De circulatie van luchtmassa's. Atmosferische circulatie. luchtstromingen in de atmosfeer De richting en snelheid van de wind worden ook beïnvloed door:

Vanwege de volgende factoren:

Kracht van barische gradiënt (drukgradiënt);

Corioliskracht;

geostrofische wind;

gradiënt wind;

Wrijvingskracht.

barische gradiënt leidt tot het feit dat de wind die optreedt als gevolg van de beweging van lucht in de richting van de barische gradiënt van een gebied met hogere druk naar een gebied met ventilatordruk. De atmosferische druk is 1.033 kg/cm², gemeten in mm Hg, mB en hPa.

Een verandering in druk treedt op wanneer lucht beweegt als gevolg van verwarming en koeling. De belangrijkste reden voor de overdracht van luchtmassa's zijn convectieve stromen - de opkomst van warme lucht en de vervanging van onderaf door koude lucht (verticale convectiestroom). Ze ontmoeten een laag lucht met een hoge dichtheid en verspreiden zich en vormen horizontale convectiestromen.

Corioliskracht- terugslaande kracht. Treedt op wanneer de aarde draait. Onder zijn actie wijkt de wind op het noordelijk halfrond - naar rechts, in het zuiden - naar links, d.w.z. in het noorden wijkt af naar het oosten. Dichter bij de polen neemt de afbuigkracht toe.

geostrofische wind.

Op gematigde breedtegraden zijn de kracht van de drukgradiënt en de Coriolis-kracht in evenwicht, terwijl de lucht niet van het gebied met hoge druk naar het gebied met lage druk beweegt, maar ertussen parallel aan de isobaren stroomt.

gradiënt wind- dit is een cirkelvormige beweging van lucht evenwijdig aan de isobaren onder invloed van centrifugale en centripetale krachten.

Het effect van wrijvingskracht.

De wrijving van lucht op het aardoppervlak verstoort het evenwicht tussen de kracht van de horizontale barische gradiënt en de Coriolis-kracht, vertraagt de beweging van luchtmassa's, verandert hun richting zodat de luchtstroom niet langs isobaren beweegt, maar ze kruist op een engel.

Met hoogte wordt het effect van wrijving verzwakt, de afwijking van de wind van de helling neemt toe. De verandering in windsnelheid en -richting met hoogte heet Ekman spiraal.

De gemiddelde lange termijn windspiraal nabij de aarde is 9,4 m/s, is maximaal bij Antarctica (tot 22 m/s), soms bereiken windstoten 100 m/s.

Met de hoogte neemt de windsnelheid toe en bereikt deze honderden m/s. De richting van de wind hangt af van de drukverdeling en het afbuigende effect van de rotatie van de aarde. In de winter worden de winden van het vasteland naar de oceaan geleid, in de zomer - van de oceaan naar het vasteland. Lokale winden worden wind, foehn, bora genoemd.

Condensatie is de verandering in de toestand van een stof van gasvormig naar vloeibaar of vast. Maar wat is condensatie in de mastaba van de planeet?

Op elk moment bevat de atmosfeer van de planeet Aarde meer dan 13 miljard ton vocht. Dit cijfer is vrijwel constant, omdat verliezen door neerslag uiteindelijk continu worden vervangen door verdamping.

Vochtcyclussnelheid in de atmosfeer

De circulatiesnelheid van vocht in de atmosfeer wordt geschat op een kolossaal cijfer - ongeveer 16 miljoen ton per seconde of 505 miljard ton per jaar. Als plotseling alle waterdamp in de atmosfeer zou condenseren en als neerslag naar buiten zou vallen, dan zou dit water het hele aardoppervlak kunnen bedekken met een laag van ongeveer 2,5 centimeter, met andere woorden, de atmosfeer bevat een hoeveelheid vocht die overeenkomt met slechts 2,5 centimeter. centimeter regen.

Hoe lang blijft een dampmolecuul in de atmosfeer?

Aangezien er op aarde gemiddeld 92 centimeter per jaar valt, wordt het vocht in de atmosfeer 36 keer vernieuwd, dat wil zeggen 36 keer wordt de atmosfeer verzadigd met vocht en ervan bevrijd. Dit betekent dat een waterdampmolecuul gemiddeld 10 dagen in de atmosfeer blijft.

Watermolecuul pad

Eenmaal verdampt, drijft een waterdampmolecuul gewoonlijk honderden en duizenden kilometers af totdat het condenseert en met neerslag op de aarde valt. Water, sneeuw of hagel in de hooglanden van West-Europa, overwint ongeveer 3000 km van de Noord-Atlantische Oceaan. Tussen de omzetting van vloeibaar water in stoom en de neerslag op aarde vinden verschillende natuurkundige processen plaats.

Vanaf het warme oppervlak van de Atlantische Oceaan komen watermoleculen de warme, vochtige lucht binnen, die vervolgens opstijgt boven de omringende koudere (dichtere) en drogere lucht.

Als in dit geval een sterke turbulente vermenging van luchtmassa's wordt waargenomen, zal er een laag vermenging en wolken in de atmosfeer verschijnen op de grens van twee luchtmassa's. Ongeveer 5% van hun volume is vocht. Met stoom verzadigde lucht is altijd lichter, ten eerste omdat het wordt verwarmd en van een warm oppervlak komt, en ten tweede omdat 1 kubieke meter pure stoom ongeveer 2/5 lichter is dan 1 kubieke meter schone droge lucht bij dezelfde temperatuur en druk. Hieruit volgt dat vochtige lucht lichter is dan droge lucht, en warme en vochtige lucht nog meer. Zoals we later zullen zien, is dit een zeer belangrijk feit voor processen van weersverandering.

Beweging van luchtmassa's

Lucht kan om twee redenen opstijgen: ofwel omdat het lichter wordt als gevolg van verwarming en vocht, ofwel omdat er krachten op inwerken, waardoor het boven bepaalde obstakels uitstijgt, zoals massa's koudere en dichtere lucht, of over heuvels en bergen.

Koeling

Opstijgende lucht, die in lagen met een lagere atmosferische druk is gevallen, wordt gedwongen uit te zetten en tegelijkertijd af te koelen. Uitbreiding vereist het verbruik van kinetische energie, die wordt ontleend aan de thermische en potentiële energie van atmosferische lucht, en dit proces leidt onvermijdelijk tot een temperatuurdaling. De afkoelsnelheid van een stijgend deel van de lucht verandert vaak als dit deel wordt vermengd met de omringende lucht.

