Mikä on ilmamassojen liikkeen määritelmä. Ilmamassojen liikkuminen ilmakehässä, sateen, sään, ilmaston ja ilmastovyöhykkeen rooli geologisissa prosesseissa.31. Kuinka kauan höyrymolekyyli viipyy ilmakehässä
Ilmakehän kiertokulkukaavio
Ilmaa ilmakehässä on jatkuvassa liikkeessä. Se liikkuu sekä vaaka- että pystysuunnassa.
Pääasiallinen syy ilman liikkeelle ilmakehässä on auringon säteilyn epätasainen jakautuminen ja alla olevan pinnan heterogeenisuus. Ne aiheuttavat epätasaisen ilman lämpötilan ja vastaavasti ilmanpaineen maanpinnan yläpuolella.
Paine-ero saa aikaan ilman liikkeen, joka siirtyy korkean paineen alueilta matalapaineisiin. Liikkumisen aikana ilmamassat taivutetaan maan pyörimisvoiman vaikutuksesta.
(Muista, kuinka ruumiit liikkuvat pohjoisella ja eteläisellä pallonpuoliskolla.)
Tietenkin olet huomannut kuinka kevyt sumu muodostuu asfaltin päälle kuumana kesäpäivänä. Tämä on lämmitetty, kevyt ilma nousee ylös. Samanlainen, mutta paljon suurempi kuva voidaan nähdä päiväntasaajalla. Erittäin kuuma ilma nousee jatkuvasti ja muodostaa ilmavirtauksia.
Siksi täällä pinnan lähelle muodostuu jatkuva matalapainehihna.
Päiväntasaajan yläpuolelle troposfäärin ylemmissä kerroksissa (10-12 km) noussut ilma leviää napoille. Vähitellen se jäähtyy ja alkaa laskea noin 30 t° pohjoisen ja eteläisen leveysasteen yläpuolelle.
Siten muodostuu ylimäärä ilmaa, mikä edistää trooppisen korkeapainehihnan muodostumista ilmakehän pintakerroksessa.
Circumpolaarisilla alueilla ilma on kylmää, raskasta ja laskeutuu aiheuttaen alaspäin suuntautuvia liikkeitä. Tämän seurauksena napavyön pintaa lähellä oleviin kerroksiin muodostuu korkea paine.
Aktiiviset ilmakehän rintamat muodostuvat trooppisen ja polaarisen korkeapainevyöhykkeen väliin lauhkeilla leveysasteilla. Massiivisesti kylmempi ilma syrjäyttää lämpimämmän ilman ylöspäin aiheuttaen ilmavirtausta.
Tämän seurauksena lauhkeilla leveysasteilla muodostuu pintamatalapainevyö.
Kartta maapallon ilmastovyöhykkeistä
Jos maan pinta olisi tasainen, ilmakehän painevyöhykkeet leviäisivät jatkuvina vyöhykkeinä. Planeetan pinta on kuitenkin veden ja maan vuorottelu, joilla on erilaiset ominaisuudet. Maa lämpenee ja jäähtyy nopeasti.
Meri päinvastoin lämpenee ja vapauttaa lämpönsä hitaasti. Siksi ilmakehän painehihnat revitään erillisiin osiin - korkean ja matalan paineen alueisiin. Jotkut niistä ovat olemassa ympäri vuoden, toiset - tiettynä vuodenaikana.
Maapallolla korkea- ja matalapainehihnat vuorottelevat luonnollisesti. Korkea paine - napoilla ja lähellä tropiikoita, matala - päiväntasaajalla ja lauhkeilla leveysasteilla.
Ilmakehän kierron tyypit
Ilmamassojen kierrossa maan ilmakehässä on useita voimakkaita linkkejä. Kaikki ne ovat aktiivisia ja luontaisia tietyille leveysalueille. Siksi niitä kutsutaan ilmakehän kierron vyöhyketyypeiksi.
Lähellä maan pintaa ilmavirrat siirtyvät trooppisesta korkeapainevyöhykkeestä päiväntasaajalle. Maan pyörimisestä aiheutuvan voiman vaikutuksesta ne poikkeavat oikealle pohjoisella pallonpuoliskolla ja vasemmalle eteläisellä pallonpuoliskolla.
Näin muodostuu jatkuvat voimakkaat tuulet - pasaatit. Pohjoisella pallonpuoliskolla pasaatituulet puhaltavat koillisesta ja eteläisellä pallonpuoliskolla kaakosta. Joten, ensimmäinen vyöhyketyyppinen ilmakehän kiertokulku - pasaatituuli.
Ilma siirtyy tropiikista lauhkeille leveysasteille. Poikkeamalla Maan pyörimisvoiman vaikutuksesta ne alkavat vähitellen siirtyä lännestä itään. Tämä Atlantilta tuleva virtaus kattaa koko Euroopan lauhkeat leveysasteet, myös Ukrainan. Länsimainen lentoliikenne lauhkeilla leveysasteilla on planeetan ilmakehän kierron toinen vyöhyketyyppi.
Ilman liikkuminen korkeapaineisilta subpolaarivyöhykkeiltä lauhkeille leveysasteille, joissa paine on alhainen, on myös säännöllistä.
Maan pyörimisen taivutusvoiman vaikutuksesta tämä ilma liikkuu koillisesta pohjoisella pallonpuoliskolla ja kaakosta - eteläisellä pallonpuoliskolla. Ilmamassojen itäinen subpolaarinen virtaus muodostaa kolmannen vyöhyketyypin ilmakehän kierron.
Etsi atlaskartalta leveysalueet, joilla vallitsee erityyppinen vyöhykeilmankierto.
Maan ja valtameren epätasaisen lämpenemisen vuoksi ilmamassojen liikerata rikkoutuu. Esimerkiksi Euraasian itäosassa lauhkeilla leveysasteilla läntinen ilmakuljetus toimii vain puoli vuotta - talvella. Kesällä mantereen lämpeneessä ilmamassat siirtyvät maahan meren viileässä.
Näin monsuunilentoliikenne tapahtuu. Ilman liikkeen suunnan muutos kahdesti vuodessa on monsuunikierron tunnusmerkki. Talvimonsuuni on suhteellisen kylmän ja kuivan ilman virtaus mantereelta mereen.
kesä monsuuni- kostean ja lämpimän ilman liike vastakkaiseen suuntaan.
Ilmakehän kierron vyöhyketyypit
Niitä on kolme pääasiallista vyöhyketyyppinen ilmakehän kierto: pasaatituuli, läntinen lentoliikenne ja itäinen ympyränapainen ilmamassavirta. Monsuunilentoliikenne häiritsee yleistä ilmakehän kiertokulkua ja on atsonaalista kiertokulkua.
Ilmakehän yleinen kierto (sivu 1/2)
Kazakstanin tasavallan tiede- ja opetusministeriö
U.A.:n mukaan nimetty talous- ja oikeusakatemia Dzholdasbekova
Humanistinen ja taloustieteellinen tiedekunta Akatemia
Tieteen mukaan: Ekologia
Aiheesta: "Ilmakehän yleinen kierto"
Täydentäjä: Tsarskaya Margarita
Ryhmä 102 A
Tarkastettu: Omarov B.B.
Taldykorgan 2011
Johdanto
1. Yleistä ilmakehän kierrosta
2. Ilmakehän yleisen kierron määräävät tekijät
3. Syklonit ja antisyklonit.
4. Ilmakehän yleiseen kiertoon vaikuttavat tuulet
5. Hiustenkuivaaja vaikutus
6. Planeettakoneen yleisen levityksen kaavio
Johtopäätös
Luettelo käytetystä kirjallisuudesta
Johdanto
Tieteellisen kirjallisuuden sivuilla viime aikoina kohdataan usein ilmakehän yleiskierron käsite, jonka merkityksen jokainen asiantuntija ymmärtää omalla tavallaan. Tätä termiä käyttävät systemaattisesti maantieteen, ekologian ja ilmakehän yläosan asiantuntijat.
Meteorologit ja klimatologit, biologit ja lääkärit, hydrologit ja valtameritutkijat, kasvitieteilijät ja eläintieteilijät sekä tietysti ekologit osoittavat kasvavaa kiinnostusta ilmakehän yleistä kiertoa kohtaan.
Ei ole yksimielisyyttä siitä, onko tämä tieteellinen suunta syntynyt äskettäin vai onko tutkimusta tehty täällä vuosisatoja.
Alla on ilmakehän yleisen kierron määritelmät tieteiden kokonaisuutena ja siihen vaikuttavat tekijät.
Tietty luettelo saavutuksista annetaan: hypoteeseja, kehityskulkuja ja löytöjä, jotka merkitsevät tiettyjä virstanpylväitä tämän tiedesarjan historiassa ja antavat tietyn käsityksen sen käsittelemistä ongelmista ja tehtävistä.
Kuvataan ilmakehän yleisen kierron erityispiirteet ja esitetään yleisen kierron yksinkertaisin kaavio, jota kutsutaan "planeettakoneeksi".
1. Yleistä tietoa ilmakehän kierrosta
Ilmakehän yleinen kierto (lat. Circulatio - kierto, kreikka atmos - höyry ja sphaira - pallo) on joukko laajamittaisia ilmavirtoja tropo- ja stratosfäärissä. Tämän seurauksena avaruudessa tapahtuu ilmamassojen vaihtoa, mikä edistää lämmön ja kosteuden uudelleenjakoa.
Ilmakehän yleistä kiertoa kutsutaan ilmankierroksi maapallolla, mikä johtaa sen siirtymiseen matalilta leveysasteilta korkeille leveysasteille ja päinvastoin.
Ilmakehän yleisen kierron määräävät korkean ilmanpaineen vyöhykkeet subpolaarisilla alueilla ja trooppisilla leveysasteilla sekä matalapaineiset vyöhykkeet lauhkeilla ja päiväntasaajalla.
Ilmamassojen liikettä tapahtuu sekä leveys- että pituussuunnassa. Troposfäärissä ilmakehän kiertokulkuun kuuluvat pasaatit, lauhkeiden leveysasteiden länsisuuntaiset ilmavirrat, monsuunit, syklonit ja antisyklonit.
Syynä ilmamassojen liikkeelle on ilmanpaineen epätasainen jakautuminen ja Auringon aiheuttama maan pinnan, valtamerten, jään lämpeneminen eri leveysasteilla sekä Maan pyörimisen kääntävä vaikutus ilmavirtoihin.
Ilmakehän kiertokulkujen päämallit ovat vakioita.
Alemmassa stratosfäärissä lauhkean ja subtrooppisen leveysasteen ilmasuihkut ovat pääosin läntisiä ja trooppisilla leveysasteilla itäisiä, ja ne kulkevat jopa 150 m / s (540 km / h) nopeudella suhteessa maan pintaan.
Alemmassa troposfäärissä vallitsevat lentoliikenteen suunnat vaihtelevat maantieteellisesti.
Polaarisilla leveysasteilla itätuulet; lauhkeassa - lännessä syklonien ja antisyklonien usein aiheuttaman häiriön vuoksi pasaattuulet ja monsuunit ovat vakaimpia trooppisilla leveysasteilla.
Pohjapinnan monimuotoisuuden vuoksi ilmakehän yleisen kierron muotoon ilmaantuu alueellisia poikkeamia - paikallistuulia.
2. Tekijät, jotka määräävät ilmakehän yleisen kierron
- Aurinkoenergian epätasainen jakautuminen maan pinnalle ja sen seurauksena lämpötilan ja ilmanpaineen epätasainen jakautuminen.
- Coriolis-voimat ja kitka, joiden vaikutuksesta ilmavirrat saavat leveyssuunnan.
– Alla olevan pinnan vaikutus: maanosien ja valtamerten läsnäolo, kohokuvion heterogeenisuus jne.
Ilmavirtojen jakautumisella maan pinnalla on vyöhykeluonteinen. Päiväntasaajan leveysasteilla havaitaan tyyniä tai heikkoja vaihtelevia tuulia. Pasaatituulet hallitsevat trooppista vyöhykettä.
Pasaatituulet ovat jatkuvia tuulia, jotka puhaltavat 30 leveysasteelta päiväntasaajalle ja joiden suunta on pohjoisella pallonpuoliskolla koilliseen ja eteläisellä pallonpuoliskolla kaakkoon. 30-35? Kanssa. ja y.sh. - rauhallinen vyöhyke, ns. "hevosen leveysasteilla".
Lauhkeilla leveysasteilla vallitsevat länsituulet (pohjoisella pallonpuoliskolla lounaaseen, eteläisellä pallonpuoliskolla luoteeseen). Napaisilla leveysasteilla puhaltavat itätuulet (pohjoisella pallonpuoliskolla koilliseen, eteläisellä pallonpuoliskolla - kaakkoon).
Todellisuudessa tuulijärjestelmä maan pinnalla on paljon monimutkaisempi. Subtrooppisella vyöhykkeellä kesämonsuunit häiritsevät pasaatit monilla alueilla.
