Sự lưu thông của các khối khí. Hoàn lưu khí quyển. các dòng không khí trong khí quyển Hướng và tốc độ của gió cũng bị ảnh hưởng bởi

Do các yếu tố sau:

Lực của gradient baric (gradient áp suất);

Lực Coriolis;

gió địa dưỡng;

gió dốc;

Lực ma sát.

độ dốc baric dẫn đến thực tế là gió xuất hiện do sự chuyển động của không khí theo hướng của gradient baric từ khu vực có áp suất cao hơn đến khu vực có áp suất thấp hơn. Áp suất khí quyển là 1,033 kg / cm², được đo bằng mm Hg, mB và hPa.

Sự thay đổi áp suất xảy ra khi không khí chuyển động do nó nóng lên và làm lạnh. Lý do chính cho sự chuyển giao của các khối không khí là các dòng đối lưu - sự bay lên của không khí ấm và thay thế nó từ bên dưới bằng không khí lạnh (dòng đối lưu thẳng đứng). Gặp phải một lớp không khí mật độ cao, chúng lan rộng, tạo thành các dòng đối lưu ngang.

lực Coriolis- lực đẩy. Xảy ra khi Trái đất quay. Dưới tác động của nó, gió sẽ lệch ở Bắc bán cầu - sang phải, ở Nam - sang trái, tức là. phía Bắc lệch về phía Đông. Càng gần các cực, lực làm lệch hướng càng tăng.

gió địa dưỡng.

Ở các vĩ độ ôn đới, lực của gradien khí áp và lực Coriolis cân bằng, trong khi không khí không di chuyển từ vùng có khí áp cao sang vùng có khí áp thấp mà chảy giữa chúng song song với các đường đẳng áp.

gió dốc- Đây là chuyển động tròn của không khí song song với các đường đẳng áp dưới tác dụng của lực ly tâm và lực hướng tâm.

Tác dụng của lực ma sát.

Ma sát của không khí trên bề mặt trái đất làm đảo lộn sự cân bằng giữa lực của gradien baric nằm ngang và lực Coriolis, làm chậm chuyển động của các khối khí, thay đổi hướng của chúng để dòng khí không chuyển động dọc theo các đường đẳng áp, mà đi qua chúng tại một góc.

Với độ cao, ảnh hưởng của ma sát bị yếu đi, độ lệch của gió so với gradient tăng lên. Sự thay đổi tốc độ và hướng gió theo độ cao được gọi là Xoắn ốc Ekman.

Vòng xoắn gió dài hạn trung bình gần Trái đất là 9,4 m / s, cực đại gần Nam Cực (lên tới 22 m / s), đôi khi gió giật đạt 100 m / s.

Theo độ cao, tốc độ gió tăng lên và đạt hàng trăm m / s. Hướng của gió phụ thuộc vào sự phân bố áp suất và tác động làm lệch hướng quay của Trái đất. Vào mùa đông, gió hướng từ đất liền vào đại dương, vào mùa hè - từ đại dương vào đất liền. Gió địa phương được gọi là gió nhẹ, foehn, bora.

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 cùng với lượng mưa xuống Trái đất. Nước, tuyết hoặc mưa đá ở vùng cao Tây Âu, vượt qua khoảng 3000 km từ Bắc Đại Tây Dương. 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 sức ép. 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 phải tiêu tốn động năng, được lấy từ nhiệt năng và thế năng của không khí trong khí quyển, và quá trình này chắc chắn dẫn đến 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, nhưng thay đổi theo 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 gradien đoạn nhiệt ướt tăng dần theo chiều cao và ở độ cao rất lớn trong tầng đối lưu gần như bằng với gradien 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 đó 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.

Tương tác giữa đại dương và khí quyển.

27. Sự tuần hoàn của các khối khí.

© Vladimir Kalanov,
"Kiên thức là sức mạnh".

Sự chuyển động của các khối khí trong khí quyển do chế độ nhiệt và sự thay đổi của khí áp quyết định. Tổng các luồng không khí chính trên hành tinh được gọi là hoàn lưu khí quyển chung. Các chuyển động khí quyển quy mô lớn chính tạo nên sự hoàn lưu chung của khí quyển: các dòng khí, dòng phản lực, dòng không khí trong xoáy thuận và nghịch lưu, gió mậu dịch và gió mùa.

Sự chuyển động của không khí so với bề mặt trái đất gió- xuất hiện do áp suất khí quyển ở những nơi khác nhau của khối khí không giống nhau. Người ta thường chấp nhận rằng gió là chuyển động ngang của không khí. Trong thực tế, không khí thường không di chuyển song song với bề mặt Trái đất, mà theo một góc nhỏ, bởi vì. áp suất khí quyển thay đổi cả theo chiều ngang và chiều dọc. Hướng gió (Bắc, Nam, v.v.) cho biết gió đang thổi từ hướng nào. Sức mạnh của gió đề cập đến tốc độ của nó. Càng lên cao, gió càng mạnh. Tốc độ gió được đo tại các trạm khí tượng ở độ cao 10 mét so với Trái đất, tính bằng mét trên giây. Trong thực tế, lực của gió được ước tính bằng điểm. Mỗi điểm tương ứng với hai hoặc ba mét trên giây. Với sức gió 9 điểm, nó đã được coi là một cơn bão, và với 12 điểm - một cơn bão. Thuật ngữ phổ biến "bão" có nghĩa là bất kỳ cơn gió rất mạnh nào, bất kể số điểm. Tốc độ của một cơn gió mạnh, chẳng hạn như trong một cơn bão nhiệt đới, đạt đến các giá trị rất lớn - lên đến 115 m / s hoặc hơn. Gió tăng trung bình theo độ cao. Ở bề mặt Trái đất, tốc độ của nó bị giảm đi do ma sát. Vào mùa đông, tốc độ gió nói chung cao hơn mùa hè. Tốc độ gió cao nhất được quan sát thấy ở các vĩ độ ôn đới và địa cực trong tầng đối lưu và tầng bình lưu thấp hơn.

