Mis on õhumasside liikumise määratlus. Õhumasside liikumine atmosfääris, sademete, ilmastiku, kliima ja kliimavööndi osatähtsus geoloogilistes protsessides.31. Kui kaua püsib auru molekul atmosfääris
Atmosfääri tsirkulatsiooni skeem
Õhk atmosfääris on pidevas liikumises. See liigub nii horisontaalselt kui ka vertikaalselt.
Õhu atmosfääris liikumise peamiseks põhjuseks on päikesekiirguse ebaühtlane jaotus ja aluspinna heterogeensus. Need põhjustavad ebaühtlast õhutemperatuuri ja vastavalt ka atmosfäärirõhku maapinna kohal.
Rõhu erinevus tekitab õhu liikumise, mis liigub kõrge rõhuga aladelt madala rõhuga aladele. Liikumise käigus suunatakse õhumassid Maa pöörlemisjõu mõjul kõrvale.
(Pidage meeles, kuidas kehad põhja- ja lõunapoolkeral liiguvad kõrvale.)
Muidugi olete märganud, kuidas kuumal suvepäeval tekib asfaldi kohale kerge udu. See on kuumutatud, kerge õhk tõuseb üles. Sarnast, kuid palju suuremat pilti võib näha ekvaatoril. Väga kuum õhk tõuseb pidevalt, moodustades ülesvoolu.
Seetõttu moodustub siin pinna lähedal pidev madalrõhuvöö.
Troposfääri ülemistes kihtides (10-12 km) ekvaatorist kõrgemale tõusnud õhk levib poolustele. Järk-järgult see jahtub ja hakkab laskuma umbes üle 30 t° põhja- ja lõunalaiuskraadi.
Nii tekib õhu ülejääk, mis aitab kaasa troopilise kõrgrõhuvööndi tekkele atmosfääri pinnakihis.
Tsirkumpolaarsetes piirkondades on õhk külm, raske ja laskub, põhjustades liikumisi allapoole. Selle tulemusena tekib polaarvööndi pinnalähedastes kihtides kõrgrõhkkond.
Parasvöötme laiuskraadidel moodustuvad troopiliste ja polaarsete kõrgrõhuvööndite vahele aktiivsed atmosfäärifrondid. Massiivselt külmem õhk tõrjub soojema õhu ülespoole, põhjustades ülesvoolu.
Selle tulemusena moodustub parasvöötme laiuskraadidel pinnapealne madalrõhuvöö.
Maa kliimavööndite kaart
Kui maa pind oleks ühtlane, leviksid atmosfäärirõhuvööd pidevate ribadena. Planeedi pind on aga vee ja maa vaheldumine, millel on erinevad omadused. Maa soojeneb ja jahtub kiiresti.
Ookean, vastupidi, soojeneb ja vabastab oma soojust aeglaselt. Seetõttu rebitakse atmosfäärirõhulindid eraldi sektsioonideks - kõrge ja madala rõhu piirkondadeks. Mõned neist eksisteerivad aastaringselt, teised - teatud hooajal.
Maal vahelduvad kõrge- ja madalrõhuvööd loomulikult. Kõrgrõhkkond - poolustel ja troopika lähedal, madal - ekvaatoril ja parasvöötme laiuskraadidel.
Atmosfääri tsirkulatsiooni tüübid
Õhumasside ringluses Maa atmosfääris on mitmeid võimsaid lülisid. Kõik need on aktiivsed ja teatud laiuskraadidele omased. Seetõttu nimetatakse neid atmosfääri tsirkulatsiooni tsoonitüüpideks.
Maapinna lähedal liiguvad õhuvoolud troopilisest kõrgrõhuvööst ekvaatorile. Maa pöörlemisel tekkiva jõu mõjul kalduvad nad põhjapoolkeral paremale ja lõunapoolkeral vasakule.
Nii tekivad pidevad võimsad tuuled – passaadid. Põhjapoolkeral puhuvad pasaattuuled kirdest ja lõunapoolkeral kagust. Niisiis, esimene tsooniline atmosfääriringlus - passaattuul.
Õhk liigub troopikast parasvöötme laiuskraadidele. Maa pöörlemisjõu mõjul kõrvale kaldudes hakkavad nad järk-järgult liikuma läänest itta. Just see Atlandilt lähtuv voog katab kogu Euroopa, sealhulgas Ukraina parasvöötme laiuskraadi. Lääne õhutransport parasvöötme laiuskraadidel on planeedi atmosfääri tsirkulatsiooni teine tsoonitüüp.
Regulaarne on ka õhu liikumine kõrgrõhu allpolaarsetelt vöödelt parasvöötme laiuskraadidele, kus rõhk on madal.
Maa pöörlemise kõrvalekaldejõu mõjul liigub see õhk põhjapoolkeral kirdest ja lõunapoolkeral kagust. Õhumasside idapoolne subpolaarne voog moodustab atmosfääri tsirkulatsiooni kolmanda tsoonitüübi.
Leia atlase kaardilt laiusvööndid, kus domineerib erinevat tüüpi tsooniline õhuringlus.
Maa ja ookeani ebaühtlase kuumenemise tõttu rikutakse õhumasside tsoonilist liikumismustrit. Näiteks Euraasia idaosas parasvöötme laiuskraadidel toimib läänepoolne õhuülekanne ainult pool aastat - talvel. Suvel, kui maismaa soojeneb, liiguvad õhumassid ookeani jahedusega maale.
Nii toimub mussoonlennutransport. Õhu liikumise suuna muutumine kaks korda aastas on mussoontsirkulatsiooni iseloomulik tunnus. Talvine mussoon on suhteliselt külma ja kuiva õhu voog mandrilt ookeani.
suvine mussoon- niiske ja sooja õhu liikumine vastupidises suunas.
Atmosfääri tsirkulatsiooni tsoonitüübid
Peamisi on kolm Atmosfääri tsirkulatsiooni tsoonitüüp: passaattuul, lääne õhutransport ja idapoolne ringpolaarne õhumassivool. Mussoonõhutransport rikub atmosfääri tsirkulatsiooni üldist skeemi ja on atsonaalset tüüpi ringlus.
Atmosfääri üldine tsirkulatsioon (lehekülg 1/2)
Kasahstani Vabariigi teadus- ja haridusministeerium
AÜ järgi nime saanud majandus- ja õigusakadeemia Džoldasbekova
Humanitaar- ja majandusteaduskond Akadeemia
Distsipliini järgi: ökoloogia
Teemal: "Atmosfääri üldine ringlus"
Lõpetanud: Tsarskaja Margarita
Rühm 102 A
Kontrollis: Omarov B.B.
Taldykorgan 2011
Sissejuhatus
1. Üldteave atmosfääri tsirkulatsiooni kohta
2. Atmosfääri üldist tsirkulatsiooni määravad tegurid
3. Tsüklonid ja antitsüklonid.
4. Atmosfääri üldist tsirkulatsiooni mõjutavad tuuled
5. Fööni efekt
6. Üldise tiraaži skeem "Planeed Machine"
Järeldus
Kasutatud kirjanduse loetelu
Sissejuhatus
Teaduskirjanduse lehekülgedel kohtab viimasel ajal sageli atmosfääri üldise tsirkulatsiooni mõistet, mille tähendust mõistab iga spetsialist omal moel. Seda terminit kasutavad süstemaatiliselt geograafia, ökoloogia ja atmosfääri ülemise osaga tegelevad spetsialistid.
Üha suurenevat huvi atmosfääri üldise tsirkulatsiooni vastu näitavad meteoroloogid ja klimatoloogid, bioloogid ja arstid, hüdroloogid ja okeanoloogid, botaanikud ja zooloogid ning loomulikult ökoloogid.
Puudub üksmeel, kas see teaduslik suund on tekkinud viimasel ajal või on siin uuritud juba sajandeid.
Allpool on toodud atmosfääri üldise tsirkulatsiooni kui teaduste kogumi definitsioonid ja seda mõjutavad tegurid.
Esitatakse teatav saavutuste loend: hüpoteesid, arengud ja avastused, mis tähistavad teatud verstaposte selle teaduste kogumi ajaloos ja annavad teatud ettekujutuse selles käsitletavate probleemide ja ülesannete hulgast.
Kirjeldatakse atmosfääri üldise tsirkulatsiooni eripärasid ning esitatakse lihtsaim üldise tsirkulatsiooni skeem, mida nimetatakse "planetaarseks masinaks".
1. Üldine teave atmosfääri tsirkulatsiooni kohta
Atmosfääri üldine tsirkulatsioon (lat. Circulatio – pöörlemine, kreeka atmos – aur ja sphaira – pall) kujutab endast suuremahuliste õhuvoolude kogumit tropo- ja stratosfääris. Selle tulemusena toimub ruumis õhumasside vahetus, mis aitab kaasa soojuse ja niiskuse ümberjaotumisele.
Atmosfääri üldist tsirkulatsiooni nimetatakse õhuringluseks maakeral, mis viib selle ülekandumiseni madalatelt laiuskraadidelt kõrgetele laiuskraadidele ja vastupidi.
Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni määravad kõrge atmosfäärirõhu tsoonid subpolaarsetes piirkondades ja troopilistes laiuskraadides ning madala rõhu tsoonid parasvöötme ja ekvatoriaalsetel laiuskraadidel.
Õhumasside liikumine toimub nii laius- kui ka meridionaalses suunas. Troposfääris hõlmavad atmosfääri tsirkulatsiooni pasaattuuled, parasvöötme läänepoolsed õhuvoolud, mussoonid, tsüklonid ja antitsüklonid.
Õhumasside liikumise põhjuseks on atmosfäärirõhu ebaühtlane jaotus ja maapinna, ookeanide, jää erinevatel laiuskraadidel kuumenemine Päikese poolt, samuti Maa pöörlemise õhuvoolude kõrvalekalduv mõju.
Atmosfääri tsirkulatsiooni peamised mustrid on püsivad.
Alumises stratosfääris on parasvöötme ja subtroopiliste laiuskraadide õhujoad valdavalt läänepoolsed ja troopilistel laiuskraadidel idapoolsed ning need liiguvad maapinna suhtes kiirusega kuni 150 m / s (540 km / h).
Alumises troposfääris on valitsevad õhutranspordi suunad geograafiliste tsoonide lõikes erinevad.
Polaarlaiuskraadidel idakaare tuuled; parasvöötmes - lääneosa sagedased tsüklonid ja antitsüklonid, passaattuuled ja mussoonid on kõige stabiilsemad troopilistel laiuskraadidel.
Aluspinna mitmekesisuse tõttu ilmnevad atmosfääri üldise tsirkulatsiooni kujul piirkondlikud kõrvalekalded - kohalikud tuuled.
2. Atmosfääri üldist tsirkulatsiooni määravad tegurid
- Päikeseenergia ebaühtlane jaotumine üle maapinna ning sellest tulenevalt temperatuuri ja atmosfäärirõhu ebaühtlane jaotumine.
- Coriolise jõud ja hõõrdumine, mille mõjul õhuvoolud omandavad laiussuuna.
– Aluspinna mõju: mandrite ja ookeanide olemasolu, reljeefi heterogeensus jne.
Õhuvoolude jaotumisel maapinnal on tsooniline iseloom. Ekvatoriaalsetel laiuskraadidel on vaikne või nõrk muutlik tuul. Troopilises vööndis domineerivad passaattuuled.
Pasaattuuled on püsivad tuuled, mis puhuvad 30. laiuskraadilt ekvaatorini, mille põhjapoolkeral on kirdesuund ja lõunapoolkeral kagusuund. 30-35 ajal? Koos. ja y.sh. - rahulik tsoon, nn. "hobuste laiuskraadid".