Droge adiabatische gradiënt

Droge lucht, waarin geen condensatie of verdamping is, evenals vermenging, die geen energie in een andere vorm ontvangt, koelt of verwarmt met een constante hoeveelheid (met 1 ° C per 100 meter) terwijl deze stijgt of daalt. Deze waarde wordt de droge adiabatische gradiënt genoemd. Maar als de opstijgende luchtmassa vochtig is en er condensatie in optreedt, dan komt de latente condensatiewarmte vrij en daalt de temperatuur van de met stoom verzadigde lucht veel langzamer.

Natte adiabatische gradiënt

Deze hoeveelheid temperatuurverandering wordt de nat-adiabatische gradiënt genoemd. Het is niet constant, maar verandert met de hoeveelheid latente warmte die vrijkomt, met andere woorden, het hangt af van de hoeveelheid gecondenseerde stoom. De hoeveelheid stoom hangt af van hoeveel de luchttemperatuur daalt. In de lagere lagen van de atmosfeer, waar de lucht warm is en de luchtvochtigheid hoog, is de nat-adiabatische gradiënt iets meer dan de helft van de droge-adiabatische gradiënt. Maar de nat-adiabatische gradiënt neemt geleidelijk toe met de hoogte en is op zeer grote hoogte in de troposfeer bijna gelijk aan de droog-adiabatische gradiënt.

Het drijfvermogen van bewegende lucht wordt bepaald door de verhouding tussen de temperatuur en de temperatuur van de omringende lucht. In de regel daalt de temperatuur van de lucht in de echte atmosfeer ongelijk met de hoogte (deze verandering wordt eenvoudigweg een gradiënt genoemd).

Als de luchtmassa warmer en dus minder dicht is dan de omringende lucht (en het vochtgehalte constant is), stijgt deze op dezelfde manier als een kinderbal die in een tank is ondergedompeld. Omgekeerd, wanneer de bewegende lucht kouder is dan de omringende lucht, is de dichtheid hoger en zakt deze. Als de lucht dezelfde temperatuur heeft als de naburige massa's, dan is hun dichtheid gelijk en blijft de massa stationair of beweegt alleen samen met de omringende lucht.

Er zijn dus twee processen in de atmosfeer, waarvan er één de ontwikkeling van verticale luchtbeweging bevordert en de andere deze vertraagt.

Als u een fout vindt, markeer dan een stuk tekst en klik op Ctrl+Enter.

Interactie tussen de oceaan en de atmosfeer.

27. Circulatie van luchtmassa's.

De beweging van luchtmassa's in de atmosfeer wordt bepaald door het thermische regime en veranderingen in luchtdruk. De totaliteit van de belangrijkste luchtstromen over de planeet wordt genoemd algemene atmosferische circulatie. De belangrijkste grootschalige atmosferische bewegingen die de algemene circulatie van de atmosfeer vormen: luchtstromen, jetstreams, luchtstromen in cyclonen en anticyclonen, passaatwinden en moessons.

De beweging van lucht ten opzichte van het aardoppervlak wind- verschijnt omdat de atmosferische druk op verschillende plaatsen van de luchtmassa niet hetzelfde is. Het is algemeen aanvaard dat wind de horizontale beweging van lucht is. In feite beweegt de lucht meestal niet evenwijdig aan het aardoppervlak, maar onder een kleine hoek, omdat. atmosferische druk varieert zowel horizontaal als verticaal. Windrichting (Noord, Zuid, etc.) geeft aan uit welke richting de wind waait. Windkracht verwijst naar de snelheid. Hoe hoger, hoe sterker de wind. De windsnelheid wordt gemeten op meteorologische stations op een hoogte van 10 meter boven de aarde, in meters per seconde. In de praktijk wordt de windkracht in punten geschat. Elk punt komt overeen met twee of drie meter per seconde. Met een windkracht van 9 punten wordt het al als een storm beschouwd, en met 12 punten als een orkaan. De algemene term "storm" betekent elke zeer sterke wind, ongeacht het aantal punten. De snelheid van een harde wind, bijvoorbeeld tijdens een tropische orkaan, bereikt enorme waarden - tot 115 m/s of meer. De wind neemt gemiddeld toe met de hoogte. Aan het aardoppervlak wordt de snelheid ervan verminderd door wrijving. In de winter is de windsnelheid over het algemeen hoger dan in de zomer. De hoogste windsnelheden worden waargenomen in gematigde en polaire breedtegraden in de troposfeer en lagere stratosfeer.

Het is niet helemaal duidelijk hoe de windsnelheid over de continenten verandert op lage hoogte (100-200 m). hier bereiken de windsnelheden 's middags hun hoogste waarden en 's nachts de laagste. Het is het beste te zien in de zomer.

Zeer sterke winden, tot stormachtige, komen overdag voor in de woestijnen van Centraal-Azië, en 's nachts is er volledige rust. Maar al op een hoogte van 150-200 m wordt een volledig tegenovergesteld beeld waargenomen: een maximale snelheid 's nachts en een minimum gedurende de dag. Hetzelfde beeld wordt zowel in de zomer als in de winter waargenomen op gematigde breedtegraden.

Windstoten kunnen piloten van vliegtuigen en helikopters veel problemen bezorgen. Luchtstralen die in verschillende richtingen bewegen, in schokken, windstoten, ofwel verzwakken of intensiveren, vormen een groot obstakel voor de beweging van vliegtuigen - er verschijnt een gebabbel - een gevaarlijke schending van de normale vlucht.

Winden die vanuit de bergketens van het droge vasteland in de richting van de warme zee waaien, worden genoemd bora. Het is een sterke, koude, windvlaag die meestal waait tijdens het koude seizoen.

Bora is bij velen bekend in de regio Novorossiysk, aan de Zwarte Zee. Hier worden zulke natuurlijke omstandigheden gecreëerd dat de snelheid van de bora kan oplopen tot 40 en zelfs 60 m/s, en de luchttemperatuur daalt tot min 20°C. Bora komt het vaakst voor tussen september en maart, gemiddeld 45 dagen per jaar. Soms waren de gevolgen als volgt: de haven bevroor, schepen, gebouwen, de dijk was bedekt met ijs, daken werden van huizen gescheurd, wagons vielen om, schepen werden aan wal gegooid. Bora wordt ook waargenomen in andere regio's van Rusland - op Baikal, op Nova Zemlya. Bora is bekend aan de Middellandse Zeekust van Frankrijk (waar het mistral wordt genoemd) en in de Golf van Mexico.

