توده های هوای جو حرکت توده های هوا. چه نیروهایی باعث حرکت توده های هوا می شوند

چگالش تغییر در همخوانی یک ماده از گاز به مایع یا جامد است. اما تراکم در مستابای سیاره چیست؟

در هر زمان، جو سیاره زمین حاوی بیش از 13 میلیارد تن رطوبت است. این رقم تقریباً ثابت است، زیرا تلفات ناشی از بارندگی در نهایت به طور مداوم توسط تبخیر دوباره پر می شود.

میزان گردش رطوبت در جو

نرخ گردش رطوبت در جو در یک رقم عظیم تخمین زده می شود - حدود 16 میلیون تن در ثانیه یا 505 میلیارد تن در سال. اگر ناگهان تمام بخار آب موجود در اتمسفر متراکم شده و به صورت نزولات جوی از بین برود، آنگاه این آب می تواند با لایه ای حدود 2.5 سانتی متری تمام سطح کره زمین را بپوشاند، به عبارت دیگر جو دارای مقداری معادل رطوبت است. فقط 2.5 سانتی متر باران.

طول یک مولکول بخار در جو چقدر است؟

از آنجایی که در کره زمین به طور متوسط ​​سالانه 92 سانتی متر سقوط می کند، بنابراین رطوبت جو 36 بار تجدید می شود، یعنی 36 برابر جو از رطوبت اشباع شده و از آن رها می شود. این بدان معناست که یک مولکول بخار آب به طور متوسط ​​10 روز در جو می ماند.

مسیر مولکول آب

زمانی که یک مولکول بخار آب تبخیر شد، معمولاً صدها و هزاران کیلومتر رانش می شود تا متراکم شود و بر روی زمین رسوب کند. آب، برف یا تگرگ در ارتفاعات اروپای غربی تقریباً بر 3000 کیلومتری اقیانوس اطلس شمالی غلبه می کند. چندین فرآیند فیزیکی بین تبدیل آب مایع به بخار و بارش در زمین اتفاق می افتد.

از سطح گرم اقیانوس اطلس، مولکول های آب وارد هوای گرم مرطوب می شوند که متعاقباً از هوای سردتر (چگال تر) و خشک تر اطراف آن بالا می رود.

اگر در این حالت اختلاط شدید متلاطم توده های هوا مشاهده شود، در مرز دو توده هوا یک لایه اختلاط و ابرهایی در جو ظاهر می شود. حدود 5 درصد حجم آنها را رطوبت تشکیل می دهد. هوای اشباع شده با بخار همیشه سبک تر است، اولاً به این دلیل که گرم می شود و از یک سطح گرم می آید و ثانیاً به این دلیل که 1 متر مکعب بخار خالص تقریباً 2/5 سبک تر از 1 متر مکعب هوای خشک تمیز در همان دما است و فشار. از این نتیجه می شود که هوای مرطوب سبکتر از هوای خشک و حتی گرمتر و مرطوب تر است. همانطور که بعدا خواهیم دید، این یک واقعیت بسیار مهم برای فرآیندهای تغییر آب و هوا است.

توده های هوا متحرک

هوا به دو دلیل می تواند بالا بیاید: یا به این دلیل که در نتیجه گرما و رطوبت سبک تر می شود، یا به این دلیل که نیروهایی بر آن وارد می شوند که باعث می شود از موانع خاصی بالا برود، به عنوان مثال، روی توده های هوای سردتر و متراکم تر یا روی تپه ها و کوه ها.

خنک کننده

هوای بالارونده که به لایه‌هایی با فشار اتمسفر پایین‌تر می‌افتد، مجبور به انبساط و خنک شدن همزمان می‌شود. انبساط مستلزم صرف انرژی جنبشی است که به قیمت انرژی حرارتی و پتانسیل هوای اتمسفر گرفته می شود و این فرآیند به ناچار منجر به کاهش دما می شود. اگر این قسمت با هوای اطراف مخلوط شود، سرعت خنک‌شدن قسمت بالارونده هوا اغلب تغییر می‌کند.

گرادیان آدیاباتیک خشک

هوای خشک که در آن تراکم یا تبخیر و همچنین اختلاط وجود ندارد، انرژی را به شکل دیگری دریافت نمی کند، با افزایش یا پایین آمدن با سرعت ثابت (در هر 100 متر 1 درجه سانتیگراد) خنک یا گرم می شود. این مقدار گرادیان آدیاباتیک خشک نامیده می شود. اما اگر توده هوا در حال افزایش مرطوب باشد و تراکم در آن رخ دهد، گرمای نهان تراکم آزاد می شود و دمای هوای اشباع شده با بخار بسیار کندتر کاهش می یابد.

گرادیان آدیاباتیک مرطوب

به این مقدار تغییر دما، گرادیان مرطوب-آدیاباتیک می گویند. ثابت نیست، اما با تغییر مقدار گرمای نهان آزاد شده تغییر می کند، به عبارت دیگر بستگی به مقدار بخار متراکم دارد. مقدار بخار بستگی به میزان کاهش دمای هوا دارد. در لایه‌های پایین‌تر جو، جایی که هوا گرم و رطوبت زیاد است، گرادیان مرطوب-آدیاباتیک کمی بیشتر از نصف گرادیان خشک-آدیاباتیک است. اما شیب تر-آدیاباتیک به تدریج با ارتفاع افزایش می یابد و در ارتفاع بسیار زیاد در تروپوسفر عملاً با گرادیان خشک-آدیاباتیک برابر است.

شناوری هوای متحرک با رابطه بین دمای آن و دمای هوای اطراف تعیین می شود. به عنوان یک قاعده، در یک جو واقعی، دمای هوا به طور ناهموار با ارتفاع کاهش می یابد (این تغییر به سادگی یک گرادیان نامیده می شود).

اگر جرم هوا گرمتر و در نتیجه چگالی کمتری نسبت به هوای اطراف داشته باشد (و رطوبت آن ثابت باشد)، به همان شکلی که توپ کودک در یک مخزن فرو رفته است، بالا می رود. برعکس، وقتی هوای متحرک سردتر از هوای اطراف باشد، چگالی آن بیشتر شده و سقوط می کند. اگر دمای هوا با توده های مجاور برابر باشد، چگالی آنها برابر است و جرم ثابت می ماند یا فقط همراه با هوای اطراف حرکت می کند.

بنابراین، دو فرآیند در جو وجود دارد که یکی از آنها به توسعه حرکت عمودی هوا کمک می کند و دیگری سرعت آن را کاهش می دهد.

اگر خطایی پیدا کردید، لطفاً یک متن را انتخاب کنید و فشار دهید Ctrl + Enter.

در پاسخ به این سوال که جرم هوا چیست، می توان گفت که زیستگاه انسان است. ما هر روز آن را نفس می کشیم، می بینیم، احساسش می کنیم. بدون هوای اطراف، بشریت نمی تواند به زندگی خود ادامه دهد.

نقش جریان ها در چرخه طبیعی

جرم هوا چیست؟ تغییر شرایط آب و هوایی را به ارمغان می آورد. به دلیل حرکت طبیعی محیط، بارش هزاران کیلومتر در سراسر کره زمین حرکت می کند. برف و باران، سرما و گرما طبق الگوهای ثابت می آیند. دانشمندان می توانند با بررسی بیشتر الگوهای بلایای طبیعی، تغییرات آب و هوایی را پیش بینی کنند.

بیایید سعی کنیم به این سوال پاسخ دهیم: جرم هوا چیست؟ از نمونه های بارز آن می توان به طوفان هایی اشاره کرد که به طور مداوم در حال حرکت هستند. گرم شدن یا خنک شدن با آنها همراه است. آنها با یک الگوی ثابت حرکت می کنند، اما در موارد نادر از مسیر معمول خود منحرف می شوند. در نتیجه چنین آشفتگی هایی، فجایع در طبیعت یافت می شوند.

بنابراین، در بیابان، برف از طوفان های مواجه شده با دماهای مختلف می بارد، یا گردبادها و طوفان ها تشکیل می شوند. همه اینها به پاسخ این سؤال مربوط می شود: جرم هوا چیست؟ بستگی به وضعیت آن، آب و هوا، اشباع هوا با اکسیژن یا رطوبت دارد.

تغییر گرما و سرما: علل

توده های هوا عامل اصلی شکل گیری آب و هوای زمین هستند. گرم شدن لایه های جو به دلیل انرژی دریافتی از خورشید است. به دلیل تغییرات دما، چگالی هوا تغییر می کند. مناطق پراکنده تر با حجم های متراکم پر می شوند.

توده‌های هوا مجموعه‌ای از حالت‌های مختلف لایه‌های گازی جو هستند که بسته به توزیع مجدد گرما در اثر تغییر روز و شب دارد. در تاریکی، هوا خنک می شود، باد ظاهر می شود که از لایه های متراکم تر به لایه های کمیاب حرکت می کند. قدرت جریان بستگی به میزان کاهش دما، زمین و رطوبت دارد.

حرکت توده ها تحت تأثیر افت دماهای افقی و عمودی است. در طول روز، زمین گرما را از خورشید دریافت می کند و در عصر شروع به دادن آن به پایین جو می کند. این روند در طول شب ادامه دارد و صبح بخار آب در هوا متمرکز می شود. این باعث بارش می شود: شبنم، باران، مه.

حالات گازی چیست؟

مشخصه توده های هوا یک مقدار کمی است که با آن می توان حالت های خاصی از لایه های گازی را توصیف کرد و آنها را ارزیابی کرد.

سه شاخص اصلی لایه های تروپوسفر وجود دارد:

• دما اطلاعاتی در مورد منشا جابجایی جرم ارائه می دهد.
• رطوبت، در مکان های واقع در نزدیکی دریاها، دریاچه ها و رودخانه ها افزایش یافته است.
• شفافیت از بیرون تعیین می شود. این پارامتر تحت تأثیر ذرات گرد و غبار معلق در هوا است.

انواع زیر از توده های هوا متمایز می شوند:

• گرمسیری - به سمت عرض های جغرافیایی معتدل حرکت کنید.
• قطب شمال - توده های سرد که از قسمت شمالی سیاره به سمت عرض های جغرافیایی گرم حرکت می کنند.
• قطب جنوب - سرد، در حال حرکت از قطب جنوب.
• معتدل، برعکس، توده های هوا گرم و به سمت قطب های سرد حرکت می کنند.
• استوایی - گرم ترین، در مناطق با دمای پایین تر واگرا می شود.

زیر انواع

هنگامی که توده های هوا حرکت می کنند، از یک نوع جغرافیایی به نوع دیگر تبدیل می شوند. انواع فرعی وجود دارد: قاره ای، دریایی. بر این اساس، اولی در سمت خشکی غالب است، دومی رطوبت را از دریاها و اقیانوس های وسیع می آورد. افت دما برای چنین توده هایی بسته به فصل منظم است: در تابستان، بادهای خشکی بسیار گرمتر هستند و در زمستان بادهای دریا.

همه جا توده های هوای غالب وجود دارد که به دلیل قوانین تعیین شده دائماً غالب است. آنها آب و هوا را در یک منطقه مشخص تعیین می کنند، و در نتیجه، این منجر به تفاوت در گیاهان و جانوران می شود. اخیراً دگرگونی توده‌های هوا به دلیل زندگی انسان تغییر قابل توجهی یافته است.

دگرگونی توده‌های هوا در سواحل، جایی که جریان‌های خشکی و دریا به هم می‌رسند، بارزتر است. در برخی مناطق باد لحظه ای فروکش نمی کند. اغلب خشک است و برای مدت طولانی تغییر جهت نمی دهد.

دگرگونی نهرها در طبیعت چگونه است؟

توده های هوا تحت شرایط خاصی قابل مشاهده می شوند. ابرها، ابرها، مه نمونه هایی از این گونه پدیده ها هستند. آنها می توانند هم در ارتفاع هزاران کیلومتری و هم مستقیماً بالای زمین قرار گیرند. دومی زمانی تشکیل می شود که دمای محیط به شدت از رطوبت بالا کاهش می یابد.

خورشید نقش مهمی در روند بی پایان حرکت توده های هوا دارد. تغییر روز و شب منجر به این واقعیت می شود که نهرها به سمت بالا می روند و ذرات آب را با خود بلند می کنند. در بالای آسمان، آنها متبلور می شوند و شروع به سقوط می کنند. در فصل تابستان، زمانی که هوا به اندازه کافی گرم است، یخ در هنگام پرواز زمان ذوب شدن دارد، بنابراین بارش عمدتاً به صورت باران مشاهده می شود.

و در زمستان، هنگامی که نهرهای سرد از روی زمین می گذرد، برف یا حتی تگرگ شروع به باریدن می کند. بنابراین، در مناطقی از عرض های جغرافیایی استوایی و گرمسیری، هوای گرم کریستال ها را صاف می کند. در مناطق شمال این بارش ها تقریبا هر روز رخ می دهد. جریان های سرد از سطح گرم شده زمین گرم می شوند، پرتوهای خورشید از لایه های هوا عبور می کنند. اما گرمای ناشی از شب باعث تشکیل ابرها، شبنم صبحگاهی، مه می شود.

چگونه تغییر آب و هوا را بر اساس علائم خاص تشخیص می دهید؟

حتی در گذشته، آنها یاد گرفتند که بارش را با علائم آشکار پیش بینی کنند:

• در دوردست ها یا نواحی سفید و پرتوی شکل کم رنگ دیده می شود.
• افزایش شدید باد نشان دهنده نزدیک شدن توده های سرد است. ممکن است باران، برف ببارد.
• ابرها همیشه در مناطق کم فشار جمع می شوند. یک راه مطمئن برای تعریف این منطقه وجود دارد. برای انجام این کار، باید پشت خود را به جریان بچرخانید و کمی به سمت چپ افق نگاه کنید. اگر بیشه ها وجود داشته باشد، پس این نشانه واضحی از آب و هوای نامناسب است. نباید اشتباه گرفت: ابرهای سمت راست نشانه بدتر شدن شرایط آب و هوایی نیست.
• هنگامی که خورشید شروع به مه آلود شدن می کند، یک کفن سفید رنگ ظاهر می شود.

با عبور از منطقه سرد باد فروکش می کند. جوی های گرمتر خلاء تشکیل شده را پر می کنند و اغلب پس از باران خفه می شود.

حرکت هوا

تمام هوای زمین به طور مداوم بین استوا و قطب ها در گردش است. هوای گرم شده در استوا به سمت بالا بالا می رود، به دو قسمت تقسیم می شود، یک قسمت شروع به حرکت به سمت قطب شمال و قسمت دیگر به سمت قطب جنوب می کند. با رسیدن به قطب ها، هوا خنک می شود. در قطب ها می پیچد و پایین می رود.

شکل 1. اصل چرخش هوا

معلوم می شود دو گرداب بزرگ، که هر یک از آنها یک نیمکره کامل را پوشش می دهد، مراکز این گرداب ها در قطب ها هستند.
پس از فرود در قطب ها ، هوا شروع به حرکت به سمت استوا می کند ، در استوا هوای گرم شده بالا می رود. سپس دوباره به سمت قطب ها حرکت می کند.
در لایه های پایین جو، حرکت تا حدودی پیچیده تر است. در لایه های پایین جو، هوا از استوا، طبق معمول، شروع به حرکت به سمت قطب ها می کند، اما در موازی 30 به سمت پایین می رود. یک قسمت از آن به استوا باز می گردد، جایی که دوباره بالا می رود، در حالی که قسمت دیگر که در موازی 30 پایین آمده است، به حرکت خود به سمت قطب ها ادامه می دهد.

شکل 2. حرکت هوای نیمکره شمالی

مفهوم باد

باد - حرکت هوا نسبت به سطح زمین (جزء افقی این حرکت)، گاهی اوقات با در نظر گرفتن جزء عمودی آن، از باد رو به بالا یا پایین صحبت می کنند.

سرعت باد

ارزیابی سرعت باد در نقاط، به اصطلاح مقیاس بوفورت، که بر اساس آن کل فاصله سرعت های احتمالی باد به 12 درجه بندی تقسیم می شود. این ترازو قدرت باد را با اثرات مختلف آن مانند میزان ناهمواری در دریا، تاب خوردن شاخه ها و درختان، پخش شدن دود از دودکش ها و ... به هم مرتبط می کند. هر درجه بندی در مقیاس بوفور یک نام خاص دارد. بنابراین، صفر مقیاس بوفور مربوط به آرامش است، یعنی. عدم وجود کامل باد باد با 4 نقطه، طبق گفته بوفور، متوسط ​​نامیده می شود و با سرعت 5-7 متر در ثانیه مطابقت دارد. 7 امتیاز - قوی، با سرعت 12-15 متر بر ثانیه؛ 9 امتیاز - طوفان، با سرعت 18-21 متر بر ثانیه؛ در نهایت، باد 12 نقطه ای مطابق با بوفور در حال حاضر یک طوفان است، با سرعت بیش از 29 متر بر ثانیه . در نزدیکی سطح زمین، اغلب لازم است با بادهایی مقابله کنیم که سرعت آنها در حد 4-8 متر بر ثانیه است و به ندرت از 12-15 متر در ثانیه تجاوز می کند، اما با این وجود، در طوفان ها و طوفان های عرض های جغرافیایی متوسط. ، سرعت می تواند از 30 متر در ثانیه تجاوز کند و در برخی از تندبادها به 60 متر در ثانیه می رسد. در طوفان های گرمسیری سرعت باد تا 65 متر در ثانیه و تندبادهای فردی به 100 متر در ثانیه می رسد. در گرداب های مقیاس کوچک ( گردبادها، لخته ها)، سرعت های بیش از 100 متر در ثانیه امکان پذیر است. در جریان های به اصطلاح جت در تروپوسفر فوقانی و استراتوسفر پایین تر، میانگین سرعت باد در طولانی مدت و در یک منطقه بزرگ می تواند به 70-100 متر برسد. / s . سرعت باد در نزدیکی سطح زمین با بادسنج هایی با طرح های مختلف اندازه گیری می شود. ابزار اندازه گیری باد در ایستگاه های زمینی در ارتفاع 10 تا 15 متری از سطح زمین نصب می شود.

