Atmosfærisk sirkulasjon er et planetsystem av luftstrømmer over jordens overflate. Dette inkluderer monsuner, luftbevegelser i sykloner og antisykloner, og mye mer. Det er atmosfærisk sirkulasjon som forklarer vindmodus og hastighet, termiske forhold og fuktighet i et bestemt område. Det er den viktigste klimadannende årsaken, ettersom den overføres Termisk energi og fuktighet fra et sted til et annet. Årsaken til atmosfærisk sirkulasjon er absorpsjon solenergi både atmosfæren og selve jordens overflate. Alle luftstrømmer eksisterer på grunn av at planeten vår varmes opp ujevnt, noen steder er det litt varmere, noen steder er det litt kaldere. Ujevn oppvarming fører også til ujevn fordeling av atmosfærisk trykk over jordoverflaten, og tilstedeværelsen av eventuelle luftstrømmer avhenger av fordelingen av atmosfærisk trykk. Et ekstra bidrag til atmosfærisk sirkulasjon er gjort av det faktum at planeten vår konstant roterer rundt sin akse, noe som spesielt fører til dannelsen av store virvler - sykloner og antisykloner. Både varme og kalde luftmasser kan bevege seg. De transporteres under påvirkning av virvler i atmosfæren - sykloner og antisykloner.
Hvis to luftmasser kommer i kontakt med hverandre, dannes det en atmosfærisk front ved grensen deres. Det gjennomgår vanligvis veldig raske endringer i værforhold- endringer i temperatur og trykk, endringer i vindretning og styrke, regn eller snø. Det er derfor vi observerer en konstant endring i været - luftmasser som beveger seg fra ett sted på jorden til et annet, tar med seg ny temperatur, overskyet og fuktighet. Som et resultat av atmosfærisk sirkulasjon kan det oppstå tornadoer, orkaner, tyfoner og mange andre som er svært ubehagelige for mennesker. naturfenomener. Hvert par år, eller til og med hvert år, dukker det opp en orkan på jorden som er så kraftig at den får et spesielt navn. Alle husker den forferdelige orkanen Katrina, som rammet i 2005. sørlige delen Amerikas forente stater. Atmosfærisk sirkulasjon skjer ikke bare globalt. Lokal atmosfærisk sirkulasjon utmerkes også. For eksempel kan vind i daler eller tornadoer tilskrives denne typen.
Siden naturen til atmosfærisk sirkulasjon først og fremst avhenger av graden av absorpsjon av solenergi, vil selv en liten endring i absorpsjonen av sollys ha en veldig stor innvirkning på både den atmosfæriske sirkulasjonen i seg selv og klimaet på planeten vår. Det er derfor det snakkes så mye nå om drivhuseffekten og dens innvirkning på temperaturregime. Under påvirkning av drivhuseffekten øker temperaturene i de nedre lagene av atmosfæren sammenlignet med deres gjennomsnittstemperatur. Men selv om jeg Drivhuseffekt og dens konsekvenser er fortsatt et tema for store og heftige diskusjoner, men meteorologer har lenge forstått at atmosfærisk sirkulasjon kan og bør studeres. For å studere atmosfærisk sirkulasjon og lage dens matematiske modell, overvåker forskere parametrene jordens atmosfære. De vanligste observasjonene er vindhastighet, atmosfærisk trykk og lufttemperatur. Historisk sett ble disse atmosfæriske egenskapene først målt på bakken, men nå brukes radiosonder, som kan stige til en høyde på 30 km, oftest til disse formålene. Etter den første lanseringen kunstige satellitter, atmosfærisk sirkulasjon begynte å bli observert fra verdensrommet. Vanligvis bærer værsatellitter sofistikert utstyr som kan registrere ikke bare trykk og temperatur, men også atmosfærisk stråling og solstråling spredt av atmosfæren. Bruken av satellitter har nesten doblet omfanget av observasjoner. Det er ved hjelp av satellitter at forskere i dag kan studere atmosfærisk sirkulasjon over hele kloden på en gang. 
Selv om det ennå ikke virker som en realistisk oppgave å lage en komplett modell av atmosfæren, er noen skritt i denne retningen allerede tatt. Allerede nå, under produksjon, blåses fly i vindtunneler. Dette kan betraktes som en slags "kopiering av atmosfæren i miniatyr." Imidlertid er det ennå ikke mulig å forlate vindtunneler og beregne alt på en datamaskin, selv om ligningene for dette problemet ble utviklet av Navier og Stokes for ganske lenge siden. Forskere har bare lært å dele den studerte atmosfæren inn i små celler i et tredimensjonalt romlig rutenett, og beregne hastigheten, temperaturen og trykket ved hver node i dette rutenettet separat. Dette er en veldig vanskelig og ekstremt ineffektiv jobb. Det er derfor Boeing lovet en premie på 1 million dollar til alle som fant eksakt løsning Navier-Stokes ligninger.
ov i andre, C. a. er den viktigste klimadannende prosessen. Værets natur og dets endringer hvor som helst på jorden bestemmes ikke bare av de lokale forholdene for varme og fuktighetssirkulasjon mellom jordoverflaten og atmosfæren, men også av klimaet.
Eksistensen av C. a. forårsaket av ujevn fordeling av atmosfærisk trykk (se atmosfærisk trykk) (tilstedeværelsen av en barisk gradient (se barisk gradient)) , hovedsakelig forårsaket av ulik tilstrømning solstråling på forskjellige breddegrader på jorden og forskjellige fysiske egenskaper jordoverflaten, spesielt i forbindelse med dens inndeling i land og hav. Den ujevne fordelingen av varme på jordoverflaten og utvekslingen av varme mellom den og atmosfæren resulterer i den konstante eksistensen av sentralluft, hvis energi brukes på friksjon, men kontinuerlig etterfylles av solstråling.
På grunn av Coriolis-kraften (se Coriolis-kraften) bevegelsen av luft ved en generell sentralluft. er kvasi-geostrofisk, dvs. med unntak av nesten-ekvatoriale breddegrader og grensesjiktet, er den ganske nær den geostrofiske vinden (se geostrofisk vind) , rettet langs isobarene, vinkelrett på trykkgradienten. Og fordi Ettersom atmosfærisk trykk er fordelt over kloden på en generelt sonemessig måte (isobarer er nær breddesirkler), er lufttransport generelt sonebasert. I de nedre 1-1,5 km vinden er fortsatt under påvirkning av friksjonskrefter og skiller seg betydelig fra den geostrofiske i hastighet og retning. I tillegg fordelingen av atmosfærisk trykk over jordoverflaten, og med det strømmene til sentralluften. sone bare i generelle termer. Faktisk, C. a. er i kontinuerlig endring både på grunn av sesongmessige endringer i fordelingen av varmekilder og synker på jordoverflaten og i atmosfæren, og i forbindelse med syklonaktivitet (dannelse og bevegelse av sykloner og antisykloner i atmosfæren). Syklonisk aktivitet gir fargen en. kompleks og raskt skiftende makroturbulent natur. Med høyde, soneinndeling av C. a. øker, i den øvre troposfæren og stratosfæren, i stedet for virvelforstyrrelser, dominerer bølgeforstyrrelser av soneoverføring. Det er de meridionale vindkomponentene knyttet til syklonaktivitet som utveksler luft mellom de lave og høye breddegradene på jorden. I lave breddegrader Jorden mottar mer varme fra solen enn den mister gjennom sin egen stråling; på høye breddegrader er det motsatte. Inter-breddegradsutveksling av luft fører til overføring av varme fra lave breddegrader til høye breddegrader og kulde fra høye breddegrader til lave breddegrader, og opprettholder dermed termisk likevekt på alle breddegrader på jorden.
Siden lufttemperaturen i troposfæren i gjennomsnitt synker fra lave til høye breddegrader, synker også atmosfærisk trykk i gjennomsnitt i hver halvkule fra lave til høye breddegrader. Start derfor fra omtrent en høyde på 5 km, der påvirkningen av kontinenter, hav og syklonaktivitet på strukturen til trykkfelt og luftbevegelse blir liten, etableres vestlig lufttransport ( ris. , og kort 1 , 2 ) nesten over hele kloden (med unntak av ekvatorialsonen). Om vinteren på denne halvkulen dekker den vestlige transporten ikke bare den øvre troposfæren, men også hele stratosfæren og mesosfæren. Om sommeren varmes imidlertid stratosfæren over polen kraftig opp og blir mye varmere enn over ekvator, så meridionaltrykkgradienten starter fra omtrent 20 km endrer retning og sonelufttransporten endres følgelig fra vestlig til østlig ( ris. , b).
