Atmosfæren er heterogen. I sammensetningen, spesielt nær jordens overflate, kan luftmasser skilles.
Luftmassene er separate store mengder luft, som har visse vanlige egenskaper (temperatur, fuktighet, gjennomsiktighet, etc.) og beveger seg som en. Men i dette volumet kan vindene være forskjellige. Egenskapene til luftmassen bestemmes av området av formasjonen. Den anskaffer dem i kontakt med den underliggende overflaten, over hvilken den er dannet eller forsinket. Luftmassene har forskjellige egenskaper. For eksempel er luften av Arktis lavt, og tropens luft er høye temperaturer i alle årstider av året, og Air of North Atlanterhavet er vesentlig forskjellig fra luften i fastlandet Eurasia. Den horisontale størrelsen på luftmassene er enorme, de er i forhold til fastlandet og havene eller deres store deler. De viktigste (zonale) typer luftmasser er preget, danner i belter med forskjellig atmosfærisk trykk: arktisk (antarktisk), moderat (polar), tropisk og ekvatorial. Zonal Air Masses er delt inn i marine og kontinentale - avhengig av arten av den underliggende overflaten i området av dannelsen.
Den arktiske luften dannes over Arktis, og om vinteren og over nord for Eurasia og Nord-Amerika. Luft er preget av lav temperatur, lavt fuktighetsinnhold, god synlighet og stabilitet. Invasjonen av moderate breddegrader forårsaker betydelig og kraftig kjøling og bestemmer overveiende klart og skyløst vær. Den arktiske luften er delt inn i følgende varianter.
Marine Arctic Air (MAV) er dannet i en varmere europeisk arktisk fri fra is, med høyere temperatur og stort fuktighetsinnhold. Hans invasjon av fastlandet om vinteren forårsaker oppvarming.
Continental Arctic Air (KAV) er dannet over den sentrale og østlige isen Arktis og den nordlige kysten av fastlandet (vinteren). Luft har svært lave temperaturer, lavt fuktighetsinnhold. Invasjonen av KAV på fastlandet bestemmer den sterke kjøling med klart vær og god synlighet.
Den analoge delen av den arktiske luften på den sørlige halvkule er den antarktiske luften, men dens effekter fordeles hovedsakelig på de omkringliggende havflatene, sjeldnere - på den sørlige spissen av Sør-Amerika.
Moderat (polar) luft. Dette er luften av moderate breddegrader. Det skiller også to subtyper. Kontinental moderat luft (CU), som dannes over de store overflatene på fastlandet. Om vinteren er det veldig avkjølt og stabilt, været er vanligvis klart med sterke frost. Om sommeren varmes han sterkt opp, stigende strømmer oppstår, skyene dannes, det regner ofte, tordenværs blir observert. Havmodell luft (MUV) er dannet i medium breddegrader over havene, vestlige vind og sykloner overføres til kontinentet. Det er preget av høy luftfuktighet og moderate temperaturer. Om vinteren bringer MOV overskyet vær, rikelig nedbør og temperaturøkning (tine). Om sommeren bringer han også flere skyer, regner; Temperaturen faller med sin anstrengelse.
Moderat luft penetrerer polar, samt subtropiske og tropiske breddegrader.
Den tropiske luften er dannet i tropiske og subtropiske breddegrader, og om sommeren - både i kontinentale distriktene i sør for moderate breddegrader. Det er to subtype av tropisk luft. Kontinental tropisk luft (KTV) er dannet over landet, karakterisert ved høye temperaturer, tørrhet og støv. Sea Tropical Air (MTV) er dannet over tropiske farvann (tropiske områder av havet), adskiller seg i høy temperatur og fuktighet.
Tropisk luft penetrerer moderat og ekvatorial breddegrader.
Ekvatorial luft er dannet i ekvatorial sonen fra den tropiske luften, som ankom av handelsvindene. Det er preget av høye temperaturer og høy luftfuktighet i løpet av året. I tillegg er disse egenskapene bevart og over landet, og over sjøen, derfor er ekvatorialluften ikke delt inn i marine og kontinentale subtyper.
Luftmassene er i kontinuerlig bevegelse. På samme tid, hvis luftmassene beveger seg inn i høyere breddegrader eller på en kaldere overflate, kalles de varm, da de bringer oppvarming. Luftmasser som beveger seg i lavere breddegrader eller på en varmere overflate kalles kaldt. De bringer kjøling.
Flytte til andre geografiske områder, airmasser gradvis endrer sine egenskaper, primært temperatur og fuktighet, dvs. Overfør til luftmassene til en annen type. Prosessen med å konvertere luftmasser fra en type i en annen under påvirkning av lokale forhold kalles transformasjon. For eksempel transformeres tropisk luft, penetrering av ekvator og moderate breddegrader, tilsvarende i ekvatorial og moderat luft. Hav moderat luft, som er i dypet av kontinenter, avkjøles om vinteren, og om sommeren oppvarmer og drar alltid, og vender seg til kontinental moderat luft.
Alle luftmasser er relatert til hverandre i prosessen med deres konstante bevegelse, i prosessen med total sirkulasjon av troposfæren.
Antenne masser - Store luftvolumer på bunnen av jordens atmosfære - en troposfære som har horisontale dimensjoner på mange hundre eller flere tusen kilometer og vertikale dimensjoner på flere kilometer, preget av omtrentlig homogenitet av temperatur og fuktighetsinnhold horisontalt.
Visninger:Arktiseller antarktisk luft (AV), Moderat luft (HC), Tropisk luft (TV), Equatorial Air. (Ev).
Luft i ventilasjonslagene kan flyttes som laminar. eller turbulent Oversvømmelse. Konsept "Laminar" Dette betyr at individuelle luftstrømmer er parallelle med hverandre og beveger seg i ventilasjonsrommet uten vri. Når turbulent strømning Partikler beveger seg ikke bare parallelt, men gjør også en tverrgående bevegelse. Dette fører til en vortexformasjon gjennom hele ventilasjonskanalens sekvens.
Tilstanden til luftstrømmen i ventilasjonsrommet avhenger av: Luftstrømhastigheter, lufttemperatur, ventilasjonskanal tverrsnittsareal, form og overflate av bygningselementer på grensen til ventilasjonskanalen.
I jordens atmosfære er det luftbevegelser av et bredt utvalg av skalaer - fra dusinvis og hundrevis av meter (lokale vind) til hundrevis og tusenvis av kilometer (sykloner, anticykloner, monsier, handelsvind, planetariske frontsoner).
Luften beveger seg kontinuerlig: den stiger - stigende bevegelse, senket nedover bevegelse. Luftbevegelsen i horisontal retning kalles vinden. Årsaken til vinden er en ujevn fordeling av lufttrykk på bakken, som skyldes en ujevn temperaturfordeling. I dette tilfellet beveger luftstrømmen fra steder med et stort trykk på siden, hvor trykket er mindre.
Under vinden beveger luften ikke jevnt, men impulser, gust, spesielt på jordens overflate. Det er mange grunner som påvirker luftbevegelsen: friksjonen av luftstrømmen på jordens overflate, møte med hindringer, etc. I tillegg blir luftstrømmer under påvirkning av jordens rotasjon nektet på den nordlige halvkule til høyre, og i sør - venstre.
Kommer i områder med andre termiske egenskaper av overflaten, blir luftmassene gradvis forvandlet. For eksempel, sjø moderat luft, kommer inn i landet og beveger seg inn i fastlandet dypt, blir gradvis oppvarmet og drenert, blir til kontinentale. Transformasjonen av luftmassene er spesielt karakteristisk for moderate breddegrader, hvor fra tid til annen invaderer varm og tørr luft fra tropiske breddegrader og kaldt og tørt - fra sukkeret
Samspillet mellom havet og atmosfæren.
27. Sirkulasjon av luftmasser.
© Vladimir Kalanov,
"Kunnskap er makt".
Bevegelsen av luftmasser i atmosfæren bestemmes av det termiske regimet og en endring i lufttrykket. En kombinasjon av store luftstrømmer over planeten kalles total atmosfærisk sirkulasjon. Store store atmosfæriske bevegelser, justering av atmosfærisk sirkulasjon: luftstrøm, jetflyninger, luftstrømmer i sykloner og antisykloner, handelsvind og monsoonner.
Luftbevegelse i forhold til jordens overflate - vind - Det ser ut til at atmosfæretrykket i forskjellige steder med luftmasse er forskjellig. Det antas at vinden er en horisontal bevegelse av luft. Faktisk beveger luften vanligvis ikke parallelt med jordens overflate, men i en lav vinkel, fordi Atmosfærisk trykkendringer i horisontal og i vertikale retninger. Vindretningen (nord, sør, etc.) betyr hvor vinden blåser. Under vindens kraft er hastigheten underforstått. Det hun er høyere, blir vinden sterkere. Vindhastighet måles på meteorologiske stasjoner i en høyde på 10 meter over jorden, i meter per sekund. I praksis evalueres styrken av vinden i poeng. Hver score tilsvarer de to eller tre meter per sekund. Med vindens styrke, i 9 poeng er det allerede ansett som en storm, og med 12 ballaster - orkanen. Kommelig term "storm" betyr enhver veldig sterk vind, uavhengig av antall poeng. Hastigheten på sterk vind, for eksempel i tropisk orkan, når store verdier - opptil 115 m / s eller mer. Vinden øker i gjennomsnitt med en høyde. På jordens overflate reduseres hastigheten med friksjon. Om vinteren er vindhastigheten generelt høyere enn om sommeren. De største vindhastighetene observeres i moderate og polare breddegrader i troposfæren og den nedre stratosfæren.