Không hoàn toàn rõ ràng tốc độ gió thay đổi như thế nào trên các lục địa ở độ cao thấp (100–200 m). ở đây tốc độ gió đạt giá trị cao nhất vào buổi chiều và thấp nhất vào ban đêm. Nó được nhìn thấy tốt nhất vào mùa hè.

Gió rất mạnh, có thể lên tới bão, xảy ra vào ban ngày trên các sa mạc ở Trung Á, và vào ban đêm hoàn toàn yên tĩnh. Nhưng đã ở độ cao 150–200 m, người ta quan sát thấy một bức tranh hoàn toàn trái ngược: tốc độ tối đa vào ban đêm và tốc độ tối thiểu vào ban ngày. Hình ảnh tương tự cũng được quan sát cả vào mùa hè và mùa đông ở các vĩ độ ôn đới.

Gió giật có thể mang lại rất nhiều rắc rối cho phi công lái máy bay và trực thăng. Các luồng không khí di chuyển theo các hướng khác nhau, giật mạnh, suy yếu hoặc mạnh lên, tạo ra một trở ngại lớn cho sự chuyển động của máy bay - xuất hiện một tiếng kêu - vi phạm nguy hiểm đối với chuyến bay bình thường.

Gió thổi từ các dãy núi của đất liền khô hạn theo hướng biển ấm được gọi là bora. Đó là một cơn gió mạnh, lạnh, gió giật mạnh thường thổi vào mùa lạnh.

Bora được nhiều người biết đến ở vùng Novorossiysk, trên Biển Đen. Điều kiện tự nhiên như vậy được tạo ra ở đây khiến tốc độ của bora có thể đạt 40 và thậm chí 60 m / s, và nhiệt độ không khí giảm xuống âm 20 ° C. Bora xảy ra thường xuyên nhất trong khoảng thời gian từ tháng 9 đến tháng 3, trung bình 45 ngày một năm. Đôi khi hậu quả của nó như sau: bến cảng bị đóng băng, tàu bè, tòa nhà, bờ kè bị bao phủ bởi băng, mái nhà bị xé toạc, toa tàu bị lật, tàu bị hất tung vào bờ. Bora cũng được quan sát thấy ở các khu vực khác của Nga - trên Baikal, trên Novaya Zemlya. Bora được biết đến trên bờ biển Địa Trung Hải của Pháp (nơi nó được gọi là Mistral) và ở Vịnh Mexico.

Đôi khi xuất hiện các xoáy thẳng đứng trong khí quyển với chuyển động không khí xoắn ốc nhanh. Những cơn lốc này được gọi là lốc xoáy (ở Mỹ gọi là lốc xoáy). Lốc xoáy có đường kính vài chục mét, đôi khi lên đến 100–150 m, rất khó để đo vận tốc không khí bên trong một cơn lốc xoáy. Theo bản chất của thiệt hại do lốc xoáy gây ra, vận tốc ước tính cũng có thể là 50–100 m / s, và đặc biệt là trong các dòng xoáy mạnh, lên tới 200–250 m / s với thành phần vận tốc thẳng đứng lớn. Áp suất ở trung tâm của cột lốc xoáy tăng dần giảm vài chục milibar. Milibar để xác định áp suất thường được sử dụng trong thực hành khái quát (cùng với milimét thủy ngân). Để chuyển đổi thanh (milibar) sang mm. cột thủy ngân, có các bảng đặc biệt. Trong hệ SI, áp suất khí quyển được đo bằng hectopascal. 1hPa = 10 2 Pa = 1mb = 10 -3 bar.

Lốc xoáy tồn tại trong thời gian ngắn - từ vài phút đến vài giờ. Nhưng ngay cả trong thời gian ngắn ngủi này, họ đã gây ra rất nhiều rắc rối. Khi một cơn lốc xoáy tiếp cận (trên đất liền, lốc xoáy đôi khi được gọi là cục máu đông) đến các tòa nhà, sự chênh lệch giữa áp suất bên trong tòa nhà và ở trung tâm của cục máu đông dẫn đến thực tế là các tòa nhà dường như nổ tung từ bên trong - các bức tường bị phá hủy, cửa sổ và khung bay ra, mái nhà bị xé ra, đôi khi nó không thể làm gì nếu không có nạn nhân. Có những thời điểm cơn lốc xoáy nâng người, động vật và các vật thể khác nhau lên không trung và vận chuyển chúng đi hàng chục, thậm chí hàng trăm mét. Trong quá trình di chuyển của chúng, các cơn lốc xoáy di chuyển vài chục km trên mặt biển và thậm chí nhiều hơn - trên đất liền. Sức tàn phá của lốc xoáy trên biển kém hơn trên đất liền. Ở châu Âu, cục máu đông rất hiếm, chúng thường xảy ra hơn ở phần châu Á của Nga. Nhưng lốc xoáy đặc biệt thường xuyên và có sức tàn phá lớn ở Hoa Kỳ. Đọc thêm về lốc xoáy và lốc xoáy trên trang web của chúng tôi trong phần.

Áp suất khí quyển rất thay đổi. Nó phụ thuộc vào độ cao của cột không khí, mật độ của nó và gia tốc trọng trường, thay đổi tùy thuộc vào vĩ độ địa lý và độ cao trên mực nước biển. Khối lượng riêng của không khí là khối lượng trên một đơn vị thể tích của nó. Mật độ của không khí ẩm và khô chỉ khác nhau rõ rệt ở nhiệt độ cao và độ ẩm cao. Khi nhiệt độ giảm, mật độ tăng, theo chiều cao, mật độ không khí giảm chậm hơn áp suất. Mật độ không khí thường không được đo trực tiếp mà được tính toán từ các phương trình dựa trên các giá trị đo được của nhiệt độ và áp suất. Một cách gián tiếp, mật độ không khí được đo bằng sự giảm tốc của các vệ tinh nhân tạo của Trái đất, cũng như từ các quan sát về sự lan truyền của các đám mây nhân tạo hơi natri do tên lửa khí tượng tạo ra.