Lauhkeilla ja subpolaarisilla leveysasteilla sykloneilla ja antisykloneilla on suuri vaikutus ilmavirtojen luonteeseen, ja itä- ja pohjoisrannikolla - monsuunit.
Lisäksi paikallisia tuulia muodostuu monilla alueilla alueen ominaisuuksien vuoksi.
3. Syklonit ja antisyklonit.
Ilmakehälle on ominaista pyörreliikkeet, joista suurimmat ovat syklonit ja antisyklonit.
Sykloni on nouseva ilmakehän pyörre, jonka keskellä on alhainen paine ja reunalta keskustaan suuntautuva tuulijärjestelmä, joka suuntautuu pohjoisella pallonpuoliskolla ja myötäpäivään eteläisellä pallonpuoliskolla. Syklonit jaetaan trooppisiin ja ekstratrooppisiin. Harkitse ekstratrooppisia sykloneja.
Ekstratrooppisten syklonien halkaisija on keskimäärin noin 1000 km, mutta niitä on yli 3000 km. Syvyys (paine keskellä) - 1000-970 hPa tai vähemmän. Syklonissa puhaltaa voimakkaita tuulia, yleensä jopa 10-15 m/s, mutta voi nousta 30 m/s ja enemmänkin.
Syklonin keskinopeus on 30-50 km/h. Useimmiten syklonit liikkuvat lännestä itään, mutta joskus ne liikkuvat pohjoisesta, etelästä ja jopa idästä. Suurin syklonitaajuus on pohjoisen pallonpuoliskon 80. leveysaste.
Syklonit tuovat pilvisen, sateisen, tuulisen sään, kesällä - viilenemistä, talvella - lämpenemistä.
Trooppiset syklonit (hurrikaanit, taifuunit) muodostuvat trooppisilla leveysasteilla; tämä on yksi pelottavimmista ja vaarallisimmista luonnonilmiöistä. Niiden halkaisija on useita satoja kilometrejä (300-800 km, harvoin yli 1000 km), mutta tyypillistä on suuri paineero keskustan ja reuna-alueen välillä, mikä aiheuttaa voimakkaita hurrikaanivoimaisia tuulia, trooppisia sateita ja ankaria ukkosmyrskyjä.
Antisykloni on laskeva ilmakehän pyörre, jonka keskellä on kohonnut paine ja keskustasta reuna-alueelle suuntautuva tuulijärjestelmä, joka suuntautuu myötäpäivään pohjoisella pallonpuoliskolla ja vastapäivään eteläisellä pallonpuoliskolla. Antisyklonien mitat ovat samat kuin sykloneilla, mutta kehityksen loppuvaiheessa niiden halkaisija voi olla jopa 4000 km.
Ilmakehän paine antisyklonien keskellä on yleensä 1020-1030 hPa, mutta voi nousta yli 1070 hPa:iin. Eniten antisykloneja esiintyy valtamerten subtrooppisilla vyöhykkeillä. Antisykloneille on ominaista pilvinen, sadeton sää, jonka keskellä on heikko tuuli, talvella kovat pakkaset ja kesällä lämpö.
4. Tuulet vaikuttavat yleiseen ilmakehän kiertoon
Monsuunit. Monsuunit ovat vuodenaikojen tuulia, jotka muuttavat suuntaa kahdesti vuodessa. Kesällä ne puhaltavat valtamerestä maahan, talvella maasta mereen. Syynä muodostumiseen on maaperän ja veden epätasainen lämpeneminen vuodenaikoina. Muodostumisvyöhykkeen mukaan monsuunit jaetaan trooppisiin ja ekstratrooppisiin.
Ekstratrooppiset monsuunit ovat erityisen voimakkaita Euraasian itäreunalla. Kesämonsuuni tuo kosteutta ja viileyttä valtamerestä, kun taas talvimonsuuni puhaltaa mantereelta alentaen lämpötilaa ja kosteutta.
Trooppiset monsuunit ovat voimakkaimpia Intian valtameren altaalla. Kesämonsuuni puhaltaa päiväntasaajalta, se on pasaatituulen vastainen ja tuo pilvisyyttä, sateita, pehmentää kesän lämpöä, talvi - osuu pasaatituulen kanssa, vahvistaa sitä tuoden kuivuutta.
paikalliset tuulet. Paikallisilla tuulilla on paikallinen jakautuminen, niiden muodostuminen liittyy tietyn alueen ominaisuuksiin - vesistöjen läheisyyteen, helpotuksen luonteeseen. Yleisimmät ovat tuulet, bora, foehn, vuoristolaakso ja katabaattiset tuulet.
Tuulet (kevyt tuuli-FR) - tuulet merien, suurten järvien ja jokien rannoilla, kahdesti päivässä vaihtaen suuntaa vastakkaiseen suuntaan: päivätuuli puhaltaa altaalta rantaan, yötuuli - rannikolta säiliö. Tuulet johtuvat lämpötilan vuorokausivaihtelusta ja vastaavasti maan ja veden paineesta. Ne vangitsevat ilmakerroksen 1-2 km.
Niiden nopeus on alhainen - 3-5 m / s. Mantereiden läntisillä aavikon rannikoilla trooppisilla leveysasteilla havaitaan päiväsaikaan erittäin voimakasta merituulta, jota huuhtoutuvat kylmien virtausten ja rannikolta nousuvyöhykkeellä nousevan kylmän veden takia.
Siellä se tunkeutuu sisämaahan kymmeniä kilometrejä ja tuottaa voimakkaan ilmastovaikutuksen: se alentaa lämpötilaa erityisesti kesällä 5-70 C ja Länsi-Afrikassa jopa 100 C, nostaa ilman suhteellisen kosteuden 85 prosenttiin. sumun ja kasteen muodostumiseen.
Päivän merituulen kaltaisia ilmiöitä voidaan havaita suurten kaupunkien laitamilla, joissa kylmempi ilma kiertää lähiöistä keskustaan, koska kaupunkien yläpuolella on "lämpöpisteitä" ympäri vuoden.
Vuoristo-laakson tuulet ovat päivittäisiä: päivällä tuuli puhaltaa laaksoon ja vuoren rinteitä pitkin, yöllä päinvastoin jäähtynyt ilma laskeutuu. Päivän ilman nousu johtaa kumpupilvien muodostumiseen vuorten rinteille, yöllä, kun ilma laskeutuu ja ilma lämpenee adiabaattisesti, pilvisyys häviää.
Jäätuulet ovat kylmiä tuulia, jotka puhaltavat jatkuvasti vuoristojäätiköistä alas rinteitä ja laaksoja. Ne johtuvat jään yläpuolella olevan ilman jäähtymisestä. Niiden nopeus on 5-7 m/s, paksuus useita kymmeniä metrejä. Ne ovat voimakkaampia yöllä, koska rinteiden tuulet vahvistavat niitä.
Ilmakehän yleinen kierto
1) Maan akselin kallistuksen ja Maan pallomaisuuden vuoksi päiväntasaajan alueet saavat enemmän aurinkoenergiaa kuin napa-alueet.
2) Päiväntasaajalla ilma lämpenee → laajenee → nousee ylös → muodostuu matalapainealue. 3) Napojen kohdalla ilma jäähtyy → tiivistyy → uppoaa → muodostuu korkeapainealue.
4) Ilmanpaineeron vuoksi ilmamassat alkavat liikkua navoilta päiväntasaajalle.
Tuulen suuntaan ja nopeuteen vaikuttavat myös:
- ilmamassojen ominaisuudet (kosteus, lämpötila…)
- alla oleva pinta (valtameret, vuoristot jne.)
- maapallon pyöriminen akselinsa ympäri (Coriolis-voima) 1) yleinen (globaali) maanpinnan yläpuolella oleva ilmavirtajärjestelmä, jonka vaakasuuntaiset mitat ovat verrannollisia mantereiden ja valtamerten kanssa ja jonka paksuus on useista kilometreistä kymmeniin kilometriä.
kaupan tuulet - Nämä ovat jatkuvia tuulia, jotka puhaltavat tropiikista päiväntasaajalle.
Syy: päiväntasaaja on aina matalapaineinen (ylösvirtaus) ja tropiikissa aina korkea paine (alasvirtaus).
Coriolis-voiman vaikutuksesta: pohjoisen pallonpuoliskon passaattuulen suunta on koilliseen (poikkeaa oikealle)
Eteläisen pallonpuoliskon pasaattituulet - kaakkoon (käänny vasemmalle)
Koillistuulet(pohjoisella pallonpuoliskolla) ja kaakkoistuulet(eteläisellä pallonpuoliskolla).
Syy: ilmavirrat siirtyvät napoilta lauhkeille leveysasteille ja poikkeavat Coriolis-voiman vaikutuksesta länteen. Länsituulet ovat tuulia, jotka puhaltavat tropiikista lauhkeille leveysasteille, pääasiassa lännestä itään.
Syy: tropiikissa paine on korkea ja lauhkeilla leveysasteilla matala, joten osa V.D-alueen ilmasta siirtyy H-, D-alueelle. Coriolis-voiman vaikutuksesta liikkuessaan ilmavirrat poikkeavat itään.
Länsituulet tuovat Viroon lämmintä ja kosteaa ilmaa. ilmamassat muodostuvat lämpimän Pohjois-Atlantin virran vesien yläpuolelle.
Syklonin ilma liikkuu reunalta keskustaan;
Syklonin keskiosassa ilma nousee ja
Se jäähtyy, joten muodostuu pilviä ja sadetta;
Syklonien aikana vallitsee pilvinen sää ja voimakkaat tuulet:
kesä- sateinen ja kylmä
talvi-- sulailla ja lumisateilla.
Antisykloni on korkean ilmanpaineen alue, jonka keskellä on korkein paine.
antisyklonin ilma liikkuu keskustasta reuna-alueelle; antisyklonin keskiosassa ilma laskeutuu ja lämpenee, sen kosteus laskee, pilvet haihtuvat; antisyklonien kanssa saadaan selkeä tyyni sää:
kesä on kuuma
talvella on pakkasta.
Ilmakehän kiertokulku
Määritelmä 1
Levikki Se on järjestelmä ilmamassojen liikkumiseen.
Kierto voi olla yleistä koko planeetan mittakaavassa ja paikallista kiertokulkua, joka tapahtuu yksittäisillä alueilla ja vesialueilla. Paikalliseen kiertoon kuuluvat päivä- ja yötuulet, joita esiintyy merten rannikolla, vuoristolaakson tuulet, jäätuulet jne.
Paikallinen kierto tiettyinä aikoina ja tietyissä paikoissa voidaan asettaa yleisen kierron virtojen päälle. Ilmakehän yleisen kierron myötä siihen syntyy valtavia aaltoja ja pyörteitä, jotka kehittyvät ja liikkuvat eri tavoin.
Tällaisia ilmakehän häiriöitä ovat syklonit ja antisyklonit, jotka ovat ilmakehän yleisen kierron tunnusomaisia piirteitä.
Ilmamassojen liikkeen seurauksena, joka tapahtuu ilmakehän painekeskusten vaikutuksesta, alueet saavat kosteutta. Koska ilmakehässä esiintyy samanaikaisesti eri mittakaavaisia ilman liikkeitä, jotka menevät päällekkäin, ilmakehän kierto on hyvin monimutkainen prosessi.
Eikö mikään ole selvää?
Yritä pyytää apua opettajilta.
Ilmamassojen liike planeetan mittakaavassa muodostuu kolmen päätekijän vaikutuksesta:
Nämä tekijät vaikeuttavat yleistä ilmakehän kiertoa.
Jos maa olisi yhtenäinen eikä pyörivä akselinsa ympäri - silloin lämpötila ja paine maan pinnalla vastaisivat lämpöolosuhteita ja olisivat luonteeltaan leveysastetta. Tämä tarkoittaa, että lämpötilan lasku tapahtuisi päiväntasaajalta napoille.
Tällä jakautumisella lämmin ilma nousee päiväntasaajalla, kun taas kylmä ilma laskee navoissa. Tämän seurauksena se kerääntyisi päiväntasaajalle troposfäärin yläosaan, ja paine olisi korkea, ja napoilla se pienentyisi.
Korkeudessa ilma virtaisi samaan suuntaan ja johtaisi paineen laskuun päiväntasaajalla ja sen nousuun napojen yli. Ilman ulosvirtaus maan pinnan läheltä tapahtuisi navoista, joissa paine on korkea kohti päiväntasaajaa meridiaalisuunnassa.
Osoittautuu, että lämpösyy on ensimmäinen syy ilmakehän kiertoon - eri lämpötilat johtavat erilaisiin paineisiin eri leveysasteilla. Todellisuudessa paine on alhainen päiväntasaajalla ja korkea navoilla.
Tasaisella pyörivällä Maa ylemmässä troposfäärissä ja alemmassa stratosfäärissä, tuulen virtauksen aikana pohjoisen pallonpuoliskon napoihin tulisi poiketa oikealle, eteläisellä pallonpuoliskolla - vasemmalle ja samalla muuttua länteen.
