Định nghĩa chuyển động của các khối khí là gì. Sự chuyển động của các khối khí trong khí quyển, vai trò của lượng mưa, thời tiết, khí hậu và tính phân đới khí hậu trong các quá trình địa chất.31. Một phân tử hơi ở trong khí quyển bao lâu
Sơ đồ hoàn lưu khí quyển
Không khí trong bầu khí quyểnđang chuyển động không đổi. Nó di chuyển theo cả chiều ngang và chiều dọc.
Lý do chính cho sự chuyển động của không khí trong khí quyển là sự phân bố không đồng đều của bức xạ mặt trời và sự không đồng nhất của bề mặt bên dưới. Chúng gây ra nhiệt độ không khí không đồng đều và do đó, áp suất khí quyển trên bề mặt trái đất.
Sự chênh lệch áp suất tạo ra sự chuyển động của không khí di chuyển từ khu vực có áp suất cao đến khu vực có áp suất thấp. Trong quá trình chuyển động, các khối khí bị lệch hướng do lực quay của Trái đất.
(Hãy nhớ cách các vật thể di chuyển ở bán cầu bắc và nam bán cầu lệch nhau.)
Tất nhiên, bạn đã chú ý đến cách một làn sương mù nhẹ hình thành trên đường nhựa vào một ngày hè nóng nực. Điều này được làm nóng, không khí nhẹ bay lên. Một bức tranh tương tự nhưng lớn hơn nhiều có thể được nhìn thấy ở đường xích đạo. Không khí rất nóng liên tục bốc lên, tạo thành các luồng gió.
Do đó, một vành đai áp suất thấp không đổi được hình thành gần bề mặt ở đây.
Không khí đã bay lên trên đường xích đạo ở các lớp trên của tầng đối lưu (10-12 km) lan tỏa đến các cực. Dần dần, nó lạnh đi và bắt đầu đi xuống khoảng trên 30 độ vĩ bắc và nam.
Do đó, một lượng không khí dư thừa được hình thành, góp phần hình thành vành đai áp cao nhiệt đới trong lớp bề mặt của khí quyển.
Ở các vùng thái cực, không khí lạnh, nặng và đi xuống gây ra các chuyển động đi xuống. Kết quả là, áp suất cao được hình thành trong các lớp gần bề mặt của vành đai cực.
Các mặt trận khí quyển hoạt động hình thành giữa các đai áp cao nhiệt đới và vùng cực ở các vĩ độ ôn đới. Không khí lạnh hơn ồ ạt di chuyển không khí ấm hơn lên trên, gây ra các luồng gió xoáy.
Kết quả là, một vành đai áp suất thấp bề mặt được hình thành ở các vĩ độ ôn đới.
Bản đồ các vùng khí hậu trên Trái đất
Nếu bề mặt trái đất đồng nhất, các vành đai áp suất khí quyển sẽ trải dài theo các dải liên tục. Tuy nhiên, bề mặt của hành tinh là sự xen kẽ của nước và đất, có những đặc tính khác nhau. Đất nhanh chóng nóng lên và hạ nhiệt.
Ngược lại, đại dương nóng lên và giải phóng nhiệt từ từ. Đó là lý do tại sao các vành đai áp suất khí quyển bị xé thành các phần riêng biệt - khu vực áp suất cao và áp suất thấp. Một số trong số chúng tồn tại quanh năm, số khác - trong một mùa nhất định.
Trên Trái đất, các vành đai khí áp cao và áp thấp xen kẽ nhau một cách tự nhiên. Áp suất cao - ở các cực và gần chí tuyến, áp thấp - ở xích đạo và ở vĩ độ ôn đới.
Các dạng hoàn lưu khí quyển
Có một số liên kết mạnh mẽ trong sự lưu thông của các khối khí trong bầu khí quyển của Trái đất. Tất cả chúng đều hoạt động và cố hữu trong các vùng vĩ độ nhất định. Do đó, chúng được gọi là các kiểu hoàn lưu khí quyển địa đới.
Gần bề mặt Trái đất, các dòng không khí di chuyển từ đai áp cao nhiệt đới đến xích đạo. Dưới tác dụng của lực sinh ra từ chuyển động quay của Trái đất, chúng lệch sang phải ở Bắc bán cầu và lệch sang trái ở Nam.
Đây là cách hình thành những cơn gió mạnh liên tục - gió mậu dịch. Ở Bắc bán cầu, gió mậu dịch thổi theo hướng từ đông bắc, và ở Nam bán cầu - từ đông nam. Vì vậy, kiểu hoàn lưu khí quyển địa đới đầu tiên - gió mậu dịch.
Không khí di chuyển từ vùng nhiệt đới sang vùng vĩ độ ôn đới. Chệch hướng dưới tác dụng của lực quay của Trái đất, chúng bắt đầu chuyển dần từ tây sang đông. Chính dòng chảy này từ Đại Tây Dương đã bao trùm các vĩ độ ôn đới của toàn bộ châu Âu, bao gồm cả Ukraine. Vận tải hàng không phía Tây ở các vĩ độ ôn đới là kiểu địa đới thứ hai của hoàn lưu khí quyển hành tinh.
Sự di chuyển của không khí từ các đai cận cực có khí áp cao đến các vùng vĩ độ ôn đới, nơi khí áp thấp, cũng thường xuyên.
Dưới tác dụng của lực làm lệch hướng quay của Trái đất, luồng không khí này di chuyển từ đông bắc ở Bắc bán cầu và từ đông nam - ở Nam bán cầu. Dòng khối khí cận cực đông hình thành kiểu hoàn lưu khí quyển địa đới thứ ba.
Trên bản đồ tập bản đồ, hãy tìm các khu vực vĩ độ nơi các loại hình lưu thông không khí địa đới khác nhau chiếm ưu thế.
Do sự nóng lên không đồng đều của đất liền và đại dương, mô hình chuyển động địa đới của các khối khí bị vi phạm. Ví dụ, ở phía đông của Âu-Á thuộc vĩ độ ôn đới, quá trình chuyển khí từ phía tây chỉ hoạt động trong nửa năm - vào mùa đông. Vào mùa hè, khi đất liền nóng lên, các khối khí di chuyển xuống đất liền mang theo hơi mát của đại dương.
Đây là cách vận chuyển hàng không gió mùa xảy ra. Sự thay đổi hướng chuyển động của không khí hai lần trong năm là đặc điểm đặc trưng của hoàn lưu gió mùa. Gió mùa mùa đông là luồng không khí tương đối lạnh và khô từ đất liền ra đại dương.
gió mùa mùa hè- sự chuyển động của không khí ẩm và không khí ấm theo hướng ngược lại.
Các dạng địa đới của hoàn lưu khí quyển
Có ba chính kiểu địa đới của hoàn lưu khí quyển: gió mậu dịch, vận tải hàng không phía tây và luồng không khí mạch cực đông. Vận chuyển không khí theo mùa phá vỡ sơ đồ chung của hoàn lưu khí quyển và là một kiểu hoàn lưu địa phương.
Hoàn lưu chung của khí quyển (trang 1/2)
Bộ Khoa học và Giáo dục Cộng hòa Kazakhstan
Học viện Kinh tế và Luật mang tên U.A. Dzholdasbekova
Khoa Nhân văn và Học viện Kinh tế
Theo ngành: Sinh thái học
Về chủ đề: "Hoàn lưu chung của khí quyển"
Hoàn thành bởi: Tsarskaya Margarita
Nhóm 102 A
Kiểm tra bởi: Omarov B.B.
Taldykorgan 2011
Giới thiệu
1. Thông tin chung về hoàn lưu khí quyển
2. Các yếu tố quyết định sự hoàn lưu chung của khí quyển
3. Cyclones và antiyclones.
4. Gió ảnh hưởng đến sự hoàn lưu chung của khí quyển
5. Hiệu ứng máy sấy tóc
6. Sơ đồ của tuần hoàn chung "Máy hành tinh"
Phần kết luận
Danh sách tài liệu đã sử dụng
Giới thiệu
Trên các trang tài liệu khoa học gần đây thường bắt gặp khái niệm tuần hoàn chung của khí quyển, ý nghĩa của nó mà mỗi chuyên gia hiểu theo cách của mình. Thuật ngữ này được sử dụng một cách có hệ thống bởi các chuyên gia liên quan đến địa lý, sinh thái và phần trên của khí quyển.
Các nhà khí tượng học và khí hậu học, sinh vật học và bác sĩ, nhà thủy văn và hải dương học, nhà thực vật học và động vật học, và tất nhiên là các nhà sinh thái học, ngày càng quan tâm đến sự lưu thông chung của khí quyển.
Không có sự đồng thuận về việc liệu hướng khoa học này đã xuất hiện gần đây hay nghiên cứu đã được tiến hành ở đây trong nhiều thế kỷ.
Dưới đây là các định nghĩa về sự hoàn lưu chung của khí quyển, như một tập hợp các ngành khoa học và các yếu tố ảnh hưởng đến nó được liệt kê.
Một danh sách các thành tựu nhất định được đưa ra: các giả thuyết, sự phát triển và khám phá đánh dấu những mốc quan trọng nhất định trong lịch sử của nhóm khoa học này và đưa ra một ý tưởng nhất định về phạm vi các vấn đề và nhiệm vụ được xem xét.
Các tính năng đặc biệt của hoàn lưu chung của khí quyển được mô tả, cũng như sơ đồ đơn giản nhất của hoàn lưu chung được gọi là "cỗ máy hành tinh" được trình bày.
1. Thông tin chung về hoàn lưu khí quyển
Sự hoàn lưu chung của khí quyển (lat. Circulatio - sự quay, tiếng Hy Lạp atmos - hơi nước và sphaira - bóng) là một tập hợp các dòng không khí quy mô lớn trong các tầng đối lưu và tầng bình lưu. Kết quả là, có sự trao đổi các khối khí trong không gian, góp phần phân phối lại nhiệt và ẩm.
Sự hoàn lưu chung của khí quyển được gọi là sự hoàn lưu của không khí trên địa cầu, dẫn đến sự chuyển dịch của nó từ vùng vĩ độ thấp lên vùng vĩ độ cao và ngược lại.
Hoàn lưu chung của khí quyển được xác định bởi các đới có áp suất khí quyển cao ở các vùng cận cực và vĩ độ nhiệt đới và các đới áp thấp ở vĩ độ ôn đới và xích đạo.
Sự chuyển động của các khối khí xảy ra theo cả phương vĩ tuyến và kinh tuyến. Trong tầng đối lưu, sự hoàn lưu của khí quyển bao gồm gió mậu dịch, các dòng khí hướng Tây của vĩ độ ôn đới, gió mùa, xoáy thuận và nghịch lưu.
Nguyên nhân dẫn đến sự chuyển động của các khối khí là do sự phân bố không đồng đều của áp suất khí quyển và sự đốt nóng của Mặt trời trên bề mặt đất, đại dương, băng ở các vĩ độ khác nhau, cũng như tác động lệch hướng đối với các luồng khí chuyển động quay của Trái đất.
Các mô hình chính của hoàn lưu khí quyển là không đổi.
Ở tầng bình lưu thấp hơn, các luồng khí phản lực ở vĩ độ ôn đới và cận nhiệt đới chủ yếu là phía tây và ở vĩ độ nhiệt đới - phía đông, và chúng đi với tốc độ lên tới 150 m / s (540 km / h) so với bề mặt trái đất.
Ở tầng đối lưu thấp hơn, các hướng phổ biến của vận tải hàng không khác nhau theo các khu vực địa lý.
Ở vĩ độ cực, gió đông; ở ôn đới - phía tây với sự xáo trộn thường xuyên bởi các xoáy thuận và nghịch lưu, gió mậu dịch và gió mùa ổn định nhất ở các vĩ độ nhiệt đới.
Do sự đa dạng của bề mặt bên dưới, các sai lệch khu vực - gió cục bộ - xuất hiện dưới dạng hoàn lưu chung của khí quyển.
2. Các yếu tố quyết định sự hoàn lưu chung của khí quyển
- Sự phân bố không đều của năng lượng mặt trời trên bề mặt trái đất và kết quả là sự phân bố nhiệt độ và áp suất khí quyển không đồng đều.
- Lực Coriolis và lực ma sát, dưới ảnh hưởng của nó, các luồng khí có hướng theo phương vĩ tuyến.
- Ảnh hưởng của bề mặt bên dưới: sự hiện diện của lục địa và đại dương, tính không đồng nhất của phù điêu, v.v.
Sự phân bố các dòng khí trên bề mặt trái đất có tính chất địa đới. Ở các vĩ độ xích đạo - có thể quan sát được gió lặng hoặc gió biến đổi yếu. Gió mậu dịch chiếm ưu thế trong đới nhiệt đới.
Gió mậu dịch là những cơn gió thổi liên tục từ 30 vĩ độ đến xích đạo, có hướng đông bắc ở bán cầu bắc và hướng đông nam ở bán cầu nam. Ở tuổi 30-35? từ. và y.sh. - vùng bình tĩnh, tạm gọi là. "vĩ độ ngựa".
Ở các vĩ độ ôn đới, gió tây chiếm ưu thế (tây nam ở bắc bán cầu, tây bắc ở nam bán cầu). Ở các vĩ độ cực, gió thổi theo hướng đông (ở bắc bán cầu đông bắc, ở nam bán cầu - đông nam) gió thổi mạnh.
Trên thực tế, hệ thống gió trên bề mặt trái đất phức tạp hơn nhiều. Trong vành đai cận nhiệt đới, gió mùa mùa hè bị gián đoạn ở nhiều khu vực.
