Temperatura máxima y mínima en Bombay. Meteorología y climatología. Circulación atmosférica general
La ciudad se expande hacia la isla Solsett, y el área urbana oficial (desde 1950) se extiende de sur a norte, desde el fuerte hasta la ciudad de Thane. En la parte norte de Bombay se encuentran el centro de investigación nuclear de Trombay, el Instituto de Tecnología (1961-1966, construido con la ayuda de la URSS), refinerías de petróleo, plantas químicas, plantas de construcción de maquinaria y centrales térmicas.
La ciudad ha anunciado la construcción del segundo edificio más alto del mundo, la India Tower. Este edificio debería estar terminado en 2016.
medios de comunicación en masa
En Mumbai, los periódicos se publican en inglés (Times of India, Midday, Aftonun, Asia Age, Economic Times, Indian Express), bengalí, tamil, marathi e hindi. La ciudad cuenta con canales de televisión (más de 100 en diferentes idiomas) y estaciones de radio (8 emisoras que transmiten en la banda FM y 3 en AM).
Condiciones climáticas
La ciudad está ubicada en cinturón subecuatorial. Hay dos estaciones distintas: húmeda y seca. La temporada de lluvias dura de junio a noviembre, con lluvias monzónicas particularmente intensas de junio a septiembre, lo que provoca una alta humedad en la ciudad. La temperatura media es de unos 30 °C, las fluctuaciones de temperatura oscilan entre 11 °C y 38 °C, en 1962 se produjeron cambios récord: 7,4 °C y 43 °C. La cantidad de precipitación anual es de 2200 mm. En 1954 hubo especialmente mucha precipitación: 3451,6 mm. La estación seca de diciembre a mayo se caracteriza por una humedad moderada. Debido al predominio del viento frío del norte, enero y febrero son los meses más fríos, la mínima absoluta en la ciudad fue de +10 grados.
| Clima de Bombay | |||||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Índice | Ene | Feb | Mar | Abr | Puede | Jun | Jul | Ago | Sep | Oct | Pero yo | Dic | Año |
| Máximo absoluto, °C | 40,0 | 39,1 | 41,3 | 41,0 | 41,0 | 39,0 | 34,0 | 34,0 | 36,0 | 38,9 | 38,3 | 37,8 | 41,3 |
| Tasa de precipitación, mm | 1 | 0,3 | 0,2 | 1 | 11 | 537 | 719 | 483 | 324 | 73 | 14 | 2 | 2165 |
| Mínimo promedio, °C | 18,4 | 19,4 | 22,1 | 24,7 | 27,1 | 27,0 | 26,1 | 25,6 | 25,2 | 24,3 | 22,0 | 19,6 | 23,5 |
| Temperatura media, °C | 23,8 | 24,7 | 27,1 | 28,8 | 30,2 | 29,3 | 27,9 | 27,5 | 27,6 | 28,4 | 27,1 | 25,0 | 27,3 |
| Temperatura del agua, °C | 26 | 25 | 26 | 27 | 29 | 29 | 29 | 28 | 28 | 29 | 28 | 26 | 28 |
| Mínimo absoluto, °C | 8,9 | 8,5 | 12,7 | 19,0 | 22,5 | 20,0 | 21,2 | 22,0 | 20,0 | 17,2 | 14,4 | 11,3 | 8,5 |
| Máximo promedio, °C | 31,1 | 31,4 | 32,8 | 33,2 | 33,6 | 32,3 | 30,3 | 30,0 | 30,8 | 33,4 | 33,6 | 32,3 | 32,1 |
El contenido del artículo.
METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA. La meteorología es la ciencia de la atmósfera terrestre. La climatología es una rama de la meteorología que estudia la dinámica de los cambios en las características promedio de la atmósfera durante cualquier período: una temporada, varios años, varias décadas o durante un período más largo. Otras ramas de la meteorología son la meteorología dinámica (el estudio de los mecanismos físicos procesos atmosféricos), meteorología física (desarrollo de métodos radar y espaciales para estudiar los fenómenos atmosféricos) y meteorología sinóptica(la ciencia de los patrones de cambio climático). Estas secciones se superponen y complementan entre sí. CLIMA.
Una parte importante de los meteorólogos se dedica a la predicción del tiempo. Trabajan en organizaciones gubernamentales y militares y en empresas privadas que proporcionan pronósticos de aviación, Agricultura, construcción y marina, y también se retransmiten por radio y televisión. Otros monitorean los niveles de contaminación, brindan consultas, enseñan o investigan. Los equipos electrónicos están adquiriendo cada vez más importancia en las observaciones meteorológicas, la previsión meteorológica y la investigación científica.
PRINCIPIOS DEL ESTUDIO DEL TIEMPO
Temperatura, Presión atmosférica, la densidad y la humedad del aire, la velocidad y dirección del viento son los principales indicadores del estado de la atmósfera, y los parámetros adicionales incluyen datos sobre el contenido de gases como el ozono, el dióxido de carbono, etc.
Una característica de la energía interna de un cuerpo físico es la temperatura, que aumenta al aumentar la energía interna del medio ambiente (por ejemplo, aire, nubes, etc.) si el balance energético es positivo. Los principales componentes del balance energético son el calentamiento mediante la absorción de radiación ultravioleta, visible e infrarroja; enfriamiento por radiación infrarroja; intercambio de calor con la superficie terrestre; la adquisición o pérdida de energía durante la condensación o evaporación del agua, así como durante la compresión o expansión del aire. La temperatura se puede medir en grados Fahrenheit (F), Celsius (C) o Kelvin (K). La temperatura más baja posible, 0° Kelvin, se llama " cero absoluto" Las diferentes escalas de temperatura están relacionadas entre sí mediante las siguientes relaciones:
F = 9/5 C + 32; C = 5/9 (F – 32) y K = C + 273,16,
donde F, C y K indican respectivamente la temperatura en grados Fahrenheit, Celsius y Kelvin. Las escalas Fahrenheit y Celsius coinciden en el punto –40°, es decir –40° F = –40° C, que se puede comprobar utilizando las fórmulas anteriores. En todos los demás casos, las temperaturas en grados Fahrenheit y Celsius serán diferentes. EN investigación científica Generalmente se utilizan las escalas Celsius y Kelvin.
La presión atmosférica en cada punto está determinada por la masa de la columna de aire suprayacente. Cambia si cambia la altura de la columna de aire sobre un punto determinado. La presión del aire al nivel del mar es de aprox. 10,3 t/m2. Esto significa que el peso de una columna de aire con base horizontal de 1 metro cuadrado al nivel del mar es de 10,3 toneladas.
La densidad del aire es la relación entre la masa de aire y el volumen que ocupa. La densidad del aire aumenta cuando se comprime y disminuye cuando se expande.
La temperatura, la presión y la densidad del aire están relacionadas entre sí mediante la ecuación de estado. El aire se parece en gran medida a un "gas ideal", para el cual, según la ecuación de estado, la temperatura (expresada en escala Kelvin), multiplicada por la densidad y dividida por la presión, es una constante.
Según la segunda ley del movimiento de Newton (ley del movimiento), los cambios en la velocidad y dirección del viento son causados por fuerzas que actúan en la atmósfera. Estas son la fuerza de gravedad, que mantiene la capa de aire cerca de la superficie terrestre, el gradiente de presión (la fuerza dirigida desde una zona de alta presión a una zona de baja) y la fuerza de Coriolis. La fuerza de Coriolis influye en los huracanes y otros fenómenos meteorológicos a gran escala. Cuanto menor sea su escala, menos significativo será este poder para ellos. Por ejemplo, la dirección de rotación de un tornado (tornado) no depende de ello.
VAPOR DE AGUA Y NUBES
El vapor de agua es agua en estado gaseoso. Si el aire no puede retener más vapor de agua, se satura y luego el agua de la superficie expuesta deja de evaporarse. El contenido de vapor de agua en el aire saturado depende estrechamente de la temperatura y con un aumento de 10 ° C no puede aumentar más de dos veces.
La humedad relativa es la relación entre la cantidad de vapor de agua realmente contenida en el aire y la cantidad de vapor de agua correspondiente al estado de saturación. La humedad relativa del aire cerca de la superficie terrestre suele ser alta por la mañana, cuando hace frío. A medida que aumenta la temperatura, la humedad relativa suele disminuir, incluso si la cantidad de vapor de agua en el aire cambia poco. Supongamos que por la mañana a una temperatura de 10°C la humedad relativa era cercana al 100%. Si la temperatura baja durante el día, el agua se condensará y se formará rocío. Si la temperatura aumenta, por ejemplo a 20 °C, el rocío se evaporará, pero la humedad relativa será de sólo aprox. 50%.
Las nubes surgen cuando el vapor de agua de la atmósfera se condensa, formando gotas de agua o cristales de hielo. Las nubes se forman cuando el vapor de agua sube y se enfría más allá de su punto de saturación. A medida que el aire asciende, entra más y más aire en las capas. baja presión. El aire no saturado aumenta aproximadamente 10° C por cada kilómetro. Si el aire tiene una humedad relativa de aprox. El 50% se elevará más de 1 km, comenzará la formación de nubes. La condensación se produce primero en la base de la nube, que crece hacia arriba hasta que el aire ya no asciende y, por tanto, se enfría. En verano, este proceso se puede ver fácilmente en el ejemplo de los exuberantes cúmulos con una base plana y una cima que sube y baja con el movimiento del aire. Las nubes también se forman en las zonas frontales cuando el aire caliente se desliza hacia arriba, moviéndose sobre el aire frío y al mismo tiempo se enfría hasta un estado de saturación. La nubosidad también se produce en zonas de baja presión con corrientes de aire ascendentes.
La niebla es una nube ubicada cerca de la superficie terrestre. A menudo desciende al suelo en noches tranquilas y despejadas, cuando el aire está húmedo y la superficie terrestre se enfría, irradiando calor al espacio. La niebla también se puede formar cuando aire cálido y húmedo pasa sobre una superficie fría de tierra o agua. Si aparece aire frío sobre la superficie. agua tibia, una niebla de evaporación aparece ante tus ojos. A menudo se forma por la mañana. finales de otoño sobre los lagos, y luego parece que el agua está hirviendo.
La condensación es un proceso complejo en el que partículas microscópicas de impurezas contenidas en el aire (hollín, polvo, sal marina) sirven como núcleos de condensación alrededor de los cuales se forman gotas de agua. Los mismos núcleos son necesarios para congelar el agua en la atmósfera, ya que en el aire muy limpio, en su ausencia, las gotas de agua no se congelan a temperaturas de aprox. –40° C. El núcleo de formación de hielo es una pequeña partícula, similar en estructura a un cristal de hielo, alrededor de la cual se forma un trozo de hielo. Es bastante natural que las partículas de hielo en suspensión en el aire sean el mejor núcleo para la formación de hielo. Las partículas de arcilla más pequeñas también actúan como tales núcleos; adquieren significado especial a temperaturas inferiores a –10° –15° C. Se crea así una situación extraña: las gotas de agua en la atmósfera casi nunca se congelan cuando la temperatura supera los 0° C. Para congelarlas se requieren temperaturas mucho más bajas, especialmente si hay pocos núcleos. en el aire formación de hielo. Una forma de estimular la precipitación es rociar partículas de yoduro de plata (núcleos de condensación artificiales) en las nubes. Ayudan a que pequeñas gotas de agua se congelen y formen cristales de hielo que son lo suficientemente pesados como para caer en forma de nieve.