På jordoverflaten og i den nedre troposfæren er sonefordelingen av trykk mer kompleks, siden den i stor grad bestemmes av syklonaktivitet. Under sistnevnte prosess blir sykloner, som vanligvis beveger seg mot øst, samtidig avledet til høyere breddegrader, og antisykloner til lavere breddegrader. Derfor dannes to subtropiske soner i den nedre troposfæren (og nær jordoverflaten) høyt blodtrykk på begge sider av ekvator ( ris. , c), langs hvilken trykket reduseres (ekvatorial depresjon); i subpolare breddegrader dannes to soner lavt blodtrykk(subpolar depresjon); På de høyeste breddegrader økes trykket. Denne trykkfordelingen tilsvarer en vestlig transport på midtre breddegrader på hver halvkule og en østlig transport i tropiske og høye breddegrader.
De angitte sonene med trykk og vind i den nedre troposfæren, selv på langtidsgjennomsnittskart, ser ut til å være delt inn i separate områder med lavt og høyt trykk (se fig. kort 3 Og 4 ) med sine karakteristiske sykloniske og antisykloniske sirkulasjoner, for eksempel den islandske depresjonen, Azorene antisyklon og andre. Fordelingen av land og hav introduserer kompleksitet i fordelingen av handlingssentre, og skaper, i tillegg til de angitte permanente sentrene, også sesongbaserte handlingssentre for atmosfæren (som den asiatiske vinterantisyklonen, den asiatiske sommerdepresjonen). I Sørlige halvkule, hovedsakelig oseanisk, sonering av C. a. bedre uttrykt enn i Northern.
Sonetransport i troposfæren er spesielt uttalt i tropene. Her er østlige strømmer nær jordoverflaten og i den nedre troposfæren - passatvindene - veldig konstante, spesielt over havene. I den øvre troposfæren er de erstattet av vestlig transport, som i tropene kalles anti-passatvinder. Meridionalkomponentene i passatvindene er oftest rettet mot ekvator, og i anti-passatvindene - mot de midtre breddegrader. Derfor kan passatvind-mot-passatvindsystemet tilnærmet betraktes som en lukket sirkulasjon med luft som stiger i ekvatorialdepresjonen (intertropisk konvergenssone (se intertropisk konvergensone)) og senker i den subtropiske høytrykkssonen (Hadley-celle) . Denne sirkulasjonscellen er fortsatt forbundet med syklonaktivitet med sirkulasjon utenfor tropiske breddegrader, hvorfra den fylles på med kald luft og hvor den overfører sin varme luft.
I noen områder av jorden, spesielt i bassenget indiske hav, er den østlige transporten erstattet av en vestlig transport om sommeren på grunn av avgangen av den intertropiske konvergenssonen fra ekvator til den varmere sommerhalvkulen. Luftoverføringer i motsatte retninger om vinteren og sommeren på lave breddegrader kalles tropiske monsuner.
Svake bølgeforstyrrelser i passatvindene og i konvergenssonen gjør lite for å endre sirkulasjonens natur. Men noen ganger (i gjennomsnitt omtrent 80 ganger i året) i noen områder av den intertropiske konvergenssonen, utvikles sterke virvler - tropiske sykloner (se tropisk syklon) ( tropiske orkaner), skarpt, til og med katastrofalt, endrer det etablerte sirkulasjonsregimet og været på vei i tropene, og noen ganger utenfor dem.
På ekstratropiske breddegrader er utvikling og passasje av sykloner (mindre intense enn tropiske) og antisykloner et dagligdags fenomen; syklonisk aktivitet på disse breddegradene er en form for sentral luft, i det minste i troposfæren, og delvis i stratosfæren.
Den er betinget kontinuerlig utdanning viktigste atmosfæriske fronter (se atmosfæriske fronter) (troposfærisk); De er også assosiert med jetstrømmer (Se Jetstrøm) i øvre troposfære og nedre stratosfære. Den serielle forekomsten av sykloner og antisykloner på hovedfrontene fører til at det oppstår spesielt store langbølger, eller Rossby-bølger, i den øvre troposfæren og over den. Antallet slike bølger er oftest rundt fire over halvkulen.
De meridionale komponentene i den sentrale luften assosiert med syklonaktivitet. i ekstratropiske breddegrader endres raskt og ofte. Det er imidlertid situasjoner der det i løpet av flere dager eller til og med uker er omfattende og høye sykloner og antisyklonene endrer lite posisjon. I denne forbindelse skjer langsiktige meridional luftoverføringer i motsatte retninger, noen ganger gjennom hele troposfærens tykkelse, over store områder og til og med over hele halvkulen. Derfor, i ekstratropiske breddegrader, kan to typer sirkulasjon skilles over halvkulen eller en stor del av den: sone, med en overvekt av sone, oftest vestlig, transport, og meridional, med tilstøtende lufttransport mot lave og høye breddegrader. Med den meridionale typen sirkulasjon er den interlatitudinelle varmeoverføringen mye større enn med den sone.
I noen regioner med ekstratropiske breddegrader, på grunn av ulik oppvarming av land og hav, råder lavtrykk over land i den varme årstiden, og økt trykk råder over tilstøtende vann, i kalde årstiden- omvendt. I de mellomliggende områdene, langs utkanten av kontinentet og havet, skapes tilsvarende et regime av ekstratropiske monsuner - en ganske stabil sesongmessig transport av luft i én retning, som erstattes i en annen sesong av samme transport i motsatt retning. Dette er vindregimet i Øst-Asia, inkludert det sovjetiske fjernøsten.
I noen begrensede områder, når strømmene i det generelle Sentral-Asia svekkes. lokale mesoskala sirkulasjoner oppstår med daglig periodisitet, assosiert med lokale forskjeller i atmosfærisk oppvarming forårsaket av orografi og nærhet til land og vann. Slik er Breezes på bredden av reservoarer, fjelldalvinder. I store byer er det til og med urban bris knyttet til utviklingen av byen og produksjonen av varme i den.
For å klargjøre de mest generelle og stabile egenskapene til C. a. gjennomsnitt av langtidsobservasjoner av atmosfærisk trykk og vind på ulike nivåer av atmosfæren brukes. Med en slik gjennomsnittsberegning opphever svingningene i sentralluften knyttet til syklonaktivitet ut hverandre i større grad. Sammen med dette studeres også daglige endringer i C. a-regimet. i henhold til synoptiske kart (se synoptiske kart) - overflate og stor høyde og fra satellittbilder av skyer. Dette gjør det mulig å skille mellom typer fargesystemer, deres frekvens, transformasjoner og endringer.
Teoretisk studie av farger a. kommer ned til å identifisere og forklare dens egenskaper og betingelser gjennom et numerisk eksperiment, dvs. numerisk integrasjon over tid av de tilsvarende systemene av ligninger av hydrodynamikk og termodynamikk i atmosfæren (og havet). Både den empiriske studien av generell sentral aktivitet og dens matematiske modellering har viktig for å løse langsiktige værmeldingsproblemer.
Litt.: Lorenz E. N., Natur og teori om generell atmosfærisk sirkulasjon, trans. fra English, L., 1970; Pogosyan Kh. P., Generell sirkulasjon av atmosfæren, Leningrad, 1972; Palmen E., Newton Ch., Atmosfærens sirkulasjonssystemer, trans. fra English, L., 1973.
S.P. Khromov.
Gjennomsnittlig høyde på den isobariske overflaten - 300 mb over havnivå.
Langsiktig gjennomsnittlig fordeling av atmosfærisk trykk og rådende vind på jordoverflaten.
Plan for soneoverføringer under den generelle sirkulasjonen av atmosfæren (på forskjellige høyder over jordens overflate).
Stor Sovjetisk leksikon. - M.: Sovjetisk leksikon. 1969-1978 .
