Mis on lühidalt tsükloni ja antitsükloni määratlus. Mis on tsüklon? Troopiline tsüklon lõunapoolkeral. Tsüklonid ja antitsüklonid – tunnused ja nimetused. Tsüklonid ja antitsüklonid
Atmosfäärinähtused on olnud uurimisobjektiks sajandeid oma tähtsuse ja mõju tõttu kõikidele eluvaldkondadele. Tsüklonid ja antitsüklonid pole erand. Nende ilmastikunähtuste mõiste annab koolis geograafia. Tsüklonid ja antitsüklonid jäävad pärast nii lühikest uuringut paljude jaoks saladuseks. ja rinded on võtmemõisted, mis aitavad tabada nende ilmastikunähtuste olemust.
õhumassid
Tihti juhtub, et paljude tuhandete kilomeetrite jooksul horisontaalsuunas on õhul väga sarnased omadused. Seda massi nimetatakse õhumassiks.
Õhumassid jagunevad külmaks, soojaks ja kohalikuks:
Külma massi nimetatakse siis, kui selle temperatuur on madalam selle pinna temperatuurist, mille kohal see asub;
Soe - see on selline õhumass, mille temperatuur on kõrgem kui selle all oleva pinna temperatuur;
Kohalik õhumass ei erine temperatuuri poolest selle all olevast pinnast.
Õhumassid tekivad Maa erinevate osade kohale, mis toob kaasa nende omaduste eripära. Kui mass moodustub Arktika kohal, nimetatakse seda vastavalt Arktikaks. Loomulikult on selline õhk väga külm, see võib tuua paksu udu või kerget udu. Polaarõhk peab oma leiukohaks parasvöötme laiuskraade. Selle omadused võivad olenevalt aastaajast erineda. Talvel polaarmassiivid arktilistest palju ei erine, kuid suvel võib selline õhk tuua väga halva nähtavuse.
Troopikast ja subtroopikast pärit troopilistel massidel on kõrge temperatuur ja suurenenud tolmusisaldus. Nad vastutavad udu eest, mis katab objekte eemalt vaadates. Troopilise vöö mandriosas moodustunud troopilised massid toovad kaasa tolmukeeriseid, torme ja tornaadosid. Ekvatoriaalõhk on väga sarnane troopilise õhuga, kuid kõik need omadused on rohkem väljendunud.
Esiküljed
Kui kohtuvad kaks erineva temperatuuriga õhumassi, tekib uus ilmastikunähtus - front ehk liides.
Liikumise iseloomu järgi jagunevad rinded statsionaarseteks ja mobiilseteks.
Iga olemasolev rinne jagab õhumassid omavahel ära. Näiteks polaarfront on kujuteldav vahendaja polaar- ja troopilise õhu vahel, arktiline põhifront on arktilise ja polaarõhu vahel jne.
Kui soe õhumass liigub üle külma õhumassi, tekib soe front. Reisijate jaoks võib sellise rinde sissepääs kuulutada kas tugevat vihma või lund, mis vähendab oluliselt nähtavust. Kui külm õhk kiilutakse sooja õhu alla, moodustub külm front. Külmale frondile sisenevad laevad kannatavad tuisu, paduvihma ja äikese all.
Juhtub, et õhumassid ei põrka kokku, vaid jõuavad üksteisele järele. Sellistel juhtudel moodustub oklusioonifront. Kui järelejõudmise rolli täidab külm mass, siis nimetatakse seda nähtust külma oklusiooni frondiks, kui vastupidi, siis sooja oklusiooni frondiks. Need rinded toovad paduilma koos tugevate tuuleiilidega.
Tsüklonid
Et mõista, mis on antitsüklon, peate mõistma: See on piirkond atmosfääris, mille keskel on minimaalne indikaator. Seda genereerivad kaks erineva temperatuuriga. Rinnetes luuakse väga soodsad tingimused nende tekkeks. Tsüklonis liigub õhk selle servadest, kus rõhk on suurem, keskmesse Keskmes tundub õhk paiskuvat ülespoole, mis võimaldab moodustada tõusvaid voogusid.
Muide, õhk liigub tsüklonis, on lihtne kindlaks teha, millisel poolkeral see tekkis. Kui selle suund langeb kokku tunniosuti liikumisega, siis on see kindlasti lõunapoolkera, kui see on selle vastu, on see
Tsüklonid kutsuvad esile selliseid ilmastikunähtusi nagu pilvemasside kogunemine, tugevad sademed, tuule- ja temperatuurimuutused.
troopiline tsüklon
Parasvöötme laiuskraadidel tekkinud tsüklonitest eralduvad tsüklonid, mis on tekkinud troopikast. Neil on palju nimesid. Need on orkaanid (Lääne-India) ja taifuunid (Aasia ida pool) ja lihtsalt tsüklonid (India ookean) ja arkaanid (India ookeanist lõuna pool). Selliste keeriste mõõtmed jäävad vahemikku 100–300 miili ja tsentri läbimõõt on 20–30 miili.
Tuul kiireneb siin 100 km/h ja see on tüüpiline kogu keerise alale, mis eristab neid radikaalselt parasvöötme laiuskraadidel tekkinud tsüklonitest.
Kindel märk sellise tsükloni lähenemisest on lainetus veepinnal. Pealegi läheb see puhuvale tuulele või veidi varem puhunud tuulele vastupidises suunas.
Antitsüklon
Atmosfääri kõrgrõhuala maksimumiga keskel on antitsüklon. Surve selle servades on madalam, mis võimaldab õhul tormata keskelt perifeeriasse. Keskel asuv õhk laskub pidevalt alla ja lahkneb antitsükloni servade suunas. Nii tekivad allapoole suunatud voolud.
Antitsüklon on tsükloni vastand ka seetõttu, et põhjapoolkeral järgib ta tunniosutit, lõunapoolkeral läheb sellele vastu.
Pärast kogu ülaltoodud teabe uuesti lugemist võime kindlalt öelda, mis on antitsüklon.
Parasvöötme antitsüklonite huvitav omadus on see, et need näivad järgivat tsükloneid. Sel juhul iseloomustab istuv olek antitsükloni täielikult. Selle keerise tekitatud ilm on vähese pilvisusega ja sajuta. Tuult praktiliselt pole.
Selle nähtuse teine nimi on Siberi maksimum. Selle eeldatav eluiga on umbes 5 kuud, nimelt sügise lõpp (november) - kevade algus (märts). See ei ole üks antitsüklon, vaid mitu, mis väga harva annavad teed tsüklonitele. Tuulte kõrgus ulatub 3 km-ni.
Geograafilise keskkonna (Aasia mäed) tõttu ei saa külm õhk hajuda, mis toob kaasa veelgi suurema jahenemise, temperatuur maapinna lähedal langeb 60 miinuskraadini.
Rääkides sellest, mis on antitsüklon, võime kindlalt öelda, et see on tohutu suurusega atmosfääri keeris, mis toob selge ilma sademeteta.
Tsüklonid ja antitsüklonid. Sarnasused ja erinevused
Et paremini mõista, mis on antitsüklon ja tsüklon, tuleb neid võrrelda. Oleme selgitanud nende nähtuste määratlusi ja põhiaspekte. Küsimus, kuidas tsüklonid ja antitsüklonid erinevad, jääb lahtiseks. Tabel näitab seda erinevust selgemalt.
| № | Iseloomulik | Tsüklon | Antitsüklon |
| 1. | Mõõtmed | Läbimõõt 300-5000 km | Läbimõõt võib ulatuda 4000 km-ni |
| 2. | Sõidukiirus | 30 kuni 60 km/h | 20 kuni 40 km/h (välja arvatud istuvad sõidukid) |
| 3. | Päritolukohad | Kõikjal, välja arvatud ekvaatoril | Üle jää ja troopikas |
| 4. | Põhjused | Maa loomuliku pöörlemise tõttu (Colioli jõud), õhumassi defitsiidiga. | Tsükloni esinemise tõttu õhumassi ülejäägiga. |
| 5. | Surve | Keskelt madal, servadest kõrge. | Keskelt kõrge, servadest madal. |
| 6. | Pöörlemissuund | Lõunapoolkeral - päripäeva, põhjas - vastu. | Lõunas - vastupäeva, põhjas - päripäeva. |
| 7. | Ilm | Pilves, tugev tuul, palju vihma. | Selge või vahelduva pilvisusega ilm, tuult ja sademeid pole. |
Seega näeme, kuidas tsüklonid ja antitsüklonid erinevad. Tabelist nähtub, et need pole lihtsalt vastandid, nende esinemise olemus on täiesti erinev.
Et see küsimus on esikohal nende küsimuste hulgas, mida sünoptikutele esitatakse. Olen juba pikka aega tahtnud sellest postitust kirjutada.
Mäletan, et 38 papagoi lastejutus oli peatükk, et keegi rikkus ilma ära, aga keda seal ei seletata ja neli loomasõpra ajavad üksteisele süüd. Kuidas siis vastata, kui laps küsib, kes ilma ära rikkus? Oma lastele vastan nii: "Tsüklon rikkus ilma. Ja parandasin ära – antitsüklon." Tõenäoliselt lõpeb paljude jaoks teadmine, mida need sõnad tähendavad. Jah, ma ise mõtlesin üsna hiljuti, miks need niimoodi ilma mõjutavad. Ja ka, miks just sellised moodustised atmosfääris eksisteerivad.