Alemmalla troposfäärillä napvilta päiväntasaajaa kohti suuntautuvat ja poikkeavat tuulet muuttuisivat pohjoisella pallonpuoliskolla itään ja eteläisellä pallonpuoliskolla kaakkoon. Toinen syy ilmakehän kiertoon on selvästi nähtävissä - dynaaminen. Ilmakehän yleisen kierron vyöhykekomponentti johtuu Maan pyörimisestä.
Alla olevalla pinnalla, jossa maa ja vesi jakautuvat epätasaisesti, on merkittävä vaikutus ilmakehän yleiseen kiertoon.
Syklonit
Troposfäärin alemmalle kerrokselle on ominaista pyörteet, jotka ilmestyvät, kehittyvät ja katoavat. Jotkut pyörteet ovat hyvin pieniä ja jäävät huomaamatta, kun taas toisilla on suuri vaikutus planeetan ilmastoon. Ensinnäkin tämä koskee sykloneita ja antisykloneja.
Määritelmä 2
Sykloni on valtava ilmakehän pyörre, jonka keskellä on alhainen paine.
Pohjoisella pallonpuoliskolla syklonin ilma liikkuu vastapäivään, eteläisellä pallonpuoliskolla - myötäpäivään. Sykloninen aktiivisuus keskimmäisillä leveysasteilla on ilmakehän kierron piirre.
Syklonit syntyvät Maan pyörimisen ja Corioliksen poikkeutusvoiman vuoksi, ja ne käyvät kehityksessään läpi vaiheita syntymästä täyttymiseen. Syklonien esiintyminen tapahtuu pääsääntöisesti ilmakehän rintamilla.
Kaksi vastakkaislämpöistä ilmamassaa, joita erottaa rintama, vedetään sykloniin. Lämmin ilma rajapinnassa tunkeutuu kylmän ilman alueelle ja ohjautuu korkeille leveysasteille.
Tasapaino häiriintyy ja takaosan kylmä ilma pakotetaan tunkeutumaan matalille leveysasteille. Edessä on sykloninen mutka, joka on valtava aalto, joka liikkuu lännestä itään.
Aaltovaihe on ensimmäinen taso syklonien kehitys.
Lämmin ilma nousee ja liukuu aallon etuosan etupinnan yli. Tuloksena olevat aallot, joiden pituus on $ 1000 $ km tai enemmän, ovat epävakaita avaruudessa ja jatkavat kehittymistä.
Samaan aikaan sykloni liikkuu itään nopeudella $100$ km/vrk, paine jatkaa laskuaan ja tuuli voimistuu, aallon amplitudi kasvaa. se toinen taso on nuoren syklonin vaihe.
Erikoiskartoilla nuori sykloni on ääriviivattu useilla isobaareilla.
Lämpimän ilman edetessä korkeille leveysasteille muodostuu lämmin rintama ja kylmän ilman eteneminen trooppisille leveysasteille muodostaa kylmän rintaman. Molemmat rintamat ovat osa yhtä kokonaisuutta. Lämmin rintama liikkuu hitaammin kuin kylmä rintama.
Jos kylmä rintama saavuttaa lämpimän rintaman ja sulautuu siihen, a okkluusio edessä. Lämmin ilma nousee ja kiertyy spiraalina. se kolmas vaihe syklonin kehitys - tukosvaihe.
Neljäs vaihe– sen valmistuminen on lopullista. Lämpimän ilman viimeinen työntäminen ylöspäin ja sen jäähtyminen, lämpötilakontrastit katoavat, sykloni kylmenee koko alueeltaan, hidastaa liikettä ja lopulta täyttyy. Syklonin käyttöikä alusta täyttöön kestää 5 dollarista 7 dollariin päivää.
Huomautus 1
Syklonit tuovat kesällä pilvisen, viileän ja sateisen sään ja talvella sulamista. Kesäsyklonit liikkuvat nopeudella $ 400 - $ 800 km päivässä, talvella - jopa $ 1000 km päivässä.
Antisyklonit
Sykloninen aktiivisuus liittyy frontaalisten antisyklonien syntymiseen ja kehittymiseen.
Määritelmä 3
Antisykloni- Tämä on valtava ilmakehän pyörre, jonka keskellä on korkea paine.
Antisyklonit muodostuvat nuoren syklonin kylmärintaman takaosaan kylmässä ilmassa ja niillä on omat kehitysvaiheensa.
Antisyklonin kehityksessä on vain kolme vaihetta:
Ilmakehän yleinen kierto
Ilmakehän yleiskierron tutkimuskohteita ovat lauhkeiden leveysasteiden liikkuvat syklonit ja antisyklonit nopeasti muuttuvine sääoloineen: pasaattuulet, monsuunit, trooppiset syklonit jne. Ilmakehän yleisen kierron tyypillisiä piirteitä, ajallisesti vakaa tai vakaa toistuvat useammin kuin muut, selviää laskemalla meteorologisten elementtien keskiarvo pitkien ajanjaksojen aikana.
Kuvassa 8, 9 näyttää keskimääräisen pitkän aikavälin tuulen jakautumisen lähellä maan pintaa tammi- ja heinäkuussa. Tammikuussa, ts.
talvella pohjoisella pallonpuoliskolla jättimäisiä antisyklonisia pyörteitä näkyy selvästi Pohjois-Amerikan yllä ja erityisen voimakkaita pyörteitä Keski-Aasian yllä.
Kesäisin maan päällä olevat antisykloniset pyörteet tuhoutuvat mantereen lämpenemisen vuoksi, ja valtamerien yläpuolella tällaiset pyörteet lisääntyvät merkittävästi ja leviävät pohjoiseen.
Pintapaine millibaareina ja vallitsevat ilmavirrat
Koska troposfäärissä ilma lämpenee päiväntasaajalla ja trooppisilla leveysasteilla paljon voimakkaammin kuin napa-alueilla, ilman lämpötila ja paine laskevat vähitellen päiväntasaajalta napoille. Kuten meteorologit sanovat, planeetan lämpötilan ja paineen gradientti on suunnattu keskimmäisessä troposfäärissä päiväntasaajalta napoille.
(Meteorologiassa lämpötilan ja paineen gradientti otetaan päinvastaiseen suuntaan fysiikkaan verrattuna.) Ilma on erittäin liikkuva väliaine. Jos Maa ei pyörisi akselinsa ympäri, ilmakehän alemmissa kerroksissa ilma virtaisi päiväntasaajalta navoille ja ylemmissä kerroksissa se palaisi takaisin päiväntasaajalle.
Mutta maapallo pyörii kulmanopeudella 2p/86400 radiaania sekunnissa. Ilmahiukkaset, jotka liikkuvat matalilta leveysasteilta korkeille leveysasteille, säilyttävät suuria lineaarisia nopeuksia suhteessa maan pintaan, saatuaan matalilla leveysasteilla, ja siksi ne poikkeavat liikkuessaan itään. Troposfäärissä muodostuu länsi-itä -lentoliikenne, mikä näkyy kuvassa 1. kymmenen.
Tällainen oikea virtojen järjestelmä havaitaan kuitenkin vain keskiarvojen kartoissa. Ilmavirtojen "tilannekuvat" antavat hyvin erilaisia, joka kerta uusia, ei-toistuvia syklonien, antisyklonien, ilmavirtojen paikkoja, lämpimän ja kylmän ilman kohtaamisvyöhykkeitä, eli ilmakehän rintamia.
Ilmakehän rintamilla on tärkeä rooli ilmakehän yleisessä kierrossa, koska niissä tapahtuu merkittäviä ilmamassojen energian muunnoksia tyypistä toiseen.
Kuvassa Kuvio 10 esittää kaaviomaisesti tärkeimpien etuosien sijainnin keskitroposfäärissä ja lähellä maan pintaa. Ilmakehän rintamiin ja frontaalivyöhykkeisiin liittyy lukuisia sääilmiöitä.
Täällä syntyy syklonisia ja antisyklonisia pyörteitä, muodostuu voimakkaita pilviä ja sadevyöhykkeitä ja tuuli voimistuu.
Kun ilmakehän rintama kulkee tietyn pisteen läpi, havaitaan yleensä selvästi havaittavissa oleva viileneminen tai lämpeneminen, ja koko sään luonne muuttuu jyrkästi. Stratosfäärin rakenteesta löytyy mielenkiintoisia piirteitä.
Planeetan frontaalinen vyöhyke keskimmäisessä troposfäärissä
Jos lämpö sijaitsee troposfäärissä lähellä päiväntasaajaa; ilmamassat, ja navoilla - kylmä, sitten stratosfäärissä, etenkin lämpimällä puoliskolla, tilanne on juuri päinvastainen, napoilla ilma on suhteellisen lämpimämpää täällä ja päiväntasaajalla kylmä.
Lämpötila- ja painegradientit suuntautuvat troposfääriin nähden vastakkaiseen suuntaan.
Maan pyörimisen taivutusvoiman vaikutus, joka johti länsi-idän liikenteen muodostumiseen troposfäärissä, luo itä-länsituulien vyöhykkeen stratosfääriin.
Suihkukirveiden keskimääräinen sijainti pohjoisella pallonpuoliskolla talvella
Suurimmat tuulennopeudet ja siten ilman suurin kineettinen energia havaitaan suihkuvirroissa.
Kuvaannollisesti sanottuna suihkuvirrat ovat ilmajokia ilmakehässä, jokia, jotka virtaavat lähellä troposfäärin ylärajaa, troposfäärin stratosfääristä erottavissa kerroksissa eli kerroksissa, jotka ovat lähellä tropopaussia (kuvat 11 ja 12).
Tuulen nopeus suihkuvirroissa saavuttaa 250 - 300 km/h - talvella; ja 100 - 140 km / h - kesällä. Siten hidas lentokone, joka putoaa tällaiseen suihkuvirtaan, voi lentää "taaksepäin".
Jet stream -akseleiden keskimääräinen sijainti pohjoisella pallonpuoliskolla kesällä
Suihkuvirtojen pituus on useita tuhansia kilometrejä. Troposfäärin suihkuvirtojen alapuolella on leveämpiä ja hitaampia ilma "jokia" - planeettojen korkeita frontaalivyöhykkeitä, joilla on myös tärkeä rooli ilmakehän yleisessä kierrossa.
Suurten tuulennopeuksien esiintyminen suihkuvirroissa ja planeettojen korkeilla frontaalivyöhykkeillä johtuu siitä, että täällä on suuri ero naapuriilmamassojen välillä ilman lämpötiloissa.
Ilman lämpötilaeron esiintyminen tai, kuten sanotaan, "lämpötilakontrasti" johtaa tuulen lisääntymiseen korkeuden myötä. Teoria osoittaa, että tämä nousu on verrannollinen tarkasteltavan ilmakerroksen vaakasuuntaiseen lämpötilagradienttiin.
Stratosfäärissä meridionaalisen ilman lämpötilagradientin kääntymisen vuoksi suihkujen intensiteetti vähenee ja ne katoavat.
Huolimatta planetaaristen korkeiden frontaalisten vyöhykkeiden ja suihkuvirtojen suuresta laajuudesta, ne eivät yleensä ympäröi koko maapalloa, vaan päätyvät sinne, missä ilmamassojen väliset vaakasuuntaiset lämpötilakontrastit heikkenevät. Useimmiten ja jyrkästi lämpötilakontrastit ilmenevät naparintamalla, joka erottaa ilman lauhkealta leveysasteelta trooppisesta ilmasta.
Korkealla sijaitsevan etuvyöhykkeen akselin sijainti, jossa ilmamassojen keskipituus vaihtuu
Naparintamajärjestelmässä esiintyy usein planeetan korkeita frontaalialueita ja suihkuvirtauksia. Vaikka planeetan korkeilla frontaalivyöhykkeillä on keskimäärin suunta lännestä itään, niiden akselien suunta on tietyissä tapauksissa hyvin monipuolinen. Useimmiten lauhkeilla leveysasteilla niillä on aaltomainen luonne. Kuvassa
Kuvat 13, 14 esittävät korkeiden etuvyöhykkeiden akselien paikat vakaan länsi-itä-kuljetuksissa ja kehittyneen ilmamassojen meridiaalisen vaihdon yhteydessä.
Stratosfäärin ja mesosfäärin ilmavirtojen olennainen piirre päiväntasaaja- ja trooppisilla alueilla on useiden ilmakerrosten olemassaolo, joissa voimakkaat tuulet ovat lähes vastakkaisiin suuntiin.
Tämän tuulikentän monikerroksisen rakenteen syntyminen ja kehittyminen muuttuu täällä tietyin, mutta ei aivan yhteneväisin aikavälein, mikä voi toimia myös jonkinlaisena ennustemerkkinä.
Jos tähän lisätään, että säännöllisesti talvella esiintyvä jyrkkä lämpenemisilmiö napa-stratosfäärissä liittyy jollain tavalla stratosfäärissä trooppisilla leveysasteilla tapahtuviin prosesseihin sekä lauhkean ja korkeiden leveysasteiden troposfäärin prosesseihin, niin käy selväksi, kuinka monimutkaista ja hassua on niiden ilmakehän prosessien kehitys, jotka vaikuttavat suoraan sääolosuhteisiin lauhkeilla leveysasteilla.