Ở châu Âu, mật độ không khí trên bề mặt Trái đất là 1.258 kg / m3, ở độ cao 5 km - 0,735, ở độ cao 20 km - 0,087 và ở độ cao 40 km - 0,004 kg / m3.

Cột không khí càng ngắn, tức là nơi càng cao áp suất càng ít. Nhưng sự giảm mật độ không khí theo chiều cao làm phức tạp thêm sự phụ thuộc này. Phương trình biểu thị quy luật thay đổi áp suất theo độ cao trong khí quyển ở trạng thái dừng được gọi là phương trình cơ bản của tĩnh. Theo đó, khi độ cao tăng dần, sự thay đổi của áp suất là âm, và khi tăng dần đến cùng một độ cao, độ giảm áp suất càng lớn, mật độ không khí và gia tốc trọng trường càng lớn. Vai trò chính ở đây thuộc về sự thay đổi của mật độ không khí. Từ phương trình cơ bản của tĩnh, người ta có thể tính toán giá trị của gradient áp suất thẳng đứng, cho thấy sự thay đổi của áp suất khi di chuyển trên một đơn vị độ cao, tức là giảm áp suất trên một đơn vị khoảng cách thẳng đứng (mb / 100 m). Gradient áp suất là lực làm di chuyển không khí. Ngoài lực của gradien áp suất trong khí quyển còn có lực quán tính (lực Coriolis và lực ly tâm), cũng như lực ma sát. Tất cả các dòng không khí được coi là tương đối so với Trái đất, nó quay quanh trục của nó.

Sự phân bố trong không gian của áp suất khí quyển được gọi là trường baric. Đây là một hệ thống các bề mặt có áp suất bằng nhau, hoặc các bề mặt đẳng áp.

Mặt cắt thẳng đứng của các bề mặt đẳng áp phía trên xyclone (H) và anticyclone (B).
Các bề mặt được vẽ thông qua các khoảng thời gian bằng nhau của áp suất p.

Bề mặt đẳng phương không thể song song với nhau và bề mặt trái đất, bởi vì nhiệt độ và áp suất luôn thay đổi theo phương ngang. Do đó, các bề mặt đẳng tích có hình dạng đa dạng - từ các "trũng" nông uốn cong xuống dưới đến các "đồi" kéo dài cong lên trên.

Khi một mặt phẳng nằm ngang cắt các bề mặt đẳng áp, sẽ thu được các đường cong - các đường đẳng tích, tức là đường nối các điểm có cùng giá trị áp suất.

Bản đồ Isobar, được xây dựng dựa trên kết quả quan sát tại một thời điểm nhất định, được gọi là bản đồ khái quát. Bản đồ Isobar, được tổng hợp từ dữ liệu trung bình dài hạn cho một tháng, mùa, năm, được gọi là khí hậu.

Bản đồ trung bình dài hạn của địa hình tuyệt đối bề mặt đẳng áp 500 mb cho tháng 12 - tháng 2.
Tìm hiểu sâu về bộ giải mã tiềm năng địa lý.

Trên bản đồ khái quát, một khoảng 5 hectacal (hPa) được lấy giữa các isobar.

Trên bản đồ của một khu vực giới hạn, các isobar có thể bị phá vỡ, nhưng trên bản đồ của toàn bộ địa cầu, tất nhiên, mỗi isobar đều được đóng lại.

Nhưng ngay cả trên một bản đồ giới hạn, thường có các đường đẳng áp đóng giới hạn các khu vực có áp suất thấp hoặc cao. Các khu vực có áp suất thấp ở trung tâm là cơn lốc, và các khu vực có áp suất tương đối cao là Xoáy nghịch.

Bởi lốc xoáy có nghĩa là một cơn lốc lớn ở tầng dưới của khí quyển, có áp suất khí quyển giảm ở trung tâm và chuyển động lên của các khối khí. Trong một xoáy thuận, áp suất tăng từ trung tâm ra ngoại vi, và không khí di chuyển ngược chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu và theo chiều kim đồng hồ ở Nam bán cầu. Sự di chuyển lên trên của không khí dẫn đến sự hình thành của các đám mây và lượng mưa. Nhìn từ không gian, lốc xoáy trông giống như những đám mây xoáy xoáy trôn ốc ở vĩ độ ôn đới.

Anticyclone là khu vực có áp suất cao. Nó xảy ra đồng thời với sự phát triển của một xoáy thuận và là một xoáy thuận với các đường đẳng áp đóng và áp suất cao nhất ở tâm. Gió thổi ngược chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu và ngược chiều kim đồng hồ ở Nam bán cầu. Trong một chất chống đông, luôn có sự chuyển động của không khí đi xuống, điều này ngăn cản sự xuất hiện của những đám mây mạnh và lượng mưa kéo dài.

Do đó, hoàn lưu trên quy mô lớn của khí quyển ở các vĩ độ ôn đới không ngừng bị suy giảm đến sự hình thành, phát triển, vận động, sau đó là sự suy yếu và biến mất của các xoáy thuận và nghịch lưu. Lốc xoáy phát sinh ở phía trước ngăn cách giữa các khối không khí ấm và lạnh di chuyển về phía các cực, tức là mang không khí ấm đến các vĩ độ cực. Ngược lại, các xoáy thuận phát sinh ở phía sau các xoáy thuận trong một khối không khí lạnh di chuyển đến các vĩ độ cận nhiệt đới, chuyển không khí lạnh đến đó.

Trên lãnh thổ châu Âu của Nga, trung bình có 75 cơn lốc xoáy xảy ra hàng năm. Đường kính của lốc đạt 1000 km trở lên. Ở châu Âu, trung bình có 36 kháng thể phản ứng mỗi năm, một số trong số đó có áp suất ở trung tâm hơn 1050 hPa. Áp suất trung bình ở Bắc bán cầu trên mực nước biển là 1013,7 hPa và ở Nam bán cầu là 1011,7 hPa.