Ở các vĩ độ ôn đới và cận cực, các xoáy thuận và nghịch lưu có ảnh hưởng lớn đến bản chất của các dòng không khí và các vùng ven biển phía Đông và Bắc - gió mùa.
Ngoài ra, gió cục bộ được hình thành ở nhiều khu vực, do đặc điểm của lãnh thổ.
3. Cyclones và antyclones.
Khí quyển được đặc trưng bởi các chuyển động xoáy, trong đó lớn nhất là các xoáy thuận và nghịch lưu.
Lốc xoáy là một xoáy thuận khí quyển đi lên với áp suất giảm ở trung tâm và một hệ thống gió từ ngoại vi vào trung tâm, hướng ngược lại ở bán cầu bắc và theo chiều kim đồng hồ ở bán cầu nam. Lốc xoáy được chia thành nhiệt đới và ngoại nhiệt đới. Xem xét các xoáy thuận ngoại nhiệt đới.
Đường kính của xoáy thuận ngoại nhiệt đới trung bình khoảng 1000 km, nhưng có những nơi hơn 3000 km. Độ sâu (áp suất ở trung tâm) - 1000-970 hPa hoặc ít hơn. Gió mạnh thổi trong lốc xoáy, thường lên đến 10-15 m / s, nhưng có thể đạt tới 30 m / s và hơn thế nữa.
Tốc độ trung bình của lốc xoáy là 30-50 km / h. Thông thường, lốc xoáy di chuyển từ tây sang đông, nhưng đôi khi chúng di chuyển từ bắc, nam và thậm chí là đông. Khu vực có tần suất xoáy thuận lớn nhất là vĩ độ 80 của Bắc bán cầu.
Lốc xoáy mang lại thời tiết nhiều mây, mưa, gió, vào mùa hè - làm mát, vào mùa đông - ấm lên.
Lốc xoáy nhiệt đới (bão, cuồng phong) hình thành ở các vĩ độ nhiệt đới, đây là một trong những hiện tượng thiên nhiên nguy hiểm và ghê gớm nhất. Đường kính của chúng là vài trăm km (300-800 km, hiếm khi hơn 1000 km), nhưng sự khác biệt lớn về áp suất giữa trung tâm và vùng ngoại vi là đặc trưng, gây ra gió bão mạnh, mưa rào nhiệt đới và giông bão nghiêm trọng.
Ngược dòng là một xoáy khí quyển giảm dần với áp suất tăng lên ở trung tâm và một hệ thống gió từ trung tâm ra ngoại vi, hướng theo chiều kim đồng hồ ở bán cầu bắc và ngược chiều kim đồng hồ ở bán cầu nam. Kích thước của các antyclone giống như kích thước của các xoáy thuận, nhưng trong giai đoạn phát triển muộn, chúng có thể đạt đường kính lên tới 4000 km.
Áp suất khí quyển ở trung tâm của các anticlones thường là 1020-1030 hPa, nhưng có thể lên tới hơn 1070 hPa. Tần suất xuất hiện cao nhất của antyclones là trên các khu vực cận nhiệt đới của đại dương. Anticyclones được đặc trưng bởi thời tiết nhiều mây, không mưa, với gió yếu ở trung tâm, sương giá nghiêm trọng vào mùa đông và nóng vào mùa hè.
4. Gió ảnh hưởng đến sự lưu thông chung của khí quyển
Quái vật. Gió mùa là những cơn gió đổi hướng theo mùa hai lần một năm. Vào mùa hè, chúng thổi từ đại dương vào đất liền, vào mùa đông - từ đất liền ra đại dương. Lý do của sự hình thành là sự nóng lên không đồng đều của đất và nước trong các mùa. Tùy thuộc vào khu vực hình thành, gió mùa được chia thành nhiệt đới và ngoại nhiệt đới.
Gió mùa ngoại nhiệt đới đặc biệt rõ rệt ở rìa phía đông của lục địa Á-Âu. Gió mùa mùa hè mang hơi ẩm và mát mẻ từ đại dương, trong khi gió mùa mùa đông thổi từ đất liền làm giảm nhiệt độ và độ ẩm.
Nhiệt đới gió mùa rõ rệt nhất ở lưu vực Ấn Độ Dương. Gió mùa mùa hè thổi từ xích đạo ngược chiều với gió mậu dịch và mang đến mây mù, lượng mưa, làm dịu đi cái nóng của mùa hè, mùa đông - trùng với gió mậu dịch tăng cường sức mạnh, mang đến sự khô ráo.
gió địa phương. Các loại gió địa phương có sự phân bố cục bộ, sự hình thành của chúng gắn liền với đặc điểm của một vùng lãnh thổ nhất định - sự gần gũi của các vùng nước, tính chất của sự phù trợ. Phổ biến nhất là gió giật, gió bora, foehn, gió thung lũng và gió katabatic.
Breeze (gió nhẹ-FR) - gió dọc theo bờ biển, hồ lớn và sông, hai lần một ngày đổi hướng ngược lại: gió ban ngày thổi từ hồ chứa vào bờ, gió đêm - từ bờ biển đến Hồ chứa. Gió là do sự thay đổi trong ngày của nhiệt độ và do đó, áp suất trên đất và nước. Chúng chiếm được một lớp không khí 1-2 km.
Tốc độ của chúng thấp - 3-5 m / s. Một cơn gió biển ban ngày rất mạnh được quan sát thấy trên các bờ biển sa mạc phía tây của các lục địa ở vĩ độ nhiệt đới, bị rửa trôi bởi các dòng lạnh và nước lạnh dâng lên khỏi bờ biển trong vùng dậy sóng.
Ở đó, nó xâm nhập vào đất liền hàng chục km và tạo ra một hiệu ứng khí hậu mạnh mẽ: nó làm giảm nhiệt độ, đặc biệt là vào mùa hè 5-70 C, và ở Tây Phi lên đến 100 C, làm tăng độ ẩm tương đối của không khí lên 85%, góp phần đến sự hình thành của sương mù và sương.
Hiện tượng tương tự như gió biển ban ngày có thể được quan sát thấy ở vùng ngoại ô của các thành phố lớn, nơi có sự luân chuyển của không khí lạnh hơn từ vùng ngoại ô vào trung tâm, vì có những "điểm nóng" trên các thành phố quanh năm.
Gió ở thung lũng núi có tính chu kỳ hàng ngày: ban ngày gió thổi ngược theo thung lũng và dọc theo sườn núi, ban đêm ngược lại, không khí nguội đi xuống. Không khí dâng cao vào ban ngày dẫn đến hình thành các đám mây tích trên các sườn núi, vào ban đêm, khi không khí đi xuống và không khí đoạn nhiệt nóng lên, mây tích sẽ biến mất.
Gió băng là những cơn gió lạnh liên tục thổi từ các sông băng trên núi xuống các sườn núi và thung lũng. Chúng được tạo ra bởi sự lạnh đi của không khí bên trên lớp băng. Tốc độ của chúng là 5-7 m / s, bề dày của chúng là vài chục mét. Chúng dữ dội hơn vào ban đêm, vì chúng được khuếch đại bởi gió dốc.
Hoàn lưu chung của khí quyển
1) Do trục Trái Đất nghiêng và hình cầu của Trái Đất nên các vùng xích đạo nhận được nhiều năng lượng Mặt Trời hơn các vùng cực.
2) Ở xích đạo, không khí nóng lên → nở ra → bốc lên → hình thành một vùng áp thấp. 3) Ở các cực, không khí lạnh đi → ngưng tụ → chìm xuống → hình thành vùng áp suất cao.
4) Do sự chênh lệch về áp suất khí quyển, các khối khí bắt đầu di chuyển từ các cực về xích đạo.
Hướng và tốc độ gió cũng bị ảnh hưởng bởi:
- đặc tính của khối không khí (độ ẩm, nhiệt độ…)
- bề mặt bên dưới (đại dương, dãy núi, v.v.)
- sự quay của địa cầu quanh trục của nó (lực Coriolis) 1) một hệ thống tổng quát (toàn cầu) của các dòng không khí trên bề mặt trái đất, kích thước nằm ngang của chúng tương xứng với lục địa và đại dương, và độ dày từ vài km đến hàng chục km.
gió mậu dịch - Đây là những luồng gió thổi liên tục từ vùng nhiệt đới đến xích đạo.
Nguyên nhân: vùng xích đạo luôn có khí áp thấp (vùng cập nhật) và vùng nhiệt đới luôn có khí áp cao (vùng hạ lưu).
Do tác động của lực Coriolis: gió mậu dịch ở Bắc bán cầu có hướng đông bắc (lệch sang phải)
Gió mậu dịch Nam bán cầu - đông nam (lệch sang trái)
Gió đông bắc(ở Bắc bán cầu) và gió đông nam(ở Nam bán cầu).
Nguyên nhân: các luồng khí di chuyển từ các cực về các vùng vĩ độ ôn đới và dưới tác dụng của lực Coriolis, nó bị lệch về phía Tây. Gió Tây là gió thổi từ các vùng nhiệt đới đến các vĩ độ ôn đới, chủ yếu là từ Tây sang Đông.
Nguyên nhân: ở vùng nhiệt đới có khí áp cao, còn ở vùng vĩ độ ôn hoà thì thấp nên một phần không khí từ vùng V.D chuyển sang vùng H, D. Khi di chuyển dưới tác động của lực Coriolis, các luồng không khí bị lệch về phía đông.
Những cơn gió Tây mang không khí ấm áp và ẩm ướt đến Estonia. các khối khí được hình thành trên vùng biển của Dòng hải lưu Bắc Đại Tây Dương ấm áp.
Không khí trong lốc xoáy di chuyển từ ngoại vi vào trung tâm;
Ở phần trung tâm của lốc xoáy, không khí bốc lên và
Nó lạnh đi, vì vậy mây và lượng mưa hình thành;
Trong thời tiết có lốc xoáy, thời tiết nhiều mây với gió mạnh sẽ phổ biến:
vào mùa hè- mưa và lạnh
mùa đông- có băng tuyết và tuyết rơi.
Anticyclone là khu vực có áp suất khí quyển cao với cực đại ở trung tâm.
không khí trong một chất chống đông di chuyển từ trung tâm ra ngoại vi; ở phần trung tâm của nghịch lưu, không khí đi xuống và nóng lên, độ ẩm giảm xuống, mây tan; với chất chống đông, thời tiết tĩnh lặng rõ ràng được thiết lập:
mùa hè nóng
vào mùa đông, trời lạnh giá.
Hoàn lưu khí quyển
Định nghĩa 1
Vòng tuần hoàn Nó là một hệ thống chuyển động của các khối khí.
Hoàn lưu có thể nói chung trên quy mô toàn hành tinh và hoàn lưu cục bộ, xảy ra trên các vùng lãnh thổ và vùng nước riêng lẻ. Hoàn lưu cục bộ bao gồm gió ngày và đêm xuất hiện trên bờ biển, gió thung lũng núi, gió băng, v.v.
Hoàn lưu cục bộ ở những thời điểm nhất định và ở những nơi nhất định có thể chồng lên các dòng của hoàn lưu chung. Với sự hoàn lưu chung của khí quyển, các sóng lớn và gió xoáy phát sinh trong nó, phát triển và di chuyển theo những cách khác nhau.
Các nhiễu loạn khí quyển như vậy là các xoáy thuận và nghịch lưu, là các đặc điểm đặc trưng của hoàn lưu chung của khí quyển.
Là kết quả của sự chuyển động của các khối khí, xảy ra dưới tác động của các tâm áp suất khí quyển, các vùng lãnh thổ được cung cấp độ ẩm. Do các chuyển động của không khí ở các quy mô khác nhau đồng thời tồn tại trong khí quyển, chồng lên nhau, hoàn lưu khí quyển là một quá trình rất phức tạp.
Nó không rõ ràng?
Hãy thử nhờ sự giúp đỡ của giáo viên.
Sự chuyển động của các khối khí trên quy mô hành tinh được hình thành dưới tác động của 3 yếu tố chính:
Những yếu tố này làm phức tạp thêm sự lưu thông chung của khí quyển.
Nếu trái đất là đồng đều và không xoay quanh trục của nó - khi đó nhiệt độ và áp suất trên bề mặt trái đất sẽ tương ứng với các điều kiện nhiệt và có tính chất vĩ độ. Điều này có nghĩa là sự giảm nhiệt độ sẽ xảy ra từ xích đạo đến các cực.
Với sự phân bố này, không khí ấm tăng lên ở xích đạo, trong khi không khí lạnh chìm xuống ở các cực. Kết quả là, nó sẽ tích tụ ở xích đạo ở phần trên của tầng đối lưu, và áp suất sẽ cao, và ở các cực, nó sẽ giảm xuống.
Ở độ cao, không khí sẽ chảy theo cùng một hướng và dẫn đến giảm áp suất trên xích đạo và tăng áp suất trên các cực. Luồng không khí đi ra gần bề mặt trái đất sẽ xảy ra từ các cực, nơi có áp suất cao về phía xích đạo theo hướng kinh tuyến.
Hóa ra nguyên nhân nhiệt là nguyên nhân đầu tiên của hoàn lưu khí quyển - nhiệt độ khác nhau dẫn đến áp suất khác nhau ở các vĩ độ khác nhau. Trên thực tế, áp suất thấp ở xích đạo và cao ở hai cực.
Trên một vòng quay đều Trái đất ở tầng đối lưu trên và tầng bình lưu dưới, các luồng gió trong quá trình di chuyển của chúng đến các cực, ở bán cầu bắc sẽ lệch sang phải, ở bán cầu nam - sang trái và đồng thời trở thành hướng Tây.
