Condensatie is een verandering in de covocatie van een stof van gasvormig naar vloeibaar of vast. Maar wat is condensatie in de mastaba van de planeet?

Op elk willekeurig moment bevat de atmosfeer van de planeet aarde meer dan 13 miljard ton vocht. Dit cijfer is vrijwel constant, omdat verliezen door neerslag uiteindelijk continu worden aangevuld door verdamping.

De circulatiesnelheid van vocht in de atmosfeer

De circulatiesnelheid van vocht in de atmosfeer wordt geschat op een kolossaal cijfer - ongeveer 16 miljoen ton per seconde of 505 miljard ton per jaar. Als plotseling alle waterdamp in de atmosfeer zou condenseren en eruit zou vallen in de vorm van neerslag, dan zou dit water het hele aardoppervlak kunnen bedekken met een laag van ongeveer 2,5 centimeter, met andere woorden, de atmosfeer bevat een hoeveelheid vochtequivalent tot slechts 2,5 centimeter regen.

Hoe lang is een dampmolecuul in de atmosfeer?

Aangezien er op aarde gemiddeld 92 centimeter per jaar valt, wordt daarom het vocht in de atmosfeer 36 keer vernieuwd, dat wil zeggen 36 keer is de atmosfeer verzadigd met vocht en ervan bevrijd. Dit betekent dat een waterdampmolecuul gemiddeld 10 dagen in de atmosfeer blijft.

Watermolecuul pad


Eenmaal verdampt, drijft een molecuul waterdamp gewoonlijk honderden en duizenden kilometers af totdat het condenseert en neerslaat op de aarde. Water, sneeuw of hagel op de hoogten van West-Europa, overwint ongeveer 3000 km van de Noord-Atlantische Oceaan. Tussen de omzetting van vloeibaar water in stoom en neerslag op aarde vinden verschillende fysische processen plaats.

Vanaf het warme oppervlak van de Atlantische Oceaan komen watermoleculen de warme vochtige lucht binnen, die vervolgens uitstijgt boven de koudere (dichtere) en drogere lucht eromheen.

Als in dit geval een sterke turbulente vermenging van luchtmassa's wordt waargenomen, zullen een menglaag en wolken in de atmosfeer verschijnen op de grens van twee luchtmassa's. Ongeveer 5% van hun volume is vocht. Met stoom verzadigde lucht is altijd lichter, ten eerste omdat het wordt verwarmd en van een warm oppervlak komt, en ten tweede omdat 1 kubieke meter pure stoom ongeveer 2/5 lichter is dan 1 kubieke meter schone droge lucht bij dezelfde temperatuur en druk. Hieruit volgt dat vochtige lucht lichter is dan droge lucht, en nog warmer en vochtiger. Zoals we later zullen zien, is dit een zeer belangrijk feit voor de processen van weersverandering.

Bewegende luchtmassa's

De lucht kan om twee redenen stijgen: ofwel omdat ze lichter wordt als gevolg van verwarming en bevochtiging, ofwel omdat er krachten op inwerken die ervoor zorgen dat ze boven bepaalde obstakels uitstijgt, bijvoorbeeld over massa's koudere en dichtere lucht of over heuvels en bergen.

Koeling

Opstijgende lucht, die in lagen valt met een lagere atmosferische druk, wordt gedwongen uit te zetten en tegelijkertijd af te koelen. Uitbreiding vereist het verbruik van kinetische energie, die ten koste gaat van de thermische en potentiële energie van de atmosferische lucht, en dit proces leidt onvermijdelijk tot een temperatuurdaling. De afkoelsnelheid van het stijgende deel van de lucht verandert vaak als dit deel wordt gemengd met de omringende lucht.

Droge adiabatische gradiënt

Droge lucht, waarin geen condensatie of verdamping is, evenals vermenging, ontvangt geen energie in een andere vorm, wordt gekoeld of verwarmd met een constante snelheid (met 1 ° C per 100 meter) terwijl het stijgt of daalt. Deze waarde wordt de droge adiabatische gradiënt genoemd. Maar als de opstijgende luchtmassa vochtig is en er condensatie in optreedt, dan komt de latente condensatiewarmte vrij en daalt de temperatuur van de met stoom verzadigde lucht veel langzamer.