جدول 1. نیروی باد.
مقیاس بوفور برای تعیین قدرت باد
نکته ها	علائم بصری در خشکی	سرعت باد، کیلومتر در ساعت	اصطلاحاتی که قدرت باد را تعریف می کنند
	با آرامش؛ دود به صورت عمودی بالا می رود	کمتر از 1.6	آرام
	جهت وزش باد با انحراف دود قابل توجه است، اما نه توسط بادگیر	1,6–4,8	ساکت
	باد با پوست صورت احساس می شود. خش خش برگ ها؛ چرخش پره های هواشناسی معمولی	6,4–11,2	سبک
	برگها و شاخه های کوچک در حرکت دائمی هستند. پرچم های نور در اهتزاز	12,8–19,2	ضعیف
	باد گرد و غبار و کاغذ را برمی انگیزد. تکان دادن شاخه های نازک	20,8–28,8	در حد متوسط
	درختان برگی در حال نوسان هستند. امواج در حوضچه های خشکی ظاهر می شود	30,4–38,4	تازه
	شاخه های ضخیم نوسان می کنند. صدای سوت باد در سیم های برق شنیده می شود. در دست گرفتن چتر سخت است	40,0–49,6	قوی
	نوسان تنه درختان؛ بر خلاف باد رفتن سخت است	51,2–60,8	قوی
	شکستن شاخه های درخت؛ تقریبا غیرممکن است که بر خلاف باد حرکت کنید	62,4–73,6	بسیار قوی
	آسیب جزئی؛ باد کاپوت های دود و زونا را از پشت بام ها می برد	75,2–86,4	طوفان
	در خشکی نادر است. درختان از ریشه واژگون می شوند. خسارت قابل توجه به ساختمان ها	88,0–100,8	طوفان سنگین
	در خشکی بسیار نادر است. همراه با تخریب در یک منطقه بزرگ	102,4–115,2	طوفان وحشیانه
	تخریب شدید (نمرات 13-17 توسط اداره هواشناسی ایالات متحده در سال 1955 اضافه شد و در مقیاس ایالات متحده و بریتانیا اعمال شد)	116,8–131,2	طوفان
	132,8–147,2
	148,8–164,8
	166,4–182,4
	184,0–200,0
	201,6–217,6

جهت وزش باد

جهت باد اشاره به جهتی دارد که از آن می وزد. می توانید این جهت را با نام گذاری نقطه ای در افق که باد از آن می وزد یا زاویه ای که جهت باد با نصف النهار آن مکان ایجاد می کند نشان دهید. آزیموت آن در حالت اول، هشت نقطه اساسی افق متمایز می شود: شمال، شمال شرق، شرق، جنوب شرق، جنوب، جنوب غرب، غرب، شمال غرب. و هشت نقطه میانی بین آنها: شمال - شمال شرق، شرق - شمال شرق، شرق - جنوب شرق، جنوب - جنوب شرق، جنوب - جنوب - غرب، غرب - جنوب - غرب، غرب - شمال - غرب، شمال - شمال غرب. شانزده نقطه که جهت وزش باد را نشان می دهد به اختصار آمده است:

جدول 2. نام های اختصاری RUMBES
با	ن	V	E	YU	اس		دبلیو
CCB	NNE	SEV	ESE	جنوب غربی	SSW	ZSZ	Wnw
CB	NE	SE	SE	SW	SW	SZ	شمال غربی
BCB	ENE	SE	SSE	ZYUZ	WSW	CVD	NNW
N - شمال، E - شرق، S - جنوب، W - غرب

گردش جو

گردش جو - مشاهدات هواشناسی از وضعیت پوسته هوای زمین - جو - نشان می دهد که اصلاً در حال استراحت نیست: به کمک پره های هوا و بادسنج ها دائماً به شکل باد انتقال توده های هوا را مشاهده می کنیم. یک مکان به مکان دیگر مطالعه بادها در نواحی مختلف کره زمین نشان داده است که حرکات اتمسفر در لایه‌های پایین‌تری که برای رصد ما قابل دسترسی است، ویژگی بسیار متفاوتی دارد. مناطقی وجود دارد که پدیده‌های باد، مانند سایر ویژگی‌های آب و هوا، ویژگی پایداری را به وضوح بیان می‌کنند، تلاشی معروف برای پایداری. در نواحی دیگر، بادها آنقدر سریع و غالباً شخصیت خود را تغییر می دهند، جهت و قدرت آنها چنان ناگهانی و ناگهانی تغییر می کند که گویی هیچ مشروعیتی در تغییرات سریع آنها وجود ندارد. با معرفی روش همدیدی برای مطالعه تغییرات غیر تناوبی در آب و هوا، می‌توان به نوعی ارتباط بین توزیع فشار و حرکت توده‌های هوا پی برد. مطالعات نظری بیشتر توسط فرل، گلدبرگ و مونا، هلمهولتز، بزولد، اوبربک، اسپرونگ، ورنر زیمنس و دیگر هواشناسان توضیح دادند که جریان‌های هوا از کجا و چگونه منشأ می‌گیرند و چگونه روی سطح زمین و در توده جو توزیع می‌شوند. مطالعه دقیق نقشه های هواشناسی که وضعیت لایه زیرین جو - آب و هوا در سطح زمین را به تصویر می کشد، نشان داده است که فشار اتمسفر به طور نسبتاً نابرابر روی سطح زمین توزیع می شود، معمولاً به شکل مناطقی با سطح پایین تر. یا فشار بالاتر از ناحیه اطراف با توجه به سیستم بادهای ایجاد شده در آنها، این مناطق نشان دهنده گرداب های واقعی جو هستند. نواحی با فشار کاهش یافته معمولاً حداقل فشار سنجی، فرورفتگی های بارومتریک یا سیکلون نامیده می شوند. نواحی با فشار افزایش یافته، اوج بارومتری یا آنتی سیکلون نامیده می شوند. تمام آب و هوا در منطقه اشغال شده توسط آنها ارتباط نزدیکی با این مناطق دارد که برای مناطق کم فشار با آب و هوا در مناطق نسبتاً پرفشار تفاوت شدیدی دارد. نواحی فوق الذکر با حرکت در امتداد سطح زمین، آب و هوای مشخص و ذاتی را با خود حمل می کنند و با حرکت خود باعث تغییرات غیر دوره ای آن می شوند. مطالعه بیشتر آنها و سایر مناطق منجر به این نتیجه شد که این نوع توزیع فشار اتمسفر ممکن است هنوز دارای ویژگی متفاوتی در توانایی آنها برای حفظ موجودیت و تغییر موقعیت خود در سطح زمین باشد و از نظر پایداری بسیار متفاوت باشد: فشار سنجی وجود دارد. حداقل و حداکثر، موقت و دائمی. در حالی که اولین گرداب ها موقتی هستند و پایداری کافی از خود نشان نمی دهند و کم و بیش سریع جای خود را در سطح زمین تغییر می دهند، گاهی اوقات افزایش می یابند، سپس ضعیف می شوند و در نهایت در بازه های زمانی نسبتاً کوتاهی به طور کامل از هم می پاشند. و مینیماها بسیار پایدار هستند و برای مدت بسیار طولانی بدون تغییرات قابل توجه در یک مکان ثابت می مانند. البته پایداری آب و هوا و ماهیت جریان‌های هوا در ناحیه‌ای که توسط آن‌ها اشغال می‌شود، ارتباط تنگاتنگی با پایداری متفاوت این مناطق دارد: آب‌وهوای ثابت، پایدار و سیستم قطعی و بدون تغییر بادها که در جای خود باقی می‌مانند. وجود آنها برای ماه ها با بالا و پایین های ثابت مطابقت دارد. گرداب های موقت با حرکات و تغییرات سریع و مداوم خود باعث ایجاد آب و هوای بسیار متغیر و سیستم بادهای بسیار ناپایدار برای یک منطقه می شوند. بنابراین، در لایه زیرین جو، نزدیک سطح زمین، حرکات جوی بسیار متنوع و پیچیده است و علاوه بر این، همیشه و همیشه از ثبات کافی برخوردار نیستند، به ویژه در مناطقی که گرداب هایی با طبیعت موقتی غالب است. حرکات توده های هوا در لایه های کمی بالاتر جو چه خواهد بود، مشاهدات معمولی چیزی نمی گوید. تنها مشاهدات حرکات ابرها این امکان را فراهم می کند که فکر کنیم در آنجا، در ارتفاع معینی از سطح زمین، تمام حرکات توده های هوا به طور کلی تا حدودی ساده شده است، مشخصه تر و یکنواخت تر است. در همین حال، حقایقی که حاکی از تأثیر بسیار زیاد لایه‌های مرتفع جو بر آب و هوا در لایه‌های پایین‌تر باشد، کم نیست: برای مثال، کافی است نشان دهیم که جهت حرکت گرداب‌های موقت، ظاهراً مستقیم است. متناسب با حرکت لایه های مرتفع جو. بنابراین، حتی قبل از اینکه علم به تعداد کافی حقایق برای حل مشکل حرکات لایه‌های مرتفع جو در اختیار داشته باشد، قبلاً نظریه‌هایی وجود داشت که سعی می‌کرد همه مشاهدات فردی حرکات پایین‌تر را با هم ترکیب کند. لایه های هوا و ایجاد یک طرح کلی از جو مرکزی. به عنوان مثال، نظریه جو جو توسط موری ارائه شد. اما، تا زمانی که تعداد کافی حقایق جمع آوری نشد، تا زمانی که رابطه بین فشار هوا در این نقاط و حرکات آن به طور کامل روشن نشد، تا آن زمان، چنین نظریه هایی، که بیشتر بر اساس فرضیه ها و نه بر اساس داده های واقعی استوار بودند، نمی توانستند ایده واقعی را ارائه دهند. آنچه در واقعیت می تواند در جو اتفاق بیفتد و می کند. فقط تا پایان قرن نوزدهم گذشته. حقایق کافی برای این کار جمع شده بود و پویایی جو به حدی توسعه یافت که امکان ارائه تصویر واقعی و نه فالگیرانه از جو جو فراهم شد. افتخار حل مشکل گردش عمومی توده های هوا در جو متعلق به هواشناس آمریکایی است. ویلیام فرل- راه حلی به قدری کلی، کامل و صحیح که همه محققان بعدی در این زمینه فقط جزئیات را بررسی کردند یا به ایده های اساسی فرل اضافه کردند. دلیل اصلی تمام حرکات در جو، گرم شدن ناهموار نقاط مختلف سطح زمین توسط پرتوهای خورشید است. عدم تشابه گرمایش مستلزم ظهور اختلاف فشار در نقاط مختلف گرم شده است. و نتیجه اختلاف فشار همیشه و همیشه حرکت توده‌های هوا از مکان‌های بالاتر به مکان‌های با فشار پایین‌تر خواهد بود. بنابراین به دلیل گرمای شدید عرض های جغرافیایی استوایی و دمای بسیار پایین کشورهای قطبی در هر دو نیمکره، هوای مجاور سطح زمین باید به حرکت درآید. اگر با توجه به مشاهدات موجود، میانگین دمای عرض های جغرافیایی مختلف را محاسبه کنیم، استوا به طور متوسط ​​45 درجه گرمتر از قطب ها خواهد بود. برای تعیین جهت حرکت، لازم است توزیع فشار بر روی سطح زمین و در جرم جو را ردیابی کرد. برای کنار گذاشتن توزیع نابرابر زمین و آب بر روی سطح زمین، که تمام محاسبات را بسیار پیچیده می کند، فرل این فرض را مطرح کرد که هم زمین و هم آب در امتداد موازی ها به طور مساوی توزیع شده اند و او میانگین دمای موازی های مختلف را محاسبه کرد، یعنی کاهش دما. همانطور که به ارتفاع معینی از سطح زمین و فشار در پایین بالا می رود. و سپس، از این داده ها، او قبلاً فشار را در برخی از ارتفاعات دیگر محاسبه کرد. قرص کوچک زیر نتیجه محاسبات فرل را ارائه می دهد و توزیع فشار را به طور متوسط ​​در عرض های جغرافیایی در سطح زمین و در ارتفاعات 2000 و 4000 متر نشان می دهد.

جدول 3. توزیع فشار عرض جغرافیایی بر روی سطح زمین و در ارتفاعات 2000 و 4000 متر
	فشار متوسط ​​در نیمکره شمالی
در عرض جغرافیایی:	80 ○	70 ○	60 ○	50 ○	40 ○	30 ○	20 ○	10 ○
در سطح دریا	760,5	758,7	758,7	760,07	762,0	761,7	759,2	757,9
در ارتفاع 2000 متری	582,0	583,6	587,6	593,0	598,0	600,9	600,9	600,9
در ارتفاع 4000 متری	445,2	446,6	451,9	457,0	463,6	468,3	469,9	470,7
	فشار متوسط ​​در نیمکره جنوبی
در عرض جغرافیایی:	(استوا)	10 ○	20 ○	30 ○	40 ○	50 ○	60 ○	70 ○
در سطح دریا	758,0	759,1	761,7	763,5	760,5	753,2	743,4	738,0
در ارتفاع 2000 متری	601,1	601,6	602,7	602,2	597,1	588,0	577,0	569,9
در ارتفاع 4000 متری	471,0	471,1	471,1	469,3	463,1	453,7	443,9	437,2

اگر فعلاً پایین ترین لایه اتمسفر را که در آن توزیع دما، فشار و همچنین جریان ها بسیار ناهموار است کنار بگذاریم، در ارتفاع معینی، همانطور که از صفحه مشاهده می شود، به دلیل جریان صعودی هوای گرم شده در نزدیکی استوا، بیش از آخرین فشار افزایش یافته، به طور مساوی به سمت قطب ها کاهش می یابد و در اینجا به کمترین مقدار خود می رسد. با چنین توزیع فشار در این ارتفاعات بالای سطح زمین، جریان عظیمی باید شکل بگیرد که کل نیمکره را بپوشاند و توده های هوای گرم و گرم را که نزدیک استوا به سمت مراکز کم فشار - به قطب ها بالا می رود، حمل کند. اگر عمل انحراف نیروی گریز از مرکز ناشی از چرخش روزانه زمین به دور محور خود را نیز در نظر بگیریم، که باید هر جسم متحرکی را از جهت اولیه در نیمکره شمالی به راست و در نیمکره جنوبی به چپ منحرف کند. ، سپس در ارتفاعات در نظر گرفته شده در هر نیمکره، جریان تشکیل شده بدیهی است که به یک گرداب عظیم تبدیل می شود که توده های هوا را در جهت از جنوب غربی به شمال شرقی در شمال، از شمال غربی به جنوب شرقی در نیمکره جنوبی حمل می کند.

مشاهدات حرکت ابرهای سیروس و دیگران این نتایج نظری را تأیید می کند. همانطور که دایره های عرض های جغرافیایی با نزدیک شدن به قطب ها باریک می شوند، سرعت حرکت توده های هوا در این گرداب ها افزایش می یابد، اما تا حد معینی. سپس دائمی تر می شود. در نزدیکی قطب، توده های هوای ورودی باید پایین بیایند و جای خود را به هوای تازه وارد شده بدهند و یک جریان رو به پایین تشکیل دهند و سپس به سمت پایین باید به سمت استوا برگردند. بین هر دو جریان باید در ارتفاعی یک لایه خنثی از هوا در حالت استراحت وجود داشته باشد. اما در زیر چنین انتقال صحیحی از توده‌های هوا از قطب‌ها به استوا مشاهده نمی‌شود: صفحه قبلی نشان می‌دهد که در لایه هوای پایین‌تر فشار اتمسفر در پایین‌ترین حد خواهد بود، نه در قطب‌ها، همانطور که باید می‌بود. با توزیع صحیح مربوط به قسمت بالایی. بیشترین فشار در لایه پایین در عرض جغرافیایی حدود 30 درجه -35 درجه در هر دو نیمکره می افتد. از این رو، از این مراکز افزایش فشار، جریان های پایین تر هم به سمت قطب ها و هم به سمت استوا هدایت می شوند و دو سیستم مجزا از باد را تشکیل می دهند. دلیل این پدیده که از نظر تئوری نیز توسط فرل توضیح داده شده است، به شرح زیر است. معلوم می شود که در ارتفاع معینی از سطح زمین، بسته به تغییر در عرض جغرافیایی مکان، بزرگی گرادیان و ضریب اصطکاک، مولفه نصف النهاری سرعت توده های هوا می تواند به 0 کاهش یابد. دقیقاً همان چیزی است که در عرض های جغرافیایی تقریباً اتفاق می افتد. 30-35 درجه: در اینجا در ارتفاع معین نه تنها حرکت هوا به سمت قطب ها وجود ندارد، بلکه به دلیل جریان پیوسته آن از استوا و از قطب ها، تجمع آن که منجر به افزایش فشار می شود. در این عرض های جغرافیایی زیر ... بنابراین ، همانطور که قبلاً ذکر شد ، در سطح زمین در هر نیمکره ، دو سیستم جریان ایجاد می شود: از 30 درجه به سمت قطب ها بادهایی می وزند که به طور متوسط ​​از جنوب غربی به شمال شرقی در شمال هدایت می شوند ، از شمال غربی به سمت شمال. جنوب شرقی در نیمکره جنوبی؛ بادها از 30 درجه به سمت استوا از شمال شرقی تا جنوب غربی در شمال و از جنوب شرقی تا شمال غربی در نیمکره جنوبی می وزند. این دو سیستم آخری از بادها که در هر دو نیمکره بین استوا و عرض جغرافیایی 31 درجه می وزند، نوعی حلقه عریض را تشکیل می دهند که هر دو گرداب بزرگ را در لایه های زیرین و میانی جو از هم جدا می کند و هوا را از استوا به قطب ها می برد. همچنین فشار اتمسفر). در جایی که جریان هوای صعودی و نزولی تشکیل می شود، آرامش مشاهده می شود. این دقیقاً منشأ مناطق استوایی و گرمسیری سکوت است. به گفته فرل، کمربند سکوت مشابهی باید در قطب ها وجود داشته باشد.