Ở tầng đối lưu thấp hơn, gió chảy từ các cực về phía xích đạo và lệch hướng sẽ trở nên nhanh hơn ở bắc bán cầu và đông nam hơn ở nam bán cầu. Lý do thứ hai cho sự lưu thông của khí quyển có thể nhìn thấy rõ ràng - động. Thành phần địa đới của hoàn lưu chung của khí quyển là do Trái Đất tự quay.
Bề mặt bên dưới với sự phân bố đất và nước không đồng đều đã ảnh hưởng không nhỏ đến sự hoàn lưu chung của khí quyển.
cơn lốc
Lớp dưới của tầng đối lưu được đặc trưng bởi các xoáy xuất hiện, phát triển và biến mất. Một số dòng xoáy rất nhỏ và không được chú ý, trong khi những dòng xoáy khác có ảnh hưởng lớn đến khí hậu của hành tinh. Trước hết, điều này áp dụng cho lốc xoáy và thuốc chống co giật.
Định nghĩa 2
Lốc xoáy là một xoáy khí quyển cực lớn với áp suất thấp ở trung tâm.
Ở Bắc bán cầu, không khí trong xoáy thuận chuyển động ngược chiều kim đồng hồ, ở Nam bán cầu - theo chiều kim đồng hồ. Hoạt động của các chu kỳ ở các vĩ độ trung bình là một đặc điểm của hoàn lưu khí quyển.
Lốc xoáy hình thành do sự quay của Trái đất và lực làm lệch hướng của Coriolis, và trong quá trình phát triển của chúng, chúng trải qua các giai đoạn từ hình thành đến khi lấp đầy. Theo quy luật, sự xuất hiện của các xoáy thuận xảy ra trên các mặt trận của khí quyển.
Hai khối khí có nhiệt độ trái ngược nhau, ngăn cách nhau bởi một mặt trước, được hút vào một lốc xoáy. Không khí ấm ở mặt phân cách xâm nhập vào miền không khí lạnh và bị lệch về các vùng vĩ độ cao.
Sự cân bằng bị xáo trộn, và không khí lạnh ở phía sau buộc phải xâm nhập vào các vùng có vĩ độ thấp. Phía trước có một khúc cua xoáy thuận, là một con sóng lớn di chuyển từ tây sang đông.
Giai đoạn sóng là giai đoạn đầu tiên sự phát triển của lốc xoáy.
Không khí ấm bốc lên và trượt trên bề mặt chính diện ở phía trước của làn sóng. Các sóng kết quả có chiều dài từ $ 1000 $ km trở lên không ổn định trong không gian và tiếp tục phát triển.
Đồng thời, lốc xoáy di chuyển về phía đông với tốc độ $ 100 $ km một ngày, áp suất tiếp tục giảm, và gió mạnh hơn, biên độ sóng tăng lên. Cái này giai đoạn thứ hai là giai đoạn của một cơn lốc trẻ.
Trên các bản đồ đặc biệt, một xoáy thuận trẻ được phác thảo bởi một số isobar.
Với sự tiến bộ của không khí ấm lên các vĩ độ cao, một mặt trận ấm hình thành, và sự tiến bộ của không khí lạnh vào các vĩ độ nhiệt đới tạo thành một mặt trận lạnh. Cả hai mặt trước là một phần của một tổng thể duy nhất. Mặt trận ấm áp di chuyển chậm hơn mặt trận lạnh lẽo.
Nếu một mặt trận lạnh bắt kịp với một mặt trận ấm áp và hợp nhất với nó, tắc phía trước. Không khí ấm bốc lên và xoay theo hình xoắn ốc. Cái này giai đoạn thứ ba sự phát triển lốc xoáy - giai đoạn tắc.
Giai đoạn thứ tư- sự hoàn thành của nó là cuối cùng. Sự dịch chuyển cuối cùng của không khí ấm lên phía trên và sự lạnh đi của nó xảy ra, sự tương phản về nhiệt độ biến mất, lốc xoáy trở nên lạnh trên toàn bộ khu vực của nó, chuyển động chậm lại và cuối cùng đầy lên. Từ khi thành lập cho đến khi đầy, vòng đời của một cơn lốc kéo dài từ $ 5 $ đến $ 7 $ ngày.
Nhận xét 1
Lốc xoáy mang lại thời tiết nhiều mây, mát mẻ và có mưa vào mùa hè và tan băng vào mùa đông. Lốc xoáy mùa hè di chuyển với tốc độ $ 400- $ 800 km mỗi ngày, mùa đông - lên đến $ 1000 km mỗi ngày.
Xoáy nghịch
Hoạt động của Cyclonic có liên quan đến sự xuất hiện và phát triển của các thuốc khángyclone phía trước.
Định nghĩa 3
Anticyclone- Đây là một xoáy khí quyển cực lớn với áp suất cao ở trung tâm.
Anticyclones được hình thành ở phía sau mặt trước lạnh của lốc xoáy trẻ trong không khí lạnh và có các giai đoạn phát triển riêng của chúng.
Chỉ có ba giai đoạn trong quá trình phát triển thuốc khángyclone:
Hoàn lưu chung của khí quyển
Đối tượng nghiên cứu của hoàn lưu chung của khí quyển là các xoáy thuận và nghịch lưu ở các vĩ độ ôn đới với các điều kiện khí tượng thay đổi nhanh chóng: gió mậu dịch, gió mùa, xoáy thuận nhiệt đới, ... Các đặc điểm tiêu biểu của hoàn lưu chung khí quyển, ổn định theo thời gian hoặc lặp lại thường xuyên hơn những nơi khác, được tiết lộ bằng cách lấy trung bình các yếu tố khí tượng trong thời gian dài. thời gian quan sát dài hạn,
Trên hình. 8, 9 cho thấy sự phân bố gió dài hạn trung bình gần bề mặt trái đất vào tháng Giêng và tháng Bảy. Vào tháng 1, tức là
vào mùa đông, ở Bắc bán cầu, các xoáy lốc xoáy khổng lồ có thể nhìn thấy rõ ở Bắc Mỹ và xoáy đặc biệt mạnh ở Trung Á.
Vào mùa hè, các xoáy nghịch lưu trên đất liền bị phá hủy do lục địa nóng lên, và trên các đại dương, các xoáy như vậy được tăng cường đáng kể và lan truyền về phía bắc.
Áp suất bề mặt tính bằng milibar và các dòng không khí thịnh hành
Do ở tầng đối lưu, không khí ở các vĩ độ xích đạo và nhiệt đới nóng lên mạnh hơn nhiều so với ở vùng cực nên nhiệt độ và khí áp giảm dần theo chiều từ xích đạo về các cực. Như các nhà khí tượng học cho biết, gradient của nhiệt độ và áp suất của hành tinh hướng vào tầng đối lưu giữa từ xích đạo đến các cực.
(Trong khí tượng học, gradient của nhiệt độ và áp suất được lấy theo hướng ngược lại, so với vật lý.) Không khí là một môi trường có tính di động cao. Nếu Trái đất không quay quanh trục của nó, thì ở các lớp thấp hơn của khí quyển, không khí sẽ chảy từ xích đạo đến các cực, và ở các lớp trên, nó sẽ quay trở lại xích đạo.
Nhưng Trái đất quay với vận tốc góc 2p / 86400 radian / giây. Các hạt không khí, di chuyển từ vĩ độ thấp đến vĩ độ cao, giữ lại vận tốc tuyến tính lớn so với bề mặt trái đất, có được ở vĩ độ thấp, và do đó lệch khi chúng di chuyển về phía đông. Vận chuyển hàng không theo hướng Tây-Đông được hình thành trong tầng đối lưu, được phản ánh trong Hình. 10.
Tuy nhiên, chế độ chính xác của dòng chảy chỉ được quan sát trên các bản đồ có giá trị trung bình. "Ảnh chụp nhanh" của các dòng không khí cung cấp rất đa dạng, mỗi khi vị trí mới, không lặp lại của các xoáy thuận, nghịch lưu, dòng không khí, các vùng gặp gỡ của không khí ấm và lạnh, tức là các mặt trước khí quyển.
Các mặt trước của khí quyển đóng một vai trò quan trọng trong sự tuần hoàn chung của khí quyển, vì chúng diễn ra sự biến đổi đáng kể năng lượng của các khối khí từ dạng này sang dạng khác.
Trên hình. 10 biểu đồ cho thấy vị trí của các phần chính phía trước trong tầng đối lưu giữa và gần bề mặt trái đất. Nhiều hiện tượng thời tiết liên quan đến các mặt trước của khí quyển và các đới phía trước.
Tại đây, các xoáy thuận lốc xoáy và nghịch lưu được sinh ra, hình thành các đám mây mạnh và các vùng mưa, đồng thời gió mạnh lên.
Khi mặt trước của khí quyển đi qua một điểm nhất định, thường quan sát thấy rõ ràng sự lạnh đi hoặc ấm lên đáng chú ý và toàn bộ đặc điểm của thời tiết thay đổi mạnh mẽ. Các tính năng thú vị được tìm thấy trong cấu trúc của tầng bình lưu.
Vùng tiền hành tinh ở tầng đối lưu giữa
Nếu nhiệt nằm ở tầng đối lưu gần xích đạo; các khối không khí, và ở các cực - lạnh, thì ở tầng bình lưu, đặc biệt là vào nửa năm ấm áp, tình hình hoàn toàn ngược lại, ở các cực không khí ở đây tương đối ấm hơn, và ở xích đạo thì lạnh hơn.
Các gradient nhiệt độ và áp suất được hướng theo hướng ngược lại với tầng đối lưu.
Ảnh hưởng của lực làm lệch hướng quay của Trái đất, dẫn đến sự hình thành vận chuyển theo hướng Tây - Đông trong tầng đối lưu, tạo ra một vùng gió Đông - Tây trong tầng bình lưu.
Vị trí trung bình của các trục dòng phản lực ở Bắc bán cầu vào mùa đông
Tốc độ gió cao nhất và do đó, động năng cao nhất của không khí được quan sát thấy trong các dòng phản lực.
Nói một cách hình tượng, các dòng phản lực là các dòng sông không khí trong khí quyển, các dòng sông chảy gần ranh giới trên của tầng đối lưu, trong các lớp ngăn cách tầng đối lưu với tầng bình lưu, tức là ở các lớp gần với tầng nhiệt đới (Hình 11 và 12).
Tốc độ gió trong dòng phản lực đạt 250 - 300 km / h - vào mùa đông; và 100 - 140 km / h - vào mùa hè. Như vậy, một chiếc máy bay tốc độ thấp, rơi vào luồng phản lực như vậy có thể bay “giật lùi”.
Vị trí trung bình của các trục dòng phản lực ở Bắc bán cầu vào mùa hè
Chiều dài của các luồng phản lực lên tới vài nghìn km. Bên dưới các dòng phản lực trong tầng đối lưu, có các "sông" không khí rộng hơn và chậm hơn - các đới hành tinh có độ cao phía trước, cũng đóng một vai trò quan trọng trong sự hoàn lưu chung của khí quyển.
Sự xuất hiện của tốc độ gió lớn trong các luồng phản lực và trong các đới hành tinh có độ cao phía trước là do ở đây có sự chênh lệch lớn về nhiệt độ không khí giữa các khối không khí lân cận.
Sự hiện diện của sự khác biệt về nhiệt độ không khí, hay như người ta nói, "sự tương phản nhiệt độ", dẫn đến sự gia tăng gió theo chiều cao. Lý thuyết cho thấy rằng sự gia tăng này tỷ lệ với gradient nhiệt độ ngang của lớp không khí được xem xét.
Trong tầng bình lưu, do sự đảo ngược của gradient nhiệt độ không khí theo hướng kinh tuyến, cường độ của các luồng phản lực giảm và chúng biến mất.
Mặc dù có phạm vi rộng lớn của các vùng phía trước hành tinh có độ cao lớn và các luồng phản lực, theo quy luật, chúng không bao quanh toàn bộ địa cầu, mà kết thúc ở nơi nhiệt độ ngang tương phản giữa các khối khí suy yếu. Thông thường và rõ nét nhất, sự tương phản nhiệt độ được biểu hiện ở mặt cực, ngăn cách không khí từ các vĩ độ ôn đới với không khí nhiệt đới.
Vị trí của trục của vùng phía trước độ cao với sự trao đổi kinh tuyến nhẹ của các khối khí
Các đới phía trước độ cao hành tinh và các luồng phản lực thường xảy ra trong hệ thống phía trước cực. Mặc dù trung bình, các đới hành tinh có độ cao lớn có hướng từ tây sang đông, trong những trường hợp cụ thể, hướng trục của chúng rất đa dạng. Thường ở các vĩ độ ôn đới, chúng có đặc tính giống như sóng. Trên hình.
13, 14 chỉ ra vị trí của các trục của mặt trận độ cao trong các trường hợp vận chuyển đông tây ổn định và trong các trường hợp có sự trao đổi kinh tuyến phát triển của các khối khí.
Một đặc điểm cơ bản của các dòng không khí trong tầng bình lưu và tầng trung lưu trên các khu vực xích đạo và nhiệt đới là sự tồn tại ở đó của một số lớp không khí với các hướng gió mạnh gần như trái ngược nhau.
Sự xuất hiện và phát triển của cấu trúc nhiều lớp này của trường gió thay đổi ở đây vào những khoảng thời gian nhất định, nhưng không trùng khớp chính xác, điều này cũng có thể coi là một số dấu hiệu tiên lượng.