Korkealla sijaitsevan etuvyöhykkeen akselin sijainti, jossa ilmamassojen meridiaalinen vaihto on merkittävä
Laajamittaisten ilmakehän prosessien muodostumiselle on suuri merkitys pohjapinnan tilalla, erityisesti Maailman valtameren ylemmän aktiivisen vesikerroksen tilalla. Maailmanmeren pinta on lähes 3/4 koko maan pinnasta (kuva 15).
merivirrat
Suuren lämpökapasiteetin ja helposti sekoittuvan kyvyn ansiosta valtamerivedet varastoivat lämpöä pitkään kohtaaessaan lämpimän ilman lauhkeilla leveysasteilla ja ympäri vuoden eteläisillä leveysasteilla. Merivirtojen mukana varastoitunut lämpö kulkeutuu kauas pohjoiseen ja lämmittää lähialueita.
Veden lämpökapasiteetti on useita kertoja suurempi kuin maaperän ja maaperän muodostavien kivien lämpökapasiteetti. Lämmitetty vesimassa toimii lämmönvaraajana, jolla se toimittaa ilmakehään. Samalla on huomattava, että maa heijastaa auringonsäteitä paljon paremmin kuin valtameren pinta.
Lumen ja jään pinta heijastaa auringon säteet erityisen hyvin; 80-85 % kaikesta lumelle putoavasta auringon säteilystä heijastuu siitä. Meren pinta päinvastoin imee melkein kaiken sille putoavan säteilyn (55-97%). Kaikkien näiden prosessien seurauksena ilmakehä saa vain 1/3 kaikesta saapuvasta energiasta suoraan auringosta.
Loput 2/3 energiasta, jonka se saa auringon lämmittämältä pohjapinnalta, pääasiassa veden pinnalta. Lämmönsiirto pohjapinnalta ilmakehään tapahtuu useilla tavoilla. Ensinnäkin suuri määrä auringon lämpöä kuluu kosteuden haihduttamiseen valtameren pinnalta ilmakehään.
Kun tämä kosteus tiivistyy, vapautuu lämpöä, joka lämmittää ympäröivät ilmakerrokset. Toiseksi alla oleva pinta luovuttaa lämpöä ilmakehään turbulentin (eli pyörteen, epäjärjestyksen) lämmönsiirron kautta. Kolmanneksi lämpö siirtyy sähkömagneettisen lämpösäteilyn avulla. Valtameren ja ilmakehän vuorovaikutuksen seurauksena jälkimmäisessä tapahtuu merkittäviä muutoksia.
Ilmakehän kerros, johon valtameren lämpö ja kosteus tunkeutuu tapauksissa, joissa kylmä ilma tunkeutuu lämpimään valtameren pintaan, saavuttaa 5 km tai enemmän. Niissä tapauksissa, joissa lämmin ilma tunkeutuu valtameren kylmään veden pintaan, korkeus, johon valtameren vaikutus ulottuu, ei ylitä 0,5 km.
Kylmän ilman tunkeutumistapauksissa sen kerroksen paksuus, johon valtameri vaikuttaa, riippuu ensisijaisesti veden ja ilman lämpötilaeron suuruudesta. Jos vesi on ilmaa lämpimämpää, kehittyy voimakas konvektio eli epäsäännölliset nousevat ilmanliikkeet, jotka johtavat lämmön ja kosteuden tunkeutumiseen ilmakehän korkeisiin kerroksiin.
Päinvastoin, jos ilma on lämpimämpää kuin vesi, konvektiota ei tapahdu ja ilma muuttaa ominaisuuksiaan vain alimmissa kerroksissa. Lämpimän Golfvirran yli Atlantin valtamerellä, erittäin kylmän ilman sisääntunkeutuessa, valtameren lämmönsiirto voi nousta jopa 2000 cal/cm2 vuorokaudessa ja ulottuu koko troposfääriin.
Lämmin ilma voi menettää 20-100 cal/cm2 päivässä kylmän valtameren pinnan yli. Lämpimään tai kylmään valtameren pintaan osuvan ilman ominaisuuksien muutos tapahtuu melko nopeasti - tällaiset muutokset voidaan havaita 3 tai 5 km:n tasolla jo vuorokausi hyökkäyksen alkamisen jälkeen.
Mitä ilman lämpötilan nousuja voi olla seurauksena sen muuttumisesta (muutoksesta) alla olevan vedenpinnan yläpuolelle? Osoittautuu, että kylmällä puolivuotiskaudella ilmakehä lämpenee Atlantin yläpuolella keskimäärin 6°, ja joskus se voi lämmetä jopa 20° vuorokaudessa. Ilmakehä voi jäähtyä 2-10 astetta vuorokaudessa. On arvioitu, että Atlantin valtameren pohjoisosassa, ts.
missä tapahtuu voimakkain lämmönsiirto valtamerestä ilmakehään, valtameri luovuttaa 10-30 kertaa enemmän lämpöä kuin se saa ilmakehästä. Luonnollisesti valtameren lämpövarastot täydentyvät trooppisten leveysasteilta tulevien lämpimien merivesien myötä. Ilmavirtaukset jakavat valtamerestä tulevaa lämpöä tuhansien kilometrien päähän. Valtamerten lämmittävä vaikutus talvella johtaa siihen, että ilman lämpötilaero valtamerten ja maanosien koillisosien välillä on 15-20° leveysasteilla 45-60° lähellä maan pintaa ja 4-5° keskimmäinen troposfääri. Esimerkiksi valtameren lämmittävä vaikutus Pohjois-Euroopan ilmastoon on hyvin tutkittu.
Tyynen valtameren luoteisosa on talvella Aasian mantereen kylmän ilman, niin sanotun talvimonsuunin, vaikutuksen alaisena, joka leviää vesikerroksessa 1-2 tuhatta km syvälle valtamereen ja 3-4 tuhatta km. troposfäärin keskiosassa (kuva 16).
Merivirtojen vuotuiset lämpömäärät
Kesällä valtameren yllä on kylmempää kuin mantereiden yläpuolella, joten Atlantin valtamereltä tuleva ilma jäähdyttää Eurooppaa ja Aasian mantereelta tuleva ilma lämmittää Tyyntä valtamerta. Yllä kuvattu kuva on kuitenkin tyypillinen keskimääräisille kiertoolosuhteille.
Päivittäiset muutokset lämpövirtojen suuruudessa ja suunnassa pohjapinnalta ilmakehään ja takaisin ovat hyvin erilaisia ja vaikuttavat suuresti itse ilmakehän prosessien muutokseen.
On olemassa hypoteeseja, joiden mukaan lämmönvaihdon kehittymisen ominaisuudet pohjapinnan eri osien ja ilmakehän välillä määräävät ilmakehän prosessien stabiilisuuden pitkiä aikoja.
Jos ilma lämpenee Pohjoisen pallonpuoliskon lauhkeilla leveysasteilla olevan maailman valtameren jonkin osan poikkeavasti (normaalia korkeamman) vesipinnan yli, niin keskitroposfääriin muodostuu korkeapaineinen alue (baric harju). , jonka itäreunaa pitkin alkaa kylmien ilmamassojen siirtyminen arktiselta alueelta ja sen länsiosassa - lämpimän ilman siirtyminen trooppisista leveysasteista pohjoiseen. Tällainen tilanne voi johtaa pitkäaikaisen sääpoikkeaman säilymiseen lähellä maan pintaa tietyillä alueilla - kuivalla ja kuumalla tai sateisella ja viileällä kesällä, pakkasella ja kuivalla tai lämmin ja luminen talvella. Pilvisyys on erittäin tärkeä rooli ilmakehän prosessien muodostumisessa säätelemällä auringon lämmön virtausta maan pinnalle. Pilvisyys lisää merkittävästi heijastuneen säteilyn osuutta ja vähentää siten maan pinnan lämpenemistä, mikä puolestaan vaikuttaa synoptisten prosessien luonteeseen. Siitä tulee jonkinlaista palautetta: ilmakehän kierron luonne vaikuttaa pilvijärjestelmien syntymiseen ja pilvijärjestelmät puolestaan kierron muutokseen. Olemme listanneet vain tärkeimmät tutkituista "maanpäällisistä" tekijöistä, jotka vaikuttavat sään ja ilmankierron muodostumiseen. Auringon aktiivisuudella on erityinen rooli ilmakehän yleisen kierron muutosten syiden tutkimuksessa. Tässä tulisi erottaa maapallon ilmankierron muutokset, jotka liittyvät Auringosta Maahan tulevan kokonaislämpövirran muutoksiin, jotka johtuvat ns. aurinkovakion arvon vaihteluista. Kuten viimeaikaiset tutkimukset osoittavat, se ei kuitenkaan todellisuudessa ole täysin vakio. Ilmakehän kierron energia täydentyy jatkuvasti Auringon lähettämän energian ansiosta. Siksi, jos Auringon lähettämä kokonaisenergia vaihtelee merkittävästi, tämä voi vaikuttaa kierron ja sään muutokseen maan päällä. Tätä kysymystä ei ole vielä tutkittu riittävästi. Mitä tulee auringon aktiivisuuden muutokseen, tiedetään hyvin, että Auringon pinnalla syntyy erilaisia häiriöitä, auringonpilkkuja, taskulamppuja, hiutaleita, ulkonevia jne. Nämä häiriöt aiheuttavat tilapäisiä muutoksia auringon säteilyn koostumuksessa, ultraviolettikomponentissa ja auringonpaisteessa. korpuskulaarista (eli varautuneista hiukkasista, pääasiassa protoneista koostuvaa) säteilyä Auringosta. Jotkut meteorologit uskovat, että auringon aktiivisuuden muutos liittyy maapallon ilmakehän troposfäärin prosesseihin eli säähän.
Jälkimmäinen väite vaatii lisätutkimusta, mikä johtuu pääasiassa siitä, että hyvin ilmennyt 11 vuoden auringon aktiivisuussykli ei ole selvästi näkyvissä maapallon sääolosuhteissa.
Tiedetään, että on olemassa kokonaisia meteorologeja-ennusteita, jotka ennustavat säätä varsin menestyksekkäästi auringon aktiivisuuden muutosten yhteydessä.
Tuuli ja yleinen ilmakehän kierto
Tuuli on ilman liikettä korkeamman ilmanpaineen alueilta alhaisemman paineen alueille. Tuulen nopeus määräytyy ilmanpaineen eron mukaan.
Tuulen vaikutus navigointiin on otettava jatkuvasti huomioon, koska se aiheuttaa laivan ajelehtimista, myrskyaaltoja jne.
Maapallon eri osien epätasaisen lämpenemisen vuoksi on olemassa planeetan mittakaavassa oleva ilmakehän virtausjärjestelmä (ilmakehän yleinen kierto).
Ilmavirta koostuu erillisistä pyörteistä, jotka liikkuvat satunnaisesti avaruudessa. Siksi tuulen nopeus, mitattuna missä tahansa pisteessä, muuttuu jatkuvasti ajan myötä. Suurimmat vaihtelut tuulen nopeudessa havaitaan pintakerroksessa. Tuulen nopeuksien vertailua varten vakiokorkeudeksi otettiin 10 metrin korkeus merenpinnasta.
Tuulen nopeus ilmaistaan metreinä sekunnissa, tuulen voimakkuus pisteinä. Niiden välinen suhde määräytyy Beaufortin asteikolla.
Beaufortin asteikko
Tuulen nopeuden vaihteluille on tunnusomaista puuskakerroin, jolla tarkoitetaan tuulenpuuskien maksiminopeuden suhdetta sen 5-10 minuutin aikana saatuun keskinopeuteen.
Keskimääräisen tuulen nopeuden kasvaessa puuskikerroin pienenee. Suurilla tuulennopeuksilla puuskikerroin on noin 1,2 - 1,4.
Pasaatituulet ovat tuulia, jotka puhaltavat ympäri vuoden yhteen suuntaan vyöhykkeellä päiväntasaajalta 35° pohjoiseen leveyteen. sh. ja 30 ° S asti sh. Vakaa suunnassa: pohjoisella pallonpuoliskolla - koilliseen, etelässä - kaakkoon. Nopeus - jopa 6 m/s.
Monsuunit ovat lauhkean leveysasteen tuulia, jotka puhaltavat valtamerestä mantereelle kesällä ja mantereelta valtamerelle talvella. Tavoitenopeus 20 m/s. Monsuunit tuovat rannikolle talvella kuivaa, selkeää ja kylmää säätä, kesällä pilvistä, sadetta ja sumua.
Tuulet johtuvat veden ja maan epätasaisesta lämpenemisestä päivän aikana. Päivällä tuulee mereltä maahan (merituuli). Yöllä jäähdytetyltä rannikolta - merelle (rannikkotuuli). Tuulen nopeus 5 - 10 m/s.
Paikalliset tuulet syntyvät tietyillä alueilla kohokuvion ominaisuuksien vuoksi ja eroavat jyrkästi yleisestä ilmavirrasta: ne syntyvät alla olevan pinnan epätasaisen kuumenemisen (jäähdytyksen) seurauksena. Yksityiskohtaiset tiedot paikallisista tuulista annetaan purjehdussuunnissa ja hydrometeorologisissa kuvauksissa.