La formación de lluvia o nieve es un proceso bastante complejo. Si los cristales de hielo dentro de la nube son demasiado pesados para permanecer suspendidos en la corriente ascendente, caen en forma de nieve. Si las capas inferiores de la atmósfera son lo suficientemente cálidas, los copos de nieve se derriten y caen al suelo en forma de gotas de lluvia. Incluso en verano latitudes templadas ah las lluvias suelen originarse en forma de témpanos de hielo. E incluso en los trópicos, la lluvia que cae de las nubes cumulonimbus comienza con partículas de hielo. La evidencia convincente de que existe hielo en las nubes incluso en verano es el granizo.
La lluvia suele proceder de nubes “cálidas”, es decir de nubes con temperaturas superiores al punto de congelación. Aquí, las pequeñas gotas que llevan cargas de signo opuesto son atraídas y se fusionan en gotas más grandes. Pueden aumentar tanto que se vuelven demasiado pesados y ya no se sostienen en la nube ni por las corrientes ascendentes ni por la lluvia.
La base de lo moderno. clasificación internacional Clouds fue fundada en 1803 por el meteorólogo aficionado inglés Luke Howard. En él para la descripción apariencia Para las nubes se utilizan términos latinos: alto - alto, cirro - cirro, cúmulo - cúmulo, nimbo - lluvioso y estrato - en capas. Se utilizan varias combinaciones de estos términos para nombrar las diez formas principales de nubes: cirros - cirros; cirrocúmulo – cirrocúmulo; cirroestratos – cirroestratos; altocúmulo – altocúmulo; altostratus – muy estratificado; nimboestrato – nimboestrato; estratocúmulos – estratocúmulos; estrato – en capas; cúmulos - cúmulos y cumulonimbos - cumulonimbos. Los altocúmulos y altoestratos se encuentran a mayor altura que los cúmulos y estratos.
Las nubes inferiores (estratos, estratocúmulos y nimboestratos) están compuestas casi exclusivamente de agua, sus bases se encuentran hasta una altitud de unos 2000 m. Las nubes que se extienden por la superficie terrestre se denominan niebla.
Las bases de las nubes de nivel medio (altocúmulos y altoestratos) se encuentran en altitudes de 2000 a 7000 m, tienen temperaturas de 0 °C a -25 °C y suelen ser una mezcla de gotas de agua y cristales de hielo.
Las nubes de los niveles superiores (cirros, cirrocúmulos y cirroestratos) suelen tener contornos borrosos porque están formadas por cristales de hielo. Sus bases están situadas a altitudes de más de 7.000 m y la temperatura es inferior a –25° C.
Los cúmulos y cumulonimbus son nubes de desarrollo vertical y pueden extenderse más allá de una capa. Esto es especialmente cierto en el caso de las nubes cumulonimbos, cuyas bases están a sólo unos cientos de metros de la superficie terrestre y cuyas cimas pueden alcanzar alturas de 15 a 18 km. En la parte inferior están formadas por gotas de agua y en la superior, por cristales de hielo.
CLIMA Y FACTORES QUE FORMAN EL CLIMA
El antiguo astrónomo griego Hiparco (siglo II a. C.) dividió condicionalmente la superficie de la Tierra con paralelos en zonas latitudinales, que difieren en la altura de la posición del Sol al mediodía en el día más largo del año. Estas zonas se denominaron climas (del griego klima - pendiente, que originalmente significaba "inclinación de los rayos del sol"). Así, se identificaron cinco zonas climáticas: una cálida, dos templadas y dos frías, que formaron la base de la zonificación geográfica del globo.
Durante más de 2000 años, el término “clima” se utilizó en este sentido. Pero después de 1450, cuando los marineros portugueses cruzaron el ecuador y regresaron a su tierra natal, aparecieron nuevos hechos que requirieron una revisión de las opiniones clásicas. Entre la información sobre el mundo adquirida durante los viajes de los descubridores se encontraban características climáticas zonas seleccionadas, lo que permitió ampliar el propio término “clima”. Las zonas climáticas ya no eran simplemente áreas de la superficie terrestre calculadas matemáticamente basándose en datos astronómicos (es decir, cálidas y secas donde el Sol sale alto, y frías y húmedas donde está bajo y, por lo tanto, no calienta bien). Se encontró que zonas climáticas no corresponden simplemente a cinturones latitudinales, como se imaginaba anteriormente, sino que tienen contornos muy irregulares.
La radiación solar, la circulación atmosférica general, la distribución geográfica de los continentes y océanos y los principales accidentes geográficos son los principales factores que influyen en el clima terrestre. La radiación solar es el factor más importante en la formación del clima y, por tanto, se considerará con más detalle.
RADIACIÓN
En meteorología, el término "radiación" se refiere a la radiación electromagnética, que incluye la luz visible, la radiación ultravioleta y la radiación infrarroja, pero no incluye la radiación radiactiva. Cada objeto, dependiendo de su temperatura, emite diferentes rayos: los cuerpos menos calientes son principalmente infrarrojos, los cuerpos calientes son rojos, los cuerpos más calientes son blancos (es decir, estos colores prevalecerán cuando los percibamos con nuestra visión). Incluso los objetos más calientes emiten rayos azules. Cuanto más caliente está un objeto, más energía luminosa emite.
En 1900, el físico alemán Max Planck desarrolló una teoría que explicaba el mecanismo de radiación de los cuerpos calientes. Esta teoría, por la que en 1918 fue premiado premio Nobel, se convirtió en una de las piedras angulares de la física y sentó las bases de la mecánica cuántica. Pero no toda la radiación luminosa es emitida por cuerpos calientes. Hay otros procesos que provocan la luminiscencia, como la fluorescencia.
Aunque la temperatura dentro del Sol es de millones de grados, el color luz de sol determinado por la temperatura de su superficie (aprox. 6000 ° C). Una lámpara incandescente eléctrica emite rayos de luz, cuyo espectro es significativamente diferente del espectro de la luz solar, ya que la temperatura del filamento de una bombilla oscila entre 2500 ° C y 3300 ° C.
El tipo predominante de radiación electromagnética procedente de las nubes, los árboles o las personas es la radiación infrarroja, invisible al ojo humano. Es la principal vía de intercambio vertical de energía entre la superficie terrestre, las nubes y la atmósfera.
Los satélites meteorológicos están equipados con instrumentos especiales que toman fotografías en rayos infrarrojos emitidos en espacio las nubes y la superficie terrestre. Las nubes que son más frías que la superficie de la Tierra emiten menos radiación y, por lo tanto, aparecen más oscuras en la luz infrarroja que la Tierra. La gran ventaja de la fotografía infrarroja es que se puede realizar las 24 horas del día (al fin y al cabo, las nubes y la Tierra emiten rayos infrarrojos constantemente).
Ángulo de insolación.
La cantidad de insolación (entrante radiación solar) cambia con el tiempo y de un lugar a otro de acuerdo con el cambio en el ángulo en el que los rayos del sol inciden en la superficie de la Tierra: cuanto más alto está el Sol, más grande es. Los cambios en este ángulo están determinados principalmente por la revolución de la Tierra alrededor del Sol y su rotación alrededor de su eje.
La revolución de la Tierra alrededor del Sol.
no habría de gran importancia, si el eje de la Tierra fuera perpendicular al plano de la órbita terrestre. En este caso, en cualquier punto del globo a la misma hora del día, el Sol saldría a la misma altura sobre el horizonte y sólo aparecerían pequeñas fluctuaciones estacionales en la insolación, provocadas por cambios en la distancia de la Tierra al Sol. . Pero, de hecho, el eje de la Tierra se desvía de la perpendicular al plano orbital en 23° 30º, y debido a esto, el ángulo de incidencia de los rayos del sol cambia dependiendo de la posición de la Tierra en órbita.
A efectos prácticos, es conveniente suponer que el Sol se mueve hacia el norte durante el ciclo anual del 21 de diciembre al 21 de junio y hacia el sur del 21 de junio al 21 de diciembre. Al mediodía local del 21 de diciembre, a lo largo de todo el Trópico Sur (23° 30° S), el Sol “está” directamente sobre nosotros. En este momento, en el hemisferio sur, los rayos del sol caen en el mayor ángulo. Este momento en el hemisferio norte se llama “ solsticio de invierno" Durante un aparente desplazamiento hacia el norte, el Sol cruza el ecuador celeste el 21 de marzo (equinoccio de primavera). En este día ambos hemisferios reciben la misma cantidad de radiación solar. La posición más al norte, 23° 30° N. (Trópico Norte), el Sol llega al 21 de junio. Este momento en el que los rayos del sol caen en el mayor ángulo en el hemisferio norte se llama solsticio de verano. El 23 de septiembre, en el equinoccio de otoño, el Sol vuelve a cruzar el ecuador celeste.
La inclinación del eje de la Tierra con respecto al plano de la órbita terrestre provoca cambios no solo en el ángulo de incidencia de los rayos del sol sobre superficie de la Tierra, sino también la duración diaria de la luz solar. En el equinoccio, la duración de la luz del día en toda la Tierra (excepto los polos) es de 12 horas; en el período del 21 de marzo al 23 de septiembre en el hemisferio norte supera las 12 horas, y del 23 de septiembre al 21 de marzo es menos. de 12 horas Norte 66° 30° s .sh. (Del Norte círculo Artico) a partir del 21 de diciembre, la noche polar dura las 24 horas del día y, a partir del 21 de junio, la luz del día dura 24 horas. En el Polo Norte, la noche polar ocurre del 23 de septiembre al 21 de marzo y el día polar del 21 de marzo al 23 de septiembre.
Así, la causa de dos ciclos de fenómenos atmosféricos claramente definidos: anual, que dura 365 1/4 días, y diario, 24 horas, es la rotación de la Tierra alrededor del Sol y la inclinación del eje de la Tierra.
La cantidad de radiación solar que llega cada día al límite exterior de la atmósfera en el hemisferio norte se expresa en vatios por metro cuadrado superficie horizontal (es decir, paralela a la superficie de la tierra, no siempre perpendicular a los rayos del sol) y depende de la constante solar, el ángulo de inclinación de los rayos del sol y la duración del día (Tabla 1).
| Tabla 1. LLEGADA DE LA RADIACIÓN SOLAR AL LÍMITE SUPERIOR DE LA ATMÓSFERA (W/m2 por día) | ||||||||||
| Latitud, °N | 0 | 10 | 20 | 30 | 40 | 50 | 60 | 70 | 80 | 90 |
| 21 de junio | 375 | 414 | 443 | 461 | 470 | 467 | 463 | 479 | 501 | 510 |
| 21 de diciembre | 399 | 346 | 286 | 218 | 151 | 83 | 23 | 0 | 0 | 0 |
| Valor medio anual | 403 | 397 | 380 | 352 | 317 | 273 | 222 | 192 | 175 | 167 |
La tabla muestra que el contraste entre los períodos de verano e invierno es sorprendente. El 21 de junio en el hemisferio norte, el valor de la insolación es aproximadamente el mismo. El 21 de diciembre existen diferencias significativas entre latitudes bajas y altas, y esta es la razón principal por la que la diferenciación climática de estas latitudes en invierno es mucho mayor que en verano. La macrocirculación atmosférica, que depende principalmente de las diferencias en el calentamiento atmosférico, se desarrolla mejor en invierno.