Nếu chúng ta thêm vào điều này rằng hiện tượng nóng lên rõ rệt ở tầng bình lưu cực, thường xuyên xảy ra vào mùa đông, theo một cách nào đó có liên hệ với các quá trình trong tầng bình lưu xảy ra ở các vĩ độ nhiệt đới, và với các quá trình đối lưu ở các vĩ độ ôn đới và cao, thì nó trở thành làm rõ những quá trình khí quyển phức tạp và bất thường như thế nào ảnh hưởng trực tiếp đến chế độ thời tiết ở các vĩ độ ôn đới.
Vị trí của trục của khu vực phía trước độ cao với sự trao đổi kinh tuyến đáng kể của các khối khí
Có tầm quan trọng lớn đối với sự hình thành các quá trình khí quyển trên quy mô lớn là trạng thái của bề mặt bên dưới, đặc biệt là trạng thái của lớp nước hoạt động phía trên của Đại dương Thế giới. Bề mặt của Đại dương Thế giới gần như bằng 3/4 toàn bộ bề mặt Trái đất (Hình 15).
dòng biển
Do nhiệt dung cao và khả năng trộn lẫn dễ dàng, nước biển tích trữ nhiệt lâu khi gặp không khí ấm ở vĩ độ ôn đới và quanh năm ở vĩ độ nam. Nhiệt tích trữ cùng với các dòng biển được mang đi xa về phía bắc và làm ấm các khu vực lân cận.
Nhiệt dung của nước lớn gấp mấy lần nhiệt dung của đất đá cấu tạo nên đất. Khối nước nóng đóng vai trò như một bộ tích tụ nhiệt mà nó cung cấp cho bầu khí quyển. Đồng thời, cần lưu ý rằng vùng đất phản xạ tia nắng mặt trời tốt hơn nhiều so với bề mặt đại dương.
Bề mặt của băng tuyết phản chiếu tia nắng mặt trời đặc biệt tốt; 80-85% của tất cả các bức xạ mặt trời rơi xuống tuyết được phản xạ từ nó. Ngược lại, bề mặt của biển hấp thụ gần như tất cả các bức xạ rơi vào nó (55-97%). Kết quả của tất cả các quá trình này, bầu khí quyển chỉ nhận được 1/3 tổng năng lượng tới trực tiếp từ Mặt trời.
2/3 năng lượng còn lại mà nó nhận được từ bề mặt bên dưới do Mặt trời đốt nóng, chủ yếu từ bề mặt nước. Sự truyền nhiệt từ bề mặt bên dưới vào khí quyển xảy ra theo một số cách. Đầu tiên, một lượng lớn nhiệt mặt trời được sử dụng cho quá trình bốc hơi ẩm từ bề mặt đại dương vào khí quyển.
Khi hơi ẩm này ngưng tụ, nhiệt sẽ được giải phóng, làm nóng các lớp không khí xung quanh. Thứ hai, bề mặt bên dưới tỏa nhiệt cho khí quyển thông qua quá trình truyền nhiệt hỗn loạn (tức là xoáy, rối loạn). Thứ ba, nhiệt được truyền bằng bức xạ nhiệt điện từ. Là kết quả của sự tương tác của đại dương với khí quyển, những thay đổi quan trọng xảy ra sau này.
Lớp khí quyển mà nhiệt và độ ẩm của đại dương xuyên qua, trong trường hợp không khí lạnh xâm nhập vào bề mặt đại dương ấm, lên tới 5 km hoặc hơn. Trong những trường hợp khi không khí ấm xâm nhập vào bề mặt nước lạnh của đại dương, độ cao mà ảnh hưởng của đại dương kéo dài không vượt quá 0,5 km.
Trong trường hợp không khí lạnh xâm nhập, độ dày của lớp của nó, vốn bị ảnh hưởng bởi đại dương, phụ thuộc chủ yếu vào độ lớn của sự chênh lệch nhiệt độ nước-không khí. Nếu nước ấm hơn không khí, thì sự đối lưu mạnh mẽ sẽ phát triển, tức là các chuyển động không khí tăng dần bị rối loạn, dẫn đến sự xâm nhập của nhiệt và độ ẩm vào các lớp cao của khí quyển.
Ngược lại, nếu không khí ấm hơn nước thì đối lưu không xảy ra và không khí chỉ thay đổi tính chất ở những lớp thấp nhất. Qua dòng Gulf Stream ấm áp ở Đại Tây Dương, với sự xâm nhập của không khí rất lạnh, sự truyền nhiệt của đại dương có thể lên tới 2000 cal / cm2 mỗi ngày và mở rộng ra toàn bộ tầng đối lưu.
Không khí ấm có thể mất 20-100 cal / cm2 mỗi ngày trên bề mặt đại dương lạnh giá. Sự thay đổi tính chất của không khí chạm vào bề mặt đại dương ấm hoặc lạnh xảy ra khá nhanh - những thay đổi như vậy có thể nhận thấy ở mức 3 hoặc 5 km một ngày sau khi bắt đầu cuộc xâm lược.
Sự gia tăng nào của nhiệt độ không khí có thể là kết quả của sự biến đổi (thay đổi) của nó trên bề mặt nước bên dưới? Nó chỉ ra rằng trong nửa năm lạnh giá, bầu khí quyển trên Đại Tây Dương ấm lên trung bình 6 °, và đôi khi nó có thể ấm lên 20 ° mỗi ngày. Bầu không khí có thể mát mẻ 2-10 ° mỗi ngày. Người ta ước tính rằng ở phía bắc Đại Tây Dương, tức là
là nơi xảy ra sự truyền nhiệt mạnh nhất từ đại dương vào khí quyển, đại dương tỏa ra lượng nhiệt gấp 10-30 lần lượng nhiệt mà nó nhận được từ khí quyển. Đương nhiên, trữ lượng nhiệt trong đại dương được bổ sung bởi dòng nước ấm từ đại dương từ các vĩ độ nhiệt đới. Các dòng không khí phân phối nhiệt lượng nhận được từ đại dương trong hàng nghìn km. Hiệu ứng ấm lên của các đại dương vào mùa đông dẫn đến sự khác biệt về nhiệt độ không khí giữa các phần đông bắc của đại dương và lục địa là 15-20 ° ở vĩ độ 45-60 ° gần bề mặt trái đất, và 4-5 ° ở tầng đối lưu giữa. Ví dụ, tác động nóng lên của đại dương đối với khí hậu của Bắc Âu đã được nghiên cứu kỹ lưỡng.
Khu vực Tây Bắc Thái Bình Dương về mùa đông chịu ảnh hưởng của không khí lạnh lục địa châu Á gọi là gió mùa mùa đông, lan truyền sâu vào lòng đại dương 1-2 nghìn km trong tầng nước và 3-4 nghìn km. ở tầng đối lưu giữa (Hình 16).
Lượng nhiệt hàng năm do dòng biển mang theo
Vào mùa hè, ở đại dương lạnh hơn so với lục địa, do đó không khí từ Đại Tây Dương đến làm mát châu Âu, và không khí từ lục địa châu Á làm ấm Thái Bình Dương. Tuy nhiên, hình ảnh mô tả ở trên là điển hình cho điều kiện lưu thông trung bình.
Sự thay đổi hàng ngày về độ lớn và hướng của các dòng nhiệt từ bề mặt bên dưới vào khí quyển và trở lại là rất đa dạng và có ảnh hưởng lớn đến sự thay đổi của chính các quá trình trong khí quyển.
Có những giả thuyết theo đó các đặc điểm của sự phát triển trao đổi nhiệt giữa các phần khác nhau của bề mặt bên dưới và khí quyển xác định bản chất ổn định của các quá trình khí quyển trong thời gian dài.
Nếu không khí nóng lên trên bề mặt nước bất thường (trên mức bình thường) của một hoặc một phần khác của Đại dương Thế giới ở vĩ độ ôn đới của Bắc bán cầu, thì một khu vực có áp suất cao (sườn núi baric) được hình thành ở tầng đối lưu giữa. , dọc theo vùng ngoại vi phía đông, nơi bắt đầu chuyển các khối khí lạnh từ Bắc Cực, và ở phần phía tây của nó - sự chuyển dịch của không khí ấm từ các vĩ độ nhiệt đới lên phía bắc. Tình trạng như vậy có thể dẫn đến việc duy trì sự bất thường của thời tiết trong thời gian dài gần bề mặt trái đất ở những khu vực nhất định - khô và nóng hoặc mưa và mát vào mùa hè, băng giá và khô hoặc ấm và có tuyết vào mùa đông. Mây đóng một vai trò rất quan trọng trong việc hình thành các quá trình khí quyển bằng cách điều chỉnh dòng nhiệt mặt trời đến bề mặt trái đất. Mây che phủ làm tăng đáng kể tỷ lệ bức xạ phản xạ và do đó làm giảm sự nóng lên của bề mặt trái đất, do đó, ảnh hưởng đến bản chất của các quá trình khái quát. Nó chỉ ra một số loại phản hồi: bản chất của sự hoàn lưu của khí quyển ảnh hưởng đến việc tạo ra các hệ thống đám mây, và các hệ thống đám mây, đến lượt nó, ảnh hưởng đến sự thay đổi trong tuần hoàn. Chúng tôi chỉ liệt kê những yếu tố quan trọng nhất trong số các yếu tố "trên cạn" đã được nghiên cứu ảnh hưởng đến sự hình thành của thời tiết và lưu thông không khí. Hoạt động của Mặt trời đóng một vai trò đặc biệt trong việc nghiên cứu nguyên nhân của những thay đổi trong hoàn lưu chung của khí quyển. Ở đây người ta nên phân biệt giữa những thay đổi trong sự lưu thông của không khí trên Trái đất liên quan đến những thay đổi trong tổng thông lượng nhiệt từ Mặt trời đến Trái đất do sự biến động của giá trị của cái gọi là hằng số Mặt trời. Tuy nhiên, như các nghiên cứu gần đây cho thấy, trên thực tế, nó không phải là một giá trị cố định hoàn toàn. Năng lượng của sự hoàn lưu của khí quyển liên tục được bổ sung do năng lượng do Mặt trời gửi đến. Do đó, nếu tổng năng lượng do Mặt trời gửi đến dao động đáng kể, thì điều này có thể ảnh hưởng đến sự thay đổi trong tuần hoàn và thời tiết trên Trái đất. Vấn đề này vẫn chưa được nghiên cứu đầy đủ. Đối với sự thay đổi trong hoạt động của Mặt trời, ai cũng biết rằng các nhiễu động khác nhau phát sinh trên bề mặt Mặt trời, vết đen, ngọn đuốc, bông hoa, vết nổi, v.v. Những nhiễu loạn này gây ra những thay đổi tạm thời trong thành phần bức xạ mặt trời, thành phần tia cực tím và vật thể (tức là, bao gồm các hạt mang điện, chủ yếu là proton) bức xạ từ Mặt trời. Một số nhà khí tượng học tin rằng sự thay đổi hoạt động của mặt trời có liên quan đến quá trình đối lưu trong khí quyển Trái đất, tức là với thời tiết.
Tuyên bố thứ hai cần được nghiên cứu thêm, chủ yếu là do chu kỳ 11 năm của hoạt động mặt trời được biểu hiện rõ ràng không hiển thị rõ ràng trong điều kiện thời tiết trên Trái đất.
Được biết, có toàn bộ các trường dự báo-khí tượng học dự đoán khá thành công thời tiết liên quan đến những thay đổi trong hoạt động mặt trời.
Gió và Lưu thông khí quyển chung
Gió là sự chuyển động của không khí từ vùng có khí áp cao hơn đến vùng có khí áp thấp hơn. Tốc độ gió được xác định bởi sự chênh lệch áp suất khí quyển.
Phải liên tục tính đến ảnh hưởng của gió trong hàng hải, vì nó làm trôi tàu, sóng bão, v.v.
Do sự nóng lên không đồng đều của các phần khác nhau trên địa cầu, có một hệ thống các dòng khí quyển trên quy mô hành tinh (hoàn lưu chung của khí quyển).
Dòng khí bao gồm các dòng xoáy riêng biệt chuyển động ngẫu nhiên trong không gian. Do đó, tốc độ gió, được đo tại bất kỳ điểm nào, liên tục thay đổi theo thời gian. Các dao động lớn nhất của tốc độ gió được quan sát thấy trong lớp bề mặt. Để có thể so sánh tốc độ gió, người ta lấy độ cao 10 mét so với mực nước biển làm độ cao tiêu chuẩn.
Tốc độ gió được biểu thị bằng mét trên giây, sức gió - tính bằng điểm. Tỷ lệ giữa chúng được xác định bằng thang đo Beaufort.
Quy mô Beaufort
Sự dao động tốc độ gió được đặc trưng bởi hệ số gió giật, được hiểu là tỷ số giữa tốc độ lớn nhất của gió với tốc độ trung bình của nó thu được trong vòng 5 - 10 phút.
Khi tốc độ gió trung bình tăng lên, hệ số gió giật giảm. Ở tốc độ gió lớn, hệ số gió giật xấp xỉ 1,2 - 1,4.
Gió mậu dịch là gió thổi quanh năm theo một hướng trong vùng từ xích đạo đến 35 ° N. sh. và lên đến 30 ° S sh. Ổn định về hướng: ở bắc bán cầu - đông bắc, ở nam - đông nam. Tốc độ - lên đến 6 m / s.
Gió mùa là gió ở vĩ độ ôn đới thổi từ đại dương vào đất liền vào mùa hè và từ đất liền vào đại dương vào mùa đông. Đạt tốc độ 20 m / s. Gió mùa mang đến thời tiết khô, trong và lạnh cho bờ biển vào mùa đông, nhiều mây vào mùa hè, có mưa và sương mù.