Se hva "Atmosfærisk sirkulasjon" er i andre ordbøker:
Det totale settet av luftstrømmer over jordens overflate, med horisontale dimensjoner som står i samsvar med størrelsen på kontinenter og hav, og en tykkelse på flere. km til titalls km. Strukturen til C. a. bestemt av den romlige fordelingen av atm ... Fysisk leksikon
atmosfærisk sirkulasjon- Planetarisk system av luftstrømmer som dekker hele kloden, og dens fullstendige statistiske beskrivelse. → Fig. 22 Syn.: atmosfærisk sirkulasjon … Ordbok for geografi
1) et generelt (globalt) system av luftstrømmer over jordens overflate, hvis horisontale dimensjoner er sammenlignbare med kontinenter og hav, og tykkelsen fra flere km til titalls km. For eksempel generell vestlig transport over ekstratropiske breddegrader og i ... Stor encyklopedisk ordbok
Den karakteristiske, ofte gjentatte distribusjonen og utviklingen av trykkformasjoner i atmosfæren (spesielt sykloner og antisykloner) i et gitt område av kloden og overføringsretningen som tilsvarer hver av disse typene luftmasser i systemet... Marine Dictionary
atmosfærisk sirkulasjon- — EN atmosfærisk sirkulasjon Den generelle bevegelsen og sirkulasjonen av luft, som overfører energi mellom forskjellige nivåer i atmosfæren. Sirkulasjonsmekanismene er veldig … … Teknisk oversetterveiledning
Plan for global atmosfærisk sirkulasjon Atmosfærisk sirkulasjon er et system av lukkede strømmer av luftmasser som manifesterer seg på en halvkuleskala ... Wikipedia
1) et generelt (globalt) system av luftstrømmer over jordens overflate, hvis horisontale dimensjoner er sammenlignbare med kontinenter og hav, og tykkelsen fra flere kilometer til titalls kilometer. For eksempel: generell vestlig overføring over... ... encyklopedisk ordbok
Innendørs luftsirkulasjon av høy kvalitet er en av de viktigste faktorene, og forsømmelse av disse medfører en rekke problemer: utseendet av sopp, akkumulering av allergener og utvikling av bronkopulmonale sykdommer. Normen er å erstatte 30 kubikkmeter. m luft per time per person. Effektivt system naturlig eller tvungen ventilasjon vil kun skje hvis designet tar hensyn til reglene for bevegelse av luftmasser.
Naturlig ventilasjon
Naturlig ventilasjon krever ikke mekanisk stimulering; det drivkraft– forskjell i lufttrykk innendørs og utendørs. Jo større temperaturforskjellen er, desto mer intens skjer luftskiftet. Konveksjon skjer som følger: varme masser stiger, kalde masser faller (fig. 1).
Fig 1. Eksempel på naturlig ventilasjon
Frisk luft kommer inn gjennom vinduene, og avtrekksluft slippes ut gjennom ventilasjonshullene.
Riktig organisert naturlig ventilasjon sikrer umerkelig sirkulasjon og myker opp mikroklimaet.
Kjøkken
I bygårder er alle luftekanaler fra kjøkken og bad slått sammen til en felles vertikal sjakt. Jo høyere hun reiser seg, jo høyere bedre trekkraft. Du kan sjekke kvaliteten på ventilasjonen ved å holde en papirstrimmel eller en serviett til gitteret. Hvis det tiltrekkes, utføres fjerningen effektivt. Det anbefales ikke å sjekke med lighter eller fyrstikk, da det er fare for eksplosjon.
For å sikre riktig luftsirkulasjon ved matlaging, er det nødvendig å lukke vinduet på kjøkkenet og åpne det i det fjerneste rommet.
Deretter skapes et naturlig trekk som fører all avtrekksluften fra bakrommet til ventilen over kjøkkentaket. Hvis du åpner vinduet direkte på kjøkkenet, vil trekket gå, forbi hetten, inn i inngangen. Av denne grunn er kjøkkenlukt ofte tilstede der.
Rom
I boliglokaler hvor det er installert høykvalitets doble vinduer, som gir fullstendig isolasjon fra gaten, kan en konstant luftstrøm bare sikres ved å åpne vinduet. Men dette fører til store varmetap i den kalde årstiden og krever kontroll. I slike tilfeller er tilførselsventiler utstyrt, som er et hull i veggen (vanligvis over varmeradiatoren), som en blokk med kanaler er montert i (bilde 1, 2).
Foto 1 og Foto 2. Utsikt over ventilen fra innsiden og utsiden av rommet
Temperaturen på luftstrømmen som passerer gjennom den øker med 20°C. Du kan regulere innstrømningsvolumet ved hjelp av en spesiell gardingardin. Luftventiler kan bygges inn i rammer. Med slikt utstyr er det ikke nødvendig å åpne vinduet, og frisk luft vil hele tiden strømme inn i rommet (bilde 3).
Foto 3. Luftventil.
For at normal luftsirkulasjon i rommet skal oppstå, må det være et lite gap under døren. Hvis den ikke er der og døren lukkes tett, kan ventilasjonshull installeres i bladet (bilde 4). Utseende vil ikke lide, og avtrekksluften vil fritt forlate rommet.
Foto 4. Ventilasjonshull i dørene
Tvangsventilasjonsanordning
Naturlig ventilasjon vil fungere godt når stor forskjell inne- og utetemperaturer. Men i årstider når forskjellen er nesten umerkelig, reduseres effektiviteten betydelig. Deretter tvungen luftsirkulasjon kommer til unnsetning, der tilstrømningen frisk luft pumpes inn i rommet av en vifte. Den monteres på et vindu eller i et spesialutstyrt hull i veggen. For å fjerne avtrekksluft, er hetter installert, hvis kraft avhenger av intensiteten av forurensning.
Boliglokaler
Spørsmålet om luftsirkulasjon i et rom eller kontor løses ofte ved å installere et monoblokk forsynings- og eksosanlegg, som inkluderer vifter, en varmeovn og filtre. Det vil si at den tvangsinnførte oppvarmede luftstrømmen dekker rommet og slippes ut av den samme enheten. Systemet fungerer nesten stille, dimensjonene varierer, så dette alternativet er ganske egnet for boliger.
Kjøkken
Kjøkkenet er mest kraftig kilde luftforurensning i huset på grunn av hyppig bruk av ovnen. Hvis standardventilen ikke kan takle avfallsstrømmen, sprer all lukt og sot gjennom hele rommet og legger seg på vegger og tak.
Ved oppussing av kjøkken har det blitt en skikk å installere spesielle kuppelformede, veggmonterte eller innebygde hetter over komfyren, som utløpseffekten kan justeres på. Noen innebygde modeller har to motorer, samt en funksjon for å øke arbeidsflaten.
I henhold til driftsprinsippet er alle kjøkkenhetter delt inn i gjennomstrømning og resirkulering. Sistnevnte fjerner ikke, men filtrerer kun avtrekksluft, så de er ikke spesielt populære.
Men hvis kjøkkenhetten er installert i en bygård og er koblet direkte til kjøkkenventilen, kan det oppstå problemer:
- uttaket er lukket: når hetten ikke fungerer, oppstår ikke luftsirkulasjon (hvis det ikke er noen periodisk automatisk byttefunksjon);
- den vanlige ventilasjonskanalen, på grunn av dets lille tverrsnitt, kan ikke takle fjerning av avtrekksluft levert av en kraftig hette;
- Juridiske problemer kan oppstå avhengig av tilgjengeligheten av regionale forskrifter;
- avtrekkshetten "samler" ikke avtrekksluften som stiger til taket;
- det er stor risiko for at all lukt kommer gjennom ventilasjonshullene til naboene.
Hvis det bare er en avtrekksventil på kjøkkenet, er det vanlig å installere en separat luftkanal (i veggen) for kjøkkenets gjennomstrømningshette. I noen hus lar ventilasjonskretsen deg koble til slike enheter. Men i mange regioner forbyr loven å lage hull i fasadene til hus for å installere klimakontrollenheter, samt bygge tilleggsutstyr i ventilasjonssjakter uten spesiell godkjenning. Derfor, før du planlegger å modernisere ventilasjonssystemet, bør du først vurdere spørsmålet om overholdelse av lovlighet og teknisk gjennomførbarhet.
Baderom
På badet monteres viften direkte inn i ventilen. Det finnes flere typer enheter:
- slås på samtidig med elektrisitet. På den ene siden er dette økonomisk, på den annen side kan tiden ikke være nok til å rense luften fullstendig og normalisere fuktigheten;
- utstyrt med en nedstengningstidtaker etter en spesifisert tidsperiode etter opphør av bruk av lokalene;
- autonom med en separat bryter. De kan fungere i henhold til en fast syklus.