La amplitud anual del flujo de radiación solar en el ecuador es bastante pequeña, pero aumenta bruscamente hacia el norte. Por lo tanto, en igualdad de condiciones, la amplitud de la temperatura anual está determinada principalmente por la latitud de la zona.
La rotación de la Tierra alrededor de su eje.
La intensidad de la insolación en cualquier parte del mundo en cualquier día del año también depende de la hora del día. Esto se explica, por supuesto, por el hecho de que en 24 horas la Tierra gira alrededor de su eje.
Albedo
– la fracción de radiación solar reflejada por un objeto (generalmente expresada como porcentaje o fracción de una unidad). El albedo de la nieve recién caída puede alcanzar 0,81; el albedo de las nubes, según el tipo y el espesor vertical, oscila entre 0,17 y 0,81. Albedo de arena oscura y seca – aprox. 0,18, bosque verde: de 0,03 a 0,10. El albedo de grandes zonas de agua depende de la altura del Sol sobre el horizonte: cuanto más alto está, menor es el albedo.
El albedo de la Tierra, junto con la atmósfera, cambia según la capa de nubes y el área cubierta de nieve. De toda la radiación solar que llega a nuestro planeta, aprox. 0,34 se refleja en el espacio exterior y se pierde en el sistema Tierra-atmósfera.
Absorción por la atmósfera.
Aproximadamente el 19% de la radiación solar que llega a la Tierra es absorbida por la atmósfera (según estimaciones medias para todas las latitudes y todas las estaciones). En las capas superiores de la atmósfera, la radiación ultravioleta es absorbida principalmente por el oxígeno y el ozono, y en las capas inferiores, la radiación roja e infrarroja (longitud de onda superior a 630 nm) es absorbida principalmente por el vapor de agua y, en menor medida, por el dióxido de carbono.
Absorción por la superficie terrestre.
Aproximadamente el 34% de la radiación solar directa que llega al límite superior de la atmósfera se refleja en el espacio exterior y el 47% atraviesa la atmósfera y es absorbida por la superficie terrestre.
En la tabla se muestra el cambio en la cantidad de energía absorbida por la superficie terrestre según la latitud. 2 y se expresa en términos de la cantidad media anual de energía (en vatios) absorbida por día por una superficie horizontal con un área de 1 m2. La diferencia entre la llegada media anual de radiación solar y limite superior La atmósfera por día y la radiación recibida en la superficie terrestre en ausencia de nubes en diferentes latitudes, muestra sus pérdidas bajo la influencia de diversos factores atmosféricos (excepto la nubosidad). Estas pérdidas representan aproximadamente un tercio de la radiación solar entrante en todas partes.
| Tabla 2. RECIBO ANUAL PROMEDIO DE RADIACIÓN SOLAR EN SUPERFICIE HORIZONTAL EN EL HEMISFERIO NORTE (W/m2 por día) |
||||||||||
| Latitud, °N | 0 | 10 | 20 | 30 | 40 | 50 | 60 | 70 | 80 | 90 |
| Llegada de la radiación al límite exterior de la atmósfera. | 403 | 397 | 380 | 352 | 317 | 273 | 222 | 192 | 175 | 167 |
| La llegada de radiación a la superficie terrestre durante cielo limpio | 270 | 267 | 260 | 246 | 221 | 191 | 154 | 131 | 116 | 106 |
| La llegada de la radiación a la superficie terrestre en condiciones de nubosidad media. | 194 | 203 | 214 | 208 | 170 | 131 | 97 | 76 | 70 | 71 |
| Radiación absorbida por la superficie terrestre. | 181 | 187 | 193 | 185 | 153 | 119 | 88 | 64 | 45 | 31 |
La diferencia entre la cantidad de radiación solar que llega al límite superior de la atmósfera y la cantidad que llega a la superficie de la Tierra durante condiciones de nubosidad promedio, debido a las pérdidas de radiación en la atmósfera, depende significativamente de la latitud geográfica: 52% en el ecuador, 41% a 30° N. y 57% a 60°N. Esta es una consecuencia directa del cambio cuantitativo de la nubosidad con la latitud. Debido a las características de la circulación atmosférica en el hemisferio norte, la cantidad de nubes es mínima en una latitud de aprox. 30° La influencia de la nubosidad es tan grande que la energía máxima llega a la superficie terrestre no en el ecuador, sino en latitudes subtropicales.
La diferencia entre la cantidad de radiación que llega a la superficie terrestre y la cantidad de radiación absorbida se forma únicamente debido al albedo, que es especialmente grande en latitudes altas y se debe a la alta reflectividad de la nieve y la capa de hielo.
De toda la energía solar utilizada por el sistema Tierra-atmósfera, menos de un tercio es absorbida directamente por la atmósfera y la mayor parte de la energía que recibe se refleja desde la superficie terrestre. La mayor parte de la energía solar llega a zonas situadas en latitudes bajas.
La radiación de la Tierra.
A pesar del flujo continuo de energía solar hacia la atmósfera y la superficie terrestre, la temperatura promedio de la Tierra y la atmósfera es bastante constante. La razón es que la Tierra y su atmósfera emiten casi la misma cantidad de energía al espacio exterior, principalmente en forma de radiación infrarroja, ya que la Tierra y su atmósfera son mucho más frías que el Sol, y sólo una pequeña fracción está en la parte visible del espectro. La radiación infrarroja emitida es registrada por satélites meteorológicos equipados con equipos especiales. Muchos mapas meteorológicos satelitales que se muestran en la televisión son imágenes infrarrojas y muestran el calor emitido por la superficie terrestre y las nubes.
Balance de calor.
Como resultado del complejo intercambio de energía entre la superficie terrestre, la atmósfera y el espacio interplanetario, cada uno de estos componentes recibe en promedio tanta energía de los otros dos como la que pierde. En consecuencia, ni la superficie terrestre ni la atmósfera experimentan ningún aumento o disminución de energía.
CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
Debido a las peculiaridades de la posición relativa del Sol y la Tierra, las regiones ecuatoriales y polares, de igual superficie, reciben completamente diferentes cantidades energía solar. Las regiones ecuatoriales reciben más energía que las polares, y sus áreas de agua y vegetación absorben más energía entrante. En las regiones polares hay un albedo elevado de nieve y hielo. Aunque las regiones ecuatoriales más cálidas emiten más calor que las regiones polares, el equilibrio térmico es tal que las regiones polares pierden más energía de la que ganan, y las regiones ecuatoriales ganan más energía de la que pierden. Dado que no hay calentamiento de las regiones ecuatoriales ni enfriamiento de las regiones polares, es obvio que para mantener el equilibrio térmico de la Tierra, el exceso de calor debe trasladarse de los trópicos a los polos. Este movimiento es la principal fuerza impulsora de la circulación atmosférica. El aire en los trópicos se calienta, se eleva y se expande y fluye hacia los polos a una altitud de aprox. 19 kilómetros. Cerca de los polos se enfría, se vuelve más denso y desciende a la superficie terrestre, desde donde se propaga hacia el ecuador.
Principales características de la circulación.
El aire que asciende cerca del ecuador y se dirige hacia los polos es desviado por la fuerza de Coriolis. Consideremos este proceso tomando como ejemplo el hemisferio norte (lo mismo ocurre en el hemisferio sur). Al avanzar hacia el polo, el aire se desvía hacia el este y resulta que proviene del oeste. Así se forman los vientos del oeste. Parte de este aire se enfría a medida que se expande e irradia calor, se hunde y fluye de regreso hacia el ecuador, desviándose hacia la derecha y formando el viento alisio del noreste. Parte del aire que se mueve hacia los polos forma un transporte hacia el oeste en latitudes templadas. El aire que desciende en las regiones polares se mueve hacia el ecuador y, desviándose hacia el oeste, forma un transporte hacia el este en las regiones polares. Este es solo un diagrama básico de la circulación atmosférica, cuyo componente constante son los vientos alisios.
Cinturones de viento.
Bajo la influencia de la rotación de la Tierra, se forman varios cinturones de viento principales en las capas inferiores de la atmósfera ( ver foto.).
Zona de calma ecuatorial,
ubicado cerca del ecuador, se caracteriza por vientos débiles asociados con la zona de convergencia (es decir, convergencia de flujos de aire) de los vientos alisios estables del sureste del hemisferio sur y los vientos alisios del noreste del hemisferio norte, lo que creó condiciones desfavorables para el movimiento. de barcos de vela. Si las corrientes de aire convergen en esta zona, el aire debe subir o bajar. Dado que la superficie de la tierra o del océano impide su descenso, inevitablemente se producen intensos movimientos ascendentes de aire en las capas inferiores de la atmósfera, lo que también se ve facilitado por el fuerte calentamiento del aire desde abajo. El aire ascendente se enfría y su capacidad de humedad disminuye. Por tanto, esta zona se caracteriza por densas nubes y precipitaciones frecuentes.
Latitudes del caballo
– zonas con vientos muy débiles, situadas entre los 30 y 35° de latitud N. y s. El nombre probablemente se remonta a la época de la vela, cuando los barcos que cruzaban el Atlántico a menudo quedaban en calma o retrasados en el camino debido a vientos débiles y variables. Mientras tanto, los suministros de agua se agotaron y las tripulaciones de los barcos que transportaban caballos a las Indias Occidentales se vieron obligadas a arrojarlos por la borda.
Las latitudes de los caballos se encuentran entre las áreas de los vientos alisios y el transporte predominante del oeste (ubicado más cerca de los polos) y son zonas de divergencia (es decir, divergencia) de los vientos en la capa superficial del aire. En general, dentro de sus límites predominan los movimientos de aire descendentes. Encapotado masas de aire Se acompaña de un calentamiento del aire y un aumento de su capacidad de humedad, por lo que estas zonas se caracterizan por ligeras nubes y cantidades insignificantes de precipitación.
Zona de ciclones subpolares
ubicado entre los 50 y 55° de latitud N. Se caracteriza por vientos tormentosos de direcciones variables asociados al paso de ciclones. Se trata de una zona de convergencia de las regiones occidentales predominantes en latitudes templadas y las características de las regiones polares. vientos del este. Al igual que en la zona de convergencia ecuatorial, aquí predominan los movimientos de aire ascendentes, las nubes densas y las precipitaciones en grandes áreas.
INFLUENCIA DE LA DISTRIBUCIÓN TIERRA Y MAR
Radiación solar.
Bajo la influencia de los cambios en la radiación solar, la tierra se calienta y enfría mucho más y más rápido que el océano. esto se explica diferentes propiedades suelo y agua. El agua es más transparente a la radiación que el suelo, por lo que la energía se distribuye en un mayor volumen de agua y conduce a un menor calentamiento por unidad de volumen. La mezcla turbulenta distribuye el calor en la capa superior del océano a una profundidad de aproximadamente 100 m. El agua tiene una mayor capacidad calorífica que el suelo, por lo tanto, con la misma cantidad de calor absorbida por masas iguales de agua y suelo, la temperatura del agua aumenta menos. . Casi la mitad del calor que llega a la superficie del agua se gasta en evaporación en lugar de calentarse, y en la tierra el suelo se seca. Por lo tanto, la temperatura de la superficie del océano cambia significativamente menos por día y por año que la temperatura de la superficie terrestre. Dado que la atmósfera se calienta y enfría principalmente debido a Radiación termal superficie subyacente, las diferencias observadas se manifiestan en la temperatura del aire sobre la tierra y los océanos.