Mønsteret for å endre vindhastigheten over kontinentene i små høyder (100-200 m) er ikke helt klart. Her når vindhastigheten når de største verdiene på ettermiddagen, og den minste - om natten. Det er observert best om sommeren.
Svært sterke vind, til storm, det er ettermiddag i ørkenen i Sentral-Asia, og om natten kommer det en full rolig. Men allerede i en høyde på 150-200 m observeres det motsatte bildet: maksimal hastighet om natten og i det minste om ettermiddagen. Det samme bildet er observert om sommeren, og om vinteren i moderate breddegrader.
Mange problemer kan bringe en gusty vind til piloter av fly og helikoptre. Luftstråler som beveger seg i ulike retninger, jester, gust, så svekkelse, og deretter intensivere, skape et stort hinder for bevegelsen av fly - en bolte vises - et farlig brudd på normal flytur.
Vind, som er laget av fjellkjedene i det lammede fastlandet mot det varme havet, kalles boro.. Det er en sterk, kald, gusty vind som vanligvis er i den kalde årstiden.
Mange kjente bor i området Novorossiysk, på Svartehavet. Det skapte slike naturlige forhold at bretthastigheten kan nå 40 og til og med 60 m / s, og lufttemperaturen minker til minus 20 ° C. Bohr forekommer oftest i perioden fra september til mars, i gjennomsnitt 45 dager i året. Noen ganger var det konsekvensene av det: havnen frosset, isen dekket skipene, bygningene, dekslen, takene ble brutt, vognene ble tippet av, kysten ble droppet i land. Bora er observert i andre områder i Russland - på Baikal, på et nytt land. Kjent bor på Middelhavskysten av Frankrike (der kalles det Mistral) og i Mexicogolfen.
Noen ganger i atmosfæren er det vertikale vorter med rask spiral luftbevegelse. Disse vridene kalles tornadoer i Amerika). Solorals er en diameter på flere titalls meter, noen ganger opptil 100-150 m. Mål hastigheten på luften inne i tornadoen er ekstremt vanskelig. I henhold til arten av skaden som produseres av estimatene i hastigheten, kan 50-100 m / s vel være, og i særlig sterke vorter - opp til 200-250 m / s med en stor vertikal del av fart. Trykk i midten av en stigende revet riser faller noen få titalls millibars. Millibars for å bestemme trykket brukes vanligvis i synoptisk praksis (sammen med millimeter kvikksølvstolpe). Å overføre barer (millibar) i mm. Mercury søyle eksisterer spesielle bord. I systemet måles det atmosfæriske trykket i hectopascals. 1GPA \u003d 10 2 PA \u003d 1 MB \u003d 10 -3 bar.
Soloralene eksisterer i kort tid - fra noen få minutter til flere timer. Men for dette en kort stund har de tid til å gjøre mye problemer. Ved tilnærmingen til tornado (over slammet kalles noen ganger tombami) til bygninger forskjellen mellom trykk inne i bygningen og i sentrum av Tromba fører til at bygningene eksploderes fra innsiden - veggene blir ødelagt, brillene Og rammer er ødelagt, takene tar av, noen ganger uten menneskelige ofre. Det er tilfeller når folk, dyr, så vel som ulike elementer av tornado løfter i luften og tolererer dusinvis, eller til og med hundrevis av meter. I sin bevegelse beveger tornadene seg bort for flere titalls kilometer over havet og enda mer - over landet. Den ødeleggende kraften i tornadow over havet er mindre enn over landet. I Europa er Clomes sjeldne, oftest de oppstår i den asiatiske delen av Russland. Men spesielt hyppige og ødeleggende tornadoer i USA. Om Tornado og Tornado leser avansert på vår nettside i delen.
Atmosfærisk trykk er svært foranderlig. Det avhenger av høyden av luftkolonnen, dens tetthet og akselerasjon av tyngdekraften, som varierer avhengig av geografisk breddegrad og høyde over havet. Lufttettheten kalles massen av volumet. Tettheten av våt og tørr luft er merkbart forskjellig ved høye temperaturer og høy luftfuktighet. Når temperaturen minker, øker densiteten, med en høyde på luftdensiteten reduseres langsommere enn trykket. Lufttetthet er vanligvis ikke direkte målt, men beregnet av ligninger basert på målte temperaturer og trykkverdier. Indirekte lufttetthet måles i bremsing av kunstige satellitter på jorden, samt fra observasjoner av den vage kunstige skyer fra natriumdampene skapt av meteorologiske missiler.
I Europa er lufttettheten på jordens overflate 1,258 kg / m3, i en høyde på 5 km - 0,735, i en høyde på 20 km - 0,087, og i en høyde på 40 km - 0,004 kg / m 3 .
Kortere av luftkolonnen, dvs. Jo høyere sted, presset er mindre. Men reduksjonen i lufttetthet med en høyde kompliserer denne avhengigheten. Ligningen uttrykker loven om trykkendringer med en høyde i en hvilestilling, kalles grunnlisingen av statikk. Det følger av det som med en økning i høyden er trykkendringen negativ, og når trykkfallet i samme høyde er jo større, desto større er den mer lufttetthet og tyngdekraftenes akselerasjon. Hovedrollen her tilhører endringer i lufttetthet. Fra statens hovedligning kan du beregne verdien av den vertikale trykkgradienten, som viser trykkendringen når de beveger seg per enhetshøyde, dvs. Reduksjon i trykk per enhetens avstand Vertikal (MB / 100 m). Trykkgradienten er en kraft som fører til luft. I tillegg til kraften i trykkgradienten i atmosfæren, treghet (Coriolis styrke og sentrifugal), så vel som friksjonskraften. Alle luftstrømmer vurderes om jorden, som dreier seg om sin akse.
Den romlige fordelingen av atmosfærisk trykk kalles et barisk felt. Dette er et system av overflater av like press, eller isobariske overflater.
Vertikal del av isobariske overflater over syklonen (H) og antisyklon (b).
Overflatene ble utført ved like trykkintervaller P.
Isobariske overflater kan ikke være parallelle med hverandre og jordens overflate, fordi Temperaturen og trykket endres kontinuerlig i horisontal retning. Derfor har de isobariske overflatene et mangfoldig utseende - fra nedstrøms "Kotlovin" blinket ned til de utvidede "åsene".
Når du krysser det horisontale planet av isobariske overflater, oppnås kurver - isobars, dvs. Linjer som forbinder poeng med de samme trykkverdiene.
Kart Isobar, som er bygget i henhold til resultatene av observasjoner på et bestemt tidspunkt, kalles synoptiske kart. Kart over Isobar, kompilert i gjennomsnittlige flerårige data for måneden, sesongen, år, kalles klimatologiske.
Flerårige medium kort av absolutt topografi av den isobariske overflaten 500 MB for desember - februar.
Høyder i geopotensielle dekamere.
På synoptiske kart mellom isobami ble et intervall tatt lik 5 hectopascals (GPA).
På kortene av et begrenset område i Isobara kan brytes, men på kartet av hele kloden, hver isobar, naturlig, er lukket.
Men på et begrenset kart er det ofte lukkede isobarer som begrenser tomtene med lavt eller høyt trykk. Redusert trykk i midten - dette sykloner, og områder med relativt høyt trykk er anticyclones.
Under syklon forstår det En stor vortex i det nedre lag av atmosfæren, som har et lavt atmosfærisk trykk i midten og den stigende bevegelsen av luftmassene. I syklonen øker trykket fra midten til periferien, og luften beveger seg mot klokken på den nordlige halvkule og med urviseren på den sørlige halvkule. Den stigende bevegelsen av luft fører til dannelsen av skyer og til nedbør. Fra rommet ser syklonene ut i form av vridningsspiraler i moderate breddegrader.
Anticyclone. - Dette er et høytrykksområde. Det forekommer samtidig med utviklingen av syklonen og er en virvelvind med lukket isobami og det høyeste trykk i midten. Vindene i anticyklonen er vist med urviseren på den nordlige halvkule og mot klokken - i sørlige. I Anticyclone er det alltid en nedadgående bevegelse av luft, som forhindrer fremveksten av kraftig skyighet og langvarig nedbør.
Således blir storskala atmosfærisk sirkulasjon i moderate breddegrader kontinuerlig redusert til utdanning, utvikling, bevegelse og deretter til demping og forsvinning av sykloner og antisykloner. Sykloner som oppstår fra fronten som separerer varme og kalde luftmasser beveger seg mot polene, dvs. Sett varm luft i polar breddegrader. Tvert imot, antisykloner som oppstår på baksiden av sykloner i den kalde luftmassen, beveger seg inn i subtropiske breddegrader, som bærer kald luft der.
