hypoteser. Den første hypotese var, at øerne Polynesien i Stillehavet efter Heyerdahls mening kunne have været beboet engang tidligere af immigranter fra Sydamerika, der krydsede en betydelig del af Stillehavet på deres primitive flydende fartøjer. Disse både var tømmerflåder lavet af balsatræ, hvilket er bemærkelsesværdigt ved, at det efter et længere ophold i vandet ikke ændrer dens densitet og derfor ikke synker.
Peruanere har brugt sådanne tømmerflåder i tusinder af år, selv før Inka -imperiet. Thor Heyerdahl bandt i 1947 en tømmerflåde af store balsastammer og kaldte det "Kon-Tiki", hvilket betyder Sun-Tiki-gudinden for polynesiernes forfædre. Med fem eventyrere ombord på sin tømmerflåde, sejlede han fra Callao, Peru, til Polynesien. I begyndelsen af rejsen bar flåden den peruanske strøm og den sydøstlige passatvind, og derefter begyndte Stillehavets østlige vind at virke, som i næsten tre måneder uden afbrydelse blæste regelmæssigt mod vest og efter 101 dage Kon-Tiki ankom sikkert til en af øerne i Tuamotu-skærgården (nu Fransk Polynesien).
Heyerdahls anden hypotese var, at han betragtede det som ganske muligt, at kulturen hos Olmecs, Aztecs, Maya og andre stammer i Mellemamerika blev overført fra det gamle Egypten. Dette var ifølge forskeren muligt, fordi en gang i oldtiden sejlede folk over Atlanterhavet i papyrusbåde. Passatvindene hjalp også Heyerdahl med at bevise gyldigheden af denne hypotese.
Sammen med en gruppe ligesindede satellitter foretog han to sejladser på papyrusbådene "Ra-1" og "Ra-2". Den første båd ("Ra-1") faldt sammen flere titals kilometer, før den nåede den amerikanske kyst. Besætningen var i alvorlig fare, men alt viste sig godt. Båden til den anden rejse ("Ra-2") blev strikket af "specialister i topklasse"-indianere fra Central Andes. Efter at have forladt havnen i Safi (Marokko), krydsede papyrusbåden "Ra-2" efter 56 dage Atlanterhavet og nåede øen Barbados (ca. 300-350 km fra Venezuelas kyst), der havde tilbagelagt 6100 km af vejen . Først blev båden drevet af den nordøstlige passatvind, og startede fra midten af havet - af den østlige handelsvind.
Den videnskabelige karakter af Heyerdahls anden hypotese er blevet bevist. Men noget andet blev også bevist: trods det vellykkede resultat af rejsen er en båd, der er bundet fra bundter af papyrus, siv, siv eller andre vandplanter, ikke egnet til svømning i havet. Sådant "skibsbygningsmateriale" bør ikke bruges pga det bliver hurtigt vådt og nedsænket i vand. Nå, hvis der stadig er amatører besat af ønsket om at svømme over havet på et eksotisk flydende fartøj, så lad dem betyde, at en tømmerflåde af balsatræ er mere pålidelig end en papyrusbåd, og også at sådan en tur altid er og i hvert fald farligt.
© Vladimir Kalanov,
"Viden er magt"
Siden barndommen var jeg fascineret af usynlige bevægelser omkring os: en svag brise, der cirkler efterårsblade i en trang gårdsplads eller en kraftig vintercyklon. Det viser sig, at disse processer har ganske forståelige fysiske love.
Hvilke kræfter får luftmasser til at bevæge sig
Varm luft er lettere end kold luft - dette enkle princip kan forklare luftens bevægelse på planeten. Det hele starter ved ækvator. Her falder solens stråler på Jordens overflade i en ret vinkel, og en lille partikel af ækvatorialluften får lidt mere varme end de nærliggende. Denne varme partikel bliver lettere end de nærliggende, hvilket betyder, at den begynder at flyde op, indtil den mister al varmen og begynder at falde ned igen. Men den nedadgående bevægelse finder allerede sted i tredivernes breddegrader på den nordlige eller sydlige halvkugle.
Hvis der ikke var yderligere kræfter, ville luften bevæge sig fra ækvator til polerne. Men der er ikke én, men flere kræfter på én gang, der får luftmasserne til at bevæge sig:
- Opdriftskraft. Når varm luft stiger, og kold luft forbliver under.
- Coriolis kraft. Jeg vil tale om det lige herunder.
- Relief af planeten. Kombinationer af hav og oceaner, bjerge og sletter.
Bøjningskraften ved Jordens rotation
Det ville være lettere for meteorologer, hvis vores planet ikke roterede. Men det snurrer! Dette genererer afbøjningskraften ved Jordens rotation eller Coriolis -kraften. På grund af planetens bevægelse forskydes den meget "lette" luftpartikel ikke kun mod nord, men også forskydt til højre. Eller den tvinges ud mod syd og afviger til venstre.
Sådan genereres konstant vind fra vest eller øst. Måske har du hørt om strømmen fra vestvinden eller de brølende fyrre? Disse konstante luftbevægelser skyldes netop Coriolis -kraften.