Temperatura del aire.
Dependiendo de si el clima se forma principalmente bajo la influencia del océano o de la tierra, se le llama marino o continental. Los climas marinos se caracterizan por un promedio significativamente más bajo amplitudes anuales temperaturas (más invierno cálido y veranos más frescos) en comparación con los continentales.
Las islas en mar abierto (por ejemplo, Hawái, Bermudas, Ascensión) tienen un clima marítimo bien definido. En las afueras de los continentes se pueden formar climas de un tipo u otro dependiendo de la naturaleza de los vientos predominantes. Por ejemplo, en la zona de predominio del transporte occidental, el clima marino domina en las costas occidentales y el clima continental en las costas orientales. Esto se muestra en la tabla. 3, que compara las temperaturas en tres estaciones meteorológicas estadounidenses ubicadas aproximadamente a la misma latitud en la zona de transporte predominante hacia el oeste.
En la costa oeste, en San Francisco, el clima es marítimo, con invierno cálido, veranos frescos y amplitudes térmicas bajas. En Chicago, en la parte interior del continente, el clima es marcadamente continental, con invierno frio, verano cálido y un rango de temperatura significativo. Clima Costa este, en Boston, no es muy diferente del clima de Chicago, aunque océano Atlántico tiene un efecto suavizante gracias a los vientos que en ocasiones soplan desde el mar (brisas marinas).
Monzones.
El término "monzón", derivado del árabe "mawsim" (estación), significa "viento estacional". El nombre se aplicó por primera vez a los vientos del Mar Arábigo, que soplaron durante seis meses desde el noreste y durante los siguientes seis meses desde el suroeste. Los monzones alcanzan su mayor fuerza en el sur y este de Asia, así como en las costas tropicales, cuando la influencia de la circulación atmosférica general es débil y no las suprime. La costa del Golfo experimenta monzones más débiles.
Los monzones son el equivalente estacional a gran escala de una brisa, un viento con un ciclo diurno que sopla alternativamente de tierra a mar y de mar a tierra en muchas zonas costeras. Durante el monzón de verano, la tierra es más cálida que el océano y el aire caliente, que se eleva sobre ella, se extiende hacia las capas superiores de la atmósfera. Como resultado, se crea una baja presión cerca de la superficie, lo que favorece la entrada de aire húmedo desde el océano. Durante el monzón de invierno, la tierra está más fría que el océano, por lo que el aire frío se hunde sobre la tierra y fluye hacia el océano. En zonas de clima monzónico también pueden desarrollarse brisas, pero cubren solo la capa superficial de la atmósfera y aparecen solo en la franja costera.
El clima monzónico se caracteriza por una pronunciada cambio estacional zonas de donde proceden las masas de aire: continental en invierno y marina en verano; el predominio de los vientos que soplan del mar en verano y de la tierra en invierno; máximas de precipitaciones en verano, nubosidad y humedad.
Las proximidades de Bombay en la costa occidental de la India (aprox. 20° N) son un ejemplo clásico de zona con clima monzónico. En febrero, los vientos soplan desde el noreste aproximadamente el 90% del tiempo, y en julio, aprox. El 92% del tiempo, en dirección suroeste. La precipitación media en febrero es de 2,5 mm y en julio, de 693 mm. El número promedio de días con precipitación en febrero es 0,1 y en julio, 21. La nubosidad promedio en febrero es del 13%, en julio, 88%. La humedad relativa promedio es del 71% en febrero y del 87% en julio.
INFLUENCIA DEL ALIVIO
Los mayores obstáculos orográficos (montañas) tienen un impacto significativo en el clima del terreno.
Modo térmico.
En las capas inferiores de la atmósfera, la temperatura disminuye aproximadamente 0,65 ° C con un aumento cada 100 m; en zonas con inviernos largos la temperatura se produce un poco más lenta, especialmente en la capa inferior de 300 metros, y en zonas con veranos largos se produce algo más rápido. La relación más estrecha entre las temperaturas medias y la altitud se observa en las montañas. Por lo tanto, las isotermas de temperatura promedio para áreas como Colorado, por ejemplo, bosquejo general repita el patrón de contorno de los mapas topográficos.
Nubosidad y precipitaciones.
Cuando el aire encuentra en su camino una cadena montañosa, se ve obligado a elevarse. Al mismo tiempo, el aire se enfría, lo que provoca una disminución de su capacidad de humedad y la condensación del vapor de agua (formación de nubes y precipitaciones) en la vertiente de barlovento de las montañas. Cuando la humedad se condensa, el aire se calienta y, al llegar a la ladera de sotavento de las montañas, se vuelve seco y cálido. Así surge el viento Chinook en las Montañas Rocosas.
| Tabla 4. TEMPERATURAS EXTREMAS DE LOS CONTINENTES E ISLAS DE OCEANÍA | ||||
| Región | Temperatura máxima, °C |
Lugar | Temperatura mínima °C |
Lugar |
| América del norte | 57 | Valle de la Muerte, California, EE.UU. | –66 | Norte, Groenlandia 1 |
| Sudamerica | 49 | Rivadavia, Argentina | –33 | Sarmiento, Argentina |
| Europa | 50 | Sevilla, España | –55 | Ust-Shchugor, Rusia |
| Asia | 54 | Tirat Zevi, Israel | –68 | Oimiakón, Rusia |
| África | 58 | Al Azizia, Libia | –24 | Ifrane, Marruecos |
| Australia | 53 | Bandera de Australia | –22 | Paso de Charlotte, Australia |
| Antártida | 14 | Esperanza, Península Antártica | –89 | Estación Vostok, Antártida |
| Oceanía | 42 | Bandera de Filipinas | –10 | Haleakala, Hawái, EE.UU. |
| 1 En América del Norte continental, la temperatura mínima registrada fue –63° C (Snag, Yukón, Canadá) |
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| Tabla 5. VALORES EXTREMOS DE PRECIPITACIÓN MEDIA ANUAL EN LOS CONTINUOS E ISLAS DE OCEANÍA | ||||
| Región | Máximo, mm | Lugar | Mínimo, mm | Lugar |
| América del norte | 6657 | Lago Henderson Columbia Británica, Canadá | 30 | Batages, México |
| Sudamerica | 8989 | Quibdó, Colombia | Arica, Chile | |
| Europa | 4643 | Crkvice, Yugoslavia | 163 | Astracán, Rusia |
| Asia | 11430 | Bandera de India | 46 | Adén, Yemen |
| África | 10277 | Debunja, Camerún | Wadi Halfa, Sudán | |
| Australia | 4554 | Bandera de Australia | 104 | Bandera de Australia |
| Oceanía | 11684 | Waialeale, Hawái, EE.UU. | 226 | Puako, Hawái, EE.UU. |
OBJETOS SINÓPTICOS
Masas de aire.
Una masa de aire es un gran volumen de aire, cuyas propiedades (principalmente temperatura y humedad) se formaron bajo la influencia de la superficie subyacente en una determinada región y cambian gradualmente a medida que se mueve desde la fuente de formación en dirección horizontal.
Las masas de aire se distinguen principalmente por las características térmicas de las áreas de formación, por ejemplo, tropicales y polares. El movimiento de una zona a otra de masas de aire que conservan muchas de las características originales se puede rastrear mediante mapas sinópticos. Por ejemplo, el aire frío y seco del Ártico canadiense se desplaza sobre Estados Unidos y se calienta lentamente, pero permanece seco. De manera similar, las masas de aire tropicales cálidas y húmedas que se forman sobre el Golfo de México permanecen húmedas pero pueden calentarse o enfriarse dependiendo de las propiedades de la superficie subyacente. Por supuesto, tal transformación de las masas de aire se intensifica a medida que cambian las condiciones encontradas a lo largo de su trayectoria.
Cuando entran en contacto masas de aire con diferentes propiedades procedentes de fuentes de formación distantes, conservan sus características. Durante la mayor parte de su existencia, están separados por zonas de transición más o menos claramente definidas, donde la temperatura, la humedad y la velocidad del viento cambian bruscamente. Luego, las masas de aire se mezclan, se dispersan y, finalmente, dejan de existir como cuerpos separados. Las zonas de transición entre masas de aire en movimiento se denominan "frentes".
Frentes
pasar a lo largo de los valles del campo de presión, es decir a lo largo de contornos de baja presión. Cuando un frente cruza, la dirección del viento suele cambiar drásticamente. En las masas de aire polares el viento puede ser del noroeste, mientras que en las masas de aire tropicales puede ser del sur. El peor clima ocurre a lo largo de los frentes y en el área más fría cerca del frente, donde el aire cálido se desliza hacia arriba por una cuña de aire frío denso y se enfría. Como resultado, se forman nubes y caen precipitaciones. A veces se forman ciclones extratropicales a lo largo del frente. Los frentes también se forman cuando entran en contacto masas de aire frío del norte y cálida del sur ubicadas en la parte central del ciclón (una zona de baja presión atmosférica).
Hay cuatro tipos de frentes. En un límite más o menos estable entre masas de aire polares y tropicales se forma un frente estacionario. Si el aire frío retrocede en la capa superficial y el aire caliente avanza, se forma un frente cálido. Normalmente, antes de que se acerque un frente cálido, el cielo está nublado, llueve o nieva y la temperatura aumenta gradualmente. A medida que pasa el frente, la lluvia cesa y las temperaturas se mantienen altas. Cuando pasa un frente frío, el aire frío entra y el aire cálido retrocede. El tiempo lluvioso y ventoso se produce en una franja estrecha a lo largo del frente frío. Por el contrario, un frente cálido va precedido de una amplia zona de nubes y lluvia. Un frente ocluido combina características de frentes cálidos y fríos y generalmente se asocia con un ciclón antiguo.
Ciclones y anticiclones.
Los ciclones son perturbaciones atmosféricas a gran escala en una zona de baja presión. En el hemisferio norte, los vientos soplan desde una zona de alta presión a una zona de baja presión en el sentido contrario a las agujas del reloj, y en el hemisferio sur, en el sentido de las agujas del reloj. En los ciclones de latitudes templadas, llamadas extratropicales, el frente frío suele ser pronunciado y el frente cálido, si existe, no siempre es claramente visible. Los ciclones extratropicales a menudo se forman a favor del viento en las cadenas montañosas, como en las laderas orientales de las Montañas Rocosas y a lo largo de las costas orientales de América del Norte y Asia. En latitudes templadas, la mayor parte de las precipitaciones están asociadas con ciclones.
Un anticiclón es una zona de alta presión de aire. Generalmente asociado con él. buen tiempo bajo cielo despejado o parcialmente nublado. En el hemisferio norte, los vientos que soplan desde el centro del anticiclón se desvían en el sentido de las agujas del reloj y en el hemisferio sur, en el sentido contrario a las agujas del reloj. Los anticiclones suelen ser más grandes que los ciclones y se mueven más lentamente.