Gjennomsnittlig 75 sykloner oppstår over det europeiske territoriet i Russland per år. Syklondiameteren når 1000 km og mer. I Europa, i året, i gjennomsnitt 36 antisykloner, har noen av dem i midten av mer enn 1050 GPA. Gjennomsnittstrykket på den nordlige halvkule på havnivå er 1013,7 GPA, og på den sørlige halvkule - 1011.7 GPA.
I januar observeres lavtrykksområder i de nordlige delene av Atlanterhavet og Stillehavet islandsk og Aleutisk depresjon. Depresjon, eller baric Minima.er preget av minimal trykkverdier - et gjennomsnitt på ca 995 GPA.
I samme periode på året oppstår høytrykksområder som kalles kanadiske og sibiriske anticykloner over Canada og Asia. Det høyeste presset (1075-1085 GPA) er registrert i Yakutia og Krasnoyarsk-territoriet, og minimumet - i tyfoner over Stillehavet (880-875 GPA).
Depresjon observeres i områder hvor sykloner ofte oppstår, som, som det beveger seg i øst og nordøst, gradvis fyller og dårligere enn antisykloner. Asiatiske og kanadiske anticykloner oppstår på grunn av tilstedeværelsen av Eurasia og Nord-Amerikas omfattende kontinenter på disse breddegrader. På disse områdene hersker anticyklonene over sykloner.
Om sommeren over disse kontinenter er skjemaet i det bariske feltet og sirkulasjonen radikalt endring, og sonen for dannelsen av sykloner på den nordlige halvkule skiftes til høyere breddegrader.
I moderate breddegrader av den sørlige halvkule, som oppstår i den homogene overflaten av havene, som beveger seg til sørøst, møter isen i Antarktis og her er tvunget, med lavt lufttrykk i sine sentre. Om vinteren og sommeren er Antarktis omgitt av et lavtrykksbelte (985-990 GPA).
I subtropiske breddegrader er atmosfærirkulasjonen forskjellig over havene, og i områder av kontakt fortsetter og havene. Over Atlanterhavet og Stillehavet i subtropene i begge halvkule er høytrykksområder: Disse er azorene og sørlige subtropiske anticykloner (eller barisk minima) i Atlanterhavet og Hawaiian og Sør-Afrikanske subtropiske anticykloner i det pacish hav.
Den største mengden solvarme mottas kontinuerlig av ekvatorialområdet. Derfor, i ekvatorial breddegrader (opptil 10 ° av den nordlige og sørlige breddegraden langs ekvator), holdes et redusert atmosfærisk trykk i løpet av året, og i tropiske breddegrader, i stripen 30-40 ° C. og yu.sh. - økt, som et resultat av hvilke konstante luftstrømmer dannes, regissert fra tropene til ekvator. Disse luftstrømmene kalles passatam. Passatvindene blåser gjennom hele året, endrer intensiteten bare i mindre grenser. Dette er de mest stabile vindene på kloden. Styrken til den horisontale bariske gradienten styrer luftstrømmen fra områdene økt trykk i området med redusert trykk i meridionretningen, dvs. sør og nord. MERK: En horisontal barisk gradient er en trykkforskjell per enhet av rekkevidde av normalt til Isobar.
Men den meridionale retningen av handelsvindene endres under virkningen av de to kreftene i tröghet. Avbøye jordens kraft (koriolisstyrker) og sentrifugalkraften, så vel som under virkningen av luftfriksjon for jordens overflate. Coriolis styrke virker på hver kropp som beveger seg langs meridianen. La 1 kg luft på den nordlige halvkule som ligger på bredden µ Og begynner å bevege seg i hastigheter V. Langs meridianen i nord. Dette kilo luft, som enhver kropp på jorden, har en lineær rotasjonshastighet U \u003d Ωr.hvor ω - vinkelhastighet av rotasjon av jorden, og r. - Avstand til rotasjonsaksen. Ved lov av treghet, vil dette kilo luften opprettholde en lineær hastighet U.som han hadde på breddegrad µ . Flyttet til nord, vil det vise seg å være i høyere breddegrader, hvor rotasjonsradiusen er mindre og den lineære rotasjonshastigheten til jorden er mindre. Dermed vil dette legemet være foran faste organer som ligger på samme meridian, men i høyere breddegrader.
For en observatør vil det se ut som avviket i denne kroppen til høyre under handlingen av noe kraft. Denne kraften er Coriolis. Under samme logikk vil luftkiloet på den sørlige halvkule avvises til venstre for bevegelsesretningen. Den horisontale komponenten av Coriolis-kraften som virker på 1 kg luft, er lik SC \u003d 2WVSINY. Hun avviker luft, som opptrer i rett vinkel mot hastighetsvektoren V. På den nordlige halvkule avviser den denne vektoren til høyre, og på den sørlige halvkule - til venstre. Det følger av formelen at kraften til coriolis ikke forekommer hvis kroppen hviler, dvs. Det virker bare når luften beveger seg. I jordens atmosfære har størrelsen på den horisontale bariske gradienten og kraften i koriolis en ordre, så noen ganger balanserer de nesten hverandre. I slike tilfeller er luftbevegelsen nesten grei, og den beveger seg ikke langs trykkgradienten, men langs isobaren eller i nærheten av den.
Luftstrømmer i atmosfæren er vanligvis en vortex natur, så i en slik bevegelse på hver enhet av luftmasse fungerer sentrifugalkraft P \u003d v / rhvor V.- vindhastighet, og R. - Radius av krumningen av bevegelsesbanen. I atmosfæren er denne kraften alltid mindre enn de bariske gradiens krefter og forblir derfor, så å si, med kraften på "lokal betydning".
Når det gjelder friksjonskraften som følge av den bevegelige luften og overflaten av jorden, bremser den til en viss grad reduserer vindhastigheten. Dette skjer som dette: Luftens nedre volum, som reduserer sin horisontale hastighet på grunn av uregelmessighetene på jordens overflate, overføres fra de nedre nivåene oppover. Dermed blir friksjon om jordoverflaten overført oppover, gradvis svekkelse. Nedgangen av vindhastigheten er merkbart i den såkalte planetary borderline lag, Komponent 1,0 - 1,5 km. Over 1,5 km er effekten av friksjon ubetydelig, så høyere luftlag kalles gratis atmosfære.
I ekvatorialsonen er den lineære rotasjonshastigheten til jorden den største, henholdsvis her og kraften i koriolis er den største. Derfor, i det tropiske belte på den nordlige halvkule, blåser passatene nesten alltid fra nordøst, og på den sørlige halvkule - fra sør-øst.
Lavt trykk i ekvatorialsonen observeres konstant, om vinteren og sommeren. Lavtrykksstrimmel som dekker hele kloden på ekvator kalles equatorial Hollow.
Ta kraft over havene til begge halvkule, to overføringer, beveger seg mot hverandre, rushed til sentrum av ekvatorial hul. På lavtrykkslinjen de står overfor, danner den såkalte Interopisk konvergenssone (Konvergens betyr "konvergens"). Som et resultat av denne "konvergensen" er det en oppadgående bevegelse av luft og dens utstrømning over handelsvindene til subtropika. Denne prosessen skaper forhold for eksistensen av konvergenssonen hele tiden, i løpet av året. Ellers vil de konvergente luftstrømmene av handelsvindene raskt fylle hulen.
De stigende bevegelsene av våt tropisk luft fører til dannelsen av et kraftig lag av agurk-regnskyer med en lengde på 100-200 km, hvorav Tropical Livne falt. Dermed viser det seg at den intrachetiske sonen for konvergens blir et sted hvor det blir strømmet ut av et par samlet av handelsvindene over havene.
Så forenklet, ser skjematisk ut som et bilde av atmosfæren i atmosfæren i Equatorial Zone of the Jorden.
Vind, endring av retningen på sesongen, kalles monsun. Det arabiske ordet "mausin", som betyr "tid på året", ga navnet av disse bærekraftige luftstrømmene.
Monsons, i motsetning til blekkskytninger, oppstår i visse områder av land, hvor to ganger i året de rådende vindene beveger seg i motsatt retning, danner sommer og vinter MonsIME. Sommermonsun er en strøm av luft fra havet på fastlandet, vinteren - fra fastlandet på havet. Kjente tropiske og veneropiske monsuner. I Nordøst-India og Afrika legger vinterropiske monsions opp med handelsvindene, og sommeren sørvest er fullstendig ødelagt av handelsvindene. De mest kraftige tropiske monsoons er observert i den nordlige delen av det indiske hav og i Sør-Asia. Wovenropic Monsoshs er født i de kraftige bærekraftige områdene med økt trykk om vinteren og senket over kontinentet om vinteren.
Typisk i denne forbindelse er distriktene i den russiske Fjernøsten, Kina, Japan. For eksempel, Vladivostok, som ligger på bredden av Sochi, på grunn av virkningen av den vnetropiske monsunen om vinteren, kaldere enn Archangelsk, og om sommeren er det ofte tåker, sedimenter, den våte og kule luften kommer fra havet.
