La condensación es un cambio en la covocación de una sustancia de gaseosa a líquida o sólida. Pero, ¿qué es la condensación en la mastaba del planeta?

En un momento dado, la atmósfera del planeta Tierra contiene más de 13 mil millones de toneladas de humedad. Esta cifra es casi constante, ya que las pérdidas debidas a la precipitación se reponen en última instancia de forma continua mediante la evaporación.

La tasa de circulación de la humedad en la atmósfera.

La tasa de circulación de la humedad en la atmósfera se estima en una cifra colosal: alrededor de 16 millones de toneladas por segundo o 505 mil millones de toneladas por año. Si de repente todo el vapor de agua de la atmósfera se condensara y cayera en forma de precipitación, entonces esta agua podría cubrir toda la superficie del globo con una capa de unos 2,5 centímetros, es decir, la atmósfera contiene una cantidad de humedad equivalente. a solo 2,5 centímetros de lluvia.

¿Cuánto tiempo tiene una molécula de vapor en la atmósfera?

Dado que en la Tierra, en promedio, 92 centímetros caen por año, entonces, por lo tanto, la humedad en la atmósfera se renueva 36 veces, es decir, 36 veces la atmósfera se satura de humedad y se libera de ella. Esto significa que una molécula de vapor de agua permanece en la atmósfera durante un promedio de 10 días.

Ruta de la molécula de agua


Una vez evaporada, una molécula de vapor de agua generalmente se desplaza cientos y miles de kilómetros hasta que se condensa y precipita sobre la Tierra. El agua, la nieve o el granizo en las alturas de Europa Occidental, supera aproximadamente los 3000 km del Atlántico Norte. Se producen varios procesos físicos entre la transformación del agua líquida en vapor y la precipitación en la Tierra.

Desde la cálida superficie del Atlántico, las moléculas de agua ingresan al aire cálido y húmedo, que posteriormente se eleva por encima del aire más frío (más denso) y más seco que lo rodea.

Si en este caso se observa una fuerte mezcla turbulenta de masas de aire, entonces aparecerán una capa de mezcla y nubes en la atmósfera en el borde de dos masas de aire. Aproximadamente el 5% de su volumen es humedad. El aire saturado con vapor es siempre más ligero, en primer lugar, porque se calienta y proviene de una superficie cálida, y en segundo lugar, porque 1 metro cúbico de vapor puro es aproximadamente 2/5 más ligero que 1 metro cúbico de aire limpio y seco a la misma temperatura y presión. De esto se deduce que el aire húmedo es más ligero que el aire seco, e incluso más cálido y húmedo. Como veremos más adelante, este es un hecho muy importante para los procesos de cambio climático.

Moviendo masas de aire

El aire puede subir por dos razones: ya sea porque se vuelve más liviano como resultado del calentamiento y la humidificación, o porque actúan fuerzas que hacen que se eleve por encima de ciertos obstáculos, por ejemplo, sobre masas de aire más frío y denso o sobre colinas y montañas. .

Enfriamiento

El aire ascendente, que cae en capas con menor presión atmosférica, se ve obligado a expandirse y enfriarse al mismo tiempo. La expansión requiere el gasto de energía cinética, que se toma a expensas de la energía térmica y potencial del aire atmosférico, y este proceso conduce inevitablemente a una disminución de la temperatura. La velocidad de enfriamiento de la porción ascendente de aire a menudo cambia si esta porción se mezcla con el aire circundante.

Gradiente adiabático seco

El aire seco, en el que no hay condensación ni evaporación, además de mezclarse, no recibe energía de otra forma, se enfría o calienta a un ritmo constante (en 1 ° C cada 100 metros) a medida que sube o baja. Este valor se denomina gradiente adiabático seco. Pero si la masa de aire ascendente está húmeda y se produce condensación en ella, entonces se libera el calor latente de la condensación y la temperatura del aire saturado de vapor desciende mucho más lentamente.

Gradiente adiabático húmedo

Esta cantidad de cambio de temperatura se denomina gradiente adiabático húmedo. No es constante, sino que cambia con un cambio en el valor del calor latente liberado, es decir, depende de la cantidad de vapor condensado. La cantidad de vapor depende de cuánto descienda la temperatura del aire. En las capas inferiores de la atmósfera, donde el aire es cálido y la humedad alta, el gradiente húmedo-adiabático es algo más de la mitad del gradiente seco-adiabático. Pero el gradiente húmedo-adiabático aumenta gradualmente con la altura ya una altura muy alta en la troposfera es prácticamente igual al gradiente seco-adiabático.

La flotabilidad del aire en movimiento está determinada por la relación entre su temperatura y la temperatura del aire circundante. Como regla general, en una atmósfera real, la temperatura del aire desciende de manera desigual con la altitud (este cambio se denomina simplemente gradiente).

Si la masa de aire es más cálida y, por lo tanto, menos densa que el aire circundante (y el contenido de humedad es constante), entonces se eleva de la misma manera que la pelota de un niño sumergida en un tanque. Por el contrario, cuando el aire en movimiento es más frío que el aire circundante, entonces su densidad es mayor y cae. Si el aire tiene la misma temperatura que las masas vecinas, entonces su densidad es igual y la masa permanece estacionaria o se mueve solo junto con el aire circundante.

Por lo tanto, hay dos procesos en la atmósfera, uno de los cuales contribuye al desarrollo del movimiento vertical del aire y el otro lo ralentiza.

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Respondiendo a la pregunta, qué es la masa de aire, podemos decir que es un hábitat humano. Lo respiramos, lo vemos, lo sentimos todos los días. Sin el aire circundante, la humanidad no podría continuar con su vida.

El papel de los flujos en el ciclo natural

¿Qué es la masa de aire? Trae condiciones climáticas cambiantes. Debido al movimiento natural del medio ambiente, la precipitación se mueve miles de kilómetros alrededor del mundo. La nieve y la lluvia, el frío y el calor vienen de acuerdo con los patrones establecidos. Los científicos pueden predecir el cambio climático profundizando en los patrones de los desastres naturales.

Intentemos responder a la pregunta: ¿qué es la masa de aire? Sus ejemplos llamativos incluyen ciclones que se mueven continuamente. El calentamiento o enfriamiento viene con ellos. Se mueven con un patrón constante, pero en raras ocasiones se desvían de su trayectoria habitual. Como resultado de tales perturbaciones, se encuentran cataclismos en la naturaleza.

Entonces, en el desierto, la nieve cae de los ciclones encontrados de varias temperaturas, o se forman tornados y huracanes. Todo esto se relaciona con la respuesta a la pregunta: ¿qué es la masa de aire? Depende de su estado, el clima, la saturación del aire con oxígeno o humedad.

Cambio de calor y frío: causas

Las masas de aire son el principal contribuyente a la formación del clima en la tierra. El calentamiento de las capas de la atmósfera se debe a la energía recibida del sol. Debido a los cambios de temperatura, la densidad del aire cambia. Las áreas más dispersas están llenas de volúmenes densos.

Las masas de aire son un conjunto de diferentes estados de capas gaseosas de la atmósfera, dependiendo de la redistribución del calor debido al cambio de día y noche. En la oscuridad, el aire se enfría, aparece un viento que pasa de capas más densas a enrarecidas. La fuerza del flujo depende de la tasa de disminución de la temperatura, el terreno y la humedad.

El movimiento de masas está influenciado por caídas de temperatura tanto horizontales como verticales. Durante el día, la tierra recibe calor del sol, comenzando a dárselo a la atmósfera inferior al anochecer. Este proceso continúa durante toda la noche y por la mañana el vapor de agua se concentra en el aire. Esto provoca precipitaciones: rocío, lluvia, niebla.

¿Qué son los estados gaseosos?

La característica de las masas de aire es un valor cuantitativo con el que es posible describir determinados estados de las capas gaseosas y evaluarlas.

Hay tres indicadores principales de las capas troposféricas:

  • La temperatura proporciona información sobre el origen del desplazamiento de masa.
  • Humedad, aumentada en lugares ubicados cerca de mares, lagos y ríos.
  • La transparencia se determina externamente. Este parámetro está influenciado por partículas de polvo en el aire.

Se distinguen los siguientes tipos de masas de aire:

  • Tropical: muévete hacia latitudes templadas.
  • Ártico: masas frías que se mueven hacia latitudes cálidas desde la parte norte del planeta.
  • Antártico: frío, moviéndose desde el Polo Sur.
  • Moderar, por el contrario, las masas de aire caliente y pasar a los polos fríos.
  • Ecuatorial: los más cálidos, divergen en áreas con temperaturas más bajas.

Subtipos

Cuando las masas de aire se mueven, se transforman de un tipo geográfico a otro. Hay subtipos: continental, marino. En consecuencia, los primeros prevalecen en el lado de la tierra, los segundos traen humedad de los vastos mares y océanos. Existe una regularidad en la caída de temperatura para tales masas, dependiendo de la temporada: en verano, los vientos de tierra son mucho más cálidos y en invierno, los vientos del mar.

En todas partes prevalecen masas de aire, prevaleciendo constantemente debido a las leyes establecidas. Determinan el clima en un área determinada y, como resultado, esto conduce a una diferencia en la flora y la fauna. Recientemente, la transformación de las masas de aire ha cambiado significativamente debido a la vida humana.

La transformación de las masas de aire es más pronunciada en las costas, donde se encuentran los arroyos de la tierra y el mar. En algunas áreas, el viento no amaina ni un segundo. La mayoría de las veces está seco y no cambia de dirección durante mucho tiempo.

¿Cómo es la transformación de los arroyos en la naturaleza?

Las masas de aire se vuelven visibles bajo ciertas condiciones. Las nubes, las nubes, la niebla son ejemplos de tales fenómenos. Pueden ubicarse tanto a una altitud de miles de kilómetros como directamente sobre el suelo. Estos últimos se forman cuando la temperatura ambiente desciende bruscamente debido a la alta humedad.

El sol juega un papel importante en el interminable proceso de movimiento de las masas de aire. El cambio de día y noche conduce al hecho de que los arroyos se precipitan hacia arriba, levantando con ellos partículas de agua. En lo alto del cielo, cristalizan y comienzan a caer. En la temporada de verano, cuando hace suficiente calor, el hielo tiene tiempo de derretirse en vuelo, por lo que las precipitaciones se observan principalmente en forma de lluvia.

Y en invierno, cuando las corrientes frías pasan por el suelo, comienza a nevar o incluso a granizar. Por lo tanto, en áreas de latitudes ecuatoriales y tropicales, el aire cálido endereza los cristales. En las regiones de las regiones del norte, estas precipitaciones ocurren casi todos los días. Las corrientes frías se calientan desde la superficie de la tierra calentada, los rayos del sol pasan a través de las capas de aire. Pero el calor que desprende por la noche se convierte en el causante de la formación de nubes, rocío matutino, neblina.

¿Cómo reconoces un cambio de clima basado en ciertas señales?

Incluso en el pasado, aprendieron a predecir la precipitación mediante signos obvios:

  • Débilmente visible en la distancia o áreas blancas en forma de rayo.
  • Un fuerte aumento del viento indica la aproximación de masas frías. Puede llover, nieve.
  • Las nubes siempre se acumulan en áreas de baja presión. Hay una manera infalible de definir esta área. Para hacer esto, debe darle la espalda al arroyo y mirar un poco a la izquierda del horizonte. Si hay matorrales, esto es una clara señal de mal tiempo. No debe confundirse: las nubes en el lado derecho no son un signo de empeoramiento de las condiciones climáticas.
  • La aparición de un sudario blanquecino cuando el sol comienza a empañarse.

El viento amaina cuando pasa la zona fría. Los arroyos más cálidos llenan el vacío formado y, a menudo, se vuelve congestionado después de la lluvia.

El movimiento del aire

Todo el aire de la Tierra circula continuamente entre el ecuador y los polos. El aire calentado en el ecuador se eleva hacia arriba, se divide en dos partes, una parte comienza a moverse hacia el Polo Norte y la otra parte hacia el Polo Sur. Al llegar a los polos, el aire se enfría. En los polos, se retuerce y desciende.

Figura 1. Principio del aire arremolinado

Resultan dos vórtices enormes, cada uno de los cuales cubre un hemisferio completo, los centros de estos vórtices están en los polos.
Habiendo descendido por los polos, el aire comienza a retroceder al ecuador, en el ecuador el aire caliente se eleva. Luego se mueve de nuevo a los polos.
En las capas inferiores de la atmósfera, el movimiento es algo más complicado. En las capas inferiores de la atmósfera, el aire del ecuador, como de costumbre, comienza a moverse hacia los polos, pero en el paralelo 30 desciende. Una parte regresa al ecuador, donde vuelve a ascender, mientras que la otra parte, habiendo descendido en el paralelo 30, continúa moviéndose hacia los polos.

Figura 2. Movimiento de aire del hemisferio norte

Concepto de viento

Viento - Movimiento de aire relativo a la superficie terrestre (componente horizontal de este movimiento), en ocasiones se habla de viento ascendente o descendente, teniendo en cuenta su componente vertical.

Velocidad del viento

Evaluación de la velocidad del viento en puntos, los llamados Escala de Beaufort, según el cual todo el intervalo de posibles velocidades del viento se divide en 12 gradaciones. Esta escala conecta la fuerza del viento con sus diversos efectos, como el grado de aspereza en el mar, el balanceo de ramas y árboles, la propagación del humo de las chimeneas, etc. Cada gradación de la escala de Beaufort tiene un nombre específico. Entonces, cero de la escala de Beaufort corresponde a calma, es decir, ausencia total de viento. Un viento de 4 puntos, según Beaufort, se llama moderado y corresponde a una velocidad de 5-7 m / s; 7 puntos - fuerte, con una velocidad de 12-15 m / s; 9 puntos - una tormenta, con una velocidad de 18-21 m / s; finalmente, un viento de 12 puntos según Beaufort ya es un huracán, con un velocidad de más de 29 m / s . Cerca de la superficie de la tierra, la mayoría de las veces es necesario lidiar con vientos, cuyas velocidades son del orden de 4-8 m / sy rara vez superan los 12-15 m / s. Sin embargo, en tormentas y huracanes de latitudes moderadas , las velocidades pueden superar los 30 m / s, y en algunas ráfagas alcanzan los 60 m / s. En huracanes tropicales, las velocidades del viento alcanzan hasta 65 m / s, y las ráfagas individuales, hasta 100 m / s. En vórtices de pequeña escala ( tornados, coágulos), son posibles velocidades de más de 100 m / seg. En las llamadas corrientes en chorro en la troposfera superior y la estratosfera inferior, la velocidad media del viento durante un tiempo prolongado y en un área grande puede alcanzar los 70-100 m / s . La velocidad del viento cerca de la superficie terrestre se mide con anemómetros de varios diseños. Los instrumentos para medir el viento en las estaciones terrestres se instalan a una altura de 10 a 15 m sobre la superficie terrestre.