Parasvöötme laiuskraadidel valitsevad läänekaare tuuled (põhjapoolkeral edela, lõunapoolkeral loode). Polaarlaiuskraadidel puhuvad idakaare (põhjapoolkeral kirde, lõunapoolkeral - kagu) tuuled.
Tegelikkuses on maapinna kohal tuulte süsteem palju keerulisem. Subtroopilises vööndis häirivad suvised mussoonid paljudes piirkondades passaattuuli.
Parasvöötme ja subpolaarsetel laiuskraadidel on õhuvoolude olemusele suur mõju tsüklonitel ja antitsüklonitel ning ida- ja põhjarannikul mussoonidel.
Lisaks tekivad territooriumi iseärasuste tõttu paljudes piirkondades lokaalsed tuuled.
3. Tsüklonid ja antitsüklonid.
Atmosfääri iseloomustavad pöörised, millest suurimad on tsüklonid ja antitsüklonid.
Tsüklon on tõusev atmosfääri keeris, mille keskmes on madal rõhk ja perifeeriast keskmesse suunduv tuulte süsteem, mis on suunatud vastu põhjapoolkeral ja päripäeva lõunapoolkeral. Tsüklonid jagunevad troopilisteks ja ekstratroopilisteks. Mõelge ekstratroopilistele tsüklonitele.
Ekstratroopiliste tsüklonite läbimõõt on keskmiselt umbes 1000 km, kuid neid on üle 3000 km. Sügavus (rõhk keskel) - 1000-970 hPa või vähem. Tsüklonis puhub tugev tuul, tavaliselt kuni 10-15 m/s, kuid võib ulatuda 30 m/s ja enamgi.
Tsükloni keskmine kiirus on 30-50 km/h. Kõige sagedamini liiguvad tsüklonid läänest itta, kuid mõnikord liiguvad nad põhjast, lõunast ja isegi idast. Tsüklonite suurima sagedusega vöönd on põhjapoolkera 80. laiuskraad.
Tsüklonid toovad pilvise, vihmase, tuulise ilma, suvel - jahutamist, talvel - soojenemist.
Troopilised tsüklonid (orkaanid, taifuunid) tekivad troopilistel laiuskraadidel, see on üks hirmuäratavamaid ja ohtlikumaid loodusnähtusi. Nende läbimõõt on mitusada kilomeetrit (300-800 km, harva üle 1000 km), kuid iseloomulik on suur rõhkude erinevus tsentri ja perifeeria vahel, mis põhjustab tugevaid orkaanijõulisi tuuli, troopilisi hoovihmasid, tugevaid äikesetorme.
Antitsüklon on laskuv atmosfääripööris, mille keskmes on suurenenud rõhk ja mille tuulte süsteem keskusest perifeeriasse on suunatud põhjapoolkeral päripäeva ja lõunapoolkeral vastupäeva. Antitsüklonite mõõtmed on samad, mis tsüklonitel, kuid arengu hilises staadiumis võivad nende läbimõõt ulatuda kuni 4000 km-ni.
Atmosfäärirõhk antitsüklonite keskmes on tavaliselt 1020-1030 hPa, kuid võib ulatuda üle 1070 hPa. Suurim antitsüklonite esinemissagedus on ookeanide subtroopiliste vööndite kohal. Antitsükloneid iseloomustavad pilves, sajuta ilm, mille keskmes on nõrk tuul, talvel tugev pakane, suvel kuumus.
4. Tuuled, mis mõjutavad atmosfääri üldist tsirkulatsiooni
Mussoonid. Mussoonid on hooajalised tuuled, mis muudavad suunda kaks korda aastas. Suvel puhuvad nad ookeanist maale, talvel - maismaalt ookeani. Tekkimise põhjuseks on maa ja vee ebaühtlane kuumenemine aastaaegadel. Sõltuvalt tekkevööndist jagunevad mussoonid troopilisteks ja ekstratroopilisteks.
Ekstratroopilised mussoonid on eriti väljendunud Euraasia idaserval. Suvine mussoon toob niiskust ja jahedust ookeanist, talvine mussoon aga puhub mandrilt, alandades temperatuuri ja õhuniiskust.
Troopilised mussoonid on kõige tugevamad India ookeani vesikonnas. Suvine mussoon puhub ekvaatorilt, see on passaattuule vastas ja toob pilvisust, sademeid, pehmendab suvesoojust, talv - ühtib passaattuulega, tugevdab seda, tuues kuivust.
kohalikud tuuled. Kohalikud tuuled on lokaalse levikuga, nende teke on seotud antud territooriumi iseärasustega - veekogude lähedusega, reljeefi iseloomuga. Levinumad on tuuled, boora, foehn, mägi-oru ja katabaatilised tuuled.
Tuuled (nõrk tuul-FR) - tuuled piki merede, suurte järvede ja jõgede kaldaid, kaks korda päevas muutes suunda vastupidiseks: päevane tuul puhub veehoidlast kaldale, öine tuul - rannikult rannikule. veehoidla. Tuuled on põhjustatud ööpäevasest temperatuurimuutusest ja sellest tulenevalt survest maapinnal ja vees. Nad hõivavad õhukihti 1-2 km kaugusel.
Nende kiirus on väike - 3-5 m / s. Väga tugevat päevast meretuult on mandrite läänepoolsetel kõrberannikul troopilistel laiuskraadidel, mida uhuvad külmad hoovused ja tõusuvööndis rannikult tõusev külm vesi.
Seal tungib see kümnete kilomeetrite kaugusele sisemaale ja avaldab tugevat kliimamõju: alandab temperatuuri, eriti suvel 5-70 C ja Lääne-Aafrikas kuni 100 C, tõstab õhu suhtelist niiskust 85%ni. udude ja kaste tekkeni.
Päevase meretuulega sarnaseid nähtusi võib täheldada suurlinnade äärealadel, kus eeslinnast keskusesse liigub külmem õhk, kuna linnade kohal on aastaringselt "kuumalaigud".
Mägede-oru tuultel on igapäevane perioodilisus: päeval puhub tuul oru ja piki mäenõlvu üles, öösel aga vastupidi, jahtunud õhk laskub alla. Päevane õhutõus toob kaasa rünkpilvede tekkimise üle mägede nõlvade, öösel, kui õhk laskub ja õhk on adiabaatiliselt soojenenud, pilvisus kaob.
Liustikutuuled on külmad tuuled, mis puhuvad pidevalt mägede liustikest nõlvadest ja orgudest alla. Neid põhjustab jää kohal oleva õhu jahtumine. Nende kiirus on 5-7 m/s, paksus mitukümmend meetrit. Intensiivsemad on need öösel, kuna kallakutuuled võimendavad neid.
Atmosfääri üldine tsirkulatsioon
1) Maa telje kalde ja Maa sfäärilisuse tõttu saavad ekvatoriaalsed piirkonnad rohkem päikeseenergiat kui polaaralad.
2) Ekvaatoril õhk soojeneb → paisub → tõuseb üles → tekib madalrõhuala. 3) Poolustel õhk jahtub → kondenseerub → vajub alla → tekib kõrgrõhuala.
4) Atmosfäärirõhu erinevuse tõttu hakkavad õhumassid liikuma poolustelt ekvaatorile.
Tuule suunda ja kiirust mõjutavad ka:
- õhumasside omadused (niiskus, temperatuur jne)
- aluspind (ookeanid, mäeahelikud jne)
- maakera pöörlemine ümber oma telje (Coriolise jõud) 1) Maapinna kohal olev üldine (globaalne) õhuvoolude süsteem, mille horisontaalsed mõõtmed on proportsionaalsed mandrite ja ookeanidega ning mille paksus on mitmest kilomeetrist kümneni kilomeetrit.
passaattuuled - Need on pidevad tuuled, mis puhuvad troopikast kuni ekvaatorini.
Põhjus: ekvaatoril on alati madalrõhkkond (ülesvoolud) ja troopikas on alati kõrgrõhkkond (allavoolud).
Coriolise jõu mõjul: põhjapoolkera passaattuuled on kirdesuunalised (kalle paremale)
Lõunapoolkera passaattuuled - kagu (keerake vasakule)
Kirdetuuled(põhjapoolkeral) ja kagutuuled(lõunapoolkeral).
Põhjus: õhuvoolud liiguvad poolustelt parasvöötme laiuskraadidele ja kalduvad Coriolise jõu mõjul läände. Läänetuuled on tuuled, mis puhuvad troopikast kuni parasvöötme laiuskraadideni, valdavalt läänest itta.
Põhjus: troopikas on kõrge rõhk ja parasvöötme laiuskraadidel madal, mistõttu osa V.D piirkonna õhust liigub H, D, piirkonda. Coriolise jõu mõjul liikudes kalduvad õhuvoolud itta.
Läänekaare tuuled toovad Eestisse sooja ja niiske õhu. õhumassid tekivad sooja Põhja-Atlandi hoovuse vete kohale.
Õhk tsüklonis liigub perifeeriast keskmesse;
Tsükloni keskosas õhk tõuseb ja
See jahtub, mistõttu tekivad pilved ja sademed;
Tsüklonite ajal valitseb pilves ilm tugeva tuulega:
suvi- vihmane ja külm
talvel- sulade ja lumesadudega.
Antitsüklon on kõrge atmosfäärirõhuga ala, mille keskel on maksimum.
antitsüklonis liigub õhk tsentrist perifeeriasse; antitsükloni keskosas õhk laskub ja soojeneb, selle niiskus langeb, pilved hajuvad; antitsüklonitega kehtestatakse selge tuulevaikne ilm:
suvi on kuum
talvel on pakane.
Atmosfääri tsirkulatsioon
Definitsioon 1
Tiraaž See on õhumasside liikumise süsteem.
Ringlus võib olla üldine kogu planeedi skaalal ja kohalik tsirkulatsioon, mis toimub üksikute territooriumide ja veealade ulatuses. Kohaliku tsirkulatsiooni alla kuuluvad päeva- ja öised tuuled, mis esinevad merede rannikul, mägi-orutuuled, liustikutuuled jne.
Lokaalne tsirkulatsioon teatud aegadel ja teatud kohtades võib olla üldtsirkulatsiooni voolude peal. Atmosfääri üldise tsirkulatsiooniga tekivad selles tohutud lained ja pöörised, mis arenevad ja liiguvad erinevalt.
Sellised atmosfäärihäired on tsüklonid ja antitsüklonid, mis on atmosfääri üldise tsirkulatsiooni iseloomulikud tunnused.
Õhumasside liikumise tulemusena, mis toimub atmosfäärirõhu keskuste mõjul, on territooriumid varustatud niiskusega. Selle tulemusena, et atmosfääris eksisteerivad samaaegselt erineva ulatusega õhuliikumised, mis kattuvad üksteisega, on atmosfääri tsirkulatsioon väga keeruline protsess.
Midagi pole selge?
Proovige õpetajatelt abi küsida.
Õhumasside liikumine planeedi skaalal moodustub kolme peamise teguri mõjul:
Need tegurid raskendavad üldist atmosfääri tsirkulatsiooni.
Kui maa oleks ühtlane ja mitte pöörlevümber oma telje – siis vastaks temperatuur ja rõhk maapinnal termilistele tingimustele ja oleks laiuskraadi iseloomuga. See tähendab, et temperatuuri langus toimuks ekvaatorilt poolustele.
Sellise jaotuse korral tõuseb soe õhk ekvaatoril, külm õhk aga vajub poolustele. Selle tulemusena koguneks see ekvaatorile troposfääri ülemises osas ja rõhk oleks kõrge ning poolustel väheneks.
Kõrgusel liiguks õhk samas suunas ja tooks kaasa rõhu languse ekvaatori kohal ja selle suurenemise pooluste kohal. Õhu väljavool maapinna lähedal toimuks poolustelt, kus rõhk on suur meridionaalses suunas ekvaatori poole.