Natte adiabatische gradiënt

Deze hoeveelheid temperatuurverandering wordt de nat-adiabatische gradiënt genoemd. Het is niet constant, maar verandert met een verandering in de waarde van de vrijgekomen latente warmte, met andere woorden, het hangt af van de hoeveelheid gecondenseerde stoom. De hoeveelheid stoom hangt af van hoeveel de luchttemperatuur daalt. In de lagere lagen van de atmosfeer, waar de lucht warm is en de luchtvochtigheid hoog, is de vochtig-adiabatische gradiënt iets meer dan de helft van de droog-adiabatische gradiënt. Maar de nat-adiabatische gradiënt neemt geleidelijk toe met de hoogte en is op zeer grote hoogte in de troposfeer praktisch gelijk aan de droog-adiabatische gradiënt.

Het drijfvermogen van bewegende lucht wordt bepaald door de relatie tussen de temperatuur en de temperatuur van de omringende lucht. In de regel daalt de luchttemperatuur in een echte atmosfeer ongelijk met de hoogte (deze verandering wordt eenvoudigweg een gradiënt genoemd).

Als de luchtmassa warmer en dus minder dicht is dan de omringende lucht (en het vochtgehalte constant is), stijgt deze op dezelfde manier als een kinderbal ondergedompeld in een tank. Omgekeerd, wanneer de bewegende lucht kouder is dan de omringende lucht, is de dichtheid hoger en daalt deze. Als de lucht dezelfde temperatuur heeft als de naburige massa's, dan is hun dichtheid gelijk en blijft de massa stationair of beweegt alleen samen met de omringende lucht.

Er zijn dus twee processen in de atmosfeer, waarvan er één bijdraagt ​​aan de ontwikkeling van verticale luchtbeweging en de andere deze vertraagt.

Als u een fout vindt, selecteert u een stuk tekst en drukt u op Ctrl + Enter.

Als we de vraag beantwoorden, wat luchtmassa is, kunnen we zeggen dat het een menselijke habitat is. We ademen het, zien het, voelen het elke dag. Zonder de omringende lucht zou de mensheid haar leven niet kunnen voortzetten.

De rol van stromen in de natuurlijke cyclus

Wat is luchtmassa? Het brengt veranderende weersomstandigheden met zich mee. Door de natuurlijke beweging van de omgeving verplaatst neerslag zich duizenden kilometers over de hele wereld. Sneeuw en regen, kou en warmte komen volgens vaste patronen. Wetenschappers kunnen klimaatverandering voorspellen door dieper in te gaan op de patronen van natuurrampen.

Laten we proberen de vraag te beantwoorden: wat is luchtmassa? Opvallende voorbeelden zijn cyclonen die continu in beweging zijn. Opwarmen of afkoelen hoort erbij. Ze bewegen met een constant patroon, maar in zeldzame gevallen wijken ze af van hun gebruikelijke traject. Als gevolg van dergelijke verstoringen worden rampen in de natuur gevonden.

Dus in de woestijn valt sneeuw uit de aangetroffen cyclonen met verschillende temperaturen, of vormen zich tornado's en orkanen. Dit alles heeft betrekking op het antwoord op de vraag: wat is luchtmassa? Het hangt af van de staat, wat het weer zal zijn, de verzadiging van de lucht met zuurstof of vocht.

Verandering van warmte en koude: oorzaken

Luchtmassa's leveren de belangrijkste bijdrage aan de vorming van het klimaat op aarde. Verwarming van de lagen van de atmosfeer is te wijten aan de energie die wordt ontvangen van de zon. Door temperatuurveranderingen verandert de dichtheid van de lucht. Meer schaarse gebieden zijn gevuld met dichte volumes.

Luchtmassa's zijn een reeks verschillende toestanden van gasvormige lagen van de atmosfeer, afhankelijk van de herverdeling van warmte als gevolg van de verandering van dag en nacht. In het donker koelt de lucht af, verschijnt er een wind die van dichtere naar ijle gaat. De sterkte van de stroming hangt af van de mate van afname van temperatuur, terrein, vochtigheid.