Mange tropiske land i Sør-Asia mottar fuktighet, brakt i form av en sommertropisk monsun, brakt i form av kraftige regner.
Eventuelle vind er resultatet av samspillet mellom forskjellige fysiske faktorer som oppstår i en atmosfære over visse geografiske områder. Lokale vind inkluderer bris. De vises nær kystfunksjonen til havene og havene og har et daglig skifte av retningen: de blåser den fra havet til land, og om natten med sushi til sjøs. Dette fenomenet forklarer temperaturforskjellen over havet og land på forskjellige tider av dagen. Varmekapasiteten til sushi og havet er annerledes. På ettermiddagen oppvarmer solens stråler landet raskere enn havet, og trykket over landet reduseres. Luften begynner å bevege seg mot et mindre trykk - blåser sjøbris. Om kvelden skjer alt tvert imot. Sude og luft over det gir varme raskere enn havet, trykket blir høyere enn over havet, og luftmassene rush mot havet - blåser kystbris. Bris er spesielt reeks når det er stille solfylt vær, når de ikke forstyrrer noe, dvs. Ingen andre luftstrømmer er overlappet, som er lett drukket bris. Breezehastigheten er sjelden over 5 m / s, men i tropene, hvor forskjellen i temperaturen på havflatene og sushi er signifikant, blåser brisen noen ganger med en hastighet på 10 m / s. I moderate breddegrader, penetrerer brisen på 25-30 km.
Bris, strengt tale, de samme monsoons, bare i mindre skala - de har en daglig syklus og en endring i retningen er avhengig av om natten og dagen, Monso har årlig syklus og endrer retningen avhengig av tid på året.
Oceanstrømmer, som møtes på banen til bankens banker, er delt inn i to grener, rettet langs de grove kontinenter i nord og sør. I Atlanterhavet danner den sørlige grenen den brasilianske strømmen, Sør-Amerika, og den nordlige grenen er en varm golfstrøm, og snu til Nord-Atlanterhavet, og kalt Nordskap kurset som kommer til Kola-halvøya.
Pacific Ocean Northern Equatorial Flow-grenen går inn i Kuro-Sivo.
Tidligere har vi allerede nevnt sesongens varme varme på kysten av Ecuador, Peru og Nord-Chile. Det oppstår vanligvis i desember (ikke hvert år) og forårsaker en kraftig nedgang i fisken, fangst av kysten av disse landene på grunn av at det er svært lite plankton i varmt vann - hovedmatressursen for fisk. En kraftig økning i temperaturen på kystvannet får utviklingen av kumulerende regnskyger, hvorav sterke regner skur.
Fiskerne kalt ironisk det en varm strøm av El Niño, som betyr "Christmas Gift" (fra ISP. El Ninjo - Baby, Gutt). Men vi ønsker å understreke ikke den følelsesmessige oppfatningen av de chilenske og peruanske fiskerne i dette fenomenet, og dens fysiske årsak. Faktum er at økningen i vanntemperaturen utenfor Sør-Amerika er forårsaket ikke bare for varm strøm. Endringer i den generelle situasjonen i "hav-atmosfæren" -systemet på de store ekspansjonene i Stillehavet og atmosfærisk prosess kalt " Sør-Oscillation." Denne prosessen, interaksjon med strømmer, bestemmer at alle fysiske fenomenene oppstår i tropene. Alt dette bekrefter at sirkulasjonen av luftmasser i atmosfæren, spesielt over overflaten av verdenshavet, er en kompleks, flerdimensjonal prosess. Men med all kompleksitet, mobilitet og variabilitet av luftstrømmer, er det fortsatt visse mønstre, i kraft av hvilken storskala storskala, samt lokale atmosfæriske sirkulasjonsprosesser gjentas i visse områder av jorden.
Til slutt presenterer vi noen eksempler på bruk av vindkraft. Vindenergi folk bruker fra uendelig tid, siden de har lært å gå til sjøen under seilet. Deretter dukket opp vindmøllene, og senere - vindmotorer - elektrisitetskilder. Vinden er en evig energikilde, hvor lagene er inkommer. Dessverre er bruken av vind som en kilde til elektrisitet større vanskeligheter på grunn av variabiliteten i hastigheten og retningen. Men ved hjelp av vindfulle elektriske motorer ble det mulig å effektivt bruke vindenergien. Vindmølleblader tvinger det nesten alltid "Hold nesen" i vinden. Når vinden er tilstrekkelig, går strømmen direkte til forbrukerne: på belysning, kjøleanlegg, enheter for ulike formål og lading av batterier. Når vinden avtar, blir batteriene gitt til nettverket akkumulert elektrisitet.
I vitenskapelige stasjoner i Arktis og Antarktis gir strøm av vindturbiner lys og varme, sikrer driften av radiostasjoner og andre strømforbrukere. Selvfølgelig har hver vitenskapelig stasjon dieselgeneratorer som du må ha en permanent lager av drivstoff.
De aller første navigatørene brukte styrken til vinden er spontant, uten å ta hensyn til systemet for vind og havstrømmer. De visste ingenting om eksistensen av et slikt system. Kunnskap om vind og strømmer akkumulerte århundrer og til og med tusenvis av år.
En av de samtidige kinesiske navigatorene Zheng han for 1405-1433. Han ledet flere ekspedisjoner, som passerte den såkalte flotte monsunen gjennom munnen av Yangtze-elven til India og Eastern Shores of Afrika. Lagre informasjon om omfanget av den første av disse ekspedisjonene. Det besto av 62 skip med 27 800 deltakere. For svømmeekspedisjonene brukte kineserne sin kunnskap om lovene i monsunvindene. Fra Kina gikk de til sjøen i slutten av november - tidlig i desember, da den nordøstlige vintermonsunen blåser. Den forbigående vinden hjalp dem med å nå India og Øst-Afrika. De kom tilbake til Kina i mai til juni, da sommeren sør-vestlige monsunen ble installert, som i Sør-Kina ble sørlige.
Ta et eksempel fra nærmere tid til oss. Det vil være om å reise den berømte norske forskeren Tour Heyerdal. Med hjelp av vind, eller heller, ved hjelp av passats, var Heyerdal i stand til å bevise den vitenskapelige verdien av de to hypotesene. Den første hypotesen var at Polynesia-øyene i Stillehavet kunne være, ifølge Heyerdal, ble avgjort en gang i fortiden, fra Sør-Amerika, som krysset en betydelig del av Stillehavet på deres primitive plaques. Disse plaquinities var flåter fra et balsal tre, som er bemerkelsesverdig i det etter et lengre opphold i vann, endrer det ikke sin tetthet, og synker derfor ikke.
Innbyggerne i Peru likte slike dammer i årtusener, selv før Empire Inca. Tour Heyerdal i 1947 bundet en flåte fra stor balsal styrket og kalte det "con-tika", som betyr sol-tiki - guddom av de polynesiske forfedrene. Tar på "ombord" av sitt kjød på fem eventyrelskere, gikk han på et seil fra Callao (Peru) til Polynesia. I begynnelsen av flåten svømming ble den peruanske nåværende og sørøstlige passatet båret, og da begynte den østlige pattacken i Stillehavet for arbeid, som nesten tre måneder uten pause var godt i vest, og etter 101 dager, kon- Tika kom trygt for en av øyene i Tuamot-skjærgården (nå Fransk Polynesia).
Den andre hypotesen av Heyerdala besto av at han trodde det var ganske mulig at kulturen i Olmekov, Aztecs, Maya og andre Sentral-Amerika-stammene ble overført fra det gamle Egypt. Det var mulig, ifølge en forsker, fordi en gang i antikken folk svømte over Atlanterhavet på Papyrus båter. Å bevise levedyktigheten til denne hypotesen Heyerdal hjalp også handelsvindene.
Sammen med en gruppe satellitt-likesinnede mennesker, gjorde han to svømmer på papirale båter "RA-1" og "RA-2". Den første båten ("RA-1") kollapset, uten å nå den amerikanske kysten av flere titalls kilometer. Mannskapet var alvorlig fare, men alt gikk bra. Båten for den andre navigasjonen ("RA-2") strikket "høyere spesialister" - indianere fra sentrale Andes. Kommer ut av Safi-havnen (Marokko), kryste Papiral Boat "RA-2" etter 56 dager Atlanterhavet og nådde Barbados (ca. 300-350 km fra Kyst av Venezuela), overvinne 6100 km fra veien . Først ble båten justert av Nordøst-passatet, og startet fra midten av havet - East Passat.
Det vitenskapelige forholdet mellom den andre hypotesen Heyerdal ble bevist. Men den andre ble også bevist: Til tross for det velstående utfallet av svømmingen, er båten forbundet med papyrus bjelker, reed, stokk eller en annen akvatisk plante, ikke egnet for svømming i havet. Slike "skipsbyggingsmateriale" bør ikke brukes, fordi Han våt raskt og plukker seg i vannet. Vel, hvis det fortsatt er elskere, besatt av ønsket om å vri på havet på noen eksotiske plaketter, så la dem bety at flåten fra det bilt-sidede treet er mer pålitelig enn en papyrus båt, så vel som hva en tur alltid er og i alle fall farlig.