Selgub, et termiline põhjus on atmosfääri tsirkulatsiooni esimene põhjus – erinevad temperatuurid põhjustavad erinevatel laiuskraadidel erineva rõhu. Tegelikult on rõhk ekvaatoril madal ja poolustel kõrge.
Mundril pöörlev Maa ülemises troposfääris ja madalamas stratosfääris peaksid tuuled nende väljavoolul põhjapoolkeral poolustele kalduma paremale, lõunapoolkeral - vasakule ja muutuma samal ajal läände.
Alumises troposfääris muutuksid poolustelt ekvaatori poole liikuvad ja kõrvale kalduvad tuuled põhjapoolkeral ida-, lõunapoolkeral kagusuunaliseks. Teine atmosfääri ringluse põhjus on selgelt nähtav - dünaamiline. Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni tsooniline komponent on tingitud Maa pöörlemisest.
Aluspind, millel on ebaühtlane maa ja vee jaotus, mõjutab oluliselt atmosfääri üldist tsirkulatsiooni.
Tsüklonid
Troposfääri alumist kihti iseloomustavad pöörised, mis tekivad, arenevad ja kaovad. Mõned pöörised on väga väikesed ja jäävad märkamatuks, samas kui teistel on suur mõju planeedi kliimale. Esiteks kehtib see tsüklonite ja antitsüklonite kohta.
2. definitsioon
Tsüklon on tohutu atmosfääri keeris, mille keskel on madal rõhk.
Põhjapoolkeral liigub õhk tsüklonis vastupäeva, lõunapoolkeral - päripäeva. Tsükloniline aktiivsus keskmistel laiuskraadidel on atmosfääri tsirkulatsiooni tunnusjoon.
Tsüklonid tekivad Maa pöörlemise ja Coriolise kõrvalekaldejõu tõttu ning läbivad oma arengus etappe tekkest täitumiseni. Tsüklonid tekivad reeglina atmosfäärifrontidel.
Kaks vastastemperatuuriga õhumassi, mis on eraldatud frondiga, tõmbuvad tsükloniks. Soe õhk liideses tungib külma õhu piirkonda ja suunatakse kõrgetele laiuskraadidele.
Tasakaal on häiritud ja tagaosa külm õhk on sunnitud tungima madalatele laiuskraadidele. Esiküljel on tsüklonaalne kurv, mis on tohutu laine, mis liigub läänest itta.
Laine staadium on esimene aste tsükloni areng.
Soe õhk tõuseb ja libiseb üle laine esiosa esipinna. Sellest tulenevad lained pikkusega $ 1000 $ km ja rohkem on kosmoses ebastabiilsed ja arenevad edasi.
Samal ajal liigub tsüklon itta kiirusega $100$ km päevas, rõhk langeb jätkuvalt ja tuul tugevneb, laine amplituud suureneb. seda teine etapp on noore tsükloni staadium.
Erikaartidel on noor tsüklon piiritletud mitme isobaariga.
Sooja õhu levimisel kõrgetele laiuskraadidele moodustub soe front ja külma õhu liikumine troopilistele laiuskraadidele külma frondi. Mõlemad rinded on osa ühtsest tervikust. Soe front liigub aeglasemalt kui külm front.
Kui külm front jõuab järele soojale frondile ja ühineb sellega, a oklusiooni esiosa. Soe õhk tõuseb ja keerleb spiraalselt. seda kolmas etapp tsükloni areng - oklusiooni staadium.
Neljas etapp– selle valmimine on lõplik. Toimub viimane sooja õhu surumine ülespoole ja selle jahtumine, temperatuurikontrastid kaovad, tsüklon muutub kogu ala ulatuses külmaks, aeglustab liikumist ja lõpuks täitub. Tsükloni eluiga alates algusest kuni täitumiseni kestab 5 dollarist kuni 7 dollarini päeva.
Märkus 1
Tsüklonid toovad suvel pilvise, jaheda ja vihmase ilma ning talvel sulad. Suvetsüklonid liiguvad kiirusega $400-$800 km päevas, talvel - kuni $1000km päevas.
Antitsüklonid
Tsüklonilist aktiivsust seostatakse eesmiste antitsüklonite tekke ja arenguga.
3. määratlus
Antitsüklon- See on tohutu atmosfääri keeris, mille keskel on kõrge rõhk.
Antitsüklonid tekivad noore tsükloni külma frondi tagaosas külmas õhus ja neil on oma arenguetapid.
Antitsükloni arengus on ainult kolm etappi:
Atmosfääri üldine tsirkulatsioon
Atmosfääri üldtsirkulatsiooni uurimisobjektideks on liikuvad parasvöötme laiuskraadide tsüklonid ja antitsüklonid koos nende kiiresti muutuvate meteoroloogiliste tingimustega: passaattuuled, mussoon, troopilised tsüklonid jne Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni tüüpilised tunnused, ajas stabiilsed või korduvad sagedamini kui teised, selgub meteoroloogiliste elementide keskmistamisel pika aja jooksul.
Joonisel fig. 8, 9 näitab keskmist pikaajalist tuule jaotust maapinna lähedal jaanuaris ja juulis. Jaanuaris, s.o.
talvel on põhjapoolkeral hiiglaslikud antitsüklonpöörised selgelt nähtavad Põhja-Ameerika kohal ja eriti intensiivne keeris Kesk-Aasia kohal.
Suvel hävivad mandri kuumenemise tõttu antitsüklonaalsed pöörised maismaa kohal ning ookeanide kohal võimenduvad sellised keerised oluliselt ja levivad põhja poole.
Pinnarõhk millibaarides ja valitsevad õhuvoolud
Tänu sellele, et troposfääris soojeneb õhk ekvaatori- ja troopilistel laiuskraadidel palju intensiivsemalt kui polaaraladel, langeb õhutemperatuur ja rõhk järk-järgult ekvaatorilt pooluste suunas. Nagu meteoroloogid ütlevad, on planeedi temperatuuri ja rõhu gradient suunatud troposfääri keskosas ekvaatorilt poolustele.
(Meteoroloogias võetakse temperatuuri ja rõhu gradient füüsikaga võrreldes vastupidises suunas.) Õhk on väga liikuv keskkond. Kui Maa ei pöörleks ümber oma telje, siis atmosfääri alumistes kihtides voolaks õhk ekvaatorilt poolustele, ülemistes kihtides aga tagasi ekvaatorile.
Kuid Maa pöörleb nurkkiirusega 2p/86400 radiaani sekundis. Õhuosakesed, mis liiguvad madalatelt laiuskraadidelt kõrgetele laiuskraadidele, säilitavad maapinna suhtes suuri joonkiirusi, mis on omandatud madalatel laiuskraadidel, ja seetõttu kalduvad nad ida poole liikudes kõrvale. Troposfääris moodustub lääne-ida suunaline õhutransport, mis kajastub joonisel fig. kümme.
Sellist õiget voolurežiimi täheldatakse aga ainult keskmiste väärtuste kaartidel. Õhuvoolude "hetktõmmised" annavad väga mitmekesised, iga kord uued, mittekorduvad tsüklonite, antitsüklonite, õhuvoolude positsioonid, sooja ja külma õhu kohtumise tsoonid, st atmosfäärifrondid.
Atmosfäärifrondid mängivad olulist rolli atmosfääri üldises tsirkulatsioonis, kuna neis toimuvad olulised õhumasside energia muundumised ühest tüübist teise.
Joonisel fig. 10 kujutab skemaatiliselt peamiste frontaalsete osade asukohta keskmises troposfääris ja maapinna lähedal. Atmosfäärifrontide ja frontaalvöönditega on seotud arvukad ilmastikunähtused.
Siin sünnivad tsüklonaalsed ja antitsüklonaalsed pöörised, tekivad võimsad pilved ja sademetevööndid ning tuul tugevneb.
Kui atmosfäärifront läbib antud punkti, on tavaliselt selgelt märgatav jahenemine või soojenemine ning kogu ilma iseloom muutub järsult. Huvitavaid jooni leidub stratosfääri struktuuris.
Planetaarne frontaalvöönd keskmises troposfääris
Kui soojus paikneb troposfääris ekvaatori lähedal; õhumassid ja poolustel - külm, siis stratosfääris, eriti soojal poolaastal, on olukord just vastupidine, poolustel on siin õhk suhteliselt soojem ja ekvaatoril külm.
Temperatuuri ja rõhu gradiendid on suunatud troposfääri suhtes vastupidises suunas.
Maa pöörlemise kõrvalekalduva jõu mõju, mis viis troposfääris lääne-ida transpordi tekkeni, loob stratosfääris ida-lääne tuulte vööndi.
Jugavoolu telgede keskmine asukoht põhjapoolkeral talvel
Suurimad tuulekiirused ja sellest tulenevalt ka õhu suurim kineetiline energia on jugavooludes.
Piltlikult öeldes on jugavoolud õhujõed atmosfääris, jõed, mis voolavad troposfääri ülemise piiri lähedal, troposfääri stratosfäärist eraldavates kihtides, st tropopausilähedastes kihtides (joon. 11 ja 12).
Tuule kiirus jugavooludes ulatub 250 - 300 km/h - talvel; ja 100 - 140 km / h - suvel. Seega võib väikese kiirusega lennuk sellisesse reaktiivvoogu sattudes lennata "tagurpidi".
Jugavoolu telgede keskmine asukoht põhjapoolkeral suvel
Reaktiivvoogude pikkus ulatub mitme tuhande kilomeetrini. Troposfääri jugavoolude all on laiemad ja aeglasemad õhu "jõed" - planetaarsed kõrgmäestiku frontaalvööndid, millel on oluline roll ka atmosfääri üldises tsirkulatsioonis.
Suure tuulekiiruse esinemine jugavooludes ja planeetide kõrgmäestiku frontaalvööndites on tingitud naaberõhumasside õhutemperatuuride suurest erinevusest.
Õhutemperatuuri erinevuse või, nagu öeldakse, "temperatuuri kontrasti" olemasolu põhjustab tuule suurenemist kõrgusega. Teooria näitab, et see tõus on võrdeline vaadeldava õhukihi horisontaalse temperatuurigradiendiga.
Stratosfääris meridionaalse õhutemperatuuri gradiendi ümberpööramise tõttu jugavoolude intensiivsus väheneb ja need kaovad.
Vaatamata planeetide kõrgmäestiku frontaalvööndite ja jugavoolude suurele ulatusele ei ümbritse need reeglina kogu maakera, vaid lõpevad seal, kus õhumasside vahelised horisontaalsed temperatuurikontrastid nõrgenevad. Kõige sagedamini ja teravamalt avalduvad temperatuurikontrastid polaarfrondil, mis eraldab õhku parasvöötme laiuskraadidelt troopilisest õhust.
Kõrgmäestiku frontaalvööndi telje asukoht õhumasside kerge meridionaalse vahetusega
Polaarfrondi süsteemis esinevad sageli planeetide kõrgmäestiku frontaalvööndid ja jugavoolud. Kuigi keskmiselt on planeetide kõrgmäestiku frontaalvööndite suund läänest itta, on konkreetsetel juhtudel nende telgede suund väga mitmekesine. Kõige sagedamini parasvöötme laiuskraadidel on neil lainelaadne iseloom. Joonisel fig.
13, 14 näitavad kõrgmäestiku frontaalvööndite telgede asendit stabiilse lääne-ida transpordi ja õhumasside arenenud meridionaalse vahetuse korral.
Stratosfääris ja mesosfääris üle ekvatoriaal- ja troopiliste piirkondade õhuvoolude oluliseks tunnuseks on mitme õhukihi olemasolu, millel on peaaegu vastassuunalised tugevad tuuled.
Selle tuulevälja mitmekihilise struktuuri tekkimine ja areng muutub siin teatud, kuid mitte päris täpselt kokku langevate ajavahemike järel, mis võib olla ka mingi prognostiline märk.