با این حال، جریان هوای معکوس که از قطب ها به استوا در امتداد پایین پخش می شود، کجا می رود؟ اما باید در نظر گرفت که با فاصله از قطب ها ابعاد دایره های عرض جغرافیایی و در نتیجه مساحت کمربندهای با عرض مساوی اشغال شده توسط توده های هوای پخش شده به سرعت افزایش می یابد. که سرعت جریان باید به سرعت به نسبت معکوس افزایش در این مناطق کاهش یابد. که در قطب ها، در نهایت، هوا، به شدت کمیاب در لایه های بالایی، از بالا به پایین پایین می آید، که حجم آن به سرعت با افزایش فشار به سمت پایین کاهش می یابد. همه این دلایل به طور کامل توضیح می دهند که چرا پیگیری این جریان های پایین تر معکوس در فاصله ای از قطب ها دشوار و حتی مستقیما غیرممکن است. این، به طور کلی، نموداری از جو عمومی در گردش است، با فرض توزیع یکنواخت زمین و آب در امتداد موازی ها، که توسط فرل ارائه شده است. مشاهدات کاملاً آن را تأیید می کند. تنها در لایه پایین جو، جریانهای هوا، همانطور که خود فرل نشان می دهد، بسیار پیچیده تر از این طرح خواهد بود، دقیقاً به دلیل توزیع ناهموار زمین و آب، و ناهمواری گرمایش آنها توسط پرتوهای خورشید و سرد شدن آنها در عدم وجود یا کاهش تابش نور؛ کوه ها و تپه ها نیز تاثیر بسزایی در حرکت پایین ترین لایه های جو دارند.

مطالعه دقیق حرکات جو در نزدیکی سطح زمین به طور کلی نشان می دهد که سیستم های گردابی شکل اصلی چنین حرکاتی هستند. از گرداب‌های بزرگ شروع می‌شود، به گفته فرل، تمام نیمکره را در بر می‌گیرد، گردبادهاچگونه می توان آنها را نامید، سفارش اول،در نزدیکی سطح زمین، باید سیستم‌های گردابی را مشاهده کرد که به طور متوالی از اندازه کاهش می‌یابند، تا گرداب‌های کوچک و ساده ابتدایی، شامل. در نتیجه برهم کنش جریان ها با سرعت ها و جهت های مختلف در ناحیه گرداب های مرتبه اول، نزدیک سطح زمین، گرداب های مرتبه دوم- ماکزیمم ها و مینیمم های بارومتری ثابت و موقتی که در ابتدای این مقاله ذکر شد، که از نظر منشأ، مشتقی از گردابه های قبلی هستند. مطالعه تشکیل طوفان های تندری A.V. Klossovsky و سایر محققان را به این نتیجه رساند که این پدیده ها چیزی بیش از مشابه ساختار نیستند، اما از نظر اندازه در مقایسه با موارد قبلی به طور غیرقابل مقایسه ای کوچکتر هستند. گرداب های مرتبه سوماین گرداب‌ها ظاهراً در حومه حداقل‌های بارومتریک (گرداب‌های مرتبه دوم) ظاهر می‌شوند، دقیقاً به همان شکلی که گرداب‌های کوچک، بسیار سریع در حال چرخش و ناپدید شدن در اطراف فرورفتگی بزرگی که توسط یک پارو در آب ایجاد شده است، تشکیل می‌شوند. هنگام قایقرانی در قایق پارو بزنید. دقیقاً به همین ترتیب، حداقل های بارومتری مرتبه دوم، که گردش هوای قدرتمندی هستند، در حین حرکت، گرداب های هوای کوچک تری را تشکیل می دهند که در مقایسه با حداقل هایی که آنها را تشکیل می دهند، اندازه بسیار کوچکی دارند.

اگر این گرداب ها با پدیده های الکتریکی همراه باشند، که اغلب می تواند ناشی از شرایط متناظر دما و رطوبت در هوای جریان یافته به مرکز حداقل فشارسنجی در امتداد پایین باشد، آنگاه به شکل گرداب های رعد و برق همراه با پدیده های معمول تخلیه الکتریکی، رعد و برق و رعد و برق. اگر شرایط برای توسعه پدیده‌های رعد و برق مساعد نباشد، این گرداب‌های مرتبه سوم را مشاهده می‌کنیم که به شکل طوفان‌های سریع در حال گذر، رگبار، رگبار و غیره جوی تمام نمی‌شوند. ساختار گردبادها، لخته شدن خون و غیره پدیده ها نشان می دهد که در این پدیده ها با گرداب های واقعی نیز سروکار داریم; اما اندازه اینها گرداب های مرتبه چهارمحتی کمتر و حتی ناچیزتر از گرداب های رعد و برق. بنابراین، مطالعه حرکات جو ما را به این نتیجه می رساند که حرکت توده های هوا عمدتاً - اگر نه منحصراً - از طریق ظهور گرداب ها رخ می دهد. گرداب های مرتبه اول که تحت تأثیر شرایط صرفاً دمایی به وجود می آیند، گرداب هایی با ابعاد کوچکتر در نزدیکی سطح زمین ایجاد می کنند. اینها به نوبه خود علت پیدایش گردابهای کوچکتر هستند. همانطور که بود، یک تمایز تدریجی از گرداب های بزرگتر به کوچکتر وجود دارد. اما ویژگی اصلی همه این سیستم‌های گرداب کاملاً یکسان است، از بزرگ‌تر تا کوچک‌ترین اندازه، حتی در گردبادها و ترومبی‌ها.

در مورد گردابه های مرتبه دوم - ماکزیمم ها و مینیمم های بارومتری ثابت و موقت - موارد زیر باید گفت. مطالعات Hofmeier، Theisserand de Bohr و Hildebrandson ارتباط تنگاتنگی را بین وقوع و به ویژه حرکت پستی و بلندی‌های آن زمان نشان داده‌اند، با تغییراتی که دائماً بالا و پایین می‌روند. خود این واقعیت که این دومی ها با انواع تغییرات آب و هوا در نواحی اطراف خود، تغییرات بسیار کمی در مرزها یا خطوط خود ایجاد می کنند، نشان می دهد که در اینجا ما با برخی از علل دائماً فعال روبرو هستیم که فراتر از تأثیر عوامل آب و هوایی معمولی قرار دارند. به گفته تیسراند دو بور، اختلاف فشار ناشی از گرمایش یا سرد شدن ناهموار بخش‌های مختلف سطح زمین، که تحت تأثیر افزایش مداوم عامل اولیه در یک دوره زمانی کم و بیش طولانی خلاصه می‌شود، منجر به ایجاد فشار سنجی بزرگ می‌شود. حداکثر و حداقل. اگر علت اولیه به طور مداوم یا برای مدت کافی طولانی عمل کند، نتیجه عمل آن سیستم‌های گردابی پایدار و دائمی خواهد بود. پس از رسیدن به اندازه معین و شدت کافی، چنین ماکزیمم و حداقل ثابت در حال حاضر تعیین کننده یا تنظیم کننده آب و هوا در مناطق بزرگ در محیط آنها هستند. چنین ماکزیمم ها و مینیمم های بزرگ و ثابتی اخیراً دریافت شده است، زمانی که نقش آنها در پدیده های آب و هوایی کشورهای اطراف مشخص شد، نام مراکز عمل جوبا توجه به تغییر ناپذیری در پیکربندی سطح زمین و در نتیجه تداوم تأثیر علت اولیه که باعث وجود آنها می شود، موقعیت چنین ماکزیمم ها و حداقل هایی در کره زمین کاملاً مشخص و تا حدودی تغییر ناپذیر است. اما بسته به شرایط مختلف، مرزها و شدت آنها می تواند در محدوده خاصی متفاوت باشد. و این تغییرات در شدت و خطوط آنها به نوبه خود باید بر آب و هوای نه تنها کشورهای همسایه و حتی گاهی اوقات بسیار دور تأثیر بگذارد. بنابراین، مطالعات Teisserand de Bohr وابستگی آب و هوا در اروپا را به یکی از مراکز عمل زیر کاملاً ثابت کرد: ناهنجاری های منفی، همراه با کاهش دما در مقایسه با نرمال، ناشی از تقویت و گسترش حداکثر سیبری یا تقویت و رانش حداکثری آزور؛ ناهنجاری های مثبت - با افزایش دما در برابر نرمال - نسبت مستقیمی با حرکت و شدت حداقل ایسلندی دارند. هیلدبراندسون در این مسیر از این هم فراتر رفت و با موفقیت تلاش کرد تا تغییرات شدت و حرکت دو مرکز آتلانتیک را با تغییرات نه تنها در حداکثر سیبری، بلکه در مراکز فشار در اقیانوس هند نیز مرتبط کند.

توده های هوا

مشاهدات آب و هوا در نیمه دوم قرن نوزدهم گسترده شد. آنها برای تهیه نقشه های سینوپتیکی که توزیع فشار و دمای هوا، باد و بارش را نشان می دهد ضروری بودند. در نتیجه تجزیه و تحلیل این مشاهدات، ایده توده های هوا شکل گرفت. این مفهوم ترکیب عناصر منفرد، شناسایی شرایط آب و هوایی مختلف و پیش‌بینی را ممکن می‌سازد.

جرم هوا حجم زیادی از هوا نامیده می شود که دارای ابعاد افقی چند صد یا هزار کیلومتر و ابعاد عمودی حدود 5 کیلومتر است که با یکنواختی تقریبی دما و رطوبت مشخص می شود و به عنوان یک سیستم واحد در یکی از جریان های جوی عمومی حرکت می کند. گردش خون (GCA)

یکنواختی خواص توده هوا با تشکیل آن بر روی یک سطح زیرین یکنواخت و تحت شرایط تشعشع مشابه به دست می آید. علاوه بر این، چنین شرایط گردشی ضروری است که در آن توده هوا برای مدت طولانی در منطقه سازند حفظ شود.

مقادیر عناصر هواشناسی در توده هوا به طور ناچیز متفاوت است - تداوم آنها حفظ می شود، شیب های افقی کوچک هستند. هنگام تجزیه و تحلیل میدان‌های هواشناسی، تا زمانی که در یک توده هوای معین باقی می‌مانیم، می‌توان از درون‌یابی گرافیکی خطی با تقریب کافی در هنگام انجام، برای مثال، ایزوترم‌ها استفاده کرد.

افزایش شدید شیب افقی مقادیر هواشناسی، نزدیک شدن به یک انتقال ناگهانی از یک مقدار به مقدار دیگر، یا حداقل تغییر در بزرگی و جهت شیب ها در انتقالی (منطقه پیشانی) بین دو توده هوا رخ می دهد. دمای شبه پتانسیل هوا، که هم دمای واقعی هوا و هم رطوبت آن را منعکس می کند، به عنوان مشخصه ترین علامت یک توده هوای خاص در نظر گرفته می شود.

دمای شبه پتانسیل هوا - دمایی که هوا در طی فرآیند آدیاباتیک می گیرد، اگر ابتدا تمام بخار آب موجود در آن با فشار نزولی نامحدود متراکم شود و از هوا خارج شود و گرمای نهان آزاد شده به سمت گرم کردن هوا برود و سپس هوا تحت فشار استاندارد قرار می گیرد.

از آنجایی که توده هوای گرمتر معمولاً مرطوب‌تر هم است، تفاوت در دمای شبه پتانسیل دو توده هوای مجاور بسیار بیشتر از تفاوت در دمای واقعی آنها است. با این حال، دمای شبه پتانسیل به آرامی با ارتفاع در یک توده هوا تغییر می کند. این ویژگی به تعیین طبقه بندی توده های هوا بر روی یکدیگر در تروپوسفر کمک می کند.

مقیاس های توده های هوا

توده های هوا به همان ترتیب جریان های اصلی گردش عمومی جو هستند. وسعت خطی توده های هوا در جهت افقی در هزاران کیلومتر اندازه گیری می شود. به طور عمودی، توده های هوا تا چندین کیلومتر از تروپوسفر به سمت بالا گسترش می یابند، گاهی اوقات تا مرز بالایی آن.

با گردش های محلی، مانند نسیم، بادهای دره کوهستانی، سشوار، هوای جریان در حال گردش نیز کم و بیش از نظر خواص و حرکت از جو اطراف جدا می شود. با این حال، در این مورد، نمی توان در مورد توده های هوا صحبت کرد، زیرا مقیاس پدیده ها در اینجا متفاوت خواهد بود.

به عنوان مثال، نواری که توسط نسیم پوشیده شده است ممکن است تنها 1-2 ده کیلومتر عرض داشته باشد و بنابراین بازتاب کافی در نقشه سینوپتیک دریافت نخواهد کرد. ضخامت عمودی جریان نسیم نیز چند صد متر است. بنابراین، در گردش های محلی، ما با توده های هوای مستقل سروکار نداریم، بلکه فقط با یک حالت آشفته در داخل توده های هوا در فاصله کوتاهی سروکار داریم.

اجسامی که در نتیجه برهمکنش توده‌های هوا به وجود می‌آیند - مناطق انتقالی (سطوح جلویی)، سیستم‌های ابری پیشانی ابری و بارشی، اختلالات سیکلونی، دارای مرتبه‌ای برابر با خود توده‌های هوا هستند - از نظر مساحت با بخش‌های بزرگی از هوا قابل مقایسه هستند. قاره ها یا اقیانوس ها و زمان وجود آنها - بیش از 2 روز ( زبانه 4):

توده هوا دارای مرزهای مشخصی است که آن را از سایر توده های هوا جدا می کند.

مناطق انتقال بین توده های هوا با خواص مختلف نامیده می شود سطوح جلویی

در داخل همان جرم هوا، درون یابی گرافیکی را می توان با تقریب کافی، به عنوان مثال، هنگام ترسیم ایزوترم ها اعمال کرد. اما هنگام عبور از ناحیه پیشانی از یک توده هوا به توده دیگر، درون یابی خطی دیگر تصور درستی از توزیع واقعی عناصر هواشناسی به دست نمی دهد.

مراکز تشکیل توده های هوا

توده هوا در منبع شکل گیری ویژگی های واضحی به دست می آورد.

منبع تشکیل توده های هوا باید الزامات خاصی را برآورده کند:

یکنواختی سطح زیرین آب یا زمین، به طوری که هوای موجود در اجاق به اندازه کافی تحت تأثیر تأثیرات مشابه قرار می گیرد.

یکنواختی شرایط تشعشع

شرایط گردش مساعد برای استقرار هوا در یک منطقه معین.

مراکز تشکیل معمولاً مناطقی هستند که هوا در آن پایین می آید و سپس در جهت افقی پخش می شود - این نیاز توسط سیستم های ضد سیکلون برآورده می شود. آنتی سیکلون ها بیشتر از سیکلون ها غیر فعال هستند، بنابراین تشکیل توده های هوا معمولاً در پاد سیکلون های غیرفعال گسترده (شبه ثابت) رخ می دهد.

علاوه بر این، فرورفتگی‌های حرارتی بی‌تحرک و فرسایشی که در مناطق گرم‌شده زمین ایجاد می‌شوند، الزامات تمرکز را برآورده می‌کنند.

در نهایت، تشکیل هوای قطبی تا حدی در اتمسفر فوقانی در طوفان های مرکزی بی تحرک، گسترده و عمیق در عرض های جغرافیایی بالا رخ می دهد. در این سیستم های باریک، تبدیل (تبدیل) هوای استوایی که به عرض های جغرافیایی بالا در لایه های بالایی تروپوسفر کشیده شده است، به هوای قطبی رخ می دهد. تمام سیستم های باریک ذکر شده را می توان مراکز توده های هوا نیز نامید، نه از نظر جغرافیایی، بلکه از نقطه نظر سینوپتیک.

طبقه بندی جغرافیایی توده های هوا

توده های هوا، اول از همه، با توجه به مراکز شکل گیری آنها، بسته به موقعیت آنها در یکی از کمربندهای عرضی - قطب شمال، یا قطب جنوب، قطبی یا معتدل عرض های جغرافیایی، گرمسیری و استوایی طبقه بندی می شوند.

طبق طبقه بندی جغرافیایی، توده های هوا را می توان با توجه به مناطق عرضی که کانون آنها در آن قرار دارد به انواع جغرافیایی اصلی تقسیم کرد:

هوای قطب شمال یا قطب جنوب (AB)،

هوای قطبی یا متوسط ​​(PV یا HC)،

هوای گرمسیری (تلویزیون). این توده‌های هوا، علاوه بر این، به توده‌های هوای دریایی (m) و قاره‌ای (k) تقسیم می‌شوند: mAV و kAV، mUV و kUV (یا mPV و kPV)، mTV و kTV.

توده های هوای استوایی (EV)

در مورد عرض های جغرافیایی استوایی، همگرایی (همگرایی جریان ها) و افزایش هوا در اینجا رخ می دهد، بنابراین، توده های هوای واقع در بالای استوا معمولاً از منطقه نیمه گرمسیری آورده می شوند. اما گاهی اوقات توده های هوای مستقل استوایی متمایز می شوند.

گاهی علاوه بر کانون‌ها به معنای دقیق کلمه، مناطقی از هم متمایز می‌شوند که در زمستان توده‌های هوا هنگام حرکت از نوعی به نوع دیگر تبدیل می‌شوند. اینها مناطقی در اقیانوس اطلس جنوب گرینلند و در اقیانوس آرام بر روی دریاهای برینگ و اوخوتسک هستند، جایی که kPV به mPV تبدیل می شود، مناطقی در جنوب شرقی آمریکای شمالی و جنوب ژاپن در اقیانوس آرام، جایی که kPV در طول موسمی زمستانی به mPV تبدیل می شود. و منطقه ای در جنوب آسیا که در آن kPV آسیایی به هوای گرمسیری تبدیل می شود (همچنین در جریان موسمی)

تبدیل توده های هوا

هنگامی که شرایط گردش تغییر می کند، توده هوا به عنوان یک کل از منبع تشکیل آن به مناطق همسایه منتقل می شود و با سایر توده های هوا در تعامل است.