Ilma asja liiga keeruliseks muutmata võib pilt, mis selgitab paljut, välja näha umbes selline:
Tavaliselt on tsükloni kirjeldamisel rõhk sellel, et õhu pöörlemine selles toimuks vastupäeva (kui põhjapoolkeral pealt vaadata). Minu meelest on palju huvitavam seda kõrvalt vaadata, nagu joonisel näha. Atmosfääri alumises kihis tõmmatakse õhku tsüklonisse, seejärel see tõuseb ja ülaosas levib. Selles mõttes on äikesepilv tsükloni vähendatud mudel, kuna õhu liikumine vertikaaltasandil toimub selles samamoodi. Ja isegi õhu levimist ülal on võimalik jälgida mööda "alasi". Antitsüklonit kutsutakse nii mitte asjata, sest see on tõesti tsükloni absoluutne antipood. Selles ülaosas liigub õhk keskpunkti poole, keskosas laskub ja seejärel levib maapinna lähedale külgedele.
Nii et see, et õhk tsüklonis tõuseb ja antitsüklonis langeb alla, on peamine, mis ilma teeb. Tõusvad õhu liikumised põhjustavad selle jahtumist, niiskuse suurenemist ja seejärel tekivad pilved, millest hakkab sadama sademeid. Ja allapoole liikumised viivad vastupidi selleni, et õhk soojeneb, muutub kuivemaks ja pilved hajuvad. Siin on lihtne selgitus. Kuid pärast seda on jäänud veel paar küsimust.
1. Ja kuidas on lood atmosfäärirõhuga ja miks seda tsüklonis alandatakse ja antitsüklonis tõstetakse?
Ma ei osanud sellele lihtsale küsimusele pikka aega vastata, kuid hiljuti jõudsin järeldusele, et surve on vaid kõrvaltegur, vertikaalsete liikumiste tagajärg. Lülitage tolmuimeja sisse ja suunake see seina poole. Ilmselgelt tekitab õhuvool ülerõhu. Sama juhtub ka antitsüklonis. Õhk liigub maa poole ja surub sellele peale. Ja tsüklonis – vastupidi.
2. Mis paneb õhku vertikaaltasandil liikuma?
Kui tsüklon või antitsüklon on pikemat aega eksisteerinud, siis õhk liigub niimoodi, sest külgedelt surub peale muu õhk ja kuhugi tuleb minna. Kuid kui tsüklon algab, on päästikuks see, et all olev õhk on soojem ja seega kergem kui ülal. Täpsemalt peaks see olema soojem mitte absoluutarvudes, vaid temperatuur peaks kõrgusega langema kiiremini kui mingis tasakaalulises (adiabaatilises) jaotuses. Siis on jõud, mis tõstab õhu üles, nagu õhupallis. Ja siis tuleb õhk oma kohale küljelt ja protsess on alanud. Parimad tingimused tsükloni tekkeks tekivad atmosfäärifrontidel: seal lihtsalt puutuvad kokku erineva temperatuuriga õhumassid. Niipea, kui üks rinde fragment mingil põhjusel “läheb” ühes suunas ja naaber teises suunas, tekib “laine”, mis muutub seejärel nooreks tsükloniks.
3. Millist rolli mängib siin Maa pöörlemine?
Maa pöörlemine mõjutab õhu pöörlemist horisontaaltasandil. Kui Maa ei pöörleks, ei saaks tsüklonid ja antitsüklonid stabiilselt eksisteerida, kuna tekkivad rõhulangused ühtlustuvad kiiresti ja see on kõik. Kuid kuna Maa pöörleb, mõjub Coriolise jõud õhule, mis on suunatud selle liikumissuunaga risti. Ekvaatoril on null, seega tsükloneid seal pole. Coriolise jõud paneb tsüklonites oleva õhu keerduma ja see säilitab ka selle liikumise vertikaaltasandil.
4. Miks on selliseid moodustisi ainult kaks? Miks ei võiks peale tsüklonite ja antitsüklonite olla veel midagi?
Sest valikuid on ainult kaks: vertikaaltasandil kas üles- või allapoole liikumine ja horisontaaltasandil kas päri- või vastupäeva liikumine. Kolmandat pole.
5. Mida on Maal enamat: tsüklonid või antitsüklonid?
Iga hetk on kõik erinev, keskmiselt on tsükloneid rohkem, kuid see-eest on need pindalalt keskmiselt väiksemad.
6. Miks meeldib tsüklonitele ja antitsüklonitele tekkida samades kohtades?
Maal on kohti, mis on eriti soodsad üht või teist tüüpi bariliste moodustiste tekkeks. Näiteks Põhja-Atland on kõige iseloomulikum tsüklonite tekkekoht. Selle jaoks on kõik olemas: ühelt poolt - soe hoovus ja teiselt poolt - Gröönimaa liustikud. Ja Atlandi ookeani lõunapoolsematel laiuskraadidel on peaaegu alati antitsüklon: seda toetavad nii põhjatsüklonid kui ka külm hoovus.
7. Miks toovad tsüklonid talvel sooja ja antitsüklonid külma ilma ja suvel vastupidi?
Sellele küsimusele vastamise eest sain koolis geograafias 5+/5+ :) Siin on põhiliseks pilvisus. Talvel piirab härmatist pilvkate ise, hoides maapinna pika öö jooksul jahedana. Ja suvel, vastupidi, pilvisus ei lase päikesel maad soojendada. Lisaks sellele konkreetselt on meil talvel tsüklonites ka õhk, mis tuleb kõige sagedamini ookeanist ja seal on soojem.
8. Miks on mõnikord vastupidi: ilus ilm tsüklonis ja pimedus antitsüklonis?
Sest loodus on palju keerulisem kui minu joonistatud diagramm. Näiteks talvel võib antitsüklonis toimuda inversioon, mil all on õhk külmem kui üleval ning tekivad pidevad pilved, millest võib sadada isegi tibutavat sademeid. Ja mõnel pool tsüklonis, näiteks külma frondi taga, võib õhk mitte tõusta, vaid langeda. Erinevad tsüklonid erinevad üksteisest täpselt nagu erinevad tüdrukud :) Ilm ei kordu kunagi ja seetõttu on seda nii huvitav jälgida.
õhumassid- need on troposfääri ja madalama stratosfääri suured õhumassid, mis moodustuvad teatud maismaa või ookeani territooriumil ja millel on suhteliselt ühtlased omadused - temperatuur, läbipaistvus. Nad liiguvad atmosfäärisüsteemis ühe üksusena ja samas suunas.
Õhumasside pindala on tuhandeid ruutkilomeetreid, nende paksus (paksus) ulatub 20-25 km-ni. Üle erinevate omadustega pinna liikudes need soojenevad või jahtuvad või muutuvad kuivemaks. Nimetatakse sooja või külma õhumassi, mis on keskkonnast soojem (külm). Sõltuvalt tekkepiirkondadest eristatakse nelja tüüpi õhumasse: ekvatoriaalne, troopiline, parasvöötme, arktiline (Antarktika) õhumass (joon. 13). Need erinevad peamiselt temperatuuri ja niiskuse poolest. Igat tüüpi õhumassid, välja arvatud ekvatoriaalsed, jagunevad mereliseks ja mandriliseks, olenevalt pinna iseloomust, mille pinnale need tekkisid.
Vöös tekib ekvatoriaalne õhumass. Siin on üsna kõrged temperatuurid ja maksimumilähedane õhuniiskus nii maismaa kui ka mere kohal. Kontinentaalne troopiline õhumass tekib mandrite keskosas aastal. Sellel on kõrge temperatuur, madal niiskus, kõrge tolmusisaldus. Mereline troopiline õhumass tekib ookeanide kohal troopilistel laiuskraadidel, kus valitseb üsna kõrge õhutemperatuur ja kõrge õhuniiskus.
Kontinentaalne mõõdukas õhumass moodustub mandrite kohale aastal, domineerib põhjapoolkeral. Selle omadused muutuvad aastaaegadega. Suvel on temperatuur ja õhuniiskus üsna kõrged, tüüpilised on sademed. Talvel madalad ja ülimadalad temperatuurid ning madal õhuniiskus. Mereline parasvöötme õhumass moodustub ookeanide kohal soojade hoovustega parasvöötme laiuskraadidel. Suvel on see jahedam, talvel soojem ja märkimisväärne niiskus.
Mandri-Arktika (Antarktika) õhumass moodustub Arktika jää kohal ning sellel on äärmiselt madal temperatuur ja madal õhuniiskus, suur läbipaistvus. Merearktiline (Antarktika) õhumass tekib perioodiliselt jäätuvate merede ja ookeanide kohale, selle temperatuur on veidi kõrgem, õhuniiskus kõrgem.
Õhumassid on pidevas liikumises, nende kohtumisel tekivad üleminekutsoonid ehk frondid. - piiritsoon kahe erinevate omadustega vahel. Atmosfäärifrondi laius ulatub kümnete kilomeetriteni. Atmosfäärifrondid võivad olla soojad või külmad, olenevalt sellest, milline õhk territooriumile liigub ja mida välja tõrjutakse (joonis 14). Kõige sagedamini tekivad atmosfäärifrondid parasvöötme laiuskraadidel, kus kohtuvad polaarlaiuskraadidelt pärit külm õhk ja troopilistest laiuskraadidest pärit soe õhk.
Rinde läbimisega kaasnevad muutused aastal. Soe front liigub külma õhu poole. Seda seostatakse soojenevate, nimbostratuspilvedega, mis toovad tibutavaid sademeid. Külm front liigub sooja õhu poole. See toob kaasa rikkaliku lühiajalise tugeva vihmasaju, sageli koos lund ja jahtumist.