Kui siia lisada, et talvel regulaarselt esinev järsu soojenemise fenomen polaarstratosfääris on mingil moel seotud troopilistel laiuskraadidel stratosfääris toimuvate protsessidega ning parasvöötme ja kõrgete laiuskraadide troposfääri protsessidega, siis saab selgeks, kui keeruline ja kapriisne on nende atmosfääriprotsesside areng, mis parasvöötme ilmastikurežiimi otseselt mõjutavad.
Kõrgmäestiku frontaalvööndi telje asukoht õhumasside olulise meridionaalse vahetusega
Laiaulatuslike atmosfääriprotsesside kujunemisel on suur tähtsus aluspinna, eriti Maailma ookeani ülemise aktiivse veekihi seisundil. Maailmamere pind moodustab peaaegu 3/4 kogu Maa pinnast (joon. 15).
merehoovused
Tänu suurele soojusmahtuvusele ja kergesti segunemisvõimele säilitavad ookeaniveed sooja õhuga kokkupuutel parasvöötme laiuskraadidel ja lõunapoolsetel laiuskraadidel aastaringselt soojust pikaks ajaks. Merehoovustega salvestunud soojus kandub kaugele põhja ja soojendab lähialasid.
Vee soojusmahtuvus on mitu korda suurem kui maa moodustava pinnase ja kivimite soojusmahtuvus. Kuumutatud veemass toimib soojusakumulaatorina, millega see varustab atmosfääri. Samas tuleb märkida, et maa peegeldab päikesekiiri palju paremini kui ookeani pind.
Lume ja jää pind peegeldab päikesekiiri eriti hästi; 80-85% kogu lumele langevast päikesekiirgusest peegeldub sellelt. Mere pind, vastupidi, neelab peaaegu kogu sellele langeva kiirguse (55–97%). Kõigi nende protsesside tulemusena saab atmosfäär ainult 1/3 kogu sissetulevast energiast otse Päikeselt.
Ülejäänud 2/3 energiast, mida ta saab Päikese poolt soojendatud aluspinnalt, peamiselt veepinnalt. Soojusülekanne aluspinnalt atmosfääri toimub mitmel viisil. Esiteks kulub suur hulk päikesesoojust ookeani pinnalt atmosfääri aurustumiseks.
Selle niiskuse kondenseerumisel eraldub soojust, mis soojendab ümbritsevaid õhukihte. Teiseks eraldab aluspind turbulentse (st keerise, korratu) soojusülekande kaudu atmosfääri soojust. Kolmandaks toimub soojuse ülekandmine termilise elektromagnetkiirguse abil. Ookeani ja atmosfääri vastasmõju tulemusena toimuvad viimases olulised muutused.
Atmosfäärikiht, millesse ookeani soojus ja niiskus tungivad, ulatub külma õhu tungimise korral sooja ookeanipinnani 5 km-ni või rohkemgi. Nendel juhtudel, kui soe õhk tungib ookeani külma veepinnale, ei ületa ookeani mõju kõrgus 0,5 km.
Külma õhu sissetungi korral sõltub selle ookeanist mõjutatud kihi paksus eelkõige vee ja õhu temperatuuride erinevuse suurusest. Kui vesi on õhust soojem, siis areneb võimas konvektsioon ehk korratud tõusev õhuliikumine, mis viib soojuse ja niiskuse tungimiseni atmosfääri kõrgetesse kihtidesse.
Vastupidi, kui õhk on soojem kui vesi, siis konvektsiooni ei toimu ja õhk muudab oma omadusi ainult kõige madalamates kihtides. Üle sooja Golfi hoovuse Atlandi ookeanis võib väga külma õhu sissetungiga ookeani soojusülekanne ulatuda kuni 2000 cal/cm2 ööpäevas ja ulatub kogu troposfäärini.
Soe õhk võib külma ookeanipinna kohal kaotada 20-100 cal/cm2 päevas. Sooja või külma ookeanipinda tabava õhu omaduste muutus toimub üsna kiiresti – selliseid muutusi võib märgata 3-5 km tasemel juba päev pärast invasiooni algust.
Millised õhutemperatuuri tõusud võivad olla selle teisenemise (muutuse) tulemusena alloleva veepinna kohal? Selgub, et külmal poolaastal soojeneb atmosfäär Atlandi ookeani kohal keskmiselt 6° ja kohati võib soojeneda 20° ööpäevas. Päevas võib atmosfäär jahtuda 2–10° võrra. Arvatakse, et Atlandi ookeani põhjaosas, s.o.
kus toimub kõige intensiivsem soojuse ülekanne ookeanist atmosfääri, eraldab ookean soojust 10-30 korda rohkem, kui ta atmosfäärist saab. Loomulikult täiendatakse ookeani soojavarusid troopilistest laiuskraadidest pärit sooja ookeanivee sissevooluga. Õhuvoolud jaotavad ookeanist saadavat soojust tuhandete kilomeetrite ulatuses. Ookeanide soojendav mõju talvel toob kaasa asjaolu, et õhutemperatuuri erinevus ookeanide ja mandrite kirdeosade vahel on 15-20° laiuskraadidel 45-60° maapinna lähedal ja 4-5° keskmine troposfäär. Näiteks on hästi uuritud ookeani soojendavat mõju Põhja-Euroopa kliimale.
Vaikse ookeani loodeosa on talvel Aasia mandri külma õhu, nn talvise mussooni mõju all, mis levib veekihis 1-2 tuhat km sügavale ookeani ja 3-4 tuhat km. keskmises troposfääris (joon. 16) .
Merehoovuste poolt kantavad soojushulgad aastas
Suvel on ookeani kohal külmem kui mandrite kohal, mistõttu Atlandi ookeanilt tulev õhk jahutab Euroopat ja Aasia mandrilt tulev õhk soojendab Vaikst ookeani. Ülalkirjeldatud pilt on aga tüüpiline keskmistele ringlustingimustele.
Igapäevased muutused soojusvoogude suuruses ja suunas aluspinnalt atmosfääri ja tagasi on väga mitmekesised ning avaldavad suurt mõju atmosfääriprotsesside muutumisele.
On hüpoteese, mille kohaselt soojusvahetuse arengu tunnused aluspinna erinevate osade ja atmosfääri vahel määravad atmosfääri protsesside stabiilse olemuse pika aja jooksul.
Kui õhk soojeneb maailma ookeani ühe või teise osa anomaalselt (üle normaalse) veepinna põhjapoolkera parasvöötme laiuskraadidel, tekib troposfääri keskosas kõrgrõhuala (baric ridge). , mille idaperifeeriast algab külma õhumassi ülekandumine Arktikast ja selle lääneosas - sooja õhu ülekandumine troopilistest laiuskraadidest põhja poole. Selline olukord võib teatud piirkondades kaasa tuua maapinna lähedal pikaajalise ilmaanomaalia säilimise - kuiv ja palav või suvel vihmane ja jahe, talvel härmas ja kuiv või soe ja lumine. Pilvisus mängib väga olulist rolli atmosfääri protsesside kujunemisel, reguleerides päikesesoojuse voolu maapinnale. Pilvisus suurendab oluliselt peegeldunud kiirguse osakaalu ja vähendab seeläbi maapinna kuumenemist, mis omakorda mõjutab sünoptiliste protsesside olemust. Selgub mingisugune tagasiside: atmosfääri tsirkulatsiooni iseloom mõjutab pilvesüsteemide teket ja pilvesüsteemid omakorda ringluse muutumist. Uuritud "maapealsetest" teguritest oleme välja toonud vaid olulisemad, mis mõjutavad ilmastiku kujunemist ja õhuringlust. Päikese aktiivsus mängib erilist rolli atmosfääri üldise tsirkulatsiooni muutuste põhjuste uurimisel. Siin tuleks eristada muutusi õhuringluses Maal seoses Päikeselt Maale tuleva summaarse soojusvoo muutumisega nn päikesekonstandi väärtuse kõikumise tagajärjel. Kuid nagu hiljutised uuringud näitavad, ei ole see tegelikkuses rangelt konstantne väärtus. Atmosfääri ringluse energia täieneb pidevalt tänu Päikese saadetud energiale. Seega, kui Päikese saadetud koguenergia oluliselt kõigub, võib see mõjutada tsirkulatsiooni ja ilmastiku muutumist Maal. Seda küsimust ei ole veel piisavalt uuritud. Mis puutub päikese aktiivsuse muutumisse, siis on hästi teada, et Päikese pinnal tekivad mitmesugused häired, päikeselaigud, tõrvikud, helbed, väljaulatuvad osad jne. Need häired põhjustavad ajutisi muutusi päikesekiirguse koostises, ultraviolettkomponendis ja päikesekiirguses. korpuskulaarne (s.t. laetud osakestest, peamiselt prootonitest koosnev) Päikesest lähtuv kiirgus. Mõned meteoroloogid arvavad, et päikese aktiivsuse muutus on seotud Maa atmosfääris toimuvate troposfääriliste protsessidega ehk ilmaga.
Viimane väide vajab rohkem uurimist, peamiselt seetõttu, et hästi avaldunud 11-aastane päikese aktiivsustsükkel ei ole Maa ilmastikutingimustes selgelt nähtav.
Teadaolevalt on olemas terved koolkonnad meteorolooge-ennustajaid, kes üsna edukalt ilma ennustavad seoses päikese aktiivsuse muutustega.
Tuul ja üldine atmosfääriringlus
Tuul on õhu liikumine kõrgema õhurõhuga piirkondadest madalama rõhuga piirkondadesse. Tuule kiiruse määrab õhurõhu erinevus.
Pidevalt tuleb arvestada tuule mõjuga navigeerimisel, kuna see põhjustab laeva triivi, tormilaineid jne.
Maakera eri osade ebaühtlase kuumenemise tõttu on olemas planeedi mastaabis atmosfäärivoolude süsteem (atmosfääri üldine tsirkulatsioon).
Õhuvool koosneb ruumis juhuslikult liikuvatest eraldiseisvatest keeristest. Seetõttu muutub igas punktis mõõdetud tuule kiirus ajas pidevalt. Suurimad tuule kiiruse kõikumised on märgatavad pinnakihis. Tuulekiiruste võrdlemiseks võeti standardkõrguseks 10 meetrit kõrgust merepinnast.
Tuule kiirust väljendatakse meetrites sekundis, tuule tugevust - punktides. Nende vaheline suhe määratakse Beauforti skaala järgi.
Beauforti skaala
Tuule kiiruse kõikumisi iseloomustab puhangukoefitsient, mille all mõistetakse tuule puhangute maksimaalse kiiruse ja 5-10 minuti jooksul saadud keskmise kiiruse suhet.
Tuule keskmise kiiruse kasvades puhangutegur väheneb. Suure tuulekiiruse korral on puhangutegur ligikaudu 1,2 - 1,4.
Pasaattuuled on tuuled, mis puhuvad aastaringselt ühes suunas vööndis ekvaatorist kuni 35 ° N. sh. ja kuni 30 ° S sh. Suuna stabiilne: põhjapoolkeral - kirdesse, lõunas - kagusse. Kiirus - kuni 6 m/s.
Mussoonid on parasvöötme laiuskraadide tuuled, mis puhuvad suvel ookeanilt mandrile ja talvel mandrilt ookeani. Jõudluskiirus 20 m/s. Mussoonid toovad rannikule talvel kuiva, selge ja külma ilma, suvel pilvise ilma, vihma ja uduga.
Tuuled on põhjustatud vee ja maa ebaühtlasest kuumenemisest päevasel ajal. Päeval puhub tuul merelt maale (meretuul). Öösel jahtunud rannikult - mere äärde (rannikutuul). Tuule kiirus 5 - 10 m/s.