هنگام حرکت، توده هوا شروع به تغییر خواص خود می کند - آنها نه تنها به ویژگی های منبع تشکیل، بلکه به خواص توده های هوای مجاور، به ویژگی های سطح زیرین که توده هوا از آن عبور می کند نیز بستگی دارد. و همچنین در مورد مدت زمانی که از تشکیل توده های هوا گذشته است.

این تأثیرات می تواند باعث تغییر در میزان رطوبت هوا و همچنین تغییر دمای هوا در نتیجه انتشار گرمای نهان یا تبادل حرارت با سطح زیرین شود.

فرآیند تغییر خواص توده هوا را تبدیل یا تکامل می گویند.

دگرگونی مرتبط با حرکت توده هوا را دینامیک می گویند. سرعت حرکت توده هوا در ارتفاعات مختلف متفاوت خواهد بود، وجود تغییر در سرعت ها باعث اختلاط آشفته می شود. اگر لایه های پایینی هوا گرم شوند، ناپایداری ایجاد می شود و اختلاط همرفتی ایجاد می شود.

نمودار گردش اتمسفر

هوا در جودر حرکت دائمی است هم به صورت افقی و هم به صورت عمودی حرکت می کند.

دلیل اصلی حرکت هوا در جو، توزیع ناهموار تابش خورشید و ناهمگونی سطح زیرین آن است. آنها باعث دمای نابرابر هوا و بر این اساس، فشار اتمسفر بالای سطح زمین می شوند.

اختلاف فشار باعث ایجاد حرکت هوا می شود که از مناطق پرفشار به مناطق کم فشار حرکت می کند. در فرآیند حرکت، توده های هوا بر اثر نیروی چرخش زمین منحرف می شوند.

(به یاد داشته باشید که اجسام در حال حرکت در نیمکره شمالی و جنوبی چگونه منحرف می شوند.)

مطمئناً متوجه شدید که در یک روز گرم تابستان چگونه مه نوری روی آسفالت ایجاد می شود. این هوای گرم و سبک به سمت بالا بالا می رود. تصویر مشابه، اما در مقیاس بسیار بزرگتر را می توان در خط استوا مشاهده کرد. هوای بسیار گرم دائماً به سمت بالا بالا می رود و جریان های رو به بالا را تشکیل می دهد.

بنابراین، یک تسمه کم فشار دائمی در اینجا در سطح تشکیل می شود.
هوایی که از خط استوا بلند شده است به قطب های تروپوسفر فوقانی (10-12 کیلومتر) گسترش می یابد. به تدریج خنک می شود و شروع به فرود در حدود 30 درجه عرض شمالی و جنوبی می کند.

بنابراین، هوای اضافی تشکیل می شود که به تشکیل یک کمربند پرفشار گرمسیری در لایه سطحی جو کمک می کند.

در نواحی دور قطبی هوا سرد، سنگین و فرو می رود و باعث حرکت رو به پایین می شود. در نتیجه فشار بالایی در لایه های نزدیک به سطح کمربند قطبی ایجاد می شود.

جبهه‌های جوی فعال بین کمربندهای پرفشار استوایی و قطبی در عرض‌های جغرافیایی معتدل تشکیل می‌شوند. هوای سرد بیشتر هوای گرم را به سمت بالا جابجا می کند و باعث ایجاد جریان های بالا می شود.

در نتیجه یک کمربند سطحی کم فشار در عرض های جغرافیایی معتدل تشکیل می شود.

نقشه مناطق آب و هوایی زمین

اگر سطح زمین یکنواخت بود، کمربندهای فشار اتمسفر به صورت نوارهای پیوسته پخش می شدند. با این حال، سطح این سیاره متناوب آب و خشکی است که خواص متفاوتی دارند. خشک به سرعت گرم می شود و خنک می شود.

از طرف دیگر، اقیانوس گرم می شود و گرمای خود را به آرامی آزاد می کند. به همین دلیل است که تسمه های فشار اتمسفر به مناطق جداگانه - مناطق پر فشار و کم فشار - پاره می شوند. برخی از آنها در طول سال وجود دارند، برخی دیگر در یک فصل خاص.

در زمین، تسمه فشار بالا و پایین به طور طبیعی متناوب هستند. فشار بالا - در قطب ها و در مناطق استوایی، کم - در استوا و در عرض های جغرافیایی معتدل.

انواع گردش اتمسفر

چندین حلقه قوی در گردش توده های هوا در جو زمین وجود دارد. همه آنها در مناطق عرضی خاصی معتبر و ذاتی هستند. بنابراین، آنها را انواع ناحیه ای گردش جوی می نامند.

در سطح زمین، جریان هوا از کمربند پرفشار استوایی به سمت استوا حرکت می کند. تحت تأثیر نیروی ناشی از چرخش زمین، آنها در نیمکره شمالی به سمت راست و در نیمکره جنوبی به چپ منحرف می شوند.

اینگونه است که بادهای قوی ثابت شکل می گیرند - بادهای تجاری. در نیمکره شمالی بادهای تجاری از شمال شرقی و در جنوب از جنوب شرقی می وزند. بنابراین، اولین نوع منطقه ای گردش جوی است باد تجارت.

هوا از مناطق استوایی به سمت عرض های جغرافیایی معتدل حرکت می کند. آنها تحت تأثیر نیروی چرخش زمین منحرف می شوند و به تدریج از غرب به شرق حرکت می کنند. این جریان از اقیانوس اطلس است که عرض های جغرافیایی معتدل تمام اروپا از جمله اوکراین را می پوشاند. حمل و نقل هوایی غربی در عرض های جغرافیایی معتدل دومین نوع منطقه ای گردش جوی سیاره ای است.

حرکت هوا از کمربندهای قطبی پرفشار به عرض های جغرافیایی میانی که فشار کم است نیز طبیعی است.

این هوا تحت تأثیر نیروی انحرافی چرخش زمین از شمال شرقی در نیمکره شمالی و از جنوب شرقی در جنوب حرکت می کند. جریان گرد قطبی شرقی توده های هوا سومین نوع ناحیه ای گردش جو را تشکیل می دهد.

کمربندهای عرضی را در نقشه اطلس پیدا کنید که در آن انواع مختلف گردش هوای ناحیه ای غالب است.

به دلیل گرمای ناهموار خشکی و اقیانوس، الگوی ناحیه ای حرکت توده های هوا نقض می شود. به عنوان مثال، در شرق اوراسیا در عرض های جغرافیایی معتدل، حمل و نقل هوایی غربی تنها به مدت شش ماه - در زمستان - کار می کند. در تابستان، زمانی که سرزمین اصلی گرم می شود، توده های هوا با خنکی اقیانوس به سمت خشکی حرکت می کنند.

اینگونه است که حمل و نقل هوایی موسمی رخ می دهد. تغییر جهت حرکت هوا دو بار در سال یکی از ویژگی های مشخص گردش بادهای موسمی است. بادهای موسمی زمستانی جریانی از هوای نسبتاً سرد و خشک از سرزمین اصلی به اقیانوس است.

باران موسمی تابستان- حرکت هوای مرطوب و گرم در جهت مخالف.

انواع منطقه ای گردش اتمسفر

سه اصلی وجود دارد نوع ناحیه ای گردش اتمسفر: باد تجارت، حمل و نقل هوایی غربی و جریان هوای قطبی شرقی. حمل و نقل هوایی موسمی الگوی گردش عمومی جو را بر هم می زند و نوعی گردش آزونی است.

گردش عمومی اتمسفر (صفحه 1 از 2)

وزارت علوم و آموزش و پرورش جمهوری قزاقستان

آکادمی اقتصاد و حقوق به نام W.A. جولداسبکوا

دانشکده فرهنگستان علوم انسانی و اقتصاد

رشته: اکولوژی

با موضوع: "گردش عمومی جو"

تکمیل شده توسط: Tsarskaya Margarita

گروه 102 الف

بررسی شده توسط: Omarov B.B.

Taldykorgan 2011

معرفی

1. اطلاعات کلی در مورد گردش اتمسفر

2. عوامل تعیین کننده گردش عمومی جو

3. سیکلون ها و آنتی سیکلون ها.

4. بادهای مؤثر بر گردش عمومی جو

5. اثر سشوار

6. طرح گردش عمومی "ماشین سیاره"

نتیجه

فهرست ادبیات استفاده شده

معرفی

در صفحات ادبیات علمی اخیراً اغلب با مفهوم گردش عمومی جو مواجه شده است که هر متخصص معنای آن را به روش خود درک می کند. این اصطلاح به طور سیستماتیک توسط متخصصان جغرافیا، اکولوژی و بخش بالایی جو استفاده می شود.

هواشناسان و اقلیم شناسان، زیست شناسان و پزشکان، هیدرولوژیست ها و اقیانوس شناسان، گیاه شناسان و جانورشناسان، و البته بوم شناسان، علاقه فزاینده ای به گردش عمومی جو نشان می دهند.

در مورد اینکه آیا این جهت علمی اخیراً بوجود آمده است یا اینکه قرن ها تحقیق در اینجا انجام شده است، اتفاق نظر وجود ندارد.

در زیر تعاریف پیشنهادی از گردش عمومی جو به عنوان مجموعه ای از علوم و عوامل مؤثر بر آن ذکر شده است.

فهرست مشخصی از دستاوردها ارائه شده است: فرضیه ها، پیشرفت ها و اکتشافاتی که نقاط عطف شناخته شده ای را در تاریخ این مجموعه علوم نشان می دهد و ایده خاصی از طیف مشکلات و وظایفی که در نظر می گیرد ارائه می دهد.

ویژگی های متمایز گردش عمومی جو شرح داده می شود و ساده ترین طرح گردش عمومی به نام "ماشین سیاره" ارائه می شود.

1. اطلاعات کلی در مورد گردش اتمسفر

گردش عمومی جو (لاتین Circulatio - چرخش، اتمس یونانی - بخار و sphaira - توپ) ترکیبی از جریان های هوا در مقیاس بزرگ در تروپو و استراتوسفر است. در نتیجه، تبادل توده های هوا در فضا وجود دارد که به توزیع مجدد گرما و رطوبت کمک می کند.

گردش عمومی جو را گردش هوا در کره زمین می گویند که منجر به انتقال آن از عرض های جغرافیایی پایین به عرض های جغرافیایی زیاد و بالعکس می شود.

گردش کلی اتمسفر توسط مناطق پرفشار اتمسفر در مناطق قطبی و عرض های جغرافیایی گرمسیری و مناطق کم فشار در عرض های جغرافیایی معتدل و استوایی تعیین می شود.

حرکت توده های هوا در هر دو جهت عرضی و نصف النهار رخ می دهد. در تروپوسفر، گردش اتمسفر شامل بادهای تجاری، جریان های هوای غربی در عرض های جغرافیایی معتدل، بادهای موسمی، طوفان ها و پادسیکلون ها است.

دلیل حرکت توده‌های هوا، توزیع نابرابر فشار جو و گرم شدن سطح زمین، اقیانوس‌ها، یخ‌ها در عرض‌های جغرافیایی مختلف توسط خورشید و همچنین اثر انحرافی چرخش زمین بر جریان‌های هوا است.

قوانین اصلی گردش اتمسفر ثابت است.

در استراتوسفر پایین تر، جریان های جت هوا در عرض های جغرافیایی معتدل و نیمه گرمسیری عمدتاً غربی و در مناطق گرمسیری - شرقی هستند و با سرعت 150 متر در ثانیه (540 کیلومتر در ساعت) نسبت به سطح زمین حرکت می کنند.

در تروپوسفر پایین تر، جهت های غالب حمل و نقل هوایی در مناطق جغرافیایی متفاوت است.

در عرض های جغرافیایی قطبی بادهای شرقی وجود دارد. در معتدل - غربی با اختلالات مکرر توسط طوفان ها و پادسیکلون ها، پایدارترین بادهای تجاری و بادهای موسمی در عرض های جغرافیایی گرمسیری.

به دلیل تنوع سطح زیرین، انحرافات منطقه ای - بادهای محلی - در شکل گردش عمومی جو ظاهر می شود.

2. عوامل تعیین کننده گردش عمومی جو

- توزیع نابرابر انرژی خورشیدی بر سطح زمین و در نتیجه توزیع نابرابر دما و فشار اتمسفر.

- نیروهای کوریولیس و اصطکاک که تحت تأثیر آنها جریان هوا جهت عرضی به دست می آورند.

- نفوذ سطح زیرین: وجود قاره ها و اقیانوس ها، ناهمگونی امدادی و غیره.

توزیع جریان هوا در سطح زمین دارای ویژگی منطقه ای است. در عرض های جغرافیایی استوایی - بادهای متغیر آرام یا ضعیف مشاهده می شود. بادهای تجاری در منطقه گرمسیری غالب است.

بادهای تجاری بادهای ثابتی هستند که از دهه 30 به سمت استوا می وزند و جهت شمال شرقی در نیمکره شمالی و جنوب شرقی در نیمکره جنوبی دارند. در 30-35؟ با. و y.sh. - منطقه ای از آرامش، به اصطلاح. "عرض های جغرافیایی اسب".

در عرض های جغرافیایی معتدل، بادهای غربی غالب است (در نیمکره شمالی، جنوب غربی، در جنوب - شمال غربی). در عرض های جغرافیایی قطبی بادهای شرقی (شمال شرقی در نیمکره شمالی، جنوب شرقی در جنوب) می وزد.

در واقع، سیستم بادهای روی سطح زمین بسیار پیچیده تر است. در منطقه نیمه گرمسیری، در بسیاری از مناطق، حمل و نقل تجاری بادی توسط بادهای موسمی تابستان مختل می شود.

در عرض‌های جغرافیایی معتدل و زیر قطبی، طوفان‌ها و پادسیکلون‌ها تأثیر زیادی بر ماهیت جریان‌های هوا و بادهای موسمی در سواحل شرقی و شمالی دارند.

علاوه بر این، با توجه به ویژگی های قلمرو، بادهای محلی در بسیاری از مناطق شکل می گیرد.

3. سیکلون ها و آنتی سیکلون ها.

جو با حرکات گردابی مشخص می شود که بزرگترین آنها سیکلون ها و پادسیکلون ها هستند.

سیکلون یک گرداب اتمسفر صعودی با فشار کاهش یافته در مرکز و سیستمی از بادها از پیرامون به مرکز است که در جهت خلاف جهت عقربه های ساعت در نیمکره شمالی و در جهت عقربه های ساعت در نیمکره جنوبی هدایت می شود. سیکلون ها به دو دسته گرمسیری و فرا گرمسیری تقسیم می شوند. طوفان های فرا گرمسیری را در نظر بگیرید.

قطر طوفان های فراگرمسیری به طور متوسط ​​حدود 1000 کیلومتر است، اما بیش از 3000 کیلومتر نیز وجود دارد. عمق (فشار در مرکز) - 1000-970 hPa و کمتر. بادهای شدید در طوفان می وزد، معمولاً تا 10-15 متر در ثانیه، اما می تواند به 30 متر در ثانیه و بیشتر برسد.

میانگین سرعت طوفان 30-50 کیلومتر در ساعت است. اغلب، طوفان ها از غرب به شرق حرکت می کنند، اما گاهی اوقات آنها از شمال، جنوب و حتی شرق می آیند. منطقه بیشترین فراوانی طوفان ها 80مین عرض جغرافیایی نیمکره شمالی است.

طوفان ها هوای ابری، بارانی، بادی، خنک شدن در تابستان، گرم شدن در زمستان را به ارمغان می آورند.

طوفان های استوایی (طوفان ها، طوفان ها) در عرض های جغرافیایی استوایی شکل می گیرند؛ این یکی از وحشتناک ترین و خطرناک ترین پدیده های طبیعی است. قطر آنها چند صد کیلومتر (300-800 کیلومتر، به ندرت بیش از 1000 کیلومتر) است، اما اختلاف فشار زیادی بین مرکز و حاشیه وجود دارد که باعث بادهای شدید طوفانی، رگبارهای استوایی و رعد و برق شدید می شود.

پادسیکلون یک گرداب جوی نزولی با فشار افزایش یافته در مرکز و سیستمی از بادها از مرکز به سمت پیرامون است که در جهت عقربه های ساعت در نیمکره شمالی و در خلاف جهت عقربه های ساعت در جنوب می باشد. ابعاد پادسیکلون ها مانند طوفان ها است، اما در مراحل بعدی توسعه، قطر آنها به 4000 کیلومتر می رسد.

فشار اتمسفر در مرکز پاد سیکلون ها معمولاً 1020-1030 hPa است، اما می تواند به بیش از 1070 hPa برسد. بیشترین فراوانی پادسیکلون ها در مناطق نیمه گرمسیری اقیانوس ها است. پادسیکلون ها با آب و هوای کم ابر، بدون بارش، با باد ضعیف در مرکز، یخبندان شدید در زمستان و گرما در تابستان مشخص می شوند.

4. بادهای موثر بر گردش عمومی جو

باران های موسمی. بادهای موسمی بادهای فصلی هستند که دو بار در سال تغییر جهت می دهند. در تابستان آنها از اقیانوسی به خشکی دیگر می دمند، در زمستان - از زمینی به اقیانوس دیگر. علت شکل گیری گرمایش نابرابر زمین و آب بر حسب فصول است. بسته به منطقه تشکیل، بادهای موسمی به مناطق گرمسیری و فرا گرمسیری تقسیم می شوند.