Dado que en un anticiclón el aire se propaga desde el centro hacia la periferia, las capas más altas de aire descienden, compensando su salida. En un ciclón, por el contrario, el aire desplazado por los vientos convergentes asciende. Dado que son los movimientos ascendentes del aire los que conducen a la formación de nubes, la nubosidad y las precipitaciones se limitan principalmente a los ciclones, mientras que en los anticiclones predomina el tiempo despejado o parcialmente nublado.
Ciclones tropicales (huracanes, tifones)
Los ciclones tropicales (huracanes, tifones) son nombre común para ciclones que se forman sobre los océanos en los trópicos (excepto las aguas frías del Atlántico sur y el sureste océano Pacífico) y no contienen masas de aire contrastantes. Los ciclones tropicales ocurren en diferentes partes del mundo y generalmente golpean las regiones orientales y ecuatoriales de los continentes. Se encuentran en el sur y suroeste del Atlántico norte (incluidos el mar Caribe y el golfo de México), el océano Pacífico norte (al oeste de la costa mexicana, las islas Filipinas y el mar de China), la Bahía de Bengala y el mar Arábigo. en el sur del Océano Índico frente a la costa de Madagascar, frente a la costa noroeste de Australia y en el Océano Pacífico Sur, desde la costa de Australia hasta 140° W.
Por acuerdo internacional, los ciclones tropicales se clasifican según la fuerza de sus vientos. Hay depresiones tropicales con vientos de hasta 63 km/h, tormentas tropicales (vientos de 64 a 119 km/h) y huracanes tropicales o tifones (vientos de más de 120 km/h).
En algunas zonas del mundo, los ciclones tropicales han nombres locales: en el Atlántico Norte y el Golfo de México - huracanes (en la isla de Haití - en secreto); en el Océano Pacífico frente a la costa occidental de México - cordonazo, en las regiones occidental y más al sur - tifones, en Filipinas - baguyo o baruyo; en Australia, quiera o quiera.
Un ciclón tropical es un enorme vórtice atmosférico con un diámetro de 100 a 1600 km, acompañado de fuertes vientos destructivos, fuertes lluvias y grandes marejadas (aumento del nivel del mar bajo la influencia del viento). Los ciclones tropicales incipientes suelen moverse hacia el oeste, desviándose ligeramente hacia el norte, aumentando su velocidad y su tamaño. Después de avanzar hacia el polo, un ciclón tropical puede "dar la vuelta", unirse al transporte hacia el oeste de latitudes templadas y comenzar a moverse hacia el este (sin embargo, tal cambio en la dirección del movimiento no siempre ocurre).
Los vientos ciclónicos del hemisferio norte que giran en sentido contrario a las agujas del reloj tienen su máxima fuerza en un cinturón con un diámetro de 30 a 45 km o más, comenzando desde el "ojo de la tormenta". La velocidad del viento cerca de la superficie terrestre puede alcanzar los 240 km/h. En el centro de un ciclón tropical suele haber una zona libre de nubes con un diámetro de 8 a 30 km, que se denomina "ojo de la tormenta", ya que aquí el cielo suele estar despejado (o parcialmente nublado) y el viento suele ser muy ligero. La zona de vientos destructivos a lo largo de la trayectoria del tifón tiene entre 40 y 800 km de ancho. Al desarrollarse y moverse, los ciclones cubren distancias de varios miles de kilómetros, por ejemplo, desde el origen de su formación en el Mar Caribe o en el Atlántico tropical hasta las zonas interiores o el Atlántico Norte.
Aunque los vientos huracanados en el centro de un ciclón alcanzan velocidades enormes, el propio huracán puede moverse muy lentamente e incluso detenerse por un tiempo, lo que es especialmente cierto en el caso de los ciclones tropicales, que generalmente se mueven a una velocidad de no más de 24 km/ h. A medida que el ciclón se aleja de los trópicos, su velocidad suele aumentar y en algunos casos alcanza los 80 km/h o más.
Los vientos huracanados pueden causar muchos daños. Aunque son más débiles que un tornado, son capaces de derribar árboles, derribar casas, romper líneas eléctricas e incluso descarrilar trenes. Pero la mayor pérdida de vidas la causan las inundaciones asociadas con los huracanes. A medida que avanza la tormenta, a menudo se forman enormes olas y el nivel del mar puede subir más de 2 m en pocos minutos, arrastrando a las pequeñas embarcaciones a la orilla. Las olas gigantes destruyen casas, carreteras, puentes y otros edificios ubicados en la costa y pueden arrastrar incluso islas de arena que existen desde hace mucho tiempo. La mayoría de los huracanes van acompañados Lluvias intensas, que inundan campos y arruinan cosechas, arrasan caminos y derriban puentes, e inundan asentamientos bajos.
La mejora de las previsiones, acompañada de rápidos avisos de tormentas, ha dado lugar a una reducción significativa del número de víctimas. Cuando se forma un ciclón tropical, aumenta la frecuencia de las transmisiones de pronósticos. La fuente de información más importante son los informes de aviones especialmente equipados para observar ciclones. Estos aviones patrullan a cientos de kilómetros de la costa y a menudo penetran en el centro de un ciclón para obtener información precisa sobre su posición y movimiento.
Las zonas de la costa más susceptibles a los huracanes están equipadas con sistemas de radar para detectarlos. De este modo, la tormenta se puede detectar y seguir a una distancia de hasta 400 km de la estación de radar.
tornado (tornado)
Un tornado es una nube giratoria en forma de embudo que se extiende hacia el suelo desde la base de la nube de tormenta. Su color cambia de gris a negro. En aproximadamente el 80% de los tornados en Estados Unidos, las velocidades máximas del viento alcanzan entre 65 y 120 km/h, y sólo el 1% alcanza 320 km/h o más. Un tornado que se acerca suele hacer un ruido similar al de un tren de carga en movimiento. A pesar de su tamaño relativamente pequeño, los tornados se encuentran entre los fenómenos tormentosos más peligrosos.
De 1961 a 1999, los tornados mataron a un promedio de 82 personas por año en Estados Unidos. Sin embargo, la probabilidad de que un tornado pase este lugar, es extremadamente baja, ya que la longitud media de su recorrido es bastante corta (aprox. 25 km) y la banda de cobertura es pequeña (menos de 400 m de ancho).
Un tornado se origina en altitudes de hasta 1000 m sobre la superficie. Algunos de ellos nunca llegan al suelo, otros pueden tocarlo y volver a levantarse. Los tornados suelen estar asociados con nubes de tormenta que arrojan granizo al suelo y pueden ocurrir en grupos de dos o más. En este caso, primero se forma un tornado más potente y luego uno o más vórtices más débiles.
Para que se forme un tornado en masas de aire, es necesario un fuerte contraste en los parámetros de temperatura, humedad, densidad y flujo de aire. El aire frío y seco del oeste o noroeste se mueve hacia el aire cálido y húmedo de la superficie. Esto va acompañado de fuertes vientos en una estrecha zona de transición, donde se producen complejas transformaciones energéticas que pueden provocar la formación de un vórtice. Probablemente, un tornado se forma sólo bajo una combinación estrictamente definida de varios factores bastante comunes que varían en un amplio rango.
Los tornados se observan en todo el mundo, pero las condiciones más favorables para su formación se encuentran en regiones centrales EE.UU. La frecuencia de los tornados generalmente aumenta en febrero en todos los estados del este adyacentes al Golfo de México y alcanza su punto máximo en marzo. En Iowa y Kansas, su frecuencia más alta ocurre entre mayo y junio. De julio a diciembre, el número de tornados disminuye rápidamente en todo el país. El número promedio de tornados en los Estados Unidos es de aprox. 800 por año, la mitad de ellos en abril, mayo y junio. Este indicador alcanza los valores más altos en Texas (120 por año), y los más bajos en los estados del noreste y oeste (1 por año).
La destrucción que causan los tornados es terrible. Suceden como por culpa del viento. enorme poder, y debido a grandes caídas de presión en un área limitada. Un tornado es capaz de destrozar un edificio y esparcirlo por el aire. Las paredes pueden derrumbarse. Una fuerte caída La presión provoca que los objetos pesados, incluso los que se encuentran dentro de los edificios, se eleven en el aire, como si fueran aspirados por una bomba gigante, y, en ocasiones, sean transportados a distancias considerables.
Es imposible predecir exactamente dónde se formará un tornado. Sin embargo, es posible definir un área de aprox. 50 mil cuadrados. km, dentro de los cuales la probabilidad de tornados es bastante alta.
Tormentas
Las tormentas eléctricas, o tormentas eléctricas, son perturbaciones atmosféricas locales asociadas con el desarrollo de nubes cumulonimbus. Estas tormentas siempre van acompañadas de truenos y relámpagos y, por lo general, fuertes ráfagas de viento y fuertes lluvias. A veces cae granizo. La mayoría de las tormentas terminan rápidamente, e incluso las más largas rara vez duran más de una o dos horas.
Las tormentas surgen debido a la inestabilidad atmosférica y están asociadas principalmente con la mezcla de capas de aire, que tienden a lograr una distribución de densidad más estable. Las poderosas corrientes de aire ascendentes son una característica distintiva de la etapa inicial de una tormenta. Para su fase final son característicos fuertes movimientos de aire descendentes en zonas de fuertes precipitaciones. Las nubes de tormenta suelen alcanzar alturas de 12 a 15 km en latitudes templadas e incluso más altas en los trópicos. Su crecimiento vertical es limitado. estado estable capas inferiores de la estratosfera.
Una propiedad única de las tormentas es su actividad eléctrica. Los rayos pueden ocurrir dentro de un cúmulo en desarrollo, entre dos nubes o entre una nube y el suelo. En realidad, la descarga de un rayo casi siempre consta de varias descargas que pasan por el mismo canal, y pasan tan rápido que a simple vista se perciben como la misma descarga.
Aún no está del todo claro cómo se produce en la atmósfera la separación de grandes cargas de signo opuesto. La mayoría de los investigadores creen que este proceso está asociado con diferencias en el tamaño de las gotas de agua líquida y congelada, así como con corrientes de aire verticales. La carga eléctrica de una nube de tormenta induce una carga en la superficie terrestre debajo de ella y cargas de signo opuesto alrededor de la base de la nube. Surge una enorme diferencia de potencial entre las áreas de la nube con cargas opuestas y la superficie de la Tierra. Cuando alcanza un valor suficiente, se produce una descarga eléctrica: un relámpago.
El trueno que acompaña a la descarga de un rayo es causado por la expansión instantánea del aire a lo largo del camino de la descarga, que ocurre cuando este es calentado repentinamente por un rayo. El trueno se escucha más a menudo como repiques largos que como un solo golpe, ya que ocurre a lo largo de todo el canal de descarga del rayo y, por lo tanto, el sonido recorre la distancia desde su fuente hasta el observador en varias etapas.
Corrientes de aire en chorro
– “ríos” sinuosos de fuertes vientos en latitudes templadas a altitudes de 9 a 12 km (en las que normalmente se limitan los vuelos de larga distancia de aviones a reacción), que soplan a veces a velocidades de hasta 320 km/h. Un avión que vuela en dirección a la corriente en chorro ahorra mucho combustible y tiempo. Por lo tanto, pronosticar la propagación y la fuerza de las corrientes en chorro es esencial para la planificación de vuelos y la navegación aérea en general.