Gió là do nước và đất nóng không đồng đều trong ngày. Ban ngày có gió từ biển vào đất liền (gió biển). Vào ban đêm từ bờ biển lạnh - ra biển (gió ven biển). Tốc độ gió 5 - 10 m / s.
Gió cục bộ phát sinh ở một số khu vực nhất định do các tính năng của sự giảm nhẹ và khác biệt rõ rệt với luồng không khí chung: chúng phát sinh do hệ quả của việc làm nóng (làm mát) bề mặt bên dưới không đồng đều. Thông tin chi tiết về gió địa phương được cung cấp trong các hướng đi thuyền và mô tả khí tượng thủy văn.
Bora là một cơn gió mạnh và có gió mạnh thổi xuống sườn núi. Mang lại cảm giác lạnh đáng kể.
Nó được quan sát thấy ở những khu vực có dãy núi thấp giáp biển, trong thời gian áp suất khí quyển tăng trên đất liền và nhiệt độ giảm xuống so với áp suất và nhiệt độ trên biển.
Trong khu vực Vịnh Novorossiysk, bora hoạt động vào tháng 11 - tháng 3 với tốc độ gió trung bình khoảng 20 m / s (gió giật riêng lẻ có thể là 50 - 60 m / s). Thời gian tác dụng từ một đến ba ngày.
Những cơn gió tương tự cũng được quan sát thấy trên Novaya Zemlya, trên bờ biển Địa Trung Hải của Pháp (sương mù) và ngoài khơi bờ biển phía bắc của Biển Adriatic.
Sirocco - gió nóng và ẩm của phần trung tâm Biển Địa Trung Hải kèm theo mây và lượng mưa.
Lốc xoáy là cơn lốc xoáy trên biển có đường kính lên tới vài chục mét, gồm những tia nước phun ra. Chúng tồn tại đến 1/4 ngày và di chuyển với tốc độ lên đến 30 hải lý / giờ. Tốc độ gió bên trong lốc xoáy có thể lên tới 100 m / s.
Gió bão xảy ra chủ yếu ở những vùng có áp suất khí quyển thấp. Các xoáy thuận nhiệt đới có sức mạnh đặc biệt lớn, với tốc độ gió thường vượt quá 60 m / s.
Các cơn bão mạnh cũng được quan sát thấy ở các vĩ độ ôn đới. Khi chuyển động, các khối khí ấm và lạnh tất yếu phải tiếp xúc với nhau.
Vùng chuyển tiếp giữa các khối lượng này được gọi là mặt trước khí quyển. Việc đi qua phía trước kèm theo sự thay đổi mạnh mẽ của thời tiết.
Mặt trước khí quyển có thể ở trạng thái đứng yên hoặc chuyển động. Phân biệt mặt trước ấm, mặt trước lạnh, cũng như mặt trước của khớp cắn. Các mặt trận chính của khí quyển là: bắc cực, địa cực và nhiệt đới. Trên bản đồ khái quát, mặt trước được mô tả dưới dạng các đường (tiền tuyến).
Mặt trước ấm được hình thành khi các khối khí ấm áp vào các khối khí lạnh. Trên bản đồ thời tiết, mặt trước ấm được đánh dấu bằng một đường liền nét với các hình bán nguyệt dọc theo mặt trước, cho biết hướng không khí lạnh hơn và hướng di chuyển.
Khi mặt trước ấm áp đến gần, áp suất bắt đầu giảm, mây dày lên và lượng mưa lớn giảm xuống. Vào mùa đông, khi phía trước đi qua, các đám mây địa tầng thấp thường xuất hiện. Nhiệt độ và độ ẩm của không khí đang tăng chậm.
Khi phía trước đi qua, nhiệt độ và độ ẩm thường tăng nhanh và gió tăng. Sau khi đi qua phía trước, hướng gió thay đổi (gió quay theo chiều kim đồng hồ), sự giảm áp suất dừng lại và sự phát triển yếu của nó bắt đầu, các đám mây tan và lượng mưa ngừng lại.
Mặt trước lạnh được hình thành khi các khối không khí lạnh tiến lên các khối ấm hơn (Hình 18.2). Trên bản đồ thời tiết, mặt trước lạnh được hiển thị dưới dạng một đường liền nét với các hình tam giác dọc theo mặt trước cho biết nhiệt độ và hướng chuyển động ấm hơn. Áp lực phía trước giảm mạnh không đều, tàu đi vào vùng có mưa rào, dông, ồn ào và sóng mạnh.
Mặt trước bị che khuất là mặt trước được hình thành bởi sự hợp lưu của mặt trước ấm và lạnh. Được biểu diễn bằng một đường liền nét với các hình tam giác và hình bán nguyệt xen kẽ.
Mặt trước ấm áp
phần trước lạnh
Lốc xoáy là một xoáy khí quyển có đường kính khổng lồ (hàng trăm đến vài nghìn km) với áp suất không khí giảm ở tâm. Không khí trong xoáy thuận lưu thông ngược chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu và ngược chiều kim đồng hồ ở Nam bán cầu.
Có hai loại xoáy thuận chính - ngoại nhiệt đới và nhiệt đới.
Đầu tiên được hình thành ở vĩ độ ôn đới hoặc vĩ độ và có đường kính hàng nghìn km khi bắt đầu phát triển, và lên đến vài nghìn trong trường hợp được gọi là xoáy thuận trung tâm.
Xoáy thuận nhiệt đới là một xoáy thuận hình thành ở các vĩ độ nhiệt đới; nó là một xoáy thuận khí quyển có áp suất khí quyển giảm ở tâm với tốc độ gió bão. Các xoáy thuận nhiệt đới hình thành di chuyển cùng với các khối khí từ đông sang tây, đồng thời lệch dần lên các vĩ độ cao.
Những cơn lốc xoáy như vậy cũng được đặc trưng bởi cái gọi là. "mắt bão" - vùng trung tâm có đường kính 20 - 30 km với thời tiết tương đối quang đãng, lặng gió. Khoảng 80 xoáy thuận nhiệt đới được quan sát hàng năm trên thế giới.
Quang cảnh lốc xoáy từ không gian
Đường đi của xoáy thuận nhiệt đới
Ở Viễn Đông và Đông Nam Á, xoáy thuận nhiệt đới được gọi là bão (từ tiếng Trung Quốc là gió lớn), và ở Bắc và Nam Mỹ - bão (tiếng Tây Ban Nha huracán, được đặt theo tên của thần gió Ấn Độ).
Người ta thường chấp nhận rằng một cơn bão biến thành bão với tốc độ gió hơn 120 km / h, với tốc độ 180 km / h một cơn bão được gọi là bão mạnh.
7. Gió. Hoàn lưu chung của khí quyển
Bài giảng 7. Gió. Hoàn lưu chung của khí quyển
Gió – đây là chuyển động của không khí so với bề mặt trái đất, trong đó thành phần nằm ngang chiếm ưu thế. Khi xem xét chuyển động của gió lên hoặc xuống, thành phần thẳng đứng cũng được tính đến. Gió đặc trưng hướng, tốc độ và gió giật.
Lý do cho sự xuất hiện của gió là sự chênh lệch áp suất khí quyển tại các điểm khác nhau, được xác định bởi gradient ba chiều ngang. Áp suất không giống nhau, chủ yếu do mức độ nóng và lạnh của không khí khác nhau, và giảm theo độ cao.
Để biểu thị sự phân bố của áp suất trên bề mặt địa cầu, áp suất được áp dụng cho các bản đồ địa lý, được đo tại cùng một thời điểm tại các điểm khác nhau và giảm xuống cùng một độ cao (ví dụ, đến mực nước biển). Các điểm có cùng áp suất được nối với nhau bằng các đường - isobars.
Bằng cách này, các khu vực có áp suất tăng (nghịch lưu) và áp suất thấp (lốc xoáy) được xác định, cũng như hướng di chuyển của chúng để dự báo thời tiết. Isobars có thể được sử dụng để xác định áp suất thay đổi bao nhiêu theo khoảng cách.
Trong khí tượng học, khái niệm gradient baric ngang là sự thay đổi áp suất trên 100 km dọc theo đường nằm ngang vuông góc với các đường đẳng áp từ áp suất cao đến áp suất thấp. Sự thay đổi này thường là 1-2 hPa / 100 km.
Chuyển động của không khí xảy ra theo hướng của gradient, nhưng không phải theo đường thẳng mà phức tạp hơn, do tương tác của các lực làm lệch hướng không khí do chuyển động quay của trái đất và ma sát. Dưới tác động của chuyển động quay của Trái đất, chuyển động của không khí lệch khỏi gradient baric sang phải ở Bắc bán cầu, sang trái ở Nam bán cầu.
Độ lệch lớn nhất được quan sát thấy ở các cực và ở xích đạo, nó gần bằng không. Lực ma sát làm giảm cả tốc độ gió và độ lệch so với gradient do tiếp xúc với bề mặt, cũng như bên trong khối không khí do các tốc độ khác nhau trong các lớp của khí quyển. Ảnh hưởng tổng hợp của các lực này làm lệch hướng gió từ dốc trên đất liền 45-55o, trên biển - 70-80o.
Với sự gia tăng độ cao, tốc độ gió và độ lệch của nó tăng lên đến 90 ° ở mức khoảng 1 km.
Tốc độ gió thường được đo bằng m / s, ít thường xuyên hơn - bằng km / h và điểm. Hướng được lấy từ nơi gió thổi, được xác định bằng rhumbs (có 16 trong số chúng) hoặc độ góc.
Được sử dụng để quan sát gió cánh gạt, được lắp đặt ở độ cao 10-12 m. Máy đo gió cầm tay được sử dụng để quan sát tốc độ ngắn hạn trong các thí nghiệm thực địa.
Anemorumbometer cho phép bạn đo từ xa hướng và tốc độ của gió , máy đo huyết áp liên tục ghi lại các chỉ số này.
Sự thay đổi trong ngày của tốc độ gió trên các đại dương hầu như không được quan sát thấy và rõ ràng trên đất liền: vào cuối đêm - tối thiểu, vào buổi chiều - tối đa. Quá trình hàng năm được xác định bởi các quy luật về sự hoàn lưu chung của khí quyển và khác nhau ở các khu vực trên địa cầu. Ví dụ, ở Châu Âu vào mùa hè - tốc độ gió tối thiểu, vào mùa đông - tốc độ tối đa. Ở Đông Siberia, điều ngược lại là đúng.
Hướng gió ở một địa điểm cụ thể thường xuyên thay đổi, nhưng nếu tính đến tần suất gió của các loài rhumbs khác nhau, chúng ta có thể xác định rằng một số thường xuyên hơn. Để nghiên cứu các hướng như vậy, một biểu đồ được gọi là gió hoa hồng được sử dụng. Trên mỗi đường thẳng của tất cả các điểm, số lượng các sự kiện gió quan sát được trong khoảng thời gian mong muốn được vẽ biểu đồ và các giá trị thu được \ u200b \ u200 được kết nối trên các điểm bằng các đường.
Gió góp phần duy trì sự ổn định của thành phần khí trong khí quyển, trộn lẫn các khối khí, vận chuyển không khí biển ẩm vào sâu trong lục địa, cung cấp độ ẩm cho chúng.
Tác động bất lợi của gió đối với nông nghiệp thể hiện ở chỗ làm tăng bốc hơi từ bề mặt đất, gây khô hạn, gió có thể xói mòn đất ở tốc độ gió lớn.
Phải tính đến tốc độ và hướng gió khi thụ phấn cho ruộng bằng thuốc trừ sâu, khi tưới bằng vòi phun. Phải biết hướng của các luồng gió thịnh hành khi đặt đai rừng, giữ tuyết.
gió địa phương.
Những cơn gió địa phương được gọi là gió chỉ đặc trưng cho các khu vực địa lý nhất định. Chúng có tầm quan trọng đặc biệt về ảnh hưởng của chúng đối với điều kiện thời tiết, nguồn gốc của chúng là khác nhau.
những cơn gió – gió gần đường bờ biển của các biển và hồ lớn, có hướng thay đổi mạnh trong ngày. Vui mừng gió biển từ biển thổi vào bờ, và vào ban đêm - gió ven biển thổi từ đất liền ra biển (Hình 2).
Chúng biểu hiện rõ rệt trong thời tiết rõ ràng trong mùa ấm, khi sự vận chuyển hàng không tổng thể yếu. Trong các trường hợp khác, ví dụ, trong khi lốc xoáy đi qua, gió có thể bị che bởi dòng điện mạnh hơn.
Chuyển động của gió khi có gió được quan sát ở độ cao vài trăm mét (lên đến 1-2 km), với tốc độ trung bình 3-5 m / s, và ở vùng nhiệt đới - và hơn thế nữa, xâm nhập sâu vào đất liền hoặc biển hàng chục km.
Sự phát triển của gió gắn liền với sự thay đổi hàng ngày của nhiệt độ bề mặt đất. Vào ban ngày, mặt đất nóng lên nhiều hơn mặt nước, áp suất phía trên nó trở nên thấp hơn và không khí được chuyển từ biển vào đất liền. Vào ban đêm, mặt đất lạnh đi nhanh hơn và mạnh hơn, không khí được chuyển từ đất liền ra biển.
Làn gió ban ngày làm giảm nhiệt độ và tăng độ ẩm tương đối, điều này đặc biệt rõ rệt ở các vùng nhiệt đới. Ví dụ, ở Tây Phi, khi không khí biển di chuyển vào đất liền, nhiệt độ có thể giảm 10 ° C hoặc hơn, và độ ẩm tương đối có thể tăng 40%.