De beweging van massa's wordt beïnvloed door zowel horizontale als verticale temperatuurdalingen. Overdag ontvangt de aarde warmte van de zon en begint deze 's avonds af te geven aan de lagere atmosfeer. Dit proces gaat de hele nacht door en 's morgens concentreert de waterdamp zich in de lucht. Dit veroorzaakt neerslag: dauw, regen, mist.

Wat zijn de gasvormige toestanden?

Het kenmerk van luchtmassa's is een kwantitatieve waarde waarmee bepaalde toestanden van gasvormige lagen kunnen worden beschreven en beoordeeld.

Er zijn drie hoofdindicatoren voor troposferische lagen:

  • Temperatuur geeft informatie over de oorsprong van de massaverplaatsing.
  • Vochtigheid, verhoogd op plaatsen in de buurt van zeeën, meren en rivieren.
  • De transparantie wordt extern bepaald. Deze parameter wordt beïnvloed door fijnstofdeeltjes die in de lucht zweven.

De volgende soorten luchtmassa's worden onderscheiden:

  • Tropisch - ga naar gematigde breedtegraden.
  • Arctisch - koude massa's, op weg naar warme breedtegraden vanuit het noordelijke deel van de planeet.
  • Antarctica - koud, bewegend van de Zuidpool.
  • Matige, integendeel, warme luchtmassa's en verplaatsen naar de koude polen.
  • Equatoriaal - de warmste, divergeren in gebieden met lagere temperaturen.

Subtypen

Wanneer de luchtmassa's bewegen, transformeren ze van het ene geografische type naar het andere. Er zijn subtypen: continentaal, marien. Dienovereenkomstig overheersen de eerste aan de landzijde, de laatste brengen vocht uit de uitgestrekte zeeën en oceanen. Er is een regelmaat in de temperatuurdaling voor dergelijke massa's, afhankelijk van het seizoen: in de zomer is de wind vanaf het land veel warmer en in de winter de zeewind.

Overal zijn er heersende luchtmassa's, constant heersend vanwege de vastgestelde wetten. Ze bepalen het weer in een bepaald gebied en daardoor ontstaat er een verschil in flora en fauna. Onlangs is de transformatie van luchtmassa's aanzienlijk veranderd als gevolg van menselijk leven.

De transformatie van luchtmassa's is meer uitgesproken aan de kusten, waar stromen van land en zee elkaar ontmoeten. In sommige gebieden gaat de wind geen seconde liggen. Meestal is het droog en verandert het lange tijd niet van richting.

Hoe verloopt de transformatie van stromen in de natuur?

Luchtmassa's worden onder bepaalde omstandigheden zichtbaar. Wolken, wolken, mist zijn voorbeelden van dergelijke verschijnselen. Ze kunnen zich zowel op een hoogte van duizenden kilometers als direct boven de grond bevinden. Deze laatste worden gevormd wanneer de omgevingstemperatuur sterk daalt door een hoge luchtvochtigheid.

De zon speelt een belangrijke rol in het eindeloze proces van beweging van luchtmassa's. De verandering van dag en nacht leidt ertoe dat de stromen omhoog stromen en waterdeeltjes met zich meedragen. Hoog in de lucht kristalliseren ze uit en beginnen te vallen. In het zomerseizoen, wanneer het warm genoeg is, heeft het ijs de tijd om tijdens de vlucht te smelten, dus neerslag wordt voornamelijk waargenomen in de vorm van regen.

En in de winter, wanneer koude stromen over de grond gaan, begint het te sneeuwen of zelfs te hagelen. Daarom maakt warme lucht in gebieden met equatoriale en tropische breedtegraden kristallen recht. In de regio's van de noordelijke regio's valt deze neerslag bijna elke dag. Van het verwarmde aardoppervlak worden koude stromen opgewarmd, de zonnestralen gaan door de luchtlagen heen. Maar de warmte die 's nachts wordt afgegeven, wordt de oorzaak van de vorming van wolken, ochtenddauw, mist.

Hoe herken je een weersverandering op basis van bepaalde tekens?