Mapas sinópticos (Mapas meteorológicos)
Para caracterizar y estudiar muchos fenómenos atmosféricos, así como para la predicción del tiempo, es necesario realizar simultáneamente varias observaciones en muchos puntos y registrar los datos obtenidos en mapas. En meteorología, el llamado método sinóptico.
Mapas sinópticos de superficie.
En todo Estados Unidos, las observaciones meteorológicas se realizan cada hora (con menos frecuencia en algunos países). Se caracteriza la nubosidad (densidad, altura y tipo); se toman lecturas del barómetro, a las que se les introducen correcciones para acercar los valores obtenidos al nivel del mar; se registran la dirección y velocidad del viento; se mide la cantidad de precipitación líquida o sólida y la temperatura del aire y del suelo (durante el período de observación, máxima y mínima); se determina la humedad del aire; Las condiciones de visibilidad y todas las demás condiciones se registran cuidadosamente. fenómenos atmosféricos(por ejemplo, tormenta, niebla, neblina, etc.).
Luego, cada observador codifica y transmite la información utilizando el Código Meteorológico Internacional. Dado que este procedimiento está estandarizado por la Organización Meteorológica Mundial, dichos datos se pueden descifrar fácilmente en cualquier zona del mundo. La codificación tarda aprox. 20 minutos, tras los cuales los mensajes se transmiten a los centros de recogida de información y intercambio internacional datos. Luego, los resultados de la observación (en forma de números y símbolos) se trazan en mapa de contorno, en el que las estaciones meteorológicas están indicadas con puntos. Esto le da al pronosticador una idea de las condiciones climáticas dentro de una gran región geográfica. El panorama se vuelve aún más claro después de conectar los puntos en los que se registra la misma presión con líneas suaves y continuas: isobaras y trazar límites entre diferentes masas de aire ( frentes atmosféricos). También se identifican áreas con alta o baja presión. El mapa será aún más expresivo si pinta o sombrea las áreas sobre las que se produjeron precipitaciones en el momento de la observación.
Los mapas sinópticos de la capa superficial de la atmósfera son una de las principales herramientas para la predicción meteorológica. El especialista que elabora el pronóstico compara una serie de mapas sinópticos para diferentes períodos de observación y estudia la dinámica de los sistemas de presión, observando los cambios de temperatura y humedad dentro de las masas de aire a medida que se mueven sobre diferentes tipos de superficie subyacente.
Mapas sinópticos de altitud.
Las nubes se mueven con las corrientes de aire, generalmente a alturas importantes sobre la superficie terrestre. Por tanto, es importante que el meteorólogo disponga de datos fiables para muchos niveles de la atmósfera. A partir de los datos obtenidos de globos meteorológicos, aviones y satélites, se elaboran mapas meteorológicos para cinco niveles de altitud. Estos mapas se transmiten a los centros meteorológicos.
PRONÓSTICO DEL TIEMPO
El pronóstico del tiempo se realiza en base al conocimiento humano y las capacidades informáticas. Una parte tradicional de la creación de un pronóstico es el análisis de mapas que muestran la estructura horizontal y vertical de la atmósfera. A partir de ellos, un especialista en previsión puede evaluar el desarrollo y el movimiento de objetos sinópticos. El uso de ordenadores en una red meteorológica facilita enormemente la previsión de temperatura, presión y otros elementos meteorológicos.
Para pronosticar el tiempo, además de un ordenador potente, se necesita una amplia red de observaciones meteorológicas y un aparato matemático fiable. Las observaciones directas proporcionan a los modelos matemáticos los datos necesarios para su calibración.
Un pronóstico ideal debe estar justificado en todos los aspectos. Es difícil determinar la causa de los errores de pronóstico. Los meteorólogos consideran que un pronóstico es correcto si su error es menor que el de la predicción del tiempo utilizando uno de dos métodos que no requieren conocimientos especiales de meteorología. El primero de ellos, llamado inercial, supone que el patrón climático no cambiará. El segundo método supone que las características climáticas corresponderán al promedio mensual para una fecha determinada.
La duración del período durante el cual se justifica el pronóstico (es decir, da mejor resultado que uno de los dos enfoques nombrados) depende no sólo de la calidad de las observaciones, del aparato matemático, tecnologia computacional, sino también en la escala del fenómeno meteorológico previsto. En términos generales, cuanto mayor sea el fenómeno meteorológico, más tiempo se podrá pronosticar. Por ejemplo, a menudo el grado de desarrollo y la trayectoria de los ciclones se pueden predecir con varios días de anticipación, pero el comportamiento de un cúmulo en particular no se puede predecir más allá de la hora siguiente. Estas limitaciones parecen deberse a las características de la atmósfera y aún no pueden superarse mediante observaciones más cuidadosas o ecuaciones más precisas.
Los procesos atmosféricos se desarrollan caóticamente. Esto significa que se necesitan diferentes enfoques para predecir diferentes fenómenos a diferentes escalas espaciotemporales, en particular para pronosticar el comportamiento de grandes ciclones de latitudes medias y tormentas locales severas, así como para pronósticos a largo plazo. Por ejemplo, un pronóstico diario de la presión del aire en la capa superficial es casi tan preciso como las mediciones de los globos meteorológicos con los que se verificó. Por el contrario, es difícil dar un pronóstico detallado de tres horas del movimiento de una línea de turbonada, una franja de precipitaciones intensas delante de un frente frío y generalmente paralela a él, dentro de la cual pueden surgir tornados. Los meteorólogos sólo pueden identificar provisionalmente grandes áreas donde es posible que se produzcan líneas de turbonada. Una vez capturados en imágenes de satélite o radar, su progreso sólo puede extrapolarse en una o dos horas, por lo que es importante comunicar los informes meteorológicos al público de manera oportuna. La predicción de fenómenos meteorológicos adversos a corto plazo (ráfagas, granizo, tornados, etc.) se denomina previsión urgente. Se están desarrollando técnicas informáticas para predecir estos peligrosos fenómenos meteorológicos.
Por otro lado, está el problema de las previsiones a largo plazo, es decir con más de unos días de antelación, para lo cual las observaciones meteorológicas en todo el planeta son absolutamente necesarias, pero ni siquiera esto es suficiente. Debido a que la naturaleza turbulenta de la atmósfera limita la capacidad de predecir el tiempo en un área grande a aproximadamente dos semanas, un pronóstico para períodos más largos debe basarse en factores que afectan la atmósfera de manera predecible y se conocerán en más de dos semanas en avance. Uno de esos factores es la temperatura de la superficie del océano, que cambia lentamente a lo largo de semanas y meses, influye en los procesos sinópticos y puede utilizarse para identificar áreas de temperaturas y precipitaciones anormales.
PROBLEMAS DEL ESTADO ACTUAL DEL TIEMPO Y EL CLIMA
La contaminación del aire.
Calentamiento global.
El dióxido de carbono en la atmósfera terrestre ha aumentado aproximadamente un 15% desde 1850 y se prevé que aumente casi esa misma cantidad para 2015, probablemente debido a la quema de combustibles fósiles como carbón, petróleo y gas. Se supone que como resultado de este proceso el promedio temperatura anual en el mundo aumentará aproximadamente 0,5 ° C, y más tarde, en el siglo XXI, será aún mayor. Las consecuencias del calentamiento global son difíciles de predecir, pero es poco probable que sean favorables.
Ozono,
cuya molécula consta de tres átomos de oxígeno, se encuentra principalmente en la atmósfera. Las observaciones realizadas desde mediados de los años 1970 hasta mediados de los años 1990 mostraron que la concentración de ozono sobre la Antártida cambió significativamente: disminuyó en la primavera (octubre), cuando se formó el llamado ozono. “agujero de ozono”, y luego volvió a aumentar a niveles normales en el verano (en enero). Durante el período objeto de examen, existe una clara tendencia a la baja en el contenido mínimo de ozono de primavera en esta región. Las observaciones globales por satélite indican una disminución ligeramente menor pero notable en las concentraciones de ozono que se produce en todas partes, con excepción de la zona ecuatorial. Se supone que esto sucedió debido al uso generalizado de refrigerantes que contienen fluorocloro (freones) en unidades de refrigeración y para otros fines.
El niño.
Una vez cada pocos años se produce un calentamiento extremadamente fuerte en el Océano Pacífico ecuatorial oriental. Suele comenzar en diciembre y durar varios meses. Debido a la proximidad horaria con la Navidad, este fenómeno se denominó " El niño", que significa "bebé (Cristo)" en español. Los fenómenos atmosféricos que la acompañaron se denominaron Oscilación del Sur, ya que se observaron por primera vez en el hemisferio sur. Debido a la cálida superficie del agua, se observa un ascenso convectivo de aire en la parte oriental del Océano Pacífico, y no en la parte occidental, como es habitual. Como resultado, el área de fuertes lluvias se desplaza del Océano Pacífico occidental al Pacífico oriental.
Sequías en África.
Las referencias a la sequía en África se remontan a la historia bíblica. Más recientemente, a finales de los años 1960 y principios de los 1970, la sequía en el Sahel, en el extremo sur del Sahara, provocó la muerte de 100.000 personas. La sequía de los años 1980 causó daños similares en África Oriental. Las condiciones climáticas desfavorables de estas regiones se vieron exacerbadas por el pastoreo excesivo, la destrucción de los bosques y la acción militar (como, por ejemplo, en Somalia en la década de 1990).
INSTRUMENTOS METEOROLÓGICOS
Los instrumentos meteorológicos están diseñados tanto para mediciones inmediatas (termómetro o barómetro para medir la temperatura o la presión) como para el registro continuo de los mismos elementos a lo largo del tiempo, generalmente en forma de gráfico o curva (termógrafo, barógrafo). A continuación sólo se describen instrumentos para mediciones urgentes, pero casi todos también existen en forma de registradores. Básicamente, se trata de los mismos instrumentos de medición, pero con un bolígrafo que traza una línea sobre una cinta de papel en movimiento.
Termómetros.
Termómetros de vidrio líquido.
Los termómetros meteorológicos suelen utilizar la capacidad de un líquido encerrado en una bombilla de vidrio para expandirse y contraerse. Normalmente, un tubo capilar de vidrio termina en una extensión esférica que sirve como depósito de líquido. La sensibilidad de dicho termómetro depende inversamente del área de la sección transversal del capilar y depende directamente del volumen del depósito y de la diferencia en los coeficientes de expansión de un líquido y un vidrio determinados. Por lo tanto, los termómetros meteorológicos sensibles tienen grandes depósitos y tubos delgados, y los líquidos utilizados en ellos se expanden mucho más rápido al aumentar la temperatura que el vidrio.
La elección del líquido para un termómetro depende principalmente del rango de temperaturas que se miden. El mercurio se utiliza para medir temperaturas superiores a –39° C, su punto de congelación. Para temperaturas más bajas se utilizan líquidos. compuestos orgánicos, por ejemplo alcohol etílico.
La precisión del termómetro de vidrio meteorológico estándar probado es de ±0,05 °C. razón principal El error de un termómetro de mercurio está asociado con cambios graduales e irreversibles en las propiedades elásticas del vidrio. Conducen a una disminución del volumen del vidrio y un aumento del punto de referencia. Además, pueden ocurrir errores como resultado de lecturas incorrectas o debido a la colocación del termómetro en un área donde la temperatura no corresponde a la temperatura real del aire en las cercanías de la estación meteorológica.