Hav og oceaner, bjerge og sletter
Den sidste forvirring bringes af lettelsen. Fordelingen af land og hav ændrer den klassiske cirkulation. Så på den sydlige halvkugle er der meget mindre land end i den nordlige, og intet forhindrer luften i at bevæge sig over vandoverfladen i den retning, den har brug for, der er ingen bjerge eller store byer, mens Himalaya radikalt ændrer luftcirkulationen i deres område.
Luftbevægelse
Al jordens luft cirkulerer kontinuerligt mellem ækvator og polerne. Luften opvarmet ved ækvator stiger opad, er opdelt i to dele, den ene del begynder at bevæge sig til nordpolen, den anden del til sydpolen. Når man når polerne, bliver luften afkølet. Ved polerne vrider det sig og går ned.
Figur 1. Princip for hvirvlende luft
Det viser sig to enorme hvirvler, der hver dækker en hel halvkugle, midten af disse hvirvler er ved polerne.
Efter at være faldet ned ved polerne, begynder luften at bevæge sig tilbage til ækvator, ved ækvator stiger den opvarmede luft op. Derefter bevæger den sig igen til polerne.
I den lavere atmosfære er bevægelsen noget mere kompliceret. I de nederste lag af atmosfæren begynder luft fra ækvator som sædvanlig at bevæge sig til polerne, men ved den 30. parallel går den ned. Den ene del af den vender tilbage til ækvator, hvor den stiger igen, mens den anden del, efter at være faldet ned ved den 30. parallel, fortsætter med at bevæge sig til polerne.
Figur 2. Luftbevægelse på den nordlige halvkugle
Vind koncept
Vind - luftbevægelse i forhold til jordoverfladen (den vandrette komponent i denne bevægelse), nogle gange taler de om en opadgående eller nedadgående vind under hensyntagen til dens lodrette komponent.
Vindhastighed
Vurdering af vindhastighed i punkter, den såkaldte Beaufort skala, ifølge hvilket hele intervallet af mulige vindhastigheder er opdelt i 12 grader. Denne skala forbinder vindens styrke med dens forskellige effekter, såsom graden af ruhed på havet, svajende grene og træer, spredning af røg fra skorstene osv. Hver gradering på Beaufort -skalaen har et specifikt navn. Så nul på Beaufort -skalaen svarer til ro, dvs. fuldstændig fravær af vind. En vind på 4 punkter, ifølge Beaufort, kaldes moderat og svarer til en hastighed på 5-7 m / s; 7 point - stærk, med en hastighed på 12-15 m / s; 9 point - en storm, med en hastighed på 18-21 m / s; endelig er en vind på 12 point Beaufort allerede en orkan, med en hastighed på over 29 m / s . I nærheden af jordoverfladen er det oftest nødvendigt at håndtere vinde, hvis hastigheder er i størrelsesordenen 4-8 m / s og sjældent overstiger 12-15 m / s. Men ikke desto mindre i storme og orkaner i tempererede breddegrader , hastigheder kan overstige 30 m / s, og i nogle vindstød kan de nå 60 m / s I tropiske orkaner når vindhastighederne 65 m / s, og individuelle vindstød - op til 100 m / s I småskyer (tornadoer, blodpropper) , hastigheder på mere end 100 m / s er mulige. strømme i den øvre troposfære og nedre stratosfære, den gennemsnitlige vindhastighed i lang tid og over et stort område kan nå 70-100 m / s . Vindhastighed nær jordens overflade måles ved vindmålere af forskellige designs. Instrumenter til måling af vind på jordstationer installeres i en højde af 10-15 m over jordoverfladen.