Soms verschijnen er verticale draaikolken in de atmosfeer met snelle spiraalvormige luchtbeweging. Deze wervelwinden worden tornado's genoemd (in Amerika worden ze tornado's genoemd). Tornado's hebben een diameter van enkele tientallen meters, soms tot 100-150 m. Het is buitengewoon moeilijk om de luchtsnelheid in een tornado te meten. Afhankelijk van de aard van de schade die door de tornado wordt veroorzaakt, kunnen de geschatte snelheden wel 50-100 m/s zijn, en in bijzonder sterke wervelingen tot 200-250 m/s met een grote verticale snelheidscomponent. De druk in het midden van de opstijgende tornadokolom daalt met enkele tientallen millibar. Millibars voor het bepalen van druk worden meestal gebruikt in de synoptische praktijk (samen met millimeters kwik). Om staven (millibar) naar mm om te zetten. kwikkolom, er zijn speciale tabellen. In het SI-systeem wordt de atmosferische druk gemeten in hectopascal. 1hPa=10 2 Pa=1mb=10 -3 bar.

Tornado's bestaan voor een korte tijd - van enkele minuten tot enkele uren. Maar zelfs in deze korte tijd weten ze veel moeite te doen. Wanneer een tornado (over land, tornado's worden soms bloedstolsels genoemd) naar gebouwen nadert, leidt het verschil tussen de druk in het gebouw en in het midden van de bloedstolsel ertoe dat de gebouwen van binnenuit lijken te exploderen - muren zijn vernield, ramen en kozijnen vliegen eruit, daken worden eraf gescheurd, soms kan het niet zonder menselijke slachtoffers. Er zijn momenten waarop een tornado mensen, dieren en verschillende objecten de lucht in tilt en ze naar tientallen of zelfs honderden meters transporteert. In hun beweging bewegen tornado's zich enkele tientallen kilometers boven de zee en zelfs meer - over land. De vernietigende kracht van tornado's boven de zee is minder dan over land. In Europa zijn bloedstolsels zeldzaam, vaker komen ze voor in het Aziatische deel van Rusland. Maar tornado's zijn vooral frequent en destructief in de Verenigde Staten. Lees meer over tornado's en tornado's op onze website in de sectie.

De atmosferische druk is zeer variabel. Het hangt af van de hoogte van de luchtkolom, de dichtheid en de versnelling van de zwaartekracht, die varieert afhankelijk van de geografische breedtegraad en hoogte boven zeeniveau. De dichtheid van lucht is de massa per volume-eenheid. De dichtheid van vochtige en droge lucht verschilt duidelijk alleen bij hoge temperatuur en hoge luchtvochtigheid. Naarmate de temperatuur daalt, neemt de dichtheid toe; met de hoogte neemt de luchtdichtheid langzamer af dan de druk. Luchtdichtheid wordt meestal niet direct gemeten, maar berekend uit vergelijkingen op basis van de gemeten waarden van temperatuur en druk. Indirect wordt de luchtdichtheid gemeten door de vertraging van kunstmatige satellieten van de aarde, evenals door observaties van de verspreiding van kunstmatige wolken van natriumdamp gecreëerd door meteorologische raketten.

In Europa is de luchtdichtheid aan het aardoppervlak 1.258 kg/m3, op een hoogte van 5 km - 0.735, op een hoogte van 20 km - 0.087 en op een hoogte van 40 km - 0.004 kg/m3.

Hoe korter de luchtkolom, d.w.z. hoe hoger de plaats, hoe minder druk. Maar de afname van de luchtdichtheid met de hoogte bemoeilijkt deze afhankelijkheid. De vergelijking die de wet van verandering in druk met hoogte in een atmosfeer in rust uitdrukt, wordt de basisvergelijking van statica genoemd. Hieruit volgt dat met toenemende hoogte de verandering in druk negatief is, en bij het stijgen naar dezelfde hoogte, is de drukval groter, hoe groter de luchtdichtheid en de versnelling van de zwaartekracht. De hoofdrol is hier weggelegd voor veranderingen in de luchtdichtheid. Uit de basisvergelijking van de statica kan men de waarde van de verticale drukgradiënt berekenen, die de verandering in druk weergeeft bij verplaatsing per hoogte-eenheid, d.w.z. drukafname per eenheid verticale afstand (mb/100 m). De drukgradiënt is de kracht die de lucht beweegt. Naast de kracht van de drukgradiënt in de atmosfeer zijn er traagheidskrachten (Corioliskracht en middelpuntvliedende kracht), evenals de wrijvingskracht. Alle luchtstromen worden beschouwd ten opzichte van de aarde, die om zijn as draait.

De ruimtelijke verdeling van atmosferische druk wordt het barische veld genoemd. Dit is een systeem van oppervlakken met gelijke druk of isobare oppervlakken.

Verticale doorsnede van isobare oppervlakken boven de cycloon (H) en anticycloon (B).
De oppervlakken worden getrokken door gelijke intervallen van druk p.

Isobare oppervlakken kunnen niet evenwijdig zijn aan elkaar en het aardoppervlak, omdat temperatuur en druk veranderen voortdurend in horizontale richting. Daarom hebben isobare oppervlakken een divers uiterlijk - van ondiepe "holten" die naar beneden zijn gebogen tot uitgerekte "heuvels" die naar boven zijn gebogen.

Wanneer een horizontaal vlak isobare oppervlakken snijdt, worden krommen verkregen - isobaren, d.w.z. lijnen die punten met dezelfde drukwaarden verbinden.

Isobar-kaarten, die zijn gebouwd op basis van de resultaten van waarnemingen op een bepaald tijdstip, worden synoptische kaarten genoemd. Isobar-kaarten, samengesteld uit langetermijngemiddelde gegevens voor een maand, seizoen, jaar, worden klimatologisch genoemd.