Tabla 1. FUERZA DEL VIENTO.
Escala de Beaufort para determinar la fuerza del viento.
Puntos Señales visuales en tierra Velocidad del viento, km / h Términos que definen la fuerza del viento
Tranquilamente; el humo se eleva verticalmente Menos de 1,6 Calma
La dirección del viento se nota por la desviación del humo, pero no por la veleta. 1,6–4,8 Tranquilo
El viento lo siente la piel del rostro; susurro de hojas; las veletas ordinarias giran 6,4–11,2 Luz
Las hojas y las ramitas están en constante movimiento; banderas de luz ondeando 12,8–19,2 Débil
El viento levanta polvo y papel; balanceando ramas delgadas 20,8–28,8 Moderar
Los árboles frondosos se balancean; aparecen ondas en los estanques terrestres 30,4–38,4 Fresco
Las ramas gruesas se balancean; el silbido del viento se escucha en los cables eléctricos; difícil sostener un paraguas 40,0–49,6 Fuerte
Los troncos de los árboles se balancean; es difícil ir contra el viento 51,2–60,8 Fuerte
Las ramas de los árboles se rompen; casi imposible ir contra el viento 62,4–73,6 Muy fuerte
Daños menores; el viento sopla de las campanas de humo y las tejas de los techos 75,2–86,4 Tormenta
En tierra es raro. Los árboles se levantan desde las raíces. Daños significativos a los edificios. 88,0–100,8 Tormenta fuerte
En tierra es muy raro. Acompañado de destrucción en un área grande. 102,4–115,2 Tormenta brutal
Destrucción severa (las puntuaciones 13-17 fueron agregadas por la Oficina Meteorológica de EE. UU. En 1955 y aplicadas en las escalas de EE. UU. Y Reino Unido) 116,8–131,2 Huracán
132,8–147,2
148,8–164,8
166,4–182,4
184,0–200,0
201,6–217,6

Dirección del viento

La dirección del viento se refiere a la dirección desde la que sopla. Puede indicar esta dirección nombrando el punto en el horizonte desde el cual sopla el viento, o el ángulo formado por la dirección del viento con el meridiano del lugar, es decir. su acimut. En el primer caso, se distinguen ocho puntos básicos del horizonte: norte, noreste, este, sureste, sur, suroeste, oeste, noroeste. Y ocho puntos intermedios entre ellos: norte-noreste, este-noreste, este-sureste, sur-sureste, sur-suroeste, oeste-suroeste, oeste-noroeste, norte-noroeste. Se abrevian dieciséis puntos, que indican la dirección desde la que sopla el viento:

Tabla 2. DESIGNACIONES ABREVIADAS DE RUMBES
CON norte V mi NS S W
CCB NNE SEV ESE Sur oeste SSW ZSZ Wnw
CB nordeste SE SE sudoeste sudoeste SZ noroeste
BCB ENE SE SSE ZYUZ WSW CVD NNW
N - norte, E - este, S - sur, W - oeste

Circulación de la atmósfera.

Circulación de la atmósfera. - las observaciones meteorológicas del estado de la capa de aire de la tierra - la atmósfera - muestran que no está en reposo en absoluto: con la ayuda de veletas y anemómetros, observamos constantemente en forma de viento la transferencia de masas de aire desde De un lugar a otro. El estudio de los vientos en diferentes áreas del globo ha demostrado que los movimientos de la atmósfera en esas capas inferiores que son accesibles a nuestra observación tienen un carácter muy diferente. Hay zonas donde los fenómenos del viento, como otras características del tiempo, tienen un carácter de estabilidad muy claramente expresado, un conocido afán de constancia. En otras áreas, los vientos cambian su carácter con tanta rapidez y frecuencia, su dirección y fuerza cambian tan abrupta y repentinamente, como si no hubiera legitimidad en sus rápidos cambios. Sin embargo, con la introducción del método sinóptico para el estudio de los cambios no periódicos del clima, se hizo posible notar alguna conexión entre la distribución de la presión y el movimiento de las masas de aire; Otros estudios teóricos de Ferrel, Guldberg y Mon, Helmholtz, Bezold, Oberbeck, Sprung, Werner Siemens y otros meteorólogos explicaron dónde y cómo se originan las corrientes de aire y cómo se distribuyen sobre la superficie de la tierra y en la masa de la atmósfera. Un estudio cuidadoso de mapas meteorológicos que representan el estado de la capa inferior de la atmósfera, el clima en la misma superficie de la tierra, mostró que la presión atmosférica se distribuye de manera bastante desigual sobre la superficie de la tierra, generalmente en forma de áreas con un nivel más bajo o más bajo. mayor presión que en el área circundante; según el sistema de vientos que surgen en ellas, estas áreas representan vórtices atmosféricos reales. Las áreas de presión reducida generalmente se denominan mínimos barométricos, depresiones barométricas o ciclones; las áreas de mayor presión se denominan máximos barométricos o anticiclones. Todo el clima en el área ocupada por ellos está estrechamente relacionado con estas áreas, que difiere marcadamente para áreas de baja presión del clima en áreas de presión relativamente alta. Moviéndose a lo largo de la superficie terrestre, las áreas mencionadas llevan consigo el clima inherente característico, y por sus movimientos provocan sus cambios no periódicos. Un estudio más detallado de esas y otras áreas llevó a la conclusión de que estos tipos de distribución de la presión atmosférica aún pueden tener un carácter diferente en términos de su capacidad para mantener su existencia y cambiar su posición en la superficie de la tierra, difieren en una estabilidad muy diferente: hay mínimos y máximos barométricos, temporales y permanentes. Mientras que los primeros, los vórtices, son temporales y no muestran suficiente estabilidad y cambian más o menos rápidamente su lugar en la superficie terrestre, a veces aumentando, luego debilitándose y, finalmente, desintegrándose por completo en períodos de tiempo relativamente cortos, las regiones de máximos constantes y los mínimos son extremadamente estables y se mantienen durante mucho tiempo, sin cambios significativos, en el mismo lugar. Por supuesto, la estabilidad del clima y la naturaleza de las corrientes de aire en el área que ocupan están estrechamente relacionadas con la diferente estabilidad de estas áreas: clima constante, estable y un sistema de vientos definido e invariable, que permanecerá en su lugar. de su existencia durante meses, corresponderá a constantes altibajos; Los remolinos temporales, con sus movimientos y cambios rápidos y constantes, provocan un clima extremadamente cambiante y un sistema de vientos muy inestable para una región determinada. Así, en la capa inferior de la atmósfera, cerca de la superficie terrestre, los movimientos atmosféricos son muy diversos y complejos, y además, no siempre ni siempre tienen la suficiente estabilidad, especialmente en aquellas regiones donde predominan los remolinos de carácter temporal. ¿Cuáles serán los movimientos de las masas de aire en las capas algo más altas de la atmósfera? Las observaciones ordinarias no dicen nada; sólo las observaciones de los movimientos de las nubes permiten pensar que allí, a cierta altura sobre la superficie terrestre, todos los movimientos de las masas de aire en general están algo simplificados, son de carácter más definido y uniforme. Mientras tanto, no faltan hechos que indiquen la enorme influencia de las capas altas de la atmósfera sobre el clima en las inferiores: basta, por ejemplo, para indicar que la dirección del movimiento de los vórtices temporales es, aparentemente, en directa. proporcional al movimiento de las capas altas de la atmósfera. Por lo tanto, incluso antes de que la ciencia comenzara a tener a su disposición un número suficiente de hechos para resolver el problema de los movimientos de las capas altas de la atmósfera, ya existían algunas teorías que intentaban combinar todas las observaciones individuales de los movimientos de las capas inferiores. capas del aire y crean un esquema general de la atmósfera central; tal fue, por ejemplo, la teoría de la atmósfera de la atmósfera dada por Mori. Pero, hasta que no se recopilara un número suficiente de hechos, hasta que se aclarara por completo la relación entre la presión del aire en estos puntos y sus movimientos, hasta entonces tales teorías, basadas más en hipótesis que en datos reales, no podían dar una idea real de Lo que en realidad puede suceder y sucede en la atmósfera. Solo a fines del siglo XIX pasado. Se habían acumulado suficientes hechos para esto, y la dinámica de la atmósfera se desarrolló hasta tal punto que fue posible dar una imagen real, y no adivinatoria, de la atmósfera de la atmósfera. El honor de resolver el problema de la circulación general de masas de aire en la atmósfera pertenece al meteorólogo estadounidense. William Ferrell- una solución tan general, completa y correcta que todos los investigadores posteriores en esta área solo trabajaron en los detalles o hicieron más adiciones a las ideas básicas de Ferrel. La razón principal de todos los movimientos en la atmósfera es el calentamiento desigual de varios puntos de la superficie terrestre por los rayos del sol. La diferencia de calentamiento implica la aparición de una diferencia de presión sobre puntos calentados de manera diferente; y el resultado de la diferencia de presión será siempre e invariablemente el movimiento de masas de aire desde lugares de mayor presión a lugares de menor presión. Por lo tanto, debido al fuerte calentamiento de las latitudes ecuatoriales y la muy baja temperatura de los países polares en ambos hemisferios, el aire adyacente a la superficie terrestre debería ponerse en movimiento. Si, de acuerdo con las observaciones disponibles, calculamos las temperaturas promedio de diferentes latitudes, entonces el ecuador estará en promedio 45 ° más cálido que los polos. Para determinar la dirección del movimiento, es necesario rastrear la distribución de la presión en la superficie de la tierra y en la masa de la atmósfera. Para excluir la distribución desigual de la tierra y el agua sobre la superficie terrestre, que complica enormemente todos los cálculos, Ferrel asumió que tanto la tierra como el agua están distribuidos uniformemente a lo largo de los paralelos, y calculó las temperaturas promedio de varios paralelos, una disminución de la temperatura. a medida que se eleva a cierta altura sobre la superficie de la tierra y presión en el fondo; y luego, a partir de estos datos, ya calculó la presión en algunas otras alturas. La siguiente tablilla pequeña presenta el resultado de los cálculos de Ferrel y da la distribución de la presión en promedio sobre latitudes en la superficie de la tierra y en alturas de 2000 y 4000 m.

Cuadro 3. DISTRIBUCIÓN DE LA PRESIÓN DE LATTITUD EN LA SUPERFICIE DE LA TIERRA Y EN LAS ALTURAS DE 2000 Y 4000 M
Presión promedio en el hemisferio norte
En latitud: 80 ○ 70 ○ 60 ○ 50 ○ 40 ○ 30 ○ 20 ○ 10 ○
Al nivel del mar 760,5 758,7 758,7 760,07 762,0 761,7 759,2 757,9
A una altitud de 2000 m 582,0 583,6 587,6 593,0 598,0 600,9 600,9 600,9
A una altitud de 4000 m 445,2 446,6 451,9 457,0 463,6 468,3 469,9 470,7
Presión promedio en el hemisferio sur
En latitud: (ecuador) 10 ○ 20 ○ 30 ○ 40 ○ 50 ○ 60 ○ 70 ○
Al nivel del mar 758,0 759,1 761,7 763,5 760,5 753,2 743,4 738,0
A una altitud de 2000 m 601,1 601,6 602,7 602,2 597,1 588,0 577,0 569,9
A una altitud de 4000 m 471,0 471,1 471,1 469,3 463,1 453,7 443,9 437,2

Si dejamos de lado por el momento la capa más baja de la atmósfera, donde la distribución de temperatura, presión y también corrientes es muy desigual, entonces a cierta altura, como se puede ver en la placa, debido a la corriente ascendente de aire caliente cerca del ecuador, encontramos sobre este último aumento de presión, disminuyendo uniformemente hacia los polos y aquí alcanzando su valor más pequeño. Con tal distribución de presión a estas alturas sobre la superficie de la tierra, debería formarse un tremendo flujo, cubriendo todo el hemisferio y llevando las masas de aire caliente y caliente que se elevan cerca del ecuador a los centros de baja presión, a los polos. Si tenemos en cuenta la acción deflectora de la fuerza centrífuga, que se produce a partir de la rotación diaria de la tierra alrededor de su eje, que debería desviar cualquier cuerpo en movimiento hacia la derecha desde la dirección inicial en el hemisferio norte, hacia la izquierda en el hemisferio sur. hemisferios, luego en las alturas consideradas en cada hemisferio, el flujo formado obviamente se convertirá en, en un gran vórtice, llevando masas de aire en la dirección del suroeste al noreste en el norte, del noroeste al sureste en el hemisferio sur .

Las observaciones del movimiento de los cirros y otros confirman estas conclusiones teóricas. A medida que los círculos de latitudes se estrechan a medida que se acercan a los polos, aumentará la velocidad de movimiento de las masas de aire en estos vórtices, pero hasta cierto límite; luego se vuelve más permanente. Cerca del polo, las masas de aire que ingresan deben descender, dando paso al aire recién ingresado, formando una corriente descendente, y luego hacia abajo deben fluir de regreso al ecuador. Entre ambas corrientes debe haber a cierta altura una capa neutra de aire en reposo. Abajo, sin embargo, no se observa una transferencia tan correcta de masas de aire desde los polos al ecuador: la placa anterior muestra que en la capa de aire inferior la presión atmosférica será la más alta debajo, no en los polos, como debería haber sido con la distribución correcta correspondiente al superior. La presión más alta en la capa inferior cae en una latitud de aproximadamente 30 ° -35 ° en ambos hemisferios; por tanto, desde estos centros de mayor presión, las corrientes más bajas se dirigirán tanto a los polos como al ecuador, formando dos sistemas de vientos separados. La razón de este fenómeno, teóricamente también explicada por Ferrell, es la siguiente. Resulta que a cierta altura sobre la superficie terrestre, dependiendo del cambio en la latitud del lugar, la magnitud del gradiente y el coeficiente de fricción, la componente meridional de la velocidad de las masas de aire puede caer a 0. Esto es precisamente lo que ocurre en latitudes de aprox. 30 ° -35 °: aquí, a cierta altitud, no solo no existe movimiento de aire hacia los polos, sino que incluso debido a su continuo aflujo desde el ecuador y desde los polos, su acumulación, lo que lleva a un aumento de la presión. en estas latitudes de abajo ... Así, en la misma superficie de la tierra en cada hemisferio, como ya se mencionó, surgen dos sistemas de corrientes: de 30 ° a los polos, soplan vientos, dirigidos en promedio de suroeste a noreste en el norte, de noroeste a el sureste en el hemisferio sur; los vientos soplan de 30 ° al ecuador de NE a SW en el norte, de SE a NW en el hemisferio sur. Estos dos últimos sistemas de vientos, que soplan en ambos hemisferios entre el ecuador y los 31 ° de latitud, forman una especie de anillo ancho que separa ambos grandiosos vórtices en las capas inferior y media de la atmósfera, llevando aire desde el ecuador a los polos (ver también presión atmosférica). Donde se forman corrientes de aire ascendentes y descendentes, se observa tranquilidad; este es precisamente el origen de las zonas de silencio ecuatoriales y tropicales; un cinturón de silencio similar debería existir, según Ferrell, en los polos.