| Tabel 1. VINDENS KRAFT. | |||
| Beaufort -skala til bestemmelse af vindens styrke | |||
| Point | Visuelle tegn på land | Vindhastighed, km / t | Termer, der definerer vindens styrke |
| Roligt; røg stiger lodret | Mindre end 1,6 | Berolige | |
| Vindens retning er mærkbar ved røgens afbøjning, men ikke ved vejrskovlen | 1,6–4,8 | Rolige | |
| Vinden mærkes af ansigtets hud; blade rasler; almindelige vejrskovle vender | 6,4–11,2 | Lys | |
| Blade og små kviste er i konstant bevægelse; lette flag, der vifter | 12,8–19,2 | Svag | |
| Vinden rejser støv og papir; svajende tynde grene | 20,8–28,8 | Moderat | |
| Bladtræer svajer; krusninger vises på landdamme | 30,4–38,4 | Frisk | |
| Tykke grene svajer; vindens fløjt høres i de elektriske ledninger; svært at holde en paraply | 40,0–49,6 | Stærk | |
| Træstammer svajer; det er svært at gå imod vinden | 51,2–60,8 | Stærk | |
| Grener af træer går i stykker; næsten umuligt at gå mod vinden | 62,4–73,6 | Meget stærk | |
| Mindre skader; vinden blæser af røghætterne og helvedesild fra tagene | 75,2–86,4 | Storm | |
| På land er det sjældent. Træer vendes med rødder. Betydelige skader på bygninger | 88,0–100,8 | Kraftig storm | |
| Det er meget sjældent på land. Ledsaget af ødelæggelse i et stort område | 102,4–115,2 | Brutal storm | |
| Alvorlig ødelæggelse (Scores 13-17 blev tilføjet af US Weather Bureau i 1955 og anvendt på skalaerne i USA og Storbritannien) | 116,8–131,2 | Orkan | |
| 132,8–147,2 | |||
| 148,8–164,8 | |||
| 166,4–182,4 | |||
| 184,0–200,0 | |||
| 201,6–217,6 | |||
Vindens retning
Vindretning refererer til den retning, hvorfra den blæser. Du kan angive denne retning ved at navngive enten det punkt i horisonten, hvorfra vinden blæser, eller den vinkel, der dannes af vindens retning med stedets meridian, dvs. dens azimut. I det første tilfælde skelnes otte hovedpunkter i horisonten: nord, nordøst, øst, sydøst, syd, sydvest, vest, nordvest. Og otte mellempunkter mellem dem: nord-nordøst, øst-nordøst, øst-sydøst, syd-sydøst, syd-syd-vest, vest-syd-vest, vest-nord-vest, nord-nordvest. Seksten punkter, der angiver den retning, hvorfra vinden blæser, forkortes:
| Tabel 2. FORKORTET DESIGNATIONER AF RUMBES | |||||||
| MED | N | V | E | NS | S | W | |
| CCB | NNE | SEV | ESE | Sydvest | SSW | ZSZ | WNW |
| CB | NE | SE | SE | SW | SW | SZ | NW |
| BCB | ENE | SE | SSE | ZYUZ | WSW | CVD | NNW |
| N - nord, E - øst, S - syd, W - vest |
Cirkulation af atmosfæren
Cirkulation af atmosfæren - meteorologiske observationer af klodens luftskals tilstand - atmosfæren - viser, at den slet ikke er i ro: ved hjælp af vejrskovl og vindmålere observerer vi konstant i form af vind overførsel af luftmasser fra et sted til et andet. Undersøgelsen af vinde i forskellige områder af kloden har vist, at atmosfærens bevægelser i de lavere lag, der er tilgængelige for vores observation, har en meget anden karakter. Der er områder, hvor vindfænomener, ligesom andre vejrtræk, har en meget tydeligt udtrykt karakter af stabilitet, en velkendt tendens til konstantitet. I andre områder ændrer vindene deres karakter så hurtigt og ofte, deres retning og styrke ændrer sig så pludseligt og pludseligt, som om der ikke var nogen legitimitet i deres hurtige ændringer. Med indførelsen af den synoptiske metode til undersøgelse af ikke-periodiske ændringer i vejret blev det imidlertid muligt at bemærke en vis forbindelse mellem trykfordelingen og luftmassernes bevægelse; yderligere teoretiske undersøgelser af Ferrel, Guldberg og Mona, Helmholtz, Bezold, Oberbeck, Sprung, Werner Siemens og andre meteorologer forklarede, hvor og hvordan luftstrømme stammer fra, og hvordan de fordeles over jordoverfladen og i atmosfærens masse. En omhyggelig undersøgelse af meteorologiske kort, der viser tilstanden af det nederste lag af atmosfæren - vejret på selve overfladen af jorden, viste, at atmosfærisk tryk fordeles temmelig ujævnt over jordoverfladen, normalt i form af områder med en lavere eller højere tryk end i det omkringliggende område ifølge systemet med vind, der opstår i dem, repræsenterer disse områder reelle atmosfæriske hvirvler. Områder med reduceret tryk kaldes normalt barometriske minima, barometriske fordybninger eller cykloner; områder med øget tryk kaldes barometriske højder eller anticykloner. Alt vejret i det område, de er optaget af, er nært beslægtet med disse områder, som er stærkt forskellige for områder med lavt tryk fra vejret i områder med relativt højt tryk. De ovennævnte regioner bevæger sig langs jordoverfladen med sig det karakteristiske, iboende vejr, og forårsager ved deres bevægelser dets ikke-periodiske ændringer. Yderligere undersøgelser af disse og andre områder førte til den konklusion, at disse former for