Bora on voimakas ja puuskainen tuuli, joka puhaltaa alas vuorenrinteeltä. Tuo mukanaan merkittävän vilunväristyksen.
Se havaitaan alueilla, joilla matala vuoristo rajoittuu mereen, aikoina, jolloin ilmanpaine kohoaa maan päällä ja lämpötila laskee verrattuna paineeseen ja lämpötilaan meren päällä.
Novorossiyskin lahden alueella boora toimii marras-maaliskuussa keskimääräisellä tuulennopeudella noin 20 m/s (yksittäiset puuskat voivat olla 50-60 m/s). Toiminnan kesto on yhdestä kolmeen päivään.
Samanlaisia tuulia havaitaan Novaja Zemljalla, Ranskan Välimeren rannikolla (mistral) ja Adrianmeren pohjoisrannikolla.
Sirocco - Välimeren keskiosan kuuma ja kostea tuuli, johon liittyy pilviä ja sateita.
Tornadot ovat meren yllä olevia pyörteitä, joiden halkaisija on jopa useita kymmeniä metrejä ja jotka koostuvat vesisuihkusta. Ne ovat olemassa neljäsosaa vuorokaudesta ja liikkuvat jopa 30 solmun nopeudella. Tuulen nopeus tornadon sisällä voi olla jopa 100 m/s.
Myrskytuulet esiintyvät pääasiassa alueilla, joilla ilmanpaine on alhainen. Trooppiset syklonit saavuttavat erityisen voimakkaan voiman, jolloin tuulen nopeus ylittää usein 60 m/s.
Voimakkaita myrskyjä havaitaan myös lauhkeilla leveysasteilla. Liikkuessaan lämpimät ja kylmät ilmamassat joutuvat väistämättä kosketukseen toistensa kanssa.
Näiden massojen välistä siirtymävyöhykettä kutsutaan ilmakehän rintamaksi. Rintaman läpikulkua seuraa jyrkkä sään muutos.
Ilmakehän rintama voi olla paikallaan tai liikkeessä. Erottele lämpimät, kylmät rintamat sekä okkluusiorintamat. Tärkeimmät ilmakehän rintamat ovat: arktinen, napainen ja trooppinen. Synoptisissa kartoissa rintamat on kuvattu viivoina (etuviiva).
Lämmin rintama muodostuu, kun lämpimät ilmamassat työntyvät kylmiä ilmamassoja vastaan. Sääkartoissa lämmin rintama on merkitty yhtenäisellä viivalla, jossa puoliympyrät osoittavat kylmemmän ilman suunnan ja liikesuunnan.
Lämpimän rintaman lähestyessä paine alkaa laskea, pilvet tihenevät ja runsaat sateet laskevat. Talvella rintaman ohittaessa ilmaantuu yleensä matalia kerrospilviä. Ilman lämpötila ja kosteus nousevat hitaasti.
Kun rintama ohittaa, lämpötila ja kosteus yleensä nousevat nopeasti ja tuuli voimistuu. Rintaman ohituksen jälkeen tuulen suunta muuttuu (tuuli kääntyy myötäpäivään), paineen lasku pysähtyy ja sen heikko kasvu alkaa, pilvet haihtuvat ja sade lakkaa.
Kylmä rintama muodostuu, kun kylmät ilmamassat etenevät lämpimämpiin (kuva 18.2). Sääkartoissa kylmä rintama näkyy yhtenäisenä viivana, jonka edessä on kolmiot, jotka osoittavat lämpimämpiä lämpötiloja ja liikesuunnan. Paine rintaman edessä laskee voimakkaasti ja epätasaisesti, alus saapuu sateiden, ukkosmyrskyjen, myrskyjen ja voimakkaiden aaltojen vyöhykkeelle.
Tukkeutunut rintama on rintama, joka muodostuu lämpimän ja kylmän rintaman yhteenliittymästä. Esitetty yhtenäisellä viivalla vuorotellen kolmioilla ja puoliympyröillä.
Lämmin etuosa
kylmä etuosa
Sykloni on ilmakehän pyörre, jonka halkaisija on valtava (sadasta useaan tuhanteen kilometriin), jonka keskellä on alentunut ilmanpaine. Syklonissa ilma kiertää vastapäivään pohjoisella pallonpuoliskolla ja myötäpäivään eteläisellä pallonpuoliskolla.
Sykloneja on kahta päätyyppiä - ekstratrooppisia ja trooppisia.
Ensimmäiset muodostuvat lauhkeilla tai polaarisilla leveysasteilla ja niiden halkaisija on kehityksen alussa tuhansia kilometrejä ja ns. keskussyklonin tapauksessa jopa useita tuhansia.
Trooppinen sykloni on trooppisilla leveysasteilla muodostunut sykloni; se on ilmakehän pyörre, jonka keskellä on alentunut ilmanpaine myrskytuulen nopeuksilla. Muodostuneet trooppiset syklonit liikkuvat ilmamassojen mukana idästä länteen ja poikkeavat vähitellen korkeille leveysasteille.
Tällaisille sykloneille on tunnusomaista myös ns. "myrskyn silmä" - keskialue, jonka halkaisija on 20-30 km suhteellisen kirkkaalla ja tyynellä säällä. Maailmassa havaitaan vuosittain noin 80 trooppista syklonia.
Näkymä syklonista avaruudesta
Trooppisten syklonien polut
Kaukoidässä ja Kaakkois-Aasiassa trooppisia sykloneja kutsutaan taifuuniksi (kiinalaisesta tai fengistä - iso tuuli), ja Pohjois- ja Etelä-Amerikassa - hurrikaaneiksi (espanjalainen huracán, nimetty intialaisen tuulen jumalan mukaan).
On yleisesti hyväksyttyä, että myrsky muuttuu hurrikaaniksi tuulen nopeudella yli 120 km / h, nopeudella 180 km / h hurrikaania kutsutaan voimakkaaksi hurrikaaniksi.
7. Tuuli. Ilmakehän yleinen kierto
Luento 7. Tuuli. Ilmakehän yleinen kierto
Tuuli – tämä on ilman liikettä suhteessa maan pintaan, jossa vaakasuuntainen komponentti on hallitseva. Kun tarkastellaan tuulen ylöspäin tai alaspäin suuntautuvaa liikettä, huomioidaan myös pystysuuntainen komponentti. Tuuli on ominaista suunta, nopeus ja puuska.
Syynä tuulen esiintymiseen on ilmakehän paineen ero eri kohdissa, joka määräytyy vaakasuuntaisen barikaalisen gradientin mukaan. Paine ei ole sama, mikä johtuu pääasiassa ilman eri lämpö- ja jäähdytysasteista, ja se laskee korkeuden myötä.
Paineen jakautumisen kuvaamiseksi maapallon pinnalla paine kohdistetaan maantieteellisiin karttoihin, mitataan samanaikaisesti eri kohdista ja pienennetään samalle korkeudelle (esimerkiksi merenpinnan tasolle). Pisteet, joilla on sama paine, on yhdistetty viivoilla - isobaarit.
Tällä tavalla tunnistetaan lisääntyneen (antisyklonit) ja matalan (syklonit) paineen alueet sekä niiden liikesuunta sään ennustamista varten. Isobaareilla voidaan määrittää kuinka paljon paine muuttuu etäisyyden mukaan.
Meteorologiassa käsite vaakasuuntainen baric gradientti on paineen muutos 100 kilometriä kohti vaakaviivaa pitkin, joka on kohtisuora isobaareihin nähden korkeasta paineesta matalaan paineeseen. Tämä muutos on yleensä 1-2 hPa/100 km.
Ilman liike tapahtuu gradientin suunnassa, mutta ei suorassa linjassa, vaan monimutkaisempaa, johtuen ilmaa kääntävien voimien vuorovaikutuksesta maan pyörimisen ja kitkan vuoksi. Maan pyörimisen vaikutuksesta ilman liike poikkeaa barigradientista pohjoisella pallonpuoliskolla oikealle, eteläisellä pallonpuoliskolla vasemmalle.
Suurin poikkeama havaitaan navoilla, ja päiväntasaajalla se on lähellä nollaa. Kitkavoima vähentää sekä tuulen nopeutta että poikkeamaa gradientista pintakosketuksen seurauksena sekä ilmamassan sisällä erilaisten nopeuksien vuoksi ilmakehän kerroksissa. Näiden voimien yhteisvaikutus poikkeaa tuulen gradientista maan päällä 45-55o, meren yli - 70-80o.
Korkeuden noustessa tuulen nopeus ja sen poikkeama kasvavat jopa 90 °:een noin 1 km:n tasolla.
Tuulen nopeus mitataan yleensä m / s, harvemmin - km / h ja pisteinä. Suunta otetaan tuulen suunnasta, määritettynä rumbeina (niitä on 16) tai kulma-asteina.
Käytetään tuulen havainnointiin siipi, joka asennetaan 10-12 m korkeuteen.Kädessä pidettävää tuulimittaria käytetään lyhytaikaisiin nopeuden havaintoihin kenttäkokeissa.
Anemorumbometri voit etänä mitata tuulen suunnan ja nopeuden , anemorumbografia tallentaa näitä indikaattoreita jatkuvasti.
Tuulen nopeuden vuorokausivaihtelua valtamerten yli ei juurikaan havaita, ja se on hyvin voimakas maalla: yön lopussa - vähintään, iltapäivällä - maksimi. Vuotuinen kurssi määräytyy ilmakehän yleisen kierron lakien mukaan ja vaihtelee maapallon eri osissa. Esimerkiksi Euroopassa kesällä - vähimmäistuulen nopeus, talvella - suurin. Itä-Siperiassa asia on päinvastoin.
Tuulen suunta tietyssä paikassa muuttuu usein, mutta jos otamme huomioon eri tuulien esiintymistiheyden, voimme päätellä, että jotkut ovat yleisempiä. Tällaiseen suuntatutkimukseen käytetään tuuliruusuksi kutsuttua kuvaajaa. Jokaiselle kaikkien pisteiden suoralle viivalle piirretään havaittu tuulitapahtumien määrä halutulle ajanjaksolle ja saadut arvot yhdistetään pisteisiin viivoilla.
Tuuli edistää ilmakehän kaasukoostumuksen pysyvyyttä, sekoittaa ilmamassat, kuljettaa kosteaa meriilmaa syvälle mantereille tarjoten niille kosteutta.
Tuulen haitallinen vaikutus maataloudelle voi ilmetä lisääntyneenä haihtumisena maan pinnalta aiheuttaen kuivuutta, ja maaperän tuulieroosio on mahdollista korkeilla tuulennopeuksilla.
Tuulen nopeus ja suunta tulee ottaa huomioon peltojen pölyttämisessä torjunta-aineilla, kastettaessa sprinklereillä. Vallitsevien tuulien suunta on tiedettävä metsävöitä laskettaessa, lumenpidätys.
paikalliset tuulet.
Paikallisia tuulia kutsutaan tuulet, jotka ovat tyypillisiä vain tietyille maantieteellisille alueille. Ne ovat erityisen tärkeitä sääolosuhteissa, niiden alkuperä on erilainen.
tuulet – tuulet lähellä merten ja suurten järvien rannikkoa, joilla on voimakas vuorokausivaihtelu. Onnellinen merituuli puhaltaa rantaan merestä, ja yöllä - rannikkotuulta puhaltaa maasta merelle (kuva 2).
Ne korostuvat kirkkaalla säällä lämpimän kauden aikana, jolloin yleinen lentoliikenne on heikkoa. Muissa tapauksissa, esimerkiksi syklonien kulun aikana, tuulet voivat peittyä vahvemmilla virroilla.
Tuulen liikettä tuulien aikana havaitaan useiden satojen metrien (jopa 1-2 km), keskinopeudella 3-5 m/s, ja tropiikissa - ja enemmän, tunkeutuen kymmenien kilometrien syvyyteen maahan tai mereen.
Tuulien kehittyminen liittyy maan pinnan lämpötilan vuorokausivaihteluun. Päivän aikana maa lämpenee enemmän kuin veden pinta, paine sen yläpuolella laskee ja ilma siirtyy merestä maahan. Yöllä maa jäähtyy nopeammin ja voimakkaammin, ilma siirtyy maasta mereen.
Päivätuuli alentaa lämpötilaa ja lisää suhteellista kosteutta, mikä on erityisen voimakasta tropiikissa. Esimerkiksi Länsi-Afrikassa, kun meriilma siirtyy maahan, lämpötila voi laskea 10 °C tai enemmän ja suhteellinen kosteus voi nousta 40%.
Tuulia havaitaan myös suurten järvien rannoilla: Laatoka, Onega, Baikal, Sevan jne. sekä suurilla joilla. Näillä alueilla tuulet ovat kuitenkin pienempiä vaaka- ja pystysuunnassa.