Sin embargo, ¿adónde va el flujo de aire inverso que se extiende desde los polos hacia el ecuador a lo largo del fondo? Pero es necesario tener en cuenta que con la distancia de los polos aumentan rápidamente las dimensiones de los círculos de latitudes y, en consecuencia, el área de cinturones de igual ancho, ocupada por las masas de aire en expansión; que el caudal debe disminuir rápidamente en proporción inversa al aumento en estas áreas; que en los polos, finalmente, el aire, fuertemente enrarecido en las capas superiores, desciende de arriba a abajo, cuyo volumen disminuye muy rápidamente a medida que aumenta la presión hacia abajo. Todas estas razones explican completamente por qué es difícil, e incluso directamente imposible, realizar un seguimiento de estos flujos inferiores inversos a cierta distancia de los polos. Este es, en términos generales, un diagrama de la atmósfera circulante general, asumiendo una distribución uniforme de tierra y agua a lo largo de los paralelos, dado por Ferrell. Las observaciones lo confirman plenamente. Solo en la capa inferior de la atmósfera las corrientes de aire, como el propio Ferrel indica, serán mucho más complicadas que este esquema precisamente por la desigual distribución de la tierra y el agua, y la irregularidad de su calentamiento por los rayos del sol y su enfriamiento en el medio. ausencia o disminución de la insolación; Las montañas y colinas también tienen un impacto significativo en el movimiento de las capas más bajas de la atmósfera.

Un estudio cuidadoso de los movimientos de la atmósfera cerca de la superficie terrestre muestra, en general, que los sistemas de vórtices son la forma principal de tales movimientos. Comenzando con vórtices grandiosos, abarcando, según Ferrell, todos los hemisferios, torbellinos como se les puede llamar primer orden, cerca de la superficie terrestre, hay que observar sistemas de vórtices que van disminuyendo sucesivamente de tamaño, hasta vórtices elementales pequeños y simples, inclusive. Como resultado de la interacción de flujos con diferentes velocidades y direcciones en la región de vórtices de primer orden, cerca de la superficie terrestre, vórtices de segundo orden- los máximos y mínimos barométricos constantes y temporales mencionados al inicio de este artículo, que, por su origen, son como un derivado de los remolinos anteriores. El estudio de la formación de tormentas eléctricas llevó a A.V. Klossovsky y a otros investigadores a la conclusión de que estos fenómenos no son más que similares en estructura, pero incomparablemente más pequeños en tamaño en comparación con los anteriores. remolinos de tercer orden. Estos remolinos aparecen, aparentemente, en las afueras de los mínimos barométricos (remolinos de segundo orden), exactamente de la misma manera que los pequeños remolinos que giran y desaparecen muy rápidamente se forman alrededor de una gran depresión formada en el agua por un remo, que nosotros remar al navegar en un barco. Exactamente de la misma manera, los mínimos barométricos de segundo orden, que son potentes circulaciones de aire, durante su movimiento forman vórtices de aire más pequeños, que, en comparación con los mínimos que los forman, son de tamaño muy reducido.

Si estos vórtices van acompañados de fenómenos eléctricos, que a menudo pueden ser causados ​​por las correspondientes condiciones de temperatura y humedad en el aire que fluye hacia el centro del mínimo barométrico a lo largo del fondo, entonces aparecen en forma de vórtices de tormenta, acompañados de la Fenómenos habituales de descarga eléctrica, truenos y relámpagos. Si las condiciones no son favorables para el desarrollo de los fenómenos de tormenta, observamos estos remolinos de tercer orden en forma de tormentas que pasan rápidamente, ráfagas, chubascos, etc. Las atmósferas no se agotan. La estructura de los fenómenos de tornados, coágulos de sangre, etc. muestra que en estos fenómenos también se trata de vórtices reales; pero el tamaño de estos remolinos de cuarto orden incluso menos, incluso más insignificantes, que los vórtices de tormenta. El estudio de los movimientos de la atmósfera nos lleva, por tanto, a la conclusión de que los movimientos de las masas de aire se producen principalmente, si no exclusivamente, a través de la aparición de vórtices. Surgiendo bajo la influencia de condiciones puramente de temperatura, los vórtices de primer orden, que cubren todo el hemisferio, dan lugar a vórtices de dimensiones más pequeñas cerca de la superficie de la tierra; éstos, a su vez, son la causa de la aparición de vórtices aún más pequeños. Hay, por así decirlo, una diferenciación gradual de remolinos más grandes en más pequeños; pero el carácter básico de todos estos sistemas de vórtices sigue siendo completamente el mismo, desde los más grandes hasta los más pequeños, incluso en tornados y trombos.

Respecto a los remolinos de segundo orden - máximos y mínimos barométricos constantes y temporales - queda por decir lo siguiente. Los estudios de Hofmeier, Theisserand de Bohr e Hildebrandson indicaron una estrecha conexión entre la ocurrencia y especialmente el movimiento de los altibajos de la época, con los cambios experimentando altibajos constantes. El hecho mismo de que estos últimos, con todo tipo de cambios en el clima en las áreas circundantes, cambien muy poco sus límites o contornos, indica que aquí estamos tratando con algunas causas que actúan permanentemente y que se encuentran por encima de la influencia de los factores climáticos ordinarios. Según Teisserand de Bohr, las diferencias de presión causadas por un calentamiento o enfriamiento desigual de varias partes de la superficie terrestre, sumadas bajo la influencia de un aumento continuo del factor primario durante un período de tiempo más o menos largo, dan lugar a grandes variaciones barométricas. máximos y mínimos. Si la causa primaria actúa de forma continua o durante un tiempo suficientemente prolongado, el resultado de su acción serán sistemas de vórtice permanentes y estables. Habiendo alcanzado un cierto tamaño y suficiente intensidad, tales máximos y mínimos constantes ya son determinantes o reguladores del clima en grandes áreas de su circunferencia. Recientemente se han recibido máximos y mínimos tan grandes y constantes, cuando quedó claro su papel en los fenómenos meteorológicos de los países vecinos, el nombre centros de acción de la atmósfera. Debido a la invariabilidad en la configuración de la superficie terrestre y la consecuente continuidad de la influencia de la causa primaria que origina su existencia, la posición de tales máximos y mínimos en el globo es bastante definida e invariable hasta cierto punto. Pero, dependiendo de varias condiciones, sus límites y su intensidad pueden variar dentro de ciertos límites. Y estos cambios en su intensidad y sus contornos, a su vez, deberían afectar el clima no solo de los países vecinos, y en ocasiones incluso bastante distantes. Así, los estudios de Teisserand de Bohr establecieron por completo la dependencia del clima en Europa de uno de los siguientes centros de acción: las anomalías negativas, acompañadas de una disminución de la temperatura en comparación con lo normal, son causadas por el fortalecimiento y expansión del máximo siberiano o el fortalecimiento y empuje del máximo de las Azores; las anomalías positivas, con un aumento de la temperatura frente a lo normal, están en proporción directa con el movimiento y la intensidad del mínimo islandés. Hildebrandson fue aún más lejos en esta dirección y con bastante éxito intentó relacionar los cambios en la intensidad y el movimiento de los dos centros atlánticos nombrados con cambios no solo en el máximo siberiano, sino también en los centros de presión en el Océano Índico.

Masas de aire

Las observaciones meteorológicas se generalizaron en la segunda mitad del siglo XIX. Fueron necesarios para la compilación de mapas sinópticos que muestren la distribución de la presión y temperatura del aire, el viento y las precipitaciones. Como resultado del análisis de estas observaciones, se formó la idea de masas de aire. Este concepto hizo posible combinar elementos individuales, identificar diferentes condiciones climáticas y hacer pronósticos.

Masa de aire Se denomina un gran volumen de aire, que tiene dimensiones horizontales de varios cientos o miles de kilómetros y dimensiones verticales de unos 5 km, caracterizado por una uniformidad aproximada de temperatura y humedad y que se mueve como un solo sistema en una de las corrientes de la atmósfera general. circulación (GCA)

La uniformidad de las propiedades de la masa de aire se logra mediante su formación sobre una superficie subyacente uniforme y en condiciones de radiación similares. Además, tales condiciones de circulación son necesarias bajo las cuales la masa de aire se retendría durante mucho tiempo en la región de formación.

Los valores de los elementos meteorológicos dentro de la masa de aire varían de manera insignificante: se conserva su continuidad, los gradientes horizontales son pequeños. A la hora de analizar campos meteorológicos, siempre que permanezcamos en una determinada masa de aire, se puede aplicar interpolación gráfica lineal con suficiente aproximación al realizar, por ejemplo, isotermas.

Un fuerte aumento en los gradientes horizontales de las cantidades meteorológicas, acercándose a una transición abrupta de un valor a otro, o al menos un cambio en la magnitud y dirección de los gradientes ocurre en la transición (zona frontal) entre dos masas de aire. La temperatura del aire pseudopotencial, que refleja tanto la temperatura real del aire como su humedad, se toma como el signo más característico de una masa de aire en particular.

Temperatura del aire pseudopotencial - la temperatura que tomaría el aire durante el proceso adiabático, si al principio todo el vapor de agua contenido en él se condensara a una presión descendente ilimitada y cayera del aire y el calor latente liberado se destinaría a calentar el aire, y luego el el aire se pondría bajo presión estándar.

Dado que una masa de aire más cálida suele ser también más húmeda, la diferencia en las temperaturas pseudopotenciales de dos masas de aire adyacentes es mucho mayor que la diferencia en sus temperaturas reales. Sin embargo, la temperatura pseudopotencial cambia lentamente con la altitud dentro de una masa de aire determinada. Esta propiedad ayuda a determinar la estratificación de las masas de aire una sobre otra en la troposfera.

Escalas de masas de aire

Las masas de aire son del mismo orden que las corrientes principales de la circulación atmosférica general. La extensión lineal de las masas de aire en dirección horizontal se mide en miles de kilómetros. Verticalmente, las masas de aire se extienden hacia arriba por varios kilómetros de la troposfera, a veces hasta su límite superior.

Con las circulaciones locales, como, por ejemplo, las brisas, los vientos de los valles de las montañas, los secadores de pelo, el aire en la corriente circulante también está más o menos separado en propiedades y movimiento de la atmósfera circundante. Sin embargo, en este caso, es imposible hablar de masas de aire, ya que la escala de los fenómenos aquí será diferente.

Por ejemplo, una franja cubierta por una brisa puede tener un ancho de solo 1-2 decenas de kilómetros y, por lo tanto, no recibirá suficiente reflexión en el mapa sinóptico. El espesor vertical de la corriente de brisa también es de varios cientos de metros. Por lo tanto, con las circulaciones locales, no se trata de masas de aire independientes, sino solo de un estado perturbado dentro de las masas de aire en una distancia corta.

Los objetos que surgen como resultado de la interacción de masas de aire - zonas de transición (superficies frontales), sistemas de nubes frontales de nubosidad y precipitación, perturbaciones ciclónicas, tienen el mismo orden de magnitud que las masas de aire mismas - son comparables en área con grandes partes de continentes u océanos y su tiempo de existencia - más de 2 días ( pestaña. 4):

La masa de aire tiene límites claros que la separan de otras masas de aire.

Las zonas de transición entre masas de aire con diferentes propiedades se denominan superficies frontales.

Dentro de la misma masa de aire, la interpolación gráfica se puede aplicar con suficiente aproximación, por ejemplo, al dibujar isotermas. Pero al pasar por la zona frontal de una masa de aire a otra, la interpolación lineal ya no dará una idea correcta de la distribución real de los elementos meteorológicos.

Centros para la formación de masas de aire.

La masa de aire adquiere características claras en el origen de la formación.

La fuente de formación de masas de aire debe cumplir ciertos requisitos:

La uniformidad de la superficie subyacente del agua o la tierra, de modo que el aire en el hogar esté sujeto a influencias suficientemente similares.

Uniformidad de las condiciones de radiación.

Condiciones de circulación propicias para el estacionamiento aéreo en un área determinada.

Los centros de formación suelen ser áreas donde el aire desciende y luego se propaga en dirección horizontal; este requisito lo cumplen los sistemas anticiclónicos. Los anticiclones son más frecuentes que los ciclones, son inactivos, por lo tanto, la formación de masas de aire generalmente ocurre en anticiclones inactivos extensos (casi estacionarios).

Además, las depresiones térmicas sedentarias y erosionadas que surgen sobre áreas de tierra calentadas cumplen con los requisitos del foco.

Finalmente, la formación de aire polar ocurre en parte en la atmósfera superior en ciclones centrales sedentarios, extensos y profundos en latitudes altas. En estos sistemas báricos, se produce la transformación (transformación) del aire tropical, atraído hacia latitudes altas en las capas superiores de la troposfera, en aire polar. Todos los sistemas báricos enumerados también pueden denominarse centros de masas de aire, no desde un punto de vista geográfico, sino sinóptico.

Clasificación geográfica de masas de aire.

Las masas de aire se clasifican, en primer lugar, de acuerdo con los centros de su formación, según su ubicación en uno de los cinturones latitudinales: el Ártico, o la Antártida, latitudes polares o templadas, tropicales y ecuatoriales.

Según la clasificación geográfica, las masas de aire se pueden dividir en principales tipos geográficos según las zonas latitudinales en las que se ubican sus focos:

Aire ártico o antártico (AB),

Aire polar o moderado (PV o HC),

Tropical Air (TV). Estas masas de aire, además, se subdividen en masas de aire marinas (m) y continentales (k): mAV y kAV, mUV y kUV (o mPV y kPV), mTV y kTV.