Enheten kan utstyres med en fuktighetssensor, som automatisk sender et signal om å slå seg på.
Ventilasjon i eget hjem
Du kan ordne det som du vil uten hensyn til naboer og lovgivning, men du må ta hensyn til de grunnleggende reglene:
Foto 5. Kanalvifte på taket
Konklusjon
Alle svinger, innsnevringer, fremspring og forskyvninger i ventilasjonskanalen fører til en økning i trykket, og derfor til en reduksjon i hettens ytelse. Riktig arrangert ventilasjon vil ikke bare befri huset for fremmed lukt, men vil også forsinke reparasjoner betydelig.
Det er behagelig å være i et rom der regelmessig, umerkelig luftfornyelse skjer. Sopp og mugg vil ikke vises i den, og støv vil samle seg mindre. Selv uten ekstra kostnader kan du sikre effektiv naturlig ventilasjon ved å kjenne luftsirkulasjonslovene.
Luftstrømmer av forskjellig størrelse dannes i atmosfæren. De kan dekke hele kloden, og i høyden - troposfæren og den nedre stratosfæren, eller påvirke bare et begrenset område av territoriet. Luftstrømmer sørger for omfordeling av varme og fuktighet mellom lave og høye breddegrader og fører fuktighet dypt inn på kontinentet. Basert på distribusjonsområdet skilles vind fra den generelle sirkulasjonen av atmosfæren (GAC), vind av sykloner og antisykloner og lokale vinder. Hovedårsaken til dannelsen av vind er den ujevne fordelingen av trykk over planetens overflate.
Press. Atmosfæren utøver trykk på jordoverflaten (luft har vekt, Galileo beviste dette på begynnelsen av 1700-tallet, noe som betyr at den må utøve trykk på alle objekter som befinner seg på jordoverflaten). Trykket per cm 2 overflate ved havnivå er 1033,3 g. Normalt atmosfærisk trykk- vekt atmosfærisk kolonne med et tverrsnitt på 1 cm 2 ved havnivå ved 0 0 C på 45 0 breddegrad, balanseres den av en kvikksølvsøyle på 760 mm. Normalt atmosfærisk trykk er 760 mmHg eller 1013,25 mb. Trykk i SI måles i pascal (Pa): 1 mb=100 Pa. Normalt atmosfærisk trykk er 1013,25 hPa. Laveste trykk observert på jorden (ved havnivå), 914 hPa (686 mm); den høyeste er 1067,1 hPa (801 mm).
Trykket avtar med høyden når tykkelsen på det overliggende laget av atmosfæren avtar. Avstanden i meter som må heves eller senkes for at det atmosfæriske trykket skal endre seg med 1 hPa kalles trykkstadiet. Trykknivået i en høyde på 0 til 1 km er 10,5 m, fra 1 til 2 km - 11,9 m, 2-3 km - 13,5 m. Verdien av trykknivået avhenger av temperaturen: med økende temperatur øker den med 0 , 4 %. I varm luft er trykknivået høyere, derfor har varme områder av atmosfæren i høye lag større trykk enn kalde. Den gjensidige verdien av trykknivået kalles vertikal trykkgradient er endringen i trykk per avstandsenhet (100 m tas som enhetsavstand).
Trykkendringer som følge av luftbevegelse - dens utstrømning fra ett sted og innstrømming til et annet. Luftbevegelse er forårsaket av en endring i lufttetthet (g/cm3), som følge av ujevn oppvarming av den underliggende overflaten. Over en like oppvarmet overflate avtar trykket jevnt med høyde og isobariske overflater(overflater trukket gjennom punkter med samme trykk) er plassert parallelt med hverandre og den underliggende overflaten. I områder med høyt trykk er isobariske overflater konvekse oppover, i områder med lavt trykk er de konvekse nedover. På jordoverflaten vises trykk vha isobar– linjer som forbinder punkter med samme trykk. Fordelingen av atmosfærisk trykk på havnivå, avbildet ved hjelp av isobarer, kalles barisk lettelse.
Atmosfærens trykk på jordens overflate, dens fordeling i rommet og endring i tid kalles trykkfelt. Høy og lavtrykk, som trykkfeltet er delt inn i kalles trykksystemer.
Lukkede bariske systemer inkluderer baric maxima (et system av lukkede isobarer med høyt trykk i midten) og minima (et system av lukkede isobarer med lavt trykk i midten), ulukkede systemer inkluderer baric ridge (et bånd med høyt trykk fra et baric maksimum inne i et felt med lavt trykk), et trau (en stripe med lavt trykk fra et barisk minimum inne i et felt med høyt trykk) og en sal (et åpent system av isobarer mellom to bariske maksima og to minima). I litteraturen finnes konseptet "barisk depresjon" - et belte med lavt trykk, innenfor hvilket det kan være lukkede bariske minima.
Trykket over jordoverflaten er sonefordelt. Ved ekvator hele året er det et belte med lavtrykk – ekvatorial depresjon. I juli flytter den til den nordlige halvkule på 15-20 0 N breddegrad, i desember - til den sørlige halvkule, på 5 0 S breddegrad. På tropiske breddegrader (mellom 35 0 og 20 0 i begge halvkuler) øker trykket gjennom året ( tropiske eller subtropiske trykkmaksima), om vinteren vises et kontinuerlig belte med høytrykk over havene og over land (Azorene og Hawaii - SP; Sør-Atlanteren, Sør-Stillehavet og Sør-Indisk - UP), om sommeren vedvarer høytrykket bare over havene, over land trykket avtar, termiske sjokk oppstår depresjon (Iran-Tara minimum - 994 hPa). På de tempererte breddegradene i det nordlige territoriet dannes et kontinuerlig belte om sommeren lavt blodtrykk, men trykkfeltet er disymmetrisk: i UP i tempererte og subpolare breddegrader er det et bånd med lavtrykk over vannoverflaten hele året (antarktisk minimum - opptil 984 hPa); i den nordlige regionen, på grunn av vekslingen av kontinentale og oseaniske sektorer, uttrykkes bariske minima bare på havene (islandsk og aleutisk - trykk i januar 998 hPa); om vinteren vises bariske maksima over kontinentene på grunn av sterk avkjøling av flate. På de polare breddegrader, over innlandsisene i Antarktis og Grønland, trykk hele året økt(lave temperaturer: luften er kald og tung).
Stabile områder med høyt og lavt trykk som det bariske feltet brytes opp i på jordoverflaten kalles sentre for atmosfærisk handling. Det er territorier der trykket forblir konstant gjennom året (trykksystemer av én type dominerer, enten maksimum eller minimum), der permanente sentre for atmosfærisk handling:
Ekvatorial depresjon;
Aleutisk minimum (CP-midtbreddegrader);
Islandsk minimum (midtbreddegrader av nordøst) - et trau med lavtrykk beveger seg bort fra minimum mot polarsirkelen mellom Norge og Spitsbergen;
Lavtrykkssone med moderate breddegrader i UP (Antarktisk lavtrykksbelte);
Subtropiske høytrykkssoner SP:
Azorene høye (North Atlantic High)
Hawaiian High (North Pacific High)
South Pacific High (sørvest i Sør-Amerika)
South Atlantic High (St. Helena Anticyclone)
Sør-indisk maksimum (Mauritius antisyklon)
Antarktis maksimum
Grønland maksimum.
Sesongbaserte trykksystemer dannes hvis trykket skifter fortegn over årstidene: i stedet for barisk maksimum vises et barisk minimum og omvendt. Sesongbaserte trykksystemer inkluderer:
Sommer Sør-asiatisk minimum sentrert på omtrent 30 0 N breddegrad. (997 hPa) og
Winter Asian High sentrert over Mongolia (1036 hPa)
Sommer meksikansk lav (nordamerikansk depresjon) – 1012 hPa og
Vinter nordamerikanske og kanadiske topper (1020 hPa)
Sommerdepresjoner (januar) over Australia, Sør-Amerika og Sør-Afrika gir plass om vinteren for de australske, søramerikanske og sørafrikanske antisyklonene.