Los errores de los termómetros de alcohol y mercurio son similares. Pueden ocurrir errores adicionales debido a las fuerzas adhesivas entre el alcohol y las paredes de vidrio del tubo, de modo que cuando la temperatura baja rápidamente, parte del líquido queda retenido en las paredes. Además, el alcohol reduce su volumen ante la luz.
Termómetro de mínima
diseñado para determinar la temperatura más baja para un día determinado. Para estos fines se suele utilizar un termómetro de alcohol de vidrio. Se sumerge en alcohol un puntero de vidrio con engrosamientos en los extremos. El termómetro funciona en posición horizontal. Cuando baja la temperatura, la columna de alcohol retrocede arrastrando consigo al alfiler, y cuando sube, el alcohol fluye a su alrededor sin moverla, y por tanto el alfiler registra la temperatura mínima. Vuelva a poner el termómetro en condiciones de funcionamiento inclinando el depósito hacia arriba para que la clavija entre en contacto con el alcohol nuevamente.
Termómetro de máxima
utilizado para determinar la mayoría alta temperatura para un día determinado. Suele ser un termómetro de vidrio de mercurio, similar a uno médico. Hay un estrechamiento en el tubo de vidrio cerca del depósito. El mercurio sale a través de esta constricción cuando la temperatura aumenta, y cuando la temperatura disminuye, la constricción impide su salida al depósito. Un termómetro de este tipo está nuevamente preparado para funcionar en una instalación giratoria especial.
Termómetro bimetálico
Consta de dos finas tiras de metal, como cobre y hierro, que se expanden en diversos grados cuando se calientan. Sus superficies planas se ajustan estrechamente unas a otras. Esta cinta bimetálica está enrollada en espiral, uno de cuyos extremos está rígidamente fijado. A medida que la bobina se calienta o se enfría, los dos metales se expanden o contraen de manera diferente y la bobina se desenrolla o se curva más. La magnitud de estos cambios se juzga mediante un puntero colocado en el extremo libre de la espiral. Ejemplos de termómetros bimetálicos son los termómetros de ambiente con esfera redonda.
Termómetros eléctricos.
Dichos termómetros incluyen un dispositivo con un termoelemento semiconductor: un termistor o termistor. El termopar se caracteriza por un gran coeficiente de resistencia negativo (es decir, su resistencia disminuye rápidamente al aumentar la temperatura). Las ventajas de un termistor son la alta sensibilidad y la velocidad de respuesta a los cambios de temperatura. La calibración del termistor cambia con el tiempo. Los termistores se utilizan en satélites meteorológicos, globos sonoros y en la mayoría de los termómetros digitales de interior.
Barómetros.
barómetro de mercurio
- Se trata de un tubo de vidrio de aprox. 90 cm, lleno de mercurio, sellado por un extremo y volcado en una taza con mercurio. Bajo la influencia de la gravedad, parte del mercurio sale del tubo hacia la copa y, debido a la presión del aire sobre la superficie de la copa, el mercurio sube a través del tubo. Cuando se establece el equilibrio entre estas dos fuerzas opuestas, la altura del mercurio en el tubo sobre la superficie del líquido en el depósito corresponde a la presión atmosférica. Si aumenta la presión del aire, aumenta el nivel de mercurio en el tubo. La altura media de la columna de mercurio en el barómetro al nivel del mar es de aprox. 760 milímetros.
Barómetro aneroide
Consta de una caja sellada de la que se ha evacuado parcialmente el aire. Una de sus superficies es una membrana elástica. Si la presión atmosférica aumenta, la membrana se dobla hacia adentro; si disminuye, se dobla hacia afuera. Un puntero adjunto registra estos cambios. Los barómetros aneroides son compactos y relativamente económicos y se utilizan tanto en interiores como en radiosondas meteorológicas estándar.
Instrumentos para medir la humedad.
Psicrómetro
Consta de dos termómetros ubicados uno al lado del otro: un termómetro seco, que mide la temperatura del aire, y un termómetro húmedo, cuyo depósito está envuelto en un paño (basta) humedecido con agua destilada. El aire fluye alrededor de ambos termómetros. Debido a la evaporación del agua de la tela, un termómetro de bulbo húmedo normalmente leerá más baja temperatura que seco. Cuanto menor sea la humedad relativa, mayor será la diferencia en las lecturas del termómetro. Según estas lecturas, la humedad relativa se determina mediante tablas especiales.
higrómetro de cabello
Mide la humedad relativa basándose en los cambios en la longitud del cabello humano. Para eliminar los aceites naturales, primero se remoja el cabello en alcohol etílico y luego se lava con agua destilada. La longitud del cabello así preparado tiene una dependencia casi logarítmica de humedad relativa en el rango del 20 al 100%. El tiempo necesario para que el cabello reaccione a los cambios de humedad depende de la temperatura del aire (cuanto más baja es la temperatura, más tiempo). En un higrómetro de cabello, a medida que la longitud del cabello aumenta o disminuye, un mecanismo especial mueve el puntero a lo largo de la escala. Estos higrómetros se utilizan habitualmente para medir la humedad relativa en habitaciones.
Higrómetros electrolíticos.
El elemento sensor de estos higrómetros es una placa de vidrio o plástico recubierta con cloruro de carbono o litio, cuya resistencia varía con la humedad relativa. Estos elementos se utilizan habitualmente en paquetes de instrumentos para globos meteorológicos. Cuando la sonda atraviesa la nube, el dispositivo se humedece y sus lecturas se distorsionan durante bastante tiempo (hasta que la sonda sale de la nube y el elemento sensible se seca).
Instrumentos para medir la velocidad del viento.
Anemómetros de copa.
La velocidad del viento generalmente se mide con un anemómetro de copa. Este dispositivo consta de tres o más copas en forma de cono unidas verticalmente a los extremos de varillas metálicas que se extienden radialmente simétricamente desde un eje vertical. El viento actúa con mayor fuerza sobre las superficies cóncavas de las copas y hace que el eje gire. En algunos tipos de anemómetros de copa, la libre rotación de las copas se evita mediante un sistema de resortes, cuya magnitud de deformación determina la velocidad del viento.
En los anemómetros de copa de rotación libre, la velocidad de rotación, aproximadamente proporcional a la velocidad del viento, se mide mediante un medidor eléctrico, que señala cuando un cierto volumen de aire pasa por el anemómetro. La señal eléctrica enciende la señal luminosa y el dispositivo de registro en la estación meteorológica. A menudo, un anemómetro de copa está acoplado mecánicamente a un magneto y el voltaje o la frecuencia de la corriente eléctrica generada está relacionado con la velocidad del viento.
Anemómetro
con un plato giratorio de molino consta de un tornillo de plástico de tres o cuatro palas montado en el eje magnético. La hélice, con la ayuda de una veleta, dentro de la cual se encuentra un magneto, se dirige constantemente contra el viento. La información sobre la dirección del viento se recibe a través de canales de telemetría en la estación de observación. Electricidad, producido por el magneto, varía en proporción directa a la velocidad del viento.
Escala de Beaufort.
La velocidad del viento se evalúa visualmente por su efecto sobre los objetos que rodean al observador. En 1805, Francis Beaufort, un marinero de la Armada británica, desarrolló una escala de 12 puntos para caracterizar la fuerza del viento en el mar. En 1926, se le agregaron estimaciones de la velocidad del viento en tierra. En 1955, para distinguir entre vientos huracanados diferentes fortalezas, la escala se amplió a 17 puntos. La versión moderna de la escala de Beaufort (Tabla 6) permite estimar la velocidad del viento sin utilizar ningún instrumento.
| Tabla 6. ESCALA DE BEAUFORT PARA DETERMINAR LA FUERZA DEL VIENTO | |||
| Puntos | Señales visuales en tierra | Velocidad del viento, km/h | Términos de energía eólica |
| 0 | Tranquilamente; el humo sube verticalmente | Menos de 1,6 | Calma |
| 1 | La dirección del viento se nota por la desviación del humo, pero no por la veleta. | 1,6–4,8 | Tranquilo |
| 2 | El viento se siente en la piel del rostro; las hojas crujen; las veletas regulares giran | 6,4–11,2 | Fácil |
| 3 | Las hojas y las ramitas pequeñas están en constante movimiento; ondean banderas luminosas | 12,8–19,2 | Débil |
| 4 | El viento levanta polvo y trozos de papel; ramas delgadas se balancean | 20,8–28,8 | Moderado |
| 5 | Los árboles frondosos se balancean; Aparecen ondas en cuerpos de agua terrestres. | 30,4–38,4 | Fresco |
| 6 | Las ramas gruesas se balancean; se oye el viento silbando en los cables eléctricos; paraguas difícil de sostener | 40,0–49,6 | Fuerte |
| 7 | Los troncos de los árboles se balancean; es dificil ir contra el viento | 51,2–60,8 | Fuerte |
| 8 | Las ramas de los árboles se rompen; Es casi imposible ir contra el viento. | 62,4–73,6 | Muy fuerte |
| 9 | Daños menores; el viento arranca humo de capotas y tejas de los tejados | 75,2–86,4 | Tormenta |
| 10 | Rara vez ocurre en tierra. Los árboles están arrancados de raíz. Daños importantes a los edificios. | 88,0–100,8 | Tormenta fuerte |
| 11 | Ocurre muy raramente en tierra. Acompañado de destrucción en una gran superficie. | 102,4–115,2 | Tormenta feroz |
| 12 | Destrucción severa (Las puntuaciones 13 a 17 fueron agregadas por la Oficina Meteorológica de EE. UU. en 1955 y se utilizan en las escalas de EE. UU. y el Reino Unido) |
116,8–131,2 | Huracán |
| 13 | 132,8–147,2 | ||
| 14 | 148,8–164,8 | ||
| 15 | 166,4–182,4 | ||
| 16 | 184,0–200,0 | ||
| 17 | 201,6–217,6 | ||
Instrumentos para medir la precipitación.
La precipitación atmosférica está formada por partículas de agua, tanto líquidas como sólidas, que llegan desde la atmósfera a la superficie terrestre. En los pluviómetros estándar sin registro, el embudo receptor se inserta en el cilindro medidor. La relación entre el área de la parte superior del embudo y la sección transversal del cilindro graduado es 10:1, es decir 25 mm de precipitación corresponderán a la marca de 250 mm en el cilindro.
Los pluviógrafos registradores pesan automáticamente el agua recogida o cuentan cuántas veces un pequeño recipiente medidor se llena de agua de lluvia y se vacía automáticamente.
Si se prevén precipitaciones en forma de nieve, se retiran el embudo y el vaso medidor y se recoge la nieve en un cubo de precipitaciones. Cuando la nieve va acompañada de nieve moderada o viento fuerte, la cantidad de nieve que cae dentro del barco no se corresponde con la cantidad real de precipitación. La profundidad de la nieve se determina midiendo el espesor de la capa de nieve dentro de un área típica para un área determinada, tomando el promedio de al menos tres mediciones. Para establecer el equivalente en agua en zonas donde el impacto del viento de nieve es mínimo, se sumerge un cilindro en la nieve y se corta una columna de nieve, que se derrite o se pesa. La cantidad de precipitación medida por un pluviómetro depende de su ubicación. Las turbulencias en el flujo de aire, causadas por el propio dispositivo o por obstáculos circundantes, conducen a una subestimación de la cantidad de precipitación que ingresa al vaso medidor. Por lo tanto, el pluviómetro se instala en una superficie plana, lo más lejos posible de árboles y otros obstáculos. Para reducir el impacto de los vórtices creados por el propio dispositivo, se utiliza una pantalla protectora.