Vuoristolaakson tuulet Niitä havaitaan vuoristojärjestelmissä pääasiassa kesällä, ja ne ovat päivittäiseltä jaksoltaan samanlaisia kuin tuulet. Päivällä ne räjäyttävät laaksoa ja vuorten rinteitä auringon lämmittämisen seurauksena, ja yöllä ilma virtaa jäähtyneenä alas rinteitä. Yöinen ilmanliike voi aiheuttaa hallaa, mikä on erityisen vaarallista keväällä, kun puutarhat kukkivat.
Föhn –lämmin ja kuiva tuuli puhaltaa vuorilta laaksoihin. Samaan aikaan ilman lämpötila nousee merkittävästi ja sen kosteus laskee, joskus hyvin nopeasti. Niitä havaitaan Alpeilla, Länsi-Kaukasiassa, Krimin etelärannikolla, Keski-Aasian vuoristossa, Jakutiassa, Kalliovuorten itärinteillä ja muissa vuoristojärjestelmissä.
Foehn muodostuu, kun ilmavirta ylittää harjanteen. Koska tuulen puolelle syntyy tyhjiö, ilma imetään alas alaspäin suuntautuvan tuulen muodossa. Laskeutuva ilma lämpenee kuivan adiabaattisen lain mukaan: 1°C jokaista 100 laskumetriä kohden.
Jos esimerkiksi 3000 metrin korkeudessa ilman lämpötila olisi -8o ja suhteellinen kosteus 100%, niin laaksoon laskeutuessaan se lämpenee 22o:een ja kosteus laskee 17%. Jos ilma nousee ylöspäin tuulen puoleisessa rinteessä, vesihöyry tiivistyy ja muodostuu pilviä, sataa ja laskeutuva ilma on vielä kuivempaa.
Hiustenkuivaajien kesto on useista tunteista useisiin päiviin. Hiustenkuivaaja voi aiheuttaa voimakasta lumen sulamista ja tulvia, kuivattaa maaperää ja kasvillisuutta, kunnes ne kuolevat.
Bora–se on voimakas, kylmä, puuskainen tuuli, joka puhaltaa matalilta vuoristoilta kohti lämpimämpiä meriä.
Bora tunnetaan parhaiten Mustanmeren Novorossiyskin lahdella ja Adrianmeren rannikolla lähellä Triesten kaupunkia. Samanlainen kuin boori alkuperältään ja ilmenemismuodoltaan pohjoinen alueella
Baku, mistral Ranskan Välimeren rannikolla, pohjoisempi Meksikonlahdella.
Boraa esiintyy, kun kylmät ilmamassat kulkevat rannikon harjanteen läpi. Ilma virtaa alas painovoiman alaisena kehittäen yli 20 m / s nopeuden, kun taas lämpötila laskee huomattavasti, joskus yli 25 ° C. Bora haalistuu muutaman kilometrin päässä rannikosta, mutta joskus se voi vangita merkittävän osan merestä.
Novorossiyskissä boraa havaitaan noin 45 päivää vuodessa, useammin marraskuusta maaliskuuhun, kesto enintään 3 päivää, harvoin jopa viikko.
Ilmakehän yleinen kierto
Ilmakehän yleinen kierto– se on monimutkainen järjestelmä suurista ilmavirroista, jotka kuljettavat erittäin suuria ilmamassoja maapallon yli.
Ilmakehässä lähellä maan pintaa polaarisilla ja trooppisilla leveysasteilla havaitaan kulkua itään, lauhkeilla leveysasteilla - länteen.
Ilmamassojen liikkumista vaikeuttaa Maan pyöriminen sekä korkean ja matalan paineen alueiden kohouma ja vaikutus. Tuulen poikkeama vallitsevista suunnista on jopa 70o.
Valtavien ilmamassojen lämmittämisen ja jäähdytyksen aikana maapallolla muodostuu korkean ja matalan paineen alueita, jotka määrittävät planeettojen ilmavirtojen suunnan. Merenpinnan paineen pitkän aikavälin keskiarvojen perusteella paljastettiin seuraavat säännönmukaisuudet.
Päiväntasaajan molemmilla puolilla on matalapainevyöhyke (tammikuussa - 15o pohjoista leveyttä ja 25o eteläistä leveyttä, heinäkuussa - 35o pohjoista leveyttä 5o eteläistä leveyttä). Tämä alue ns päiväntasaajan masennus, ulottuu enemmän pallonpuoliskolle, jossa on kesä tiettynä kuukautena.
Sen pohjois- ja eteläsuunnassa paine nousee ja saavuttaa maksimiarvonsa vuonna subtrooppiset korkeapainevyöhykkeet(tammikuussa - 30 - 32o pohjoista ja eteläistä leveyttä, heinäkuussa - 33-37o pohjoista leveyttä ja 26-30o eteläistä leveyttä). Subtrooppisista lauhkeille vyöhykkeille paine laskee, erityisesti eteläisellä pallonpuoliskolla.
Pienin paine on kahdessa subpolaariset matalapainevyöhykkeet(75-65o pohjoista leveyttä ja 60-65o eteläistä leveyttä). Edelleen napoja kohti paine nousee jälleen.
Painemuutosten mukaisesti myös meridionaalinen barigradientti sijoittuu. Se on suunnattu toisaalta subtropiikilta - päiväntasaajalle, toisaalta - subpolaarisille leveysasteille, napoista subpolaarisille leveysasteille. Tämä on yhdenmukainen tuulten vyöhykesuunnan kanssa.
Atlantin, Tyynenmeren ja Intian valtameren yllä puhaltavat koillis- ja kaakkotuulet hyvin usein - kaupan tuulet. Länsituulet eteläisellä pallonpuoliskolla, leveysasteilla 40-60o, kiertävät koko valtamerta.
Pohjoisella pallonpuoliskolla lauhkeilla leveysasteilla länsituulet ilmaantuvat jatkuvasti vain valtamerten yli, ja mantereilla suunta on monimutkaisempi, vaikka myös länsituulet ovat vallitsevia.
Napaisten leveysasteiden itätuulet havaitaan selvästi vain Etelämantereen laitamilla.
Aasian etelä-, itä- ja pohjoisosassa tuulten suunnassa on jyrkkä muutos tammikuusta heinäkuuhun - nämä ovat alueita monsuunit. Monsuunien syyt ovat samanlaiset kuin tuulien syyt. Kesällä Aasian mantereella lämpenee voimakkaasti ja sen päälle leviää matalapainealue, jonne ilmamassat ryntäävät merestä.
Tuloksena oleva kesämonsuuni aiheuttaa suuria sademääriä, usein sadekuuroja. Talvella Aasian ylle laskeutuu korkea paine maan valtamereen verrattuna voimakkaamman jäähtymisen vuoksi, ja kylmä ilma siirtyy valtamerelle muodostaen talvisen monsuunin kirkkaalla ja kuivalla säällä. Monsuunit tunkeutuvat yli 1000 km:n syvyyteen maan päällä 3-5 km:n korkeudella.
Ilmamassat ja niiden luokittelu.
ilmamassa- Tämä on erittäin suuri ilmamäärä, joka kattaa miljoonien neliökilometrien alueen.
Ilmakehän yleisessä kiertoprosessissa ilma jaetaan erillisiksi ilmamassoiksi, jotka pysyvät pitkään laajalla alueella, saavat tiettyjä ominaisuuksia ja aiheuttavat erilaisia säätyyppejä.
Siirtyessään muille maapallon alueille nämä massat tuovat mukanaan oman sääjärjestelynsä. Tietyn tyyppisten ilmamassojen (tyyppien) vallitsevuus tietyllä alueella luo alueelle ominaisen ilmaston.
Tärkeimmät erot ilmamassojen välillä ovat: lämpötila, kosteus, pilvisyys, pölyisyys. Esimerkiksi kesällä ilma valtamerten yllä on kosteampaa, kylmempää ja puhtaampaa kuin maan päällä samalla leveysasteella.
Mitä pidempään ilma on yhden alueen yläpuolella, sitä enemmän se muuttuu, joten ilmamassat luokitellaan niiden muodostumisen maantieteellisten vyöhykkeiden mukaan.
On olemassa päätyyppejä: 1) arktinen (antarktinen), jotka liikkuvat navoista korkeapainevyöhykkeiltä; 2) lauhkeat leveysasteet"napainen" - pohjoisella ja eteläisellä pallonpuoliskolla; 3) trooppinen- siirtyä subtrooppisista ja trooppisista alueista lauhkeille leveysasteille; neljä) päiväntasaajan-- muodostuu päiväntasaajalle. Jokaisessa tyypissä erotetaan merelliset ja mannermaiset alatyypit, jotka eroavat pääasiassa lämpötilan ja kosteuden suhteen tyypin sisällä. Ilma, joka on jatkuvassa liikkeessä, siirtyy muodostumisalueelta naapurialueille ja muuttaa vähitellen ominaisuuksiaan alla olevan pinnan vaikutuksesta muuttuen vähitellen toisen tyyppiseksi massaksi. Tätä prosessia kutsutaan muunnos.
kylmä ilmamassoilla kutsutaan niitä, jotka siirtyvät lämpimämmälle pinnalle. Ne aiheuttavat vilunväristystä alueilla, joihin he tulevat.
Liikkuessaan ne itse lämpenevät maan pinnasta, joten massojen sisälle syntyy suuria pystysuuntaisia lämpötilagradientteja ja konvektio kehittyy kumpu- ja cumulonimbus-pilvien muodostumisen ja runsaiden sateiden myötä.
Kylmemälle pinnalle siirtyviä ilmamassoja kutsutaan lämmin massat. Ne tuovat lämpöä, mutta itse jäähtyvät alhaalta. Konvektio ei kehity niissä ja kerrospilvet vallitsevat.
Viereiset ilmamassat erotetaan toisistaan siirtymävyöhykkeillä, jotka ovat voimakkaasti kallistuneet maan pintaan. Näitä vyöhykkeitä kutsutaan fronteiksi.
10. Ilmamassat
10.5. Ilmamassojen muuntaminen
Kun kiertoolosuhteet muuttuvat, ilmamassa kokonaisuudessaan siirtyy muodostumiskeskuksesta naapurialueille vuorovaikutuksessa muiden ilmamassojen kanssa.
Liikkuessaan ilmamassa alkaa muuttaa ominaisuuksiaan - ne riippuvat jo paitsi muodostumispaikan ominaisuuksista myös viereisten ilmamassojen ominaisuuksista, sen alla olevan pinnan ominaisuuksista, jonka yli ilmamassa kulkee, ja myös ilmamassan muodostumisesta kuluneesta ajasta.massat.
Nämä vaikutukset voivat aiheuttaa muutoksia ilman kosteuspitoisuudessa sekä ilman lämpötilan muutosta piilevän lämmön vapautumisen tai alla olevan pinnan kanssa tapahtuvan lämmönvaihdon seurauksena.
i Ilmamassan ominaisuuksien muuttamisprosessia kutsutaan transformaatioksi tai
evoluutio.
Ilmamassan liikkeeseen liittyvää muutosta kutsutaan dynaamiseksi. Ilmamassan liikenopeus eri korkeuksilla on erilainen, nopeuden muutoksen esiintyminen aiheuttaa turbulenttia sekoittumista. Jos alempia ilmakerroksia kuumennetaan, tapahtuu epävakautta ja kehittyy konvektiivista sekoittumista.
Yleensä ilmamassan muutosprosessi kestää 3-7 päivää. Merkki sen päättymisestä on ilman lämpötilan muutosten lakkaaminen päivästä toiseen sekä lähellä maan pintaa että korkeuksissa - ts. saavuttaa tasapainolämpötilan.
i Tasapainolämpötila luonnehtii tietyn lämpötilaominaisuutta
alueella tähän aikaan vuodesta.
Tasapainolämpötilan saavuttamisprosessia voidaan pitää uuden ilmamassan muodostumisprosessina.
Ilmamassojen muuntaminen etenee erityisen intensiivisesti, kun alla oleva pinta vaihtuu, esimerkiksi ilmamassan siirtyessä maalta merelle.
Silmiinpistävä esimerkki on mannermaisen lauhkean ilman muuttuminen Japaninmeren yllä talvella.
10. Ilmamassat
Kun mannermainen lauhkea ilma liikkuu Japaninmeren yli, se muuttuu ilmaksi, joka on ominaisuuksiltaan samanlainen kuin lauhkea meriilma, joka vallitsee talvella Tyynellämerellä.
Mannermaiselle lauhkealle ilmalle on ominaista alhainen kosteus ja erittäin alhaiset ilman lämpötilat. Kylmän mannerilman muutos Japaninmeren yllä etenee erittäin intensiivisesti, etenkin äkillisten tunkeutumisten yhteydessä, kun ilmamassa on muutoksen alkuvaiheessa.
Päärooli ilman lämpömuutoksessa pintakerroksessa on turbulenttisella lämmönvaihdolla ilmamassan ja alla olevan merenpinnan välillä.