Vind. Horisontal trykkgradient. Luftens bevegelse i horisontal retning kalles vind. Vind er preget av fart, styrke og retning. Vindhastighet er avstanden luften reiser per tidsenhet (m/s, km/t). Vindkraft er trykket som utøves av luft på et område på 1 m 2 plassert vinkelrett på bevegelsen. Vindstyrken bestemmes i kg/m2 eller i punkter på Beaufort-skalaen (0 poeng - rolig, 12 - orkan).
Vindhastigheten bestemmes horisontal trykkgradient– endring i trykk (trykkfall med 1 hPa) per avstandsenhet (100 km) i retning av avtagende trykk og vinkelrett på isobarene. I tillegg til den barometriske gradienten, påvirkes vinden av jordens rotasjon (Coriolis-kraft), sentrifugalkraft og friksjon.
Coriolis-kraften avleder vinden til høyre (i OPP til venstre) fra gradientens retning. Sentrifugalkraft virker på vinden i lukkede trykksystemer - sykloner og antisykloner. Den er rettet langs krumningsradiusen til banen mot dens konveksitet. Luftfriksjonskraften på jordoverflaten reduserer alltid vindhastigheten. Friksjon påvirker det nedre, 1000 meter lange laget, kalt friksjonslag. Bevegelsen av luft i fravær av friksjon kalles gradient vind. En gradientvind som blåser langs parallelle rettlinjede isobarer kalles geostrofisk, langs krumlinjede lukkede isobarer – geocyklostrofisk. En visuell representasjon av vindfrekvensen i visse retninger er gitt av diagrammet "Rose of Wind".
I samsvar med trykkavlastningen eksisterer følgende vindsoner:
1. ekvatorial sone med vindstille (vind er relativt sjeldne, siden stigende bevegelser av sterkt oppvarmet luft dominerer);
2. passatvindsoner på den nordlige og sørlige halvkule;
3. områder med ro i antisyklonene til det subtropiske høytrykksbeltet (grunn - dominansen av nedadgående luftbevegelser);
4. på de midterste breddegrader på begge halvkuler – soner med overvekt av vestlig vind;
5. i sirkumpolare rom blåser vinder fra polene mot trykkforsenkningene på mellombreddegrader, dvs. Vind med østlig komponent er vanlig her.
Generell sirkulasjon av atmosfæren (GCA)- systemet luftstrøm planetarisk skala, som dekker hele kloden, troposfæren og den nedre stratosfæren. I den atmosfæriske sirkulasjonen frigjør de sone- og meridionaloverføringer. Sonetransporter, som hovedsakelig utvikler seg i sublatitudinal retning, inkluderer:
vestlig transport, som dominerer hele planeten i den øvre troposfæren og den nedre stratosfæren;
i den nedre troposfæren, i polare breddegrader – østlig vind; i tempererte breddegrader vestlig vind, i tropiske og ekvatoriale breddegrader - østlig;
jetstrømmer som utvikler seg over frontale soner i den øvre troposfæren.
Meridionale transporter inkluderer monsuner med tropisk-ekvatoriale breddegrader og ekstratropiske breddegrader.
GCA utvikler seg under påvirkning av den ujevne fordelingen av solstråling, virkningen av Coriolis-kraften og heterogeniteten til den underliggende overflaten.
Når solstråling kommer inn i en homogen, ikke-roterende jord, vil luftbevegelse oppstå i den øvre delen av troposfæren fra ekvator til polen, og ved den underliggende overflaten - fra polen til ekvator. Faktisk varmes luften ved ekvator i overflatelaget av atmosfæren kraftig opp. Varm og fuktig luft stiger, volumet øker, og høyt trykk oppstår i den øvre troposfæren. Ved polene, på grunn av den sterke avkjølingen av overflatelagene i atmosfæren, blir luften komprimert, volumet avtar og trykket på toppen faller. Følgelig er det i de øvre lagene av troposfæren en luftstrøm fra ekvator til polene. På grunn av dette avtar og øker luftmassen ved ekvator, og derfor trykket ved den underliggende overflaten, ved polene. I overflatelaget begynner bevegelsen fra polene til ekvator. Konklusjon: solstråling utgjør meridionalkomponenten i GCA.
På en homogen roterende jord virker Coriolis-kraften fortsatt. På toppen avleder Coriolis-kraften strømmen i SP til høyre for bevegelsesretningen, dvs. fra vest til øst. I OPP avviker luftbevegelsen til venstre, dvs. igjen fra vest til øst. Derfor, på toppen (i den øvre troposfæren og den nedre stratosfæren, i høydeområdet fra 10 til 20 km, synker trykket fra ekvator til polene) en vestlig overføring notert; det er notert for hele jorden som helhet. Generelt skjer luftbevegelse rundt polene. Følgelig danner Coriolis-kraften soneoverføringen til OCA.
Under, nær den underliggende overflaten, er bevegelsen mer kompleks; påvirkningen utøves av den heterogene underliggende overflaten, dvs. dens inndeling i kontinenter og hav. Et komplekst bilde av hovedluftstrømmene dannes. Fra subtropiske høytrykksbelter strømmer luftstrømmer til ekvatorialdepresjonen og til tempererte breddegrader. I det første tilfellet dannes østlige vinder av tropiske-ekvatoriale breddegrader. Over havet, på grunn av konstante bariske maksima, eksisterer de hele året – passatvindene- vindene i ekvatorialperiferien til subtropiske høyder, som konstant blåser bare over havene; over land spores ikke overalt og ikke alltid (brudd er forårsaket av svekkelse av subtropiske antisykloner på grunn av sterk oppvarming og bevegelse av ekvatoriale depresjoner til disse breddegrader). I SP har passatvindene en nordøstlig retning, i OPP - en sørøstlig retning. Passatvindene fra begge halvkuler konvergerer nær ekvator. I området for deres konvergens (den intertropiske konvergenssonen), oppstår sterke oppadgående luftstrømmer, cumulusskyer dannes og det oppstår kraftig nedbør.
Vindstrømmen går til tempererte breddegrader fra det tropiske høytrykksbeltet vestlig vind på tempererte breddegrader. De intensiverer seg inn vintertid, siden trykkminima vokser over havet på tempererte breddegrader, øker trykkgradienten mellom trykkminima over havet og trykkmaksima over land, og derfor øker styrken til vindene. I SP er vindretningen sør-vest, i UP er det nordvest. Noen ganger kalles disse vindene mot passatvinder, men genetisk sett er de ikke relatert til passatvindene, men er en del av den planetariske vestlige transporten.
Østlig overføring. De dominerende vindene på polare breddegrader er nordøst i nordøst og sørøst i sørøst. Luft beveger seg fra de polare områdene med høytrykk mot lavtrykksbeltet på tempererte breddegrader. Den østlige transporten er også representert av passatvindene på tropiske breddegrader. Nær ekvator dekker den østlige transporten nesten hele troposfæren, og det er ingen vestlig transport her.
Analyse etter breddegrad av hoveddelene av GCA lar oss identifisere tre sonale åpne lenker:
Polar: østlige vinder blåser i den nedre troposfæren, vestlig transport skjer høyere;
Moderat lenke: i nedre og øvre troposfære – vestlig vind;
Tropisk kobling: i den nedre troposfæren – østlige vinder, høyere – vestlig transport.
Den tropiske koblingen til sirkulasjonen ble kalt Hadley-cellen (forfatter av det tidligste GCA-skjemaet, 1735), den tempererte koblingen - Frerel-cellen (amerikansk meteorolog). Foreløpig stilles det spørsmål ved eksistensen av celler (S.P. Khromov, B.L. Dzerdievsky), men omtale av dem forblir i litteraturen.
Jetstrømmer er vinder med orkankraft som blåser over frontale soner i øvre troposfære og nedre stratosfære. De er spesielt uttalt over polare fronter; vindhastigheter når 300-400 km/t på grunn av store trykkgradienter og sjeldne atmosfære.
Meridional transport kompliserer GCA-systemet og gir interlatitudinell utveksling av varme og fuktighet. De viktigste meridionaltransportene er monsuner – sesongmessige vinder, skifter retning om sommeren og vinteren til motsatt. Det er tropiske og ekstratropiske monsuner.