Kohalikud tuuled tekivad teatud piirkondades reljeefi omaduste tõttu ja erinevad järsult üldisest õhuvoolust: need tekivad aluspinna ebaühtlase kuumenemise (jahtumise) tagajärjel. Üksikasjalik teave kohalike tuulte kohta on toodud purjetamisjuhistes ja hüdrometeoroloogilistes kirjeldustes.
Bora on tugev ja puhanguline tuul, mis puhub mäeküljelt alla. Toob märkimisväärse külmavärina.
Seda täheldatakse piirkondades, kus merega piirneb madal mäeahelik, perioodidel, mil õhurõhk maismaa kohal tõuseb ja temperatuur langeb võrreldes rõhu ja temperatuuriga mere kohal.
Novorossiiski lahe piirkonnas tegutseb boora novembris-märtsis keskmise tuulekiirusega umbes 20 m/s (üksikud puhangud võivad olla 50-60 m/s). Toime kestus on üks kuni kolm päeva.
Sarnaseid tuuli on täheldatud Novaja Zemljal, Prantsusmaa Vahemere rannikul (mistral) ja Aadria mere põhjarannikul.
Sirocco - Vahemere keskosa kuum ja niiske tuul kaasneb pilvede ja sademetega.
Tornaadod on kuni mitmekümnemeetrise läbimõõduga veepöörised, mis koosnevad mere kohal. Nad eksisteerivad kuni veerand ööpäevast ja liiguvad kiirusega kuni 30 sõlme. Tuule kiirus tornaado sees võib ulatuda kuni 100 m/s.
Tormituuled esinevad peamiselt madala õhurõhuga piirkondades. Eriti suure jõu saavutavad troopilised tsüklonid, mille juures tuule kiirus ületab sageli 60 m/s.
Tugevaid torme on täheldatud ka parasvöötme laiuskraadidel. Liikudes puutuvad paratamatult omavahel kokku soe ja külm õhumass.
Nende masside vahelist üleminekutsooni nimetatakse atmosfäärifrondiks. Rinde läbimisega kaasneb järsk ilmamuutus.
Atmosfäärifront võib olla paigal või liikumises. Eristage sooja, külma fronti, samuti oklusiooni esikülgi. Peamised atmosfäärifrondid on: arktiline, polaarne ja troopiline. Sünoptilistel kaartidel on esiküljed kujutatud joontena (rindejoon).
Soe front tekib siis, kui soojad õhumassid suruvad vastu külma õhumassi. Ilmakaartidel on soe front tähistatud pideva joonega poolringidega piki fronti, mis näitab külmema õhu suunda ja liikumissuunda.
Sooja frondi lähenedes hakkab rõhk langema, pilvisus tiheneb ja sadu sajab. Talvel frondi möödudes tekivad tavaliselt madalad kihtpilved. Õhu temperatuur ja niiskus tõusevad aeglaselt.
Kui front möödub, tõusevad temperatuur ja niiskus tavaliselt kiiresti ning tuul tugevneb. Pärast frondi läbimist tuule suund muutub (tuul pöördub päripäeva), rõhulangus peatub ja algab selle nõrk kasv, pilved hajuvad, sademed lakkavad.
Külma front tekib siis, kui külmad õhumassid liiguvad edasi soojematele (joon. 18.2). Ilmakaartidel on külm front kujutatud pideva joonena koos kolmnurkadega, mis näitavad soojemat temperatuuri ja liikumissuunda. Rõhk rinde ees langeb tugevalt ja ebaühtlaselt, laev satub hoovihma, äikese, tuisu ja tugeva lainetuse tsooni.
Suletud front on front, mis moodustub sooja ja külma frondi ühinemisel. Esindatud pideva joonega vahelduvate kolmnurkade ja poolringidega.
Soe esiosa
külm esiosa
Tsüklon on tohutu (sadade kuni mitme tuhande kilomeetri) läbimõõduga atmosfääripööris, mille keskmes on vähendatud õhurõhk. Tsüklonis olev õhk ringleb põhjapoolkeral vastupäeva ja lõunapoolkeral päripäeva.
Tsükloneid on kahte peamist tüüpi – ekstratroopilised ja troopilised.
Esimesed tekivad parasvöötme või polaarlaiuskraadidel ning nende läbimõõt on arengu alguses tuhandeid kilomeetreid, nn kesktsükloni puhul aga kuni mitu tuhat.
Troopiline tsüklon on troopilistel laiuskraadidel moodustunud tsüklon, see on õhukeeris, mille keskel on tormituule kiirusega alandatud atmosfäärirõhk. Moodustunud troopilised tsüklonid liiguvad koos õhumassidega idast läände, kaldudes samal ajal järk-järgult kõrgetele laiuskraadidele.
Selliseid tsükloneid iseloomustavad ka nn. "tormisilm" - 20 - 30 km läbimõõduga keskala suhteliselt selge ja tuulevaikse ilmaga. Aastas täheldatakse maailmas umbes 80 troopilist tsüklonit.
Vaade tsüklonile kosmosest
Troopiliste tsüklonite rajad
Kaug-Idas ja Kagu-Aasias nimetatakse troopilisi tsükloneid taifuunideks (hiina keelest tai feng - suur tuul) ning Põhja- ja Lõuna-Ameerikas - orkaanideks (hispaania keeles huracán, nime saanud India tuulejumala järgi).
Üldiselt on aktsepteeritud, et torm muutub orkaaniks tuule kiirusel üle 120 km / h, kiirusel 180 km / h nimetatakse orkaaniks tugevaks orkaaniks.
7. Tuul. Atmosfääri üldine tsirkulatsioon
Loeng 7. Tuul. Atmosfääri üldine tsirkulatsioon
Tuul – see on õhu liikumine maapinna suhtes, milles domineerib horisontaalne komponent. Kui vaadeldakse tuule üles- või allaliikumist, võetakse arvesse ka vertikaalset komponenti. Tuul on iseloomustatud suund, kiirus ja tuuleiil.
Tuule esinemise põhjuseks on õhurõhu erinevus erinevates punktides, mis on määratud horisontaalse bariaarse gradiendiga. Rõhk ei ole sama, seda eelkõige õhu erineva kuumenemise ja jahutamise astme tõttu ning väheneb kõrgusega.
Rõhu jaotuse kujutamiseks maakera pinnal rakendatakse rõhku geograafilistele kaartidele, mõõdetakse samal ajal erinevates punktides ja vähendatakse samale kõrgusele (näiteks merepinnani). Sama rõhuga punktid on ühendatud joontega - isobaarid.
Nii tehakse kindlaks kõrgendatud (antitsüklonid) ja madala (tsüklonid) rõhuga piirkonnad ning ilmaennustuse jaoks nende liikumissuund. Isobaaride abil saab määrata, kui palju rõhk vahemaaga muutub.
Meteoroloogias mõiste horisontaalne baric gradient on rõhu muutus 100 km kohta piki isobaaridega risti asetsevat horisontaaljoont kõrgrõhult madalrõhule. See muutus on tavaliselt 1-2 hPa/100 km.
Õhu liikumine toimub gradiendi suunas, kuid mitte sirgjooneliselt, vaid keerulisemalt, maakera pöörlemise ja hõõrdumise tõttu õhku kõrvale kalduvate jõudude koostoime tõttu. Maa pöörlemise mõjul hälbib õhuliikumine barikagradiendist põhjapoolkeral paremale, lõunapoolkeral vasakule.
Suurimat kõrvalekallet täheldatakse poolustel ja ekvaatoril on see nullilähedane. Hõõrdejõud vähendab nii tuule kiirust kui ka kõrvalekallet pinnaga kokkupuutel, aga ka õhumassi sees erineva kiiruse tõttu atmosfääri kihtides. Nende jõudude koosmõjul kaldub tuul maismaa gradiendist kõrvale 45-55o, mere kohal 70-80o võrra.
Kõrguse suurenemisega suureneb tuule kiirus ja selle kõrvalekalle umbes 1 km tasemel kuni 90 °.
Tuule kiirust mõõdetakse tavaliselt m / s, harvemini - km / h ja punktides. Suund on võetud sealt, kust tuul puhub, määratakse rumbidena (neid on 16) või nurgakraadides.
Kasutatakse tuulevaatlusteks laba, mis paigaldatakse 10-12 m kõrgusele Kiiruse lühiajaliseks vaatluseks välikatsetes kasutatakse käeshoitavat anemomeetrit.
Anemorumbomeeter võimaldab eemalt mõõta tuule suunda ja kiirust , anemorumbograaf salvestab neid näitajaid pidevalt.
Tuule kiiruse ööpäevast muutumist ookeanide kohal peaaegu ei täheldata ja see on maismaal hästi väljendunud: öö lõpus - minimaalne, pärastlõunal - maksimaalne. Iga-aastane kurss on määratud atmosfääri üldise tsirkulatsiooni seadustega ja erineb maakera piirkonniti. Näiteks Euroopas suvel - minimaalne tuulekiirus, talvel - maksimaalne. Ida-Siberis on asi vastupidi.
Tuule suund konkreetses kohas muutub sageli, kuid kui võtta arvesse erinevate tuulte sagedust, saame kindlaks teha, et mõned on sagedasemad. Selliseks suundade uurimiseks kasutatakse graafikut, mida nimetatakse tuuleroosiks. Kõigi punktide igal sirgel joonistatakse soovitud perioodi vaadeldud tuulesündmuste arv ja saadud väärtused ühendatakse punktides joontega.
Tuul aitab kaasa atmosfääri gaasilise koostise püsivuse säilitamisele, õhumasside segamisele, transpordib niiske mereõhku sügavale mandritesse, varustades neid niiskusega.
Tuule ebasoodne mõju põllumajandusele võib väljenduda mullapinnalt aurustumise suurenemises, mis põhjustab põuda ning suure tuulekiiruse korral on võimalik muldade tuuleerosioon.
Põldude tõrjevahenditega tolmeldamisel, vihmutiga kastmisel tuleb arvestada tuule kiirust ja suunda. Metsavihmade rajamisel, lume kinnipidamisel peab olema teada valitsevate tuulte suund.
kohalikud tuuled.
Kohalikke tuuli nimetatakse tuuled, mis on iseloomulikud ainult teatud geograafilistele piirkondadele. Nende mõju ilmastikutingimustele on eriti oluline, nende päritolu on erinev.
tuuled – tuuled merede ja suurte järvede rannajoone lähedal, millel on järsk ööpäevane suunamuutus. Õnnelik meretuul puhub merest kaldale ja öösel - rannatuul puhub maalt merre (joon. 2).
Need väljenduvad selge ilmaga soojal aastaajal, kui üldine õhutransport on nõrk. Muudel juhtudel, näiteks tsüklonite läbimise ajal, võivad tuuled varjata tugevamad hoovused.
Tuule liikumist tuulte ajal täheldatakse mitmesaja meetri (kuni 1–2 km) kõrgusel, keskmise kiirusega 3–5 m/s, ja troopikas - ja enamgi, tungides kümnete kilomeetrite sügavusele maale või merre.
Tuulte teket seostatakse maapinna temperatuuri ööpäevase kõikumisega. Päeval soojeneb maismaa rohkem kui veepind, rõhk selle kohal muutub madalamaks ja õhk kandub merelt maismaale. Öösel jahtub maa kiiremini ja tugevamini, õhk kandub maismaalt merre.
Päevane tuul alandab temperatuuri ja suurendab suhtelist õhuniiskust, mis on eriti väljendunud troopikas. Näiteks Lääne-Aafrikas, kui mereõhk liigub maale, võib temperatuur langeda 10 °C või rohkem ja suhteline õhuniiskus tõusta 40%.
Tuuli on täheldatud ka suurte järvede kallastel: Ladoga, Onega, Baikal, Sevan jne, samuti suurtel jõgedel. Kuid nendes piirkondades on tuuled horisontaalselt ja vertikaalselt väiksemad.