Người ta cũng quan sát thấy gió trên bờ các hồ lớn: Ladoga, Onega, Baikal, Sevan, v.v., cũng như trên các sông lớn. Tuy nhiên, ở những khu vực này, các làn gió nhỏ hơn trong sự phát triển theo chiều ngang và chiều dọc của chúng.
Gió thung lũng núiđược quan sát thấy trong các hệ thống núi chủ yếu vào mùa hè và tương tự như gió trong chu kỳ hàng ngày của chúng. Vào ban ngày, chúng thổi tung thung lũng và dọc theo các sườn núi do ánh nắng mặt trời sưởi ấm, và vào ban đêm, khi được làm mát, không khí tràn xuống các sườn núi. Không khí chuyển động vào ban đêm có thể gây ra sương giá, đặc biệt nguy hiểm vào mùa xuân khi các khu vườn đang nở hoa.
Föhn –gió ấm và khô thổi từ núi xuống thung lũng.Đồng thời, nhiệt độ của không khí tăng lên đáng kể và độ ẩm của nó giảm xuống, đôi khi rất nhanh chóng. Chúng được quan sát thấy ở dãy Alps, ở Tây Caucasus, trên bờ biển phía nam của Crimea, ở vùng núi Trung Á, Yakutia, trên sườn phía đông của dãy núi Rocky và trong các hệ thống núi khác.
Foehn được hình thành khi một dòng không khí đi qua một sườn núi. Vì chân không được tạo ra ở mặt trống, không khí bị hút xuống dưới dạng gió hướng xuống. Không khí đi xuống nóng lên theo quy luật đoạn nhiệt khô: thêm 1 ° C cho mỗi 100 m đi xuống.
Ví dụ, nếu ở độ cao 3000 m, không khí có nhiệt độ -8o và độ ẩm tương đối là 100%, thì khi đi xuống thung lũng, nó sẽ nóng lên 22o và độ ẩm sẽ giảm xuống còn 17%. Nếu không khí tăng lên theo độ dốc theo chiều gió, thì hơi nước sẽ ngưng tụ và hình thành các đám mây, lượng mưa rơi xuống và không khí đi xuống sẽ càng khô hơn.
Thời gian hoạt động của máy sấy tóc từ vài giờ đến vài ngày. Máy sấy tóc có thể gây ra tuyết và lũ lụt dữ dội, làm khô đất và thảm thực vật cho đến khi chúng chết.
Bora–đó là một cơn gió mạnh, lạnh và có gió mạnh thổi từ các dãy núi thấp về phía biển ấm hơn.
Bora được biết đến nhiều nhất ở Vịnh Novorossiysk của Biển Đen và trên bờ biển Adriatic gần thành phố Trieste. Tương tự như boron về nguồn gốc và biểu hiện Bắc trong khu vực
Baku, sương mù trên bờ biển Địa Trung Hải của Pháp, người bắcở Vịnh Mexico.
Bora xảy ra khi các khối không khí lạnh đi qua sườn núi ven biển. Dòng không khí đi xuống dưới tác dụng của trọng lực, phát triển tốc độ hơn 20 m / s, đồng thời nhiệt độ giảm đi rất nhiều, có khi hơn 25 ° C. Bora khuất dần cách bờ biển vài km, nhưng đôi khi nó có thể chiếm một phần đáng kể của biển.
Ở Novorossiysk, người ta quan sát thấy bora khoảng 45 ngày một năm, thường xuyên hơn từ tháng 11 đến tháng 3, với thời gian lên đến 3 ngày, hiếm khi lên đến một tuần.
Hoàn lưu chung của khí quyển
Hoàn lưu chung của khí quyển– nó là một hệ thống phức tạp của các dòng không khí lớn mang theo khối lượng không khí rất lớn trên toàn cầu.
Trong khí quyển gần bề mặt trái đất ở vĩ độ cực và nhiệt đới quan sát thấy sự vận chuyển theo hướng đông, ở vĩ độ ôn đới - hướng tây.
Sự chuyển động của các khối khí rất phức tạp do sự quay của Trái đất, cũng như do sự giảm nhẹ và ảnh hưởng của các khu vực có áp suất cao và áp suất thấp. Độ lệch của gió từ các hướng phổ biến lên đến 70o.
Trong quá trình đốt nóng và làm lạnh các khối không khí khổng lồ trên toàn cầu, các khu vực có áp suất cao và áp suất thấp được hình thành, quyết định hướng của các dòng khí hành tinh. Dựa trên các giá trị trung bình dài hạn của áp suất ở mực nước biển, các quy định sau đây đã được tiết lộ.
Ở hai bên đường xích đạo có một đới áp thấp (vào tháng 1 - từ 15o vĩ bắc đến 25o vĩ nam, vào tháng bảy - từ 35o vĩ bắc đến 5o vĩ nam). Khu vực này, được gọi là áp thấp xích đạo, mở rộng hơn đến bán cầu, nơi đó là mùa hè trong một tháng nhất định.
Theo hướng về phía bắc và phía nam của nó, áp suất tăng lên và đạt giá trị cực đại trong vùng áp suất cao cận nhiệt đới(vào tháng Giêng - ở 30 - 32o vĩ Bắc và Nam, vào tháng Bảy - ở 33-37o N và 26-30o S). Từ vùng cận nhiệt đới đến vùng ôn đới, khí áp giảm xuống, đặc biệt đáng kể ở Nam bán cầu.
Áp suất tối thiểu bằng hai vùng áp suất thấp cận cực(75-65o N và 60-65o S). Càng về phía các cực, áp suất lại tăng lên.
Phù hợp với sự thay đổi áp suất, gradient baric kinh tuyến cũng được định vị. Nó được hướng từ cận nhiệt đới một mặt - đến xích đạo, mặt khác - đến vĩ độ cận cực, từ các cực đến vĩ độ cận cực. Điều này phù hợp với hướng địa phương của gió.
Trên Đại Tây Dương, Thái Bình Dương và Ấn Độ Dương, gió đông bắc và đông nam rất thường thổi - gió mậu dịch. Gió Tây ở Nam bán cầu, ở vĩ độ 40-60o, đi quanh toàn bộ đại dương.
Ở bán cầu bắc, ở vĩ độ ôn đới, gió tây chỉ liên tục biểu hiện trên các đại dương, và trên các lục địa, các hướng di chuyển khó khăn hơn, mặc dù phương tây cũng chiếm ưu thế.
Những cơn gió Đông của các vĩ độ cực chỉ được quan sát rõ ràng dọc theo vùng ngoại ô Nam Cực.
Ở phía nam, phía đông và bắc châu Á, có sự thay đổi mạnh về hướng gió từ tháng 1 đến tháng 7 - đây là những khu vực gió mùa. Nguyên nhân của gió mùa tương tự như nguyên nhân của gió. Vào mùa hè, lục địa Châu Á nóng lên mạnh mẽ và một khu vực áp suất thấp lan rộng trên nó, nơi các khối không khí lao vào từ đại dương.
Gió mùa mùa hè kết quả gây ra lượng mưa lớn, thường là mưa rào. Vào mùa đông, áp cao hình thành ở châu Á do sự lạnh đi của đất liền mạnh hơn so với đại dương và không khí lạnh di chuyển ra đại dương, tạo thành gió mùa mùa đông với thời tiết rõ ràng, khô ráo. Các cơn gió bão xâm nhập hơn 1000 km trong một lớp trên mặt đất lên đến 3-5 km.
Các khối khí và sự phân loại của chúng.
khối không khí- Đây là một lượng không khí rất lớn, có diện tích hàng triệu km vuông.
Trong quá trình hoàn lưu chung của khí quyển, không khí được chia thành các khối khí riêng biệt, tồn tại lâu dài trên một vùng lãnh thổ rộng lớn, có được những tính chất nhất định và gây ra nhiều dạng thời tiết khác nhau.
Di chuyển đến các vùng khác của Trái đất, những khối lượng này mang theo chế độ thời tiết của riêng chúng. Sự chiếm ưu thế của các khối khí của một loại (các kiểu) nhất định trong một khu vực cụ thể tạo ra một chế độ khí hậu đặc trưng của khu vực đó.
Sự khác biệt chính giữa các khối khí là: nhiệt độ, độ ẩm, độ mây, bụi bẩn. Ví dụ, vào mùa hè, không khí trên các đại dương ẩm hơn, lạnh hơn, sạch hơn so với trên đất liền ở cùng vĩ độ.
Không khí ở trên một lãnh thổ càng lâu thì càng trải qua nhiều biến đổi, do đó, các khối khí được phân loại theo các khu vực địa lý nơi chúng được hình thành.
Có các loại chính: 1) bắc cực (nam cực), di chuyển từ các cực, từ các vùng áp suất cao; 2) vĩ độ ôn đới"Cực" - ở bắc và nam bán cầu; 3) nhiệt đới- di chuyển từ vùng cận nhiệt đới và vùng nhiệt đới sang vùng vĩ độ ôn đới; 4) xích đạo- hình thành trên đường xích đạo. Trong mỗi kiểu, các kiểu phụ biển và lục địa được phân biệt, khác nhau chủ yếu về nhiệt độ và độ ẩm trong kiểu. Không khí, chuyển động không đổi, đi từ khu vực hình thành sang khu vực lân cận và dần dần thay đổi tính chất của nó dưới tác động của bề mặt bên dưới, dần dần chuyển thành một khối lượng khác. Quá trình này được gọi là sự biến đổi.
lạnh các khối khí được gọi là những khối khí chuyển động đến một bề mặt ấm hơn. Chúng gây ra cảm giác ớn lạnh ở những nơi chúng đến.
Khi chúng di chuyển, chúng tự nóng lên khỏi bề mặt trái đất, do đó các gradient nhiệt độ thẳng đứng lớn phát sinh bên trong các khối và sự đối lưu phát triển cùng với sự hình thành của các đám mây vũ tích và vũ tích và lượng mưa lớn.
Các khối khí chuyển động đến một bề mặt lạnh hơn được gọi là ấm áp quần chúng. Chúng mang lại hơi ấm, nhưng bản thân chúng lại bị làm lạnh từ bên dưới. Đối lưu không phát triển trong chúng và các đám mây địa tầng chiếm ưu thế.
Các khối khí lân cận được ngăn cách với nhau bởi các đới chuyển tiếp, chúng nghiêng mạnh so với bề mặt Trái đất. Các khu vực này được gọi là mặt trận.
10. Khối khí
10,5. Sự biến đổi của các khối khí
Khi các điều kiện hoàn lưu thay đổi, toàn bộ khối khí di chuyển từ tâm của sự hình thành sang các khu vực lân cận, tương tác với các khối khí khác.
Khi chuyển động, khối không khí bắt đầu thay đổi các đặc tính của nó - chúng sẽ không chỉ phụ thuộc vào các đặc tính của nguồn hình thành mà còn phụ thuộc vào các đặc tính của các khối khí lân cận, vào các đặc tính của bề mặt bên dưới mà khối khí đi qua. , và cả khoảng thời gian đã trôi qua kể từ khi hình thành khối khí. khối lượng.
Những ảnh hưởng này có thể gây ra sự thay đổi độ ẩm của không khí, cũng như sự thay đổi nhiệt độ không khí do giải phóng nhiệt tiềm ẩn hoặc trao đổi nhiệt với bề mặt bên dưới.
i Quá trình thay đổi tính chất của khối khí được gọi là quá trình biến đổi hoặc
sự tiến hóa.
Sự biến đổi gắn liền với chuyển động của khối khí được gọi là động lực học. Tốc độ chuyển động của khối khí ở các độ cao khác nhau sẽ khác nhau, sự có mặt của sự chuyển dịch tốc độ gây ra sự trộn lẫn hỗn loạn. Nếu các lớp không khí bên dưới bị đốt nóng, thì sự mất ổn định xảy ra và sự trộn đối lưu hình thành.
Thông thường quá trình biến đổi của khối khí kéo dài từ 3 đến 7 ngày. Một dấu hiệu của sự kết thúc của nó là sự ngừng thay đổi nhiệt độ không khí từ ngày này sang ngày khác, cả ở gần bề mặt trái đất và ở độ cao - tức là đạt đến nhiệt độ cân bằng.
i Nhiệt độ cân bằng đặc trưng cho đặc tính nhiệt độ của một
vào thời điểm này trong năm.
Quá trình đạt đến nhiệt độ cân bằng có thể coi là quá trình hình thành khối khí mới.
Sự biến đổi của các khối khí diễn ra đặc biệt mạnh mẽ khi bề mặt bên dưới thay đổi, ví dụ, khi khối khí di chuyển từ đất liền ra biển.
Một ví dụ nổi bật là sự chuyển đổi của không khí ôn đới lục địa trên Biển Nhật Bản vào mùa đông.
10. Khối khí
Khi không khí ôn đới lục địa di chuyển qua Biển Nhật Bản, nó biến đổi thành không khí có tính chất tương tự như không khí ôn đới hải dương, chiếm Thái Bình Dương vào mùa đông.
Không khí ôn đới lục địa được đặc trưng bởi độ ẩm thấp và nhiệt độ không khí rất thấp. Sự chuyển hóa của khối khí lạnh lục địa trên Biển Nhật Bản diễn ra rất mạnh mẽ, đặc biệt là trong những trường hợp xâm nhập đột ngột, khi khối không khí đang ở giai đoạn chuyển hóa ban đầu.
Vai trò chính trong quá trình biến đổi nhiệt của không khí ở lớp bề mặt được thực hiện bởi sự trao đổi nhiệt hỗn loạn giữa khối không khí và bề mặt bên dưới của biển.