© Vladimir Kalanov,
"Kunnskap er makt"
Siden barndommen var usynlige bevegelser rundt oss fascinert: en svak bris, som sirkler høstblader i en nær gårdsplass eller en kraftig vintersyklone. Det viser seg at disse prosessene har helt forståelige fysiske lover.
Hvilken styrke gjør luftmassene flytte
Varm luft er lettere enn kaldt - dette enkle prinsippet er i stand til å forklare bevegelsen av luft på planeten. Alt starter på ekvator. Her faller solstrålene på jordens overflate i en rett vinkel, og en liten del av ekvatorialluften får litt mer varme enn naboen. Denne varme partikkelen blir lettere enn naboen, og begynner dermed å dukke opp til den ikke mister all varme og vil ikke begynne å synke. Men bevegelsen ned skjer allerede i de trettitiers breddegrader av den nordlige eller sørlige halvkule.
Hvis det ikke var noen ekstra krefter, ville det være slik at luften og flyttet fra ekvatoren til polene. Men det er ikke alene, men på en gang noen få krefter som tvinger luftmassene til å flytte:
- Flytende kraft. Når varm luft kommer opp, og kulde forblir nede.
- Coriolis styrke. Jeg vil fortelle om det like under.
- Relief Planet. Kombiner hav og hav, fjell og slettene.
Avvisning
Meteorologer ville være lettere hvis planeten vår ikke roterte. Men hun roterer! Dette genererer avbøyning av kraften til jordens rotasjon eller kraften i koriolis. På grunn av bevegelsen av planeten forskyver den meget "lette" partikkelen i luften ikke bare, sier nordover, men også skiftet til høyre. Enten er hun forskjøvet i sør og avviker til venstre.
Så de konstante vindene i vestlige eller østlige retninger er født. Kanskje du hørte om strømmen av vestlige vind eller om brølende forties? Disse konstante luftbevegelsene oppsto nøyaktig takket være kraften i koriolis.
Hav og hav, fjell og slettene
Den endelige forvirringen gjør en lettelse. Fordelingen av sushi og hav endrer klassisk sirkulasjon. Så på den sørlige halvkule er Sushi mye mindre enn i nord, og ingenting hindrer at luften beveger seg over vannslaget i den retningen du trenger, det er ingen fjell eller store byer, mens Himalaya er radikalt forandret luftcirkulasjon i deres område.
Luftmassebevegelse
All juften av jorden sirkulerer kontinuerlig mellom ekvator og poler. Luften oppvarmet på ekvatoren klatrer opp, er delt inn i to deler, en del begynner å bevege seg til Nordpolen, den andre delen er til den sørlige polen. Å nå polene, er luften avkjølt. På polene vrimer det seg ned.
Figur 1. Prinsippet om vridning av luft
Det viser seg to store vorter, som hver dekker på en hel halvkule, er disse vevenees sentre i polene.
Etter å ha falt av polene, begynner luften å bevege seg tilbake til ekvator, den oppvarmede luften stiger oppover. Deretter beveger seg igjen til polene.
I de nedre lagene i atmosfæren er bevegelsen noe mer komplisert. I de nedre lagene i atmosfæren begynner luften fra ekvator som vanligvis å bevege seg mot polene, men den 30. parallelle faller ned. Dens del av den går tilbake til ekvator, hvor den stiger opp, en annen del av den, faller bort fra den 30. paralleller ned, fortsetter å bevege seg mot polakker.
Figur 2. Bevegelsen av luften på den nordlige halvkule
Begrepet vind
Vind - Luftbevegelse i forhold til jordens overflate (den horisontale komponenten i denne bevegelsen), snakker noen ganger om stigende eller på nedadgående vind, gitt og dens vertikale komponent.
Vindfart
Evaluering av vindhastighet i poeng, såkalt skala beaufort., hvor hele intervallet av mulige vindhastigheter er delt inn i 12 graderinger. Denne skalaen binder vindkraft med forskjellige effekter, som graden av spenning til sjøen, swing grener og trær, spredningen av røyk fra rør, etc. Hver gradasjon på Beaufort-skalaen bærer et bestemt navn. Så, null som skalaen av Beaufort tilsvarer det rolige, dvs. Full fravær av vind. Vinden i 4 poeng, kalles moderat på Beaufort og tilsvarer en hastighet på 5-7 m / s; I 7 poeng - sterk, med en hastighet på 12-15 m / s; i 9 poeng - storm, med en hastighet på 18-21 m / s; Endelig er vinden i 12 poeng på Beaufort allerede en orkan, med en hastighet på over 29 m / s . Jordens overflate har oftest å håndtere vind, hvis hastigheter er ca 4-8 m / s og sjelden overstiger 12-15 m / s. Men i stormene og orkaner kan moderate breddegrader av hastigheter overstige 30 m / s, og i separate vindkastet nå 60 m / s. I tropisk orkanhastighet nå opptil 65 m / s, og individuelle vindkast - opptil 100 m / s. I småskala vorter (tumor, trombus) er mulige hastigheter og mer enn 100 m / s. I såkalte blekkskriver i den øvre troposfæren og i den nedre stratosfæren kan den gjennomsnittlige vindhastigheten i lang tid og på et stort område nå opp til 70-100 m / s . Vindhastighet på jordens overflate måles av anemometre av forskjellige design. Vindmålingene i bakken stasjoner er installert i en høyde på 10-15 m over jordoverflaten.
| Tabell 1. Vindkraft. | |||
| Beaufort skala for å bestemme vindens styrke | |||
| Punkt | Visuelle tegn på land | Vindhastighet, km / t | Vilkår som definerer vindkraft |
| Stille; Røyk stiger vertikalt | Mindre enn 1,6. | Rolig | |
| Vindretningen er merkbar å avvike røyk, men ikke på flugeren | 1,6–4,8 | Stille | |
| Vinden er følt av ansiktets hud; rustle blader; Roter vanlige gulv | 6,4–11,2 | Lett | |
| Blader og små kvister er i konstant bevegelse; Lette flagg flush. | 12,8–19,2 | Svak | |
| Vinden øker støv og papirer; Tynne grener svinger | 20,8–28,8 | Moderat | |
| Svingende trær dekket med løvverk; Vises krusninger på sushi vannlegemer | 30,4–38,4 | Fersk | |
| Tykke grener svinger; Fløyten blir hørt i elektroforene; Det er vanskelig å holde en paraply | 40,0–49,6 | Sterk | |
| Trær trunker svinger; vanskelig å gå mot vind | 51,2–60,8 | Sterk | |
| Grener av trær pause; nesten umulig å gå mot vinden | 62,4–73,6 | Veldig sterk | |
| Mindre skade; Vinden bryter ned røykhettene og takene | 75,2–86,4 | Storm | |
| Det er sjeldent på land. Trær blir med røtter. Betydelig ødeleggelse av bygninger | 88,0–100,8 | Kraftig storm | |
| Det er veldig sjeldent på land. Ledsaget av ødeleggelse på en stor plass | 102,4–115,2 | Grusom storm | |
| Sterk ødeleggelse (score 13-17 ble lagt til av det amerikanske værbyrået i 1955 og gjelder i USA og Storbritannia) | 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 | |||
Vindretningen
Under vindretningen betyr de retningen fra hvor den blåser. Du kan spesifisere denne retningen ved å ringe enten pekten i horisonten, hvorfra vinden blåser, eller en vinkel dannet av vindretningen med meridianen til stedet, dvs. Hans azimut. I det første tilfellet er det åtte viktigste horisont rumbes: nord, nordøst, øst, sørøst, sør, sørvest, vest, nordvest. Og åtte mellomliggende ruber mellom dem: nord-nordøst, øst-nordøst, øst-sørøst, sørøstøst, sør-sør-vest, vest-sør-vest, vest-nord-vest, North -Northwest. Seksten rumbes, peker retningen, hvor vinden blåser, har forkortede betegnelser:
| Tabell 2. Forkortede betegnelser av rumbes | |||||||
| FRA | N. | I | E. | Yu. | S. | W. | |
| CCB. | Nne. | Vüv. | Ese. | Yuyuz. | SSW. | ZSZ. | Wnw. |
| CB. | Ne. | Yow. | SE. | Yuz. | SW. | Sz. | Nw. |
| BCB. | Ene. | Yuyuv. | Sse. | Zuzy | Wsw. | CVD. | Nnw. |
| N - Nord, E - Ost, S - Site, W - Vest |
Sirkulasjon av atmosfæren