Zelfs in het verleden leerden ze neerslag te voorspellen door duidelijke tekenen:

  • Vaag zichtbaar in de verte of witte straalvormige gebieden.
  • Een sterke toename van de wind duidt op de nadering van koude massa's. Het kan regenen, sneeuwen.
  • Wolken verzamelen zich altijd in lagedrukgebieden. Er is een trefzekere manier om dit gebied te definiëren. Om dit te doen, moet je je rug naar de beek draaien en een beetje naar links van de horizon kijken. Als er struikgewas is, is dit een duidelijk teken van slecht weer. Niet te verwarren: de wolken aan de rechterkant zijn geen teken van verslechterende weersomstandigheden.
  • Het verschijnen van een witachtige sluier wanneer de zon begint te beslaan.

De wind neemt af wanneer het koude gebied passeert. Warmere stromen vullen het gevormde vacuüm en het wordt vaak benauwd na regen.

Luchtbeweging

Alle lucht op aarde circuleert continu tussen de evenaar en de polen. De lucht die op de evenaar wordt verwarmd, stijgt naar boven, splitst zich in twee delen, een deel begint naar de Noordpool te bewegen, het andere deel naar de Zuidpool. Bij het bereiken van de polen wordt de lucht gekoeld. Bij de polen draait het en gaat naar beneden.

Figuur 1. Principe van wervelende lucht

Het blijken twee enorme draaikolken te zijn, die elk een heel halfrond beslaan, de middelpunten van deze draaikolken bevinden zich op de polen.
Na bij de polen te zijn afgedaald, begint de lucht terug te bewegen naar de evenaar, bij de evenaar stijgt de verwarmde lucht op. Daarna gaat het weer naar de polen.
In de onderste lagen van de atmosfeer is de beweging iets gecompliceerder. In de onderste lagen van de atmosfeer begint de lucht van de evenaar, zoals gewoonlijk, naar de polen te bewegen, maar op de 30e parallel gaat deze naar beneden. Een deel ervan keert terug naar de evenaar, waar het weer stijgt, terwijl het andere deel, nadat het op de 30e breedtegraad is gedaald, naar de polen blijft bewegen.

Figuur 2. Luchtbeweging van het noordelijk halfrond

Windconcept

Wind - luchtbeweging ten opzichte van het aardoppervlak (de horizontale component van deze beweging), soms spreken ze van een opwaartse of neerwaartse wind, rekening houdend met de verticale component.

Windsnelheid

Beoordeling van windsnelheid in punten, de zogenaamde schaal van Beaufort, volgens welke het gehele interval van mogelijke windsnelheden is verdeeld in 12 gradaties. Deze schaal verbindt de kracht van de wind met zijn verschillende effecten, zoals de mate van ruwheid op zee, wuivende takken en bomen, de verspreiding van rook uit schoorstenen, enz. Elke gradatie op de schaal van Beaufort heeft een specifieke naam. Dus nul op de schaal van Beaufort komt overeen met kalm, d.w.z. volledige afwezigheid van wind. Een wind van 4 punten wordt volgens Beaufort matig genoemd en komt overeen met een snelheid van 5-7 m / s; 7 punten - sterk, met een snelheid van 12-15 m / s; 9 punten - een storm, met een snelheid van 18-21 m / s; tenslotte, een wind van 12 punten Beaufort is al een orkaan, met een snelheid van meer dan 29 m / s . In de buurt van het aardoppervlak is het meestal nodig om met wind om te gaan, waarvan de snelheden in de orde van grootte van 4-8 m / s zijn en zelden hoger zijn dan 12-15 m / s. Maar niettemin, in stormen en orkanen van gematigde breedtegraden , snelheden kunnen hoger zijn dan 30 m / s, en in sommige windstoten oplopen tot 60 m / sec. In tropische orkanen bereiken windsnelheden tot 65 m / sec, en individuele windstoten - tot 100 m / sec. In kleinschalige wervels ( tornado's, stolsels), snelheden van meer dan 100 m/sec zijn mogelijk In zogenaamde jetstromen in de bovenste troposfeer en onderste stratosfeer kan de gemiddelde windsnelheid over een lange tijd en over een groot gebied 70-100 m bereiken / s . Windsnelheid nabij het aardoppervlak wordt gemeten door anemometers van verschillende ontwerpen. Instrumenten voor het meten van wind op grondstations zijn geïnstalleerd op een hoogte van 10-15 m boven het aardoppervlak.