Tsüklonid ja antitsüklonid
Atmosfääris tekivad kahe õhumassi kokkusaamisel suured atmosfääripöörised -. Need on lamedad õhukeerised, mis katavad tuhandeid ruutkilomeetreid vaid 15-20 km kõrgusel.
Tsüklon- tohutu (sadadest kuni mitme tuhande kilomeetrini) läbimõõduga atmosfääripööris, mille keskmes on vähendatud õhurõhk ja mille tuulte süsteem perifeeriast keskmesse vastu põhjapoolkeral. Tsükloni keskosas on märgata tõusvaid õhuvoolusid (joon. 15). Tõusvate õhuvoolude mõjul tekivad tsüklonite keskmesse võimsad pilved ja sajab sademeid.
Suvel tsüklonite läbimise ajal õhutemperatuur langeb ja talvel tõuseb, algab sula. Tsükloni lähenemine põhjustab pilves ilma ja tuule suuna muutumist.
Troopilised tsüklonid esinevad mõlemal poolkeral troopilistel laiuskraadidel 5–25°. Erinevalt parasvöötme tsüklonitest hõivavad need väiksema ala. Troopilised tsüklonid tekivad soojal merepinnal suve lõpus - varasügisel ning nendega kaasnevad võimsad äikesetormid, tugevad vihmasajud ja tormituuled, millel on tohutu hävitav jõud.
Troopilistes tsüklonites nimetatakse neid Atlandi ookeanis - Austraalia ranniku lähedal - Willy-Willy. Troopilised tsüklonid kannavad suurel hulgal energiat troopilistest kuni parasvöötme laiuskraadideni, mis teeb neist globaalsete atmosfääriringluse protsesside olulise komponendi. Nende ettearvamatuse tõttu antakse troopilistele naisenimed (näiteks "Catherine", "Juliet" jne).
Antitsüklon- tohutu läbimõõduga (sadadest kuni mitme tuhande kilomeetrini) atmosfääripööris, mille maapinna lähedal on kõrgrõhuala ja mille põhjapoolkeral on tuulte süsteem keskmest perifeeriasse päripäeva. Antitsüklonis täheldatakse õhu allavoolu.
Nii talvel kui ka suvel iseloomustab antitsüklonit pilvitu taevas ja vaikus. Läbisõidu ajal on ilm päikesepaisteline, suvel kuum ja talvel väga külm. Antitsüklonid tekivad Antarktika jääkihtide kohal, üle ookeanide troopilistel laiuskraadidel.
Õhumasside omadused määratakse nende tekkealade järgi. Kui nad liiguvad oma tekkekohtadelt teistele, muudavad nad järk-järgult oma omadusi (temperatuuri ja niiskust). Tsüklonide ja antitsüklonite tõttu toimub soojuse ja niiskuse vahetus laiuskraadide vahel. Tsüklonite ja antitsüklonite muutumine parasvöötme laiuskraadidel toob kaasa järske ilmamuutusi.
Tuule tekke lühiajalised protsessid
Lühiajalised protsessid toovad kaasa ka tuulte teket, mis erinevalt valitsevatest tuultest ei ole regulaarsed, vaid esinevad kaootiliselt, sageli teatud aastaajal. Need protsessid on moodustamine tsüklonid, antitsüklonid ja sarnased väiksema ulatusega nähtused, eriti äikesetormid.
Tsüklon Katharina Atlandi ookeani lõunaosas. 26. märts 2004
Tsüklonid ja antitsüklonid nimetatakse madala või vastavalt kõrge atmosfäärirõhuga aladeks, tavaliselt neid, mis esinevad mõnest kilomeetrist suuremas ruumis. Maal moodustuvad nad suuremal osal pinnast ja neid iseloomustab tüüpiline ringlusstruktuur. Coriolise jõu mõjul pöörleb põhjapoolkeral õhu liikumine tsükloni ümber vastupäeva ja antitsükloni ümber päripäeva. Lõunapoolkeral on liikumissuund vastupidine. Pinna hõõrdumise korral toimub tsentri suunas või tsentrist eemale liikumise komponent, mille tulemusena liigub õhk spiraalselt madalrõhuala suunas või sellest eemale. kõrgsurve.
Tsüklon
Tsüklon (teisest kreeka keelest κυκλῶν - "pöörlev") - tohutu (sadadest kuni mitme tuhande kilomeetrini) läbimõõduga atmosfääri keeris, mille keskel on vähendatud õhurõhk.
Õhu liikumine (katkendlikud nooled) ja isobaarid (pidevad jooned) tsüklonis põhjapoolkeral
Tsüklonites ringleb õhk põhjapoolkeral vastupäeva ja lõunapoolkeral päripäeva. Lisaks on maapinnast kuni mitmesaja meetri kõrgusel asuvates õhukihtides tuulel tsükloni keskpunkti suunas barikaalgradienti (rõhu languse suunas) suunatud termin. Termini väärtus väheneb koos pikkusega.
Skemaatiline kujutis tsüklonite (mustad nooled) moodustumise protsessist Maa pöörlemise tõttu (sinised nooled)
Tsüklon ei ole lihtsalt antitsükloni vastand, neil on erinev tekkemehhanism. Tsüklonid ilmuvad pidevalt ja loomulikult Maa pöörlemise tõttu tänu Coriolise jõule. Brouweri fikseeritud punkti teoreemi tagajärg on vähemalt ühe tsükloni või antitsükloni olemasolu atmosfääris.
Tsükloneid on kahte peamist tüüpi - ekstratroopiline ja troopiline. Esimesed moodustuvad parasvöötme või polaarlaiuskraadidel ja on arengu alguses tuhandete kilomeetrite läbimõõduga, nn. kesktsüklon. Ekstratroopilistest tsüklonitest eristatakse lõunatsükloneid, mis tekivad parasvöötme laiuskraadide lõunapiiril (Vahemeri, Balkani, Must meri, Lõuna-Kaspia jt) ning liiguvad põhja ja kirde suunas. Lõunatsüklonitel on kolossaalsed energiavarud; Just Kesk-Venemaa ja SRÜ lõunatsüklonitega on seotud kõige tugevamad sademed, tuuled, äikesetormid, tuisk ja muud ilmastikunähtused.
Troopilised tsüklonid tekivad troopilistel laiuskraadidel ja on väiksemad (sadu, harva rohkem kui tuhat kilomeetrit), kuid neil on suurem baric gradient ja tuule kiirus ulatub tormideni. Selliseid tsükloneid iseloomustavad ka nn. "tormisilm" - 20-30 km läbimõõduga keskala suhteliselt selge ja tuulevaikse ilmaga. Troopilised tsüklonid võivad oma arengu käigus muutuda ekstratroopilisteks tsükloniteks. Alla 8-10° põhja- ja lõunalaiust esineb tsükloneid väga harva ja ekvaatori vahetus läheduses neid üldse ei esine.
Tsüklonid Saturni atmosfääris. Cassini sondi foto
Tsüklonid ei esine mitte ainult Maa atmosfääris, vaid ka teiste planeetide atmosfääris. Näiteks Jupiteri atmosfääris on aastaid olnud nn suur punane laik mis ilmselt on pikaealine antitsüklon. Teiste planeetide atmosfääris leiduvaid tsükloneid pole aga piisavalt uuritud.
Suur punane laik Jupiteri atmosfääris (Voyager 1 pilt)
Suur Punane Laik on hiiglaslik antitsükloni orkaan, pikkusega 24-40 tuhat km ja laiusega 12-14 tuhat km (oluliselt suurem kui Maa). Laigu suurus on pidevas muutumises, üldine tendents väheneb; 100 aastat tagasi oli BKP umbes 2 korda suurem ja palju heledam. See on aga Päikesesüsteemi suurim atmosfääripööris.
BKP liikumise värviline animatsioon
Suur tume täpp Neptuuni atmosfääris
Tume elliptiline laik (13 000 km × 6600 km) oli Maaga sarnane. Selle koha ümbruses ulatus tuule kiirus 2400 km/h, mis oli kogu päikesesüsteemi suurim. Arvatakse, et see koht on auk Neptuuni metaanipilvedes. Suur tume laik muudab pidevalt oma kuju ja suurust.
Suur tume koht
ekstratroopiline tsüklon
Tsüklonid, mis tekivad väljaspool troopikat, on tuntud kui ekstratroopiline. Kahest tüüpi suuremahulistest tsüklonitest on need suuremad (klassifitseeritud sünoptilisteks tsükloniteks), kõige levinumad ja esinevad suuremal osal maakera pinnast. Just selle klassi tsüklonid vastutavad kõige enam igapäevaste ilmamuutuste eest ja nende ennustamine on tänapäevaste ilmaennustuste põhieesmärk.
Bergeni koolkonna klassikalise (või Norra) mudeli järgi tekivad ekstratroopilised tsüklonid peamiselt polaarfrondi lähedal eriti tugeva kõrgmäestiku joavooluga tsoonides ja saavad energiat selle piirkonna olulise temperatuurigradiendi tõttu. Tsükloni tekke käigus laguneb statsionaarne atmosfäärifront oklusioonifrondi tekke ja tsükloni keerisemisega üksteise poole liikuvateks sooja ja külma frondi lõikudeks. Sarnane pilt tekib ka hilisemas ookeanitsüklonite vaatlusel põhinevas Shapiro-Keizeri mudelis, erandiks on sooja frondi pikaajaline liikumine risti külmaga ilma oklusioonifrondi tekketa.