atmosfærisk trykfordeling stadig kan have en anden karakter med hensyn til deres evne til at opretholde deres eksistens og ændre deres position på jordoverfladen, adskiller sig i meget forskellig stabilitet: der er barometriske minima og maksima, midlertidige og permanente. Mens de første - hvirvler - er midlertidige og ikke viser tilstrækkelig stabilitet og mere eller mindre hurtigt ændrer deres sted på jordoverfladen, nogle gange øges, derefter svækkes og til sidst fuldstændigt går i opløsning i relativt korte tidsperioder, regionerne med konstant maksima og minima har ekstremt stabil og holder i meget lang tid, uden væsentlige ændringer, på samme sted. Naturligvis er vejrstabiliteten og arten af luftstrømmene i det område, de optager, tæt forbundet med disse regioners forskellige stabilitet: konstant, stabilt vejr og et bestemt, uforanderligt vindsystem, der forbliver i stedet for deres eksistens i måneder vil svare til konstante op- og nedture; midlertidige hvirvler med deres hurtige, konstante bevægelser og ændringer forårsager ekstremt omskifteligt vejr og et meget ustabilt vindsystem for en given region. I det nederste lag af atmosfæren, nær jordens overflade, er atmosfæriske bevægelser meget forskellige og komplekse, og derudover har de ikke altid og ikke altid tilstrækkelig stabilitet, især i de regioner, hvor hvirvler af midlertidig karakter hersker. Hvad vil være luftmassernes bevægelser i noget højere lag af atmosfæren, almindelige observationer siger ingenting; kun observationer af skyernes bevægelser gør det muligt at tænke på, at der i en vis højde over jordens overflade alle bevægelser af luftmasser generelt er lidt forenklede, mere bestemte og mere ensformige. I mellemtiden er der ikke mangel på fakta, der indikerer den enorme indflydelse af atmosfærens høje lag på vejret i de nederste: det er for eksempel nok at indikere, at bevægelsesretningen for midlertidige hvirvler tilsyneladende er i direkte retning afhængighed af bevægelsen af atmosfærens høje lag. Derfor, allerede inden videnskaben begyndte at råde over et tilstrækkeligt antal fakta til at løse problemet med bevægelserne i atmosfærens høje lag, var der allerede nogle teorier, der forsøgte at kombinere alle de individuelle observationer af bevægelserne i de lavere lag af luften og skabe en generel plan for atmosfæren i atmosfæren; sådan var for eksempel teorien om atmosfæren i atmosfæren givet af Mori. Men indtil der blev indsamlet et tilstrækkeligt antal fakta, indtil forholdet mellem lufttrykket på disse punkter og dets bevægelser var fuldstændig afklaret, kunne sådanne teorier, indtil da mere baseret på hypoteser end på faktiske data, ikke give en reel idé om Hvad der i virkeligheden kan og sker i atmosfæren. Kun i slutningen af det sidste XIX århundrede. nok fakta har samlet sig til dette, og dynamikken i atmosfæren er blevet udviklet i en sådan grad, at det er blevet muligt at give et reelt, og ikke en spådom, billede af atmosfærens atmosfære. Æren for at løse problemet med den generelle cirkulation af luftmasser i atmosfæren tilhører den amerikanske meteorolog William Ferrell- en løsning så generel, fuldstændig og korrekt, at alle senere forskere på dette område kun udarbejdede detaljerne eller tilføjede yderligere tilføjelser til Ferrel's grundidéer. Hovedårsagen til alle bevægelser i atmosfæren er ujævn opvarmning af forskellige punkter på jordoverfladen af solens stråler. Opvarmningens forskellighed medfører, at der forekommer en trykforskel over forskellige opvarmede punkter; og resultatet af trykforskellen vil altid og uvægerligt være bevægelsen af luftmasser fra steder med højere til steder med lavere tryk. På grund af den stærke opvarmning af ækvatoriale breddegrader og polarlandenes meget lave temperatur på begge halvkugler, bør luften ved siden af jordoverfladen sættes i gang. Hvis vi ifølge de tilgængelige observationer beregner gennemsnitstemperaturerne for forskellige breddegrader, så vil ækvator i gennemsnit være 45 ° varmere end polerne. For at bestemme bevægelsesretningen er det nødvendigt at spore fordelingen af tryk på jordens overflade og i atmosfærens masse. For at udelukke den ujævne fordeling af land og vand over jordoverfladen, hvilket i høj grad komplicerer alle beregninger, antog Ferrel, at både land og vand er jævnt fordelt i paralleller og beregnet gennemsnitstemperaturerne for forskellige paralleller, et fald i temperaturen da den stiger til en vis højde over jordoverfladen og tryk i bunden; og derefter, ud fra disse data, beregnede han allerede trykket i nogle andre højder. Den næste lille tablet præsenterer resultatet af Ferrels beregninger og giver trykfordelingen i gennemsnit over breddegrader på jordoverfladen og i højder på 2000 og 4000 m.