Masas de aire ecuatoriales (EV)

En cuanto a las latitudes ecuatoriales, hay convergencia (convergencia de flujos) y ascenso de aire, por lo que las masas de aire ubicadas por encima del ecuador suelen ser traídas desde la zona subtropical. Pero a veces se distinguen masas de aire ecuatoriales independientes.

A veces, además de los focos en el sentido exacto de la palabra, se distinguen regiones donde en invierno las masas de aire se transforman de un tipo a otro cuando se mueven. Estas son áreas en el Atlántico al sur de Groenlandia y en el Océano Pacífico sobre los mares de Bering y Okhotsk, donde kPV se convierte en mPV, áreas sobre el sureste de América del Norte y el sur de Japón en el Océano Pacífico, donde kPV se convierte en mPV durante el monzón de invierno. , y un área en el sur de Asia donde el kPV asiático se convierte en aire tropical (también en el flujo del monzón)

Transformación de masas de aire

Cuando cambian las condiciones de circulación, la masa de aire en su conjunto se desplaza desde la fuente de su formación a las regiones vecinas, interactuando con otras masas de aire.

Al moverse, la masa de aire comienza a cambiar sus propiedades; ya dependerán no solo de las propiedades de la fuente de formación, sino también de las propiedades de las masas de aire vecinas, de las propiedades de la superficie subyacente sobre la que pasa la masa de aire. , así como sobre el tiempo transcurrido desde la formación de las masas de aire.

Estas influencias pueden provocar cambios en el contenido de humedad del aire, así como cambios en la temperatura del aire como resultado de la liberación de calor latente o el intercambio de calor con la superficie subyacente.

El proceso de cambiar las propiedades de la masa de aire se llama transformación o evolución.

La transformación asociada con el movimiento de la masa de aire se llama dinámica. Las velocidades de movimiento de la masa de aire a diferentes alturas serán diferentes, la presencia de un cambio en las velocidades provoca una mezcla turbulenta. Si las capas inferiores de aire se calientan, surge la inestabilidad y se desarrolla una mezcla convectiva.

Diagrama de circulación de la atmósfera

Aire en la atmosfera está en constante movimiento. Se mueve tanto horizontal como verticalmente.

La razón principal del movimiento del aire en la atmósfera es la distribución desigual de la radiación solar y la heterogeneidad de la superficie subyacente. Causan temperatura del aire desigual y, en consecuencia, presión atmosférica sobre la superficie de la tierra.

La diferencia de presión genera un movimiento de aire que se mueve de áreas de alta a baja presión. En el proceso de movimiento, las masas de aire son desviadas por la fuerza de rotación de la Tierra.

(Recuerde cómo se desvían los cuerpos que se mueven en los hemisferios norte y sur).

Usted, por supuesto, notó cómo se forma una ligera neblina sobre el asfalto en un caluroso día de verano. Este aire ligero y calentado se eleva hacia arriba. En el ecuador se puede observar una imagen similar, pero a una escala mucho mayor. El aire muy caliente se eleva constantemente hacia arriba, formando corrientes ascendentes.

Por lo tanto, se forma aquí en la superficie una correa permanente de baja presión.
El aire que se ha elevado por encima del ecuador se extiende a los polos de la troposfera superior (10-12 km). Gradualmente, se enfría y comienza a descender unos 30 ° de latitud norte y sur.

Así, se forma un exceso de aire, lo que contribuye a la formación de un cinturón tropical de alta presión en la capa superficial de la atmósfera.

En las regiones circumpolares, el aire es frío, pesado y se hunde, provocando movimientos descendentes. Como resultado, se forma alta presión en las capas cercanas a la superficie del cinturón polar.

Los frentes atmosféricos activos se forman entre los cinturones de alta presión tropicales y polares en latitudes templadas. El aire más frío desplaza el aire caliente hacia arriba, provocando corrientes ascendentes.

Como resultado, se forma un cinturón de superficie de baja presión en latitudes templadas.

Mapa de las zonas climáticas de la Tierra

Si la superficie de la tierra fuera uniforme, los cinturones de presión atmosférica se extenderían en franjas continuas. Sin embargo, la superficie del planeta es una alternancia de agua y tierra, que tienen propiedades diferentes. El seco se calienta y se enfría rápidamente.

El océano, por otro lado, se calienta y libera su calor lentamente. Es por eso que los cinturones de presión atmosférica se rompen en áreas separadas: áreas de alta y baja presión. Algunos de ellos existen durante todo el año, otros durante una temporada específica.

En la Tierra, los cinturones de alta y baja presión se alternan de forma natural. Presión alta - en los polos y en los trópicos, baja - en el ecuador y en latitudes templadas.

Tipos de circulación atmosférica

Existen varios vínculos poderosos en la circulación de masas de aire en la atmósfera terrestre. Todos ellos son válidos e inherentes a determinadas zonas latitudinales. Por tanto, se denominan tipos zonales de circulación atmosférica.

En la superficie de la Tierra, las corrientes de aire se mueven desde el cinturón tropical de alta presión hasta el ecuador. Bajo la acción de la fuerza que surge de la rotación de la Tierra, se desvían hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur.

Así es como se forman los fuertes vientos constantes: los vientos alisios. En el hemisferio norte, los vientos alisios soplan desde el noreste y en el sur, desde el sureste. Entonces, el primer tipo zonal de circulación atmosférica es alisio.

El aire se mueve de los trópicos a las latitudes templadas. Desviados bajo la influencia de la fuerza de rotación de la Tierra, comienzan a moverse gradualmente de oeste a este. Es este flujo del Atlántico el que cubre las latitudes templadas de toda Europa, incluida Ucrania. El transporte aéreo occidental en latitudes templadas es el segundo tipo zonal de circulación atmosférica planetaria.

El movimiento de aire desde los cinturones polares de alta presión hacia las latitudes medias, donde la presión es baja, también es natural.

Bajo la influencia de la fuerza de desvío de la rotación de la Tierra, este aire se mueve desde el noreste en el hemisferio norte y desde el sureste en el sur. El flujo circumpolar oriental de masas de aire forma el tercer tipo zonal de circulación atmosférica.

Encuentre cinturones latitudinales en el mapa del atlas donde prevalecen los diferentes tipos de circulación de aire zonal.

Debido al calentamiento desigual de la tierra y el océano, se viola el patrón zonal de movimiento de las masas de aire. Por ejemplo, en el este de Eurasia en latitudes templadas, el transporte aéreo occidental opera solo durante seis meses, en invierno. En verano, cuando el continente se calienta, las masas de aire con la frescura del océano se trasladan a tierra.

Así es como ocurre el transporte aéreo de los monzones. Un cambio en la dirección del movimiento del aire dos veces al año es un rasgo característico de la circulación del monzón. El monzón de invierno es una corriente de aire relativamente frío y seco desde el continente hasta el océano.

Monzón de verano- movimiento de aire húmedo y caliente en la dirección opuesta.

Tipos zonales de circulación atmosférica

Hay tres principales tipo zonal de circulación atmosférica: viento alisio, transporte aéreo occidental y flujo de aire polar oriental. El transporte aéreo de los monzones perturba el patrón de circulación general de la atmósfera y es un tipo de circulación azonal.

Circulación atmosférica general (página 1 de 2)

Ministerio de Ciencia y Educación de la República de Kazajstán

Academia de Economía y Derecho que lleva el nombre de W.A. Dzholdasbekova

Facultad "Academia Humanitaria y Económica"

Disciplina: Ecología

Sobre el tema: "Circulación general de la atmósfera"

Completado por: Tsarskaya Margarita

Grupo 102 A

Comprobado por: Omarov B.B.

Taldykorgan 2011

Introducción

1. Información general sobre la circulación atmosférica

2. Factores que determinan la circulación general de la atmósfera.

3. Ciclones y anticiclones.

4. Vientos que afectan la circulación general de la atmósfera.

5. Efecto secador de pelo

6. Esquema de circulación general "Máquina del planeta"

Conclusión

Lista de literatura usada

Introducción

En las páginas de la literatura científica, el concepto de circulación general de la atmósfera se ha encontrado a menudo recientemente, cuyo significado cada especialista comprende a su manera. Este término es utilizado sistemáticamente por especialistas en geografía, ecología y la parte superior de la atmósfera.

Los meteorólogos y climatólogos, biólogos y médicos, hidrólogos y oceanólogos, botánicos y zoólogos y, por supuesto, ecologistas, están mostrando un interés creciente por la circulación general de la atmósfera.

No hay consenso sobre si esta dirección científica ha surgido recientemente o si se han realizado investigaciones aquí durante siglos.

A continuación se proponen definiciones de la circulación general de la atmósfera, como un conjunto de ciencias, y se enumeran los factores que influyen en ella.

Se da una determinada lista de logros: hipótesis, desarrollos y descubrimientos que marcan hitos bien conocidos en la historia de este conjunto de ciencias y dan una cierta idea del abanico de problemas y tareas que se plantean.

Se describen las características distintivas de la circulación general de la atmósfera y se presenta el esquema más simple de la circulación general, llamado la "máquina del planeta".

1. Información general sobre la circulación atmosférica.

La circulación general de la atmósfera (en latín Circulatio - rotación, griega atmos - vapor y sphaira - bola) es una combinación de corrientes de aire a gran escala en las tropo- y estratosferas. Como resultado, hay un intercambio de masas de aire en el espacio, lo que contribuye a la redistribución del calor y la humedad.

La circulación general de la atmósfera se denomina circulación de aire en el globo, lo que lleva a su transferencia de latitudes bajas a latitudes altas y viceversa.

La circulación general de la atmósfera está determinada por zonas de alta presión atmosférica en las regiones polares y latitudes tropicales y zonas de baja presión en latitudes templadas y ecuatoriales.

El movimiento de masas de aire se produce tanto en dirección latitudinal como en meridiana. En la troposfera, la circulación atmosférica incluye vientos alisios, corrientes de aire occidentales de latitudes templadas, monzones, ciclones y anticiclones.

La razón del movimiento de las masas de aire es la distribución desigual de la presión atmosférica y el calentamiento por el Sol de la superficie terrestre, los océanos, el hielo en diferentes latitudes, así como el efecto de desvío de la rotación de la Tierra sobre las corrientes de aire.

Las principales regularidades de la circulación atmosférica son constantes.

En la estratosfera inferior, las corrientes en chorro de aire en las latitudes templadas y subtropicales son predominantemente occidentales, y en las tropicales, orientales, y viajan a una velocidad de hasta 150 m / s (540 km / h) en relación con la superficie de la tierra.

En la troposfera inferior, las direcciones predominantes del transporte aéreo difieren según las zonas geográficas.

En las latitudes polares hay vientos del este; en el oeste templado con frecuentes perturbaciones por ciclones y anticiclones, los vientos alisios y monzones más estables en latitudes tropicales.

Debido a la diversidad de la superficie subyacente, aparecen desviaciones regionales (vientos locales) en la forma de la circulación atmosférica general.

2. Factores que determinan la circulación general de la atmósfera.

- Distribución desigual de la energía solar sobre la superficie terrestre y, como resultado, distribución desigual de la temperatura y la presión atmosférica.

- Fuerzas de Coriolis y fricción, bajo cuya influencia los flujos de aire adquieren una dirección latitudinal.

- Influencia de la superficie subyacente: presencia de continentes y océanos, heterogeneidad del relieve, etc.

La distribución de las corrientes de aire en la superficie terrestre tiene un carácter zonal. En latitudes ecuatoriales, se observan vientos variables tranquilos o débiles. Los vientos alisios dominan en la zona tropical.

Los vientos alisios son vientos constantes que soplan desde los 30 hacia el ecuador, con dirección noreste en el hemisferio norte y sureste en el hemisferio sur. ¿A los 30-35? con. y y.sh. - una zona de calma, la llamada. "latitudes de los caballos".

En latitudes templadas, prevalecen los vientos del oeste (en el hemisferio norte, suroeste, sur - noroeste). En las latitudes polares, soplan vientos del este (noreste en el hemisferio norte, sureste en el sur).

En realidad, el sistema de vientos sobre la superficie terrestre es mucho más complejo. En la zona subtropical, en muchas áreas, el transporte de los vientos alisios se ve interrumpido por los monzones de verano.

En latitudes templadas y subpolares, los ciclones y anticiclones tienen un gran impacto en la naturaleza de las corrientes de aire y los monzones en las costas este y norte.

Además, los vientos locales se forman en muchas zonas, debido a las características del territorio.

3. Ciclones y anticiclones.

La atmósfera se caracteriza por movimientos de vórtice, los más grandes de los cuales son ciclones y anticiclones.

Un ciclón es un vórtice atmosférico ascendente con una presión reducida en el centro y un sistema de vientos desde la periferia hacia el centro, dirigidos en sentido antihorario en el hemisferio norte y en sentido horario en el hemisferio sur. Los ciclones se dividen en tropicales y extratropicales. Considere los ciclones extratropicales.

El diámetro de los ciclones extratropicales es en promedio de unos 1000 km, pero también hay más de 3000 km. Profundidad (presión en el centro): 1000-970 hPa y menos. Los vientos fuertes soplan en el ciclón, generalmente de hasta 10-15 m / s, pero pueden alcanzar los 30 m / sy más.

La velocidad media del ciclón es de 30 a 50 km / h. La mayoría de las veces, los ciclones se mueven de oeste a este, pero a veces vienen del norte, sur e incluso del este. La zona de mayor frecuencia de ciclones es la latitud 80 del hemisferio norte.

Los ciclones traen un clima nublado, lluvioso y ventoso, que refresca en verano y calienta en invierno.

Los ciclones tropicales (huracanes, tifones) se forman en latitudes tropicales, este es uno de los fenómenos naturales más formidables y peligrosos. Su diámetro es de varios cientos de kilómetros (300-800 km, rara vez más de 1000 km), pero existe una gran diferencia de presión entre el centro y la periferia, lo que provoca fuertes vientos huracanados, lluvias tropicales y fuertes tormentas eléctricas.

Un anticiclón es un vórtice atmosférico descendente con mayor presión en el centro y un sistema de vientos desde el centro hacia la periferia, dirigidos en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio norte y en sentido antihorario en el sur. Las dimensiones de los anticiclones son las mismas que las de los ciclones, pero en una etapa posterior de desarrollo pueden alcanzar hasta 4000 km de diámetro.

La presión atmosférica en el centro de los anticiclones suele ser de 1020-1030 hPa, pero puede alcanzar más de 1070 hPa. La mayor frecuencia de anticiclones se encuentra en las zonas subtropicales de los océanos. Los anticiclones se caracterizan por un clima de nubes bajas, sin precipitaciones, con vientos débiles en el centro, heladas severas en invierno y calor en verano.