Sirkulasjon av atmosfæren - Meteorologiske observasjoner på jordens luftskall - Atmosfæren - viser at det ikke er om natten i det hele tatt: Ved hjelp av flugers og anemometre, observerer vi stadig vindmassen av luft fra ett sted til et annet. Å studere vind på ulike steder i kloden viste at bevegelsen av atmosfæren i de nedre lagene som er tilgjengelige for vår observasjon, er svært forskjellige. Det er områder hvor vindfenomener, så vel som andre værfunksjoner, har en veldig tydelig uttalt natur av stabilitet, kjent som ønsket om konstans. I de andre lokalitetene endrer vindene så raskt og ofte sin karakter, så plutselig og plutselig deres retning og kraft, som om ingen lovlighet i deres raske skift ville eksistere. Med introduksjonen av den synoptiske metoden for å studere ikke-periodiske værforandringer, var det imidlertid muligheten til å legge merke til en viss sammenheng mellom trykkfordelingen og bevegelsen av luftmasse; Ytterligere teoretiske studier av Ferrel, Guldberg og Mona, Helmholtz, Betzold, Oberbek, Sprung, Werner Siemens og andre meteorologer, fra hvor og hvordan luftstrømmen oppstår og hvordan de fordeles over jordens overflate og i atmosfærens masse. Oppmerksom studie av meteorologiske kart som skildrer tilstanden til det nedre laget av atmosfæren - været på jordens overflate, viste at trykket i atmosfæren fordeles ganske ujevnt, vanligvis i form av områder med lavere eller høyere enn i Området rundt, trykk; Ifølge vindsystemet, i dem som oppstår, representerer disse områdene ekte atmosfæriske vorter. Områder med redusert trykk er vanlige å bli kalt vanlige barometriske minima, barometriske depressioner eller sykloner; Feltet av økt trykk kalles barometriske maksima eller anticykloner. Alt været i området okkupert av dem er nært knyttet til disse områdene, skarpt forskjellig for områdene med redusert trykk fra været i relativt høye trykkregioner. Flytte langs jordens overflate overføres de nevnte områdene med seg selv og karakteristiske, de er karakteristiske for været, og dets ikke-periodiske endringer skyldes bevegelsene sine. Ytterligere studier av disse og andre områder førte til den konklusjonen at disse typer atmosfærisk trykkfordeling kan ha en annen karakter i evnen til å opprettholde sin eksistens og endre sin posisjon på jordens overflate, avvike ikke veldig like stabilt: det er barometrisk minima og Maxima midlertidig og konstant. Mens de første vorterene er midlertidige og ikke oppdager tilstrekkelig stabilitet og mer eller mindre raskt, endrer seg deres plass på jordens overflate, og deretter intensiverer, så svekkelse og til slutt, helt bryter ned på relativt korte perioder, området av Permanent Maxima og Lows har ekstremt stor stabilitet, og i svært lang tid holdes, uten betydelige endringer, på samme sted. Selvfølgelig er værets stabilitet og arten av luftstrømmer i området okkupert av dem, også nært motstandsdyktige mot disse områdene, og arten av luftstrømmer i sitt område: Konstant Maxima og Minima vil bli konfigurert og konstant, stabilt vær og et visst, uendret vindsystem, i flere måneder på stedet for deres eksistens; Tidsveggene i deres raske, konstante bevegelser og endringer forårsaker ekstremt byttbart vær og vindsystemet er svært ikke-permanent for dette området. Således, i det nedre lag av atmosfæren, nær jordens overflate, utmerker bevegelsen av atmosfæren av et stort utvalg og kompleksitet, og dessuten, ikke alltid og ikke overalt, har de tilstrekkelig stabilitet, spesielt i de områdene hvor vidgene til en midlertidig natur hersker. Hva er bevegelsene til luftmasser i et litt høyere lag av atmosfæren, de vanlige observasjonene sier ikke noe; Bare observasjoner på skyene av skyene gir deg mulighet til å tro at det er litt høyde over jordens overflate, alle bevegelsene til luftmassene er noe forenklet, iført en mer bestemt og mer monotont natur. I mellomtiden er det ingen mangel på fakta som indikerer den enorme innflytelsen av de høye lagene av været på været i det nedre: Nok for eksempel å påpeke at bevegelsesretningen av midlertidige vorter er tilsynelatende i direkte avhengighet av bevegelsen av høye atmosfæriske lag. Derfor, før vitenskapen begynte å ha nok fakta til å avgjøre om bevegelsene til de høye lagene i atmosfæren, er det allerede noen teorier som forsøkte å kombinere alle individuelle observasjoner på bevegelsene til de lavere luftlagene og skape en generell ordning av c . stemning; Slik er det for eksempel at det var teorien om atmosfæren, denne morien. Men til et tilstrekkelig antall fakta ble samlet, til forholdet mellom lufttrykket i disse avsnittene, og det beveger seg, til disse teoriene, basert mer på hypoteser, kunne ikke gi en reell ide om at i virkeligheten kan utføres og oppnås i atmosfæren. Bare innen utgangen av siste XIX århundre. Det har blitt akkumulert nok for at dette fakta og dynamikken i atmosfæren ble utformet så mye at muligheten til å gi ekte, og ikke et gudy bilde av C. atmosfære. Ære for å løse spørsmålet om den generelle syklusen av luftmasse i atmosfæren tilhører den amerikanske meteorologen William Ferrel - Beslutninger, så vanlig, komplett og korrigere at alle senere forskere i dette området bare utviklet detaljer eller bidratt til videre tillegg til Ferrelens hovedideer. Jeg grunnleggende grunner for alle bevegelser i atmosfæren er ujevn oppvarming av forskjellige punkter på jordens overflate med solfylte stråler. Den inexpensiviteten av oppvarming innebærer forekomsten av trykkforskjell over forskjellige oppvarmede punkter; Og resultatet av trykkforskjellen er alltid og alltid synes bevegelsen av luftmasser fra steder høyere til lavere trykksteder. På grunn av den sterke oppvarming av ekvatorialbundne og den meget lave temperaturen i de polære landene i begge halvkule, må luften ved siden av jordoverflaten komme i bevegelse. Hvis, i henhold til de tilgjengelige observasjonene, beregne gjennomsnittstemperaturene i ulike breddegrader, vil ekvatoren være i gjennomsnitt 45 ° varmere poler. For å bestemme bevegelsesretningen, er det nødvendig å spore fordelingen av trykk, men jordens overflate og i atmosfærens masse. For å eliminere sterkt kompliserende alle beregninger, den ujevne fordelingen av sushi og farvann på jordens overflate, gjorde Ferrel antakelsen som tørr, og vannet er jevnt fordelt av paralleller, og beregnet de gjennomsnittlige temperaturene i forskjellige paralleller, og senker temperaturen som den øker til en del høyde over jordoverflaten og trykket. Nidt nedenfor; Og så i henhold til disse dataene har den allerede beregnet press på noen andre høyder. Den neste lille platen representerer resultatet av Ferrel-teller og gir trykkfordelingen i gjennomsnitt av breddegrader på jordens overflate og i høyder 2000 og 4000 m.
| Tabell 3. Distribusjon av trykk på bredden av land og på høyder 2000 og 4000 m | ||||||||
| Midttrykk på den nordlige halvkule | ||||||||
| På breddegrad: | 80 ○ | 70 ○ | 60 ○ | 50 ○ | 40 ○ | 30 ○ | 20 ○ | 10 ○ |
| På havnivå | 760,5 | 758,7 | 758,7 | 760,07 | 762,0 | 761,7 | 759,2 | 757,9 |
| I en høyde på 2000 m | 582,0 | 583,6 | 587,6 | 593,0 | 598,0 | 600,9 | 600,9 | 600,9 |
| I en høyde på 4000 m | 445,2 | 446,6 | 451,9 | 457,0 | 463,6 | 468,3 | 469,9 | 470,7 |
| Middels trykk på den sørlige halvkule | ||||||||
| På breddegrad: | (ekvator) | 10 ○ | 20 ○ | 30 ○ | 40 ○ | 50 ○ | 60 ○ | 70 ○ |
| På havnivå | 758,0 | 759,1 | 761,7 | 763,5 | 760,5 | 753,2 | 743,4 | 738,0 |
| I en høyde på 2000 m | 601,1 | 601,6 | 602,7 | 602,2 | 597,1 | 588,0 | 577,0 | 569,9 |
| I en høyde på 4000 m | 471,0 | 471,1 | 471,1 | 469,3 | 463,1 | 453,7 | 443,9 | 437,2 |
Hvis du forlater til det laveste laget av atmosfæren, hvor temperaturfordelingen, trykk, så vel som strømmen, er svært ujevn, så i en eller annen høyde, som det fremgår av platen, på grunn av den stigende strømmen av oppvarmet luft i nærheten av Equator, vi finner over dette sistnevnte press jevnt redusert til polene og her oppnår sin minste verdi. Med denne fordelingen av trykk i disse høydene over jordens overflate, bør en stor strøm dannes, som dekker en hel halvkule og relaterer seg til massen av varm, oppvarmet luft til lave trykksentre - til polakker. Hvis du tar hensyn til den fortsatt avlede effekten av sentrifugalkraften på grunn av jordens daglige rotasjon rundt sin akse, som skal avvise noen bevegelige kropp til høyre fra den opprinnelige retningen i nord, venstre - i de sørlige halvkule, da I høyder som er under vurdering i hver halvkule, vil strømningshastigheten være tydelig, i en stor virvelvind, som bærer luftmasser i retning fra sørvestet til nordøst i nord, fra nordvest til sørøst - i sørlige halvkule.