| Tabel 3. DISTRIBUTION AF LATTITUDTRYK PÅ JORDENS OVERFLADE OG I HØJDERNE 2000 OG 4000 M | ||||||||
| Gennemsnitligt tryk på den nordlige halvkugle | ||||||||
| På breddegrad: | 80 ○ | 70 ○ | 60 ○ | 50 ○ | 40 ○ | 30 ○ | 20 ○ | 10 ○ |
| Ved havets overflade | 760,5 | 758,7 | 758,7 | 760,07 | 762,0 | 761,7 | 759,2 | 757,9 |
| I 2000 m højde | 582,0 | 583,6 | 587,6 | 593,0 | 598,0 | 600,9 | 600,9 | 600,9 |
| I en højde af 4000 m | 445,2 | 446,6 | 451,9 | 457,0 | 463,6 | 468,3 | 469,9 | 470,7 |
| Gennemsnitligt tryk på den sydlige halvkugle | ||||||||
| På breddegrad: | (ækvator) | 10 ○ | 20 ○ | 30 ○ | 40 ○ | 50 ○ | 60 ○ | 70 ○ |
| Ved havets overflade | 758,0 | 759,1 | 761,7 | 763,5 | 760,5 | 753,2 | 743,4 | 738,0 |
| I 2000 m højde | 601,1 | 601,6 | 602,7 | 602,2 | 597,1 | 588,0 | 577,0 | 569,9 |
| I en højde af 4000 m | 471,0 | 471,1 | 471,1 | 469,3 | 463,1 | 453,7 | 443,9 | 437,2 |
Hvis vi foreløbig lader til side være det laveste lag af atmosfæren, hvor fordelingen af temperatur, tryk og også strømme er meget ujævn, så i en vis højde, som det kan ses fra pladen, på grund af den stigende strøm af opvarmet luft nær ækvator, finder vi over dette sidste øgede tryk, ensartet faldende mod polerne og når her sin mindste værdi. Med en sådan fordeling af tryk i disse højder over jordoverfladen skulle der dannes en enorm strøm, der dækker hele halvkuglen og bærer masserne af varm, opvarmet luft, der stiger nær ækvator til lavtrykscentre - til polerne. Hvis vi tager højde for den afbøjende virkning af centrifugalkraften, der opstår fra den daglige rotation af jorden omkring dens akse, som skal afbøje ethvert bevægeligt legeme til højre fra den oprindelige retning på de nordlige halvkugler, til venstre - i sydlige halvkugler, derefter i de betragtede højder på hver halvkugle vil den dannede strøm naturligvis blive til en enorm hvirvel, der transporterer luftmasser i retning fra sydvest til nordøst i nord, fra nordvest til sydøst i syd halvkugle.
Observationer af bevægelsen af cirrusskyer og andre bekræfter disse teoretiske konklusioner. Når breddegradernes cirkler smalner, når de nærmer sig polerne, vil luftmassernes bevægelseshastighed i disse hvirvler stige, men op til en vis grænse; så bliver det mere permanent. I nærheden af polen skal de tilstrømmende luftmasser falde ned, vige for den nyindstrømmende luft, danne et nedadgående fald og derefter nedad strømme tilbage til ækvator. Mellem begge vandløb bør der være et neutralt lag af luft i ro i en bestemt højde. Nedenfor observeres imidlertid ikke en sådan korrekt overførsel af luftmasser fra polerne til ækvator: den foregående plade viser, at i det nedre luftlag vil atmosfæretrykket være højest under, ikke ved polerne, som det burde have været med den korrekte fordeling svarende til den øverste. Det højeste tryk i det nedre lag falder på en breddegrad på omkring 30 ° -35 ° i begge halvkugler; derfor vil de lavere strømme fra disse centre med øget tryk blive rettet både til polerne og til ækvator og danne to separate vindsystemer. Årsagen til dette fænomen, teoretisk også forklaret af Ferrell, er som følger. Det viser sig, at i en bestemt højde over jordoverfladen, afhængigt af ændringen i stedets breddegrad, gradientens størrelse og friktionskoefficienten, kan meridionskomponenten i luftmassernes bevægelseshastighed falde til 0 . Det er netop det, der sker på breddegrader på ca. 30 ° -35 °: her, i en vis højde, eksisterer der ikke kun luftbevægelse mod polerne, men endda på grund af dens kontinuerlige tilstrømning fra ækvator og fra polerne, dens ophobning, hvilket fører til en stigning i disse tryk breddegrader under ... Således på selve overfladen af jorden på hver halvkugle, som allerede nævnt, opstår der to strømmesystemer: fra 30 ° til polerne blæser vinden, der i gennemsnit ledes fra sydvest til nordøst i nord, fra nordvest til sydøst på den sydlige halvkugle; vinden blæser fra 30 ° til ækvator fra NE til SV i den nordlige, fra SE til NW på den sydlige halvkugle. Disse to sidste systemer af vinde, der blæser i begge halvkugler mellem ækvator og 31 ° breddegrad, danner en slags bred ring, der adskiller begge grandiose hvirvler i atmosfærens nedre og midterste lag og transporterer luft fra ækvator til polerne (se også atmosfærisk tryk). Hvor der dannes stigende og faldende luftstrømme, observeres ro; dette er netop oprindelsen til de ækvatoriale og tropiske stilhedszoner; et lignende stilhedsbælte skulle ifølge Ferrell eksistere ved polerne.