4. Vientos que afectan la circulación general de la atmósfera.

Monzones. Los monzones son vientos estacionales que cambian de dirección dos veces al año. En verano vuelan de océano a tierra, en invierno, de tierra a océano. El motivo de la formación es el calentamiento desigual de la tierra y el agua según las estaciones. Dependiendo de la zona de formación, los monzones se dividen en tropicales y extratropicales.

Los monzones extratropicales son especialmente pronunciados en las afueras del este de Eurasia. El monzón de verano trae humedad y frescor del océano, el monzón de invierno sopla desde el continente, bajando la temperatura y la humedad.

Los monzones tropicales son más pronunciados en la cuenca del Océano Índico. El monzón de verano sopla desde el ecuador, es opuesto al viento alisio y trae nubosidad, precipitación, suaviza el calor del verano, el monzón de invierno coincide con el viento alisio, lo intensifica, trayendo sequedad.

Vientos locales. Los vientos locales tienen una distribución local, su formación está asociada con las características de este territorio: la proximidad de los cuerpos de agua, la naturaleza del relieve. Los más extendidos son las brisas, bora, foehn, vientos de montaña-valle y catabáticos.

Brisas (viento ligero-fr): vientos a lo largo de las orillas de los mares, grandes lagos y ríos, que cambian de dirección en sentido contrario dos veces al día: la brisa diurna sopla desde el embalse hacia la costa, la brisa nocturna, desde la costa hasta el depósito. Las brisas son causadas por la variación diaria de temperatura y, en consecuencia, la presión sobre la tierra y el agua. Capturan una capa de aire de 1-2 km.

Su velocidad es baja: 3-5 m / s. Se observa una brisa marina diurna muy fuerte en las costas desérticas occidentales de los continentes en latitudes tropicales, bañada por corrientes frías y agua fría que se eleva desde la costa en la zona de surgencia.

Allí invade tierra adentro durante decenas de kilómetros y produce un fuerte efecto climático: baja la temperatura, especialmente en verano en 5-70 C, y en África Occidental a 100 C, aumenta la humedad relativa al 85%, contribuye a la formación de niebla y rocío.

Fenómenos similares a las brisas marinas diurnas se pueden observar en las afueras de las grandes ciudades, donde hay una circulación de aire más frío desde los suburbios hacia el centro, debido a que existen "puntos de calor" sobre las ciudades durante todo el año.

Los vientos de montaña-valle tienen una frecuencia diaria: durante el día el viento sopla por el valle y por las laderas de las montañas, por la noche, por el contrario, el aire frío desciende. La subida diurna del aire conduce a la formación de cúmulos sobre las laderas de las montañas; por la noche, cuando el aire desciende y se calienta adiabáticamente, la nubosidad desaparece.

Los vientos glaciares son vientos fríos que soplan constantemente desde los glaciares de las montañas por laderas y valles. Son causados ​​por el enfriamiento del aire sobre el hielo. Su velocidad es de 5-7 m / s, su potencia es de varias decenas de metros. Son más intensos por la noche, ya que se intensifican con los vientos de las pistas.

Circulación general de la atmósfera.

1) Debido a la inclinación del eje terrestre y la esfericidad de la tierra, las regiones ecuatoriales reciben más energía solar que las regiones polares.

2) En el ecuador, el aire se calienta → se expande → se eleva → se forma un área de baja presión. 3) En los polos, el aire se enfría → se comprime → cae → se forma una zona de alta presión.

4) Debido a la diferencia de presión atmosférica, las masas de aire comienzan a moverse desde los polos hacia el ecuador.

La dirección y velocidad de los vientos también están influenciadas por:

  • propiedades de las masas de aire (humedad, temperatura ...)
  • superficie subyacente (océanos, cadenas montañosas, etc.)
  • rotación del globo alrededor de su eje (fuerza de Coriolis) 1) sistema general (global) de corrientes de aire sobre la superficie de la tierra, cuyas dimensiones horizontales son proporcionales a los continentes y océanos, y el espesor es de varios kilómetros a decenas de kilómetros.

Vientos alisios Son vientos constantes que soplan desde los trópicos hacia el ecuador.

La razón: siempre hay baja presión en el ecuador (corrientes ascendentes) y en los trópicos siempre hay alta presión (corrientes descendentes).

Debido a la acción de la fuerza de Coriolis: los vientos alisios del hemisferio norte tienen una dirección noreste (se desvían a la derecha)

Vientos alisios del hemisferio sur - sureste (desvío a la izquierda)

Vientos del noreste(en el hemisferio norte) y vientos del sureste(en el hemisferio sur).
Motivo: las corrientes de aire se mueven desde los polos a latitudes templadas y se desvían hacia el oeste bajo la influencia de la fuerza de Coriolis. Vientos del oeste: vientos que soplan desde los trópicos hacia latitudes templadas, principalmente de oeste a este.

La razón: alta presión en los trópicos y baja en latitudes templadas, por lo tanto, parte del aire de la región EE se traslada a la región H, D ,. Al moverse bajo la influencia de la fuerza de Coriolis, las corrientes de aire se desvían hacia el este.

Los vientos del oeste traen aire cálido y húmedo a Estonia. Las masas de aire se forman sobre las aguas de la cálida Corriente del Atlántico Norte.

El aire en el ciclón se mueve desde la periferia hacia el centro;

En la parte central del ciclón, el aire se eleva y

Se enfría, por lo que se forman nubes y precipitaciones;

Con ciclones predomina el tiempo nublado con fuertes vientos:

verano- lluvioso y fresco,
en invierno- con deshielos y nevadas.

Anticiclón Es un área de presión atmosférica aumentada con un máximo en el centro.
el aire en el anticiclón se mueve del centro a la periferia; en la parte central del anticiclón, el aire se hunde y se calienta, su humedad baja, las nubes se disipan; con anticiclones, se establece un clima claro y tranquilo:

en verano - caluroso,

en invierno - helado.

Circulación de la atmósfera.

Definición 1

Circulación Es un sistema para el movimiento de masas de aire.

La circulación puede ser general en todo el planeta y la circulación local que se produce en territorios individuales y áreas de agua. La circulación local incluye brisas diurnas y nocturnas que se producen en la costa de los mares, vientos de valle de montaña, vientos glaciales, etc.

La circulación local en determinados momentos y en determinados lugares puede superponerse a las corrientes de la circulación general. Con la circulación general de la atmósfera, surgen en ella enormes olas y vórtices, que se desarrollan y se mueven de diferentes formas.

Tales perturbaciones atmosféricas son ciclones y anticiclones, que son rasgos característicos de la circulación general de la atmósfera.

Como resultado del movimiento de masas de aire, que se produce bajo la influencia de los centros de presión atmosférica, los territorios reciben humedad. Como resultado de la existencia simultánea de movimientos de aire de diferentes escalas que se superponen entre sí en la atmósfera, la circulación atmosférica es un proceso muy complejo.

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El movimiento de masas de aire a escala planetaria está influenciado por 3 factores principales:

  • Distribución zonal de la radiación solar;
  • Rotación axial de la Tierra y, como consecuencia, la desviación de los flujos de aire de la dirección del gradiente;
  • Inhomogeneidad de la superficie terrestre.

    • Estos factores complican la circulación general de la atmósfera.

    Si la tierra fuera homogéneo y no rotó alrededor de su eje, entonces la temperatura y la presión en la superficie terrestre corresponderían a las condiciones térmicas y tendrían un carácter latitudinal. Esto significa que la disminución de la temperatura se produciría desde el ecuador hasta los polos.

    Con esta distribución, el aire caliente en el ecuador se eleva y en los polos, el aire frío desciende. Como resultado, se acumularía en el ecuador en la parte superior de la troposfera y la presión sería alta y en los polos, baja.

    Al mismo tiempo, el aire fluiría en la misma dirección a una altitud y conduciría a una disminución de la presión por encima del ecuador y su crecimiento por encima de los polos. La salida de aire cerca de la superficie terrestre se produciría desde los polos, donde la presión es alta hacia el ecuador en la dirección meridional.

    Resulta que la razón térmica es la primera razón para la circulación de la atmósfera: diferentes temperaturas conducen a diferentes presiones en diferentes latitudes. En realidad, la presión es baja por encima del ecuador y alta en los polos.

    En un uniforme giratorio En la Tierra, en la troposfera superior y la parte inferior de la estratosfera, cuando fluyen hacia los polos, en el hemisferio norte, deben desviarse hacia la derecha, en el hemisferio sur, hacia la izquierda, y así volverse hacia el oeste.

    En la troposfera inferior, los vientos, que fluyen desde los polos hacia el ecuador y se desvían, se volverían del este en el hemisferio norte y del sureste en el sur. La segunda razón de la circulación de la atmósfera es claramente visible: la dinámica. El componente zonal de la circulación general de la atmósfera se debe a la rotación de la Tierra.

    La superficie subyacente con una distribución desigual de tierra y agua tiene un efecto significativo en la circulación general de la atmósfera.

    Ciclones

    Para la capa inferior de la troposfera, son característicos los remolinos, que aparecen, se desarrollan y desaparecen. Algunos vórtices son muy pequeños y pasan desapercibidos, mientras que otros tienen un gran impacto en el clima del planeta. En primer lugar, esto se aplica a los ciclones y anticiclones.

    Definición 2

    Ciclón Es un enorme vórtice atmosférico con baja presión en el centro.

    En el hemisferio norte, el aire en un ciclón se mueve en sentido antihorario, en el hemisferio sur, en el sentido de las agujas del reloj. La actividad ciclónica en latitudes medias es una característica de la circulación atmosférica.

    Los ciclones surgen debido a la rotación de la Tierra y la fuerza deflectora de Coriolis, y en su desarrollo pasan por etapas desde su inicio hasta su llenado. Por regla general, la aparición de ciclones se produce en los frentes atmosféricos.

    Dos masas de aire de temperatura opuesta, separadas por un frente, se introducen en el ciclón. El aire caliente en la interfaz penetra en la región de aire frío y se desvía hacia latitudes altas.

    Se altera el equilibrio y el aire frío de la parte trasera se ve obligado a penetrar en latitudes bajas. Aparece una curva ciclónica del frente, que es una gran ola que se mueve de oeste a este.

    La etapa de la ola es primera etapa desarrollo de ciclones.

    El aire cálido se eleva y se desliza a lo largo de la superficie frontal frente a la ola. Las ondas que surgen con una longitud de $ 1000 $ km o más son inestables en el espacio y continúan desarrollándose.

    Al mismo tiempo, el ciclón a una velocidad de $ 100 $ km por día se desplaza hacia el este, la presión continúa cayendo y el viento se vuelve más fuerte, la amplitud de la onda aumenta. eso Segunda etapa- la etapa de un ciclón joven.

    En mapas especiales, un ciclón joven está delineado por varias isobaras.

    Con el avance del aire caliente hacia las latitudes altas, se forma un frente cálido y el avance del aire frío hacia las latitudes tropicales forma un frente frío. Ambos frentes forman parte de un todo único. El frente cálido se mueve más lentamente que el frente frío.

    Si un frente frío alcanza a uno cálido y se fusiona con él, una frente de oclusión... El aire cálido se eleva hacia arriba y se arremolina en espiral. eso tercera etapa desarrollo de un ciclón: la etapa de oclusión.

    Cuarta etapa- llenándolo - es definitivo. Hay un retroceso final de aire caliente hacia arriba y su enfriamiento, los contrastes de temperatura desaparecen, el ciclón se enfría en toda su área, se ralentiza y finalmente se llena. Desde el inicio hasta el llenado, la vida de un ciclón es de $ 5 a $ 7 $ días.

    Observación 1

    Los ciclones traen un clima nublado, fresco y lluvioso en verano y deshielos en invierno. Los ciclones de verano se mueven a una velocidad de $ 400 - $ 800 por km por día, en invierno - hasta $ 1000 por km por día.

    Anticiclones

    La actividad ciclónica está asociada con la aparición y desarrollo de anticiclones frontales.

    Definición 3

    Anticiclón Es un enorme vórtice atmosférico con alta presión en el centro.

    Los anticiclones se forman en la parte trasera del frente frío de un ciclón joven en aire frío y tienen sus propias etapas de desarrollo.

    Solo hay tres etapas en el desarrollo del anticiclón:

  • La etapa de un anticiclón joven, que es una formación de baja presión móvil. Suele moverse a la velocidad del ciclón que tiene delante. En el centro del anticiclón, la presión aumenta gradualmente. Predomina el clima despejado, tranquilo, poco nublado;
  • En la segunda etapa, ocurre el desarrollo máximo del anticiclón. Ésta ya es una formación de alta presión con la presión más alta en el centro. El anticiclón más desarrollado puede tener hasta varios miles de kilómetros de diámetro. En su centro, se forman inversiones de superficie y altitud. El clima es claro y tranquilo, pero con mucha humedad hay niebla, neblina y nubes estratos. Comparado con el anticiclón joven, el anticiclón más desarrollado se mueve mucho más lentamente;
  • La tercera etapa está asociada con la destrucción del anticiclón. Se trata de una formación bárica alta, cálida e inactiva, la etapa se caracteriza por una caída gradual de la presión atmosférica y el desarrollo de nubosidad. La destrucción del anticiclón puede ocurrir durante varias semanas y, a veces, meses.

    • Circulación general de la atmósfera.

    Los objetos de estudio de la circulación general de la atmósfera son ciclones y anticiclones en movimiento de latitudes templadas con sus condiciones meteorológicas rápidamente cambiantes: vientos alisios, monzones, ciclones tropicales, etc. Períodos de observación a largo plazo.

    En la Fig. 8, 9 muestran la distribución promedio a largo plazo del viento cerca de la superficie terrestre en enero y julio. En enero, es decir

    en invierno, en el hemisferio norte, los remolinos anticiclónicos gigantes son claramente visibles sobre América del Norte y un remolino particularmente intenso sobre Asia Central.

    En verano, los remolinos anticiclónicos sobre la tierra se destruyen en relación con el calentamiento del continente, y sobre los océanos, estos remolinos se vuelven mucho más fuertes y se extienden hacia el norte.

    Presión superficial en milibares y corrientes de aire predominantes

    Debido al hecho de que el aire en la troposfera en las latitudes ecuatoriales y tropicales se calienta mucho más intensamente que en las regiones polares, la temperatura y la presión del aire disminuyen gradualmente en la dirección desde el ecuador hacia los polos. Como dicen los meteorólogos, los gradientes de temperatura y presión planetarios se dirigen en la troposfera media desde el ecuador hacia los polos.