بادهای موسمی فراگرمسیری به ویژه در حومه شرقی اوراسیا مشهود است. بادهای موسمی تابستانی رطوبت و خنکی را از اقیانوس به ارمغان می آورد، باران های موسمی زمستانی از سرزمین اصلی می وزد و دما و رطوبت را کاهش می دهد.

بادهای موسمی گرمسیری در حوضه اقیانوس هند بارزتر است. بادهای موسمی تابستان از خط استوا می‌وزد، مخالف باد تجارت است و ابری می‌آورد، بارندگی می‌آورد، گرمای تابستان را ملایم می‌کند، موسمی زمستان با باد تجارت مصادف می‌شود، آن را تشدید می‌کند، خشکی می‌آورد.

بادهای محلی بادهای محلی دارای توزیع محلی هستند، شکل گیری آنها با ویژگی های این قلمرو - نزدیکی بدنه های آبی، ماهیت تسکین همراه است. گسترده ترین نسیم، بورا، فوهن، کوه دره و بادهای کاتاباتیک است.

نسیم (باد خفیف-fr) - باد در امتداد سواحل دریاها، دریاچه ها و رودخانه های بزرگ که دو بار در روز جهت را به سمت مخالف تغییر می دهند: نسیم روز از مخزن به ساحل می وزد، نسیم شبانه - از ساحل به ساحل. مخزن نسیم ها به دلیل تغییرات روزانه دما و در نتیجه فشار بر روی زمین و آب ایجاد می شوند. آنها یک لایه هوایی 1-2 کیلومتری را می گیرند.

سرعت آنها کم است - 3-5 متر در ثانیه. نسیم دریایی بسیار قوی در طول روز در سواحل بیابانی غربی قاره ها در عرض های جغرافیایی گرمسیری مشاهده می شود که توسط جریان های سرد و آب سردی که از ساحل در منطقه بالا آمدن بالا می آید، شسته می شود.

در آنجا ده ها کیلومتر به داخل خاک حمله می کند و یک اثر آب و هوایی قوی ایجاد می کند: دما را به خصوص در تابستان 5-70 درجه سانتیگراد کاهش می دهد و در غرب آفریقا تا 100 درجه سانتیگراد، رطوبت نسبی را تا 85٪ افزایش می دهد، به تشکیل آب کمک می کند. مه و شبنم

پدیده‌هایی شبیه نسیم‌های دریایی در طول روز را می‌توان در حومه شهرهای بزرگ مشاهده کرد، جایی که گردش هوای سردتری از حومه‌ها به مرکز وجود دارد، زیرا در طول سال "نقاط گرمایی" بر فراز شهرها وجود دارد.

بادهای کوهستانی فراوانی روزانه دارند: در طول روز باد دره را بالا می برد و در امتداد دامنه کوه ها، در شب، برعکس، هوای خنک شده پایین می رود. افزایش هوا در طول روز منجر به تشکیل ابرهای کومولوس بر روی دامنه‌های کوه‌ها می‌شود؛ در شب، وقتی هوا پایین می‌آید و به طور آدیاباتیک گرم می‌شود، ابری از بین می‌رود.

بادهای یخبندان، بادهای سردی هستند که دائماً از یخچال‌های کوهستانی از دامنه‌ها و دره‌ها می‌وزند. آنها به دلیل خنک شدن هوای بالای یخ ایجاد می شوند. سرعت آنها 5-7 متر بر ثانیه است، قدرت آنها چند ده متر است. شدت آنها در شب بیشتر است، زیرا بادهای دامنه ها تشدید می شوند.

گردش عمومی جو

1) به دلیل کج بودن محور زمین و کروی بودن زمین، نواحی استوایی انرژی خورشیدی بیشتری نسبت به مناطق قطبی دریافت می کنند.

2) در خط استوا، هوا گرم می شود → منبسط می شود → بالا می رود → ناحیه کم فشار تشکیل می شود. 3) در قطب ها، هوا سرد می شود ← فشرده می شود ← پایین می افتد ← ناحیه پرفشار تشکیل می شود.

4) به دلیل اختلاف فشار اتمسفر، توده های هوا از قطب ها به سمت استوا شروع به حرکت می کنند.

جهت و سرعت بادها نیز تحت تأثیر موارد زیر است:

• ویژگی های توده های هوا (رطوبت، دما ...)
• سطح زیرین (اقیانوس ها، رشته کوه ها و غیره)
• چرخش کره زمین حول محور خود (نیروی کوریولیس) 1) سیستم کلی (جهانی) جریان های هوا در بالای سطح زمین که ابعاد افقی آن متناسب با قاره ها و اقیانوس ها و ضخامت آن از چندین کیلومتر تا ده ها کیلومتر است.

بادهای تجاری آیا بادهای دائمی از مناطق استوایی به سمت استوا می وزند؟

دلیل: همیشه فشار کم در استوا وجود دارد (فشارهای رو به بالا) و در مناطق استوایی همیشه فشار زیاد (پایینی) وجود دارد.

به دلیل عمل نیروی کوریولیس: بادهای تجاری نیمکره شمالی جهت شمال شرقی دارند (انحراف به راست)

بادهای تجاری نیمکره جنوبی - جنوب شرقی (انحراف به چپ)

بادهای شمال شرقی(در نیمکره شمالی) و بادهای جنوب شرقی(در نیمکره جنوبی).
دلیل: جریان های هوا از قطب ها به سمت عرض های جغرافیایی معتدل حرکت می کنند و تحت تأثیر نیروی کوریولیس به سمت غرب منحرف می شوند. بادهای غربی - بادهایی که از مناطق استوایی تا عرض های جغرافیایی معتدل می وزند، عمدتاً از غرب به شرق.

دلیل: فشار زیاد در مناطق استوایی و کم در عرض های جغرافیایی معتدل، بنابراین، بخشی از هوا از منطقه EE به منطقه H، D، حرکت می کند. هنگام حرکت تحت تأثیر نیروی کوریولیس، جریان هوا به سمت شرق منحرف می شود.

بادهای غربی هوای گرم و مرطوب را به استونی می آورند. توده های هوا بر روی آب های جریان گرم اقیانوس اطلس شمالی تشکیل می شوند.

هوا در طوفان از حاشیه به مرکز حرکت می کند.

در قسمت مرکزی سیکلون هوا بالا می رود و

سرد می شود، بنابراین ابر و بارش تشکیل می شود.

همراه با طوفان، هوای ابری همراه با وزش باد شدید حاکم است:

تابستان- بارانی و خنک،
در زمستان- با آب شدن و بارش برف.

آنتی سیکلونناحیه ای است با افزایش فشار اتمسفر با حداکثر در مرکز.
هوا در آنتی سیکلون از مرکز به سمت پیرامون حرکت می کند. در قسمت مرکزی آنتی سیکلون، هوا فرو می رود و گرم می شود، رطوبت آن کاهش می یابد، ابرها از بین می روند. با آنتی سیکلون ها، هوای آرام آرام برقرار می شود:

در تابستان - گرم،

در زمستان - یخ زده.

گردش جو

تعریف 1

جریانسیستمی برای حرکت توده های هوا است.

گردش می تواند عمومی در سراسر سیاره و گردش محلی باشد که در مناطق و مناطق آبی منفرد رخ می دهد. گردش محلی شامل نسیم های روز و شب است که در سواحل دریاها رخ می دهد، بادهای کوه-دره، بادهای یخبندان و غیره.

گردش موضعی در زمان‌ها و مکان‌های خاص می‌تواند بر جریان‌های گردش عمومی سوار شود. با گردش عمومی جو، امواج و گرداب های عظیمی در آن به وجود می آید که به طرق مختلف توسعه یافته و حرکت می کنند.

چنین آشفتگی‌های جوی، سیکلون‌ها و پادسیکلون‌ها هستند که ویژگی‌های مشخصه گردش عمومی جو هستند.

در نتیجه حرکت توده های هوا که تحت تأثیر مراکز فشار اتمسفر رخ می دهد، مناطق با رطوبت تامین می شوند. در نتیجه وجود همزمان حرکات هوا در مقیاس های مختلف که روی یکدیگر در اتمسفر همپوشانی دارند، گردش اتمسفر فرآیند بسیار پیچیده ای است.

نمیتونی چیزی بفهمی؟

سعی کنید از معلمان کمک بخواهید

حرکت توده های هوا در مقیاس سیاره ای تحت تأثیر 3 عامل اصلی است:

توزیع منطقه ای تابش خورشیدی.

چرخش محوری زمین و در نتیجه انحراف جریان هوا از جهت شیب.

ناهمگنی سطح زمین.

این عوامل گردش عمومی جو را پیچیده می کند.

اگر زمین بود همگن است و نمی چرخدحول محور آن - سپس دما و فشار در سطح زمین با شرایط حرارتی مطابقت دارد و یک ویژگی عرضی خواهد داشت. این بدان معنی است که کاهش دما از استوا به قطب ها اتفاق می افتد.

با این توزیع هوای گرم در استوا بالا می رود و در قطب ها هوای سرد پایین می آید. در نتیجه، در استوا در قسمت بالایی تروپوسفر جمع می شود و فشار زیاد و در قطب ها کم می شود.

در همان زمان، هوا در همان جهت در ارتفاع جریان می یابد و منجر به کاهش فشار بالای استوا و رشد آن در بالای قطب می شود. خروج هوا در نزدیکی سطح زمین از قطب هایی رخ می دهد، جایی که فشار به سمت استوا در جهت نصف النهار زیاد است.

به نظر می رسد که دلیل حرارتی اولین دلیل برای گردش جو است - دماهای مختلف منجر به فشارهای متفاوت در عرض های جغرافیایی مختلف می شود. در واقع، فشار بالای استوا کم و در قطب ها زیاد است.

در یک چرخش یکنواختدر زمین، در تروپوسفر فوقانی و قسمت پایینی استراتوسفر، هنگامی که به قطب ها سرازیر می شوند، در نیمکره شمالی، باید به سمت راست منحرف شوند، در نیمکره جنوبی - به سمت چپ، و در نتیجه غربی شوند.

در تروپوسفر پایینی، بادها که از قطب ها به سمت استوا می ریزند و منحرف می شوند، در نیمکره شمالی شرقی و در نیمکره جنوبی به سمت جنوب شرقی تبدیل می شوند. دلیل دوم برای گردش جو به وضوح قابل مشاهده است - دلیل پویا. جزء ناحیه ای گردش عمومی جو به دلیل چرخش زمین است.

سطح زیرین با توزیع ناهموار زمین و آب تأثیر بسزایی بر گردش عمومی جو دارد.

سیکلون ها

برای لایه پایین تروپوسفر، گرداب ها مشخص هستند که ظاهر می شوند، رشد می کنند و ناپدید می شوند. برخی از گرداب ها بسیار کوچک هستند و مورد توجه قرار نمی گیرند، در حالی که برخی دیگر تأثیر زیادی بر آب و هوای سیاره دارند. اول از همه، این در مورد سیکلون ها و آنتی سیکلون ها صدق می کند.

تعریف 2

طوفانیک گرداب اتمسفر عظیم با فشار کم در مرکز است.

در نیمکره شمالی، هوا در یک طوفان در خلاف جهت عقربه های ساعت حرکت می کند، در نیمکره جنوبی - در جهت عقربه های ساعت. فعالیت چرخه‌ای در عرض‌های جغرافیایی میانی یکی از ویژگی‌های گردش اتمسفر است.

سیکلون ها در اثر چرخش زمین و نیروی انحرافی کوریولیس به وجود می آیند و در تکامل خود مراحلی را از آغاز تا پر شدن طی می کنند. به عنوان یک قاعده، وقوع طوفان ها در جبهه های جوی رخ می دهد.

دو توده هوا با دمای مخالف، که با یک جبهه از هم جدا شده اند، به داخل طوفان کشیده می شوند. هوای گرم در سطح مشترک به منطقه هوای سرد نفوذ می کند و به عرض های جغرافیایی بالا منحرف می شود.

تعادل به هم می خورد و هوای سرد در عقب مجبور می شود به عرض های جغرافیایی پایین نفوذ کند. یک خم گردابی از جبهه ظاهر می شود که موج عظیمی است که از غرب به شرق در حرکت است.

مرحله موج است مرحله اولتوسعه طوفان

هوای گرم بالا می رود و در امتداد سطح جلویی در مقابل موج می لغزد. امواج برخاسته با طول 1000 دلار کیلومتر یا بیشتر در فضا ناپایدار هستند و به توسعه خود ادامه می دهند.

در همان زمان، طوفان با سرعت 100 دلار کیلومتر در روز به سمت شرق جابه جا می شود، فشار همچنان به پایین می آید و باد قوی تر می شود، دامنه موج افزایش می یابد. این مرحله دوم- مرحله یک طوفان جوان.

در نقشه های ویژه، یک طوفان جوان توسط چندین ایزوبار مشخص شده است.

با پیشروی هوای گرم به عرض های جغرافیایی بالا، یک جبهه گرم تشکیل می شود و با پیشروی هوای سرد به عرض های گرمسیری، یک جبهه سرد تشکیل می شود. هر دو جبهه بخشی از یک کل واحد هستند. جبهه گرم کندتر از جبهه سرد حرکت می کند.

اگر یک جبهه سرد به یک جبهه گرم برسد و با آن ادغام شود، الف جلو انسداد... هوای گرم به سمت بالا بالا می رود و به صورت مارپیچی می چرخد. این مرحله سومتوسعه یک سیکلون - مرحله انسداد.

مرحله چهارم- پر کردن آن - نهایی است. آخرین فشار هوای گرم به سمت بالا وجود دارد و سرد شدن آن، تضادهای دما ناپدید می شود، طوفان در تمام منطقه خود سرد می شود، سرعت آن کاهش می یابد و در نهایت پر می شود. از آغاز تا پر شدن، عمر یک طوفان از 5 دلار تا 7 دلار روز طول می کشد.

تبصره 1

طوفان ها هوای ابری، خنک و بارانی را در تابستان و آب شدن را در زمستان به ارمغان می آورند. طوفان های تابستانی با سرعت 400 دلار - 800 دلار در هر کیلومتر در روز حرکت می کنند، زمستان - تا 1000 دلار در هر کیلومتر در روز.

آنتی سیکلون ها

فعالیت سیکلونیک با ظهور و توسعه آنتی سیکلون های فرونتال همراه است.

تعریف 3

آنتی سیکلونیک گرداب اتمسفر عظیم با فشار بالا در مرکز است.

آنتی سیکلون ها در پشت جبهه سرد یک طوفان جوان در هوای سرد تشکیل می شوند و مراحل رشد خود را دارند.

تنها سه مرحله در توسعه آنتی سیکلون وجود دارد:

مرحله یک آنتی سیکلون جوان که یک سازند کم فشار متحرک است. او معمولا با سرعت طوفان مقابلش حرکت می کند. در مرکز آنتی سیکلون، فشار به تدریج افزایش می یابد. هوا صاف، آرام و کمی ابری غالب است.

در مرحله دوم، حداکثر توسعه آنتی سیکلون رخ می دهد. این در حال حاضر یک سازند فشار بالا با بالاترین فشار در مرکز است. توسعه یافته ترین آنتی سیکلون می تواند تا چندین هزار کیلومتر قطر داشته باشد. در مرکز آن وارونگی های سطحی و ارتفاعی شکل می گیرد. هوا صاف و آرام است، اما با رطوبت زیاد، مه، مه و ابرهای لایه ای وجود دارد. در مقایسه با آنتی سیکلون جوان، توسعه یافته ترین آنتی سیکلون بسیار کندتر حرکت می کند.

مرحله سوم با تخریب آنتی سیکلون همراه است. این یک سازند باریک بالا، گرم و غیر فعال است. این مرحله با افت تدریجی فشار هوا و ایجاد ابر مشخص می شود. تخریب آنتی سیکلون می تواند در طی چند هفته و گاهی ماه ها رخ دهد.

گردش عمومی جو

اهداف مطالعه گردش عمومی جو، طوفان های متحرک و پاد سیکلون های عرض های جغرافیایی معتدل با شرایط آب و هوایی به سرعت در حال تغییر آن ها هستند: بادهای تجاری، بادهای موسمی، طوفان های استوایی و غیره دوره های رصد طولانی مدت،

در شکل 8 و 9 میانگین توزیع طولانی مدت باد در نزدیکی سطح زمین را در ژانویه و ژوئیه نشان می دهد. در ژانویه، یعنی.

در زمستان، در نیمکره شمالی، گرداب های غول پیکر ضد سیکلون به وضوح در آمریکای شمالی و گردابی شدید در آسیای مرکزی قابل مشاهده است.

در تابستان، گرداب های پادسیکلون بر روی خشکی در ارتباط با گرم شدن قاره از بین می روند و بر روی اقیانوس ها، این گرداب ها بسیار قوی تر می شوند و به سمت شمال پخش می شوند.

فشار سطحی بر حسب میلی بار و جریان هوای غالب

با توجه به اینکه هوا در تروپوسفر در عرض های جغرافیایی استوایی و گرمسیری بسیار شدیدتر از مناطق قطبی گرم می شود، دمای هوا و فشار به تدریج در جهت از استوا به قطب ها کاهش می یابد. همانطور که هواشناسان می گویند، درجه حرارت و شیب فشار سیاره در تروپوسفر میانی از استوا به قطب ها هدایت می شود.

(در هواشناسی، گرادیان دما و فشار در جهت مخالف در مقایسه با فیزیک گرفته می شود.) هوا یک رسانه به راحتی متحرک است. اگر زمین حول محور خود نمی‌چرخید، در لایه‌های پایینی جو هوا از استوا به قطب‌ها می‌رفت و در لایه‌های بالایی به استوا بازمی‌گشت.