Ekstratroopiliste tsüklonite moodustumise Norra ja Shapiro-Keyseri mudelid
Pärast tekkimist eksisteerib tsüklon tavaliselt mitu päeva. Selle aja jooksul õnnestub tal edasi liikuda mitmesaja kuni mitme tuhande kilomeetri kaugusele, põhjustades oma struktuuri teatud piirkondades teravaid tuulemuutusi ja sademeid.
Kuigi suuri ekstratroopilisi tsükloneid seostatakse tavaliselt frontidega, võivad väiksemad tsüklonid tekkida suhteliselt homogeense õhumassi sees. Tüüpiliseks näiteks on tsüklonid, mis tekivad polaarsetes õhuvooludes frontaaltsükloni tekke alguses. Neid väikeseid tsükloneid nimetatakse polaarne ja esinevad sageli ookeanide polaaralade kohal. Teised väikesed tsüklonid tekivad parasvöötme läänetuulte mõjul mägede tuuletuule küljel.
ekstratroopiline tsüklon - tsüklon, mis tekib aasta jooksul iga poolkera ekstratroopilistel laiuskraadidel. 12 kuu jooksul võib neid olla sadu. Ekstratroopiliste tsüklonite suurused on väga märkimisväärsed. Hästi arenenud tsükloni läbimõõt võib olla 2–3 tuhat km. See tähendab, et see võib korraga katta mitut Venemaa piirkonda või Kanada provintsi ja määrata ilmastikurežiimi sellel tohutul territooriumil.
Ekstratroopilise tsükloni levik
Tsükloni vertikaalne levik (vertikaalne võimsus) muutub selle arenedes. Algul on tsüklon märgatavalt väljendunud ainult troposfääri alumises osas. Temperatuurijaotus tsükloni eluea esimeses etapis on reeglina keskpunkti suhtes asümmeetriline. Tsükloni ees on õhu sissevooluga madalatelt laiuskraadidelt temperatuur kõrgem; taga, kõrgetelt laiuskraadidelt pärit õhu sissevooluga, vastupidi, need on langetatud. Seetõttu avanevad kõrgusega tsükloni isobaarid: sooja esiosa kohal on kõrgendatud rõhuga hari ja külma tagaosa kohal madalrõhu lohk. Kõrgusega ühtlustub see lainemoodustis, isobaaride ehk isohüpsise kumerus üha enam.
Video, mis näitab ekstratroopilise tsükloni arengut
Kuid järgneva arenguga muutub tsüklon kõrgeks, see tähendab, et selles ja troposfääri ülemises pooles leidub suletud isobaari. Samal ajal õhutemperatuur tsüklonis üldiselt langeb ning temperatuurikontrast esi- ja tagaosa vahel on enam-vähem ühtlustunud: kõrgtsüklon on üldiselt troposfääri külm piirkond. Võimalik on ka tsükloni tungimine stratosfääri.
Hästi arenenud tsükloni kohal olev tropopaus on lehtri kujul alla painutatud; Esiteks täheldatakse seda tropopausi vähenemist tsükloni külma tagumise (lääne) osa kohal ja seejärel, kui tsüklon kogu oma piirkonnas külmaks läheb, täheldatakse tropopausi vähenemist kogu tsükloni ulatuses. Alumise stratosfääri temperatuur tsükloni kohal on sel juhul tõstetud. Seega on hästi arenenud kõrgtsüklonis külma troposfääri kohal madala algusega sooja stratosfääri.
Temperatuurikontrastid tsükloni piirkonnas on seletatavad sellega, et tsüklon tekib ja areneb põhifrondil (polaar- ja arktiline) erineva temperatuuriga õhumasside vahel. Mõlemad massid tõmmatakse tsüklonaalsesse tsirkulatsiooni.
Tsükloni edasises arengus surutakse soe õhk troposfääri ülaossa, külma õhu kohale ja ise läbib seal kiirgusjahutuse. Horisontaalne temperatuurijaotus tsüklonis muutub ühtlasemaks ja tsüklon hakkab tuhmuma.
Rõhk tsükloni keskmes (tsükloni sügavus) selle arengu alguses ei erine palju keskmisest: see võib olla näiteks 1000-1010 mb. Paljud tsüklonid ei süvene rohkem kui 1000-990 mb. Suhteliselt harva ulatub tsükloni sügavus 970 mb-ni. Eriti sügavates tsüklonites langeb rõhk aga 960–950 mb-ni ja mõnel juhul täheldati 930–940 mb (merepinnal) minimaalselt 925 mb põhjapoolkeral ja 923 mb lõunapoolkeral. Sügavamaid tsükloneid täheldatakse kõrgetel laiuskraadidel. Näiteks Beringi mere kohal on kolmandikul juhtudest talvel tsüklonite sügavus 961–980 mb.
Tsükloni süvenedes tuule kiirus selles suureneb. Tuul ulatub mõnikord tormikiiruseni suurtel aladel. Lõunapoolkera tsüklonites juhtub seda eriti sageli. Üksikud tuuleiilid võivad tsüklonites ulatuda 60 m/sek, nagu oli 12. detsembril 1957 Kuriili saartel.
Tsükloni eluiga kestab mitu päeva. Oma eksisteerimise esimesel poolel tsüklon süveneb, teisel täitub ja lõpuks kaob üldse (kaob välja). Mõnel juhul osutub tsükloni olemasolu pikaks, eriti kui see ühineb teiste tsüklonitega, moodustades ühe ühise sügava, laiaulatusliku ja mitteaktiivse madalrõhuala, nn. kesktsüklon. Need on põhjapoolkeral kõige sagedamini moodustunud Atlandi ookeani ja Vaikse ookeani põhjaosas. Nende piirkondade klimatoloogilistel kaartidel on märgitud tuntud tegevuskeskused - Islandi ja Aleuudi lohud.
Olles juba alumiste kihtidega täitunud, võib tsüklon troposfääri ülemiste kihtide külmas õhus mõnda aega püsida kujul kõrgtsüklon.
troopiline tsüklon
Troopilise tsükloni skeem
Troopikas tekkivad tsüklonid on mõnevõrra väiksemad kui ekstratroopilised tsüklonid (neid klassifitseeritakse mesotsüklonid) ja neil on erinev päritolumehhanism. Need tsüklonid saavad energiat sooja ja niiske õhu ülesvoolust ja võivad eksisteerida ainult ookeanide soojade piirkondade kohal, mistõttu neid nimetatakse sooja tuumaga tsükloniteks (erinevalt külma tuumaga ekstratroopilistest tsüklonitest). Troopilisi tsükloneid iseloomustavad väga tugevad tuuled ja märkimisväärne sademete hulk. Nad arenevad ja koguvad jõudu üle veepinna, kuid kaotavad selle kiiresti üle maismaa, mistõttu nende hävitav mõju avaldub enamasti vaid rannikul (kuni 40 km sisemaal).
Troopilise tsükloni tekkeks on vaja lõiku väga soojast veepinnast, mille kohal oleva õhu kuumutamine toob kaasa atmosfäärirõhu languse vähemalt 2,5 mm Hg võrra. Art. Niiske soe õhk tõuseb üles, kuid selle adiabaatilise jahtumise tõttu kondenseerub suur kogus peidetud niiskust suurel kõrgusel ja langeb vihmana. Äsja niiskusest vabanenud kuivem ja seeläbi tihedam õhk vajub alla, moodustades tsükloni südamiku ümber kõrgema rõhuga tsoone. Sellel protsessil on positiivne tagasiside, nii et kuni tsüklon on konvektsiooni toetava parajalt sooja veepinna kohal, intensiivistub see edasi. Kuigi troopilised tsüklonid tekivad kõige sagedamini troopikas, tekivad mõnikord ka muud tüüpi tsüklonid nende eksisteerimise ajal hiljem, nagu juhtub subtroopilised tsüklonid.
troopiline tsüklon Teatud tüüpi tsüklon ehk madalrõhusüsteem, mis tekib soojal merepinnal ja millega kaasnevad tugevad äikesetormid, tugevad vihmasajud ja tormituuled. Troopilised tsüklonid saavad energiat niiske õhu ülestõstmisest, veeauru kondenseerumisest vihmana ja sellest protsessist tekkiva kuivema õhu alla laskmisest. See mehhanism erineb põhimõtteliselt ekstratroopiliste ja polaarsete tsüklonite omast, erinevalt troopilistest tsüklonitest klassifitseeritakse "sooja tuumaga tsüklonid".
Mõiste "troopiline" tähendab nii geograafilist piirkonda, kus sellised tsüklonid valdavalt esinevad ehk troopilisi laiuskraade, kui ka nende tsüklonite teket troopilistes õhumassides.
Kaug-Idas ja Kagu-Aasias nimetatakse troopilisi tsükloneid taifuunid ning Põhja- ja Lõuna-Ameerikas orkaanid(hispaania) hurakaan, Inglise orkaan), sai nime maiade tuulejumala Huracani järgi. Beauforti skaala järgi on üldtunnustatud, et torm läheb sisse Orkaan tuule kiirusega üle 117 km/h.