Vào tháng Giêng, các khu vực áp suất thấp được quan sát thấy ở khu vực phía bắc của Đại Tây Dương và Thái Bình Dương, được gọi là Tiếng Iceland và Áp thấp Aleutian. Phiền muộn, hoặc áp suất cực tiểu, được đặc trưng bởi các giá trị áp suất tối thiểu - trung bình khoảng 995 hPa.

Trong cùng thời gian của năm, các khu vực áp suất cao xuất hiện trên Canada và châu Á, được gọi là vùng áp thấp của Canada và Siberi. Áp suất cao nhất (1075–1085 hPa) được ghi nhận ở Yakutia và Lãnh thổ Krasnoyarsk, và áp suất tối thiểu được ghi nhận trong các cơn bão trên Thái Bình Dương (880–875 hPa).

Áp thấp được quan sát thấy ở những khu vực thường xuyên xảy ra lốc xoáy, khi chúng di chuyển về phía đông và đông bắc, chúng dần dần lấp đầy và nhường chỗ cho các xoáy thuận. Các antiyclones của châu Á và Canada phát sinh do sự hiện diện ở các vĩ độ này của lục địa Á-Âu và Bắc Mỹ rộng lớn. Ở những khu vực này, chất chống lốc xoáy chiếm ưu thế hơn so với lốc xoáy vào mùa đông.

Vào mùa hè, trên các lục địa này, lược đồ của trường baric và hoàn lưu thay đổi hoàn toàn, và khu vực hình thành xoáy thuận ở Bắc bán cầu dịch chuyển lên các vĩ độ cao hơn.

Ở các vĩ độ ôn đới của Nam bán cầu, các xoáy thuận phát sinh trên bề mặt đồng nhất của các đại dương, di chuyển về phía đông nam, gặp băng ở Nam Cực và ngưng trệ ở đây, có khí áp thấp ở tâm của chúng. Vào mùa đông và mùa hè, Nam Cực được bao quanh bởi một vành đai áp suất thấp (985–990 hPa).

Ở các vĩ độ cận nhiệt đới, hoàn lưu khí quyển khác nhau giữa các đại dương và ở những khu vực giao nhau giữa lục địa và đại dương. Phía trên Đại Tây Dương và Thái Bình Dương ở vùng cận nhiệt đới của cả hai bán cầu có các khu vực có áp suất cao: đó là các nếp lồi cận nhiệt đới Azores và Nam Đại Tây Dương (hoặc các đáy baric) ở Đại Tây Dương và các nếp lồi cận nhiệt đới Hawaii và Nam Thái Bình Dương ở Thái Bình Dương.

Vùng xích đạo liên tục nhận nhiệt lượng mặt trời lớn nhất. Do đó, ở các vĩ độ xích đạo (lên đến 10 ° vĩ bắc và vĩ độ nam dọc theo đường xích đạo), áp suất khí quyển giảm được duy trì trong suốt cả năm, và ở các vĩ độ nhiệt đới, trong dải 30–40 ° N. và y.sh. - tăng lên, do đó các luồng khí không đổi được hình thành, hướng từ vùng nhiệt đới đến xích đạo. Các luồng không khí này được gọi là gió mậu dịch. Gió mậu dịch thổi quanh năm, cường độ chỉ thay đổi trong giới hạn không đáng kể. Đây là những cơn gió ổn định nhất trên Trái đất. Lực của gradient baric nằm ngang hướng luồng không khí từ khu vực có áp suất cao đến khu vực có áp suất thấp theo hướng kinh tuyến, tức là phía nam và phía bắc. Lưu ý: Gradient baric ngang là sự chênh lệch áp suất trên một đơn vị khoảng cách dọc theo pháp tuyến đến thanh đẳng.

Nhưng hướng kinh tế của gió mậu dịch thay đổi dưới tác dụng của hai lực quán tính - lực làm lệch hướng quay của Trái đất (lực Coriolis) và lực ly tâm, cũng như dưới tác dụng của lực ma sát không khí lên bề mặt trái đất. Lực Coriolis tác động lên mọi cơ thể di chuyển dọc theo kinh tuyến. Cho 1 kg không khí ở Bắc bán cầu nằm ở vĩ độ µ và bắt đầu di chuyển với tốc độ V dọc theo đường kinh tuyến về phía Bắc. Kilôgam không khí này, giống như bất kỳ vật thể nào trên Trái đất, có tốc độ quay tuyến tính U = ωr, ở đâu ω là vận tốc góc của chuyển động quay của Trái đất, và r là khoảng cách đến trục quay. Theo định luật quán tính, kg không khí này sẽ duy trì vận tốc thẳng U, mà anh ấy đã có ở vĩ độ µ . Di chuyển về phía bắc, nó sẽ tự thấy mình ở vĩ độ cao hơn, nơi bán kính quay nhỏ hơn và vận tốc chuyển động thẳng của vòng quay của Trái đất thấp hơn. Như vậy, thiên thể này sẽ vượt xa các thiên thể bất động nằm trên cùng một kinh tuyến, nhưng ở vĩ độ cao hơn.

Đối với một người quan sát, điều này sẽ giống như sự lệch hướng của cơ thể này sang bên phải dưới tác dụng của một lực nào đó. Lực này là lực Coriolis. Theo logic tương tự, một kg không khí ở Nam bán cầu sẽ lệch về bên trái của hướng chuyển động. Thành phần nằm ngang của lực Coriolis tác dụng lên 1kg không khí là SC = 2wVsinY. Nó làm lệch hướng không khí, tác dụng vuông góc với vectơ vận tốc V. Ở Bắc bán cầu, nó làm lệch vectơ này sang phải, và ở Nam bán cầu - sang trái. Nó dựa trên công thức rằng lực Coriolis không phát sinh nếu cơ thể ở trạng thái nghỉ ngơi, tức là nó chỉ hoạt động khi không khí chuyển động. Trong bầu khí quyển của Trái đất, các giá trị của gradient baric nằm ngang và lực Coriolis có cùng độ lớn, vì vậy đôi khi chúng gần như cân bằng lẫn nhau. Trong những trường hợp như vậy, chuyển động của không khí gần như là tuyến tính và nó không di chuyển dọc theo gradient áp suất, mà dọc theo hoặc gần thanh đẳng áp.