Mägioru tuuled neid täheldatakse mägisüsteemides peamiselt suvel ja sarnanevad oma igapäevase perioodilisusega tuultele. Päeval puhuvad nad päikese kuumenemise tagajärjel orus ja mägede nõlvadel õhku ning öösel jahtudes voolab õhk nõlvadest alla. Öine õhuliikumine võib põhjustada külma, mis on eriti ohtlik kevadel, kui aiad õitsevad.
Föhn –soe ja kuiv tuul puhub mägedest orgudesse. Samal ajal tõuseb õhu temperatuur oluliselt ja õhuniiskus langeb, mõnikord väga kiiresti. Neid täheldatakse Alpides, Lääne-Kaukaasias, Krimmi lõunarannikul, Kesk-Aasia mägedes, Jakuutias, Kaljumägede idanõlvadel ja teistes mäesüsteemides.
Foehn tekib siis, kui õhuvool läbib harja. Kuna tuulealusel poolel tekib vaakum, imetakse õhk allapoole suunatud tuule näol alla. Laskuv õhk soojeneb kuiva adiabaatilise seaduse järgi: 1°C võrra iga 100 m laskumise kohta.
Näiteks kui 3000 m kõrgusel oleks õhu temperatuur -8o ja suhteline õhuniiskus 100%, siis orgu laskununa soojeneks see 22o-ni ja õhuniiskus väheneks 17%. Kui õhk tõuseb mööda tuulepoolset nõlva üles, siis veeaur kondenseerub ja tekivad pilved, sademeid ja laskuv õhk on veelgi kuivem.
Fööni kestus on mitu tundi kuni mitu päeva. Föön võib põhjustada intensiivset lumesulamist ja üleujutusi, kuivatada mulda ja taimestikku kuni nende surmani.
Bora–see on tugev, külm ja puhanguline tuul, mis puhub madalatelt mäeahelikelt soojemate merede poole.
Borat tuntakse kõige paremini Musta mere Novorossiiski lahes ja Aadria mere rannikul Trieste linna lähedal. Sarnased päritolult ja manifestatsioonilt booriga põhja poole piirkonnas
Bakuu, mistral Prantsusmaa Vahemere rannikul, põhjapoolne Mehhiko lahes.
Bora tekib külma õhumassi läbimisel rannikuharja. Õhk voolab alla raskusjõu mõjul, arendades kiirust üle 20 m / s, samal ajal kui temperatuur langeb oluliselt, mõnikord üle 25 ° C. Bora tuhmub mõne kilomeetri kaugusel rannikust, kuid mõnikord võib see hõivata märkimisväärse osa merest.
Novorossiiskis täheldatakse boorat umbes 45 päeva aastas, sagedamini novembrist märtsini, kestusega kuni 3 päeva, harva kuni nädalani.
Atmosfääri üldine tsirkulatsioon
Atmosfääri üldine tsirkulatsioon– see on kompleksne suurte õhuvoolude süsteem, mis kannab väga suuri õhumasse üle maakera.
Maapinna lähedal asuvas atmosfääris polaar- ja troopilistel laiuskraadidel täheldatakse transporti ida suunas, parasvöötme laiuskraadidel - läände.
Õhumasside liikumist raskendab Maa pöörlemine, samuti kõrg- ja madalrõhualade reljeef ning mõju. Tuulte hälve valitsevatest suundadest on kuni 70o.
Maakera tohutute õhumasside kuumutamisel ja jahutamisel moodustuvad kõrge ja madala rõhuga alad, mis määravad planeetide õhuvoolude suuna. Merepinna rõhu pikaajaliste keskmiste väärtuste põhjal selgusid järgmised seaduspärasused.
Mõlemal pool ekvaatorit on madalrõhuvöönd (jaanuaris - 15o põhjalaiuse ja 25o lõunalaiuse vahel, juulis - 35o põhjalaiuse kuni 5o lõunalaiuse vahel). See piirkond, nn ekvatoriaalne depressioon, laieneb rohkem poolkerale, kus antud kuul on suvi.
Sellest põhja- ja lõunasuunas rõhk tõuseb ja saavutab maksimumväärtused aastal subtroopilised kõrgrõhuvööndid(jaanuaris - 30 - 32o põhjalaiust ja lõunalaiust, juulis - 33-37o N ja 26-30o S). Subtroopikast parasvöötmesse langeb rõhk, eriti oluliselt lõunapoolkeral.
Minimaalne rõhk on kahes subpolaarsed madalrõhutsoonid(75-65o N ja 60-65o S). Edasi pooluste poole rõhk taas tõuseb.
Vastavalt rõhu muutustele paikneb ka meridionaalne baariline gradient. See on suunatud ühelt poolt subtroopikast - ekvaatorile, teiselt poolt - subpolaarsetele laiuskraadidele, poolustelt subpolaarsetele laiuskraadidele. See on kooskõlas tuulte tsoonisuunaga.
Atlandi ookeani, Vaikse ookeani ja India ookeani kohal puhuvad väga sageli kirde- ja kagutuuled - passaattuuled. Lõunapoolkeral, laiuskraadidel 40-60o, ulatuvad läänetuuled ümber kogu ookeani.
Põhjapoolkeral, parasvöötme laiuskraadidel, väljenduvad läänetuuled pidevalt ainult ookeanide kohal ja mandrite kohal on suunad keerulisemad, kuigi ülekaalus on ka läänetuuled.
Polaarlaiuskraadide idatuuled on selgelt täheldatavad ainult Antarktika äärealadel.
Aasia lõuna-, ida- ja põhjaosas on jaanuarist juulini tugev tuulte suunamuutus - need on piirkonnad mussoonid. Mussoonide põhjused on sarnased tuulte põhjustega. Suvel soojeneb Aasia mandriosa tugevalt ja üle selle laiub madalrõhuala, kuhu õhumassid ookeanilt tormavad.
Tekkiv suvine mussoon põhjustab suures koguses sademeid, sageli hoovihma. Talvel saabub Aasia kohale kõrgrõhkkond maapinna ookeaniga võrreldes intensiivsema jahenemise tõttu ning külm õhk liigub ookeanile, moodustades selge ja kuiva ilmaga talvise mussooni. Mussoonid tungivad rohkem kui 1000 km kõrgusele maapinnast kuni 3-5 km kõrgusele.
Õhumassid ja nende klassifikatsioon.
õhumass- see on väga suur õhuhulk, mis hõlmab miljonite ruutkilomeetrite pindala.
Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni käigus jaguneb õhk eraldi õhumassideks, mis jäävad pikaks ajaks suurele territooriumile, omandavad teatud omadused ja põhjustavad erinevat tüüpi ilmastikuolusid.
Liikudes teistesse Maa piirkondadesse, toovad need massid endaga kaasa oma ilmastikurežiimi. Teatud tüüpi (tüüpide) õhumasside ülekaal konkreetses piirkonnas loob piirkonnale iseloomuliku kliimarežiimi.
Peamised erinevused õhumasside vahel on: temperatuur, niiskus, pilvisus, tolmusus. Näiteks suvel on õhk ookeanide kohal niiskem, külmem, puhtam kui maismaa kohal samal laiuskraadil.
Mida kauem on õhk ühe piirkonna kohal, seda rohkem see läbib muutusi, mistõttu õhumassid liigitatakse geograafiliste tsoonide järgi, kus need tekkisid.
Seal on peamised tüübid: 1) arktiline (antarktika), mis liiguvad poolustelt, kõrgrõhualadest; 2) parasvöötme laiuskraadid“polaarne” – põhja- ja lõunapoolkeral; 3) troopiline- liikuda subtroopikast ja troopikast parasvöötme laiuskraadidele; neli) ekvatoriaalne- tekkinud üle ekvaatori. Igas tüübis eristatakse merelisi ja mandrilisi alatüüpe, mis erinevad eelkõige tüübisisese temperatuuri ja niiskuse poolest. Õhk, olles pidevas liikumises, liigub tekkepiirkonnast naaberpiirkondadesse ja muudab aluspinna mõjul järk-järgult oma omadusi, muutudes järk-järgult teist tüüpi massiks. Seda protsessi nimetatakse muutumine.
külmõhumassideks nimetatakse neid, mis liiguvad soojemale pinnale. Nad põhjustavad külmavärinat piirkondades, kuhu nad tulevad.
Liikudes nad ise soojenevad maapinnalt, mistõttu tekivad masside sees suured vertikaalsed temperatuurigradiendid ja konvektsioon areneb koos rünk- ja rünkpilvede tekke ning tugevate vihmasadudega.
Külmemale pinnale liikuvaid õhumasse nimetatakse soe massid. Need toovad sooja, aga ise on altpoolt jahutatud. Konvektsioon neis ei arene ja ülekaalus on kihtsajupilved.
Naaberõhumassid on üksteisest eraldatud üleminekutsoonidega, mis on tugevalt kaldu Maa pinna poole. Neid tsoone nimetatakse frontideks.
10. Õhumassid
10.5. Õhumasside transformatsioon
Tsirkulatsioonitingimuste muutumisel liigub õhumass tervikuna oma moodustumise keskpunktist naaberaladele, suheldes teiste õhumassidega.
Liikumisel hakkab õhumass oma omadusi muutma - need ei sõltu juba mitte ainult tekkekoha omadustest, vaid ka naaberõhumasside omadustest, selle aluspinna omadustest, millest õhumass läbib, ja ka õhumassi tekkimisest möödunud aja kohta.massid.
Need mõjud võivad põhjustada õhu niiskusesisalduse muutusi, samuti õhutemperatuuri muutumist latentse soojuse vabanemise või aluspinnaga soojusvahetuse tagajärjel.
i Õhumassi omaduste muutumise protsessi nimetatakse transformatsiooniks või
evolutsioon.
Õhumassi liikumisega seotud transformatsiooni nimetatakse dünaamiliseks. Õhumassi liikumiskiirus erinevatel kõrgustel on erinev, kiiruse nihke olemasolu põhjustab turbulentset segunemist. Kui alumisi õhukihte kuumutada, siis tekib ebastabiilsus ja tekib konvektiivne segunemine.
Tavaliselt kestab õhumassi muundumisprotsess 3 kuni 7 päeva. Selle lõpu märgiks on õhutemperatuuri muutuste lakkamine päevast päeva nii maapinna lähedal kui ka kõrgustes – s.t. tasakaalutemperatuuri saavutamine.
i Tasakaalutemperatuur iseloomustab antud temperatuuri karakteristikku
ala sel aastaajal.
Tasakaalutemperatuuri saavutamise protsessi võib käsitleda kui uue õhumassi moodustumise protsessi.
Õhumasside muundumine kulgeb eriti intensiivselt aluspinna muutumisel, näiteks õhumassi liikumisel maismaalt merele.
Ilmekas näide on mandri parasvöötme õhu muutumine Jaapani mere kohal talvel.
10. Õhumassid
Kui mandri parasvöötme õhk liigub üle Jaapani mere, muutub see õhuks, mis on omadustelt sarnane parasvöötme mereõhuga, mis talvel hõivab Vaikse ookeani.
Mandri parasvöötme õhku iseloomustab madal õhuniiskus ja väga madal õhutemperatuur. Külma mandriõhu muundumine Jaapani mere kohal kulgeb väga intensiivselt, eriti äkiliste sissetungide korral, kui õhumass on teisenemise algfaasis.
Peamist rolli õhu termilisel muundamisel pinnakihis mängib turbulentne soojusvahetus õhumassi ja selle all oleva merepinna vahel.
Külma õhu soojendamise intensiivsus mere kohal on otseselt võrdeline vee ja õhu temperatuuride erinevusega. Empiiriliste hinnangute kohaselt on külma õhu termilise muundamise väärtus merepinna lähedal otseselt võrdeline tootega.