Troopilised tsüklonid võivad lisaks äärmuslikele paduvihmadele põhjustada ka suuri laineid merepinnal, tormihoogusid ja tornaadosid. Troopilised tsüklonid võivad tekkida ja oma tugevust säilitada ainult suurte veekogude pinnal, maismaa kohal aga kaotavad nad kiiresti jõu. Seetõttu kannatavad rannikualad ja saared nende tekitatud hävingu all kõige enam, sisemaal aga suhteliselt ohutud alad. Troopiliste tsüklonite põhjustatud tugevad vihmasajud võivad aga rannikust veidi kaugemal, kuni 40 km kaugusel, põhjustada märkimisväärseid üleujutusi. Kuigi troopiliste tsüklonite mõju inimestele on sageli väga negatiivne, võib märkimisväärne veekogus põua lõpetada. Troopilised tsüklonid kannavad suurel hulgal energiat troopilistest kuni parasvöötme laiuskraadideni, mis teeb neist globaalsete atmosfääriringluse protsesside olulise komponendi. Tänu neile väheneb temperatuuride erinevus Maa pinna eri osades, mis võimaldab kogu planeedi pinnal eksisteerida parasvöötme kliima.
Paljud troopilised tsüklonid tekivad soodsates tingimustes nõrkade atmosfäärihäirete tõttu, mille tekkimist sellised mõjud mõjutavad, nagu Madden-Juliani võnkumine, El Niño ja Põhja-Atlandi võnkumine.
Madden-Juliani võnkumine - troopilise atmosfääri tsirkulatsiooniomaduste kõikumised perioodiga 30–60 päeva, mis on sellel ajaskaalal atmosfääri hooajalise varieeruvuse peamine tegur. Need kõikumised on lainekujulised, mis liiguvad India ja Vaikse ookeani soojade piirkondade kohal ida suunas kiirusega 4–8 m/s.
Pika lainepikkusega kiirgusmuster, mis näitab Maddeni-Juliani võnkumist
Laine liikumine on näha erinevates ilmingutes, kõige selgemini sademete hulga muutumises. Esiteks ilmnevad muutused India ookeani lääneosas, nihkuvad järk-järgult Vaikse ookeani keskosale ja tuhmuvad siis, kui liigute selle ookeani külmadesse idapoolsetesse piirkondadesse, kuid mõnikord ilmnevad need uuesti vähendatud amplituudiga Atlandi ookeani troopiliste piirkondade kohal. Sel juhul toimub algul suureneva konvektsiooni ja sademete faas, millele järgneb sademete vähenemise faas.
Selle nähtuse avastasid Ronald Madden ja Paul Julian 1994. aastal.
El Niño (hispaania) El Nino- beebi, poiss) või lõunapoolne võnkumine - Vaikse ookeani ekvatoriaalses osas vee pinnakihi temperatuuri kõikumised, millel on märgatav mõju kliimale. Kitsamas tähenduses on El Niño lõunaostsillatsiooni faas, kus kuumutatud pinnalähedase vee piirkond nihkub itta. Pasaattuuled samal ajal nõrgenevad või lakkavad sootuks, ülestõus Vaikse ookeani idaosas Peruu ranniku lähedal aeglustub. Võnkumise vastupidist faasi nimetatakse La Niña(hispaania) La Nina- beebitüdruk). Iseloomulik võnkeaeg on 3 kuni 8 aastat, kuid El Niño tugevus ja kestus on tegelikkuses väga erinevad. Nii registreeriti aastatel 1790-1793, 1828, 1876-1878, 1891, 1925-1926, 1982-1983 ja 1997-1998 võimsaid El Niño faase, samas kui näiteks aastatel 1991-1992, 1991-1992 sageli 1991,4 kordamine, oli nõrgalt väljendunud. El Niño 1997-1998 oli nii tugev, et äratas maailma üldsuse ja ajakirjanduse tähelepanu. Samal ajal levisid teooriad lõunaostsillatsiooni seostest globaalsete kliimamuutustega. Alates 1980. aastate algusest toimus El Niño ka aastatel 1986–1987 ja 2002–2003.
El Niño 1997 (TOPEX)
Tavalised tingimused Peruu läänerannikul määrab külm Peruu hoovus, mis kannab vett lõunast. Seal, kus hoovus pöördub läände, tõuseb piki ekvaatorit sügavatest lohkudest üles külm ja planktonirikas vesi, mis aitab kaasa elustiku aktiivsele arengule ookeanis. Külm hoovus ise määrab Peruu selle osa kliima kuivuse, moodustades kõrbeid. Pasaattuuled ajavad kuumutatud veepinnakihi troopilise Vaikse ookeani läänevööndisse, kus tekib nn troopiline soe vesikond (TTB). Selles soojendatakse vett 100–200 m sügavusele. Walkeri atmosfääri tsirkulatsioon, mis väljendub passaattuulena koos madala rõhuga Indoneesia piirkonna kohal, viib selleni, et selles kohas on õhuringlus. Vaikne ookean on 60 cm kõrgem kui selle idaosas. Ja veetemperatuur ulatub siin 29-30 °C ja Peruu rannikul 22-24 °C. Kõik muutub aga El Niño algusega. Pasaattuuled nõrgenevad, TTB levib ja Vaikse ookeani tohutul alal kogeb veetemperatuuri tõusu. Peruu piirkonnas asendub külm hoovus läänest Peruu rannikule liikuva sooja veemassiga, tõus nõrgeneb, kalad hukkuvad toiduta ning läänetuuled toovad kõrbesse niiske õhumassi, hoovihmad, mis põhjustavad isegi üleujutusi. . El Niño algus vähendab Atlandi ookeani troopiliste tsüklonite aktiivsust.
Põhja-Atlandi võnkumine - Atlandi ookeani põhjaosa kliima muutlikkus, mis väljendub eelkõige merepinna temperatuuri muutustes. Nähtust kirjeldasid esmakordselt 2001. aastal Goldenberg et al. Kuigi selle võnkumise kohta on ajaloolisi tõendeid pika aja jooksul, puuduvad täpsed ajaloolised andmed selle amplituudi ja seose kohta troopilise ookeani pinnatemperatuuriga.
Kõikumise ajasõltuvus perioodil 1856-2013
Teised tsüklonid, eriti subtroopilised tsüklonid, suudavad arenedes omandada troopiliste tsüklonite tunnused. Pärast tekkehetke liiguvad troopilised tsüklonid valitsevate tuulte mõjul; kui tingimused püsivad soodsad, saab tsüklon tugevust ja moodustab koos iseloomuliku keerisstruktuuri silma keskel. Kui tingimused on ebasoodsad või kui tsüklon liigub maale, hajub see üsna kiiresti.
Struktuur
Troopilised tsüklonid on suhteliselt kompaktsed, üsna korrapärase kujuga tormid, mille läbimõõt on tavaliselt umbes 320 km ja mille spiraalsed tuuled koonduvad ümber väga madala atmosfäärirõhuga keskpiirkonna. Coriolise jõu mõjul kalduvad tuuled barikagradiendi suunast kõrvale ja keerduvad põhjapoolkeral vastupäeva ja lõunapoolkeral päripäeva.
Troopilise tsükloni ehitus
Troopilise tsükloni ehituse võib jagada kolmeks kontsentriliseks osaks. Välisosa siseraadius on 30-50 km, selles vööndis kasvab tuule kiirus tsükloni keskpunktile lähenedes ühtlaselt. Keskmine osa, millel on nimi silma sein, mida iseloomustab suur tuulekiirus. 30-60 km läbimõõduga keskosa nimetatakse silmad, siin tuule kiirus väheneb, õhu liikumine on valdavalt allapoole ja taevas jääb sageli selgeks.
Silm
Tsükloni keskosa, milles õhk laskub, nimetatakse silmad. Kui tsüklon on piisavalt tugev, on silm suur ja seda iseloomustab vaikne ilm ja selge taevas, kuigi merelained võivad olla erakordselt suured. Troopilise tsükloni silm on tavaliselt korrapärase ümmarguse kujuga ja selle läbimõõt võib olla 3–370 km, kuid enamasti on läbimõõt umbes 30–60 km. Suurte küpsete troopiliste tsüklonite silm laieneb mõnikord ülaosas märgatavalt, seda nähtust nimetatakse "staadioniefektiks": silma seestpoolt vaadates meenutab selle sein staadioni tribüüni kuju.
Orkaan Isabel 2003 ISS-i foto – troopilise tsükloni silmad, silmade sein ja ümbritsevad vihmaribad on selgelt näha
Troopiliste tsüklonite silma iseloomustab väga madal õhurõhk, just siin registreeriti atmosfäärirõhu madalaim väärtus maapinna tasemel (Typhoon Type 870 hPa). Lisaks on erinevalt teist tüüpi tsüklonitest õhk troopiliste tsüklonite silmas väga soe, alati soojem kui samal kõrgusel väljaspool tsüklonit.
Nõrga troopilise tsükloni silm võib olla osaliselt või täielikult kaetud pilvedega, mida nimetatakse keskne tihe pilvkate. Seda tsooni iseloomustab erinevalt tugevate tsüklonite silmast märkimisväärne äikesetormide aktiivsus.
tormi silm, abo ofo, Härjasilm - selge ja suhteliselt rahuliku ilmaga ala troopilise tsükloni keskel.
Tüüpilise tormisilma läbimõõt on 20–30 km, harvadel juhtudel kuni 60 km. Selles ruumis on õhu temperatuur kõrgem ja õhuniiskus madalam kui ümbritsevas tuule- ja vihmapilvede piirkonnas. Tulemuseks on stabiilne temperatuuri kihistumine.
Tuule- ja vihmasein toimib isolaatorina väga kuivale ja soojemale õhule, mis laskub ülemistest kihtidest tsükloni keskmesse. Tormisilma äärealadel seguneb osa sellest õhust pilvede õhuga ja jahtub tilkade aurustumise tõttu, moodustades pilvede siseküljel võimsa allapoole suunatud suhteliselt külma õhu kaskaadi.