Lange termijn gemiddelde kaarten van de absolute topografie van het isobare oppervlak 500 mb voor december - februari.
Hoogtes in geopotentiële decameters.

Op synoptische kaarten wordt een interval van 5 hectopascal (hPa) tussen isobaren genomen.

Op kaarten van een beperkt gebied kunnen de isobaren afbreken, maar op een kaart van de hele wereld is elke isobar natuurlijk gesloten.

Maar zelfs op een beperkte kaart zijn er vaak gesloten isobaren die gebieden met lage of hoge druk begrenzen. Lagedrukgebieden in het centrum zijn cyclonen, en gebieden met relatief hoge druk zijn anticyclonen.

Met cycloon wordt bedoeld een enorme wervelwind in de onderste laag van de atmosfeer, met een verminderde atmosferische druk in het midden en een opwaartse beweging van luchtmassa's. In een cycloon neemt de druk toe van het centrum naar de periferie en beweegt de lucht tegen de klok in op het noordelijk halfrond en met de klok mee op het zuidelijk halfrond. De opwaartse beweging van lucht leidt tot de vorming van wolken en neerslag. Vanuit de ruimte zien cyclonen eruit als wervelende wolkenspiralen in gematigde streken.

Anticycloon is een gebied met hoge druk. Het gebeurt gelijktijdig met de ontwikkeling van een cycloon en is een vortex met gesloten isobaren en de hoogste druk in het midden. Winden in een anticycloon blazen met de klok mee op het noordelijk halfrond en tegen de klok in op het zuidelijk halfrond. In een anticycloon is er altijd een neerwaartse beweging van lucht, waardoor het verschijnen van krachtige wolken en langdurige neerslag wordt voorkomen.

Zo wordt grootschalige circulatie van de atmosfeer op gematigde breedtegraden voortdurend teruggebracht tot de vorming, ontwikkeling, beweging en vervolgens tot de verzwakking en verdwijning van cyclonen en anticyclonen. Cyclonen die aan het front ontstaan en warme en koude luchtmassa's scheiden, verplaatsen zich naar de polen, d.w.z. warme lucht naar de poolstreken voeren. Integendeel, anticyclonen die in de achterkant van cyclonen in een koude luchtmassa ontstaan, verplaatsen zich naar subtropische breedtegraden en brengen daar koude lucht over.

Over het Europese grondgebied van Rusland komen jaarlijks gemiddeld 75 cyclonen voor. De diameter van de cycloon bereikt 1000 km of meer. In Europa zijn er gemiddeld 36 anticyclonen per jaar, waarvan sommige een druk in het centrum hebben van meer dan 1050 hPa. De gemiddelde druk op het noordelijk halfrond op zeeniveau is 1013,7 hPa en op het zuidelijk halfrond is dit 1011,7 hPa.

In januari worden lagedrukgebieden waargenomen in de noordelijke delen van de Atlantische en Stille Oceaan, genaamd IJslands En Aleoeten depressies. depressie, of drukminima, worden gekenmerkt door minimale drukwaarden - gemiddeld ongeveer 995 hPa.

In dezelfde periode van het jaar verschijnen er hogedrukgebieden boven Canada en Azië, de Canadese en Siberische anticyclonen. De hoogste druk (1075-1085 hPa) wordt geregistreerd in Yakutia en het Krasnoyarsk-gebied, en de minimale druk wordt geregistreerd in tyfoons boven de Stille Oceaan (880-875 hPa).

Depressies worden waargenomen in gebieden waar cyclonen vaak voorkomen, die, terwijl ze naar het oosten en noordoosten bewegen, geleidelijk vollopen en plaats maken voor anticyclonen. De Aziatische en Canadese anticyclonen ontstaan door de aanwezigheid op deze breedtegraden van de uitgestrekte continenten Eurazië en Noord-Amerika. In deze gebieden hebben anticyclonen in de winter de overhand op cyclonen.

In de zomer, boven deze continenten, verandert het schema van het barische veld en de circulatie radicaal, en de zone van cycloonvorming op het noordelijk halfrond verschuift naar hogere breedtegraden.

Op de gematigde breedtegraden van het zuidelijk halfrond ontmoeten cyclonen die boven het uniforme oppervlak van de oceanen ontstaan, naar het zuidoosten bewegen, het ijs van Antarctica en stagneren ze hier, met een lage luchtdruk in hun midden. In de winter en de zomer is Antarctica omgeven door een lagedrukgordel (985-990 hPa).

Op subtropische breedtegraden is de circulatie van de atmosfeer anders over de oceanen en in de gebieden waar de continenten en oceanen elkaar ontmoeten. Boven de Atlantische en Stille Oceaan in de subtropen van beide halfronden zijn er hogedrukgebieden: dit zijn de Azoren en Zuid-Atlantische subtropische anticyclonen (of baric lows) in de Atlantische Oceaan en de Hawaiiaanse en Zuid-Pacifische subtropische anticyclonen in de Stille Oceaan.

Het equatoriale gebied ontvangt constant de grootste hoeveelheid zonnewarmte. Daarom wordt op equatoriale breedtegraden (tot 10 ° noord- en zuiderbreedte langs de evenaar) het hele jaar door een verminderde atmosferische druk gehandhaafd, en op tropische breedtegraden in de band 30-40 ° N. en y.sh. - toegenomen, waardoor constante luchtstromen ontstaan, gericht van de tropen naar de evenaar. Deze luchtstromen worden passaatwinden. Passaatwinden waaien het hele jaar door en veranderen hun intensiteit slechts binnen onbeduidende grenzen. Dit zijn de meest stabiele winden op aarde. De kracht van de horizontale barische gradiënt leidt luchtstromen van gebieden met hoge druk naar gebieden met lage druk in de meridionale richting, d.w.z. zuiden en noorden. Opmerking: De horizontale barische gradiënt is het drukverschil per afstandseenheid langs de normaal op de isobar.