    (En meteorología, el gradiente de temperatura y presión se toma en la dirección opuesta, en comparación con la física). El aire es un medio fácilmente móvil. Si la Tierra no girara alrededor de su eje, entonces en las capas inferiores de la atmósfera el aire fluiría desde el ecuador hacia los polos, y en las capas superiores volvería al ecuador.

    Pero la Tierra gira a una velocidad angular de 2n / 86400 radianes por segundo. Las partículas de aire, que se mueven de latitudes bajas a las latitudes altas, retienen velocidades lineales altas en relación con la superficie de la tierra, adquiridas en latitudes bajas y, por lo tanto, se desvían a medida que se mueven hacia el este. En la troposfera se forma un transporte de aire de oeste a este, que se muestra en la Fig. diez.

    Sin embargo, un régimen de flujo tan correcto se observa solo en los mapas de valores promedio. "Instantáneas" de corrientes de aire dan posiciones muy diversas, cada vez nuevas, no repetidas de ciclones, anticiclones, corrientes de aire, zonas de encuentro de aire cálido y frío, es decir, frentes atmosféricos.

    Los frentes atmosféricos juegan un papel importante en la circulación general de la atmósfera, ya que en ellos se producen importantes transformaciones de la energía de las masas de aire de un tipo a otro.

    En la Fig. 10 muestra esquemáticamente la posición de las principales secciones frontales en la troposfera media y en la superficie terrestre. Numerosos fenómenos meteorológicos están asociados con los frentes atmosféricos y las zonas frontales.

    Aquí se originan remolinos ciclónicos y anticiclónicos, se forman espesas nubes y zonas de precipitación, y el viento se intensifica.

    Cuando el frente atmosférico pasa por este punto, generalmente se observa claramente un notable enfriamiento o calentamiento, toda la naturaleza del clima cambia drásticamente. Se encuentran características interesantes en la estructura de la estratosfera.

    Zona frontal planetaria en la troposfera media

    Si hay calor en la troposfera en el ecuador; masas de aire, y en los polos: frío, luego en la estratosfera, especialmente en la mitad cálida del año, la situación es exactamente la opuesta, en los polos aquí el aire es relativamente más cálido y en el ecuador: frío.

    Los gradientes de temperatura y presión se dirigen en dirección opuesta a la troposfera.

    La influencia de la fuerza de desvío de la rotación de la Tierra, que condujo a la formación de un transporte oeste-este en la troposfera, crea una zona de vientos este-oeste en la estratosfera.

    Ubicación promedio de los ejes de la corriente en chorro en el hemisferio norte en invierno

    Las velocidades del viento más altas y, en consecuencia, la energía cinética más alta del aire se observan en las corrientes en chorro.

    En sentido figurado, las corrientes en chorro son ríos de aire en la atmósfera, ríos que fluyen en el borde superior de la troposfera, en las capas que separan la troposfera de la estratosfera, es decir, en capas cercanas a la tropopausa (Fig. 11 y 12).

    La velocidad del viento en las corrientes en chorro alcanza los 250 - 300 km / h - en invierno; y 100 - 140 km / h - en verano. Por lo tanto, un avión de movimiento lento, que entra en una corriente en chorro de este tipo, puede volar "hacia atrás".

    Ubicación promedio de los ejes de la corriente en chorro en el hemisferio norte en verano

    La longitud de las corrientes en chorro alcanza varios miles de kilómetros. Debajo de las corrientes en chorro en la troposfera, se observan "ríos" de aire más anchos y menos rápidos, zonas frontales planetarias de gran altitud, que también desempeñan un papel importante en la circulación general de la atmósfera.

    La ocurrencia de altas velocidades del viento en corrientes en chorro y en zonas frontales planetarias de gran altitud ocurre debido a la presencia aquí de una gran diferencia en las temperaturas del aire entre masas de aire adyacentes.

    La presencia de una diferencia en la temperatura del aire, o, como dicen, "contraste de temperatura", conduce a un aumento del viento con la altura. La teoría muestra que tal aumento es proporcional al gradiente de temperatura horizontal de la capa de aire considerada.

    En la estratosfera, debido a la inversión del gradiente de temperatura del aire meridional, la intensidad de las corrientes en chorro disminuye y desaparecen.

    A pesar de la gran extensión de las zonas frontales planetarias de gran altitud y las corrientes en chorro, por regla general, no rodean todo el globo, sino que terminan donde los contrastes de temperatura horizontal entre las masas de aire se debilitan. Los contrastes de temperatura más a menudo y marcados se manifiestan en el frente polar, que separa el aire de las latitudes templadas del aire tropical.

    La posición del eje de la zona frontal de gran altitud con un intercambio meridional insignificante de masas de aire.

    Las zonas frontales planetarias de gran altitud y las corrientes en chorro a menudo ocurren en el sistema del frente polar. Si bien, en promedio, las zonas frontales planetarias de gran altitud tienen una dirección de oeste a este, en casos específicos la dirección de sus ejes es muy diversa. Muy a menudo, en latitudes templadas, tienen un carácter ondulado. En la Fig.

    13, 14 muestran las posiciones de los ejes de las zonas frontales de gran altitud en casos de transporte estable oeste-este y en casos de intercambio meridional desarrollado de masas de aire.

    Una característica esencial de las corrientes de aire en la estratosfera y la mesosfera sobre las regiones ecuatoriales y tropicales es la existencia de varias capas de aire con direcciones casi opuestas de vientos fuertes.

    El surgimiento y desarrollo de esta estructura multicapa del campo de viento aquí cambia en ciertos intervalos de tiempo, pero no exactamente coincidentes, lo que también puede servir como algún signo pronóstico.

    Si a esto le sumamos que el fenómeno de calentamiento brusco en la estratosfera polar, que ocurre regularmente en invierno, está relacionado de alguna manera con procesos en la estratosfera que ocurren en latitudes tropicales, y con procesos troposféricos en latitudes templadas y altas, entonces se convierte en Es evidente lo complejos y caprichosos que son esos procesos atmosféricos que afectan directamente al régimen meteorológico en latitudes templadas.

    La posición del eje de la zona frontal de gran altitud con un importante intercambio meridional de masas de aire.

    El estado de la superficie subyacente, especialmente el estado de la capa superior activa de agua en el Océano Mundial, es de gran importancia para la formación de procesos atmosféricos a gran escala. La superficie del Océano Mundial es casi 3/4 de la superficie total de la Tierra (Fig. 15).

    Corrientes marinas

    Debido a su alta capacidad calorífica y la capacidad de mezclarse fácilmente, las aguas oceánicas almacenan calor durante mucho tiempo durante los encuentros con aire cálido en latitudes templadas y durante todo el año en latitudes meridionales. El calor almacenado con las corrientes marinas se transporta hacia el norte y calienta las áreas circundantes.

    La capacidad calorífica del agua es varias veces mayor que la capacidad calorífica del suelo y las rocas que forman la tierra. La masa de agua calentada sirve como una especie de acumulador de calor con el que abastece a la atmósfera. Cabe señalar que la tierra refleja los rayos del sol mucho mejor que la superficie del océano.

    La superficie de la nieve y el hielo refleja especialmente bien los rayos del sol; El 80-85% de toda la radiación solar que cae sobre la nieve se refleja en ella. La superficie del mar, por el contrario, absorbe casi toda la radiación que cae sobre ella (55-97%). Como resultado de todos estos procesos, la atmósfera directamente del Sol recibe solo 1/3 de toda la energía entrante.

    Recibe los 2/3 restantes de su energía de la superficie subyacente calentada por el sol, principalmente de la superficie del agua. La transferencia de calor desde la superficie subyacente a la atmósfera se produce de varias formas. Primero, una gran cantidad de calor solar se gasta en la evaporación de la humedad de la superficie del océano a la atmósfera.

    Cuando esta humedad se condensa, se libera calor, que calienta el aire circundante. En segundo lugar, la superficie subyacente emite calor a la atmósfera a través de una transferencia de calor turbulenta (es decir, vórtice, desordenada). En tercer lugar, el calor se transfiere mediante radiación electromagnética térmica. Como resultado de la interacción del océano con la atmósfera, se están produciendo cambios importantes en esta última.

    La capa de la atmósfera, en la que penetra el calor y la humedad del océano, en casos de invasión de aire frío en la superficie cálida del océano, alcanza los 5 km o más. En los casos en que el aire caliente invade la superficie del agua fría del océano, la altura a la que se extiende la influencia del océano no supera los 0,5 km.

    En los casos de intrusión de aire frío, el grosor de su capa, sobre la que se extiende la influencia del océano, depende principalmente de la magnitud de la diferencia de temperatura entre el agua y el aire. Si el agua está más caliente que el aire, entonces se desarrolla una poderosa convección, es decir, movimientos de aire ascendentes desordenados, que conducen a la penetración de calor y humedad en las capas altas de la atmósfera.

    Por el contrario, si el aire es más cálido que el agua, la convección no ocurre y el aire cambia sus propiedades solo en las capas más bajas. Por encima de la cálida Corriente del Golfo en el Océano Atlántico, cuando el aire muy frío invade, la transferencia de calor del océano puede alcanzar hasta 2000 cal / cm2 por día y se extiende a toda la troposfera.

    El aire caliente puede perder de 20 a 100 cal / cm2 por día sobre la superficie fría del océano. Los cambios en las propiedades del aire que cae sobre una superficie oceánica cálida o fría ocurren con bastante rapidez; tales cambios se pueden notar a un nivel de 3 o 5 km dentro de un día después del inicio de la invasión.

    ¿Qué incrementos de temperatura del aire pueden ser como resultado de su transformación (cambio) sobre la superficie subyacente del agua? Resulta que en el medio año frío, la atmósfera sobre el Atlántico se calienta en promedio 6 ° y, a veces, puede calentarse 20 ° por día. La atmósfera puede enfriarse entre 2 y 10 ° C por día. Se estima que en el norte del Océano Atlántico, es decir,

    donde ocurre la transferencia de calor más intensa del océano a la atmósfera, el océano emite entre 10 y 30 veces más calor del que recibe de la atmósfera. Al mismo tiempo, es natural que las reservas de calor en el océano se repongan con la afluencia de aguas cálidas del océano desde latitudes tropicales. Las corrientes de aire distribuyen el calor recibido del océano a lo largo de miles de kilómetros. El efecto de calentamiento de los océanos en invierno lleva al hecho de que la diferencia en la temperatura del aire entre las partes noreste de los océanos y los continentes se encuentra en las latitudes 45-60 ° en la superficie de la tierra 15-20 °, en la troposfera media 4-5. °. Por ejemplo, el efecto de calentamiento del océano sobre el clima del norte de Europa ha sido bien estudiado.

    La parte noroeste del Océano Pacífico en invierno está bajo la influencia del aire frío del continente asiático, el llamado monzón de invierno, que se extiende 1-2 mil km de profundidad en el océano en la capa cercana al agua y 3-4 mil km en la troposfera media (Fig.16) ...

    Cantidades anuales de calor transportadas por las corrientes marinas

    En verano, hace más frío sobre el océano que sobre los continentes, por lo que el aire procedente del océano Atlántico enfría Europa y el aire del continente asiático calienta el océano Pacífico. Sin embargo, la imagen descrita anteriormente es típica para condiciones de circulación promedio.

    Los cambios diarios en la magnitud y en la dirección de los flujos de calor desde la superficie subyacente a la atmósfera y viceversa son muy diversos y tienen una gran influencia en el cambio en los propios procesos atmosféricos.

    Existen hipótesis según las cuales las peculiaridades del desarrollo del intercambio de calor entre diferentes partes de la superficie subyacente y la atmósfera determinan la naturaleza estable de los procesos atmosféricos durante largos períodos de tiempo.

    Si el aire se calienta por encima de la superficie del agua cálida anormalmente (por encima de lo normal) de una u otra parte del océano mundial en las latitudes templadas del hemisferio norte, entonces se forma un área de mayor presión (cresta barica) en la troposfera media. , a lo largo de la periferia oriental de la cual las masas de aire frío comienzan a transferirse desde el Ártico, y a lo largo de su parte occidental, la transferencia de aire cálido desde las latitudes tropicales hacia el norte. Esta situación puede llevar a la persistencia de una anomalía climática a largo plazo cerca de la superficie de la tierra en ciertas áreas: veranos secos y calurosos o lluviosos y frescos, inviernos helados y secos o cálidos y nevados. La nubosidad juega un papel muy importante en la formación de procesos atmosféricos al regular el suministro de calor solar a la superficie de la tierra. La cobertura de nubes aumenta significativamente la proporción de radiación reflejada y, por lo tanto, reduce el calentamiento de la superficie terrestre, lo que, a su vez, afecta la naturaleza de los procesos sinópticos. Resulta algo parecido a una retroalimentación: la naturaleza de la circulación atmosférica afecta la creación de sistemas de nubes, y los sistemas de nubes, a su vez, afectan el cambio en la circulación. Hemos enumerado sólo los más importantes de los factores "terrestres" estudiados que afectan la formación del clima y la circulación del aire. La actividad del Sol juega un papel especial en el estudio de las causas de los cambios en la CIRCULACIÓN general de la atmósfera. Aquí es necesario distinguir entre los cambios en la circulación del aire en la Tierra en relación con los cambios en el flujo de calor total proveniente del Sol a la Tierra como resultado de las fluctuaciones en el valor de la llamada constante solar. Sin embargo, como muestran estudios recientes, en realidad no es estrictamente constante. La energía de la circulación de la atmósfera se repone continuamente con la energía enviada por el sol. Por lo tanto, si la energía total enviada por el Sol fluctúa significativamente, esto puede afectar el cambio en la circulación y el clima en la Tierra. Este tema aún no se ha estudiado adecuadamente. En cuanto a los cambios en la actividad solar, es bien sabido que en la superficie del Sol aparecen diversas perturbaciones, manchas solares, antorchas, flóculos, prominencias, etc. Estas perturbaciones provocan cambios temporales en la composición de la radiación solar, el componente ultravioleta y corpuscular. (es decir, que consta de partículas cargadas, principalmente protones) radiación del sol. Algunos meteorólogos creen que el cambio en la actividad solar está asociado con procesos troposféricos en la atmósfera terrestre, es decir, con el clima.

    Esta última afirmación necesita investigación adicional, principalmente debido al hecho de que el ciclo bien manifestado de actividad solar de 11 años no se revela claramente en las condiciones climáticas de la Tierra.