اما زمین با سرعت زاویه ای 2n / 86400 رادیان در ثانیه می چرخد. ذرات هوا که از عرض های جغرافیایی پایین به عرض های جغرافیایی زیاد حرکت می کنند، سرعت های خطی بالایی را نسبت به سطح زمین حفظ می کنند که در عرض های جغرافیایی پایین به دست می آیند و بنابراین با حرکت به سمت شرق منحرف می شوند. انتقال هوا از غرب به شرق در تروپوسفر شکل می گیرد که در شکل 1 نشان داده شده است. 10.

با این حال، چنین رژیم جریان صحیحی فقط در نقشه های مقادیر متوسط ​​مشاهده می شود. "عکس های فوری" از جریان های هوا موقعیت های بسیار متنوع و هر بار جدید و غیر تکراری از طوفان ها، آنتی سیکلون ها، جریان های هوا، مناطق ملاقات هوای گرم و سرد، یعنی جبهه های جوی را نشان می دهد.

جبهه های جوی نقش مهمی در گردش عمومی جو دارند، زیرا تغییرات قابل توجهی در انرژی توده های هوا از یک نوع به نوع دیگر در آنها رخ می دهد.

در شکل شکل 10 به صورت شماتیک موقعیت بخش های پیشانی اصلی را در تروپوسفر میانی و در سطح زمین نشان می دهد. پدیده های آب و هوایی متعددی با جبهه های جوی و مناطق پیشانی مرتبط است.

در اینجا گردابه‌های گردابی و پادسیکلونی پدید می‌آیند، ابرهای غلیظ و مناطق بارشی تشکیل می‌شوند و باد شدت می‌گیرد.

هنگامی که جبهه جوی از این نقطه عبور می کند، سرد شدن یا گرم شدن قابل توجهی معمولاً به وضوح مشاهده می شود، کل ماهیت آب و هوا به شدت تغییر می کند. ویژگی های جالبی در ساختار استراتوسفر یافت می شود.

منطقه فرونتال سیاره ای در تروپوسفر میانی

اگر گرما در تروپوسفر در خط استوا وجود داشته باشد. توده های هوا، و در قطب ها - سرد، سپس در استراتوسفر، به ویژه در نیمه گرم سال، وضعیت دقیقا برعکس است، در قطب های اینجا هوا نسبتا گرم تر است، و در استوا - سرد.

گرادیان های دما و فشار در جهت مخالف تروپوسفر هدایت می شوند.

تأثیر نیروی انحرافی چرخش زمین، که منجر به تشکیل یک انتقال غرب به شرق در تروپوسفر شد، منطقه ای از بادهای شرقی-غربی را در استراتوسفر ایجاد می کند.

میانگین موقعیت محورهای جت استریم در نیمکره شمالی در زمستان

بیشترین سرعت باد و در نتیجه بیشترین انرژی جنبشی هوا در جریان های جت مشاهده می شود.

به بیان تصویری، جریان‌های جت رودخانه‌های هوایی در جو هستند، رودخانه‌هایی که در مرز فوقانی تروپوسفر جریان دارند، در لایه‌هایی که تروپوسفر را از استراتوسفر جدا می‌کنند، یعنی در لایه‌های نزدیک به تروپوپوز (شکل 11 و 12).

سرعت باد در جریان های جت به 250 - 300 کیلومتر در ساعت - در زمستان می رسد. و 100 - 140 کیلومتر در ساعت - در تابستان. بنابراین، یک هواپیمای با حرکت آهسته که وارد چنین جریان جت می شود، می تواند "عقب" پرواز کند.

میانگین موقعیت محورهای جت استریم در نیمکره شمالی در تابستان

طول جریان های جت به چند هزار کیلومتر می رسد. در زیر جریان‌های جت در تروپوسفر، "رودخانه‌های" هوایی گسترده‌تر و کم‌سرعت مشاهده می‌شود - مناطق پیشانی سیاره‌ای با ارتفاع بالا، که همچنین نقش زیادی در گردش کلی جو دارند.

وقوع سرعت باد زیاد در جریان‌های جت و در مناطق پیشانی با ارتفاع زیاد سیاره‌ای به دلیل وجود اختلاف زیاد در دمای هوا بین توده‌های هوای مجاور در اینجا رخ می‌دهد.

وجود تفاوت در دمای هوا یا به قول آنها "تضاد دما" منجر به افزایش باد با ارتفاع می شود. این تئوری نشان می دهد که چنین افزایشی متناسب با گرادیان دمای افقی لایه هوای مورد بررسی است.

در استراتوسفر، به دلیل معکوس شدن گرادیان دمای هوا نصف النهار، شدت جریان های جت کاهش می یابد و از بین می روند.

علیرغم وسعت زیاد مناطق پیشانی در ارتفاع بالا و جریان های جت، آنها، به عنوان یک قاعده، کل کره زمین را احاطه نمی کنند، اما در جایی به پایان می رسند که تضاد دمای افقی بین توده های هوا ضعیف شود. اغلب و به شدت تضادهای دما در جبهه قطبی آشکار می شود که هوای عرض های جغرافیایی معتدل را از هوای گرمسیری جدا می کند.

موقعیت محور منطقه جلویی در ارتفاع بالا با تبادل نصف النهاری ناچیز توده های هوا

مناطق پیشانی سیاره ای در ارتفاع بالا و جریان های جت اغلب در سیستم جبهه قطبی رخ می دهند. اگرچه به طور متوسط، مناطق پیشانی در ارتفاعات سیاره ای دارای جهتی از غرب به شرق هستند، در موارد خاص جهت محورهای آنها بسیار متنوع است. اغلب، در عرض های جغرافیایی معتدل، آنها دارای یک ویژگی موج دار هستند. در شکل

13 و 14 موقعیت محورهای مناطق پیشانی ارتفاع بالا را در موارد حمل و نقل پایدار غرب به شرق و در موارد تبادل نصف النهار توسعه یافته توده های هوا نشان می دهد.

یکی از ویژگی های اساسی جریان های هوا در استراتوسفر و مزوسفر بر روی مناطق استوایی و گرمسیری وجود چندین لایه هوا با جهت های تقریبا مخالف بادهای شدید است.

ظهور و توسعه این ساختار چند لایه میدان باد در اینجا در فواصل زمانی مشخص، اما نه کاملاً همزمان تغییر می کند، که می تواند به عنوان برخی از علائم پیش آگهی نیز عمل کند.

اگر به این اضافه کنیم که پدیده گرم شدن شدید در استراتوسفر قطبی که به طور منظم در زمستان رخ می دهد، به نوعی با فرآیندهایی در استراتوسفر که در عرض های جغرافیایی استوایی رخ می دهد و با فرآیندهای تروپوسفر در عرض های جغرافیایی معتدل و بالا مرتبط است، آنگاه تبدیل می شود. واضح است که آن فرآیندهای جوی که مستقیماً بر رژیم آب و هوا در عرض های جغرافیایی معتدل تأثیر می گذارد، چقدر پیچیده و غریب است.

موقعیت محور منطقه جلویی در ارتفاع بالا با تبادل نصف النهاری قابل توجه توده های هوا

وضعیت سطح زیرین، به ویژه وضعیت لایه فعال بالایی آب در اقیانوس جهانی، برای تشکیل فرآیندهای جوی در مقیاس بزرگ از اهمیت بالایی برخوردار است. سطح اقیانوس جهانی تقریباً 3/4 کل سطح زمین است (شکل 15).

جریان های دریایی

آب های اقیانوسی به دلیل ظرفیت گرمایی بالا و قابلیت مخلوط شدن آسان، گرما را برای مدت طولانی در هنگام مواجهه با هوای گرم در عرض های جغرافیایی معتدل و در طول سال در عرض های جغرافیایی جنوبی ذخیره می کنند. گرمای ذخیره شده با جریان های دریا به شمال منتقل می شود و مناطق اطراف را گرم می کند.

ظرفیت گرمایی آب چندین برابر ظرفیت گرمایی خاک و سنگ های تشکیل دهنده زمین است. توده آب گرم شده به عنوان نوعی تجمع کننده گرما عمل می کند که با آن اتمسفر را تامین می کند. لازم به ذکر است که خشکی پرتوهای خورشید را بسیار بهتر از سطح اقیانوس منعکس می کند.

سطح برف و یخ به خوبی پرتوهای خورشید را منعکس می کند. 80 تا 85 درصد از تمام تشعشعات خورشیدی که روی برف می ریزد از آن منعکس می شود. برعکس، سطح دریا تقریباً تمام تشعشعاتی را که بر روی آن می افتد (55-97٪) جذب می کند. در نتیجه همه این فرآیندها، جو مستقیماً از خورشید فقط 1/3 از کل انرژی ورودی را دریافت می کند.

2/3 باقیمانده انرژی خود را از سطح زیرین گرم شده توسط خورشید و در درجه اول از سطح آب دریافت می کند. انتقال حرارت از سطح زیرین به اتمسفر به روش های مختلفی صورت می گیرد. ابتدا مقدار زیادی از گرمای خورشیدی صرف تبخیر رطوبت از سطح اقیانوس به جو می شود.

هنگامی که این رطوبت متراکم می شود، گرما آزاد می شود که هوای اطراف را گرم می کند. ثانیاً، سطح زیرین از طریق انتقال حرارت متلاطم (به عنوان مثال، گرداب، نامنظم) گرما را به جو می دهد. سوم، گرما توسط تابش الکترومغناطیسی حرارتی منتقل می شود. در نتیجه تعامل اقیانوس با جو، تغییرات مهمی در دومی در حال رخ دادن است.

لایه ای از جو که گرما و رطوبت اقیانوس در آن نفوذ می کند، در موارد هجوم هوای سرد به سطح گرم اقیانوس به 5 کیلومتر یا بیشتر می رسد. در مواردی که هوای گرم به سطح آب سرد اقیانوس هجوم می‌آورد، ارتفاعی که نفوذ اقیانوس به آن گسترش می‌یابد از 0.5 کیلومتر تجاوز نمی‌کند.

در موارد نفوذ هوای سرد، ضخامت لایه آن، که نفوذ اقیانوس بر روی آن گسترش می یابد، در درجه اول به بزرگی اختلاف دمای بین آب و هوا بستگی دارد. اگر آب گرمتر از هوا باشد، جابجایی قوی ایجاد می شود، یعنی حرکت های صعودی نامنظم هوا، که منجر به نفوذ گرما و رطوبت به لایه های بالای جو می شود.

برعکس، اگر هوا گرمتر از آب باشد، جابجایی رخ نمی دهد و هوا فقط در پایین ترین لایه ها ویژگی های خود را تغییر می دهد. در بالای جریان گرم خلیج فارس در اقیانوس اطلس، زمانی که هوای بسیار سرد به آن حمله می کند، انتقال حرارت اقیانوس می تواند تا 2000 کالری بر سانتی متر مربع در روز برسد و به کل تروپوسفر گسترش یابد.

هوای گرم می تواند 20-100 کالری در سانتی متر مربع در روز بر روی سطح سرد اقیانوس از دست بدهد. تغییرات در خصوصیات هوای سقوط بر روی سطح اقیانوس گرم یا سرد نسبتاً سریع رخ می دهد - چنین تغییراتی را می توان در سطح 3 یا 5 کیلومتر در عرض یک روز پس از شروع تهاجم مشاهده کرد.

در نتیجه تغییر (تغییر) آن در سطح زیرین آب، دمای هوا چه افزایشی می تواند داشته باشد؟ به نظر می رسد که در نیمه سال سرد، جو روی اقیانوس اطلس به طور متوسط ​​6 درجه گرم می شود و گاهی اوقات می تواند 20 درجه در روز گرم شود. جو می تواند 2-10 درجه در روز خنک شود. تخمین زده می شود که در شمال اقیانوس اطلس، یعنی.

جایی که شدیدترین انتقال گرما از اقیانوس به جو اتفاق می افتد، اقیانوس 10 تا 30 برابر بیشتر از آنچه از جو دریافت می کند گرما می دهد. در عین حال، طبیعی است که ذخایر گرما در اقیانوس با هجوم آب های گرم اقیانوس از عرض های جغرافیایی استوایی دوباره پر می شود. جریان هوا گرمای دریافتی از اقیانوس را برای هزاران کیلومتر توزیع می کند. اثر گرم شدن اقیانوس ها در زمستان منجر به این واقعیت می شود که تفاوت دمای هوا بین قسمت های شمال شرقی اقیانوس ها و قاره ها در عرض جغرافیایی 45-60 درجه در سطح زمین 15-20 درجه و در تروپوسفر میانی 4-5 است. درجه به عنوان مثال، تأثیر گرمایش اقیانوس بر آب و هوای شمال اروپا به خوبی مورد مطالعه قرار گرفته است.

قسمت شمال غربی اقیانوس آرام در زمستان تحت تأثیر هوای سرد قاره آسیا است که اصطلاحاً موسمی زمستانی نامیده می شود که 1-2 هزار کیلومتر در اعماق اقیانوس در لایه نزدیک آب و 3-4 گسترش می یابد. هزار کیلومتر در تروپوسفر میانی (شکل 16) ...

مقادیر سالیانه گرمایی که توسط جریان های دریا منتقل می شود

در تابستان هوا بر روی اقیانوس سردتر از قاره ها است، بنابراین هوایی که از اقیانوس اطلس می آید اروپا را خنک می کند و هوای قاره آسیا اقیانوس آرام را گرم می کند. با این حال، تصویری که در بالا توضیح داده شد برای شرایط گردش متوسط ​​معمولی است.

تغییرات روزانه در بزرگی و جهت شارهای حرارتی از سطح زیرین به اتمسفر و عقب بسیار متنوع است و تأثیر زیادی بر تغییر در خود فرآیندهای جوی دارد.

فرضیه هایی وجود دارد که بر اساس آن ویژگی های توسعه تبادل گرما بین بخش های مختلف سطح زیرین و جو، ماهیت پایدار فرآیندهای جوی را در دوره های زمانی طولانی تعیین می کند.

اگر در عرض‌های جغرافیایی معتدل نیمکره شمالی هوا در بالای سطح آب گرم غیرعادی (بالاتر از نرمال) یک قسمت از اقیانوس جهانی گرم شود، آنگاه ناحیه‌ای با فشار افزایش یافته (برآمدگی باریک) در تروپوسفر میانی تشکیل می‌شود. ، در امتداد حاشیه شرقی که توده های هوای سرد از قطب شمال شروع به انتقال می کنند و در امتداد قسمت غربی آن - انتقال هوای گرم از عرض های جغرافیایی گرمسیری به شمال. این وضعیت می تواند منجر به تداوم یک ناهنجاری آب و هوایی طولانی مدت در نزدیکی سطح زمین در مناطق خاصی شود - تابستان های خشک و گرم یا بارانی و خنک، زمستان های یخ زده و خشک یا گرم و برفی. ابری با تنظیم گرمای خورشیدی به سطح زمین، نقش بسیار مهمی در شکل گیری فرآیندهای جوی ایفا می کند. پوشش ابر به طور قابل توجهی نسبت تابش منعکس شده را افزایش می دهد و در نتیجه گرمایش سطح زمین را کاهش می دهد که به نوبه خود بر ماهیت فرآیندهای سینوپتیک تأثیر می گذارد. به نظر می رسد برخی از بازخوردها ظاهر می شود: ماهیت گردش جوی بر ایجاد سیستم های ابری تأثیر می گذارد و سیستم های ابری نیز به نوبه خود بر تغییر در گردش تأثیر می گذارند. ما تنها مهمترین عوامل "زمینی" مورد مطالعه را که بر شکل گیری آب و هوا و گردش هوا تأثیر می گذارد، فهرست کرده ایم. فعالیت خورشید نقش ویژه ای در بررسی علل تغییرات در گردش عمومی جو دارد. در اینجا لازم است بین تغییرات گردش هوا در زمین در ارتباط با تغییرات در کل شار گرمایی که از خورشید به زمین در نتیجه نوسانات مقدار ثابت خورشیدی نامیده می شود تمایز قائل شد. با این حال، همانطور که مطالعات اخیر نشان می دهد، در واقعیت کاملاً ثابت نیست. انرژی گردش جو به طور مداوم توسط انرژی ارسال شده توسط خورشید دوباره پر می شود. بنابراین، اگر کل انرژی ارسال شده توسط خورشید نوسانات قابل توجهی داشته باشد، این می تواند بر تغییر گردش خون و آب و هوا روی زمین تأثیر بگذارد. این موضوع هنوز به اندازه کافی مورد مطالعه قرار نگرفته است. در مورد تغییرات فعالیت خورشیدی، به خوبی شناخته شده است که اختلالات مختلف، لکه های خورشیدی، مشعل ها، لخته ها، برجستگی ها و غیره در سطح خورشید ظاهر می شوند که این اختلالات باعث تغییرات موقتی در ترکیب تابش خورشید، جزء فرابنفش و جسم می شود. (یعنی متشکل از ذرات باردار، عمدتا پروتون ها) تشعشع از خورشید. برخی از هواشناسان معتقدند که تغییر در فعالیت خورشیدی با فرآیندهای تروپوسفر در جو زمین، یعنی با آب و هوا مرتبط است.

بیانیه اخیر به تحقیقات بیشتری نیاز دارد، عمدتاً به دلیل این واقعیت است که چرخه 11 ساله فعالیت خورشیدی به خوبی در شرایط آب و هوایی روی زمین آشکار نشده است.

مشخص است که مدارس کل پیش بینی هواشناسی وجود دارد که در پیش بینی آب و هوا در ارتباط با تغییرات فعالیت خورشیدی کاملاً موفق هستند.

باد و گردش عمومی جو

باد حرکت هوا از مناطق با فشار هوای بیشتر به مناطق با فشار کمتر است. سرعت باد با بزرگی اختلاف فشار اتمسفر تعیین می شود.

تأثیر باد در ناوبری باید دائماً در نظر گرفته شود، زیرا باعث رانش کشتی، امواج طوفان و غیره می شود.
به دلیل گرمای ناهموار نقاط مختلف کره زمین، سیستمی از جریان های جوی در مقیاس سیاره ای (گردش عمومی جو) وجود دارد.