Observasjoner på bevegelsen av cider skyer og andre bekrefter disse teoretiske konklusjonene. Når de smalere, med nærmer seg polene, kretsene i breddegraden, vil luftmassens hastighet i disse hvirvene øke, men til en viss grense; Så er det gjort mer konstant. I nærheten av polen, bør flytende luftmasser gå ned ned, gi vei til en nystrømmende luft, danner en nedadgående strøm, og deretter skal giret strømme tilbake til ekvator. Mellom begge beklaget bør være i en eller annen høyde, det nøytrale laget av luft som er plassert alene. Nedenfor observeres imidlertid slik riktig luftmasseoverføring fra polene til ekvatoren ikke: Det foregående tegnet indikerer at i atmosfærens nedre lag vil trykket i atmosfæren være høyest ikke på polene, som det skal være med Retten som svarer til toppen, distribusjonen. Det høyeste trykket i det nedre laget faller på en breddegrad på ca. 30 ° -35 ° i begge halvkule; Følgelig vil de lavere strømningene fra disse høytrykkssentre bli sendt til polene, og til ekvator, danner to separate vindsystemer. Årsaken til dette fenomenet, teoretisk avklart av Ferrele, er som følger. Det viser seg at i en eller annen høyde over jordens overflate, avhengig av endringen i bredden på stedet, kan størrelsen på gradienten og friksjonskoeffisienten, den meridionale nivelleringshastigheten til luftbevegelsen falle til 0. Dette er nettopp og forekommer i breddegrader. 30 ° -35 °: Her i en eller annen høyde er ikke bare derfor ingen luftbevegelse, mot polene, men til og med går, på grunn av dens kontinuerlige tilstrømning fra ekvator og fra polene, dens akkumulering, som fører til en økning i trykk i disse trykklatene nedenfor. Således på jordens overflate på hver halvkule, er det allerede nevnt, to nåværende systemer: fra 30 ° til polene blåser vindene rettet mot gjennomsnittet fra sørvestet til nordøst i nord, fra nordvest til sørøst på den sørlige halvkule; Fra 30 ° til ekvatoren blåser vindene fra St. til Uzz i nord, fra SD til SZ på den sørlige halvkule. Disse to siste vindsystemene, som i begge halvkugler mellom ekvator og bredden på 31 °, danner en bred ring som separerer i de nedre og mellomstore lagene i atmosfæren i både ambisiøse vorter som bærer luft fra ekvatoren til polene (se også atmosfæretrykk). Når de stigende og nedstrøms luftstrømmene dannes, observeres muslinger; Dette er nettopp opprinnelsen til ekvatorial og tropiske stillhetsbelter; Et lignende belte av stillhet bør for Ferrel eksistere på polene.
Hvor, det viser seg imidlertid ut av polene til ekvator på bunnen omvendt luftstrøm? Men det er nødvendig å ta hensyn til at, da størrelsene av breddegradsirkler fjernes fra polene, og følgelig blir området av belter av lik bredde som er okkupert av spredningsmidlene for luft, vokser raskt; at strømningshastigheten raskt bør redusere omvendt forholdsmessig økt i disse områdene; At på polene, til slutt, er luften veldig varmt ned i de øvre lagene, hvorav volumet blir svært raskt redusert ettersom trykket i trykket øker. Alle disse grunnene er forklart ganske, hvorfor det er vanskelig, og til og med direkte umulig, for å holde styr på noen avstander fra polene bak disse omvendte bunnstrømmene. Slike er generelt vilkårene i den generelle sirkulasjonsatmosfæren under antagelsen om den ensartede fordelingen av sushi og farvann gjennom paralleller gitt av Ferrele. Observasjoner er fullt bekreftet. Bare i det nedre lag av atmosfæren, vil luftstrømmer være som angitt av selve ferrelet, mye mer komplisert av denne skjemaet nøyaktig på grunn av ujevnheten til fordelingen av sushi og vann, og irritasjonene av deres oppvarming av strålene til Sol og kjøling i fravær eller reduksjon av isolasjon; Fjell og åser påvirker også bevegelsene til de laveste lagene i atmosfæren.
Oppmerksom studie av bevegelsene i atmosfæren i nærheten av jordens overflate viser generelt at vortex-systemene representerer den grunnleggende formen for slike bevegelser. Starter med de grandiose vorter som omfavner, på Ferrel, hver hele halvkule, vortex. Hvordan kan de bli kalt første orden I nærheten av jordens overflate er det nødvendig å observere vortex-systemene som reduseres i størrelsen, til elementære små og enkle vorter inkludert. Som et resultat av samspillet mellom forskjellige strømmer i hastighetene og retninger i feltet for førsteordens vorter, oppstår nær jordens overflate. andre ordre vorter - Permanent og midlertidig barometrisk Maxima og Minima referert til i begynnelsen av denne artikkelen, som representerer i opprinnelsen, som det var derivatet av tidligere vorter. Studien av dannelsen av en tordenvær LED A. V. Klosovsky og andre forskere til å konkludere med at disse fenomenene ikke er noe, men lik samme struktur, men uforlignelig mindre i størrelse relativt med forrige tredje rekkefølge virvelvindinger. Disse vorter oppstår, tilsynelatende, i utkanten av barometriske nedturer (andre ordre vorter), er det helt lik hvor rundt en stor dyping, dannet på vannet i årene, som vi rider når de svømmer på en båt dannes små, veldig raskt spinning og truet vannveier. Det er helt på samme måte som den andre rekkefølge barometriske minima som representerer kraftige luftfartøy, med bevegelsen danner mindre luftkanaler, har, sammenlignet med deres minimumsforming, svært små størrelser.
Hvis disse vidgene er ledsaget av elektriske fenomener, som ofte kan forårsakes av de passende temperatur- og fuktighetsforholdene i et barometrisk minimum som strømmer nederst i luften, er de i form av tordenvann, ledsaget av konvensjonelle elektriske utladningsfenomener, torden og lyn. Hvis vilkårene ikke favoriserer utviklingen av tordenvær, observere disse vekkene i den tredje orden i form av raskt forbigående stormer, Shkvalov, dusj, etc. Det er imidlertid å tenke at disse tre kategoriene, slike forskjellige fenomener, Vortexbevegelser Atmosfæren er ikke utmattet. Strukturen til svulsten, trombos, etc. -huset viser at i disse fenomenene har vi et tilfelle med ekte vorter; Men dimensjonene til disse fjerdeordre Vortices Enda mindre, enda mer enn mer enn vekkene til tordenvær. Studien av atmosfærenes bevegelser fører oss således til den konklusjon at bevegelsen av luftmassene forekommer hovedsakelig - om ikke utelukkende - ved forekomsten av vidgene. Det som oppstår under påvirkning av rentemperaturforhold, det førsteordre boblebadet, som dekker hver halvkule, begynner å bli la, i nærheten av jordoverflaten av hvirvelene av mindre størrelser; Disse er i sin tur årsaken til enda mindre vorter. Det er en gradvis differensiering av større vorter i mindre; Men hovedpersonen til alle disse vortex-systemene forblir helt de samme, som starter med større og til de mest små i størrelse, selv i svulst og trombus.
Når det gjelder andreordre vorter - permanent og midlertidig barometrisk Maxima og Minima - er fortsatt å si. Studiene av Hoffmeira, Taisseran de Bora og Guildbandson pekte på et nært forhold mellom forekomsten og spesielt bevegelse av høyder og minima av midlertidig med endringer som ble gjennomgått Maxima og Minima konstant. Allerede, det faktum at de siste med alle slags endringer i været i de omkringliggende områdene er svært lite forandrer sine grenser eller konturer, indikerer at her har vi å gjøre med noen faste grunner som gjennomgår ovennevnte innflytelse av vanlige værfaktorer. Ifølge Taisseran De Bor, trykkforskjellen forårsaket av ujevn oppvarming eller avkjøling av forskjellige deler av jordens overflate, oppsummering under påvirkning av den kontinuerlige økningen i den primære faktoren for en mer eller mindre lengre tid, gir opphav til store barometrisk maxima og minima. Hvis den primære grunnen virker kontinuerlig eller tilstrekkelig lang, er resultatet av virkningen permanent, stabile vortex-systemer. Etter å ha oppnådd kjente størrelser og tilstrekkelig intensitet, er slik permanent Maxima og Minima allerede determinanter eller regulatorer av vær i store områder i deres omkrets. Så stor, permanent Maxima og Minima har nylig mottatt da de viste seg sin rolle i værfenomenet rundt dem, navn atmosfæriske sentre. På grunn av invarianten i konfigurasjonen av jordens overflate og kontinuiteten i kontinuiteten i den primære årsaken, forårsaker deres eksistens, er posisjonen til slike høyder og minima på kloden ganske bestemt og uendret til en viss grad. Men, avhengig av de forskjellige forholdene, kan deres grenser og deres intensitet endres under visse grenser. Og disse endringene i deres intensitet og deres skisser, bør i sin tur svare på været, ikke bare nabo, og noen ganger til og med ganske fjerntliggende land. Således etableres studiene av Taisseran de Boru fullt ut avhengigheten av været i Europa fra en av følgende sentre: Negative anomalier, ledsaget av en nedgang i temperaturen relativt normalt, skyldes styrking og utvidelse av en sibirisk maksimum eller forsterkning og en overvaluering av Azorene maksimum; Anomalier av en positiv karakter - med en økning i temperaturen mot normal - er direkte avhengig av bevegelsen og intensiteten til det islandske minimumet. Hildebrandson gikk i denne retningen enda ytterligere og har ganske vellykket forsøkt å knytte endringer i intensiteten og bevegelsen av to navngitte Atlanterhavsentre med endringer i ikke bare det sibiriske maksimumet, men også trykksentre på det indiske hav.