    Se sabe que hay escuelas enteras de pronosticadores meteorológicos que tienen bastante éxito en predecir el clima en relación con los cambios en la actividad solar.

    Viento y circulación general de la atmósfera.

    El viento es el movimiento del aire desde áreas con mayor presión de aire hacia áreas de menor presión. La velocidad del viento está determinada por la magnitud de la diferencia de presión atmosférica.

    La influencia del viento en la navegación debe tenerse en cuenta constantemente, ya que hace que la embarcación se desvíe, tormentas, etc.
    Debido al calentamiento desigual de varias partes del globo, existe un sistema de corrientes atmosféricas a escala planetaria (circulación atmosférica general).

    El flujo de aire consta de vórtices individuales que se mueven aleatoriamente en el espacio. Por lo tanto, la velocidad del viento medida en cualquier punto cambia constantemente con el tiempo. Las mayores fluctuaciones en la velocidad del viento se observan en la capa cercana a la superficie. Para poder comparar las velocidades del viento, la altura estándar se tomó como 10 metros sobre el nivel del mar.

    La velocidad del viento se expresa en metros por segundo, la fuerza del viento, en puntos. La relación entre ellos está determinada por la escala de Beaufort.

    Escala de Beaufort

    Las fluctuaciones en la velocidad del viento se caracterizan por un coeficiente de ráfaga, que se entiende como la relación entre la velocidad máxima de las ráfagas de viento y su velocidad media obtenida en 5-10 minutos.
    Con un aumento en la velocidad promedio del viento, el coeficiente de ráfaga disminuye. A altas velocidades del viento, el coeficiente de ráfaga es de aproximadamente 1,2 - 1,4.

    Los vientos alisios son vientos que soplan todo el año en una dirección en la zona desde el ecuador hasta los 35 ° N. NS. y hasta 30 ° S. NS. Estable en dirección: en el hemisferio norte - noreste, en el sur - sureste. Velocidad: hasta 6 m / s.

    Los monzones son vientos de latitudes templadas, que soplan desde el océano hacia el continente en verano y desde el continente hacia el océano en invierno. Alcanza una velocidad de 20 m / s. Los monzones traen un clima seco, claro y frío a la costa en invierno, nublado en verano, con lluvias y nieblas.

    Las brisas ocurren debido al calentamiento desigual del agua y la tierra a lo largo del día. Durante el día hay viento del mar hacia la tierra (brisa marina). Por la noche desde la costa helada - hasta el mar (brisa costera). Velocidad del viento 5 - 10 m / s.

    Los vientos locales surgen en ciertas áreas debido a las características del relieve y difieren marcadamente del flujo de aire general: surgen como resultado de un calentamiento (enfriamiento) desigual de la superficie subyacente. Se proporciona información detallada sobre los vientos locales en las direcciones de navegación y las descripciones hidrometeorológicas.

    Bora es un viento fuerte y racheado que baja por la ladera de la montaña. Aporta un enfriamiento significativo.

    Se observa en áreas donde una cordillera baja está bordeada por el mar, durante períodos en los que la presión atmosférica aumenta sobre la tierra y la temperatura disminuye en comparación con la presión y la temperatura sobre el mar.

    En el área de la bahía de Novorossiysk, la bora opera de noviembre a marzo con velocidades de viento promedio de aproximadamente 20 m / s (las ráfagas individuales pueden ser de 50 a 60 m / s). La duración de la acción es de uno a tres días.

    Se notan vientos similares en Novaya Zemlya, en la costa mediterránea de Francia (mistral) y en la costa norte del mar Adriático.

    Sirocco: viento cálido y húmedo del mar Mediterráneo central acompañado de nubosidad y precipitación.

    Los tornados son torbellinos sobre el mar con un diámetro de hasta varias decenas de metros, que consisten en salpicaduras de agua. Existen hasta un cuarto de día y se mueven a una velocidad de hasta 30 nudos. La velocidad del viento dentro del tornado puede alcanzar hasta 100 m / s.

    Los vientos de tormenta ocurren principalmente en áreas con baja presión atmosférica. Los ciclones tropicales son especialmente fuertes, con velocidades del viento que a menudo superan los 60 m / s.

    También se observan fuertes tormentas en latitudes templadas. Al moverse, las masas de aire cálido y frío inevitablemente entran en contacto entre sí.

    La zona de transición entre estas masas se llama frente atmosférico. El paso del frente va acompañado de un cambio brusco de clima.

    El frente atmosférico puede estar estacionario o en movimiento. Distinga entre frentes cálidos y fríos, así como frentes de oclusión. Los principales frentes atmosféricos son: ártico, polar y tropical. En los mapas sinópticos, los frentes se representan como líneas (primera línea).

    Un frente cálido se forma cuando las masas de aire caliente atacan a las frías. En los mapas meteorológicos, un frente cálido está marcado con una línea sólida con semicírculos a lo largo del frente, apuntando hacia el aire más frío y la dirección de viaje.

    A medida que se acerca el frente cálido, la presión comienza a disminuir, las nubes se espesan y caen fuertes precipitaciones. En invierno, cuando pasa el frente, suelen aparecer estrato bajo. La temperatura y la humedad aumentan lentamente.

    Cuando pasa el frente, la temperatura y la humedad suelen subir rápidamente y el viento se intensifica. Una vez que ha pasado el frente, la dirección del viento cambia (el viento gira en el sentido de las agujas del reloj), la caída de presión se detiene y comienza su crecimiento débil, las nubes se disipan y la precipitación se detiene.

    Un frente frío se forma cuando masas de aire frío atacan a las más cálidas (Figura 18.2). En los mapas meteorológicos, un frente frío se representa como una línea sólida con triángulos a lo largo del frente que apuntan hacia temperaturas y rumbo más cálidos. La presión por delante del frente cae fuerte y de manera desigual, el barco se encuentra en una zona de chubascos, tormentas, borrascas y olas fuertes.

    El frente de oclusión es el frente formado por la confluencia de los frentes cálido y frío. Está representado por una línea sólida con triángulos y semicírculos alternos.

    Corte delantero cálido

    Corte de frente frío

    Un ciclón es un vórtice atmosférico de gran diámetro (de cientos a varios miles de kilómetros) con baja presión de aire en el centro. El aire del ciclón circula en sentido antihorario en el hemisferio norte y en sentido horario en el sur.

    Hay dos tipos principales de ciclones: extratropicales y tropicales.

    Los primeros se forman en latitudes templadas o polares y tienen un diámetro de miles de kilómetros al inicio del desarrollo, y hasta varios miles en el caso del llamado ciclón central.

    Ciclón tropical: un ciclón formado en latitudes tropicales, es un vórtice atmosférico con baja presión atmosférica en el centro con velocidades de viento tormentoso. Los ciclones tropicales formados se mueven con masas de aire de este a oeste, mientras se desvían gradualmente hacia latitudes altas.

    Tales ciclones también se caracterizan por los llamados. "Ojo de la tormenta" - un área central con un diámetro de 20 a 30 km con un clima relativamente claro y tranquilo. Alrededor de 80 ciclones tropicales se observan anualmente en el mundo.

    Vista de un ciclón desde el espacio

    Rutas de ciclones tropicales

    En el Lejano Oriente y el sudeste de Asia, los ciclones tropicales se llaman tifones (del chino tai fyn - gran viento), y en América - huracanes (en español: huracán, en honor al dios indio del viento).
    En general, se acepta que una tormenta se convierte en huracán a una velocidad de viento de más de 120 km / h, a una velocidad de 180 km / h, un huracán se llama huracán fuerte.

    7. Viento. Circulación general de la atmósfera.

    Tema 7. Viento. Circulación general de la atmósfera.

    Viento – este es el movimiento del aire con respecto a la superficie terrestre, en el que predomina la componente horizontal. Cuando se considera un movimiento de viento ascendente o descendente, también se tiene en cuenta la componente vertical. El viento se caracteriza por dirección, velocidad e impetuosidad.

    La causa del viento es la diferencia de presión atmosférica en diferentes puntos, determinada por el gradiente bárico horizontal. La presión no es la misma debido principalmente a los diferentes grados de calentamiento y enfriamiento del aire y disminuye con la altura.

    Para representar la distribución de la presión en la superficie del globo, la presión se traza en mapas geográficos, se mide al mismo tiempo en diferentes puntos y se reduce a la misma altura (por ejemplo, al nivel del mar). Los puntos con la misma presión están conectados por líneas: isobaras.

    Así, se identifican áreas de alta (anticiclones) y baja (ciclones) de presión, la dirección de su movimiento para pronosticar el clima. A partir de las isobaras, puede determinar la magnitud del cambio de presión con la distancia.

    En meteorología, se acepta el concepto gradiente bárico horizontal Es el cambio de presión por cada 100 km a lo largo de una línea horizontal perpendicular a las isobaras de alta presión a baja presión. Este cambio suele ser de 1 a 2 hPa / 100 km.

    El movimiento del aire ocurre en la dirección del gradiente, pero no en línea recta, sino más complicado, debido a la interacción de fuerzas que desvían el aire debido a la rotación de la tierra y la fricción. Bajo la influencia de la rotación de la Tierra, el movimiento del aire se desvía del gradiente bárico hacia la derecha en el hemisferio norte, hacia la izquierda en el sur.

    La mayor desviación se observa en los polos y en el ecuador es cercana a cero. La fuerza de fricción reduce tanto la velocidad del viento como la desviación del gradiente como resultado del contacto con la superficie, así como dentro de la masa de aire debido a las diferentes velocidades en la atmósfera. La influencia combinada de estas fuerzas desvía el viento del gradiente sobre la tierra en 45-55®, sobre el mar - en 70-80®.

    Con un aumento de altitud, la velocidad del viento aumenta y su desviación hasta 90º a un nivel de aproximadamente 1 km.

    La velocidad del viento generalmente se mide en m / s, con menos frecuencia en km / hy puntos. La dirección se toma desde donde sopla el viento, determinada en puntos (hay 16) o grados angulares.

    Para observar el viento, se utiliza veleta, que se instala a una altura de 10-12 m El anemómetro de mano se utiliza para observaciones a corto plazo de la velocidad en experimentos de campo.

    Anemorumbómetro le permite medir de forma remota la dirección y la velocidad del viento , anemorumbograma registra continuamente estos indicadores.

    La variación diurna de la velocidad del viento sobre los océanos casi no se observa y es bien pronunciada sobre tierra: al final de la noche - mínimo, por la tarde - máximo. El curso anual está determinado por las regularidades de la circulación general de la atmósfera y difiere en las regiones del mundo. Por ejemplo, en Europa en verano, la velocidad mínima del viento, en invierno, la máxima. En el este de Siberia, ocurre lo contrario.

    La dirección del viento en un lugar en particular cambia con frecuencia, pero si tomamos en cuenta la frecuencia de los vientos de diferentes puntos, entonces podemos determinar que algunos son más frecuentes. Para este estudio de direcciones, se utiliza una gráfica llamada rosa de los vientos. En cada línea recta de todos los puntos, se descarta el número observado de eventos de viento durante el período requerido y los valores obtenidos en los puntos se conectan con líneas.

    El viento ayuda a mantener una composición gaseosa constante de la atmósfera, mezclando masas de aire, transfiriendo el aire húmedo del mar hacia el interior, proporcionándoles humedad.

    El efecto desfavorable del viento para la agricultura puede manifestarse en un aumento de la evaporación de la superficie del suelo, provocando sequías; la erosión de los suelos por el viento es posible a altas velocidades del viento.

    Se debe tener en cuenta la velocidad y dirección del viento cuando se polinizan campos con pesticidas, cuando se riegan con aspersores. La dirección de los vientos dominantes debe conocerse al colocar cinturones forestales, retención de nieve.

    Vientos locales.

    Los vientos locales se llaman vientos específicos solo para ciertas áreas geográficas. Son de particular importancia en cuanto a su influencia en las condiciones climáticas, su origen es diferente.

    Brisas – vientos cerca de la costa de mares y grandes lagos, que tienen un fuerte cambio diario de dirección... Por la tarde brisa marina golpes a la orilla desde el mar, y de noche - brisa costera soplando de tierra a mar (Fig. 2).

    Son pronunciados en climas despejados durante la estación cálida, cuando el transporte aéreo en general es débil. En otros casos, por ejemplo, al pasar ciclones, las brisas pueden quedar enmascaradas por corrientes más fuertes.

    El movimiento del viento durante las brisas se observa en varios cientos de metros (hasta 1 - 2 km), con una velocidad promedio de 3 - 5 m / s, y en los trópicos, y más, penetrando decenas de kilómetros de profundidad en la tierra o el mar.

    El desarrollo de las brisas está asociado con la variación diaria de la temperatura de la superficie terrestre. Durante el día, la tierra se calienta más que la superficie del agua, la presión sobre ella disminuye y se forma la transferencia de aire del mar a la tierra. Por la noche, la tierra se enfría más rápido y más fuerte, el aire se transporta de tierra a mar.

    La brisa diurna baja la temperatura y aumenta la humedad relativa, que es especialmente pronunciada en los trópicos. Por ejemplo, en África occidental, cuando el aire del mar se traslada a la tierra, la temperatura puede bajar 10 ° C o más y la humedad relativa puede aumentar un 40%.

    También se observan brisas en las orillas de los grandes lagos: Ladoga, Onega, Baikal, Sevan, etc., así como en los grandes ríos. Sin embargo, en estas zonas las brisas son menores en su desarrollo horizontal y vertical.

    Vientos de montaña-valle se observan en los sistemas montañosos principalmente en verano y son similares a las brisas en su frecuencia diaria. Durante el día vuelan por el valle y por las laderas de las montañas como resultado del calentamiento del sol, y por la noche, cuando refresca, el aire fluye por las laderas. El movimiento del aire nocturno puede provocar heladas, lo que es especialmente peligroso en primavera durante el período de floración de los jardines.

    Fyong –viento cálido y seco que sopla desde las montañas hasta los valles. Al mismo tiempo, la temperatura del aire aumenta significativamente y su humedad desciende, a veces muy rápidamente. Se observan en los Alpes, en el Cáucaso occidental, en la costa sur de Crimea, en las montañas de Asia central, Yakutia, en las laderas orientales de las Montañas Rocosas y en otros sistemas montañosos.

    Foeong se forma cuando la corriente de aire cruza la cresta. Dado que se crea un vacío en el lado de sotavento, el aire se aspira hacia abajo en forma de sotavento. El aire descendente se calienta según la ley adiabática seca: 1 ° C por cada 100 m de descenso.