Hvor går den omvendte luftstrøm, der spreder sig fra polerne til ækvator langs bunden, dog hen? Men det er nødvendigt at tage i betragtning, at med afstanden fra polerne vokser dimensionerne af breddegrader, og følgelig arealet af remme af samme bredde, besat af de spredende luftmasser, hurtigt; at strømningshastigheden hurtigt skal falde i omvendt forhold til stigningen i disse områder; at ved polerne, til sidst, falder luft, stærkt sjælden i de øverste lag, ned fra top til bund, hvis volumen meget hurtigt falder, når trykket stiger nedad. Alle disse grunde forklarer fuldt ud, hvorfor det er svært og endda direkte umuligt at holde styr på disse omvendte lavere strømme i en vis afstand fra polerne. Dette er i almindelighed ordningen for den generelle cirkulerende atmosfære, forudsat en ensartet fordeling af land og vand langs parallellerne, givet af Ferrell. Observationer bekræfter det fuldt ud. Kun i det nederste lag af atmosfæren vil luftstrømme, som Ferrel selv angiver, være meget mere kompliceret end denne ordning netop på grund af den ujævne fordeling af land og vand og ujævnheder i deres opvarmning af solens stråler og deres afkøling i fravær eller fald i isolering bjerge og bakker har også en betydelig indvirkning på bevægelsen af de laveste lag af atmosfæren.
En grundig undersøgelse af atmosfærens bevægelser nær jordoverfladen viser generelt, at hvirvelsystemer er hovedformen for sådanne bevægelser. Starter med grandiose hvirvelvind, omfavner ifølge Ferrell hver hele halvkugle, hvirvler, hvordan kan de kaldes, første ordre, nær jordoverfladen skal man observere hvirvelsystemer successivt faldende i størrelse op til elementære små og enkle hvirvler inklusive. Som et resultat af samspillet mellem strømninger med forskellige hastigheder og retninger i området med førsteordens hvirvler, nær jordoverfladen, hvirvler af anden orden- de konstante og midlertidige barometriske maksima og minima nævnt i begyndelsen af denne artikel, som efter deres oprindelse er et afledt af de tidligere hvirvler. Undersøgelsen af dannelsen af tordenvejr førte til, at A.V. Klossovsky og andre forskere konkluderede, at disse fænomener ikke er mere end ens i struktur, men uforligneligt mindre i størrelse i forhold til de tidligere. hvirvler af den tredje orden. Disse hvirvler optræder tilsyneladende i udkanten af barometriske minima (hvirvler af anden orden), på præcis samme måde som små, meget hurtigt snurrende og forsvindende hvirvler dannes omkring en stor fordybning dannet i vandet af en åre, som vi række når man sejler på en båd. På nøjagtig samme måde danner andenordens barometriske minima, som er kraftige luftvirveler, under deres bevægelse mindre luftvirveler, som i sammenligning med det minimum, der danner dem, er meget små i størrelse.
Hvis disse hvirvler ledsages af elektriske fænomener, som ofte kan skyldes de tilsvarende temperatur- og fugtighedsbetingelser i luften, der strømmer til midten af det barometriske minimum langs bunden, vises de i form af tordenvejrvirvler ledsaget af sædvanlige fænomener med elektrisk afladning, torden og lyn. Hvis forholdene ikke er gunstige for udviklingen af tordenvejrfænomener, observerer vi disse tredje-ordens hvirvler i form af hurtigt forbipasserende storme, byger, byger osv. Atmosfæren er ikke opbrugt. Opbygningen af tornadoer, tromber osv. Fænomener viser, at vi i disse fænomener også har at gøre med virkelige hvirvler; men størrelsen på disse hvirvler af fjerde orden endnu færre, endnu mere ubetydelige, end tordenvejrhvirvler. Undersøgelsen af atmosfærens bevægelser fører os derfor til den konklusion, at luftmassers bevægelser hovedsageligt forekommer - hvis ikke udelukkende - gennem fremkomsten af hvirvler. Virvler under påvirkning af rent temperaturforhold, hvirvler af første orden, der dækker hver hele halvkugle, giver anledning til hvirvler af mindre dimensioner nær jordoverfladen; disse er til gengæld årsagen til udseendet af endnu mindre hvirvler. Der er sådan set en gradvis differentiering af større hvirvler til mindre; men grundkarakteren for alle disse virvelsystemer forbliver fuldstændig den samme, fra de større til de mindste i størrelse, selv i tornadoer og tromber.