Tabel 1. KRACHT VAN DE WIND.
Beaufortschaal voor het bepalen van de windkracht
Punten Visuele tekens op het land Windsnelheid, km / h Termen die de kracht van de wind definiëren
Rustig; rook stijgt verticaal op Minder dan 1.6 Kalm
De richting van de wind is waarneembaar door de afbuiging van de rook, maar niet door de windwijzer 1,6–4,8 Rustig
De wind wordt gevoeld door de huid van het gezicht; bladeren ritselen; gewone windwijzers draaien 6,4–11,2 Licht
Bladeren en kleine twijgen zijn constant in beweging; lichte vlaggen zwaaien 12,8–19,2 Zwak
De wind doet stof en papier opwaaien; wuivende dunne takken 20,8–28,8 Gematigd
Lommerrijke bomen zwaaien; rimpelingen verschijnen op landvijvers 30,4–38,4 Vers
Dikke takken zwaaien; het gefluit van de wind is te horen in de elektrische draden; moeilijk om een ​​paraplu vast te houden 40,0–49,6 Krachtig
Boomstammen zwaaien; het is moeilijk om tegen de wind in te gaan 51,2–60,8 Krachtig
Boomtakken breken; bijna onmogelijk om tegen de wind in te gaan 62,4–73,6 Heel sterk
Kleine schade; de wind blaast de rookkappen en dakspanen van de daken 75,2–86,4 Storm
Op het land is het zeldzaam. Bomen staan ​​rechtop met hun wortels. Aanzienlijke schade aan gebouwen 88,0–100,8 Zware storm
Op het land is het zeer zeldzaam. Vergezeld van vernietiging in een groot gebied 102,4–115,2 Brute storm
Ernstige vernietiging (scores 13-17 werden in 1955 toegevoegd door het US Weather Bureau en toegepast op de Amerikaanse en Britse schalen) 116,8–131,2 Orkaan
132,8–147,2
148,8–164,8
166,4–182,4
184,0–200,0
201,6–217,6

Richting van de wind

Windrichting verwijst naar de richting van waaruit het waait. Je kunt deze richting aangeven door ofwel het punt op de horizon te noemen van waaruit de wind waait, ofwel de hoek die de windrichting vormt met de meridiaan van de plaats, d.w.z. zijn azimut. In het eerste geval worden acht basispunten van de horizon onderscheiden: noord, noordoost, oost, zuidoost, zuid, zuidwest, west, noordwest. En acht tussenliggende punten daartussen: noord-noordoost, oost-noordoost, oost-zuidoost, zuid-zuidoost, zuid-zuid-west, west-zuid-west, west-noord-west, noord-noordwest. Zestien punten, die de richting aangeven van waaruit de wind waait, worden afgekort:

Tabel 2. VERKORTE AANDUIDINGEN VAN RUMBES
MET N V E YU S W
CCB NNE SEV ESE zuidwesten SSW ZSZ Wnw
CB NE SE SE SW SW SZ NW
BCB ENE SE SSE ZYUZ WSW CVD NNW
N - noord, E - oost, S - zuid, W - west