Maar de meridionale richting van de passaatwinden verandert onder invloed van twee traagheidskrachten - de afbuigende kracht van de rotatie van de aarde (Corioliskracht) en middelpuntvliedende kracht, evenals onder de werking van de luchtwrijvingskracht op het aardoppervlak. De Coriolis-kracht werkt op elk lichaam dat langs de meridiaan beweegt. Laat 1 kg lucht op het noordelijk halfrond zich op de breedtegraad bevinden µ en begint met een snelheid te bewegen V langs de meridiaan naar het noorden. Deze kilogram lucht heeft, net als elk ander lichaam op aarde, een lineaire rotatiesnelheid U=ωr, waar ω is de hoeksnelheid van de rotatie van de aarde, en R is de afstand tot de rotatie-as. Volgens de traagheidswet behoudt deze kilogram lucht de lineaire snelheid jij, die hij op breedtegraad had µ . Als hij naar het noorden beweegt, bevindt hij zich op hogere breedtegraden, waar de rotatiestraal kleiner is en de lineaire snelheid van de rotatie van de aarde lager. Dit lichaam zal dus de bewegingloze lichamen overtreffen die zich op dezelfde meridiaan bevinden, maar op hogere breedtegraden.

Voor een waarnemer ziet dit eruit als een afbuiging van dit lichaam naar rechts onder invloed van een kracht. Deze kracht is de Corioliskracht. Volgens dezelfde logica wijkt een kilogram lucht op het zuidelijk halfrond af naar links van de bewegingsrichting. De horizontale component van de Coriolis-kracht die werkt op 1 kg lucht is SC=2wVsinY. Het buigt de lucht af, loodrecht op de snelheidsvector V. Op het noordelijk halfrond buigt het deze vector naar rechts en op het zuidelijk halfrond - naar links. Uit de formule volgt dat de Coriolis-kracht niet ontstaat als het lichaam in rust is, d.w.z. het werkt alleen als de lucht in beweging is. In de atmosfeer van de aarde zijn de waarden van de horizontale barische gradiënt en de Coriolis-kracht van dezelfde orde, dus soms balanceren ze elkaar bijna. In dergelijke gevallen is de beweging van lucht bijna rechtlijnig en beweegt deze niet langs de drukgradiënt, maar langs of dichtbij de isobar.

Luchtstromen in de atmosfeer hebben meestal een vortexkarakter, daarom werkt bij een dergelijke beweging middelpuntvliedende kracht op elke eenheid luchtmassa P=V/R, waar V is de windsnelheid, en R is de kromtestraal van het bewegingstraject. In de atmosfeer is deze kracht altijd kleiner dan de kracht van de barische gradiënt en blijft daarom als het ware een "lokale" kracht.

Wat betreft de wrijvingskracht die optreedt tussen de bewegende lucht en het aardoppervlak, deze vertraagt de windsnelheid tot op zekere hoogte. Het gebeurt als volgt: de lagere luchtvolumes, die hun horizontale snelheid hebben verminderd door de oneffenheden van het aardoppervlak, worden van de lagere niveaus naar boven overgebracht. Zo wordt wrijving op het aardoppervlak naar boven overgedragen en geleidelijk zwakker. De vertraging van de windsnelheid is merkbaar in de zogenaamde planetaire grenslaag, dat is 1,0 - 1,5 km. boven 1,5 km is het effect van wrijving onbeduidend, dus worden hogere luchtlagen genoemd vrije sfeer.

In de equatoriale zone is de lineaire snelheid van de rotatie van de aarde respectievelijk het hoogst, hier is de Coriolis-kracht het hoogst. Daarom waaien in de tropische zone van het noordelijk halfrond de passaatwinden bijna altijd vanuit het noordoosten en op het zuidelijk halfrond - vanuit het zuidoosten.

Lage druk in de equatoriale zone wordt constant waargenomen, in de winter en de zomer. De lagedrukband die de hele aardbol op de evenaar omgeeft, heet equatoriale dal.

Kracht winnend over de oceanen van beide halfronden, stormen twee passaatwinden, die naar elkaar toe bewegen, naar het midden van de equatoriale trog. Op de lagedrukleiding botsen ze en vormen de zogenaamde intratropische convergentiezone(convergentie betekent "convergentie"). Als gevolg van deze "convergentie" is er een opwaartse beweging van lucht en zijn uitstroom boven de passaatwinden naar de subtropen. Dit proces schept de voorwaarden voor het constant bestaan van de convergentiezone, het hele jaar door. Anders zouden de convergerende luchtstromen van de passaatwinden de holte snel vullen.

Opstijgende bewegingen van vochtige tropische lucht leiden tot de vorming van een krachtige laag cumulonimbuswolken van 100-200 km lang, waaruit tropische buien vallen. Zo blijkt dat de intratropische convergentiezone de plaats wordt waar de regen uit de stoom stroomt die door de passaatwinden over de oceanen wordt verzameld.

Zo vereenvoudigd, ziet er schematisch uit als een afbeelding van de circulatie van de atmosfeer in de equatoriale zone van de aarde.

Winden die van richting veranderen met de seizoenen worden genoemd moessons. Het Arabische woord "mawsin", wat "seizoen" betekent, gaf de naam aan deze constante luchtstromen.

In tegenstelling tot jetstreams komen moessons voor in bepaalde delen van de aarde, waar twee keer per jaar de heersende winden in tegengestelde richtingen bewegen en de zomer- en wintermoessons vormen. De zomermoesson is de luchtstroom van de oceaan naar het vasteland, terwijl de wintermoesson van het vasteland naar de oceaan is. Er zijn tropische en extratropische moessons bekend. In Noordoost-India en Afrika combineren de tropische wintermoessons zich met de passaatwinden, terwijl de zuidwestmoessons in de zomer de passaatwinden volledig vernietigen. De krachtigste tropische moessons worden waargenomen in het noordelijke deel van de Indische Oceaan en in Zuid-Azië. Extratropische moessons ontstaan in sterke stabiele gebieden met hoge druk in de winter en lage druk in de zomer boven het continent.

Typisch in dit opzicht zijn de regio's van het Russische Verre Oosten, China en Japan. Zo is Vladivostok, dat op de breedtegraad van Sochi ligt door de werking van de extratropische moesson, in de winter kouder dan Archangelsk en in de zomer is er vaak mist, neerslag, vochtige en koele lucht komt uit de zee.

Veel tropische landen in Zuid-Azië ontvangen vocht in de vorm van zware regenval door de tropische zomermoesson.