Odessa taifuuni silm (1985)
Samal ajal tõuseb pilvedes õhk kiiresti.See konstruktsioon moodustab troopilise tsükloni kinemaatilise ja termodünaamilise aluse.
Lisaks väheneb pöörlemistelje lähedal horisontaalne lineaarne tuulekiirus, mis vaatleja jaoks jätab tsükloni keskpunkti tabades mulje, et see oleks vastupidiselt ümbritsevale ruumile peatunud tormist.
silma sein
silma sein mida nimetatakse silma ümbritsevaks tihedate äikesepilvede rõngaks. Siin saavutavad pilved tsükloni sees oma kõrgeima kõrguse (kuni 15 km üle merepinna), kõige tugevamad on sademed ja tuuled maapinna lähedal. Maksimaalne tuulekiirus saavutatakse aga veidi suuremal kõrgusel, tavaliselt umbes 300 m. Just silmaseina läbimisel üle teatud piirkonna tekitab tsüklon suurimat kahju.
Tugevamaid tsükloneid (tavaliselt kategooria 3 või rohkem) iseloomustavad nende eluea jooksul mitu silmaseina asendustsüklit. Samal ajal kitseneb silma vana sein 10-25 km-ni ja selle asemele tuleb uus, suurema läbimõõduga, mis järk-järgult asendab vana. Iga silmaseina asendustsükli ajal tsüklon nõrgeneb (s.t. silmaseinasisesed tuuled nõrgenevad ja silma temperatuur langeb), kuid uue silmaseina moodustumisega saab kiiresti tugevuse tagasi oma varasematele väärtustele.
välimine tsoon
välimine osa Troopiline tsüklon on organiseeritud vihmaribadeks - tihedate äikesepilvede ribadeks, mis liiguvad aeglaselt tsükloni keskpunkti poole ja ühinevad silma seinaga. Samal ajal vihmaribades, nagu ka silma seinas, õhk tõuseb ja nendevahelises madalatest pilvedest vabas ruumis õhk laskub. Perifeerias moodustunud tsirkulatsioonirakud on aga vähem sügavad kui kesksed ja ulatuvad madalamale kõrgusele.
Kui tsüklon jõuab maale, on õhuvoolud koondunud vihmaribade asemel rohkem silma seina sisse, kuna hõõrdumine pinnale on suurenenud. Samal ajal suureneb oluliselt sademete hulk, mis võib ulatuda 250 mm-ni ööpäevas.
Troopilised tsüklonid moodustavad pilvikatet ka väga suurtel kõrgustel (tropopausi lähedal), kuna sellel kõrgusel toimub õhu tsentrifugaalliikumine. See kate koosneb kõrgrünkpilvedest, mis liiguvad tsükloni keskpunktist ning järk-järgult aurustuvad ja kaovad. Need pilved võivad olla piisavalt õhukesed, et päikest läbi paista, ja need võivad olla üks esimesi märke troopilise tsükloni lähenemisest.
Mõõtmed
Üks levinumaid tsükloni suuruse määratlusi, mida erinevates andmebaasides kasutatakse, on kaugus tsirkulatsioonikeskmest kõige välimise suletud isobaarini, seda kaugust nimetatakse nn. välise suletud isobaari raadius. Kui raadius on alla kahe laiuskraadi ehk 222 km, klassifitseeritakse tsüklon "väga väikeseks" või "kääbuseks". Raadius 3–6 laiuskraadi ehk 333–667 km iseloomustab "keskmise suurusega" tsüklonit. "Väga suurte" troopiliste tsüklonite raadius on üle 8 laiuskraadi ehk 888 km. Selle süsteemi kohaselt esinevad Maa suurimad troopilised tsüklonid Vaikse ookeani loodeosas, mis on umbes kaks korda suuremad kui Atlandi ookeani troopilised tsüklonid.
Teised meetodid troopiliste tsüklonite suuruse määramiseks on troopiliste tormituulte raadius (umbes 17,2 m/s) ja raadius, mille juures suhtelise tuule kiiruse kõverus on 1 × 10 -5 s -1.
Typhoon Type, Cyclone Tracy võrdlussuurused Ameerika Ühendriikide territooriumiga
mehhanism
Troopilise tsükloni peamiseks energiaallikaks on aurustumisenergia, mis eraldub veeauru kondenseerumisel. Ookeanivee aurustumine toimub omakorda päikesekiirguse toimel. Seega võib troopilist tsüklonit kujutada suure soojusmasinana, mis eeldab ka Maa pöörlemist ja gravitatsiooni. Meteoroloogias kirjeldatakse troopilist tsüklonit kui teatud tüüpi mesoskaalalist konvektsioonisüsteemi, mis areneb võimsa soojus- ja niiskusallika juuresolekul.
Konvektsioonivoolude suunad troopilises tsüklonis
Soe niiske õhk tõuseb peamiselt tsükloni silma seina sees, aga ka teistes vihmaribades. See õhk paisub ja jahtub tõustes, selle niigi kõrgel pinnal olev suhteline õhuniiskus suureneb veelgi, mille tulemusena enamus kogunenud niiskusest kondenseerub ja langeb vihmana. Õhk jätkab jahtumist ja niiskuse kaotamist, kui see tõuseb tropopausi, kus see kaotab peaaegu kogu niiskuse ja lakkab jahtumas kõrgusega. Jahutatud õhk vajub alla ookeani pinnale, kus see rehüdreerub ja tõuseb uuesti üles. Soodsates tingimustes ületab kaasatud energia selle protsessi ülalpidamise kulud, üleliigne energia kulub ülesvoolu mahu suurendamiseks, tuule kiiruse suurendamiseks ja kondenseerumisprotsessi kiirendamiseks, st see viib positiivse tagasiside tekkeni. Et tingimused püsiksid soodsad, peab troopiline tsüklon olema sooja ookeanipinna kohal, mis tagab vajaliku niiskuse; kui tsüklon läbib maatüki, ei pääse ta sellele allikale ligi ja selle tugevus langeb kiiresti. Maa pöörlemine lisab konvektsiooniprotsessile väändumist Coriolise efekti tulemusena - tuule suuna kõrvalekaldumine barilisest gradiendi vektorist.
Ookeani pinnatemperatuuri langus Mehhiko lahes orkaanide Katrina ja Rita möödudes
Troopiliste tsüklonite mehhanism erineb oluliselt teiste atmosfääriprotsesside mehhanismist selle poolest, et see nõuab sügavat konvektsiooni, st sellist, mis hõivab suure ulatuse kõrgusi. Samal ajal haaravad ülesvoolud peaaegu kogu vahemaa ookeanipinnast kuni tropopausini, horisontaaltuuled on piiratud peamiselt kuni 1 km paksuses maapinnalähedases kihis, samas kui suurem osa ülejäänud 15 km pikkusest troposfäärist troopilistes piirkondades. kasutatakse konvektsiooniks. Troposfäär on aga kõrgematel laiuskraadidel õhem ja päikesesoojuse hulk seal väiksem, mis piirab troopiliste tsüklonite jaoks soodsate tingimuste vööndit troopilise vööga. Erinevalt troopilistest tsüklonitest saavad ekstratroopilised tsüklonid oma energia peamiselt horisontaalsetest õhutemperatuuri gradientidest, mis eksisteerisid enne neid.
Troopilise tsükloni läbimine üle ookeanilõigu toob kaasa pinnalähedase kihi olulise jahenemise nii aurumisel tekkiva soojuskao tõttu kui ka soojade maapinnalähedaste ja külmade süvakihtide aktiivse segunemise ja tootmise tõttu. külmast vihmaveest. Jahtumist mõjutab ka tihe pilvkate, mis katab ookeani pinda päikesevalguse eest. Nende mõjude tulemusena langeb mitme päeva jooksul, mille jooksul tsüklon läbib teatud osa ookeanist, selle pinnatemperatuur oluliselt. Selle efekti tulemuseks on negatiivne tagasiside, mis võib kaasa tuua troopilise tsükloni tugevuse kadumise, eriti kui see liigub aeglaselt.
Keskmise suurusega troopilises tsüklonis eralduv energia koguhulk on umbes 50-200 eksadžauli (10 18 J) päevas ehk 1 PW (10 15 W). See on ligikaudu 70 korda suurem kui inimkonna kõigi energialiikide tarbimine, 200 korda rohkem kui maailma elektritoodang ja see vastab energiale, mis vabaneks 10 megatonnise vesinikupommi plahvatusest iga 20 minuti järel.
Eluring
Moodustamine
Kõigi troopiliste tsüklonite teekonna kaart ajavahemikul 1985-2005
Kõigis maailma piirkondades, kus esineb troopiliste tsüklonite aktiivsus, saavutab see maksimumi suve lõpus, mil temperatuuride erinevus ookeanipinna ja ookeani süvakihtide vahel on suurim. Hooajalised mustrid on olenevalt basseinist siiski mõnevõrra erinevad. Ülemaailmselt on mai kõige vähem aktiivne kuu, september kõige aktiivsem ja november on ainus kuu, mil kõik basseinid on samal ajal aktiivsed.
Olulised tegurid
Troopiliste tsüklonite moodustumise protsess pole siiani täielikult mõistetav ja seda uuritakse intensiivselt. Tavaliselt saab välja tuua kuus tegurit, mis on vajalikud troopiliste tsüklonite tekkeks, kuigi mõnel juhul võib tsüklon tekkida ka ilma osadeta.