Cường độ sưởi ấm của không khí lạnh trên biển tỷ lệ thuận với sự chênh lệch nhiệt độ nước và không khí. Theo ước tính thực nghiệm, giá trị chuyển hóa nhiệt của không khí lạnh gần mặt biển tỷ lệ thuận với tích
(T-Tw) t,
Trong đó T là nhiệt độ của không khí lục địa, Tw là nhiệt độ của mặt biển, t là thời gian (tính bằng giờ) chuyển động của không khí lục địa trên biển.
Vì sự chênh lệch nhiệt độ giữa không khí của gió mùa lục địa và nhiệt độ của bề mặt biển trên Biển Nhật Bản vượt quá 10-15 ° C ngoài khơi bờ biển Primorye, nên sự nóng lên của không khí gần bề mặt biển xảy ra rất nhanh và phụ thuộc vào con đường của nó vượt qua biển.
Ngoài ra, khi không khí lạnh đi vào bề mặt ấm áp bên dưới của Biển Nhật Bản, sự bất ổn của nó sẽ tăng lên. Giá trị của gradien nhiệt độ thẳng đứng ở lớp bề mặt (100-150 m) tăng nhanh theo chiều cao.
Lưu ý rằng khi có gió yếu, không khí ấm lên mạnh hơn khi có gió mạnh, nhưng chỉ một lớp bề mặt mỏng của khí quyển ấm lên. Trong gió mạnh, một lớp không khí dày hơn, lên đến 1,5 km hoặc hơn, có liên quan đến sự trộn lẫn. Trao đổi nhiệt hỗn loạn dữ dội, một chỉ báo gián tiếp là tần suất đáng kể của gió vừa và mạnh trên biển, tạo điều kiện cho sự lan truyền nhanh chóng của không khí ấm lên trên. Đồng thời, đối lưu lạnh tăng theo chiều cao, dẫn đến tăng tính không ổn định của khối khí.
Khi di chuyển trên biển, không khí lục địa không chỉ ấm lên mà còn được bổ sung độ ẩm, điều này cũng làm tăng tính bất ổn định của nó theo sự giảm mức độ ngưng tụ.
10. Khối khí
Khi không khí ẩm bay lên do kết quả của quá trình ngưng tụ, nhiệt ẩn của quá trình hóa hơi sẽ được giải phóng. Nhiệt tỏa ra của quá trình ngưng tụ (nhiệt ẩn của quá trình hóa hơi) được sử dụng để đốt nóng không khí. Khi không khí ẩm tăng lên, nhiệt độ giảm theo quy luật đoạn nhiệt ẩm, tức là chậm hơn so với trường hợp không khí khô.
Khi nó di chuyển trên biển, kèm theo hiện tượng nóng và ẩm, khối không khí trở nên không ổn định, ít nhất là ở tầng thấp hơn 1,5 km của khí quyển. Nó phát triển mạnh mẽ không chỉ động, mà còn đối lưu nhiệt. Điều này được chứng minh bằng sự hình thành của các đám mây tích, là những tế bào khép kín bị biến dạng. Những tế bào này, dưới tác động của gió, kéo dài theo dạng chuỗi từ bờ biển Primorye đến bờ biển phía tây Nhật Bản, nơi độ dày của chúng tăng lên và chúng tạo ra lượng mưa.
Đến lượt mình, sự hình thành các đám mây trên biển và sự thay đổi độ mây dọc theo đường đi của khối không khí dẫn đến sự thay đổi nhiệt độ không khí. Kết quả là mây mù che chắn bức xạ đi ra ngoài và tạo ra phản xạ khí quyển.
Ngoài ra, các luồng không khí đi xuống được hình thành dọc theo ngoại vi của tế bào đám mây. Khi hạ xuống, không khí được đưa ra khỏi trạng thái bão hòa và được đốt nóng đoạn nhiệt. Tổng dòng chảy xuống trên biển có thể đóng góp đáng kể vào sự thay đổi nhiệt độ không khí trên biển.
Ngoài ra, sự thay đổi của albedo đóng một vai trò trong chiều hướng tăng nhiệt độ không khí: vào mùa đông, không khí di chuyển từ lục địa, nơi tuyết phủ chiếm ưu thế (albedo trung bình là 0,7), ra mặt biển mở (albedo trung bình là 0,2). Những điều kiện này có thể làm tăng nhiệt độ không khí thêm 5-10 ° C.
Sự tích tụ của không khí ấm gần bờ phía đông của Biển Nhật Bản kích hoạt sự hình thành các đám mây và lượng mưa, do đó, ảnh hưởng đến sự hình thành trường nhiệt độ không khí.
10,6. Phân loại nhiệt động học của các khối khí
Theo quan điểm của sự biến đổi của các khối khí, chúng có thể được phân loại thành ấm, lạnh và trung tính. Sự phân loại này được gọi là nhiệt động lực học.
10. Khối khí
i Ấm (lạnh) là một khối không khí ấm hơn (lạnh hơn)
môi trường của nó và trong khu vực nhất định dần dần nguội đi (nóng lên), cố gắng đạt đến trạng thái cân bằng nhiệt
Môi trường ở đây đề cập đến bản chất của bề mặt bên dưới, trạng thái nhiệt của nó, cũng như các khối khí lân cận.
Tương đối ấm (lạnh) là một khối không khí ấm hơn (lạnh hơn) so với các khối không khí xung quanh và tiếp tục nóng lên (nguội đi) trong một khu vực nhất định, tức là là lạnh (ấm) theo nghĩa trên.
Để xác định xem khối lượng không khí trong một khu vực nhất định đang lạnh đi hay đang ấm lên, người ta nên so sánh nhiệt độ không khí đo được tại cùng một thời điểm trong vài ngày, hoặc nhiệt độ không khí trung bình hàng ngày.
i Khối lượng không khí cục bộ (trung tính) là khối lượng nằm ở
cân bằng nhiệt với môi trường của nó, tức là ngày qua ngày vẫn giữ được các đặc tính của nó mà không có thay đổi đáng kể.
Do đó, khối không khí biến đổi có thể vừa ấm vừa lạnh, và sau khi hoàn thành quá trình biến đổi, nó sẽ trở thành cục bộ.
Trên bản đồ OT 1000 500, một khối không khí lạnh tương ứng với một khe rỗng hoặc một vùng kín của lạnh (tâm lạnh), và một khối ấm tương ứng với sườn núi hoặc trung tâm nhiệt.
Một khối khí có thể được đặc trưng bởi cả trạng thái cân bằng không bền và ổn định. Sự phân chia các khối khí này tính đến một trong những kết quả quan trọng nhất của quá trình trao đổi nhiệt - sự phân bố nhiệt độ không khí theo phương thẳng đứng và dạng cân bằng theo phương thẳng đứng tương ứng. Các điều kiện thời tiết nhất định có liên quan đến khối lượng không khí ổn định (UVM) và không ổn định (NVM).
Các khối khí trung tính (cục bộ) trong bất kỳ mùa nào cũng có thể ổn định và không ổn định, tùy thuộc vào các tính chất ban đầu và hướng biến đổi của khối khí mà từ đó khối khí này được hình thành. Trên các lục địa, các khối khí trung tính vào mùa hè thường không ổn định, vào mùa đông
- ổn định. Trên các đại dương và biển, các khối lượng như vậy thường ổn định hơn vào mùa hè và không ổn định vào mùa đông.
Sự ngưng tụ là sự thay đổi trạng thái của một chất từ thể khí sang thể lỏng hoặc thể rắn. Nhưng ngưng tụ trong mastaba của hành tinh là gì?
Tại bất kỳ thời điểm nào, bầu khí quyển của hành tinh Trái đất chứa hơn 13 tỷ tấn độ ẩm. Con số này gần như không đổi, vì tổn thất do lượng mưa cuối cùng liên tục được thay thế bằng bay hơi.
Tốc độ chu kỳ ẩm trong khí quyển
Tốc độ luân chuyển hơi ẩm trong khí quyển được ước tính là một con số khổng lồ - khoảng 16 triệu tấn mỗi giây hay 505 tỷ tấn mỗi năm. Nếu đột nhiên tất cả hơi nước trong khí quyển ngưng tụ và rơi ra dưới dạng kết tủa, thì lượng nước này có thể bao phủ toàn bộ bề mặt địa cầu một lớp khoảng 2,5 cm, hay nói cách khác, khí quyển chứa một lượng ẩm chỉ tương đương 2,5 cm. lượng mưa cm.
Một phân tử hơi ở trong khí quyển bao lâu?
Vì trên Trái đất trung bình giảm 92 cm mỗi năm, do đó, độ ẩm trong khí quyển được làm mới 36 lần, tức là 36 lần bầu khí quyển được bão hòa hơi ẩm và thoát ra khỏi nó. Điều này có nghĩa là một phân tử hơi nước ở trong khí quyển trung bình 10 ngày.
Đường phân tử nước
Sau khi bay hơi, một phân tử hơi nước thường trôi đi hàng trăm và hàng nghìn km cho đến khi nó ngưng tụ và rơi xuống Trái đất cùng với lượng mưa. Nước rơi xuống dưới dạng mưa, tuyết hoặc mưa đá trên các vùng cao của Tây Âu cách Bắc Đại Tây Dương khoảng 3.000 km. Giữa quá trình chuyển hóa nước lỏng thành hơi nước và sự kết tủa trên Trái đất, một số quá trình vật lý đã diễn ra.
Từ bề mặt ấm áp của Đại Tây Dương, các phân tử nước đi vào không khí ẩm, ấm, sau đó bốc lên trên không khí lạnh hơn (đặc hơn) và khô hơn xung quanh.
Nếu trong trường hợp này quan sát thấy sự trộn lẫn hỗn loạn mạnh của các khối khí, thì một lớp hỗn hợp và các đám mây sẽ xuất hiện trong khí quyển ở biên giới của hai khối khí. Khoảng 5% thể tích của chúng là hơi ẩm. Không khí bão hòa hơi nước luôn nhẹ hơn, thứ nhất là do nó được đốt nóng và xuất phát từ bề mặt ấm, thứ hai là do 1 mét khối hơi nước tinh khiết nhẹ hơn khoảng 2/5 so với 1 mét khối không khí khô sạch ở cùng nhiệt độ và áp lực. Do đó, không khí ẩm nhẹ hơn không khí khô, và không khí ấm và ẩm thậm chí còn hơn thế. Như chúng ta sẽ thấy ở phần sau, đây là một thực tế rất quan trọng đối với các quá trình thay đổi thời tiết.
Chuyển động của các khối khí
Không khí có thể bay lên vì hai lý do: hoặc vì nó trở nên nhẹ hơn do nhiệt độ nóng và hơi ẩm, hoặc do các lực tác động lên nó, khiến nó vượt lên trên một số chướng ngại vật, chẳng hạn như khối không khí lạnh hơn và đặc hơn, hoặc trên những ngọn đồi và núi.
Làm mát
Không khí bay lên, rơi vào các lớp có áp suất khí quyển thấp hơn, buộc phải nở ra và đồng thời lạnh đi. Sự giãn nở đòi hỏi sự tiêu tốn của động năng, được lấy từ nhiệt năng và thế năng của không khí trong khí quyển, và quá trình này chắc chắn dẫn đến sự giảm nhiệt độ. Tốc độ làm lạnh của một phần không khí bay lên thường thay đổi nếu phần này được trộn lẫn với không khí xung quanh.
Gradient đoạn nhiệt khô
Không khí khô, trong đó không có sự ngưng tụ hoặc bay hơi, cũng như sự trộn lẫn, không nhận năng lượng ở dạng khác, sẽ nguội đi hoặc nóng lên một lượng không đổi (thêm 1 ° C sau mỗi 100 mét) khi nó tăng hoặc giảm. Giá trị này được gọi là gradient đoạn nhiệt khô. Nhưng nếu khối không khí đang bay lên là ẩm và xảy ra hiện tượng ngưng tụ trong đó, thì nhiệt ẩn của quá trình ngưng tụ được giải phóng và nhiệt độ của không khí bão hòa hơi nước giảm chậm hơn nhiều.
Gradient đoạn nhiệt ướt
Lượng thay đổi nhiệt độ này được gọi là gradient đoạn nhiệt ướt. Nó không phải là hằng số, mà thay đổi cùng với sự thay đổi của lượng nhiệt ẩn thoát ra, hay nói cách khác, nó phụ thuộc vào lượng hơi nước ngưng tụ. Lượng hơi nước phụ thuộc vào nhiệt độ không khí giảm xuống bao nhiêu. Ở các lớp thấp hơn của khí quyển, nơi không khí ấm và độ ẩm cao, gradient đoạn nhiệt ướt hơn một nửa của gradient đoạn nhiệt khô. Nhưng gradient đoạn nhiệt ướt tăng dần theo chiều cao và ở độ cao rất lớn trong tầng đối lưu gần như bằng với gradient đoạn nhiệt khô.
Lực nổi của không khí chuyển động được xác định bằng tỷ số giữa nhiệt độ của nó và nhiệt độ của không khí xung quanh. Theo quy luật, trong bầu khí quyển thực, nhiệt độ của không khí giảm không đều theo độ cao (sự thay đổi này được gọi đơn giản là một gradient).
Nếu khối lượng không khí ấm hơn và do đó ít đặc hơn không khí xung quanh (và độ ẩm không đổi), thì nó sẽ tăng lên theo cách giống như quả bóng của một đứa trẻ được ngâm trong bể. Ngược lại, khi không khí chuyển động lạnh hơn không khí xung quanh, mật độ của nó cao hơn và nó chìm xuống. Nếu không khí có cùng nhiệt độ với các khối lân cận thì khối lượng riêng của chúng bằng nhau và khối lượng đứng yên hoặc chỉ chuyển động cùng với không khí xung quanh.