Alle winden zijn het resultaat van de interactie van verschillende fysieke factoren die in bepaalde geografische gebieden in de atmosfeer voorkomen. De lokale winden zijn briesje. Ze verschijnen in de buurt van de kustlijn van de zeeën en oceanen en veranderen dagelijks van richting: overdag waaien ze van zee naar land en 's nachts van land naar zee. Dit fenomeen wordt verklaard door het verschil in temperatuur boven zee en land op verschillende tijdstippen van de dag. De warmtecapaciteit van land en zee is verschillend. Bij warm weer overdag verwarmen de zonnestralen het land sneller dan de zee en neemt de druk over het land af. Lucht begint te bewegen in de richting van lagere druk - blazen zeebries. In de avond gebeurt alles andersom. Het land en de lucht erboven stralen sneller warmte uit dan de zee, de druk wordt hoger dan boven de zee en de luchtmassa's stromen naar de zee - blazen kustbries. De briesjes zijn vooral duidelijk bij rustig zonnig weer, wanneer niets hen hindert, d.w.z. andere luchtstromen worden niet over elkaar heen gelegd, waardoor de bries gemakkelijk wordt overstemd. De windsnelheid is zelden hoger dan 5 m/s, maar in de tropen, waar het temperatuurverschil tussen de zee en het landoppervlak aanzienlijk is, waait de wind soms met een snelheid van 10 m/s. Op gematigde breedtegraden dringt de bries 25-30 km diep in het gebied door.

Breezes zijn in feite dezelfde moessons, alleen op kleinere schaal - ze hebben een dagelijkse cyclus en verandering van richting hangt af van de verandering van dag en nacht, terwijl moessons een jaarlijkse cyclus hebben en van richting veranderen afhankelijk van de tijd van het jaar.

Oceaanstromingen, die onderweg de kusten van de continenten ontmoeten, zijn verdeeld in twee takken, die langs de kusten van de continenten naar het noorden en het zuiden gericht zijn. In de Atlantische Oceaan vormt de zuidelijke tak de Braziliaanse stroom, die de kusten van Zuid-Amerika spoelt, en de noordelijke tak vormt de warme Golfstroom, die overgaat in de Noord-Atlantische stroom, en onder de naam de Noordkaapstroom, de Kola bereikt. Schiereiland.

In de Stille Oceaan gaat de noordelijke tak van de equatoriale stroom over in Kuro-Sivo.

We noemden eerder de seizoensgebonden warme stroming voor de kust van Ecuador, Peru en Noord-Chili. Het komt meestal voor in december (niet elk jaar) en veroorzaakt een sterke afname van de visvangst voor de kust van deze landen vanwege het feit dat er heel weinig plankton in warm water zit - de belangrijkste voedselbron voor vissen. Een sterke stijging van de temperatuur van de kustwateren veroorzaakt de ontwikkeling van cumulonimbuswolken, waaruit zware regenval valt.

De vissers noemden deze warme stroming ironisch genoeg El Nino, wat "kerstcadeau" betekent (van het Spaanse el ninjo - baby, jongen). Maar we willen niet de emotionele perceptie van de Chileense en Peruaanse vissers van dit fenomeen benadrukken, maar de fysieke oorzaak ervan. De stijging van de watertemperatuur voor de kust van Zuid-Amerika wordt namelijk niet alleen veroorzaakt door een warme stroming. Veranderingen in de algemene situatie in het systeem van de "oceaan-atmosfeer" in de uitgestrekte gebieden van de Stille Oceaan worden ook geïntroduceerd door het atmosferische proces, genaamd " Zuidelijke oscillatie". Dit proces, dat in wisselwerking staat met stromingen, bepaalt alle fysieke verschijnselen die zich in de tropen voordoen. Dit alles bevestigt dat de circulatie van luchtmassa's in de atmosfeer, vooral over het oppervlak van de Wereldoceaan, een complex, multidimensionaal proces is. Maar met alle complexiteit, mobiliteit en variabiliteit van luchtstromen, zijn er nog steeds bepaalde patronen, waardoor in bepaalde delen van de aarde de belangrijkste grootschalige en lokale processen van atmosferische circulatie van jaar tot jaar worden herhaald.

Ter afsluiting van het hoofdstuk geven we enkele voorbeelden van het gebruik van windenergie. Mensen maken al sinds mensenheugenis gebruik van windenergie, sinds ze hebben leren zeilen op zee. Toen waren er windmolens, en later - windmotoren - bronnen van elektriciteit. Wind is een eeuwige energiebron waarvan de reserves niet te overzien zijn. Helaas is het gebruik van wind als een bron van elektriciteit erg moeilijk vanwege de variabiliteit van de snelheid en richting. Met behulp van windturbines is het echter mogelijk geworden om windenergie vrij efficiënt te gebruiken. De wieken van een windmolen zorgen ervoor dat hij bijna altijd zijn neus in de wind houdt. Als de wind voldoende kracht heeft, gaat de stroom direct naar de verbruikers: voor verlichting, koelaggregaten, apparaten voor diverse doeleinden en voor het opladen van accu's. Wanneer de wind afneemt, dragen de batterijen de verzamelde elektriciteit over aan het net.

Op wetenschappelijke stations in de Arctische en Antarctische wateren zorgt de elektriciteit van windturbines voor licht en warmte, zorgt voor de werking van radiostations en andere verbruikers van elektriciteit. Natuurlijk zijn er op elk wetenschappelijk station dieselgeneratoren, waarvoor je een constante toevoer van brandstof nodig hebt.

De allereerste navigators maakten spontaan gebruik van de kracht van de wind, zonder rekening te houden met het systeem van winden en oceaanstromingen. Ze wisten simpelweg niets van het bestaan van zo'n systeem. Kennis over wind en stroming is in de loop van eeuwen en zelfs millennia vergaard.

Een van de tijdgenoten was de Chinese navigator Zheng He van 1405-1433. leidde verschillende expedities die de zogenaamde Grote Moessonroute passeerden van de monding van de Yangtze-rivier naar India en de oostelijke kusten van Afrika. Informatie over de omvang van de eerste van deze expedities is bewaard gebleven. Het bestond uit 62 schepen met 27.800 deelnemers. Voor zeilexpedities gebruikten de Chinezen hun kennis van de patronen van moessonwinden. Vanuit China gingen ze eind november - begin december naar zee, wanneer de noordoostelijke wintermoesson waait. Een gunstige wind hielp hen India en Oost-Afrika te bereiken. Ze keerden terug naar China in mei - juni, toen de zomer-zuidwestmoesson werd ingesteld, die in de Zuid-Chinese Zee naar het zuiden ging.