OBSERVACIONES AÉREAS
Instrumentos para medir la altura de las nubes.
La forma más sencilla de determinar la altura de una nube es medir el tiempo que tarda un pequeño globo liberado desde la superficie de la tierra en llegar a la base de la nube. Su altura es igual al producto de la velocidad media de ascenso. globo aerostático durante la duración del vuelo.
Otro método consiste en observar un punto de luz formado en la base de la nube con un foco dirigido verticalmente hacia arriba. Desde una distancia de aprox. A 300 m del foco se mide el ángulo entre la dirección hacia este punto y el haz del foco. La altura de las nubes se calcula mediante triangulación, de forma similar a cómo se miden las distancias en los estudios topográficos. El sistema propuesto puede funcionar automáticamente día y noche. Se utiliza una fotocélula para observar un punto de luz en la base de las nubes.
La altura de las nubes también se mide mediante ondas de radio: pulsos de 0,86 cm de largo enviados por un radar. La altura de las nubes se determina por el tiempo que tarda un pulso de radio en llegar a la nube y regresar. Dado que las nubes son parcialmente transparentes a las ondas de radio, este método se utiliza para determinar la altura de las capas en nubes multicapa.
Globos meteorológicos.
El tipo más simple de globo meteorológico es el llamado. Un globo es un pequeño globo de goma lleno de hidrógeno o helio. Observando ópticamente los cambios en el acimut y la altitud del globo, y suponiendo que su tasa de ascenso es constante, la velocidad y dirección del viento se pueden calcular en función de la altura sobre la superficie terrestre. Para las observaciones nocturnas, se adjunta a la bola una pequeña linterna que funciona con pilas.
Una radiosonda meteorológica es una pelota de goma que lleva un transmisor de radio, un termómetro RTD, un barómetro aneroide y un higrómetro electrolítico. La radiosonda se eleva a una velocidad de aprox. 300 m/min hasta una altura de aprox. 30 kilómetros. A medida que asciende, los datos de medición se transmiten continuamente a la estación de lanzamiento. Una antena receptora direccional en la Tierra rastrea el azimut y la altitud de la radiosonda, a partir de los cuales se calcula la velocidad y dirección del viento a distintas altitudes de la misma manera que en las observaciones con globos. Se lanzan radiosondas y globos piloto desde cientos de lugares alrededor del mundo dos veces al día: al mediodía y a la medianoche, hora media de Greenwich.
Satélites.
Para los estudios de nubosidad durante el día, se proporciona iluminación. luz de sol, mientras que la radiación infrarroja que emiten todos los cuerpos permite fotografiar de día y de noche con una cámara de infrarrojos especial. Utilizando fotografías en diferentes rangos de radiación infrarroja, es posible incluso calcular la temperatura de cada capa de la atmósfera. Las observaciones por satélite tienen una alta resolución horizontal, pero su resolución vertical es mucho menor que la proporcionada por las radiosondas.
Algunos satélites, como el americano TIROS, se encuentran en una órbita polar circular a una altitud de aprox. 1000 kilometros. Dado que la Tierra gira alrededor de su eje, desde un satélite de este tipo cada punto de la superficie terrestre suele ser visible dos veces al día.
Más valor mas alto tener los llamados satélites geoestacionarios que orbitan sobre el ecuador a una altitud de aprox. 36 mil kilómetros. Un satélite de este tipo necesita 24 horas para completar una revolución. Dado que esta hora es igual a la duración del día, el satélite permanece sobre el mismo punto del ecuador y tiene una vista constante de la superficie terrestre. De esta manera, un satélite geoestacionario puede fotografiar repetidamente la misma zona, registrando cambios en el clima. Además, la velocidad del viento se puede calcular a partir del movimiento de las nubes.
Radares meteorológicos.
La señal enviada por el radar se refleja en la lluvia, la nieve o la inversión de temperatura, y esta señal reflejada se envía al dispositivo receptor. Las nubes normalmente no son visibles en el radar porque las gotas que las forman son demasiado pequeñas para reflejar eficazmente la señal de radio.
A mediados de la década de 1990, el Servicio Meteorológico Nacional de EE. UU. fue reequipado con radares Doppler. En instalaciones de este tipo se utiliza el llamado principio para medir la velocidad con la que las partículas reflectantes se acercan o se alejan del radar. Desplazamiento Doppler. Por tanto, estos radares se pueden utilizar para medir la velocidad del viento. Son especialmente útiles para detectar tornados, ya que el viento de un lado del tornado se precipita rápidamente hacia el radar y del otro, se aleja rápidamente de él. Los radares modernos pueden detectar objetos meteorológicos a una distancia de hasta 225 km.
geografía y clima
Bombay (Bombay)- una ciudad en el oeste de la India, el centro del estado de Maharashtra. El nombre Bombay fue oficial hasta 1995. Mumbai, traducida del idioma maharati, significa "madre". El área de la ciudad es de 603,4 km². Es la ciudad más poblada de la India.
Hay tres lagos en la ciudad: Tulsi, Powai y Vihar; la ciudad misma está situada en la desembocadura del río Ulhas.
La topografía de Mumbai es variada: la bordean manglares, la escarpada costa está marcada por bahías y numerosos arroyos. El suelo cerca del mar es arenoso, en algunos lugares arcilloso y aluvial. El territorio de Mumbai pertenece a zonas sísmicamente peligrosas.
Se puede llegar a Mumbai en avión hasta el aeropuerto Chhatrapati Shivaji, que está a 28 km de la ciudad. Se desarrolla la red ferroviaria y el servicio de autobuses.
Mumbai se encuentra en la zona subecuatorial. Hay dos estaciones climáticas: seco y mojado. La temporada seca dura de diciembre a mayo, la humedad en esta época es moderada. Enero y febrero son los meses más fríos. Temperatura más baja registrada: +10 °C.
La temporada de lluvias dura de junio a noviembre. Los monzones más fuertes ocurren de junio a septiembre. La temperatura media en este momento es de +30 °C. El mejor momento La mejor época para visitar Mumbai es de noviembre a febrero.
Los mapas meteorológicos de meteoblue se basan en 30 años de modelos meteorológicos disponibles para cada punto de la Tierra. Proporcionan indicadores útiles de patrones climáticos típicos y expectativas. las condiciones climáticas(temperatura, precipitación, tiempo soleado o viento). Los modelos de datos meteorológicos tienen una resolución espacial de unos 30 km de diámetro y es posible que no reproduzcan todos los fenómenos meteorológicos locales, como tormentas, vientos locales o tornados.
Puedes estudiar el clima de cualquier zona, como por ejemplo selva amazónica , Sabanas de África occidental , el desierto del Sahara , tundra siberiana o Himalaya.
30 años de datos históricos horarios de Bombay se pueden activar comprando un paquete historia+. Podrá descargar archivos CSV de parámetros meteorológicos como temperatura, viento, nubosidad y precipitación en relación con cualquier punto del mundo. Los datos de las últimas 2 semanas para la ciudad de Bombay están disponibles para una evaluación gratuita del paquete.
Temperatura media y precipitación
"Temperatura máxima promedio diaria" (línea roja continua) indica la temperatura máxima promedio durante días individuales mes en Bombay. Asimismo, la “Temperatura Mínima Promedio Diaria” (línea azul sólida) indica la temperatura mínima promedio. Días calurosos y noches frías (las líneas punteadas rojas y azules indican la temperatura promedio del día más caluroso y la noche más fría de cada mes durante 30 años. Al planificar sus vacaciones, tendrá en cuenta la temperatura promedio y estará preparado tanto para los días más calurosos como para los más fríos). y más frío en los días fríos. La configuración predeterminada no incluye indicadores de velocidad del viento, pero puede habilitar esta opción usando el botón en el gráfico.
El calendario de precipitaciones es útil para las variaciones estacionales, como clima monzónico en la India o período húmedo en África.
Días nublados, soleados y con precipitaciones.
El gráfico indica el número de días soleados, parcialmente nublados, con niebla y con precipitaciones. Se consideran soleados los días en que la capa de nubes no supera el 20%; Entre el 20% y el 80% de la cobertura se considera parcialmente nublado y más del 80% se considera completamente nublado. Mientras en Reykjavik, la capital de Islandia el clima está mayormente nublado Sossusvlei en el desierto de Namib es uno de los lugares más soleados del planeta.
Atención: En países con clima tropical, como Malasia o Indonesia, la previsión del número de días de precipitación puede estar sobreestimada en un factor de dos.
Temperaturas máximas
El diagrama de temperatura máxima de Bombay muestra cuántos días al mes llegan a ciertas temperaturas. En Dubai, una de las ciudades más calurosas del mundo, la temperatura casi nunca baja de los 40°C en julio. También puedes ver el diagrama. inviernos fríos en Moscú, lo que demuestra que sólo unos pocos días al mes la temperatura máxima apenas alcanza los -10°C.
Precipitación
El diagrama de precipitación para Bombay muestra cuántos días al mes alcanzan ciertas cantidades de precipitación. En zonas con climas tropicales o monzónicos, las previsiones de precipitaciones pueden estar subestimadas.
Velocidad del viento
El diagrama de Bombay muestra los días del mes durante los cuales el viento alcanza una determinada velocidad. Un ejemplo interesante es meseta tibetana, donde los monzones producen vientos fuertes y continuos de diciembre a abril y corrientes de aire tranquilas de junio a octubre.
Las unidades de velocidad del viento se pueden cambiar en la sección de preferencias (esquina superior derecha).
La velocidad del viento aumentó
La rosa de los vientos de Bombay muestra cuántas horas al año sopla el viento en la dirección indicada. Ejemplo: viento del suroeste: el viento sopla del suroeste (SO) al noreste (NE). Cabo de Hornos, el punto más meridional de Sudamerica, se caracteriza por un característico viento fuerte del oeste, que dificulta considerablemente el paso de este a oeste, especialmente para los veleros.
información general
Desde 2007, meteoblue recopila datos meteorológicos modelo en su archivo. En 2014, comenzamos a comparar modelos meteorológicos con datos históricos que se remontan a 1985, creando un archivo global de 30 años de datos meteorológicos por hora. Los mapas meteorológicos son los primeros conjuntos de datos meteorológicos simulados disponibles en Internet. Nuestro historial de datos meteorológicos incluye datos de todas partes del mundo que cubren cualquier período de tiempo, independientemente de la disponibilidad de estaciones meteorológicas.
Los datos se obtienen de nuestro modelo meteorológico global NEMS en un diámetro de aproximadamente 30 km. En consecuencia, no pueden reproducir fenómenos meteorológicos locales menores, como cúpulas de calor, ráfagas de frío, tormentas eléctricas y tornados. Para ubicaciones y eventos que requieren un alto nivel de precisión (como asignación de energía, seguros, etc.), ofrecemos modelos de alta resolución con datos meteorológicos horarios.
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