Các dòng không khí trong khí quyển thường có đặc tính xoáy, do đó, khi chuyển động như vậy, lực ly tâm sẽ tác dụng lên từng đơn vị khối lượng không khí. P = V / R, ở đâu V là tốc độ gió, và R là bán kính cong của quỹ đạo chuyển động. Trong khí quyển, lực này luôn nhỏ hơn lực gradient áp suất và do đó, có thể nói là một lực "cục bộ".

Đối với lực ma sát xuất hiện giữa không khí chuyển động và bề mặt Trái đất, nó làm chậm tốc độ gió ở một mức độ nhất định. Nó xảy ra như thế này: các khối lượng không khí thấp hơn, đã giảm tốc độ theo phương ngang của chúng do bề mặt trái đất không bằng phẳng, được chuyển từ các tầng thấp hơn lên trên. Do đó, lực ma sát trên bề mặt trái đất được truyền lên trên, dần dần yếu đi. Tốc độ gió chậm lại là điều đáng chú ý trong cái gọi là lớp ranh giới hành tinh, là 1,0 - 1,5 km. trên 1,5 km, tác dụng của ma sát là không đáng kể nên các lớp không khí cao hơn được gọi là bầu không khí tự do.

Ở vùng xích đạo, vận tốc chuyển động thẳng của chuyển động quay của Trái đất tương ứng là cao nhất, ở đây lực Coriolis là cao nhất. Do đó, trong vùng nhiệt đới ở Bắc bán cầu, gió mậu dịch hầu như luôn thổi từ đông bắc, và ở Nam bán cầu - từ đông nam.

Áp suất thấp ở đới xích đạo được quan sát liên tục, vào mùa đông và mùa hè. Dải áp suất thấp bao quanh toàn bộ địa cầu ở xích đạo được gọi là máng xích đạo.

Thu được sức mạnh trên các đại dương của cả hai bán cầu, hai luồng gió mậu dịch, di chuyển về phía nhau, lao về tâm của rãnh xích đạo. Trên đường áp suất thấp, chúng va chạm, tạo thành cái gọi là vùng hội tụ nội nhiệt đới(hội tụ có nghĩa là "sự hội tụ"). Kết quả của sự "hội tụ" này là có sự chuyển động đi lên của không khí và dòng chảy của nó lên trên các luồng gió mậu dịch đến vùng cận nhiệt đới. Quá trình này tạo điều kiện cho sự tồn tại của vùng hội tụ liên tục, quanh năm. Nếu không, các luồng không khí hội tụ của gió mậu dịch sẽ nhanh chóng lấp đầy khoảng trống.

Sự di chuyển tăng dần của không khí nhiệt đới ẩm dẫn đến sự hình thành của một lớp mây vũ tích mạnh mẽ dài 100-200 km, từ đó các trận mưa rào nhiệt đới rơi xuống. Vì vậy, nó chỉ ra rằng vùng hội tụ nội nhiệt đới trở thành nơi mà các trận mưa trút ra từ hơi nước thu được từ gió mậu dịch trên các đại dương.

Đơn giản như vậy, về mặt sơ đồ trông giống như một bức tranh về sự hoàn lưu của khí quyển ở vùng xích đạo của Trái đất.

Những cơn gió đổi hướng theo mùa được gọi là gió mùa. Từ "mawsin" trong tiếng Ả Rập, có nghĩa là "mùa", đã đặt tên cho những luồng không khí ổn định này.

Các cơn gió bão, không giống như các luồng phản lực, xảy ra ở một số khu vực nhất định trên Trái đất, nơi hai lần một năm các cơn gió thịnh hành di chuyển theo các hướng ngược nhau, tạo thành gió mùa mùa hè và mùa đông. Gió mùa mùa hạ là luồng không khí từ đại dương vào đất liền, còn gió mùa mùa đông từ đất liền vào đại dương. Đã biết đến gió mùa nhiệt đới và ngoại nhiệt đới. Ở Đông Bắc Ấn Độ và Châu Phi, gió mùa nhiệt đới mùa đông kết hợp với gió mậu dịch, trong khi gió mùa tây nam mùa hè phá hủy hoàn toàn gió mậu dịch. Các đợt gió mùa nhiệt đới mạnh nhất được quan sát thấy ở phần phía bắc của Ấn Độ Dương và ở Nam Á. Gió mùa ngoại nhiệt đới bắt nguồn từ các khu vực ổn định mạnh của áp cao vào mùa đông và áp thấp vào mùa hè trên lục địa.

Điển hình về vấn đề này là các vùng Viễn Đông của Nga, Trung Quốc và Nhật Bản. Ví dụ, Vladivostok nằm ở vĩ độ Sochi do tác động của gió mùa ngoại nhiệt đới nên mùa đông lạnh hơn Arkhangelsk, mùa hè thường có sương mù, lượng mưa, không khí ẩm và mát từ biển thổi vào.

Nhiều nước nhiệt đới ở Nam Á nhận được hơi ẩm do gió mùa nhiệt đới mùa hạ mang lại dưới dạng mưa lớn.