Laten we een voorbeeld nemen uit een tijd die dichter bij ons staat. Het gaat over de reizen van de beroemde Noorse wetenschapper Thor Heyerdahl. Met behulp van de wind, of liever, met behulp van de passaatwinden, kon Heyerdahl de wetenschappelijke waarde van zijn twee hypothesen bewijzen. De eerste hypothese was dat de eilanden van Polynesië in de Stille Oceaan, volgens Heyerdahl, ooit in het verleden bewoond konden worden door immigranten uit Zuid-Amerika die met hun primitieve vaartuig een aanzienlijk deel van de Stille Oceaan overstaken. Deze boten waren vlotten gemaakt van balsahout, wat opmerkelijk is door het feit dat het na een lang verblijf in het water de dichtheid niet verandert en daarom niet zinkt.

Peruanen gebruiken deze vlotten al duizenden jaren, zelfs vóór het Inca-rijk. Thor Heyerdahl bond in 1947 een vlot van grote balsastammen en noemde het "Kon-Tiki", wat de Sun-Tiki betekent - de godheid van de voorouders van de Polynesiërs. Met vijf avonturiers aan boord van zijn vlot zette hij koers van Callao (Peru) naar Polynesië. Aan het begin van de reis voerde het vlot de Peruaanse stroming en de zuidoostelijke passaatwind mee, waarna de oostelijke passaatwind van de Stille Oceaan aan het werk ging, die bijna drie maanden zonder onderbreking regelmatig naar het westen blies, en na 101 dagen , Kon-Tiki veilig aangekomen op een van de eilanden van de Tuamotu-archipel (nu Frans-Polynesië).

Heyerdahls tweede hypothese was dat hij het heel goed mogelijk achtte dat de cultuur van de Olmeken, Azteken, Maya's en andere stammen van Midden-Amerika uit het oude Egypte was overgebracht. Dit was mogelijk, volgens de wetenschapper, omdat ooit in de oudheid mensen op papyrusboten over de Atlantische Oceaan zeilden. De passaatwinden hielpen Heyerdahl ook om de geldigheid van deze hypothese te bewijzen.

Samen met een groep gelijkgestemde satellieten maakte hij twee reizen op papyrusboten "Ra-1" en "Ra-2". De eerste boot ("Ra-1") viel uit elkaar voordat hij enkele tientallen kilometers de Amerikaanse kust bereikte. De bemanning verkeerde in ernstig gevaar, maar alles liep goed af. De boot voor de tweede reis ("Ra-2") werd gebreid door "hoogwaardige specialisten" - Indianen uit de centrale Andes. Bij het verlaten van de haven van Safi (Marokko), stak de papyrusboot "Ra-2" na 56 dagen de Atlantische Oceaan over en bereikte het eiland Barbados (ongeveer 300-350 km van de kust van Venezuela), na 6100 km afgelegd te hebben . Aanvankelijk dreef de noordoostelijke passaatwind de boot aan, en vanuit het midden van de oceaan de oostelijke passaatwind.

De wetenschappelijke aard van Heyerdahls tweede hypothese is bewezen. Maar er werd ook iets anders bewezen: ondanks het succesvolle resultaat van de reis, is een boot die is vastgebonden met trossen papyrus, riet, riet of andere waterplanten niet geschikt om in de oceaan te zwemmen. Dergelijk "scheepsbouwmateriaal" mag niet worden gebruikt, omdat het wordt snel nat en zakt weg in het water. Welnu, als er nog steeds amateurs zijn die geobsedeerd zijn door de wens om met een exotisch vaartuig over de oceaan te zwemmen, laten ze dan in gedachten houden dat een balsahoutvlot betrouwbaarder is dan een papyrusboot, en ook dat zo'n reis altijd en in ieder geval gevaarlijk.

luchtmassa's- grote hoeveelheden lucht in het onderste deel van de atmosfeer van de aarde - de troposfeer, met horizontale afmetingen van vele honderden of enkele duizenden kilometers en verticale afmetingen van enkele kilometers, gekenmerkt door een horizontale uniformiteit van temperatuur en vochtgehalte.

soorten:Arctisch of Antarctische lucht(AB), gematigde lucht(UV), tropische lucht(TV) equatoriale lucht(EV).

De lucht in de ventilatielagen kan in de vorm bewegen laminair of turbulent stromen. concept "laminair" betekent dat de afzonderlijke luchtstromen evenwijdig aan elkaar zijn en zonder turbulentie in de ventilatieruimte bewegen. Wanneer turbulente stroming zijn deeltjes bewegen niet alleen parallel, maar maken ook transversale bewegingen. Dit leidt tot vortexvorming over de gehele doorsnede van het ventilatiekanaal.

De toestand van de luchtstroom in de ventilatieruimte is afhankelijk van:: Luchtstroomsnelheid, Luchttemperatuur, Doorsnede van het ventilatiekanaal, Vormen en oppervlakken van bouwelementen aan de rand van het ventilatiekanaal.

In de atmosfeer van de aarde worden luchtbewegingen van verschillende schalen waargenomen - van tientallen en honderden meters (plaatselijke winden) tot honderden en duizenden kilometers (cyclonen, anticyclonen, moessons, passaatwinden, planetaire frontale zones).
De lucht is constant in beweging: het stijgt - een opwaartse beweging, het valt - een neerwaartse beweging. De beweging van lucht in horizontale richting wordt wind genoemd. De reden voor het optreden van wind is de ongelijke verdeling van de luchtdruk op het aardoppervlak, die wordt veroorzaakt door een ongelijkmatige temperatuurverdeling. In dit geval verplaatst de luchtstroom zich van plaatsen met hoge druk naar de kant waar de druk minder is.
Met de wind beweegt de lucht niet gelijkmatig, maar in schokken, windstoten, vooral in de buurt van het aardoppervlak. Er zijn veel redenen die de beweging van lucht beïnvloeden: de wrijving van de luchtstroom op het aardoppervlak, het tegenkomen van obstakels, etc. Daarnaast wijken luchtstromen onder invloed van de draaiing van de aarde naar rechts af in het noorden halfrond en naar links op het zuidelijk halfrond.