Pasaattuule lähenemistsoonide teke, mis põhjustab atmosfääri ebastabiilsust ja aitab kaasa troopiliste tsüklonite tekkele
Enamasti on troopilise tsükloni tekkeks vajalik, et ookeani pinnavee temperatuur oleks vähemalt 26,5°C vähemalt 50 m sügavusel; see veetemperatuur on minimaalselt piisav, et tekitada selle kohal olevas atmosfääris ebastabiilsust ja toetada äikesesüsteemi olemasolu.
Teine vajalik tegur on õhu kiire jahtumine kõrgusega, mis võimaldab vabastada kondensatsioonienergiat, mis on troopilise tsükloni peamine energiaallikas.
Samuti nõuab troopilise tsükloni teke troposfääri alumises ja keskmises kihis kõrget õhuniiskust; õhus suure niiskusesisalduse korral luuakse ebastabiilsuse tekkeks soodsamad tingimused.
Soodsate tingimuste teine tunnus on madal vertikaalne tuulegradient, kuna suur tuulegradient põhjustab tsükloni tsirkulatsioonimustri katkemise.
Troopilised tsüklonid tekivad tavaliselt ekvaatorist vähemalt 550 km ehk 5 laiuskraadi kaugusel – ainult seal on Coriolise jõud piisavalt tugev, et tuul kõrvale juhtida ja keeris väänata.
Lõpuks nõuab troopilise tsükloni teke tavaliselt juba olemasolevat madalrõhkkonna või karmi ilmaga tsooni, ehkki ilma küpse troopilise tsükloni tsirkulatsioonita. Selliseid tingimusi võivad luua madalal tasemel ja madalatel laiuskraadidel esinevad põletused, mis on seotud Maddeni-Juliani võnkumisega.
Tekkimisalad
Enamik troopilisi tsükloneid maailmas moodustub ekvaatorivööndis (intertroopiline front) või selle jätkudes mussoonide mõjul - mussooni madalrõhuvööndis. Troopiliste tsüklonite tekkeks soodsad alad esinevad ka troopiliste lainete sees, kust pärineb umbes 85% intensiivsetest Atlandi ookeani tsüklonitest ja enamik Vaikse ookeani idaosa troopilistest tsüklonitest.
Valdav enamus troopilistest tsüklonitest moodustub mõlemal poolkeral 10–30 laiuskraadil, kusjuures 87% kõigist troopilistest tsüklonitest esineb ekvaatori 20 laiuskraadi raadiuses. Coriolise jõu puudumise tõttu ekvatoriaalvööndis tekivad troopilised tsüklonid väga harva ekvaatorist lähemal kui 5 kraadi, kuid seda juhtub näiteks 2001 troopiline torm Wamei ja tsüklon Agni 2004. aastal.
Troopiline torm Wamei enne maabumist
Troopiline torm Wamei, mõnikord tuntud ka kui taifuun Wamei, on troopiline tsüklon, mis on tuntud selle poolest, et moodustub ekvaatorile lähemal kui ükski teine registreeritud troopiline tsüklon. Wamei tekkis 26. detsembril 2001. aasta Vaikse ookeani taifuunihooaja viimase troopilise tsüklonina 1,4° põhjalaiusel Lõuna-Hiina meres. See intensiivistus kiiresti ja jõudis Malaisia edelaosas maale. See hajus 28. detsembril praktiliselt Sumatra saare kohal ja selle jäänused reorganiseeriti hiljem India ookeani kohal. Kuigi seda troopilist tsüklonit nimetatakse ametlikult troopiliseks tormiks, on selle intensiivsus vaieldav ning mõned agentuurid liigitavad selle tuulekiiruse 39 m/s ja silma olemasolu põhjal taifuuniks.See torm põhjustas Ida-Malaisias üleujutusi ja maalihkeid, põhjustades 3,6 miljonit dollarit kahju (hindades 2001) ja viis ohvrit.
Liiklus
Koostoime passaattuultega
Troopiliste tsüklonite liikumine piki Maa pinda sõltub eelkõige valitsevatest tuultest, mis tulenevad globaalsed ringlusprotsessid; troopilisi tsükloneid kannavad need tuuled kaasa ja liiguvad nendega kaasa. Troopiliste tsüklonite esinemisvööndis ehk mõlema poolkera 20 paralleeli vahel liiguvad nad idatuulte – passaattuulte – mõjul läände.
Atmosfääri globaalse ringluse skeem
Atlandi ookeani põhjaosa ja Vaikse ookeani kirdeosa troopilistes piirkondades moodustavad passaattuuled troopilisi laineid, mis algavad Aafrika rannikult ja läbivad Kariibi merd, Põhja-Ameerikat ja vaibuvad Vaikse ookeani keskosas. Need lained on enamiku nende piirkondade troopiliste tsüklonite päritolu.
Coriolise efekt
Coriolise efekti tõttu ei põhjusta Maa pöörlemine mitte ainult troopiliste tsüklonite keerdumist, vaid mõjutab ka nende liikumise hälbeid. Selle mõju tõttu kaldub muu tugeva õhuvoolu puudumisel passaattuulte mõjul läände liikuv troopiline tsüklon pooluste poole.
Tsüklon Monica infrapunapilt, mis näitab tsükloni keerist ja pöörlemist
Kuna õhu tsüklonaalsele liikumisele selle polaarküljel rakenduvad idatuuled, on Coriolise jõud seal tugevam ja selle tulemusena tõmbub troopiline tsüklon pooluse poole. Kui troopiline tsüklon jõuab subtroopilisele seljandikule, hakkavad parasvöötme läänetuuled õhukiirust polaarküljel vähendama, kuid tsükloni erinevate osade kauguse erinevus ekvaatorist on piisavalt suur, et Coriolise netojõud oleks suunatud pooluse poole. Selle tulemusena kalduvad põhjapoolkera troopilised tsüklonid põhja (enne ida poole pöördumist) ja lõunapoolkera troopilised tsüklonid lõunasse (ka enne itta pööramist).
Koostoime parasvöötme läänetuultega
Kui troopiline tsüklon ületab subtroopilise seljandiku, mis on kõrgrõhuvöönd, kaldub selle tee tavaliselt madalrõhuvööndisse seljandiku polaarküljel. Parasvöötme läänetuulte vööndisse sattudes kipub troopiline tsüklon koos nendega itta liikuma, möödudes kursimuutuse hetkest (ingl. rekurvatsioon). Üle Vaikse ookeani Aasia ranniku suunas läände liikuvad taifuunid muudavad sageli kurssi Jaapani rannikul põhja ja seejärel kirde suunas, püüdes kinni Hiinast või Siberist pärit edelatuuled. Paljusid troopilisi tsükloneid suunavad kõrvale ka vastasmõjud nendes piirkondades läänest itta liikuvate ekstratroopiliste tsüklonitega. Troopilise tsükloni kursimuutuse näide on Taifuun Yoke 2006, mis liikus mööda kirjeldatud trajektoori.
Typhoon Yoke'i tee, mis muutis kurssi Jaapani rannikul 2006. aastal
Maandumine
Formaalselt loetakse, et tsüklon möödub maismaast, kui see juhtub selle tsirkulatsioonikeskusega, olenemata äärealade olukorrast. Tormitingimused algavad tavaliselt teatud maa-alal mitu tundi enne tsükloni keskpunkti maabumist. Sel perioodil, st enne troopilise tsükloni ametlikku maabumist, võivad tuuled saavutada oma suurima tugevuse - sel juhul räägitakse troopilise tsükloni "otsest mõjust" rannikule. Seega tähendab tsükloni maabumise hetk piirkondade jaoks, kus see juhtub, tegelikult tormiperioodi keskpaika. Ohutusmeetmeid tuleks võtta enne, kui tuuled saavutavad teatud kiiruse või kuni teatud sademete intensiivsuse saavutamiseni, ja neid ei tohi seostada hetkega, mil troopiline tsüklon jõuab rannikule.
Tsüklonite koostoime
Kui kaks tsüklonit lähenevad üksteisele, hakkavad nende tsirkulatsioonikeskused pöörlema ümber ühise keskpunkti. Sel juhul lähenevad kaks tsüklonit üksteisele ja lõpuks ühinevad. Kui tsüklonid on erineva suurusega, domineerib selles interaktsioonis suurem, samas kui väiksem pöörleb selle ümber. Seda efekti nimetatakse Fujiwara efekt, Jaapani meteoroloogi Sakuhei Fujiwara auks.
Sellel pildil on kujutatud taifuun Melor ja troopiline torm Parma ning nende koosmõju Kagu-Aasias. See näide näitab, kuidas tugev Melor tõmbab nõrgema Parma enda poole.
Satelliidid jäädvustavad kaksiktsüklonite tantsu India ookeani kohal
15. jaanuaril 2015 tekkis India ookeani keskme kohal kaks troopilist tsüklonit. Ükski neist ei ohustanud asulaid madala intensiivsuse ja madalate maabumisvõimaluste tõttu. Meteoroloogid olid kindlad, et Diamondra ja Eunice nõrgenevad ja hajuvad järgmistel päevadel. Troopiliste tsüklonite lähedus võimaldas satelliitidel teha hämmastavaid fotosid pöörissüsteemide tantsust ookeani kohal.
28. jaanuar 2015 geostatsionaarsed satelliidid, mille omanik EUMETSAT ja Jaapani meteoroloogiaagentuur esitasid andmed liitpildi jaoks (ülemine). Radiomeeter (VIRS) satelliidi pardal Soome tuumaelektrijaam tegi kolm pilti kaksiktsüklonitest, mille kombineerimisel saadi alumine pilt.