Hvad angår hvirvler af anden orden - konstante og midlertidige barometriske maksimum og minimum - er der stadig følgende, der skal siges. Undersøgelserne af Hofmeier, Theisserand de Bohr og Hildebrandson indikerede en tæt forbindelse mellem forekomsten og især forskydningen af tidens højder og nedture, hvor ændringerne undergår konstante op- og nedture. Selve det faktum, at disse sidstnævnte, med alle former for ændringer i vejret i de omkringliggende områder, meget lidt ændrer deres grænser eller konturer, indikerer, at vi her har at gøre med nogle permanente årsager, der ligger over påvirkning af almindelige vejrfaktorer. Ifølge Teisserand de Bohr giver trykforskelle forårsaget af ujævn opvarmning eller afkøling af forskellige dele af jordoverfladen, der summeres under påvirkning af en kontinuerlig stigning i den primære faktor over en mere eller mindre lang periode, store barometriske maxima og minima. Hvis den primære årsag virker kontinuerligt eller i tilstrækkelig lang tid, vil resultatet af dens handling være permanente, stabile hvirvelsystemer. Efter at have nået en vis størrelse og tilstrækkelig intensitet, er sådanne konstante maksima og minima allerede determinanter eller regulatorer af vejret i enorme områder i deres omkreds. Så store, konstante maksimums- og minimumsbeløb er for nylig blevet modtaget, da deres rolle i vejrfænomenerne i de omkringliggende lande blev tydelig, navnet atmosfærens handlingscentre. På grund af uforanderligheden i konfigurationen af jordoverfladen og den deraf følgende kontinuitet af indflydelsen fra den primære årsag, der forårsager deres eksistens, er placeringen af sådanne maksima og minima på kloden ganske bestemt og uændret i et vist omfang. Men afhængigt af forskellige forhold kan deres grænser og intensitet variere inden for visse grænser. Og disse ændringer i deres intensitet og deres konturer skulle til gengæld påvirke vejret ikke kun i nabolandene, og nogle gange endda ganske fjerne lande. Således fastslog undersøgelserne af Teisserand de Bohr fuldstændigt afhængigheden af vejret i Europa på et af følgende handlingscentre: negative anomalier ledsaget af et fald i temperaturen i forhold til det normale skyldes forstærkning og udvidelse af det sibiriske maksimum eller styrkelsen og stød på Azorernes maksimum; positive anomalier - med en stigning i temperaturen i forhold til det normale - står i direkte forhold til det islandske minimums bevægelse og intensitet. Hildebrandson gik endnu længere i denne retning og forsøgte med stor succes at forbinde ændringer i intensiteten og bevægelsen af de to navngivne atlantiske centre med ændringer ikke kun i det sibiriske maksimum, men også i trykcentrene i Det Indiske Ocean.
Luftmasser
Vejrobservationer blev udbredt i anden halvdel af 1800 -tallet. De var nødvendige for udarbejdelsen af synoptiske kort, der viser fordelingen af tryk og temperatur for luft, vind og nedbør. Som et resultat af analysen af disse observationer blev ideen om luftmasser dannet. Dette koncept gjorde det muligt at kombinere individuelle elementer, identificere forskellige vejrforhold og lave vejrudsigter.
Luftmasse kaldes et stort luftmængde, der har vandrette dimensioner på flere hundrede eller tusinder af kilometer og lodrette dimensioner på cirka 5 km, kendetegnet ved omtrentlig ensartethed af temperatur og fugtighed og bevægelse som et enkelt system i en af strømmen i den generelle atmosfæriske cirkulation (GCA)
Ensartetheden af luftmassens egenskaber opnås ved dens dannelse over en ensartet underliggende overflade og under lignende strålingsbetingelser. Desuden er sådanne cirkulerende betingelser nødvendige, under hvilke luftmassen ville blive tilbageholdt i lang tid i formationsområdet.
Værdierne for meteorologiske elementer inden for luftmassen varierer ubetydeligt - deres kontinuitet bevares, vandrette gradienter er små. Ved analyse af meteorologiske felter, så længe vi forbliver i en given luftmasse, kan lineær grafisk interpolation bruges med tilstrækkelig tilnærmelse ved udførelse af for eksempel isoterme.
En kraftig stigning i de vandrette gradienter af meteorologiske størrelser, der nærmer sig en pludselig overgang fra en værdi til en anden, eller i det mindste en ændring i gradienternes størrelse og retning sker i overgangen (frontzone) mellem to luftmasser. Den pseudopotentiale lufttemperatur, der afspejler både den faktiske lufttemperatur og dens fugtighed, betragtes som det mest karakteristiske tegn på en bestemt luftmasse.
Pseudopotential lufttemperatur - temperaturen, som luften ville tage under den adiabatiske proces, hvis først vanddampen i den kondenserede ved et ubegrænset faldende tryk og faldt ud af luften, og den frigivne latente varme ville gå til opvarmning af luften, og derefter luft ville blive bragt under standardtryk.
Da en varm luftmasse normalt også er mere fugtig, er forskellen i de pseudopotentielle temperaturer for to tilstødende luftmasser meget større end forskellen i deres faktiske temperaturer. Den pseudopotentiale temperatur ændrer sig dog langsomt med højden inden for en given luftmasse. Denne egenskab hjælper med at bestemme stratificeringen af luftmasser over hinanden i troposfæren.
Skalaer for luftmasser
Luftmasser er af samme rækkefølge som hovedstrømmene i den generelle atmosfæriske cirkulation. Den lineære udstrækning af luftmasser i vandret retning måles i tusinder af kilometer. Lodret strækker luftmasser sig opad i flere kilometer af troposfæren, nogle gange til dens øvre grænse.
Med lokale cirkulationer, som f.eks. Brise, bjergdalvind, hårtørrer, er luften i cirkulationsstrømmen også mere eller mindre adskilt i egenskaber og bevægelse fra den omgivende atmosfære. I dette tilfælde er det imidlertid umuligt at tale om luftmasser, da fænomenernes omfang her vil være anderledes.
For eksempel kan en strimmel, der er dækket af en brise, have en bredde på kun 1-2 titalls kilometer og vil derfor ikke modtage tilstrækkelig refleksion over det synoptiske kort. Den lodrette tykkelse af brisestrømmen er også flere hundrede meter. Med lokale cirkulationer har vi således ikke at gøre med uafhængige luftmasser, men kun med en forstyrret tilstand inde i luftmasserne over en kort afstand.