Binnenvallende gebieden met verschillende thermische eigenschappen van het oppervlak, worden de luchtmassa's geleidelijk getransformeerd. Bijvoorbeeld, gematigde zeelucht, die het land binnenkomt en diep het vasteland binnendringt, warmt geleidelijk op en droogt op, en verandert in continentale lucht. De transformatie van luchtmassa's is vooral kenmerkend voor gematigde breedtegraden, die van tijd tot tijd worden binnengevallen door warme en droge lucht van tropische breedtegraden en koude en droge lucht van subpolaire breedtegraden.

is een belangrijke factor bij de klimaatvorming. Het wordt uitgedrukt door de beweging van verschillende soorten luchtmassa's.

luchtmassa's- Dit zijn de bewegende delen van de troposfeer, die van elkaar verschillen in temperatuur en vochtigheid. Luchtmassa's zijn maritiem En continentaal.

Maritieme luchtmassa's vormen zich boven de oceanen. Ze zijn natter dan continentale die zich over land vormen.

In verschillende klimaatzones van de aarde worden hun eigen luchtmassa's gevormd: equatoriaal, tropisch, gematigd, arctisch En Antarctica.

Bewegende, luchtmassa's behouden hun eigenschappen lang en bepalen dus het weer van de plaatsen waar ze aankomen.

Arctische luchtmassa's gevormd over de Noordelijke IJszee (in de winter - en over het noorden van de continenten Eurazië en Noord-Amerika). Ze worden gekenmerkt door lage temperatuur, lage luchtvochtigheid en hoge luchttransparantie. Binnendringen van arctische luchtmassa's in gematigde breedtegraden veroorzaken een scherpe afkoeling. Tegelijkertijd is het weer overwegend helder en gedeeltelijk bewolkt. Wanneer ze diep het vasteland in het zuiden intrekken, worden de arctische luchtmassa's omgezet in droge continentale lucht van gematigde breedtegraden.

continentaal noordpoolgebied luchtmassa's vormen zich boven het ijzige Noordpoolgebied (in de centrale en oostelijke delen) en over de noordkust van de continenten (in de winter). Hun kenmerken zijn zeer lage luchttemperaturen en een laag vochtgehalte. De invasie van continentale arctische luchtmassa's op het vasteland leidt bij helder weer tot ernstige afkoeling.

maritiem noordpoolgebied luchtmassa's worden gevormd in warmere omstandigheden: boven het ijsvrije watergebied met een hogere luchttemperatuur en een hoog vochtgehalte - dit is het Europese Noordpoolgebied. Het binnendringen van dergelijke luchtmassa's op het vasteland in de winter veroorzaakt zelfs opwarming.

Een analoog van de arctische lucht van het noordelijk halfrond op het zuidelijk halfrond zijn Antarctische luchtmassa's. Hun invloed strekt zich in grotere mate uit tot de aangrenzende zeeoppervlakken en zelden tot de zuidelijke rand van het vasteland van Zuid-Amerika.

Gematigd(polaire) lucht is de lucht van gematigde breedtegraden. Matige luchtmassa's dringen de polaire, evenals subtropische en tropische breedtegraden binnen.

Continentaal gematigd luchtmassa's in de winter brengen meestal helder weer met strenge vorst, en in de zomer - behoorlijk warm, maar bewolkt, vaak regenachtig, met onweersbuien.

marien gematigd luchtmassa's worden door westenwinden naar het vasteland gedragen. Ze onderscheiden zich door een hoge luchtvochtigheid en gematigde temperaturen. In de winter zorgen gematigde maritieme luchtmassa's voor bewolkt weer, hevige regenval en dooi, en in de zomer - grote bewolking, regen en temperatuurdalingen.

tropisch luchtmassa's worden gevormd in tropische en subtropische breedtegraden, en in de zomer - in continentale regio's in het zuiden van gematigde breedtegraden. Tropische lucht dringt door tot gematigde en equatoriale breedtegraden. Warmte is een veelvoorkomend kenmerk van tropische lucht.

Continentaal tropisch luchtmassa's zijn droog en stoffig, en maritieme tropische luchtmassa's- hoge luchtvochtigheid.

equatoriale lucht, afkomstig uit de regio van de Equatoriale Depressie, erg warm en vochtig. In de zomer wordt op het noordelijk halfrond de equatoriale lucht, die naar het noorden beweegt, in het circulatiesysteem van de tropische moessons gezogen.

Equatoriale luchtmassa's gevormd in de equatoriale zone. Ze onderscheiden zich door het hele jaar door hoge temperaturen en vochtigheid, en dit geldt voor luchtmassa's die zich zowel boven land als boven de oceaan vormen. Daarom is equatoriale lucht niet onderverdeeld in mariene en continentale subtypes.

Het hele systeem van luchtstromen in de atmosfeer heet algemene circulatie van de atmosfeer.

atmosferisch front

Luchtmassa's zijn constant in beweging, veranderen hun eigenschappen (transformeren), maar er blijven vrij scherpe grenzen tussen hen - overgangszones van enkele tientallen kilometers breed. Deze grensgebieden heten atmosferische fronten en worden gekenmerkt door een onstabiele toestand van temperatuur, luchtvochtigheid, .

Het snijpunt van zo'n front met het aardoppervlak heet atmosferische frontlinie.

Wanneer een atmosferisch front door een gebied gaat, veranderen de luchtmassa's erover en als gevolg daarvan verandert het weer.

Frontale neerslag is typisch voor gematigde breedtegraden. In de zone van atmosferische fronten ontstaan uitgebreide wolkenformaties met een lengte van duizenden kilometers en valt er neerslag. Hoe ontstaan ze? Het atmosferische front kan worden beschouwd als de grens van twee luchtmassa's, die onder een zeer kleine hoek naar het aardoppervlak helt. Koude lucht is naast warme lucht en daarboven in de vorm van een zachte wig. In dit geval stijgt warme lucht de koude luchtwig op en koelt af, waarbij verzadiging nadert. Er ontstaan wolken waaruit neerslag valt.

Als het front naar de terugtrekkende koude lucht beweegt, treedt opwarming op; zo'n front heet warm. koude front, integendeel, het beweegt zich naar het gebied dat wordt ingenomen door warme lucht (Fig. 1).

Rijst. 1. Soorten atmosferische fronten: a - warmtefront; b - koufront