Tropiske monsuner oppstår på grunn av termiske forskjeller mellom sommer- og vinterhalvkulene; fordelingen av land og hav bare forsterker, kompliserer eller stabiliserer dette fenomenet. I januar er det i det nordlige territoriet en nesten kontinuerlig kjede av antisykloner: permanente subtropiske over havene, sesongbaserte over kontinentene. Samtidig ligger det i UP en ekvatorial depresjon forskjøvet dit. Som et resultat blir luft overført fra SP til SP. I juli, med motsatt forhold mellom trykksystemer, transporteres luft over ekvator fra UP til SP. Dermed er tropiske monsuner ikke annet enn passatvinder, som i en viss stripe nær ekvator får en annen egenskap - en sesongmessig endring i den generelle retningen. Ved hjelp av tropiske monsuner utveksles luft mellom halvkuler, men mellom land og hav, spesielt siden den termiske kontrasten mellom land og hav generelt er liten i tropene. Utbredelsesområdet til de tropiske monsunene ligger helt mellom 20 0 N breddegrad. og 15 0 S. ( tropisk Afrika nord for ekvator, østlige Afrika sør for ekvator; sørlige Arabia; Indiahavet til Madagaskar i vest og Nord-Australia i øst; Hindustan, Indokina, Indonesia (uten Sumatra). Øst-Kina; i Sør-Amerika - Colombia). For eksempel er monsunstrømmen, som har sitt utspring i en antisyklon over Nord-Australia og går til Asia, i hovedsak rettet fra ett kontinent til et annet; havet tjener i dette tilfellet bare som et mellomterritorium. Monsuner i Afrika er utveksling av luft mellom landet på samme kontinent, som ligger i forskjellige halvkuler, og over deler Stillehavet Monsunen blåser fra den oseaniske overflaten på den ene halvkulen til den oseaniske overflaten på den andre.
Under utdannelse ekstratropiske monsuner Den ledende rollen spilles av den termiske kontrasten mellom land og hav. Her oppstår monsuner mellom sesongbaserte antisykloner og lavninger, hvorav noen ligger på kontinentet og andre på havet. Så vintermonsunene Langt øst er en konsekvens av interaksjonen mellom antisyklonen over Asia (med sentrum i Mongolia) og den konstante aleutiske depresjonen; sommer – en konsekvens av antisyklonen ovenfor nordlige delen Stillehavet og depresjon over den ekstratropiske delen av det asiatiske kontinentet.
Ekstratropiske monsuner kommer best til uttrykk i Fjernøsten (inkludert Kamchatka), Okhotskhavet, Japan, Alaska og kysten av Polhavet.
En av hovedbetingelsene for manifestasjonen av monsunsirkulasjon er fraværet av syklonisk aktivitet (over Europa og Nord-Amerika er det ingen monsunsirkulasjon på grunn av intensiteten av syklonaktivitet; den "vaskes bort" av vestlig transport).
Vind av sykloner og antisykloner.
Syklon– et område med lavt trykk, med et system av vind fra periferien til sentrum mot klokken i SP og med klokken i OPP.
Antisyklon– et område med høyt trykk, med et vindsystem fra sentrum til periferien med klokken i SP og mot klokken i OPP.
I sentrum av syklonen observeres stigende luftstrømmer, mens i antisyklonen observeres nedadgående strømmer.
Sykloner er delt inn i frontale, sentrale, tropiske og termiske depresjoner.
Frontale sykloner er dannet på den arktiske og polare fronten: på den arktiske fronten av Nord-Atlanteren (nær østkysten av Nord-Amerika og utenfor Island), på den arktiske fronten i den nordlige delen av Stillehavet (nær østkysten av Asia og Aleutiske øyer). Sykloner varer vanligvis i flere dager, og beveger seg fra vest til øst med en hastighet på rundt 20-30 km/t. En serie sykloner dukker opp foran, i en serie på tre eller fire sykloner. Hver påfølgende syklon er på et yngre utviklingsstadium og beveger seg raskere. Sykloner innhenter hverandre, tett sammen, danner seg sentrale sykloner– den andre typen syklon. Takket være inaktive sentrale sykloner opprettholdes et område med lavtrykk over havet og på tempererte breddegrader.
Sykloner med opprinnelse i det nordlige Atlanterhavet beveger seg mot Vest-Europa. Oftest går de gjennom Storbritannia, Østersjøen, St. Petersburg og videre til Ural og Vest-Sibir, eller gjennom Skandinavia, Kolahalvøya og videre til Spitsbergen, eller langs nordkanten av Asia.
Nord-Stillehavssykloner beveger seg inn i det nordvestlige Amerika, så vel som nordøst-Asia.
Tropiske sykloner dannes på tropiske fronter oftest mellom 5 og 20 0 s. og Yu. sh., ved ekvator er Coriolis-kraften null og sykloner dannes ikke. De vises over havene på sensommeren og høsten, når vannet varmes opp til en temperatur på 27-28 0 C. Den kraftige stigningen av varm og fuktig luft fører til frigjøring av en enorm mengde varme under kondensering, som bestemmer kinetisk energi til syklonen og lavtrykk i sentrum. Sykloner beveger seg fra øst til vest langs den ekvatoriale periferien av konstant trykkmaksima på havene. Hvis en tropisk syklon når moderate breddegrader, utvider den seg, mister energi og begynner som en ekstratropisk syklon å bevege seg fra vest til øst. Hastigheten på selve syklonen er liten (20-30 km/t), men vindene i den kan ha hastigheter på opptil 100 m/s. Høyeste hastighet i orkanen Ida var 113 m/s.
De viktigste områdene for forekomst av tropiske sykloner er: østkysten av Asia, nordkysten av Australia, Arabiahavet, Bengalbukta; Det karibiske hav og Mexicogulfen. I gjennomsnitt er det rundt 70 tropiske sykloner med vindhastigheter på over 20 m/s per år. I Stillehavet tropiske sykloner kalles tyfoner, i Atlanterhavet - orkaner, utenfor kysten av Australia - willy-willy.
Termiske depresjoner oppstå på land på grunn av alvorlig overoppheting av et overflateareal, stigning og spredning av luft over det. Som et resultat dannes et område med lavt trykk nær den underliggende overflaten.
Antisykloner er delt inn i frontale, subtropiske antisykloner av dynamisk opprinnelse og stasjonære.
I tempererte breddegrader i kald luft er det frontale antisykloner, som beveger seg i serie fra vest til øst med en hastighet på 20-30 km/t. Den siste siste antisyklonen når subtropene, stabiliserer seg og dannes subtropisk antisyklon av dynamisk opprinnelse. Disse inkluderer konstant trykkmaksima på havene. Stasjonær antisyklon oppstår over land om vinteren som følge av sterk avkjøling av overflatearealet.
Antisykloner oppstår og forblir stabile over de kalde overflatene i Øst-Arktis, Antarktis og om vinteren Øst-Sibir. Når arktisk luft bryter gjennom fra nord om vinteren, etableres det en antisyklon over det hele Øst-Europa og noen ganger fanger vestlige og sørlige.
Hver syklon følges og beveger seg med samme hastighet av en antisyklon, som omslutter hver syklonserie. Når man beveger seg fra vest til øst, avledes sykloner mot nord, og antisykloner avbøyes mot sør i SP. Årsaken til avvikene forklares med innflytelsen fra Coriolis-styrken. Følgelig begynner sykloner å bevege seg mot nordøst, og antisykloner mot sørøst. Takket være vindene fra sykloner og antisykloner skjer det en utveksling av varme og fuktighet mellom breddegrader. I områder med høyt trykk råder luftstrømmer fra topp til bunn - luften er tørr, det er ingen skyer; i områder med lavtrykk - fra bunn til topp - dannes skyer og nedbør faller. Innstrømmingen av varme luftmasser kalles «hetebølger». Flytting av tropiske luftmasser til tempererte breddegrader forårsaker tørke om sommeren og alvorlig tining om vinteren. Innføring av arktiske luftmasser til tempererte breddegrader - "kalde bølger" - forårsaker avkjøling.
Lokale vinder– vind som oppstår i begrensede områder av territoriet som følge av påvirkning av lokale årsaker. Lokale vinder av termisk opprinnelse inkluderer bris, fjell-dalvind; påvirkning av lettelse forårsaker dannelse av hårfønere og bor.