Kylmän ilman lämpenemisen voimakkuus meren päällä on suoraan verrannollinen veden ja ilman lämpötilojen eroon. Empiiristen arvioiden mukaan kylmän ilman lämpömuutoksen arvo lähellä meren pintaa on suoraan verrannollinen tuotteeseen
(T-Tw) t,
missä T on mannerilman lämpötila, Tw on merenpinnan lämpötila, t on aika (tunteina), jolloin mannerilma liikkuu meren yli.
Koska lämpötilaero mantereen monsuunin ilman ja merenpinnan lämpötilan välillä Japaninmeren yläpuolella ylittää 10-15 °C Primoryen rannikolla, ilma lämpenee merenpinnan lähellä hyvin nopeasti ja riippuu sen polku kulki meren yli.
Lisäksi kun kylmää ilmaa tulee Japaninmeren lämpimään pohjapintaan, sen epävakaus lisääntyy. Pystysuoran lämpötilagradientin arvo pintakerroksessa (100-150 m) kasvaa nopeasti korkeuden mukana.
Huomaa, että heikolla tuulella ilma lämpenee voimakkaammin kuin voimakkaalla tuulella, mutta vain ohut ilmakehän pintakerros lämpenee. Voimakkaassa tuulessa sekoittumiseen liittyy paksumpi ilmakerros, jopa 1,5 km tai enemmän. Voimakas myrskyinen lämmönsiirto, jonka epäsuora indikaattori on kohtalaisen ja voimakkaan tuulen merkittävä esiintymistiheys meren yllä, suosii lämpimän ilman nopeaa leviämistä ylöspäin. Samaan aikaan kylmäadvektio lisääntyy korkeuden myötä, mikä johtaa ilmamassan epävakauden lisääntymiseen.
Meren yli liikkuessaan mannerilma ei vain lämpene, vaan myös rikastuu kosteudella, mikä lisää myös sen epävakautta kondensaatiotason laskun mukaisesti.
10. Ilmamassat
Kun kostea ilma nousee kondensaatioprosessien seurauksena, vapautuu piilevä höyrystymislämpö. Vapautunutta kondensaatiolämpöä (latentti höyrystymislämpö) käytetään ilman lämmittämiseen. Kostean ilman noustessa lämpötila laskee jo kosteaadiabaattisen lain mukaan, eli hitaammin kuin kuivalla ilmalla.
Ilmamassan liikkuessa meren yli lämpenemisen ja kosteuden myötä ilmamassa muuttuu epävakaaksi ainakin ilmakehän alemmassa 1,5 kilometrin kerroksessa. Se kehittää intensiivisesti paitsi dynaamista myös lämpökonvektiota. Tästä on osoituksena kumpupilvien muodostuminen, jotka ovat epämuodostuneita suljettuja soluja. Nämä solut ulottuvat tuulen vaikutuksesta ketjujen muodossa Primoryen rannikolta Japanin länsirannikolle, missä niiden paksuus kasvaa ja ne antavat sadetta.
Pilvien muodostuminen meren päälle ja pilvisyyden muutos ilmamassan reitillä puolestaan johtaa ilman lämpötilan muutoksiin. Syntyvä pilvisyys suojaa lähtevältä säteilyltä ja luo ilmakehän vastasäteilyä.
Lisäksi pilvisolun reunaa pitkin muodostuu ilmavirtauksia alaspäin. Laskettaessa ilma poistetaan kyllästystilasta ja lämmitetään adiabaattisesti. Kokonaisvirtaus meren yli voi vaikuttaa merkittävästi ilman lämpötilan muutokseen meren päällä.
Lisäksi albedon muutos vaikuttaa ilman lämpötilan nousuun: talvella ilma siirtyy mantereelta, jossa lumipeite vallitsee (albedo keskimäärin 0,7), avomeren pinnalle (albedo keskimäärin 0,2). Nämä olosuhteet voivat nostaa ilman lämpötilaa 5-10 °C.
Lämpimän ilman kerääntyminen Japaninmeren itärannikon lähelle aktivoi pilvien muodostumista ja sademäärää, mikä puolestaan vaikuttaa ilman lämpötilakentän muodostumiseen.
10.6. Ilmamassojen termodynaaminen luokitus
Ilmamassojen muutoksen näkökulmasta ne voidaan luokitella lämpimiin, kylmiin ja neutraaleihin. Tätä luokitusta kutsutaan termodynaamiseksi.
10. Ilmamassat
i Lämmin (kylmä) on ilmamassa, joka on lämpimämpi (kylmä)
sen ympäristö ja tietyllä alueella vähitellen jäähtyy (lämpenee) yrittäen lähestyä lämpötasapainoa
Ympäristöllä tarkoitetaan tässä alla olevan pinnan luonnetta, sen lämpötilaa sekä viereisiä ilmamassoja.
Suhteellisen lämmin (kylmä) on ilmamassa, joka on lämpimämpi (kylmä) kuin ympäröivät ilmamassat ja joka jatkaa lämpenemistä (jäähtymistä) tietyllä alueella, ts. on kylmä (lämmin) yllä olevassa merkityksessä.
Sen selvittämiseksi, onko tietyn alueen ilmamassa jäähtymässä vai lämpenemässä, on vertailtava usean päivän ajan samanaikaisesti mitattua ilman lämpötilaa tai vuorokauden keskilämpötilaa.
i Paikallinen (neutraali) ilmamassa on massa, joka sijaitsee
lämpötasapaino ympäristönsä kanssa, ts. päivästä toiseen säilyttäen ominaisuutensa ilman merkittäviä muutoksia.
Siten muuntava ilmamassa voi olla sekä lämmintä että kylmää, ja muutoksen päätyttyä se muuttuu paikalliseksi.
OT 1000 500 -kartalla kylmä ilmamassa vastaa onttoa tai suljettua kylmäaluetta (kylmä keskus) ja lämmin ilmamassa harjua tai lämpökeskusta.
Ilmamassaa voidaan luonnehtia sekä epästabiililla että vakaalla tasapainolla. Tämä ilmamassojen erottelu ottaa huomioon yhden lämmönvaihdon tärkeimmistä tuloksista - ilman lämpötilan pystyjakauman ja vastaavan pystysuoran tasapainon. Tietyt sääolosuhteet liittyvät vakaisiin (UVM) ja epävakaisiin (NVM) ilmamassoihin.
Neutraalit (paikalliset) ilmamassat kaikkina vuodenaikoina voivat olla sekä vakaita että epävakaita riippuen sen ilmamassan alkuperäisistä ominaisuuksista ja muutossuunnasta, josta tämä ilmamassa muodostui. Mannerten yläpuolella neutraalit ilmamassat ovat kesällä yleensä epävakaita, talvella
- vakaa. Valtamerien ja merien yllä tällaiset massat ovat useammin kesällä vakaita ja talvella epävakaita.
Kondensaatio on aineen tilan muutosta kaasumaisesta nestemäiseksi tai kiinteäksi. Mutta mitä on kondensaatio planeetan mastabassa?
Maapallon ilmakehä sisältää kulloinkin yli 13 miljardia tonnia kosteutta. Tämä luku on lähes vakio, koska sateesta johtuvat häviöt korvautuvat lopulta jatkuvasti haihtumalla.
Kosteuden kiertonopeus ilmakehässä
Kosteuden kiertonopeus ilmakehässä on arvioitu kolosaaliksi - noin 16 miljoonaa tonnia sekunnissa tai 505 miljardia tonnia vuodessa. Jos yhtäkkiä kaikki ilmakehän vesihöyry tiivistyisi ja putoaisi sateena, tämä vesi voisi peittää koko maapallon pinnan noin 2,5 senttimetrin kerroksella, toisin sanoen ilmakehän kosteusmäärä on vain 2,5 senttimetriä sadetta.
Kuinka kauan höyrymolekyyli viipyy ilmakehässä?
Koska maapallolla putoaa keskimäärin 92 senttimetriä vuodessa, ilmakehän kosteus uusiutuu 36 kertaa, eli 36 kertaa ilmakehä kyllästyy kosteudella ja vapautetaan siitä. Tämä tarkoittaa, että vesihöyrymolekyyli viipyy ilmakehässä keskimäärin 10 päivää.
Vesimolekyylin polku
Kun vesihöyry on haihtunut, se kulkeutuu yleensä satoja ja tuhansia kilometrejä, kunnes se tiivistyy ja putoaa maan pinnalle sateen mukana. Sateena, lumena tai rakeina Länsi-Euroopan ylängöille satoi vesi kulkee noin 3000 km päässä Pohjois-Atlantilta. Nestemäisen veden muuttumisen höyryksi ja maan saostumisen välillä tapahtuu useita fysikaalisia prosesseja.
Atlantin lämpimältä pinnalta vesimolekyylit pääsevät lämpimään, kosteaan ilmaan, joka sitten nousee ympäröivän kylmemmän (tiiviimmän) ja kuivemman ilman yläpuolelle.
Jos tässä tapauksessa havaitaan ilmamassojen voimakas pyörteinen sekoittuminen, ilmakehään muodostuu sekoituskerros ja pilviä kahden ilmamassan rajalla. Noin 5 % niiden tilavuudesta on kosteutta. Höyryllä kyllästetty ilma on aina kevyempää ensinnäkin siksi, että se on lämmitetty ja tulee lämpimältä pinnalta, ja toiseksi siksi, että 1 kuutiometri puhdasta höyryä on noin 2/5 kevyempää kuin 1 kuutiometri puhdasta kuivaa ilmaa samassa lämpötilassa ja paine. Tästä seuraa, että kostea ilma on kevyempää kuin kuiva ilma ja lämmin ja kostea ilma on vieläkin kevyempää. Kuten näemme myöhemmin, tämä on erittäin tärkeä tosiasia säänmuutosprosesseille.
Ilmamassojen liikkuminen
Ilma voi nousta kahdesta syystä: joko siksi, että se kevenee lämpenemisen ja kosteuden seurauksena, tai koska siihen vaikuttavat voimat, jotka saavat sen nousemaan joidenkin esteiden, kuten kylmemmän ja tiheämmän ilmamassan, yläpuolelle tai kukkuloiden ja vuorten yli.
Jäähdytys
Nouseva ilma, joka on pudonnut kerroksiin, joilla on alhaisempi ilmanpaine, pakotetaan laajenemaan ja samalla jäähtyä. Laajentuminen vaatii kineettisen energian kuluttamista, joka saadaan ilmakehän ilman lämpö- ja potentiaalienergiasta, ja tämä prosessi johtaa väistämättä lämpötilan laskuun. Nousevan ilmaosan jäähdytysnopeus muuttuu usein, jos tämä osa sekoitetaan ympäröivään ilmaan.
Kuiva adiabaattinen gradientti
Kuiva ilma, jossa ei ole kondensoitumista tai haihtumista, sekä sekoittuminen, joka ei saa energiaa muussa muodossa, jäähtyy tai lämpenee tasaisesti (1 °C 100 metrin välein) noustessa tai laskeessaan. Tätä arvoa kutsutaan kuivaksi adiabaattiseksi gradienttiksi. Mutta jos nouseva ilmamassa on kosteaa ja siinä tapahtuu kondensaatiota, niin piilevä kondensaatiolämpö vapautuu ja höyryllä kyllästetyn ilman lämpötila laskee paljon hitaammin.
Märkä adiabaattinen gradientti
Tätä lämpötilan muutoksen määrää kutsutaan märkä-adiabaattiseksi gradienttiksi. Se ei ole vakio, vaan muuttuu vapautuvan piilevän lämmön määrän mukaan, eli se riippuu kondensoituneen höyryn määrästä. Höyryn määrä riippuu siitä, kuinka paljon ilman lämpötila laskee. Ilmakehän alemmissa kerroksissa, joissa ilma on lämmin ja kosteus korkea, märkä-adiabaattinen gradientti on hieman yli puolet kuiva-adiabaattisesta gradientista. Mutta märkä-adiabaattinen gradientti kasvaa vähitellen korkeuden mukana ja erittäin korkealla troposfäärissä on melkein yhtä suuri kuin kuiva-adiabaattinen gradientti.
Liikkuvan ilman kelluvuus määräytyy sen lämpötilan ja ympäröivän ilman lämpötilan välisen suhteen perusteella. Pääsääntöisesti todellisessa ilmakehässä ilman lämpötila laskee epätasaisesti korkeuden myötä (tätä muutosta kutsutaan yksinkertaisesti gradienttiksi).
Jos ilmamassa on lämpimämpää ja siksi vähemmän tiheää kuin ympäröivä ilma (ja kosteuspitoisuus on vakio), se nousee samalla tavalla kuin säiliöön upotettu lapsen pallo. Toisaalta, kun liikkuva ilma on kylmempää kuin ympäröivä ilma, sen tiheys on suurempi ja se uppoaa. Jos ilman lämpötila on sama kuin viereisten massojen, niin niiden tiheys on sama ja massa pysyy paikallaan tai liikkuu vain yhdessä ympäröivän ilman kanssa.
Ilmakehässä on siis kaksi prosessia, joista toinen edistää pystysuoran ilmanliikkeen kehittymistä ja toinen hidastaa sitä.
Jos löydät virheen, korosta tekstinpätkä ja napsauta Ctrl+Enter.