Bất kỳ cơn gió nào đều là kết quả của sự tương tác của các yếu tố vật lý khác nhau xuất hiện trong khí quyển qua các khu vực địa lý nhất định. Những cơn gió địa phương là những cơn gió. Chúng xuất hiện gần đường bờ biển của các biển và đại dương và có sự thay đổi hướng hàng ngày: ban ngày chúng thổi từ biển vào đất liền và ban đêm từ đất liền ra biển. Hiện tượng này được giải thích là do sự chênh lệch nhiệt độ trên biển và đất liền vào các thời điểm khác nhau trong ngày. Nhiệt dung của đất liền và của biển là khác nhau. Vào ban ngày, thời tiết ấm áp, các tia nắng mặt trời làm nóng đất liền nhanh hơn so với biển, và áp suất trên đất liền giảm xuống. Không khí bắt đầu chuyển động theo hướng có áp suất thấp hơn - thổi gió biển. Vào buổi tối, mọi thứ diễn ra theo chiều ngược lại. Mặt đất và không khí phía trên nó tỏa nhiệt nhanh hơn mặt biển, áp suất trở nên cao hơn mặt biển, và các khối khí lao về phía biển - thổi gió ven biển. Các làn gió đặc biệt khác biệt trong thời tiết nắng dịu, khi không có gì cản trở chúng, tức là các luồng không khí khác không được xếp chồng lên nhau, dễ dàng át gió. Tốc độ của gió hiếm khi cao hơn 5 m / s, nhưng ở vùng nhiệt đới, nơi có sự chênh lệch nhiệt độ giữa mặt biển và mặt đất là đáng kể, gió đôi khi thổi với tốc độ 10 m / s. Ở vĩ độ ôn đới, gió xâm nhập sâu vào lãnh thổ từ 25–30 km.

Trên thực tế, các loại gió đều là các loại gió mùa, chỉ ở quy mô nhỏ hơn - chúng có chu kỳ hàng ngày và hướng thay đổi phụ thuộc vào sự thay đổi của đêm và ngày, trong khi gió mùa có chu kỳ hàng năm và thay đổi hướng tùy thuộc vào thời gian trong năm.

Các dòng hải lưu, gặp bờ biển của các lục địa trên đường đi của chúng, được chia thành hai nhánh, hướng dọc theo bờ biển của các lục địa về phía bắc và nam. Ở Đại Tây Dương, nhánh phía nam tạo thành Dòng chảy Brazil, rửa các bờ biển Nam Mỹ, và nhánh phía bắc tạo thành Dòng chảy Vịnh ấm áp, đi vào Dòng chảy Bắc Đại Tây Dương, và dưới tên Dòng chảy Bắc Cape, đến Kola Bán đảo.

Ở Thái Bình Dương, nhánh phía bắc của dòng xích đạo đi vào Kuro-Sivo.

Trước đây chúng tôi đã đề cập đến dòng điện ấm theo mùa ngoài khơi bờ biển Ecuador, Peru và Bắc Chile. Nó thường xảy ra vào tháng 12 (không phải hàng năm) và khiến sản lượng cá đánh bắt xa bờ của các quốc gia này giảm mạnh do thực tế là có rất ít sinh vật phù du trong vùng nước ấm - nguồn thức ăn chính cho cá. Nhiệt độ vùng nước ven biển tăng mạnh gây ra sự phát triển của các đám mây vũ tích, từ đó tạo ra các trận mưa lớn.

Các ngư dân đã mỉa mai gọi đây là El Nino hiện tại ấm áp, có nghĩa là "món quà Giáng sinh" (từ tiếng Tây Ban Nha el ninjo - em bé, cậu bé). Nhưng chúng tôi muốn nhấn mạnh không phải nhận thức cảm tính của ngư dân Chile và Peru về hiện tượng này, mà là nguyên nhân thực thể của nó. Thực tế là sự gia tăng nhiệt độ nước ngoài khơi Nam Mỹ không chỉ do dòng điện ấm gây ra. Những thay đổi trong tình hình chung trong hệ thống "đại dương-khí quyển" ở vùng rộng lớn của Thái Bình Dương cũng được đưa ra bởi quá trình khí quyển, được gọi là " Dao động phía Nam". Quá trình này, tương tác với các dòng chảy, xác định tất cả các hiện tượng vật lý xảy ra ở vùng nhiệt đới. Tất cả những điều này khẳng định rằng sự luân chuyển của các khối khí trong khí quyển, đặc biệt là trên bề mặt của Đại dương Thế giới, là một quá trình phức tạp, đa chiều. Nhưng với tất cả sự phức tạp, di động và biến đổi của các dòng không khí, vẫn có những mô hình nhất định, do đó ở một số khu vực nhất định của Trái đất, các quá trình hoàn lưu khí quyển quy mô lớn chính cũng như cục bộ được lặp đi lặp lại từ năm này sang năm khác.

Trong phần kết của chương, chúng tôi đưa ra một số ví dụ về việc sử dụng năng lượng gió. Con người đã sử dụng năng lượng gió từ thời xa xưa, kể từ khi họ học cách đi thuyền trên biển. Sau đó là những chiếc cối xay gió, và sau này - động cơ gió - nguồn điện. Gió là nguồn năng lượng vĩnh cửu, trữ lượng thì khôn lường. Thật không may, việc sử dụng gió như một nguồn điện là rất khó khăn do sự thay đổi về tốc độ và hướng của nó. Tuy nhiên, với sự trợ giúp của các tuabin gió, người ta đã có thể sử dụng năng lượng gió khá hiệu quả. Các cánh quạt của cối xay gió khiến nó gần như luôn "chúi mũi" vào gió. Khi gió có đủ cường độ, dòng điện đi trực tiếp đến các hộ tiêu thụ: để thắp sáng, các thiết bị làm lạnh, các thiết bị cho các mục đích khác nhau và để sạc pin. Khi gió dịu đi, pin sẽ chuyển điện tích tụ vào lưới điện.

Tại các trạm khoa học ở Bắc Cực và Nam Cực, điện từ các tuabin gió cung cấp ánh sáng và nhiệt, đảm bảo hoạt động của các trạm phát thanh và các hộ tiêu thụ điện khác. Tất nhiên, tại mỗi trạm khoa học đều có các máy phát điện chạy dầu diesel, mà bạn cần phải có nguồn cung cấp nhiên liệu liên tục.

Các nhà hàng hải đầu tiên đã sử dụng sức mạnh của gió một cách tự phát mà không tính đến hệ thống của gió và các dòng hải lưu. Đơn giản là họ không biết gì về sự tồn tại của một hệ thống như vậy. Kiến thức về gió và dòng chảy đã được tích lũy qua nhiều thế kỷ và thậm chí hàng thiên niên kỷ.