Breezes forekommer ved kysten av hav, hav, innsjøer, hvor daglige temperatursvingninger er store. I store byer bybris dannet seg. I løpet av dagen, når landet varmes opp sterkere, skjer det en oppadgående bevegelse av luft over den og dens utstrømning på toppen mot den kaldere. I overflatelagene blåser vinden mot land, dette er en dag-(sjø)bris. Nattebrisen (strandbrisen) oppstår om natten. Når landet avkjøles mer enn vannet, og i overflatelaget av luft blåser vinden fra land til sjøen. Havbrisen er mer uttalt, hastigheten er 7 m/s, distribusjonsrekkevidden er opptil 100 km.
Fjelldalvinder danner selve bakkene og fjelldalvindene og har en daglig periodisitet. Skråvind er et resultat av ulik oppvarming av bakkens overflate og luften i samme høyde. Om dagen varmes luften i skråningen mer opp, og vinden blåser opp skråningen, om natten avkjøles skråningen også sterkere og vinden begynner å blåse nedover skråningen. Egentlig er fjelldalvinder forårsaket av at luften i en fjelldal varmes opp og avkjøles mer enn i samme høyde på nabosletten. Om natten blåser vinden mot sletten, om dagen - mot fjellet. Skråningen som vender mot vinden kalles vind, og motsatt skråning kalles le.
Hårføner– en varm, tørr vind fra høye fjell, ofte dekket av isbreer. Det oppstår på grunn av adiabatisk avkjøling av luft i vindhellingen og adiabatisk oppvarming i lebakken. Den mest typiske hårføneren oppstår når luftstrømmen til OCA passerer over en fjellkjede. Oftere møter antisyklonvifte, dannes den hvis det er en antisyklon over et fjellrikt land. Myr er hyppigst i overgangssesonger, som varer i flere dager (i Alpene er det 125 dager med myr per år). I Tien Shan-fjellene kalles slike vinder catek, in Sentral Asia– garmsil, inn Rocky Mountains– Chinook. Hårfønere forårsaker tidlig blomstring av hager og smelting av snø.
Bora- kald vind som blåser fra lave fjell mot det varme havet. I Novorossiysk heter det Nord-Ost, på Absheron-halvøya - Nord. På Baikal - sarma, i Rhônedalen (Frankrike) - mistral. Bora oppstår om vinteren, når et område med høyt trykk dannes foran ryggen, på sletten, hvor kald luft dannes. Etter å ha krysset en lav ås, suser den kalde luften i høy hastighet mot den varme bukten, hvor trykket er lavt, hastigheten kan nå 30 m/s, lufttemperaturen synker kraftig til –5 0 C.
Småskala virvler inkluderer tornadoer Og blodpropp (tornado). Virvelvinder over havet kalles tornadoer, over land - blodpropp. Tornadoer og blodpropp oppstår vanligvis på de samme stedene som tropiske sykloner, i et varmt, fuktig klima. Hovedkilden til energi er kondensering av vanndamp, som frigjør energi. Det store antallet tornadoer i USA skyldes ankomsten av fuktig, varm luft fra Mexicogulfen. Virvelvinden beveger seg med en hastighet på 30-40 km/t, men vindhastigheten i den når 100 m/s. Tromber vises vanligvis enkeltvis, mens virvler oppstår i serie. I 1981 dannet det seg 105 tornadoer utenfor kysten av England i løpet av fem timer.
Konseptet med luftmasser (AM). Analyse av ovenstående viser at troposfæren ikke kan være fysisk homogen i alle delene; den er delt (uten å slutte å være enkelt og integrert) i luftmasser– store luftvolumer i troposfæren og nedre stratosfære, som har relativt homogene egenskaper og beveger seg som en helhet i en av GCA-strømmene. Dimensjonene til VM er sammenlignbare med deler av kontinentene, lengden er tusenvis av kilometer, tykkelsen er 22-25 km. Territoriene som VM-er dannes over kalles formasjonssentre. De må ha en homogen underliggende overflate (land eller sjø), visse termiske forhold og tiden som kreves for dannelsen. Lignende forhold eksisterer i trykkmaksima over havene og i sesongmaksima over land.
VM har typiske egenskaper bare på dannelsesstedet; når den flyttes, transformeres den og får nye egenskaper. Ankomsten av visse EM forårsaker plutselige endringer i været av ikke-periodisk karakter. I forhold til temperaturen på den underliggende overflaten deles VM-er inn i varmt og kaldt. Varm VM beveger seg til den kalde underliggende overflaten, den gir oppvarming, men avkjøler seg selv. En kald VM kommer til den varme underliggende overflaten og gir avkjøling. I henhold til dannelsesforholdene er EM delt inn i fire typer: ekvatorial, tropisk, polar (luft av tempererte breddegrader) og arktisk (Antarktis). Hver type har to undertyper - marine og kontinentale. Til kontinental subtype, dannet over kontinenter, er preget av et stort temperaturområde og lav luftfuktighet. Marin undertype Den dannes over havene, derfor øker dens relative og absolutte fuktighet, og dens temperaturamplituder er betydelig mindre enn kontinentale.
Ekvatorial VM dannet på lave breddegrader, preget av høye temperaturer og høy relativ og absolutt luftfuktighet. Disse eiendommene er bevart både over land og over hav.
Tropisk VM dannes på tropiske breddegrader, temperaturen gjennom hele året faller ikke under 20 0 C, og den relative luftfuktigheten er lav. Det er: a) kontinentale TBMer som dannes over kontinenter med tropiske breddegrader i tropiske trykkmaksima - over Sahara, Arabia, Tar, Kalahari, og om sommeren i subtropene og til og med sør for tempererte breddegrader - i Sør-Europa, i Sentral-Asia og Kasakhstan, i Mongolia og Nord-Kina; b) marine TBMer dannet over tropiske farvann - i Azorene og Hawaii-maksima; preget av høy temperatur og fuktighetsinnhold, men lav relativ fuktighet.
Polar VM, eller luft av tempererte breddegrader, dannes i tempererte breddegrader (i antisykloner av tempererte breddegrader fra arktiske VM-er og luft som kommer fra tropene). Temperaturer om vinteren er negative, om sommeren er de positive, det årlige temperaturområdet er betydelig, absolutt luftfuktighet øker om sommeren og synker om vinteren, relativ luftfuktighet er gjennomsnittlig. Det er: a) kontinental luft av tempererte breddegrader (CLA), som dannes over de enorme overflatene av kontinenter med tempererte breddegrader, om vinteren er det veldig kjølig og stabilt, været i det er klart med alvorlig frost; om sommeren varmes det kraftig opp, stigende strømmer oppstår i det; b) temperert breddegrad sjøluft (MLA), dannet over havene på mellombreddegrader; transportert til kontinenter av vestlige vinder og sykloner; preget av høy luftfuktighet og moderat temperatur; om vinteren bringer tiner, om sommeren - kjølig og alltid skyete vær.
Arktiske (Antarktiske) VM-er dannes på polare breddegrader. Temperaturene gjennom året er negative og den absolutte luftfuktigheten er lav. Det er: a) cAVM-er som dannes over isoverflaten i Arktis, og om vinteren også over Taimyr, Kolyma-bassenget, Chukotka og Nord-Canada; preget av lave temperaturer, lavt fuktighetsinnhold og høy gjennomsiktighet; invasjon av tempererte breddegrader forårsaker betydelige og skarpe kuldesnapper; b) mAVM som dannes i det europeiske Arktis, over et isfritt hav; preget av høyere fuktighetsinnhold og litt høyere temperatur; en invasjon av fastlandet kan forårsake kortvarig oppvarming.
VM-er er inne konstant bevegelse. Når de nærmer seg, dukker det opp atmosfæriske fronter. Atmosfærisk front– en smal overgangssone som skiller VM-er med forskjellige fysiske egenskaper over en betydelig avstand. Skjæringspunktet mellom den atmosfæriske fronten og jordoverflaten danner den såkalte frontalsonen. Bredden på frontalsonene er flere hundre kilometer, lengden er tusenvis av kilometer, og den vertikale tykkelsen er opp til en høyde på 20 km. Oftest oppstår atmosfæriske fronter på tempererte breddegrader, hvor kald luft fra høye breddegrader og varm luft fra tropiske breddegrader møtes. Frontal sone i verdensrommet er det representert av en frontoverflate, hvis skjæring med jordoverflaten danner frontlinjen. På frontlinjen endres temperatur, luftfuktighet, overskyethet, trykk, vindretning og hastighet brått.