Circulatie van de atmosfeer

Circulatie van de atmosfeer - meteorologische waarnemingen van de toestand van de luchtschil van de aarde - de atmosfeer - laten zien dat deze helemaal niet in rust is: met behulp van windwijzers en windmeters observeren we constant in de vorm van wind de overdracht van luchtmassa's van de ene plaats naar de andere. De studie van winden in verschillende delen van de wereld heeft aangetoond dat de bewegingen van de atmosfeer in die lagere lagen die toegankelijk zijn voor onze waarneming een heel ander karakter hebben. Er zijn gebieden waar windverschijnselen, net als andere kenmerken van het weer, een zeer duidelijk uitgedrukt karakter van stabiliteit hebben, een bekend streven naar constantheid. In andere gebieden veranderen de winden zo snel en vaak van karakter, veranderen hun richting en kracht zo abrupt en plotseling, alsof er geen legitimiteit was in hun snelle veranderingen. Met de introductie van de synoptische methode voor de studie van niet-periodieke veranderingen in het weer, werd het echter mogelijk om enig verband op te merken tussen de drukverdeling en de beweging van luchtmassa's; verdere theoretische studies door Ferrel, Guldberg en Mona, Helmholtz, Bezold, Oberbeck, Sprung, Werner Siemens en andere meteorologen legden uit waar en hoe luchtstromen ontstaan ​​en hoe ze zich verspreiden over het aardoppervlak en in de massa van de atmosfeer. Een zorgvuldige bestudering van meteorologische kaarten die de toestand van de onderste laag van de atmosfeer weergeven - het weer aan het aardoppervlak, toonde aan dat de atmosferische druk nogal ongelijk verdeeld is over het aardoppervlak, meestal in de vorm van gebieden met een lagere of hogere druk dan in de omgeving; volgens het systeem van winden die erin ontstaan, vertegenwoordigen deze gebieden echte atmosferische draaikolken. Gebieden met verminderde druk worden gewoonlijk barometrische minima, barometrische depressies of cyclonen genoemd; gebieden met verhoogde druk worden barometrische pieken of anticyclonen genoemd. Al het weer in het door hen ingenomen gebied is nauw verwant aan deze gebieden, die voor lagedrukgebieden sterk verschillen van het weer in relatief hogedrukgebieden. Bewegend langs het aardoppervlak, dragen de bovengenoemde gebieden het karakteristieke, inherente weer met zich mee en veroorzaken door hun bewegingen niet-periodieke veranderingen. Nadere bestudering van die en andere gebieden leidde tot de conclusie dat deze vormen van atmosferische drukverdeling nog steeds een ander karakter kunnen hebben in termen van hun vermogen om hun bestaan ​​te behouden en hun positie op het aardoppervlak te veranderen, verschillen in zeer verschillende stabiliteit: er zijn barometrische minima en maxima, tijdelijk en permanent. Terwijl de eerste - draaikolken - tijdelijk zijn en onvoldoende stabiliteit vertonen en min of meer snel van plaats op het aardoppervlak veranderen, soms toenemend, dan weer verzwakkend en ten slotte volledig uiteenvallend in relatief korte tijd, zijn de gebieden met constante maxima en minima zijn extreem stabiel en houden zeer lang stand, zonder noemenswaardige veranderingen, op dezelfde plaats. Natuurlijk hangen de stabiliteit van het weer en de aard van de luchtstromingen in het door hen ingenomen gebied nauw samen met de verschillende stabiliteit van deze gebieden: constant, stabiel weer en een bepaald, onveranderlijk windsysteem dat op zijn plaats blijft van hun bestaan ​​gedurende maanden, zal overeenkomen met constante hoogte- en dieptepunten; tijdelijke wervelingen, met hun snelle, constante bewegingen en veranderingen, veroorzaken extreem wisselvallig weer en een zeer onstabiel windsysteem voor een bepaalde regio. Zo zijn in de onderste laag van de atmosfeer, nabij het aardoppervlak, atmosferische bewegingen zeer divers en complex, en bovendien hebben ze niet altijd en niet altijd