    Por ejemplo, si a una altitud de 3000 m el aire tiene una temperatura de -8 ° y una humedad relativa del 100%, entonces, bajando al valle, se calentará hasta 22 ° y la humedad bajará a 17 ° C. %. Si el aire se eleva a lo largo de la pendiente de barlovento, entonces el vapor de agua se condensa y se forman nubes, la precipitación cae y el aire descendente será aún más seco.

    La duración de los secadores de pelo es de varias horas a varios días. Un secador de pelo puede provocar un intenso derretimiento de las nieves e inundaciones, reseca los suelos, la vegetación hasta su muerte.

    Bora–Es un viento fuerte, frío y racheado que sopla desde las sierras bajas hacia el mar más cálido..

    La bora más famosa se encuentra en la bahía de Novorossiysk del Mar Negro y en la costa del Adriático en la región de Trieste. Similar al boro en origen y manifestación. norte en el área de

    Bakú mistral en la costa mediterránea de Francia, norteño en el Golfo de México.

    Bora ocurre cuando masas de aire frío atraviesan la cordillera costera. El aire fluye hacia abajo bajo la fuerza de la gravedad, desarrollando una velocidad de más de 20 m / s, mientras que la temperatura desciende significativamente, a veces en más de 25 ° C. Bora se desvanece a pocos kilómetros de la costa, pero a veces puede capturar una parte significativa del mar.

    En Novorossiysk, la bora se observa unos 45 días al año, más a menudo de noviembre a marzo, con una duración de hasta 3 días, rara vez hasta una semana.

    Circulación general de la atmósfera.

    Circulación general de la atmósfera.– Es un sistema complejo de grandes corrientes de aire que transportan masas de aire muy grandes sobre la Tierra..

    En la atmósfera cercana a la superficie terrestre en latitudes polares y tropicales, se observa un transporte hacia el este, en latitudes templadas, hacia el oeste.

    El movimiento de masas de aire se complica por la rotación de la Tierra, así como por el relieve y el impacto de zonas de alta y baja presión. La desviación de los vientos de las direcciones dominantes es de hasta 70o.

    En el proceso de calentamiento y enfriamiento de grandes masas de aire sobre la Tierra, se forman áreas de alta y baja presión, que determinan la dirección de las corrientes de aire planetarias. Sobre la base de valores medios a largo plazo de presión a nivel del mar, se han revelado las siguientes regularidades.

    A ambos lados del ecuador, hay una zona de baja presión (en enero - entre 15 ° N y 25 ° S de latitud, en julio - de 35 ° N a 5 ° S). Esta zona llamada depresión ecuatorial, se extiende más al hemisferio donde es verano en un mes determinado.

    En la dirección norte y sur de la misma, la presión aumenta y alcanza valores máximos en zonas subtropicales de alta presión(en enero - en las latitudes 30 - 32® norte y sur, en julio - en 33-37® N y 26-30® S). Desde los subtrópicos hasta las zonas templadas, la presión desciende, especialmente en el hemisferio sur.

    La presión mínima está en dos zonas subpolares de baja presión(75-65® N y 60-65® S). Más hacia los polos, la presión vuelve a aumentar.

    De acuerdo con los cambios de presión, también se ubica el gradiente de presión meridional. Se dirige desde los subtrópicos, por un lado, al ecuador, por el otro, a las latitudes subpolares, desde los polos a las latitudes subpolares. La dirección zonal del viento también es coherente con esto.

    Los vientos del noreste y sureste soplan muy a menudo sobre los océanos Atlántico, Pacífico e Índico - vientos alisios... Los vientos del oeste en el hemisferio sur, en latitudes 40-60o, se doblan alrededor de todo el océano.

    En el hemisferio norte en latitudes templadas, los vientos del oeste se expresan constantemente solo sobre los océanos, y sobre los continentes, las direcciones son más complicadas, aunque también prevalecen los vientos del oeste.

    Los vientos del este de latitudes polares se observan claramente solo a lo largo de las afueras de la Antártida.

    En el sur, este y norte de Asia, hay un cambio brusco en la dirección de los vientos de enero a julio; estas son áreas monzones... Las causas de los monzones son similares a las de las brisas. En verano, el continente asiático se calienta mucho y una región de baja presión se extiende sobre él, donde las masas de aire se precipitan desde el océano.

    El monzón de verano resultante provoca grandes cantidades de precipitación, a menudo de naturaleza tormentosa. En invierno, se establece una alta presión sobre Asia debido al enfriamiento más intenso de la tierra, en comparación con el océano, y el aire frío se mueve hacia el océano, formando un monzón invernal con un clima claro y seco. Los monzones penetran más de 1000 km en una capa sobre la tierra hasta 3-5 km.

    Masas de aire y su clasificación.

    Masa de aire- esta es una gran cantidad de aire, que cubre un área de millones de kilómetros cuadrados.

    En el proceso de circulación general de la atmósfera, el aire se divide en masas de aire separadas, que permanecen durante mucho tiempo en un vasto territorio, adquieren ciertas propiedades y determinan diferentes tipos de clima.

    Al trasladarse a otras regiones de la Tierra, estas masas traen consigo su propio régimen meteorológico. La prevalencia de masas de aire de cierto tipo (tipos) en una región en particular crea un régimen climático característico de la región.

    Las principales diferencias en las masas de aire: temperatura, humedad, nubosidad, polvo. Por ejemplo, en verano, el aire sobre los océanos es más húmedo, más frío y más limpio que sobre la tierra en la misma latitud.

    Cuanto más tiempo está el aire sobre un área, más está sujeto a cambios, por lo que las masas de aire se clasifican de acuerdo con las zonas geográficas donde se formaron.

    Hay tipos principales: 1) ártico (Antártico), que se mueven desde los polos, desde zonas de alta presión; 2) latitudes templadas"Polar" - en los hemisferios norte y sur; 3) tropical- pasar de los trópicos y subtrópicos a latitudes templadas; 4) ecuatorial- se forman por encima del ecuador. En cada tipo, se distinguen los subtipos marinos y continentales, que difieren principalmente en temperatura y humedad dentro del tipo. El aire, en constante movimiento, pasa de la región de formación a las vecinas y cambia gradualmente sus propiedades bajo la influencia de la superficie subyacente, pasando gradualmente a una masa de un tipo diferente. Este proceso se llama transformación.

    Frío Las masas de aire son aquellas que se mueven hacia una superficie más cálida. Causan olas de frío en las áreas a las que llegan.

    Cuando se mueven, se calientan desde la superficie terrestre, por lo tanto, dentro de las masas, surgen grandes gradientes de temperatura verticales y se desarrolla la convección con la formación de cúmulos y cumulonimbos y lluvia.

    Las masas de aire que se mueven hacia una superficie más fría se denominan cálido masas. Traen calentamiento, pero ellos mismos se enfrían desde abajo. En ellos no se desarrolla la convección y predominan los estratos.

    Las masas de aire vecinas están separadas por zonas de transición, que están fuertemente inclinadas hacia la superficie de la Tierra. Estas zonas se llaman frentes.

    Junto con la latitud geográfica, un factor importante de formación del clima es la circulación de la atmósfera, es decir, el movimiento de masas de aire.

    Masas de aire- volúmenes significativos de aire troposférico, que tiene ciertas propiedades (temperatura, contenido de humedad), dependiendo de las características de la región de su formación y movimiento en su conjunto.

    La longitud de la masa de aire puede ser de miles de kilómetros y hacia arriba puede extenderse hasta el borde superior de la troposfera.

    Según la velocidad de movimiento, las masas de aire se dividen en dos grupos: móviles y locales. Moviente Las masas de aire, según la temperatura de la superficie subyacente, se dividen en cálidas y frías. Masa de aire caliente - moviéndose hacia una superficie subyacente fría, masa fría - moviéndose hacia una superficie más cálida. Las masas de aire locales son masas de aire que no cambian de posición geográfica durante mucho tiempo. Pueden ser persistentes e inestables según la temporada y secos y húmedos.

    Hay cuatro tipos principales de masas de aire: ecuatorial, tropical, templada, ártica (antártica). Además, cada uno de los tipos se subdivide en subtipos: marino y continental, que se diferencian entre sí por la humedad. Por ejemplo, la masa marina ártica se forma sobre los mares del norte: los mares de Barents y Blanco, se caracteriza, como la masa de aire continental, pero con una humedad ligeramente mayor. (ver figura 1).

    Arroz. 1. Zona de formación de masas de aire árticas

    El clima de Rusia forma, en un grado u otro, todas las masas de aire, a excepción de la ecuatorial.

    Considere las propiedades de varias masas que circulan en nuestro país. Ártico La masa de aire se forma principalmente sobre el Ártico en las latitudes polares, caracterizadas por bajas temperaturas en invierno y verano. Se caracteriza por una humedad absoluta baja y una humedad relativa alta. Esta masa de aire domina durante todo el año en la zona ártica y en invierno se traslada al subártico. Moderar La masa de aire se forma en latitudes templadas, donde la temperatura cambia según la estación: relativamente alta en verano, relativamente baja en invierno. Según las estaciones del año, la humedad también depende del lugar de formación. Esta masa de aire domina la zona templada. En parte, en el territorio de Rusia dominado por tropical masas de aire. Se forman en latitudes tropicales y tienen altas temperaturas. La humedad absoluta depende del lugar de formación y la humedad relativa suele ser baja. (ver figura 2).

    Arroz. 2. Características de las masas de aire

    El paso de varias masas de aire en el territorio de Rusia determina la diferencia en el clima. Por ejemplo, todas las "olas de frío" en el territorio de nuestro país que vienen del norte son masas de aire árticas, y masas de aire tropicales de Asia Menor o, en ocasiones, del norte de África llegan al sur de la parte europea (traen clima cálido y seco).

    Considere cómo circulan las masas de aire por el territorio de nuestro país.

    Circulación de la atmósfera. es un sistema de movimientos de masas de aire. Distinguir entre la circulación general de la atmósfera en la escala de todo el globo y la circulación local de la atmósfera sobre territorios individuales y áreas de agua.

    El proceso de circulación de masas de aire proporciona humedad al territorio y también afecta la temperatura. Las masas de aire se mueven bajo la influencia de los centros de presión atmosférica y los centros cambian según la temporada. Por eso cambian las direcciones de los vientos dominantes, que traen masas de aire al territorio de nuestro país. Por ejemplo, la Rusia europea y las regiones occidentales de Siberia están bajo la influencia de los constantes vientos del oeste. Llevan masas de aire marinas templadas de latitudes templadas. Se forman sobre el atlántico (ver figura 3).

    Arroz. 3. Movimiento de masas de aire marinas moderadas

    Cuando el transporte del oeste se debilita, la masa de aire ártico viene con los vientos del norte. Trae una fuerte ola de frío, heladas de principios de otoño y finales de primavera. (ver figura 4).

    Arroz. 4. Movimiento de la masa de aire del Ártico

    El aire tropical continental en el territorio de la parte asiática de nuestro país proviene de Asia Central o del norte de China, y llega a la parte europea del país desde la Península de Asia Menor o incluso desde el norte de África, pero más a menudo se forma ese aire. en el territorio del norte de Asia, Kazajstán, las tierras bajas del Caspio. Estos territorios se encuentran en una zona climática templada. Sin embargo, el aire sobre ellos en verano se calienta mucho y adquiere las propiedades de una masa de aire tropical. La masa de aire continental moderada prevalece durante todo el año en las regiones occidentales de Siberia, por lo que los inviernos son claros y helados aquí, y los veranos son bastante cálidos. Incluso sobre el Océano Ártico en Groenlandia, los inviernos son más cálidos.

    Debido al fuerte enfriamiento sobre la parte asiática de nuestro país, se forma un área de fuerte enfriamiento en el este de Siberia (área de alta presión - ). Su centro se encuentra en las regiones de Transbaikalia, la República de Tyva y el norte de Mongolia. El aire continental muy frío se esparce en diferentes direcciones. Extiende su influencia sobre vastos territorios. Una de sus direcciones es el noreste hasta la costa de Chukchi, la segunda, al oeste a través del norte de Kazajstán y el sur de la llanura rusa (Europa del Este) hasta aproximadamente 50ºN. El clima es claro y helado con un poco de nieve. En verano, debido al calentamiento, el máximo asiático (anticiclón siberiano) desaparece y se establece una presión reducida. (ver figura 5).

    Arroz. 5. Anticiclón de Siberia

    La alternancia estacional de regiones de alta y baja presión forma la circulación atmosférica monzónica en el Lejano Oriente. Es importante darse cuenta de que, al pasar por determinados territorios, las masas de aire pueden cambiar en función de las propiedades de la superficie subyacente. Este proceso se llama transformación de masas de aire... Por ejemplo, la masa de aire del Ártico, al estar seca y fría, pasa por el territorio de la llanura de Europa del Este (Rusia), se calienta y en la zona de las tierras bajas del Caspio se vuelve muy seca y calurosa, lo que es la causa de los vientos secos.

    Asiático alto, o, como se le llama, el anticiclón siberiano es un área de mayor presión que se forma sobre Asia central y Siberia oriental. Se manifiesta en invierno y se forma como resultado del enfriamiento del territorio en condiciones de enorme tamaño y alivio de la depresión. En la parte central del máximo sobre Mongolia y el sur de Siberia, la presión en enero a veces alcanza los 800 mm Hg. Arte. Esta es la presión más alta registrada en la tierra. En invierno, el gran anticiclón siberiano se extiende aquí, especialmente estable de noviembre a marzo. El invierno aquí es tan tranquilo que cuando hay poca nieve, las ramas de los árboles se vuelven blancas durante mucho tiempo por la nieve "inquebrantable". Las heladas ya a partir de octubre alcanzan los -20 ... -30 ºС, y en enero suele llegar a los -60 ºC. La temperatura media mensual desciende a -43º, es especialmente frío en las tierras bajas, donde el aire frío y pesado se estanca. En tiempo tranquilo, las heladas severas no son tan difíciles de soportar, pero a -50º ya es difícil respirar, se observan nieblas terrestres. Tales heladas dificultan el aterrizaje de los aviones.

    Bibliografía

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    1. Factores climáticos y circulación atmosférica ().
    2. Propiedades de las masas de aire que forman el clima de Rusia ().
    3. Transporte occidental de masas de aire ().
    4. Masas de aire ().
    5. Circulación de la atmósfera ().

    Tarea

    1. ¿Qué tipo de transferencia de masa de aire prevalece en nuestro país?
    2. ¿Qué propiedades poseen las masas de aire y de qué dependen?