Objekter, der opstår som følge af luftmassernes interaktion - overgangszoner (frontflader), skyer i skyer og nedbør i front, cykloniske forstyrrelser, har samme størrelsesorden som selve luftmasserne - er sammenlignelige i område med store dele af kontinenter eller oceaner og deres eksistens - mere end 2 dage ( fane. 4):
Luftmasse har klare grænser, der adskiller den fra andre luftmasser.
Overgangszonerne mellem luftmasser med forskellige egenskaber kaldes frontflader.
Inden for samme luftmasse kan grafisk interpolation anvendes med tilstrækkelig tilnærmelse, f.eks. Når der tegnes isoterme. Men når den passerer gennem frontzonen fra en luftmasse til en anden, vil lineær interpolation ikke længere give en korrekt idé om den faktiske fordeling af meteorologiske elementer.
Centre for dannelse af luftmasser
Luftmassen opnår klare egenskaber ved dannelseskilden.
Kilden til dannelse af luftmasser skal opfylde visse krav:
Ensartethed af den underliggende overflade af vand eller land, så luften i ildstedet udsættes for tilstrækkeligt lignende påvirkninger.
Ensartethed af strålingsforhold.
Cirkulerende forhold, der er med til at placere luft i et givet område.
Formationsfokus er normalt områder, hvor luften stiger ned og derefter spredes vandret - anticykloniske systemer opfylder dette krav. Anticykloner er oftere end cykloner, de er inaktive, derfor opstår luftmasser normalt i omfattende inaktive (kvasi-stationære) anticykloner.
Desuden opfylder stillesiddende og eroderede termiske fordybninger, der forekommer over opvarmede landområder, kravene i fokus.
Endelig forekommer dannelsen af polar luft dels i den øvre atmosfære i stillesiddende, omfattende og dybe centrale cykloner på høje breddegrader. I disse bariske systemer sker transformationen (transformation) af tropisk luft, trukket ind på høje breddegrader i de øverste lag af troposfæren, til polar luft. Alle de listede bariske systemer kan også kaldes centre for luftmasser, ikke fra et geografisk, men fra et synoptisk synspunkt.
Geografisk klassificering af luftmasser
Luftmasser klassificeres først og fremmest efter deres dannelsescentre afhængigt af deres placering i et af breddebåndene - de arktiske eller antarktiske, polære eller tempererede breddegrader, tropiske og ækvatoriale.
Ifølge den geografiske klassificering kan luftmasser opdeles i geografiske hovedtyper i henhold til de breddezoner, hvor deres fokus er placeret:
Arktisk eller antarktisk luft (AB),
Polar eller moderat luft (PV eller HC),
Tropical Air (tv). Disse luftmasser er desuden opdelt i hav (m) og kontinentale (k) luftmasser: mAV og kAV, mUV og kUV (eller mPV og kPV), mTV og kTV.
Ækvatoriale luftmasser (EV)
Hvad angår ækvatoriale breddegrader, er der en konvergens (konvergens af strømme) og luftstigning, derfor bliver luftmasser placeret over ækvator normalt bragt fra den subtropiske zone. Men nogle gange skelnes uafhængige ækvatoriale luftmasser.
Nogle gange adskiller man udover fokus i ordets nøjagtige betydning regioner, hvor luftmasser om vinteren omdannes fra en type til en anden, når de bevæger sig. Det er områder i Atlanterhavet syd for Grønland og i Stillehavet over Bering- og Okhotskhavet, hvor kPV bliver til mPV, områder over det sydøstlige Nordamerika og syd for Japan i Stillehavet, hvor kPV bliver til mPV i løbet af vintermonsunen , og et område i det sydlige Asien, hvor asiatisk kPV konverterer til tropisk luft (også i monsunstrøm)
Transformation af luftmasser
Når de cirkulerende betingelser ændrer sig, fortrænges luftmassen som helhed fra dens dannelseskilde til nærliggende regioner og interagerer med andre luftmasser.
Ved bevægelse begynder luftmassen at ændre sine egenskaber - de vil allerede ikke kun afhænge af egenskaberne ved dannelseskilden, men også af egenskaberne hos tilstødende luftmasser, af egenskaberne ved den underliggende overflade, som luftmassen passerer over , samt om den tid, der er gået siden dannelsen af luftmasserne.
Disse påvirkninger kan forårsage ændringer i luftens fugtindhold samt ændringer i lufttemperaturen som følge af frigivelse af latent varme eller varmeudveksling med den underliggende overflade.
Processen med at ændre luftmassens egenskaber kaldes transformation eller evolution.
Transformationen forbundet med bevægelse af luftmasse kaldes dynamisk. Luftmassens bevægelseshastigheder i forskellige højder vil være forskellige, tilstedeværelsen af et skift i hastigheder forårsager turbulent blanding. Hvis de nederste luftlag opvarmes, opstår der ustabilitet, og der udvikles konvektiv blanding.
Indlæser...