(T-Tw) t,
kus T on mandriõhu temperatuur, Tw on merepinna temperatuur, t on kontinentaalse õhu liikumise aeg (tundides) mere kohal.
Kuna temperatuuride erinevus mandri mussooni õhu ja merepinna temperatuuride vahel Jaapani mere kohal ületab Primorye ranniku lähedal 10-15 ° C, toimub õhu soojenemine merepinna lähedal väga kiiresti ja sõltub selle tee kulges üle mere.
Lisaks, kui külm õhk siseneb Jaapani mere soojale aluspinnale, suureneb selle ebastabiilsus. Vertikaalse temperatuurigradiendi väärtus pinnakihis (100-150 m) kasvab kõrgusega kiiresti.
Pange tähele, et nõrga tuulega soojeneb õhk tugevamalt kui tugeva tuulega, kuid ainult õhuke atmosfääri pinnakiht. Tugeva tuule korral osaleb segunemisel paksem õhukiht, kuni 1,5 km või rohkem. Intensiivne turbulentne soojusülekanne, mille kaudseks indikaatoriks on mõõdukate ja tugevate tuulte märkimisväärne sagedus mere kohal, soodustab sooja õhu kiiret levikut ülespoole. Samal ajal suureneb külma advektsioon kõrgusega, mis toob kaasa õhumassi ebastabiilsuse suurenemise.
Üle mere liikudes mandriõhk mitte ainult ei soojene, vaid rikastub ka niiskusega, mis suurendab ka selle ebastabiilsust vastavalt kondensatsioonitaseme langusele.
10. Õhumassid
Kui niiske õhk tõuseb kondensatsiooniprotsesside tulemusena, eraldub latentne aurustumissoojus. Vabanenud kondensatsioonisoojust (latentset aurustumissoojust) kasutatakse õhu soojendamiseks. Niiske õhu tõustes langeb temperatuur juba niiske adiabaatilise seaduse järgi ehk aeglasemalt kui kuiva õhu puhul.
Üle mere liikudes, millega kaasneb soojenemine ja niisutamine, muutub õhumass ebastabiilseks, vähemalt atmosfääri alumises 1,5 km kihis. See arendab intensiivselt mitte ainult dünaamilist, vaid ka termilist konvektsiooni. Sellest annab tunnistust rünkpilvede teke, mis on deformeerunud suletud rakud. Need rakud ulatuvad tuule mõjul kettide kujul Primorye rannikust Jaapani läänerannikule, kus nende paksus suureneb ja sademeid.
Pilvede tekkimine mere kohal ja pilvisuse muutumine õhumassi teekonnal toob omakorda kaasa õhutemperatuuri muutusi. Tekkiv pilvisus varjab väljuvat kiirgust ja tekitab atmosfääri vastukiirgust.
Lisaks tekivad pilveraku äärealadel allavoolud. Langetamisel eemaldatakse õhk küllastusolekust ja kuumutatakse adiabaatiliselt. Kogu allavoolu üle mere võib oluliselt kaasa aidata õhutemperatuuri muutumisele mere kohal.
Lisaks on õhutemperatuuri tõusu suunas oma osa albeedo muutus: talvel liigub õhk mandrilt, kus valitseb lumikate (albeedo keskmiselt 0,7), avamere pinnale (albeedo keskmiselt 0,2). Need tingimused võivad tõsta õhutemperatuuri 5-10 °C võrra.
Sooja õhu kogunemine Jaapani mere idakalda lähedale aktiveerib pilvede ja sademete teket, mis omakorda mõjutab õhutemperatuuri välja teket.
10.6. Õhumasside termodünaamiline klassifikatsioon
Õhumasside teisenemise seisukohalt võib neid liigitada soojadeks, külmadeks ja neutraalseteks. Seda klassifikatsiooni nimetatakse termodünaamiliseks.
10. Õhumassid
i Soe (külm) on õhumass, mis on soojem (külm)
selle keskkond ja antud piirkonnas järk-järgult jahtub (soojeneb), püüdes läheneda termilisele tasakaalule
Keskkond viitab siin aluspinna olemusele, selle termilisele olekule, aga ka naaberõhumassidele.
Suhteliselt soe (külm) on ümbritsevatest õhumassidest soojem (külm) õhumass, mis antud piirkonnas jätkab soojenemist (jahtumist), s.t. on külm (soe) ülaltoodud tähenduses.
Et teha kindlaks, kas antud piirkonnas õhumass jahtub või soojeneb, tuleks võrrelda mitme päeva jooksul samal ajal mõõdetud õhutemperatuuri või ööpäeva keskmisi õhutemperatuure.
i Kohalik (neutraalne) õhumass on mass, mis asub
termiline tasakaal oma keskkonnaga, st. päevast päeva säilitades oma omadused ilma oluliste muutusteta.
Seega võib transformeeruv õhumass olla nii soe kui külm ning transformatsiooni lõppedes muutub see lokaalseks.
OT 1000 500 kaardil vastab külm õhumass õõnsusele või suletud külmaalale (külmkeskus) ja soe õhumass harjale või soojuskeskusele.
Õhumassi saab iseloomustada nii ebastabiilse kui ka stabiilse tasakaaluga. Selline õhumasside eraldamine võtab arvesse soojusvahetuse üht olulisemat tulemust - õhutemperatuuri vertikaalset jaotumist ja vastavat tüüpi vertikaalset tasakaalu. Teatud ilmastikutingimused on seotud stabiilse (UVM) ja ebastabiilse (NVM) õhumassiga.
Neutraalsed (kohalikud) õhumassid võivad igal aastaajal olla nii stabiilsed kui ka ebastabiilsed, olenevalt õhumassi algomadustest ja teisenemise suunast, millest see õhumass tekkis. Mandrite kohal on neutraalsed õhumassid suvel tavaliselt ebastabiilsed, talvel
- stabiilne. Ookeanide ja merede kohal on sellised massid sagedamini suvel stabiilsed ja talvel ebastabiilsed.
Kondensatsioon on aine oleku muutumine gaasilisest vedelaks või tahkeks. Aga mis on kondensatsioon planeedi mastabas?
Igal ajahetkel sisaldab planeedi Maa atmosfäär üle 13 miljardi tonni niiskust. See näitaja on peaaegu konstantne, kuna sademetest tingitud kaod asenduvad lõpuks pidevalt aurustumisega.
Niiskuse tsükli kiirus atmosfääris
Niiskuse ringluse kiirus atmosfääris on hinnanguliselt kolossaalne - umbes 16 miljonit tonni sekundis ehk 505 miljardit tonni aastas. Kui järsku kogu atmosfääris olev veeaur kondenseerus ja sademetena välja pudeneks, siis võib see vesi katta kogu maakera pinna umbes 2,5 sentimeetrise kihiga ehk teisisõnu atmosfäär sisaldab niiskust, mis võrdub vaid 2,5 sentimeetriga. sentimeetrit vihma.
Kui kaua püsib aurumolekul atmosfääris?
Kuna Maal langeb aastas keskmiselt 92 sentimeetrit, uueneb atmosfääri niiskus 36 korda, see tähendab, et 36 korda atmosfäär küllastub niiskusega ja vabaneb sellest. See tähendab, et veeauru molekul viibib atmosfääris keskmiselt 10 päeva.
Veemolekuli tee
Aurustunud veeauru molekul triivib tavaliselt sadu ja tuhandeid kilomeetreid, kuni see kondenseerub ja langeb koos sademetega Maale. Vesi, mis sajab vihma, lume või rahena Lääne-Euroopa mägismaal, liigub Atlandi ookeani põhjaosast umbes 3000 km kaugusele. Vedela vee auruks muutumise ja Maal sademete vahel toimuvad mitmed füüsikalised protsessid.
Atlandi ookeani soojalt pinnalt satuvad veemolekulid sooja niiske õhu kätte, mis seejärel tõuseb ümbritsevast külmemast (tihedamast) ja kuivemast õhust kõrgemale.
Kui sel juhul täheldatakse õhumasside tugevat turbulentset segunemist, siis kahe õhumassi piiril tekib atmosfääri segunemiskiht ja pilved. Umbes 5% nende mahust on niiskus. Auruga küllastunud õhk on alati kergem, esiteks seetõttu, et see on kuumutatud ja tuleb soojalt pinnalt ning teiseks seetõttu, et 1 kuupmeeter puhast auru on umbes 2/5 võrra kergem kui 1 kuupmeeter puhast kuiva õhku samal temperatuuril ja survet. Sellest järeldub, et niiske õhk on kergem kui kuiv ning soe ja niiske õhk veelgi enam. Nagu hiljem näeme, on see ilmamuutuste protsesside jaoks väga oluline fakt.
Õhumasside liikumine
Õhk võib tõusta kahel põhjusel: kas seetõttu, et see muutub kuumenemise ja niiskuse mõjul kergemaks, või seetõttu, et sellele mõjuvad jõud, mille tõttu õhk tõuseb kõrgemale mõnest takistusest, näiteks külmemast ja tihedamast õhumassist, või üle küngaste ja mägede.
Jahutus
Tõusev õhk, mis on langenud madalama atmosfäärirõhuga kihtidesse, on sunnitud laienema ja samal ajal jahtuma. Paisumine nõuab kineetilise energia kulutamist, mis võetakse atmosfääriõhu soojus- ja potentsiaalsest energiast ning see protsess toob paratamatult kaasa temperatuuri languse. Tõusva õhuosa jahutuskiirus muutub sageli, kui see osa seguneb ümbritseva õhuga.
Kuiv adiabaatiline gradient
Kuiv õhk, milles puudub kondenseerumine ega aurustumine, samuti segunemine, mis ei saa muul kujul energiat, jahtub või soojeneb konstantse koguse võrra (1 ° C iga 100 meetri järel) tõustes või langedes. Seda väärtust nimetatakse kuivaks adiabaatiliseks gradiendiks. Kui aga tõusev õhumass on niiske ja selles tekib kondenseerumine, siis eraldub varjatud kondensatsioonisoojus ja auruga küllastunud õhu temperatuur langeb palju aeglasemalt.
Märg adiabaatiline gradient
Sellist temperatuurimuutuse suurust nimetatakse märg-adiabaatiliseks gradiendiks. See ei ole konstantne, vaid muutub koos eralduva latentse soojuse hulgaga ehk teisisõnu sõltub kondenseerunud auru kogusest. Auru kogus sõltub sellest, kui palju õhutemperatuur langeb. Atmosfääri madalamates kihtides, kus õhk on soe ja õhuniiskus kõrge, on märg-adiabaatiline gradient veidi üle poole kuiv-adiabaatilisest gradiendist. Kuid märg-adiabaatiline gradient suureneb järk-järgult kõrgusega ja väga kõrgel troposfääris on peaaegu võrdne kuiva-adiabaatilise gradiendiga.
Liikuva õhu ujuvus määratakse selle temperatuuri ja ümbritseva õhu temperatuuri suhtega. Reeglina langeb õhutemperatuur reaalses atmosfääris kõrgusega ebaühtlaselt (seda muutust nimetatakse lihtsalt gradiendiks).
Kui õhumass on soojem ja seetõttu vähem tihe kui ümbritsev õhk (ja niiskusesisaldus on konstantne), siis tõuseb see samamoodi nagu paaki kastetud lapse pall. Ja vastupidi, kui liikuv õhk on külmem kui ümbritsev õhk, on selle tihedus suurem ja see vajub. Kui õhu temperatuur on sama mis naabermassidel, siis on nende tihedus võrdne ja mass jääb paigale või liigub ainult koos ümbritseva õhuga.
Seega toimub atmosfääris kaks protsessi, millest üks soodustab vertikaalse õhuliikumise arengut, teine aga aeglustab.
Kui leiate vea, tõstke esile mõni tekstiosa ja klõpsake Ctrl+Enter.