De arktiske og antarktiske frontene passerer mellom AVM og UVM, som ligger i gjennomsnitt rundt 65 0 N og S. På de midtre breddegradene passerer de moderate frontene til SP og UP mellom UVM og TVM. Om sommeren skifter de til 50 0, om vinteren til 30 0 N breddegrad. Det er en tropisk front mellom UWM og TWM. På ekvatoriale breddegrader, når SP- og UP-EVM-ene kommer i kontakt, dannes det ikke en front, men en sone for konvergens eller konvergens.
Atmosfæriske fronter er delt inn i varme, kalde og okklusjoner.
Varm front en slik front kalles når den varme VM er mer aktiv og beveger seg i retning av den kalde VM. Frontlinjen skifter mot kald luft. Etter passering av en varmfront oppstår oppvarming.
Kaldfront dannes når en kald VM avanserer i retning av en varm VM. Frontlinjen beveger seg mot varm luft. Når kalde og varme fronter kommer sammen, okklusjonsfronter.
På klimakart er det mulig å identifisere soner hvor ulike typer CM-er oftest finnes; klimafronter– langsiktige gjennomsnitt, de mest typiske posisjonene i serien atmosfæriske fronter, som oppstår mellom typer eller undertyper av VM-er. Hovedklimafrontene skiller CM-typer, og sekundære klimafronter skiller CM-undertyper. Eksistere Arktis (Antarktis) front som skiller AVM og PVM, polar front- mellom FDA og TVM, tropisk front– mellom TVM og datamaskin.
Prosessene med dannelse og forskyvning av VM-er, dannelsen av fronter danner grunnlaget for den genetiske klassifiseringen av klimaer av B.P. Alisova.
Dermed:
Studiet av problemer knyttet til atmosfæriske bevegelser fører til etablering av den nærmeste sammenhengen mellom fordelingen av temperaturer på jorden, det generelle bildet av trykkavlastningen og fordelingen av vind. Denne sammenhengen er tydeligst synlig i den godt sammenfallende soneinndelingen av alle tre avhengige fenomener. Det er mulig å konstruere en logisk og naturlig kjede, hvis påfølgende ledd er: jordens form - den spesifikke (bestemt av jordens form) fordeling av solstråling - temperaturfordelingen på grunn av stråling - fordelingen av trykkavlastning på grunn av temperatur og rotasjon av jorden - luftsirkulasjonen på grunn av trykkavlastning.
Siden troposfæren ligger over underliggende overflater av ulike typer i områder som er ulikt oppvarmet av solen og i ulike høyder over hav- eller landnivå, kan den ikke være fysisk homogen. Dens individuelle deler må variere i temperatur, tetthet og metningsgrad med vanndamp. Dette gir grunnlag for å dele inn troposfæren i VM-er, der hver masse er mer eller mindre homogen i seg selv, men vesentlig forskjellig fra nabomassen i en rekke egenskaper og funksjoner.
De viktigste og mest genetisk sammenkoblede formene for Sentral-Sentral-Asia inkluderer passatvinder, sykloner og antisykloner med tempererte breddegrader og monsuner.
- en viktig faktor i klimadannelsen. Det kommer til uttrykk ved å bevege seg forskjellige typer luftmasser
Luftmasser- dette er bevegelige deler av troposfæren som skiller seg fra hverandre i temperatur og fuktighet. Luftmasser er hav Og kontinentale.
Marine luftmasser dannes over verdenshavet. De er mer fuktige sammenlignet med kontinentale som dannes over land.
I forskjellige klimatiske soner Jorden danner sine egne luftmasser: ekvatorial, tropisk, temperert, arktisk Og Antarktis.
Når luftmasser beveger seg, beholder de egenskapene sine i lang tid og bestemmer derfor været på stedene de ankommer.
Arktiske luftmasser form over nord Polhavet(om vinteren - også over de nordlige kontinentene Eurasia og Nord-Amerika). De er preget av lav temperatur, lav luftfuktighet og økt luftgjennomsiktighet. Inntrenging av arktiske luftmasser i tempererte breddegrader forårsaker kuldeperiode. Samtidig melder det seg stort sett klart og delvis skyet vær. Når man beveger seg dypere inn på kontinentet i sør, forvandles arktiske luftmasser til tørr kontinentalluft på tempererte breddegrader.
Kontinentalt Arktis luftmasser dannes over det iskalde Arktis (i dets sentrale og østlige deler) og over Nord kysten kontinenter (om vinteren). Deres funksjoner er veldig lave temperaturer luft og lavt fuktinnhold. Invasjonen av kontinentale arktiske luftmasser på fastlandet fører til kraftig avkjøling i klart vær.
Marint arktisk luftmasser dannes i mer varme forhold: over isfritt vann med høyere lufttemperaturer og høyere fuktighetsinnhold - dette er det europeiske Arktis. Inntrenging av slike luftmasser på fastlandet om vinteren forårsaker til og med oppvarming.
Analogt med arktisk luft Nordlige halvkule på den sørlige halvkule er Antarktiske luftmasser. Deres innflytelse strekker seg stort sett til tilstøtende havoverflater og sjelden til den sørlige kanten av det søramerikanske kontinentet.
Moderat(polar) luft er luften på tempererte breddegrader. Moderate luftmasser trenger inn i polare, så vel som subtropiske og tropiske breddegrader.
Kontinentalt temperert luftmasser om vinteren gir vanligvis klart vær med alvorlig frost, og om sommeren - ganske varm, men overskyet, ofte regnfull, med tordenvær.
Marine temperert luftmasser transporteres til kontinentene med vestavind. De er utmerkede høy luftfuktighet Og moderate temperaturer. Om vinteren bringer maritime moderate luftmasser overskyet vær, kraftig nedbør og tiner, og om sommeren - store skyer, regn og lavere temperaturer.
Tropisk luftmasser dannes i tropiske og subtropiske breddegrader, og om sommeren - i kontinentale områder sør for tempererte breddegrader. Tropisk luft trenger inn i tempererte og ekvatoriale breddegrader. Høy temperatur er et vanlig trekk ved tropisk luft.
Kontinental tropisk luftmasser er tørre og støvete, og maritime tropiske luftmasser- høy luftfuktighet.
ekvatorial luft, forekommer i ekvatorialdepresjonen, veldig varmt og fuktig. Om sommeren på den nordlige halvkule trekkes ekvatorialluft, som skifter nordover, inn sirkulasjonssystem tropiske monsuner.
Ekvatoriale luftmasser dannes i ekvatorialsonen. De er utmerkede høye temperaturer og fuktighet gjennom hele året, og dette gjelder luftmasser som dannes både over land og over havet. Derfor er ekvatorial luft ikke delt inn i marine og kontinentale undertyper.
Hele systemet av luftstrømmer i atmosfæren kalles generell sirkulasjon av atmosfæren.
Atmosfærisk front
Luftmasser beveger seg konstant, endrer egenskapene deres (transformerer), men det forblir ganske skarpe grenser mellom dem - overgangssoner flere titalls kilometer brede. Disse grensesonene kalles atmosfæriske fronter og er preget av en ustabil tilstand av temperatur, luftfuktighet,.
Skjæringspunktet mellom en slik front og jordoverflaten kalles linje av den atmosfæriske fronten.
Når en atmosfærisk front passerer gjennom et område over den, vil luftmassene og som et resultat endre været.
Tempererte breddegrader er preget av frontal nedbør. I sonen med atmosfæriske fronter oppstår omfattende skyformasjoner som er tusenvis av kilometer lange, og det kommer nedbør. Hvordan oppstår de? Den atmosfæriske fronten kan betraktes som grensen for to luftmasser, som er skråstilt mot jordoverflaten i en veldig liten vinkel. Kald luft er plassert ved siden av og over varm luft i form av en flat kile. I dette tilfellet stiger varm luft opp i kilen av kald luft og avkjøles, og nærmer seg en tilstand av metning. Det dukker opp skyer som det faller nedbør fra.
Hvis fronten beveger seg mot den trekkende kalde luften, oppstår oppvarming; en slik front kalles varm. Kaldfront, tvert imot, den rykker frem på det okkuperte territoriet varm luft(Figur 1).
Ris. 1. Typer atmosfæriske fronter: a - varm front; b - kaldfront
Laster inn...