Maantieteellisen leveysasteen ohella tärkeä ilmastoa muodostava tekijä on ilmakehän kierto eli ilmamassojen liikkuminen.
ilmamassat- merkittävä määrä ilmaa troposfäärissä, jolla on tietyt ominaisuudet (lämpötila, kosteuspitoisuus), riippuen sen muodostumisalueen ominaisuuksista ja liikkumisesta kokonaisuudessaan.
Ilmamassan pituus voi olla tuhansia kilometrejä ja ylöspäin se voi ulottua troposfäärin ylärajalle.
Ilmamassat jaetaan kahteen ryhmään liikkeen nopeuden mukaan: liikkuviin ja paikallisiin. liikkuva Ilmamassat jaetaan alla olevan pinnan lämpötilasta riippuen lämpimään ja kylmään. Lämmin ilmamassa - liikkuu kylmällä pohjapinnalla, kylmä massa - liikkuu lämpimämmällä pinnalla. Paikalliset ilmamassat ovat ilmamassoja, jotka eivät muuta maantieteellistä sijaintiaan pitkään aikaan. Ne voivat olla vakaita ja epävakaita vuodenajasta riippuen sekä kuivia ja märkiä.
Ilmamassoja on neljä päätyyppiä: päiväntasaajan, trooppinen, lauhkea, arktinen (antarktinen). Lisäksi jokainen tyyppi on jaettu alatyyppeihin: meri- ja mannermainen, ja ne eroavat kosteudesta. Esimerkiksi merellinen arktinen massa muodostuu pohjoisten merien - Barentsin ja Valkoisen meren - ylle, on ominaista, kuten mannermainen ilmamassa, mutta hieman lisääntyneellä kosteudella. (katso kuva 1).
Riisi. 1. Arktisten ilmamassojen muodostumisalue
Venäjän ilmasto muodostaa tavalla tai toisella kaikki ilmamassat päiväntasaajaa lukuun ottamatta.
Harkitse maamme alueella kiertävien erilaisten massojen ominaisuuksia. arktinen ilmamassa muodostuu pääasiassa arktisen alueen ylle napaleveysasteilla, joille on ominaista alhaiset lämpötilat talvella ja kesällä. Siinä on alhainen absoluuttinen kosteus ja korkea suhteellinen kosteus. Tämä ilmamassa hallitsee ympäri vuoden arktisella vyöhykkeellä, ja talvella se siirtyy subarktiselle alueelle. Kohtalainen ilmamassa muodostuu lauhkeilla leveysasteilla, joissa lämpötila vaihtelee vuodenajasta riippuen: kesällä suhteellisen korkea, talvella suhteellisen matala. Vuodenaikojen mukaan kosteus riippuu myös muodostumispaikasta. Tämä ilmamassa hallitsee lauhkeaa vyöhykettä. Osittain Venäjän alueella hallitsee trooppinen ilmamassat. Ne muodostuvat trooppisilla leveysasteilla ja niillä on korkea lämpötila. Absoluuttinen kosteus riippuu muodostumispaikasta, ja suhteellinen kosteus on yleensä alhainen (katso kuva 2).
Riisi. 2. Ilmamassojen ominaisuudet
Erilaisten ilmamassojen kulkeminen Venäjän alueella aiheuttaa eron säässä. Esimerkiksi kaikki maassamme pohjoisesta tulevat "kylmät aallot" ovat arktisia ilmamassoja, ja trooppiset ilmamassat Vähä-Aasiasta tai joskus Pohjois-Afrikasta tulevat Euroopan osan eteläpuolelle (ne tuovat kuumaa, kuivaa säätä ).
Mieti, kuinka ilmamassat kiertävät maamme alueen läpi.
Ilmakehän kiertokulku on ilmamassojen liikejärjestelmä. Erota ilmakehän yleinen kierto koko maapallon mittakaavassa ja ilmakehän paikallinen kierto yksittäisillä alueilla ja vesialueilla.
Ilmamassojen kiertoprosessi tarjoaa alueelle kosteutta ja vaikuttaa myös lämpötilaan. Ilmamassat liikkuvat ilmanpainekeskusten vaikutuksesta, ja keskukset vaihtuvat vuodenajan mukaan. Siksi vallitsevien tuulien suunta, jotka tuovat ilmamassoja maamme alueelle, muuttuu. Esimerkiksi Euroopan Venäjä ja Siperian läntiset alueet ovat jatkuvien länsituulien vaikutuksen alaisena. Niiden mukana tulevat kohtalaiset meriilmamassat lauhkeilla leveysasteilla. Ne muodostuvat Atlantin yli (Katso kuva 3).
Riisi. 3. Meren kohtalaisten ilmamassojen liikkuminen
Länsiliikenteen heikkeneessä arktinen ilmamassa tulee pohjoistuulien mukana. Se tuo jyrkän kylmän, alkusyksyn ja myöhään kevätpakkaset. (katso kuva 4).
Riisi. 4. Arktisen ilmamassan liike
Mannermainen trooppinen ilma maamme Aasian osan alueella tulee Keski-Aasiasta tai Pohjois-Kiinasta, ja se tulee maan eurooppalaiseen osaan Vähä-Aasian niemimaalta tai jopa Pohjois-Afrikasta, mutta useammin tällainen ilma on muodostui Pohjois-Aasian, Kazakstanin ja Kaspian alangon alueelle. Nämä alueet sijaitsevat lauhkealla ilmastovyöhykkeellä. Niiden yläpuolella oleva ilma kuitenkin lämpenee kesällä erittäin voimakkaasti ja saa trooppisen ilmamassan ominaisuudet. Mannermainen kohtalainen ilmamassa vallitsee ympäri vuoden Siperian länsiosissa, joten talvet ovat kirkkaita ja pakkaset ja kesät melko lämpimiä. Jopa Jäämeren yli Grönlannissa on lämpimämpiä talvet.
Voimakkaasta jäähtymisestä johtuen maamme Aasian osan yli Itä-Siperiaan muodostuu voimakkaan jäähtymisen alue (korkean paineen alue - ). Sen keskus sijaitsee Transbaikalian, Tuvan tasavallan ja Pohjois-Mongolian alueilla. Siitä leviää hyvin kylmää mannerilmaa eri suuntiin. Se laajentaa vaikutusvaltaansa laajoilla alueilla. Yksi sen suunnista on koilliseen Tšuktšin rannikolle asti, toinen - länteen Pohjois-Kazakstanin kautta ja Venäjän (Itä-Euroopan) tasangon eteläpuolella noin 50º N. Selkeä ja pakkas sää laskeutuu pienellä lumimäärällä. Kesällä lämpenemisen seurauksena Aasian maksimi (Siperian antisykloni) katoaa ja matalapaine laskee. (Katso kuva 5).
Riisi. 5. Siperian antisykloni
Korkean ja matalan paineen alueiden kausivaihtelu muodostaa ilmakehän monsuunikierron Kaukoidässä. On tärkeää ymmärtää, että tiettyjen alueiden läpi kulkiessaan ilmamassat voivat muuttua alla olevan pinnan ominaisuuksien mukaan. Tätä prosessia kutsutaan ilmamassojen muutos. Esimerkiksi arktinen ilmamassa on kuivaa ja kylmää kulkiessaan Itä-Euroopan (Venäjän) tasangon alueen läpi, ja se lämpenee ja muuttuu erittäin kuivaksi ja kuumaksi Kaspian ala-alueella, mikä aiheuttaa kuivia tuulia.
Aasian huippu, tai, kuten sitä kutsutaan, Siperian antisykloni on korkean paineen alue, joka muodostuu Keski-Aasian ja Itä-Siperian ylle. Se ilmenee talvella ja muodostuu alueen jäähtymisen seurauksena valtavan kokoisissa ja onttoissa olosuhteissa. Mongolian ja Etelä-Siperian yläpuolella olevan maksimin keskiosassa tammikuun paine saavuttaa joskus 800 mmHg. Taide. Tämä on korkein mitattu paine maan päällä. Talvella täällä ulottuu suuri Siperian antisykloni, joka on erityisen vakaa marraskuusta maaliskuuhun. Talvi on täällä niin tuuleton, että pienellä lumisateessa puiden oksat muuttuvat pitkäksi aikaa valkoisiksi "järistymättömästä" lumesta. Pakkaset saavuttavat jo lokakuusta -20 ... -30 ºС, ja tammikuussa se saavuttaa usein -60 ºC. Kuukauden keskilämpötila laskee -43 asteeseen, erityisen kylmä on alankoilla, missä kylmä raskas ilma pysähtyy. Kun tuulta ei ole, kovat pakkaset eivät ole niin vaikeita kestää, mutta -50º:ssa on jo vaikea hengittää, havaitaan matalaa sumua. Tällaiset pakkaset vaikeuttavat lentokoneiden laskeutumista.
Bibliografia
- Venäjän maantiede. Luonto. Väestö. 1 tunti luokka 8 / V.P. Dronov, I.I. Barinova, V.Ya Rom, A.A. Lobzhanidze.
- V.B. Pyatunin, E.A. tulli. Venäjän maantiede. Luonto. Väestö. 8. luokka.
- Atlas. Venäjän maantiede. väestöstä ja taloudesta. - M.: Bustard, 2012.
- V.P. Dronov, L.E. Saveljeva. UMK (opetusmetodinen sarja) "PALJAT". Oppikirja "Venäjä: luonto, väestö, talous. 8. luokka". Atlas.
- Ilmaston muodostavat tekijät ja ilmakehän kiertokulku ().
- Venäjän ilmaston muodostavien ilmamassojen ominaisuudet ().
- Ilmamassojen länsisiirto ().
- Ilmamassat ().
- Ilmakehän kierto ().
Kotitehtävät
- Millainen ilmamassan siirto hallitsee maassamme?
- Mitä ominaisuuksia ilmamassoilla on ja mistä se riippuu?
ilmamassat- suuret ilmamäärät maan ilmakehän alaosassa - troposfääri, jonka vaakasuuntaiset mitat ovat useita satoja tai useita tuhansia kilometrejä ja pystymitat useita kilometrejä, jolle on ominaista lämpötilan ja kosteuspitoisuuden likimääräinen vaakasuora tasaisuus.
Erilaisia:Arktinen tai Antarktinen ilma(AB), leuto ilma(UV), trooppinen ilma(TV) päiväntasaajan ilmaa(EV).
Ilmanvaihtokerroksissa oleva ilma voi liikkua muodossa laminaarinen tai myrskyisä virtaus. konsepti "laminaari" tarkoittaa, että yksittäiset ilmavirrat ovat yhdensuuntaisia toistensa kanssa ja liikkuvat ilmanvaihtotilassa ilman turbulenssia. Kun turbulentti virtaus sen hiukkaset eivät liiku vain yhdensuuntaisesti, vaan tekevät myös poikittaisliikettä. Tämä johtaa pyörteiden muodostumiseen koko ilmanvaihtokanavan poikkileikkaukselle.
Ilmanvaihtotilan ilmavirran tila riippuu: Ilman virtausnopeus, Ilman lämpötila, Ilmanvaihtokanavan poikkipinta-ala, Rakennusosien muodot ja pinnat ilmanvaihtokanavan rajalla.
Maan ilmakehässä havaitaan eri mittakaavan ilman liikkeitä - kymmenistä ja satoista metreistä (paikalliset tuulet) satoihin ja tuhansiin kilometreihin (syklonit, antisyklonit, monsuunit, pasaattuulet, planeettojen etuvyöhykkeet).
Ilma liikkuu jatkuvasti: se nousee - liike ylöspäin, se laskee - liike alaspäin. Ilman liikettä vaakasuunnassa kutsutaan tuuleksi. Syynä tuulen esiintymiseen on ilmanpaineen epätasainen jakautuminen maan pinnalla, mikä johtuu lämpötilan epätasaisesta jakautumisesta. Tässä tapauksessa ilmavirtaus siirtyy korkeapaineisista paikoista pienemmän paineen puolelle.
Tuulen mukana ilma ei liiku tasaisesti, vaan iskuissa, puuskissa, erityisesti lähellä maan pintaa. Ilman liikkeisiin vaikuttavia syitä on monia: ilmavirran kitka Maan pinnalla, esteiden kohtaaminen jne. Lisäksi Maan pyörimisen vaikutuksesta tulevat ilmavirrat poikkeavat oikealle pohjoisessa pallonpuoliskolla ja vasemmalla eteläisellä pallonpuoliskolla.
Tunkeutuessaan alueille, joilla on erilaiset pinnan lämpöominaisuudet, ilmamassat muuttuvat vähitellen. Esimerkiksi lauhkea meriilma, joka tulee maahan ja siirtyy syvälle mantereeseen, lämpenee vähitellen ja kuivuu, muuttuen mannerilmaksi. Ilmamassojen muuttuminen on erityisen tyypillistä lauhkeille leveysasteille, joille ajoittain tunkeutuu lämmin ja kuiva ilma trooppisten leveysasteilta sekä kylmä ja kuiva ilma polaarisen leveysasteilta.