جریان هوا متشکل از گردابه های منفرد است که به طور تصادفی در فضا حرکت می کنند. بنابراین، سرعت باد اندازه گیری شده در هر نقطه به طور مداوم در طول زمان تغییر می کند. بیشترین نوسانات در سرعت باد در لایه نزدیک به سطح مشاهده می شود. برای اینکه بتوان سرعت باد را با هم مقایسه کرد، ارتفاع استاندارد 10 متر از سطح دریا در نظر گرفته شد.

سرعت باد بر حسب متر در ثانیه، قدرت باد - در نقاط بیان می شود. رابطه بین آنها توسط مقیاس بوفور تعیین می شود.

مقیاس بوفورت

نوسانات سرعت باد با یک ضریب وزش باد مشخص می شود که به عنوان نسبت حداکثر سرعت وزش باد به سرعت متوسط ​​آن در 5-10 دقیقه درک می شود.
با افزایش میانگین سرعت باد، ضریب وزش باد کاهش می یابد. در سرعت باد زیاد، ضریب وزش تقریباً 1.2 - 1.4 است.

بادهای تجاری بادهایی هستند که در تمام طول سال در یک جهت در منطقه از خط استوا تا 35 درجه شمالی می وزند. ش و تا 30 درجه سانتیگراد. ش پایدار در جهت: در نیمکره شمالی - شمال شرقی، در جنوب - جنوب شرقی. سرعت - تا 6 متر در ثانیه.

بادهای موسمی بادهایی با عرض جغرافیایی معتدل هستند که در تابستان از اقیانوس به سرزمین اصلی و در زمستان از خشکی به اقیانوس می وزند. به سرعت 20 متر بر ثانیه برسید. بادهای موسمی در زمستان هوای خشک، صاف و سرد و در تابستان ابری همراه با باران و مه به ساحل می‌آورند.

نسیم به دلیل گرم شدن ناهموار آب و زمین در طول روز رخ می دهد. در روز باد از دریا به خشکی می وزد (نسیم دریا). در شب از ساحل سرد - به دریا (نسیم ساحلی). سرعت باد 5 - 10 متر بر ثانیه.

بادهای محلی به دلیل ویژگی های تسکین در مناطق خاصی به وجود می آیند و به شدت با جریان هوای عمومی متفاوت هستند: آنها در نتیجه گرمایش (خنک کردن) ناهموار سطح زیرین به وجود می آیند. اطلاعات دقیق در مورد بادهای محلی در جهت قایقرانی و توضیحات آب و هواشناسی آورده شده است.

بورا یک باد شدید و تند است که از دامنه کوه می وزد. خنک کننده قابل توجهی را به ارمغان می آورد.

در مناطقی که خط الراس کم ارتفاعی با دریا هم مرز است مشاهده می شود، در دوره هایی که فشار اتمسفر بر روی خشکی افزایش می یابد و دما در مقایسه با فشار و دما روی دریا کاهش می یابد.

در منطقه خلیج نووروسیسک، بورا در ماه نوامبر - مارس با سرعت متوسط ​​باد حدود 20 متر در ثانیه کار می کند (تند زدن های فردی می تواند 50 - 60 متر در ثانیه باشد). مدت اثر از یک تا سه روز است.

بادهای مشابهی در نوایا زملیا، در سواحل مدیترانه فرانسه (میسترال) و سواحل شمالی دریای آدریاتیک مشاهده می شود.

سیروکو - باد گرم و مرطوب مرکز دریای مدیترانه همراه با ابری و بارش است.

گردبادها گردبادی هستند بر روی دریا با قطر تا چند ده متر که از پاشش آب تشکیل شده است. آنها تا یک ربع روز وجود دارند و با سرعت 30 گره حرکت می کنند. سرعت باد در داخل گردباد می تواند تا 100 متر بر ثانیه برسد.

بادهای طوفانی عمدتاً در مناطقی با فشار اتمسفر پایین رخ می دهد. طوفان های استوایی به ویژه قوی هستند، با سرعت باد اغلب بیش از 60 متر در ثانیه.

طوفان های شدید در عرض های جغرافیایی معتدل نیز مشاهده می شود. هنگام حرکت، توده های هوای گرم و سرد به ناچار با یکدیگر تماس پیدا می کنند.

منطقه انتقال بین این توده ها جبهه جوی نامیده می شود. عبور از جلو با تغییر شدید آب و هوا همراه است.

جبهه اتمسفر می تواند ساکن یا در حال حرکت باشد. بین جبهه های گرم، سرد و همچنین جبهه های انسداد تمایز قائل شوید. جبهه های اصلی جوی عبارتند از: قطب شمال، قطبی و گرمسیری. در نقشه های سینوپتیک، جبهه ها به صورت خطوط (خط مقدم) به تصویر کشیده می شوند.

هنگامی که توده های هوای گرم به توده های سرد حمله می کنند، یک جبهه گرم تشکیل می شود. در نقشه های آب و هوا، یک جبهه گرم با یک خط ثابت با نیم دایره هایی در امتداد جلو مشخص شده است که به سمت هوای سردتر و جهت حرکت اشاره می کند.

با نزدیک شدن به جبهه گرم، فشار شروع به کاهش می‌کند، ابرها غلیظ می‌شوند و بارندگی شدید می‌بارد. در زمستان که از جلو می گذرد، معمولاً ابرهای کم ارتفاع ظاهر می شوند. دما و رطوبت به آرامی افزایش می یابد.

هنگام عبور از جلو، دما و رطوبت معمولا به سرعت افزایش می یابد و باد شدت می یابد. پس از عبور از جلو، جهت باد تغییر می کند (باد در جهت عقربه های ساعت می چرخد)، افت فشار متوقف می شود و رشد ضعیف آن آغاز می شود، ابرها متلاشی می شوند و بارش متوقف می شود.

هنگامی که توده های هوای سرد به هوای گرمتر حمله می کنند، یک جبهه سرد تشکیل می شود (شکل 18.2). در نقشه های آب و هوا، یک جبهه سرد به صورت یک خط یکپارچه با مثلث هایی در امتداد جلو نشان داده می شود که به سمت دماهای گرمتر و در جهت حرکت است. فشار جلو به شدت و به طور ناهموار کاهش می یابد، کشتی خود را در منطقه ای از رگبار، رعد و برق، رگبار و امواج قوی می بیند.

جبهه اکلوژن جبهه ای است که از تلاقی جبهه گرم و سرد تشکیل می شود. با یک خط ثابت با مثلث ها و نیم دایره های متناوب نشان داده شده است.

برش گرم جلو

برش سرد جلو

طوفان یک گرداب جوی با قطر عظیم (از صدها تا چند هزار کیلومتر) با فشار هوای کم در مرکز است. هوا در این سیکلون در خلاف جهت عقربه های ساعت در نیمکره شمالی و در جهت عقربه های ساعت در نیمکره جنوبی گردش می کند.

دو نوع اصلی از طوفان وجود دارد - خارج از حاره و گرمسیری.

اولی ها در عرض های جغرافیایی معتدل یا قطبی تشکیل می شوند و در آغاز توسعه هزاران کیلومتر قطر دارند و در مورد به اصطلاح گردباد مرکزی تا چند هزار کیلومتر قطر دارند.

طوفان گرمسیری - طوفانی که در عرض های جغرافیایی استوایی تشکیل شده است، این گرداب جوی با فشار اتمسفر کم در مرکز با سرعت باد طوفانی است. طوفان های استوایی تشکیل شده با توده های هوا از شرق به غرب حرکت می کنند، در حالی که به تدریج به سمت عرض های جغرافیایی بالا منحرف می شوند.

چنین طوفان هایی نیز با به اصطلاح مشخص می شوند. "چشم طوفان" - منطقه ای مرکزی به قطر 20 - 30 کیلومتر با هوای نسبتاً صاف و آرام. سالانه حدود 80 طوفان گرمسیری در جهان مشاهده می شود.

نمایی از یک طوفان از فضا

مسیرهای طوفان استوایی

در خاور دور و آسیای جنوب شرقی، طوفان های استوایی را طوفان (از تای فین چینی - باد بزرگ) و در قاره آمریکا - طوفان (به اسپانیایی: huracán، به نام خدای هندی باد) می نامند.
به طور کلی پذیرفته شده است که طوفان با سرعت باد بیش از 120 کیلومتر در ساعت به طوفان تبدیل می شود، با سرعت 180 کیلومتر در ساعت، طوفان را طوفان قوی می نامند.

7. باد. گردش عمومی جو

سخنرانی 7. باد. گردش عمومی جو

باد – این حرکت هوا نسبت به سطح زمین است که در آن جزء افقی غالب است.هنگامی که حرکت باد به سمت بالا یا پایین در نظر گرفته می شود، مولفه عمودی نیز در نظر گرفته می شود. باد مشخص می شود جهت، سرعت و تند.

علت وزش باد اختلاف فشار اتمسفر در نقاط مختلف است که توسط گرادیان باریک افقی تعیین می شود. فشار در درجه اول به دلیل درجات مختلف گرمایش و سرمایش هوا یکسان نیست و با ارتفاع کاهش می یابد.

برای نشان دادن توزیع فشار در سطح کره زمین، فشار بر روی نقشه های جغرافیایی رسم می شود، در نقاط مختلف به طور همزمان اندازه گیری می شود و به همان ارتفاع کاهش می یابد (مثلاً تا سطح دریا). نقاط با فشار یکسان توسط خطوط به هم متصل می شوند - ایزوبارها.

به این ترتیب، مناطق با فشار زیاد (آنتی سیکلون) و کم (سیکلون)، جهت حرکت آنها برای پیش بینی آب و هوا، مشخص می شود. از ایزوبارها می توانید میزان تغییر فشار را با فاصله تعیین کنید.

در هواشناسی این مفهوم پذیرفته شده است گرادیان باریک افقیآیا تغییر فشار در 100 کیلومتر در امتداد یک خط افقی عمود بر ایزوبارها از فشار زیاد به فشار کم است. این تغییر معمولاً 1-2 hPa / 100 کیلومتر است.

حرکت هوا در جهت شیب رخ می دهد، اما نه در یک خط مستقیم، بلکه پیچیده تر، به دلیل تعامل نیروهایی که هوا را به دلیل چرخش زمین و اصطکاک منحرف می کنند. تحت تأثیر چرخش زمین، حرکت هوا از شیب باریک به سمت راست در نیمکره شمالی و به سمت چپ در نیمکره جنوبی منحرف می شود.

بیشترین انحراف در قطب ها مشاهده می شود و در استوا نزدیک به صفر است. نیروی اصطکاک باعث کاهش سرعت باد و انحراف از گرادیان در نتیجه تماس با سطح و همچنین در داخل توده هوا به دلیل سرعت های مختلف در جو می شود. تأثیر ترکیبی این نیروها باد را از شیب بر روی خشکی 45-55 درجه و روی دریا - 70-80 ° منحرف می کند.

با افزایش ارتفاع، سرعت باد افزایش می یابد و انحراف آن تا 90 درجه در سطح حدود 1 کیلومتر می رسد.

سرعت باد معمولاً بر حسب متر بر ثانیه، کمتر در کیلومتر در ساعت و نقاط اندازه گیری می شود. جهت از جایی که باد می وزد گرفته می شود، در نقاط (16) یا زاویه ای تعیین می شود.

برای مشاهده باد از آن استفاده می شود پرهکه در ارتفاع 10-12 متری نصب می شود بادسنج دستی برای مشاهدات کوتاه مدت سرعت در آزمایشات صحرایی استفاده می شود.

بادسنجبه شما امکان می دهد جهت و سرعت باد را از راه دور اندازه گیری کنید ، آنمورومبوگرافبه طور مداوم این شاخص ها را ثبت می کند.

تغییرات روزانه سرعت باد بر روی اقیانوس ها تقریباً مشاهده نمی شود و در خشکی به خوبی تلفظ می شود: در پایان شب - حداقل، بعد از ظهر - حداکثر. دوره سالانه با نظم گردش عمومی جو تعیین می شود و در مناطق کره زمین متفاوت است. به عنوان مثال، در اروپا در تابستان - حداقل سرعت باد، در زمستان - حداکثر. در سیبری شرقی برعکس است.

جهت وزش باد در یک مکان خاص اغلب تغییر می کند، اما اگر فراوانی بادهای نقاط مختلف را در نظر بگیریم، می توانیم تعیین کنیم که برخی از آنها فراوان تر هستند. برای این مطالعه جهت ها از نموداری به نام رز باد استفاده شده است. در هر خط مستقیم از همه نقاط، تعداد مشاهده شده از رویدادهای باد برای دوره مورد نیاز حذف می شود و مقادیر به دست آمده در نقاط با خطوط متصل می شود.

باد به حفظ ترکیب گاز ثابت جو کمک می کند، توده های هوا را مخلوط می کند، هوای مرطوب دریا را به داخل منتقل می کند و رطوبت را برای آنها فراهم می کند.

اثر نامطلوب باد برای کشاورزی می تواند خود را در افزایش تبخیر از سطح خاک نشان دهد و باعث خشکسالی شود، فرسایش بادی خاک در سرعت باد زیاد امکان پذیر است.

هنگام گرده افشانی مزارع با سموم دفع آفات، هنگام آبیاری با آبپاش، سرعت و جهت باد باید در نظر گرفته شود. هنگام گذاشتن کمربندهای جنگلی، احتباس برف، جهت بادهای غالب باید مشخص باشد.

بادهای محلی

بادهای محلی نامیده می شود بادهای مختص مناطق جغرافیایی خاصآنها از نظر تأثیر بر شرایط آب و هوایی از اهمیت ویژه ای برخوردار هستند، منشاء آنها متفاوت است.

نسیم – بادهای نزدیک به خط ساحلی دریاها و دریاچه های بزرگ که تغییر جهت روزانه شدیدی دارند... بعد از ظهر نسیم دریااز دریا به ساحل می زند و در شب - نسیم ساحلیدمیدن از خشکی به دریا (شکل 2).

آنها در هوای صاف در طول فصل گرم، زمانی که حمل و نقل هوایی کلی ضعیف است، تلفظ می شوند. در موارد دیگر، به عنوان مثال، هنگام عبور از طوفان، نسیم می تواند توسط جریان های قوی تر پوشانده شود.

حرکت باد در هنگام وزش نسیم در چند صد متر (تا 1 تا 2 کیلومتر) با سرعت متوسط ​​3 - 5 متر در ثانیه مشاهده می شود و در مناطق گرمسیری - و بیشتر از ده ها کیلومتر به عمق خشکی یا دریا نفوذ می کند.

توسعه نسیم با تغییرات روزانه دمای سطح زمین همراه است. در طول روز، خشکی بیش از سطح آب گرم می شود، فشار بالای آن کمتر می شود و انتقال هوا از دریا به خشکی شکل می گیرد. در شب، زمین سریعتر و قوی تر سرد می شود، هوا از خشکی به دریا منتقل می شود.

وزش نسیم روز باعث کاهش دما و افزایش رطوبت نسبی می شود که به ویژه در مناطق گرمسیری مشهود است. به عنوان مثال، در غرب آفریقا، هنگامی که هوای دریا به سمت خشکی حرکت می کند، دما می تواند 10 درجه سانتیگراد یا بیشتر کاهش یابد و رطوبت نسبی می تواند تا 40٪ افزایش یابد.

نسیم در سواحل دریاچه های بزرگ: لادوگا، اونگا، بایکال، سوان و غیره و همچنین در رودخانه های بزرگ مشاهده می شود. اما در این نواحی نسیم ها در توسعه افقی و عمودی کمتر است.

بادهای کوه درهعمدتاً در تابستان در سیستم های کوهستانی مشاهده می شوند و در فراوانی روزانه شبیه نسیم هستند. روزها دره و دامنه کوه ها را بر اثر گرمای خورشید منفجر می کنند و شب هنگام سرد شدن هوا از دامنه ها به پایین سرازیر می شود. حرکت هوا در شب می تواند باعث یخبندان شود که به ویژه در فصل بهار در دوره گلدهی باغات خطرناک است.

فیونگ –باد گرم و خشک که از کوه ها به دره ها می وزد.در همان زمان، دمای هوا به طور قابل توجهی افزایش می یابد و رطوبت آن گاهی بسیار سریع کاهش می یابد. آنها در کوه های آلپ، در قفقاز غربی، در سواحل جنوبی کریمه، در کوه های آسیای مرکزی، یاکوتیا، در دامنه های شرقی کوه های راکی ​​و در سایر سیستم های کوهستانی مشاهده می شوند.

فوئونگ زمانی تشکیل می شود که جریان هوا از خط الراس عبور کند. از آنجایی که خلاء در سمت بادگیر ایجاد می شود، هوا به شکل باد به سمت پایین مکیده می شود. هوای نزولی طبق قانون آدیاباتیک خشک گرم می شود: 1 درجه سانتیگراد برای هر 100 متر فرود.

به عنوان مثال، اگر در ارتفاع 3000 متری هوا دمای 8- درجه و رطوبت نسبی 100 درصد داشته باشد، با پایین آمدن در دره، تا 22 درجه گرم می شود و رطوبت تا 17 کاهش می یابد. ٪. اگر هوا در امتداد شیب رو به باد بالا بیاید، بخار آب متراکم می شود و ابرها تشکیل می شوند، بارندگی کاهش می یابد و هوای نزولی حتی خشک تر می شود.

مدت زمان سشوارها از چند ساعت تا چند روز است. سشوار می تواند باعث ذوب شدید برف ها و سیل شود، خاک ها را خشک کند، پوشش گیاهی را تا مرگ آنها به وجود آورد.

بورا–این باد قوی، سرد و تند است که از رشته کوه های کم ارتفاع به سمت دریای گرمتر می وزد.