Do đó, có hai quá trình trong khí quyển, một trong số đó thúc đẩy sự phát triển của chuyển động không khí theo phương thẳng đứng, và quá trình kia làm chậm lại.
Nếu bạn tìm thấy lỗi, vui lòng đánh dấu một đoạn văn bản và nhấp vào Ctrl + Enter.
Cùng với vĩ độ địa lý, một yếu tố hình thành khí hậu quan trọng là hoàn lưu khí quyển, tức là sự chuyển động của các khối khí.
không khí- thể tích đáng kể của không khí trong tầng đối lưu, có các đặc tính nhất định (nhiệt độ, độ ẩm), tùy thuộc vào đặc điểm của khu vực hình thành và chuyển động của nó nói chung.
Chiều dài của khối không khí có thể lên tới hàng nghìn km, và về phía trên nó có thể kéo dài đến giới hạn trên của tầng đối lưu.
Các khối khí được chia thành hai nhóm theo tốc độ chuyển động: chuyển động và cục bộ. động Các khối khí, tùy thuộc vào nhiệt độ của bề mặt bên dưới, được chia thành ấm và lạnh. Khối không khí ấm - chuyển động trên bề mặt lạnh bên dưới, khối lạnh - chuyển động trên bề mặt ấm hơn. Khối khí cục bộ là khối khí lâu ngày không thay đổi vị trí địa lí. Chúng có thể ổn định và không ổn định tùy theo mùa, cũng như khô và ướt.
Có 4 dạng khối khí chính: xích đạo, nhiệt đới, ôn đới, bắc cực (Nam cực). Ngoài ra, mỗi loại được chia thành các loại phụ: biển và lục địa, khác nhau về độ ẩm. Ví dụ, khối biển bắc cực được hình thành trên các vùng biển phía bắc - Barents và Biển Trắng, được đặc trưng, giống như khối không khí lục địa, nhưng với độ ẩm tăng nhẹ. (xem hình 1).
Cơm. 1. Khu vực hình thành các khối khí Bắc Cực
Khí hậu của Nga hình thành, ở mức độ này hay mức độ khác, tất cả các khối khí, ngoại trừ khối khí ở xích đạo.
Nhận xét tính chất của các khối lượng khác nhau lưu thông trên lãnh thổ nước ta. bắc cực khối không khí được hình thành chủ yếu trên Bắc Cực ở các vĩ độ cực, được đặc trưng bởi nhiệt độ thấp vào mùa đông và mùa hè. Nó có độ ẩm tuyệt đối thấp và độ ẩm tương đối cao. Khối không khí này chiếm ưu thế quanh năm ở vùng Bắc Cực, và vào mùa đông nó di chuyển xuống vùng cận Bắc Cực. Vừa phải khối khí được hình thành ở các vĩ độ ôn đới, nhiệt độ thay đổi tùy theo mùa: mùa hè tương đối cao, mùa đông tương đối thấp. Theo các mùa trong năm, độ ẩm cũng phụ thuộc vào nơi hình thành. Khối khí này chiếm ưu thế ở đới ôn hòa. Một phần, trên lãnh thổ của Nga bị chi phối bởi nhiệt đới không khí. Chúng hình thành ở vĩ độ nhiệt đới và có nhiệt độ cao. Độ ẩm tuyệt đối phụ thuộc vào nơi hình thành, độ ẩm tương đối thường thấp (xem Hình 2).
Cơm. 2. Đặc điểm của các khối khí
Sự di chuyển của các khối không khí khác nhau trên lãnh thổ Nga gây ra sự khác biệt về thời tiết. Ví dụ, tất cả các "đợt lạnh" ở nước ta đến từ phía bắc là các khối khí Bắc Cực và các khối khí nhiệt đới từ Tiểu Á hoặc đôi khi từ bắc Phi đến nam châu Âu (chúng mang lại thời tiết khô nóng ).
Hãy nhận xét cách thức các khối khí lưu thông qua lãnh thổ nước ta.
Hoàn lưu khí quyển là một hệ thống chuyển động của các khối khí. Phân biệt hoàn lưu chung của khí quyển trên phạm vi toàn cầu và hoàn lưu cục bộ của khí quyển trên các vùng lãnh thổ và vùng nước riêng lẻ.
Quá trình lưu thông của các khối khí cung cấp độ ẩm cho lãnh thổ, đồng thời cũng ảnh hưởng đến nhiệt độ. Các khối khí di chuyển dưới ảnh hưởng của các trung tâm áp suất khí quyển, và các trung tâm thay đổi tùy theo mùa. Đó là lý do tại sao hướng của các luồng gió thịnh hành mang các khối khí đến lãnh thổ nước ta lại thay đổi. Ví dụ, nước Nga thuộc châu Âu và các khu vực phía tây của Siberia đang chịu ảnh hưởng của gió tây liên tục. Cùng với chúng là các khối khí biển vừa phải của vĩ độ ôn đới. Chúng hình thành trên Đại Tây Dương (Xem Hình 3).
Cơm. 3. Chuyển động của các khối khí ôn hòa trên biển
Khi phương tiện giao thông phương Tây suy yếu, khối không khí Bắc Cực kéo theo gió phương Bắc. Nó mang đến một cái lạnh buốt giá, sương giá đầu mùa thu và cuối mùa xuân. (xem Hình 4).
Cơm. 4. Chuyển động của khối không khí Bắc Cực
Không khí nhiệt đới lục địa trên lãnh thổ phần châu Á của nước ta đến từ Trung Á hoặc từ Bắc Trung Quốc, và đến phần châu Âu của đất nước từ bán đảo Tiểu Á hoặc thậm chí từ Bắc Phi, nhưng không khí thường xuyên hơn là được hình thành trên lãnh thổ Bắc Á, Kazakhstan, vùng trũng Caspi. Các khu vực này nằm trong đới khí hậu ôn hòa. Tuy nhiên, không khí bên trên chúng ấm lên rất mạnh vào mùa hè và có các đặc tính của một khối không khí nhiệt đới. Khối lượng không khí ôn hòa lục địa thịnh hành quanh năm ở các vùng phía tây của Siberia, vì vậy mùa đông rõ ràng và không có băng giá, còn mùa hè thì khá ấm áp. Ngay cả trên Bắc Băng Dương, Greenland cũng có mùa đông ấm hơn.
Do sự lạnh đi mạnh mẽ trên khu vực châu Á của nước ta nên ở Đông Xibia hình thành một khu vực hạ nhiệt mạnh (khu vực áp suất cao - ). Trung tâm của nó nằm ở các vùng Transbaikalia, Cộng hòa Tuva và Bắc Mông Cổ. Không khí lục địa rất lạnh lan tỏa từ nó theo các hướng khác nhau. Nó mở rộng ảnh hưởng của mình trên các vùng lãnh thổ rộng lớn. Một trong những hướng của nó là đông bắc lên đến bờ biển Chukchi, hướng thứ hai - về phía tây qua Bắc Kazakhstan và phía nam của đồng bằng Nga (Đông Âu) đến khoảng 50ºN. Thời tiết trong trẻo và có sương giá kèm theo một lượng tuyết nhỏ. Vào mùa hè, do ấm lên, cực đại châu Á (cực đại Siberi) biến mất và áp suất thấp hình thành. (Xem Hình 5).
Cơm. 5. Thuốc chống co thắt của Siberi
Sự luân phiên theo mùa của các khu vực áp cao và áp thấp tạo thành hoàn lưu gió mùa của khí quyển ở Viễn Đông. Điều quan trọng là phải nhận ra rằng, khi đi qua một số vùng lãnh thổ nhất định, các khối khí có thể thay đổi tùy thuộc vào các đặc tính của bề mặt bên dưới. Quá trình này được gọi là sự biến đổi của khối khí. Ví dụ, khối không khí ở Bắc Cực, khô và lạnh, khi đi qua lãnh thổ của Đồng bằng Đông Âu (thuộc Nga), nóng lên và trở nên rất khô và nóng trong khu vực của Vùng đất thấp Caspi, gây ra gió khô.
Cao Châu Á, hay, như nó được gọi, vùng chống đông Siberia là một khu vực có áp suất cao hình thành trên Trung Á và Đông Siberia. Nó biểu hiện vào mùa đông và được hình thành do sự lạnh đi của lãnh thổ trong điều kiện có kích thước khổng lồ và vùng lõm. Ở phần trung tâm của cực đại trên Mông Cổ và Nam Siberia, áp suất trong tháng Giêng đôi khi lên tới 800 mm Hg. Nghệ thuật. Đây là áp suất cao nhất được ghi nhận trên trái đất. Vào mùa đông, cực đại Siberi kéo dài ở đây, đặc biệt ổn định từ tháng 11 đến tháng 3. Mùa đông ở đây không có gió nên tuyết rơi rất ít, những cành cây lâu ngày chuyển sang màu trắng vì tuyết “không thể lay chuyển”. Băng giá đã có từ tháng 10 đạt -20 ... -30ºС, và vào tháng Giêng, nó thường đạt -60ºC. Nhiệt độ trung bình mỗi tháng xuống -43º, đặc biệt rét đậm ở vùng thấp, nơi ứ đọng không khí lạnh dày đặc. Khi không có gió, sương mù nghiêm trọng không quá khó chịu, nhưng ở -50º là đã khó thở, có thể quan sát thấy sương mù thấp. Những đợt sương giá như vậy khiến máy bay khó hạ cánh.
Thư mục
- Địa lý của Nga. Thiên nhiên. Dân số. 1 giờ Lớp 8 / V.P. Dronov, I.I. Barinova, V.Ya Rom, A.A. Lobzhanidze.
- V.B. Pyatunin, E.A. Phong tục. Địa lý của Nga. Thiên nhiên. Dân số. lớp 8.
- Bản đồ. Địa lý của Nga. dân số và kinh tế. - M.: Bustard, 2012.
- V.P. Dronov, L.E. Savelyeva. UMK (bộ giáo dục-phương pháp) "SPHERES". SGK “Nga: tự nhiên, dân cư, kinh tế. lớp 8". Bản đồ.
- Các yếu tố hình thành khí hậu và hoàn lưu khí quyển ().
- Tính chất của các khối khí hình thành khí hậu Nga ().
- Phương Tây chuyển khối khí ().
- Không khí ().
- Hoàn lưu khí quyển ().
Bài tập về nhà
- Hình thức chuyển khối không khí nào chiếm ưu thế ở nước ta?
- Khối khí có những tính chất nào và nó phụ thuộc vào điều gì?
không khí- khối lượng lớn không khí ở phần dưới của khí quyển trái đất - tầng đối lưu, có kích thước chiều ngang hàng trăm hoặc vài nghìn km và kích thước chiều dọc vài km, được đặc trưng bởi sự đồng nhất gần đúng về nhiệt độ và độ ẩm theo chiều ngang.
Các loại:Bắc cực hoặc Không khí Nam Cực(AB), không khí ôn hòa(UV), không khí nhiệt đới(TV) không khí xích đạo(EV).
Không khí trong các lớp thông gió có thể chuyển động dưới dạng laminar hoặc sóng gió lưu lượng. Ý tưởng "laminar" có nghĩa là các luồng không khí riêng lẻ song song với nhau và di chuyển trong không gian thông gió mà không bị nhiễu loạn. Khi nào dòng chảy hỗn loạn các hạt của nó không chỉ chuyển động song song mà còn chuyển động ngang. Điều này dẫn đến sự hình thành xoáy trên toàn bộ mặt cắt ngang của ống thông gió.
Trạng thái của dòng không khí trong không gian thông gió phụ thuộc vào: Tốc độ dòng khí, Nhiệt độ không khí, Diện tích mặt cắt ngang của ống thông gió, Hình thức và bề mặt của các phần tử xây dựng ở biên giới của ống thông gió.
Trong bầu khí quyển của trái đất, các chuyển động của không khí ở nhiều quy mô khác nhau được quan sát - từ hàng chục và hàng trăm mét (gió cục bộ) đến hàng trăm và hàng nghìn km (lốc xoáy, nghịch lưu, gió mùa, gió mậu dịch, đới hành tinh).
Không khí liên tục chuyển động: nó bay lên - chuyển động lên trên, nó giảm xuống - chuyển động xuống. Chuyển động của không khí theo phương ngang được gọi là gió. Sở dĩ có gió là do áp suất không khí trên bề mặt Trái đất phân bố không đều, nguyên nhân là do nhiệt độ phân bố không đồng đều. Trong trường hợp này, dòng khí di chuyển từ nơi có áp suất cao sang phía có áp suất nhỏ hơn.
Với gió, không khí không chuyển động đều mà chuyển động theo các chấn động, gió giật, đặc biệt là ở gần bề mặt Trái đất. Có nhiều nguyên nhân ảnh hưởng đến sự chuyển động của không khí: do ma sát của dòng khí trên bề mặt Trái đất, gặp chướng ngại vật,… Ngoài ra, các dòng khí dưới tác dụng của chuyển động quay của Trái đất sẽ lệch sang phải theo hướng Bắc. bán cầu, và bên trái ở bán cầu nam.
Xâm nhập các khu vực có tính chất nhiệt khác nhau của bề mặt, các khối khí dần dần bị biến đổi. Ví dụ, không khí ôn đới hải dương, đi vào đất liền và tiến sâu vào đất liền, nóng dần lên và khô đi, biến thành không khí lục địa. Sự biến đổi của các khối khí đặc biệt là đặc trưng của các vĩ độ ôn đới, theo thời gian bị xâm nhập bởi không khí khô và ấm từ các vĩ độ nhiệt đới và không khí lạnh và khô từ các vĩ độ cận cực.