Antenne masser
Vær observasjoner var allment utbredt i andre halvdel av 1800-tallet. De var nødvendige for fremstilling av synoptiske kart som viser fordelingen av trykk og lufttemperatur, vind og nedbør. Som et resultat av analysen av disse observasjonene var det en ide om luftmassene. Dette konseptet gjorde det mulig å kombinere individuelle elementer, identifisere ulike værforhold og gi det prognoser.
Aerial Mass Det kalles en stor mengde luft som har horisontale dimensjoner på flere hundre eller tusen kilometer og vertikale dimensjoner - ca. 5 km, karakterisert ved omtrentlig homogenitet av temperatur og fuktighet og beveger seg som et enkelt system i en av dagens atmosfæriske sirkulasjon (OCC )
Homogeniteten til luftmassenes egenskaper oppnås ved dannelsen av den over den homogene underliggende overflaten og i lignende strålingsforhold. I tillegg er det nødvendig med slike sirkulasjonsforhold, hvor luftmassen vil bli forsinket i formasjonsområdet.
Verdiene av meteorologiske elementer i luftmassen endres litt - deres kontinuitet er bevart, horisontale gradienter er små. Ved analyse av meteorologiske felt så lenge vi forblir i denne luftmassen, er det mulig å bruke lineær grafisk interpolering med tilstrekkelig tilnærming under utførelse, for eksempel isoterm.
En kraftig økning i horisontale gradienter av meteorologiske verdier, nærmer seg hoppeskakeovergangen fra noen verdier til en annen, eller i det minste forekommer en endring i verdien og retningen av gradienter i overgangen (frontsone) mellom de to luftmassene. Den pseudopotensielle lufttemperaturen som reflekterer og den faktiske lufttemperaturen og dens fuktighet er vedtatt som den mest karakteristiske egenskapen til en luftmasse.
Pseudopotensiell lufttemperatur - Temperaturen som luft vil bli tatt under den adiabatiske prosessen, hvis den første vannet ble kondensert med et ubegrenset fallende trykk og falt ut av luften, og den fremtredende skjulte varmen ville gå for å varme opp luften, og deretter luften ville bli drevet under standardtrykk.
Siden den mer varme luftmassen vanligvis er jevnere, er forskjellen i pseudopotensielle temperaturer av to tilstøtende luftmasse mye større enn forskjellen i deres virkelige temperaturer. Samtidig endres pseudopotensielle temperaturen langsomt med en høyde på denne luftmassen. Denne egenskapen bidrar til å bestemme simuleringen av luftmasser en over den andre i troposfæren.
Omfanget av luftmasse
Luftmassene har samme rekkefølge som hovedstrømmene av total atmosfærisk sirkulasjon. Den lineære lengden på luftmassene i den horisontale retningen måles av tusenvis av kilometer. Vertikalt strekker luftmassene opp noen få kilometer troposfære, noen ganger til sin overgrense.
Med lokal sirkulasjon, som bris, fjellvind, hårføner, er luften i sirkulasjonsstrømmen også mer eller mindre separate av egenskaper og bevegelse fra den omkringliggende atmosfæren. Men i dette tilfellet er det imidlertid umulig å snakke om luftmassene, siden omfanget av fenomenene her vil være annerledes.
For eksempel kan en stripe dekket av brisen ha en bredde på bare 1-2 dusin kilometer, og vil derfor ikke få tilstrekkelig refleksjon på synoptisk kart. Den vertikale kapasiteten til den raske strømmen er også lik flere hundre meter. Således, med lokal sirkulasjon, har vi derfor ikke med uavhengige luftmasser, men bare med en indignert tilstand i luftmassene på kort avstand.
Objekter som oppstår som følge av samspillet mellom luftmasser - Overgangssoner (frontalflater), frontal skyskyer og nedbørsystemer, cykloniske forstyrrelser, har samme størrelsesorden som luftmassene selv - sammenlignbare i området med store deler av fastlandet eller havene og deres tid eksistens - mer enn 2 dager ( bord. fire):
Luftig masse har klare grenser som skiller det fra andre luftmasser.
Overgangssoner mellom luftmasser med ulike egenskaper kalles frontal overflater.
Innenfor samme luftmasse er det mulig å bruke grafisk interpolering med tilstrekkelig tilnærming, for eksempel når de utføres isoters. Men når de beveger seg gjennom frontsonen fra en luftmasse til en annen lineær interpolering, gir ikke lenger den riktige ideen om den faktiske fordelingen av meteorologiske elementer.
Air Masses Formation Foci
Luftmassen kjøper klare egenskaper i formasjonsfokuset.
Fokuset på dannelsen av luftmassene må oppfylle visse krav:
Homogeniteten til den underliggende vannoverflaten eller sushi, slik at luften i fokus er tilstrekkelig lik.
Enhetlighet av strålingsforhold.
Sirkulasjonsforhold som fremmer flyselskap av luft i dette området.
Fokus på formasjonen er vanligvis områder hvor luften senkes, og deretter sprer seg i en horisontal retning - antisykloniske systemer er ansvarlige for dette kravet. Anticyclones er oftere enn sykloner, det er sedimenter, derfor forekommer dannelsen av luftmasser vanligvis i omfattende mindre (quasistationære) antisykloner.
I tillegg som sedimentære og slørte termiske deprimeringer som oppstår over de oppvarmede områdene av sushi, reagerer på kravene til ildstedet.
Endelig skjer dannelsen av polarluft delvis i de øvre lagene i atmosfæren i lavhendte, omfattende og dype sentrale sykloner i høye breddegrader. I disse bariske systemene er det en transformasjon (konvertering) av tropisk luft, trukket inn i høye breddegrader i de øvre lagene i troposfæren, til polarluften. Alle listede Barysystemer kan også kalles luftmasser allerede med geografisk, men fra et synoptisk synspunkt.
Geografisk klassifisering av luftmasser
Luftmassene er klassifisert, først og fremst på fokus på dannelsen, avhengig av plasseringen i et av de latitudinale belterne - arktiske eller antarktis, polare eller moderate breddegrader, tropisk og ekvatorial.
I henhold til den geografiske klassifiseringen kan luftmassene deles inn i grunnleggende geografiske typer på de latitudinale sonene der deres foci er lokalisert:
Arktisk eller antarktisk luft (AV),
Polar, eller moderat, luft (PV eller WC),
Tropisk luft (TV). Disse luftmassene er i tillegg delt inn i marine (M) og kontinentale (K) luftmasser: MAV og CAV, MOV og BUV (eller MPV og CPV), MTV og KTV.
Equatorial Air Masses (EV)
Når det gjelder ekvatorial breddegrader, er det konvergens (konvergens av strømmer) og luftstigning, derfor blir luftmassene vanligvis påført fra subtropisk sone. Men noen ganger allokerer uavhengige ekvatoriske luftmasser.
Noen ganger, bortsett fra foci i den eksakte følelsen av ordet, skiller områder hvor i vinterluftsmassene forvandles fra en type i en annen når de flyttes. Dette er områder i Atlanterhavet sør for Grønland og i Stillehavet over Bering og Okhotsk Seas, hvor CPV blir til MPV, områder over den sørøstlige delen av Nord-Amerika og Sør-Japan i Stillehavet, hvor CPV blir til en MPV i vinterens monsun, og distriktet i Sør-Asia, hvor den asiatiske CPV blir tropisk luft (også i monsunstrømmen)
Transformasjon av luftmasse
Med en endring i sirkulasjonsforholdene blir luftmassen skiftet fra fokuset på formasjonen til nærliggende områder, samhandler med andre luftmasser.
Når bevegelsen beveger seg, begynner luftmassen å forandre egenskapene sine - de vil allerede avhenge ikke bare på egenskapene til dannelsen av formasjonen, men også på egenskapene til de nærliggende luftmassene, fra egenskapene til den underliggende overflaten, over hvilken Luftmassepass, så vel som fra varigheten av tiden har gått siden luftmassene.
Disse påvirkningene kan forårsake endringer i innholdet av fuktighet i luften, samt endringen i lufttemperatur som følge av frigjøring av skjult varme- eller varmeveksling med den underliggende overflaten.
Prosessen med å endre egenskapene til luftmassen kalles transformasjon eller evolusjon.
Transformasjon assosiert med luftmassebevegelse kalles dynamisk. Hastigheten på bevegelse av luftmasse i forskjellige høyder vil være annerledes, tilstedeværelsen av hastighetsskift forårsaker turbulent blanding. Hvis de nedre lagene av luften er oppvarmet, oppstår ustabilitet og konvektiv blanding utvikler seg.
Laster ...