voldoende stabiliteit, vooral in die gebieden waar wervelingen van tijdelijke aard heersen. Wat zullen de bewegingen zijn van luchtmassa's in wat hogere lagen van de atmosfeer, gewone waarnemingen zeggen niets; alleen waarnemingen van de bewegingen van de wolken maken het mogelijk te denken dat daar, op een bepaalde hoogte boven het aardoppervlak, alle bewegingen van luchtmassa's in het algemeen enigszins vereenvoudigd zijn, een meer bepaald en meer uniform karakter hebben. Ondertussen is er geen gebrek aan feiten die wijzen op de enorme invloed van de hoge lagen van de atmosfeer op het weer in de lagere: het volstaat bijvoorbeeld om aan te geven dat de bewegingsrichting van tijdelijke wervels blijkbaar in direct afhankelijk van de beweging van de hoge lagen van de atmosfeer. Daarom waren er, zelfs voordat de wetenschap over een voldoende aantal feiten begon te beschikken om het probleem van de bewegingen van de hogere lagen van de atmosfeer op te lossen, al enkele theorieën die probeerden alle individuele waarnemingen van de bewegingen van de lagere lagen van de atmosfeer te combineren. lagen van de lucht en creëren een algemeen schema van de centrale atmosfeer; dat was bijvoorbeeld de theorie van de atmosfeer van de atmosfeer die door Mori werd gegeven. Maar totdat een voldoende aantal feiten was verzameld, totdat de relatie tussen de luchtdruk op deze punten en zijn bewegingen volledig was opgehelderd, konden dergelijke theorieën, die meer op hypothesen dan op feitelijke gegevens waren gebaseerd, tot dan toe geen echt idee geven van ​\ u200b \ u200b wat er in werkelijkheid kan en gebeurt in de atmosfeer. Pas tegen het einde van de laatste 19e eeuw. Hiervoor hadden zich voldoende feiten verzameld en de dynamiek van de atmosfeer was zo ontwikkeld dat het mogelijk werd om een ​​echt, en geen waarzeggerij, beeld van de atmosfeer van de atmosfeer te geven. De eer om het probleem van de algemene circulatie van luchtmassa's in de atmosfeer op te lossen behoort toe aan de Amerikaanse meteoroloog William Ferrell- een oplossing die zo algemeen, volledig en correct is dat alle latere onderzoekers op dit gebied alleen de details uitwerkten of verdere aanvullingen maakten op de basisideeën van Ferrel. De belangrijkste reden voor alle bewegingen in de atmosfeer is de ongelijkmatige verwarming van verschillende punten op het aardoppervlak door de zonnestralen. De ongelijkheid van verwarming leidt tot het ontstaan ​​van een drukverschil over verschillende verwarmde punten; en het resultaat van het drukverschil zal altijd en onveranderlijk de verplaatsing zijn van luchtmassa's van plaatsen met een hogere druk naar plaatsen met een lagere druk. Vanwege de sterke opwarming van de equatoriale breedtegraden en de zeer lage temperatuur van de poollanden op beide halfronden, moet daarom de lucht naast het aardoppervlak in beweging worden gebracht. Als we volgens de beschikbare waarnemingen de gemiddelde temperaturen van verschillende breedtegraden berekenen, dan zal de evenaar gemiddeld 45° warmer zijn dan de polen. Om de bewegingsrichting te bepalen, is het noodzakelijk om de drukverdeling op het aardoppervlak en in de massa van de atmosfeer te volgen. Om de ongelijke verdeling van land en water over het aardoppervlak uit te sluiten, wat alle berekeningen enorm bemoeilijkt, ging Ferrel ervan uit dat zowel land als water gelijkmatig langs de parallellen verdeeld zijn, en hij berekende de gemiddelde temperaturen van verschillende parallellen, een daling van de temperatuur als het stijgt tot een bepaalde hoogte boven het aardoppervlak en druk op de bodem; en vervolgens berekende hij uit deze gegevens al de druk op enkele andere hoogten. Het volgende kleine tablet geeft het resultaat van de berekeningen van Ferrel weer en geeft de drukverdeling gemiddeld over breedtegraden aan het aardoppervlak en op een hoogte van 2000 en 4000 m.