Kaks süsteemi asusid 28. jaanuaril 2015 teineteisest umbes 1500 kilomeetri kaugusel. Eunice, kahest tsüklonist tugevam, asus Diamondrast idas. Stabiilsete Eunice tuulte maksimaalne kiirus küündis ligi 160 km/h, Diamondra tuulte maksimaalne kiirus aga ei ületanud 100 km/h. Mõlemad tsüklonid liikusid kagu suunas.
Reeglina, kui kaks troopilist tsüklonit lähenevad üksteisele, hakkavad nad tsükloniliselt pöörlema ümber nende keskpunkte ühendava telje. Meteoroloogid nimetavad seda nähtust Fujiwara efektiks. Sellised topelttsüklonid võivad isegi üheks sulada, kui nende keskused lähenevad piisavalt lähedale.
"Kuid Eunice ja Diamondra puhul olid kahe keerisesüsteemi keskused üksteisest liiga kaugel," selgitab Miami ülikooli meteoroloog Brian McNoldy. Kogemuste järgi peavad tsüklonite keskpunktid üksteisest tiirlema asumiseks olema vähemalt 1350 kilomeetri kaugusel. Ühise Typhoon Warning Centeri viimaste prognooside kohaselt liiguvad mõlemad tsüklonid umbes sama kiirusega kagusse, mistõttu nad tõenäoliselt üksteisele lähemale ei jõua.
(Jätkub)
TÜKLONID JA ANTITÜKLONID
Tsüklonid ja antitsüklonid
Troposfääris tekivad, arenevad ja kaovad pidevalt erineva suurusega pöörised – väikestest kuni hiiglaslike tsüklonite ja antitsükloniteni.
Tsüklon on madala rõhuga ala keskel. Seetõttu liigub õhk tsüklonis spiraalselt perifeeriast (kõrgrõhkkonnast) keskele (madalrõhualasse) ja tõuseb seejärel ülespoole, moodustades ülesvoolu. Tsüklonis liigub õhk mööda kõverat rada ja suunatakse põhjapoolkeral vastupäeva ja lõunapoolkeral päripäeva. Tsüklonid on seotud suurte pilvede ja sademete, oluliste temperatuurimuutuste ja tugeva tuulega. Siiski on teada ka tsüklonid, mis eksisteerivad aastaringselt püsivates madalrõhualades: islandi tsüklon (minimaalne), mis asub Atlandi ookeani põhjaosas umbes. Island ja Aleuut tsüklon (minimaalne) Aleuudi saartel Vaikse ookeani põhjaosas. Lisaks parasvöötme laiuskraadidele täheldatakse tsükloneid troopilises vööndis.
Troopilised tsüklonid esinevad ainult mere kohal, vahemikus 10–15 ° N. ja y.sh. Maale kolides tuhmuvad need kiiresti. Need on reeglina väikesed tsüklonid, nende läbimõõt on umbes 250 km, kuid keskel on väga madal rõhk.
Troopilised tsüklonid liiguvad kiirusega 10-20 km/h, peamiselt idast läände, kuid nende trajektoor kaldub kõrvale kõrgete laiuskraadide suunas (näiteks põhjapoolkeral liiguvad nad loodesse). Tegemist on väga võimsate pööristega erakordselt tugeva tuulega (20-30 m/s, puhanguti kuni 100 m/s ja rohkem), mis põhjustavad tugevaid merelaineid ja suuri purustusi maismaal. Maakeral registreeritakse aastas keskmiselt üle 70 troopilise tsükloni juhtumi. Neid tuntakse kõige paremini Antillidel, Aasia kaguranniku lähedal, Araabia meres, Bengali lahes, umbes ida pool. Madagaskar. Erinevates piirkondades on neil kohalikud nimed ( tsüklon - India ookeanis; Orkaan - Põhja- ja Kesk-Ameerikas; taifuun Ida-Aasias). Tsüklonid on eriti tüüpilised Euroopa territooriumile, kus nad liiguvad Atlandilt itta ja eksisteerivad kuni 5-7 päeva, s.o. kuni atmosfäärirõhk ühtlustub.
Antitsüklon on ala, mille keskel on suurenenud rõhk. Tänu sellele on õhu liikumine antitsüklonis suunatud tsentrist (kõrgema rõhu piirkonnast) perifeeriasse (madalama rõhu piirkonda). Antitsükloni keskmes õhk laskub, moodustades laskuvaid voogusid, ja levib igas suunas, s.t. keskusest perifeeriasse. Samal ajal ta ka pöörleb, kuid pöörlemissuund on vastupidine tsüklonaalsele - see toimub põhjapoolkeral päripäeva ja lõunapoolkeral vastupäeva.
Parasvöötme antitsüklonid järgnevad kõige sagedamini tsüklonitele, sageli lähevad nad istuvasse (statsionaarsesse) olekusse ja eksisteerivad ka kuni rõhu ühtlustumiseni (6-9 päeva). Antitsüklonis toimuvate allapoole liikumiste tõttu ei ole õhk niiskusest küllastunud, pilvede teket ei toimu ning valitseb pilves ja kuiv ilm nõrga tuule ja tuulevaiksega. Lisaks parasvöötme laiuskraadidele on antitsüklonid enim levinud subtroopilistel laiuskraadidel – kõrgrõhualadel. Siin on püsivad atmosfääripöörised (kõrgrõhkkonnad), mis eksisteerivad aastaringselt: (assooride) antitsüklon (maksimaalselt) Assooride ja Lõuna-Atlandi antitsükloni piirkonnas; Vaikse ookeani põhjaosa antitsüklon Vaikses ookeanis ja Vaikse ookeani lõunaosas; Indiaanlane antitsüklon (maksimaalselt) India ookeanis. Nagu näete, asuvad nad kõik ookeanide kohal. Ainus võimas antitsüklon maismaa kohal esineb talvel Aasias keskmega Mongoolia kohal - Aasia (Siberi) antitsüklon.
Tsüklonite ja antitsüklonite suurused on võrreldavad: läbimõõt nad võivad jõuda 3-4 tuhat . km ja kõrgus - maksimum 18-20 km , st. need on tugevalt kallutatud pöörlemisteljega lamedad keerised. Tavaliselt liiguvad nad läänest itta kiirusega 20–40 km / h (välja arvatud paigalseisvad).
atmosfääri frondid
Erinevate füüsikaliste omadustega (eriti õhutemperatuuriga) õhumassid on üksteisest eraldatud üsna kitsaste üleminekutsoonidega, mis on tugevalt maapinna suhtes kaldu (alla 1 °).
atmosfääri front nimetatakse jagunemiseks erinevate füüsikaliste omadustega õhumasside vahel. Esiosa ristumiskohta maapinnaga nimetatakse rindejooneks.
Esiküljel muutuvad järsult kõik õhumasside omadused – temperatuur, tuule suund ja kiirus, niiskus, pilvisus, sademed. Rinde läbimisega vaatluskohast kaasnevad rohkem või vähem järsud ilmamuutused. Eristage tsüklonitega seotud frondeid ja kliimafronte. Tsüklonites tekivad sooja ja külma õhu kokkupuutel frondid.
|
|
soe front liigub külma õhu suunas ja tähendab sooja õhu tulekut. See surub aeglaselt külma õhu välja. Olles kergem, voolab see külma õhu kiilule, tõustes õrnalt piki liidest üles. Sel juhul moodustub frondi ette ulatuslik pilvevöönd, millest sajab tugevaid sademeid. Sademete riba sooja frondi ees ulatub 300, külma ilmaga isegi 400 km-ni. Rindejoone taga sademed lakkavad. Külma õhu järkjärguline asendamine sooja õhuga toob kaasa rõhu languse ja tuule tugevnemise. Pärast rinde läbimist on märgata järsku ilmamuutust: õhutemperatuur tõuseb, tuul muudab suunda umbes 90° ja nõrgeneb, nähtavus halveneb, tekib udu, võib sadada tibutavat sademeid.
külm front liigub soojema õhu poole. Sel juhul liigub külm õhk – nii tihedam kui raskem – piki maapinda kiilu kujul, liigub kiiremini kui soe õhk ja justkui tõstab sooja õhu enda ette, surudes seda jõuliselt üles. Rindejoone kohale ja selle ette tekivad suured rünkpilved, millest sajab tugevat vihma, tekib äikest, on märgata tugevat tuult. Pärast frondi läbimist väheneb oluliselt sademete hulk ja pilvisus, tuul muudab suunda umbes 90 ° võrra ja nõrgeneb mõnevõrra, temperatuur langeb, õhuniiskus väheneb, selle läbipaistvus ja nähtavus paraneb; rõhk tõuseb.
Kliimarinded - globaalse mastaabiga rinded, mis on peamiste (tsooniliste) õhumassitüüpide vahelised lõigud.
Selliseid rinneid on viis: arktiline, antarktika, kaks parasvöötme (polaarne) ja troopiline. Arktika (Antarktika) rinne eraldab arktilise (Antarktika) õhu parasvöötme õhust, kaks parasvöötme (polaarfronti) eraldavad parasvöötme õhust ja troopilisest õhust. Troopilise ja ekvatoriaalse õhu kokkupuutel moodustub troopiline front, mis erineb pigem niiskuse kui temperatuuri poolest.
Kõik rinded koos vööde piiridega nihkuvad suvel pooluste ja talvel ekvaatori poole. Sageli moodustavad nad eraldi oksad, mis levivad kliimavöönditest pikkade vahemaade taha. Troopiline rinne on alati poolkeral, kus on suvi.