معروف ترین بورا در خلیج Novorossiysk دریای سیاه و در ساحل دریای آدریاتیک در منطقه Trieste است. از نظر منشأ و تجلی مشابه بور است شمالدر محدوده ی

باکو، میسترالدر سواحل مدیترانه فرانسه، شمالی تردر خلیج مکزیک

بورا زمانی رخ می دهد که توده های هوای سرد از خط الراس ساحلی عبور کنند. هوا تحت نیروی گرانش به سمت پایین جریان می یابد و سرعت آن بیش از 20 متر در ثانیه است، در حالی که دما به طور قابل توجهی کاهش می یابد، گاهی اوقات بیش از 25 درجه سانتیگراد. بورا در چند کیلومتری ساحل محو می شود، اما گاهی اوقات می تواند بخش قابل توجهی از دریا را تصرف کند.

در Novorossiysk بورا حدود 45 روز در سال مشاهده می شود، اغلب از نوامبر تا مارس، با مدت زمان تا 3 روز، به ندرت تا یک هفته.

گردش عمومی جو

گردش عمومی جو– این یک سیستم پیچیده از جریان های هوای بزرگ است که توده های هوای بسیار بزرگی را بر روی زمین حمل می کند.

در جو نزدیک سطح زمین در عرض های جغرافیایی قطبی و گرمسیری، یک حمل و نقل به سمت شرق، در عرض های جغرافیایی معتدل، یک انتقال به سمت غرب مشاهده می شود.

حرکت توده های هوا به دلیل چرخش زمین و همچنین به دلیل تسکین و برخورد مناطق با فشار بالا و پایین پیچیده می شود. انحراف بادها از جهت غالب تا 70 درجه می باشد.

در فرآیند گرم کردن و سرد کردن توده های عظیم هوا بر روی زمین، مناطقی با فشار بالا و پایین تشکیل می شود که جهت جریان های هوای سیاره ای را تعیین می کند. بر اساس مقادیر متوسط ​​دراز مدت فشار در سطح دریا، قوانین زیر آشکار شده است.

در دو طرف استوا، یک منطقه کم فشار وجود دارد (در ژانویه - بین 15 درجه شمالی و 25 درجه عرض جغرافیایی جنوبی، در ماه جولای - از 35 درجه شمالی تا 5 درجه جنوبی). این منطقه به نام افسردگی استوایی، در یک ماه معین به نیمکره جایی که تابستان است گسترش می یابد.

در جهت شمال و جنوب آن، فشار افزایش یافته و به حداکثر مقادیر می رسد مناطق نیمه گرمسیری با فشار بالا(در ژانویه - در عرض جغرافیایی 30-32° شمالی و جنوبی، در ژوئیه - در 33-37° شمالی و 26-30° جنوبی). از مناطق نیمه گرمسیری تا مناطق معتدل، فشار به ویژه در نیمکره جنوبی به طور قابل توجهی کاهش می یابد.

حداقل فشار در دو است مناطق کم فشار زیرقطبی(75-65° N و 60-65° S). بیشتر به سمت قطب ها، فشار دوباره افزایش می یابد.

مطابق با تغییرات فشار، گرادیان فشار نصف النهاری نیز قرار دارد. از یک طرف از نیمه گرمسیری - به استوا، از طرف دیگر - به عرض های جغرافیایی زیر قطبی، از قطب ها به عرض های جغرافیایی زیر قطبی هدایت می شود. جهت باد منطقه ای نیز با این مطابقت دارد.

بادهای شمال شرقی و جنوب شرقی اغلب بر فراز اقیانوس اطلس، اقیانوس آرام و هند می وزند - بادهای تجاری... بادهای غربی در نیمکره جنوبی، در عرض های جغرافیایی 40-60 درجه، در سراسر اقیانوس خم می شوند.

در نیمکره شمالی در عرض های جغرافیایی معتدل، بادهای غربی به طور مداوم فقط بر روی اقیانوس ها بیان می شود، و در قاره ها، جهت ها پیچیده تر است، اگرچه بادهای غربی نیز غالب هستند.

بادهای شرقی عرض های جغرافیایی قطبی به وضوح فقط در حومه قطب جنوب مشاهده می شود.

در جنوب، شرق و شمال آسیا، تغییر شدید جهت بادها از ژانویه تا جولای وجود دارد - این مناطق هستند. باران های موسمی... علل بادهای موسمی مشابه عوامل نسیم است. در تابستان، سرزمین اصلی آسیا بسیار گرم می شود و یک منطقه کم فشار روی آن پخش می شود، جایی که توده های هوا از اقیانوس هجوم می آورند.

بادهای موسمی تابستانی که به وجود می‌آیند باعث بارش‌های زیادی می‌شود که اغلب ماهیت طوفانی دارند. در زمستان، به دلیل سرد شدن شدیدتر خشکی در مقایسه با اقیانوس، فشار بالایی بر روی آسیا ایجاد می شود و هوای سرد به سمت اقیانوس حرکت می کند و یک بادهای موسمی زمستانی با هوای خشک و صاف را تشکیل می دهد. بادهای موسمی بیش از 1000 کیلومتر در یک لایه از سطح زمین تا 3-5 کیلومتر نفوذ می کنند.

توده های هوا و طبقه بندی آنها

جرم هوا- این مقدار بسیار زیادی هوا است که مساحتی بالغ بر میلیون ها کیلومتر مربع را پوشش می دهد.

در فرآیند گردش عمومی جو، هوا به توده های هوای جداگانه تقسیم می شود که برای مدت طولانی در یک قلمرو وسیع باقی می ماند، خواص خاصی به دست می آورد و انواع مختلف آب و هوا را تعیین می کند.

این توده ها با حرکت به مناطق دیگر زمین، رژیم آب و هوایی خود را با خود می آورند. شیوع توده های هوا از یک نوع (انواع) خاص در یک منطقه خاص یک رژیم اقلیمی مشخص منطقه را ایجاد می کند.

تفاوت اصلی در توده های هوا: دما، رطوبت، ابری، گرد و غبار. برای مثال، در تابستان، هوای بالای اقیانوس‌ها مرطوب‌تر، سردتر و تمیزتر از خشکی در همان عرض جغرافیایی است.

هر چه هوا در یک منطقه طولانی تر باشد، بیشتر در معرض تغییرات قرار می گیرد، بنابراین توده های هوا بر اساس مناطق جغرافیایی که در آن تشکیل شده اند طبقه بندی می شوند.

انواع اصلی وجود دارد: 1) قطب شمال (قطب جنوب) که از قطب ها، از مناطق فشار بالا حرکت می کنند. 2) عرض های جغرافیایی معتدل"قطبی" - در نیمکره شمالی و جنوبی؛ 3) گرمسیری- حرکت از مناطق نیمه گرمسیری و استوایی به عرض های جغرافیایی معتدل. 4) استوایی- بالای خط استوا تشکیل می شوند. در هر نوع، زیرگروه های دریایی و قاره ای متمایز می شوند که عمدتاً در دما و رطوبت در نوع متفاوت هستند. هوا که در حرکت ثابت است، از ناحیه تشکیل به مناطق همسایه می گذرد و به تدریج تحت تأثیر سطح زیرین، ویژگی های خود را تغییر می دهد و به تدریج به توده ای از نوع متفاوت تبدیل می شود. این فرآیند نامیده می شود دگرگونی.

سردتوده های هوا آنهایی هستند که به سطح گرمتری حرکت می کنند. آنها در مناطقی که به آن می آیند باعث ایجاد سرما می شوند.

هنگامی که آنها حرکت می کنند، از سطح زمین گرم می شوند، بنابراین، در داخل توده ها، شیب دمایی عمودی زیادی ایجاد می شود و همرفت با تشکیل ابرهای کومولوس و کومولونیمبوس و بارندگی ایجاد می شود.

توده های هوا که به سمت سطح سردتر حرکت می کنند نامیده می شوند گرمتوده ها آنها گرما می آورند، اما خودشان از پایین خنک می شوند. همرفت در آنها ایجاد نمی شود و ابرهای چینه ای غالب می شوند.

توده های هوای مجاور توسط مناطق انتقالی از هم جدا می شوند که به شدت به سمت سطح زمین متمایل هستند. به این مناطق جبهه می گویند.

در کنار عرض جغرافیایی، یکی از عوامل مهم شکل‌دهنده آب و هوا، گردش جو، یعنی حرکت توده‌های هوا است.

توده های هوا- حجم قابل توجهی از هوای تروپوسفر، که دارای خواص خاصی (دما، رطوبت)، بسته به ویژگی های منطقه تشکیل و حرکت آن به عنوان یک کل است.

طول توده هوا می تواند هزاران کیلومتر باشد و به سمت بالا می تواند تا مرز بالایی تروپوسفر گسترش یابد.

با توجه به سرعت حرکت، توده های هوا به دو گروه متحرک و موضعی تقسیم می شوند. در حال حرکتتوده های هوا بسته به دمای سطح زیرین به گرم و سرد تقسیم می شوند. توده هوای گرم - حرکت به سطح زیرین سرد، توده سرد - حرکت به سطح گرمتر. توده های هوای محلی، توده های هوایی هستند که موقعیت جغرافیایی خود را برای مدت طولانی تغییر نمی دهند. آنها بسته به فصل می توانند پایدار و ناپایدار و خشک و مرطوب باشند.

چهار نوع اصلی توده هوا وجود دارد: استوایی، گرمسیری، معتدل، قطب شمال (قطب جنوب). علاوه بر این، هر یک از انواع به زیر گروه ها تقسیم می شود: دریایی و قاره ای، که از نظر رطوبت با یکدیگر متفاوت هستند. به عنوان مثال، توده دریایی قطب شمال بر روی دریاهای شمالی - دریاهای بارنتز و دریاهای سفید تشکیل شده است، مانند توده هوای قاره ای، اما با کمی افزایش رطوبت مشخص می شود. (شکل 1 را ببینید).

برنج. 1. منطقه تشکیل توده های هوای قطب شمال

آب و هوای روسیه، به یک درجه یا دیگری، همه توده های هوا را به استثنای استوایی تشکیل می دهد.

خواص توده های مختلف که در کشور ما در گردش است را در نظر بگیرید. قطب شمالتوده هوا عمدتاً بر روی قطب شمال در عرض های جغرافیایی قطبی تشکیل می شود که با دمای پایین در زمستان و تابستان مشخص می شود. با رطوبت مطلق کم و رطوبت نسبی بالا مشخص می شود. این توده هوا در تمام طول سال در ناحیه قطب شمال غالب است و در زمستان به سمت زیر قطبی حرکت می کند. در حد متوسطتوده هوا در عرض های جغرافیایی معتدل تشکیل می شود، جایی که دما بسته به فصل تغییر می کند: در تابستان نسبتاً زیاد، در زمستان نسبتاً کم. با توجه به فصول سال، رطوبت نیز به محل تشکیل آن بستگی دارد. این توده هوا بر منطقه معتدل غالب است. در بخشی، در قلمرو روسیه تحت سلطه گرمسیریتوده های هوا آنها در عرض های جغرافیایی گرمسیری تشکیل می شوند و دمای بالایی دارند. رطوبت مطلق به محل تشکیل بستگی دارد و رطوبت نسبی معمولاً کم است (شکل 2 را ببینید).

برنج. 2. خصوصیات توده های هوا

عبور توده های مختلف هوا در خاک روسیه تفاوت آب و هوا را تعیین می کند. به عنوان مثال، تمام "امواج سرد" در قلمرو کشور ما که از شمال می آیند، توده های هوای قطب شمال هستند و توده های هوای گرمسیری آسیای صغیر یا، گاهی اوقات، از شمال آفریقا به جنوب قسمت اروپایی می آیند. هوای گرم و خشک).

در نظر بگیرید که چگونه توده های هوا در خاک کشور ما گردش می کنند.

گردش جوسیستمی از حرکت توده های هوا است. بین گردش عمومی جو در مقیاس کل کره زمین و گردش محلی جو در مناطق و مناطق آبی منفرد تمایز قائل شوید.

روند گردش توده های هوا رطوبت را برای قلمرو فراهم می کند و همچنین بر دما تأثیر می گذارد. توده های هوا تحت تأثیر مراکز فشار اتمسفر حرکت می کنند و مراکز بسته به فصل تغییر می کنند. به همین دلیل جهت بادهای غالب که توده های هوا را به خاک کشورمان می آورد تغییر می کند. به عنوان مثال، روسیه اروپایی و مناطق غربی سیبری تحت تأثیر بادهای دائمی غربی قرار دارند. آنها توده های هوای معتدل دریایی در عرض های جغرافیایی معتدل را حمل می کنند. آنها بر فراز اقیانوس اطلس تشکیل می شوند (شکل 3 را ببینید).

برنج. 3. حرکت توده های هوای معتدل دریایی

هنگامی که حمل و نقل غربی ضعیف می شود، توده هوای قطب شمال همراه با بادهای شمالی می آید. سرمای شدید، یخبندان های اوایل پاییز و اواخر بهار را به همراه دارد. (شکل 4 را ببینید).

برنج. 4. حرکت توده هوای قطب شمال

هوای استوایی قاره ای در قلمرو قسمت آسیایی کشور ما از آسیای مرکزی یا شمال چین می آید و از شبه جزیره آسیای صغیر یا حتی از شمال آفریقا به قسمت اروپایی کشور می آید، اما بیشتر اوقات چنین هوایی تشکیل می شود. در قلمرو شمال آسیا، قزاقستان، دشت خزر. این مناطق در یک منطقه آب و هوایی معتدل قرار دارند. با این حال، هوای بالای آنها در تابستان بسیار گرم می شود و خواص یک توده هوای گرمسیری را به دست می آورد. توده هوای معتدل قاره ای در تمام طول سال در مناطق غربی سیبری حاکم است، بنابراین زمستان ها در اینجا صاف و یخبندان است و تابستان ها کاملاً گرم است. حتی در اقیانوس منجمد شمالی در گرینلند، زمستان ها گرمتر است.

به دلیل سرمای شدید در بخش آسیایی کشورمان، منطقه ای با خنک کننده قوی در سیبری شرقی شکل گرفته است (منطقه پرفشار - ). مرکز آن در مناطق Transbaikalia، جمهوری Tyva و مغولستان شمالی واقع شده است. هوای بسیار سرد قاره ای از آن در جهات مختلف پخش می شود. او نفوذ خود را در سرزمین های وسیعی گسترش می دهد. یکی از جهت های آن شمال شرقی تا ساحل چوکچی، دوم - به غرب از طریق شمال قزاقستان و جنوب دشت روسیه (اروپا شرقی) تا حدود 50 درجه شمالی است. هوا صاف و یخبندان با کمی برف است. در تابستان، به دلیل گرم شدن هوا، حداکثر آسیایی (آنتی سیکلون سیبری) از بین می رود و فشار کاهش یافته برقرار می شود. (شکل 5 را ببینید).

برنج. 5. آنتی سیکلون سیبری

تناوب فصلی نواحی پرفشار و کم فشار، گردش هوای موسمی را در خاور دور تشکیل می دهد. درک این نکته مهم است که با عبور از مناطق خاص، توده های هوا بسته به ویژگی های سطح زیرین می توانند تغییر کنند. این فرآیند نامیده می شود تبدیل توده های هوا... به عنوان مثال توده هوای قطب شمال به دلیل خشک و سرد بودن با عبور از قلمرو دشت اروپای شرقی (روسیه) گرم می شود و در ناحیه دشت خزر بسیار خشک و گرم می شود که عامل بادهای خشک است.

بالا آسیایی، یا همانطور که گفته می شود، پادسیکلون سیبری ناحیه ای با افزایش فشار است که در آسیای مرکزی و سیبری شرقی شکل می گیرد. در زمستان خود را نشان می دهد و در نتیجه خنک شدن قلمرو در شرایط اندازه بسیار زیاد و تسکین افسردگی شکل می گیرد. در قسمت مرکزی بیشینه بیش از مغولستان و سیبری جنوبی، فشار در ژانویه گاهی به 800 میلی متر جیوه می رسد. هنر این بالاترین فشار ثبت شده روی زمین است. در زمستان، آنتی سیکلون بزرگ سیبری در اینجا امتداد می یابد، به ویژه از نوامبر تا مارس پایدار است. زمستان اینجا آنقدر آرام است که وقتی برف کم می آید، شاخه های درختان برای مدت طولانی از برف "تزلزل ناپذیر" سفید می شوند. یخبندان در حال حاضر از اکتبر به -20 ... -30 ºС می رسد و در ژانویه اغلب به -60 ºC می رسد. میانگین دمای ماهانه به -43 درجه کاهش می یابد، به ویژه در مناطق پست که هوای سنگین سرد راکد می شود، سرد است. در هوای آرام، تحمل یخبندان های شدید چندان سخت نیست، اما در -50 درجه در حال حاضر تنفس دشوار است، مه های زمین مشاهده می شود. چنین یخبندانی فرود هواپیما را دشوار می کند.

کتابشناسی - فهرست کتب

1. جغرافیای روسیه. طبیعت. جمعیت کلاس 1 ساعت 8 / V.P. درونوف، I.I. بارینووا، وی یا روم، ع.ا. لوبژانیدزه.
2. V.B. پیاتونین، E.A. گمرک. جغرافیای روسیه. طبیعت. جمعیت کلاس هشتم.
3. نقشه اطلس. جغرافیای روسیه. جمعیت و اقتصاد. - M .: Bustard، 2012.
4. V.P. Dronov، L.E.Savelyeva. UMK (کیت آموزشی-روشی) "SPHERS". کتاب درسی "روسیه: طبیعت، جمعیت، اقتصاد. کلاس هشتم". نقشه اطلس.

1. عوامل اقلیمی و گردش اتمسفر ().
2. خواص توده های هوا که آب و هوای روسیه را تشکیل می دهند ().
3. حمل و نقل غربی توده های هوا ().
4. توده های هوا ().
5. گردش اتمسفر ().

مشق شب

1. چه نوع انتقال جرم هوا در کشور ما حاکم است؟
2. توده های هوا دارای چه خواصی هستند و به چه چیزهایی بستگی دارد؟