Một trong những người cùng thời là nhà hàng hải Trung Quốc Zheng He trong thời gian 1405-1433. đã dẫn đầu một số cuộc thám hiểm vượt qua cái gọi là Con đường gió mùa lớn từ cửa sông Dương Tử đến Ấn Độ và các bờ biển phía đông của châu Phi. Thông tin về quy mô của chuyến thám hiểm đầu tiên đã được giữ nguyên. Nó bao gồm 62 tàu với 27.800 người tham gia. Đối với các cuộc thám hiểm bằng thuyền buồm, người Trung Quốc đã sử dụng kiến ​​thức của họ về các mô hình gió mùa. Từ Trung Quốc, họ đi biển vào cuối tháng 11 - đầu tháng 12, khi gió mùa đông bắc thổi qua. Một luồng gió tốt đã giúp họ đến được Ấn Độ và Đông Phi. Chúng quay trở lại Trung Quốc vào tháng 5 - tháng 6, khi gió mùa tây nam mùa hè được hình thành, trở về phía nam Biển Đông.

Hãy lấy một ví dụ từ một thời gian gần gũi hơn với chúng ta. Nó sẽ kể về những chuyến du hành của nhà khoa học Na Uy nổi tiếng Thor Heyerdahl. Với sự trợ giúp của gió, hay nói đúng hơn là với sự trợ giúp của gió mậu dịch, Heyerdahl đã có thể chứng minh giá trị khoa học của hai giả thuyết của mình. Giả thuyết đầu tiên là các đảo Polynesia ở Thái Bình Dương, theo Heyerdahl, có thể là nơi sinh sống vào một thời điểm nào đó của những người nhập cư từ Nam Mỹ, những người đã vượt qua một phần đáng kể của Thái Bình Dương trên những chiếc tàu thủy thô sơ của họ. Những chiếc thuyền này là những chiếc bè làm bằng gỗ balsa, điều đáng chú ý là sau một thời gian dài ở dưới nước, nó không thay đổi tỷ trọng và do đó không bị chìm.

Người Peru đã sử dụng những chiếc bè này hàng nghìn năm, thậm chí trước cả Đế chế Inca. Thor Heyerdahl vào năm 1947 đã buộc một bè gỗ balsa lớn và đặt tên nó là "Kon-Tiki", có nghĩa là Sun-Tiki - vị thần của tổ tiên người Polynesia. Đưa năm nhà thám hiểm lên chiếc bè của mình, anh đi thuyền từ Callao (Peru) đến Polynesia. Khi bắt đầu hành trình, chiếc bè mang theo dòng hải lưu Peru và gió mậu dịch Đông Nam, sau đó gió mậu dịch phía Đông của Thái Bình Dương bắt đầu hoạt động, trong gần ba tháng không bị gián đoạn, nó thường xuyên thổi về phía Tây, và sau 101 ngày. , Kon-Tiki đã đến một trong những hòn đảo thuộc quần đảo Tuamotu (nay là Polynesia thuộc Pháp) một cách an toàn.

Giả thuyết thứ hai của Heyerdahl là ông cho rằng rất có thể văn hóa của người Olmecs, Aztec, Maya và các bộ tộc khác ở Trung Mỹ đã được chuyển từ Ai Cập cổ đại. Điều này có thể xảy ra, theo nhà khoa học, bởi vì ngày xưa con người đã đi thuyền qua Đại Tây Dương trên những chiếc thuyền cói. Các luồng gió mậu dịch cũng giúp Heyerdahl chứng minh tính hợp lý của giả thuyết này.

Cùng với một nhóm vệ tinh có cùng chí hướng, anh đã thực hiện hai chuyến du hành trên những chiếc thuyền cói "Ra-1" và "Ra-2". Chiếc thuyền đầu tiên ("Ra-1") bị vỡ nát trước khi đến bờ biển Hoa Kỳ vài chục km. Phi hành đoàn đang gặp nguy hiểm nghiêm trọng, nhưng mọi thứ vẫn diễn ra tốt đẹp. Con thuyền cho chuyến đi thứ hai ("Ra-2") được dệt bởi các "chuyên gia cao cấp" - những người da đỏ từ Trung tâm Andes. Rời cảng Safi (Maroc), con thuyền cói "Ra-2" sau 56 ngày vượt Đại Tây Dương và đến đảo Barbados (cách bờ biển Venezuela khoảng 300-350 km), đã trải qua quãng đường 6100 km. . Lúc đầu, gió mậu dịch đông bắc lái thuyền, và bắt đầu từ giữa đại dương, gió mậu dịch đông.

Bản chất khoa học của giả thuyết thứ hai của Heyerdahl đã được chứng minh. Nhưng một điều khác cũng đã được chứng minh: bất chấp kết quả thành công của chuyến đi, một chiếc thuyền buộc từ những bó cói, lau sậy, lau sậy hoặc các loại cây thủy sinh khác không thích hợp để bơi trong đại dương. Không nên sử dụng "vật liệu đóng tàu" như vậy, vì nó nhanh chóng bị ướt và chìm xuống nước. Chà, nếu vẫn còn những người nghiệp dư bị ám ảnh bởi khao khát được bơi qua đại dương trên một chiếc tàu thủy kỳ lạ nào đó, thì hãy ghi nhớ rằng một chiếc bè gỗ balsa đáng tin cậy hơn một chiếc thuyền cói, và hành trình như vậy cũng luôn và trong mọi trường hợp nguy hiểm.

© Vladimir Kalanov,
"Kiên thức là sức mạnh"

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.

là nhân tố quan trọng trong việc hình thành khí hậu. Nó được thể hiện bằng sự chuyển động của nhiều loại khối khí khác nhau.

không khí- Đây là những phần chuyển động của tầng đối lưu, khác xa nhau về nhiệt độ và độ ẩm. Các khối khí là hàng hải và lục địa.

Các khối khí hàng hải hình thành trên các đại dương. Chúng ẩm ướt hơn so với lục địa hình thành trên đất liền.

Trong các đới khí hậu khác nhau của Trái đất, các khối khí riêng của chúng được hình thành: xích đạo, nhiệt đới, ôn đới, bắc cực và Nam Cực.