Geograafilise laiuskraadi kõrval on oluline kliimat kujundav tegur atmosfääri tsirkulatsioon, st õhumasside liikumine.
õhumassid- märkimisväärsed õhuhulgad troposfääris, millel on teatud omadused (temperatuur, niiskusesisaldus), sõltuvalt selle moodustumise piirkonna omadustest ja liikumisest tervikuna.
Õhumassi pikkus võib olla tuhandeid kilomeetreid ja ülespoole võib see ulatuda troposfääri ülemise piirini.
Õhumassid jagunevad liikumiskiiruse järgi kahte rühma: liikuvad ja lokaalsed. liigubõhumassid, olenevalt aluspinna temperatuurist, jagunevad soojaks ja külmaks. Soe õhumass - liikumine külmal aluspinnal, külm mass - liikumine soojemal pinnal. Kohalikud õhumassid on õhumassid, mis ei muuda oma geograafilist asukohta pikka aega. Need võivad olenevalt aastaajast olla stabiilsed ja ebastabiilsed, aga ka kuivad ja märjad.
Õhumasse on neli peamist tüüpi: ekvatoriaalne, troopiline, parasvöötme, arktiline (antarktika). Lisaks on kõik tüübid jagatud alamtüüpideks: mere- ja mandri-, niiskuse poolest erinevad. Näiteks merearktiline mass moodustub põhjamere - Barentsi ja Valge mere kohal, nagu mandriline õhumass, kuid veidi suurenenud õhuniiskusega. (vt joonis 1).
Riis. 1. Arktika õhumasside tekkeala
Venemaa kliima moodustab ühel või teisel määral kõik õhumassid, välja arvatud ekvatoriaalne.
Mõelge meie riigi territooriumil ringlevate erinevate masside omadustele. arktilineõhumass tekib peamiselt Arktika kohal polaarsetel laiuskraadidel, mida iseloomustab madal temperatuur talvel ja suvel. Sellel on madal absoluutne niiskus ja kõrge suhteline õhuniiskus. See õhumass domineerib Arktika vööndis aastaringselt ja talvel liigub see subarktikasse. Mõõdukasõhumass tekib parasvöötme laiuskraadidel, kus olenevalt aastaajast temperatuur muutub: suvel suhteliselt kõrge, talvel suhteliselt madal. Vastavalt aastaajale sõltub niiskus ka tekkekohast. See õhumass domineerib parasvöötmes. Osaliselt domineerib Venemaa territooriumil troopilineõhumassid. Need moodustuvad troopilistel laiuskraadidel ja neil on kõrge temperatuur. Absoluutne õhuniiskus oleneb tekkekohast ja suhteline õhuniiskus on tavaliselt madal (vt joonis 2).
Riis. 2. Õhumasside omadused
Erinevate õhumasside läbimine Venemaa territooriumil põhjustab ilmastiku erinevust. Näiteks kõik meie riigi põhja poolt tulevad "külmalained" on arktilised õhumassid ja Euroopa osa lõunasse tulevad troopilised õhumassid Väike-Aasiast või mõnikord ka Põhja-Aafrikast (need toovad kaasa kuuma ja kuiva ilma ).
Mõelge, kuidas õhumassid meie riigi territooriumil ringlevad.
Atmosfääri tsirkulatsioon on õhumasside liikumise süsteem. Eristada atmosfääri üldist tsirkulatsiooni kogu maakera skaalal ja atmosfääri kohalikku tsirkulatsiooni üksikute territooriumide ja veealade vahel.
Õhumasside tsirkulatsiooniprotsess varustab territooriumi niiskusega ja mõjutab ka temperatuuri. Õhumassid liiguvad atmosfäärirõhukeskuste mõjul ning tsentrid muutuvad olenevalt aastaajast. Seetõttu muutub meie riigi territooriumile õhumassi toovate valitsevate tuulte suund. Näiteks Euroopa Venemaa ja Siberi läänepiirkonnad on pidevate läänetuulte mõju all. Nendega koos tulevad parasvöötme laiuskraadide mõõdukad mereõhumassid. Need tekivad Atlandi ookeani kohal (Vt joonis 3).
Riis. 3. Mereliste mõõdukate õhumasside liikumine
Kui läänetransport nõrgeneb, tuleb põhjatuultega arktiline õhumass. See toob kaasa terava külma, varasügise ja hiliskevadised külmad. (vt joonis 4).
Riis. 4. Arktilise õhumassi liikumine
Kontinentaalne troopiline õhk meie riigi Aasia osa territooriumil tuleb Kesk-Aasiast või Põhja-Hiinast ning riigi Euroopa ossa Väike-Aasia poolsaarelt või isegi Põhja-Aafrikast, kuid sagedamini on selline õhk. moodustati Põhja-Aasia territooriumil, Kasahstanis, Kaspia madalikul. Need alad asuvad parasvöötme kliimavööndis. Nende kohal olev õhk soojeneb aga suvel väga tugevalt ja omandab troopilise õhumassi omadused. Siberi läänepoolsetes piirkondades valitseb aastaringselt mandriline mõõdukas õhumass, mistõttu talved on selged ja pakaselised ning suved üsna soojad. Isegi Põhja-Jäämere kohal on Gröönimaal soojemad talved.
Tugeva jahtumise tõttu meie riigi Aasia osa kohal tekib Ida-Siberis tugeva jahutuse ala (kõrgrõhkkonna piirkond ). Selle keskus asub Transbaikalia, Tuva Vabariigi ja Põhja-Mongoolia piirkondades. Sellest levib eri suundades väga külm kontinentaalne õhk. See laiendab oma mõju tohututele territooriumidele. Üks selle suundadest on kirdes kuni Tšuktši rannikuni, teine - läände läbi Põhja-Kasahstani ja Venemaa (Ida-Euroopa) tasandiku lõuna pool kuni umbes 50ºN. Saabub selge ja pakaseline ilm vähese lumega. Suvel kaob soojenemise tõttu Aasia maksimum (Siberi antitsüklon) ja saabub madalrõhkkond. (Vt joonis 5).
Riis. 5. Siberi antitsüklon
Kõrg- ja madalrõhualade hooajaline vaheldumine moodustab Kaug-Ida atmosfääri mussoontsirkulatsiooni. Oluline on mõista, et teatud territooriume läbides võivad õhumassid muutuda sõltuvalt aluspinna omadustest. Seda protsessi nimetatakse õhumasside muundumine. Näiteks soojeneb arktiline õhumass, olles kuiv ja külm, läbides Ida-Euroopa (Vene) tasandiku territooriumi ning Kaspia madaliku piirkonnas muutub see väga kuivaks ja kuumaks, mis põhjustab kuivi tuuli.
Aasia kõrgpunkt või, nagu seda nimetatakse, Siberi antitsüklon on kõrgrõhuala, mis moodustub Kesk-Aasia ja Ida-Siberi kohal. See avaldub talvel ja tekib territooriumi jahutamise tulemusena tohutu suuruse ja õõnsa reljeefi tingimustes. Maksimumi keskosas Mongoolia ja Lõuna-Siberi kohal ulatub jaanuaris rõhk kohati 800 mm Hg-ni. Art. See on kõrgeim maakeral registreeritud rõhk. Talvel ulatub siia suur Siberi antitsüklon, mis on eriti stabiilne novembrist märtsini. Talv on siin nii tuulevaikne, et vähese lumesajuga lähevad puude oksad pikaks ajaks valgeks “rappumata” lumest. Juba oktoobrist ulatuvad külmad -20 ... -30ºС ja jaanuaris sageli -60ºC. Kuu keskmine temperatuur langeb -43º, eriti külm on madalikul, kus külm raske õhk seisab. Kui tuult pole, pole tugevat külma nii raske taluda, kuid -50º juures on juba raske hingata, täheldatakse madalat udu. Sellised külmad raskendavad lennukite maandumist.
Bibliograafia
- Venemaa geograafia. Loodus. Rahvaarv. 1 tund 8. klass / V.P. Dronov, I.I. Barinova, V.Ya Rom, A.A. Lobžanidze.
- V.B. Pyatunin, E.A. Toll. Venemaa geograafia. Loodus. Rahvaarv. 8. klass.
- Atlas. Venemaa geograafia. rahvastik ja majandus. - M.: Bustard, 2012.
- V. P. Dronov, L. E. Saveljeva. UMK (õpetlik-metoodiline komplekt) "KERAD". Õpik “Venemaa: loodus, rahvastik, majandus. 8. klass". Atlas.
- Kliimat kujundavad tegurid ja atmosfääri tsirkulatsioon ().
- Venemaa kliimat moodustavate õhumasside omadused ().
- Õhumasside läänesuunaline ülekanne ().
- Õhumassid ().
- Atmosfääri tsirkulatsioon ().
Kodutöö
- Milline õhumassi ülekandmine meie riigis domineerib?
- Millised omadused on õhumassidel ja millest see sõltub?
õhumassid- suured õhuhulgad maakera atmosfääri alumises osas - troposfäär, mille horisontaalsed mõõtmed on sadu või mitu tuhat kilomeetrit ja vertikaalsed mõõtmed mitu kilomeetrit, mida iseloomustab temperatuuri ja niiskusesisalduse ligikaudne horisontaalne ühtlus.
Liigid:Arktika või Antarktika õhk(AB), parasvöötme õhk(UV), troopiline õhk(TV) ekvatoriaalne õhk(EV).
Ventilatsioonikihtides olev õhk saab vormis liikuda laminaarne või rahutu voolu. kontseptsioon "laminaar" tähendab, et üksikud õhuvoolud on üksteisega paralleelsed ja liiguvad ventilatsiooniruumis ilma turbulentsita. Millal turbulentne vool selle osakesed ei liigu mitte ainult paralleelselt, vaid teevad ka põikisuunalist liikumist. See põhjustab keeriste tekkimist kogu ventilatsioonikanali ristlõikes.
Õhuvoolu olek ventilatsiooniruumis sõltub sellest: Õhuvoolu kiirus, Õhutemperatuur, Ventilatsioonikanali ristlõikepindala, Ehituselementide vormid ja pinnad ventilatsioonikanali piiril.
Maa atmosfääris täheldatakse erineva ulatusega õhu liikumist - kümnetest ja sadadest meetritest (kohalikud tuuled) kuni sadade ja tuhandete kilomeetriteni (tsüklonid, antitsüklonid, mussoonid, passaattuuled, planeetide frontaalvööndid).
Õhk liigub pidevalt: tõuseb - ülespoole liikumine, langeb - allapoole liikumine. Õhu liikumist horisontaalsuunas nimetatakse tuuleks. Tuule tekkimise põhjuseks on õhurõhu ebaühtlane jaotumine Maa pinnal, mis on tingitud temperatuuri ebaühtlasest jaotumisest. Sellisel juhul liigub õhuvool kõrge rõhuga kohtadest sellele küljele, kus rõhk on väiksem.
Tuulega ei liigu õhk ühtlaselt, vaid põrutustes, puhangutes, eriti Maa pinna lähedal. Õhu liikumist mõjutavad mitmed põhjused: õhuvoolu hõõrdumine Maa pinnal, takistustega kokku puutumine jne. Lisaks kalduvad õhuvoolud Maa pöörlemise mõjul põhjas paremale. poolkeral ja lõunapoolkeral vasakule.
Pinna erinevate termiliste omadustega piirkondadesse tungides muutuvad õhumassid järk-järgult. Näiteks parasvöötme mereõhk, sisenedes maismaale ja liikudes sügavale mandrile, soojeneb järk-järgult ja kuivab, muutudes mandriõhuks. Õhumasside muundumine on eriti iseloomulik parasvöötme laiuskraadidele, kuhu aeg-ajalt tungib troopilistest laiuskraadidest soe ja kuiv õhk ning subpolaarsetelt laiuskraadidelt külm ja kuiv õhk.