Di chuyển, các khối khí giữ được đặc tính của chúng trong một thời gian dài và do đó quyết định thời tiết của những nơi chúng đến.

Khối không khí Bắc Cựcđược hình thành trên Bắc Băng Dương (vào mùa đông - và ở phía bắc của lục địa Á-Âu và Bắc Mỹ). Chúng được đặc trưng bởi nhiệt độ thấp, độ ẩm thấp và độ trong suốt của không khí cao. Sự xâm nhập của các khối khí Bắc Cực vào các vĩ độ ôn đới gây ra sự lạnh đi rõ rệt. Đồng thời, thời tiết chủ yếu là quang đãng và có mây vài nơi. Khi di chuyển sâu vào đất liền xuống phía nam, các khối khí ở bắc cực biến đổi thành khối khí lục địa khô của các vùng ôn đới.

Bắc cực lục địa các khối khí hình thành trên Bắc Cực băng giá (ở phần trung tâm và phía đông của nó) và trên bờ biển phía bắc của lục địa (vào mùa đông). Đặc điểm của chúng là nhiệt độ không khí rất thấp và độ ẩm thấp. Sự xâm nhập của các khối không khí Bắc Cực lục địa vào đất liền dẫn đến sự lạnh đi nghiêm trọng trong thời tiết quang đãng.

Biển bắc cực các khối khí được hình thành trong điều kiện ấm hơn: phía trên vùng nước không có băng có nhiệt độ không khí cao hơn và độ ẩm cao - đây là Bắc Cực thuộc Châu Âu. Sự xâm nhập của các khối không khí như vậy vào đất liền vào mùa đông thậm chí còn gây ra hiện tượng ấm lên.

Một chất tương tự của không khí Bắc Cực của Bắc bán cầu ở Nam bán cầu là Các khối khí ở Nam Cực.Ảnh hưởng của chúng mở rộng đến một mức độ lớn hơn đến các bề mặt biển lân cận và hiếm khi đến rìa phía nam của lục địa Nam Mỹ.

Vừa phải không khí (cực) là không khí của các vĩ độ ôn đới. Các khối không khí vừa phải xâm nhập vào vùng cực, cũng như các vĩ độ cận nhiệt đới và nhiệt đới.

Ôn đới lục địa các khối không khí vào mùa đông thường mang lại thời tiết rõ ràng với sương giá nghiêm trọng, và vào mùa hè - khá ấm áp, nhưng nhiều mây, thường xuyên có mưa, kèm theo giông bão.

ôn đới hải dương các khối khí được gió Tây mang vào đất liền. Chúng được phân biệt bởi độ ẩm cao và nhiệt độ vừa phải. Vào mùa đông, các khối không khí ôn đới biển mang lại thời tiết nhiều mây, lượng mưa lớn và tan băng, và vào mùa hè - nhiều mây, mưa và nhiệt độ giảm xuống.

nhiệt đới các khối khí được hình thành ở vĩ độ nhiệt đới và cận nhiệt đới, và vào mùa hè - ở các vùng lục địa ở phía nam vĩ độ ôn đới. Không khí nhiệt đới xâm nhập vào các vùng vĩ độ ôn đới và xích đạo. Nhiệt là đặc điểm chung của không khí nhiệt đới.

Nhiệt đới lục địa khối không khí khô và bụi, và khối không khí nhiệt đới hàng hải- độ ẩm cao.

không khí xích đạo, có nguồn gốc từ khu vực áp thấp xích đạo, rất ấm áp và ẩm ướt. Vào mùa hè ở Bắc bán cầu, không khí xích đạo di chuyển lên phía bắc được hút vào hệ thống hoàn lưu của nhiệt đới gió mùa.

Các khối khí xích đạo hình thành ở đới xích đạo. Chúng được phân biệt bởi nhiệt độ và độ ẩm cao quanh năm, và điều này áp dụng cho các khối khí hình thành cả trên đất liền và trên đại dương. Vì vậy, không khí xích đạo không được phân chia thành các tiểu kiểu biển và lục địa.

Toàn bộ hệ thống các dòng không khí trong khí quyển được gọi là hoàn lưu chung của khí quyển.

mặt trước khí quyển

Các khối khí liên tục chuyển động, thay đổi tính chất của chúng (biến đổi), nhưng ranh giới khá rõ ràng vẫn còn giữa chúng - các vùng chuyển tiếp rộng vài chục km. Các khu vực biên giới này được gọi là mặt trận khí quyển và được đặc trưng bởi một trạng thái không ổn định về nhiệt độ, độ ẩm không khí ,.

Giao điểm của mặt trước như vậy với bề mặt trái đất được gọi là tiền tuyến khí quyển.

Khi một mặt trước khí quyển đi qua bất kỳ khu vực nào, các khối lượng không khí thay đổi trên nó và kết quả là thời tiết thay đổi.

Lượng mưa trực diện là điển hình cho các vĩ độ ôn đới. Trong khu vực phía trước khí quyển, các đám mây hình thành rộng lớn với chiều dài hàng nghìn km hình thành và xuất hiện lượng mưa. Làm thế nào để chúng phát sinh? Mặt trước khí quyển có thể coi là ranh giới của hai khối khí nghiêng với bề mặt trái đất một góc rất nhỏ. Không khí lạnh ở bên cạnh không khí ấm và ở trên nó ở dạng hình nêm nhẹ. Trong trường hợp này, không khí ấm bốc lên vùng không khí lạnh và nguội đi, tiến tới bão hòa. Mây hình thành từ đó lượng mưa rơi xuống.

Nếu phía trước di chuyển về phía không khí lạnh đang rút lui, hiện tượng nóng lên xảy ra; một mặt trận như vậy được gọi là ấm. phía trước lạnh lùng, ngược lại, nó di chuyển về phía lãnh thổ bị chiếm đóng bởi không khí ấm (Hình 1).

Cơm. 1. Các loại mặt trước khí quyển: a - mặt trước ấm áp; b - mặt trước lạnh lùng