Tabel 3. LATTITUDE DRUKVERDELING OP HET AARDEOPPERVLAK EN OP EEN HOOGTE VAN 2000 EN 4000 M
Gemiddelde druk op het noordelijk halfrond
Op breedtegraad: 80 ○ 70 ○ 60 ○ 50 ○ 40 ○ 30 ○ 20 ○ 10 ○
Op zeeniveau 760,5 758,7 758,7 760,07 762,0 761,7 759,2 757,9
Op een hoogte van 2000 m 582,0 583,6 587,6 593,0 598,0 600,9 600,9 600,9
Op een hoogte van 4000 m 445,2 446,6 451,9 457,0 463,6 468,3 469,9 470,7
Gemiddelde druk op het zuidelijk halfrond
Op breedtegraad: (evenaar) 10 ○ 20 ○ 30 ○ 40 ○ 50 ○ 60 ○ 70 ○
Op zeeniveau 758,0 759,1 761,7 763,5 760,5 753,2 743,4 738,0
Op een hoogte van 2000 m 601,1 601,6 602,7 602,2 597,1 588,0 577,0 569,9
Op een hoogte van 4000 m 471,0 471,1 471,1 469,3 463,1 453,7 443,9 437,2

Als we voorlopig de onderste laag van de atmosfeer buiten beschouwing laten, waar de verdeling van temperatuur, druk en ook stroming erg ongelijk is, dan zal op een bepaalde hoogte, zoals op de plaat te zien is, door de opstijgende stroming van verwarmde lucht nabij de evenaar, vinden we over deze laatste verhoogde druk, gelijkmatig afnemend naar de polen en hier de kleinste waarde bereikend. Met zo'n drukverdeling op deze hoogten boven het aardoppervlak, zou zich een enorme stroom moeten vormen, die het hele halfrond bedekt en de massa's warme, verwarmde lucht die opstijgt nabij de evenaar naar de centra van lage druk voert - naar de polen. Als we rekening houden met de afbuigende werking van de middelpuntvliedende kracht, die optreedt door de dagelijkse rotatie van de aarde om haar as, die elk bewegend lichaam naar rechts zou moeten afbuigen van de oorspronkelijke richting op het noordelijk halfrond, naar links op het zuidelijk halfrond, dan zal op de beschouwde hoogten op elk halfrond de gevormde stroom uiteraard veranderen in een enorme draaikolk, die luchtmassa's meevoert in de richting van het zuidwesten naar het noordoosten in het noorden, van het noordwesten naar het zuidoosten op het zuidelijk halfrond .

Waarnemingen van de beweging van cirruswolken en andere bevestigen deze theoretische conclusies. Naarmate de breedtecirkels smaller worden naarmate ze de polen naderen, zal de bewegingssnelheid van luchtmassa's in deze wervels toenemen, maar tot een bepaalde limiet; dan wordt het meer permanent. In de buurt van de pool moeten de instromende luchtmassa's naar beneden gaan, plaats maken voor de nieuw instromende lucht, een neerwaartse stroming vormend, en dan naar beneden moeten terugstromen naar de evenaar. Tussen beide stromen dient zich op enige hoogte een neutrale luchtlaag in rust te bevinden. Hieronder wordt echter een dergelijke correcte overdracht van luchtmassa's van de polen naar de evenaar niet waargenomen: de vorige plaat laat zien dat in de onderste luchtlaag de atmosferische druk lager zal zijn, niet bij de polen, zoals het had moeten zijn met de juiste verdeling die overeenkomt met de bovenste. De hoogste druk in de onderste laag valt op een breedte van ongeveer 30 ° -35 ° in beide hemisferen; vandaar dat vanuit deze centra van verhoogde druk de lagere stromen zowel naar de polen als naar de evenaar zullen worden geleid, waardoor twee afzonderlijke windsystemen worden gevormd. De reden voor dit fenomeen, theoretisch ook verklaard door Ferrell, is als volgt. Het blijkt dat op een bepaalde hoogte boven het aardoppervlak, afhankelijk van de verandering in de breedtegraad van de plaats, de grootte van de helling en de wrijvingscoëfficiënt, de meridionale component van de snelheid van luchtmassa's kan dalen tot 0. Dit is precies wat er gebeurt op breedtegraden van ca. 30 ° -35 °: hier, op een bepaalde hoogte, is er niet alleen geen luchtbeweging naar de polen, maar zelfs vanwege de continue instroom van de evenaar en van de polen, de accumulatie ervan, wat leidt tot een toename van de druk op deze breedtegraden hieronder ... Dus, aan de oppervlakte van de aarde op elk halfrond, zoals eerder vermeld, ontstaan ​​​​twee systemen van stroming: van 30 ° tot de polen waaien winden, gemiddeld gericht van het zuidwesten naar het noordoosten in het noorden, van het noordwesten naar het zuidoosten op het zuidelijk halfrond; wind waait van 30° tot de evenaar van NO tot ZW in het noorden, van ZO tot NW op het zuidelijk halfrond. Deze twee laatste windsystemen, die in beide hemisferen waaien tussen de evenaar en de breedtegraad van 31°, vormen een soort brede ring die de beide grootse draaikolken in de onderste en middelste lagen van de atmosfeer van elkaar scheidt en die lucht van de evenaar naar de polen voert (zie ook Luchtdruk). Waar stijgende en dalende luchtstromen worden gevormd, wordt rust waargenomen; dit is precies de oorsprong van de equatoriale en tropische stiltezones; een soortgelijke stiltegordel zou volgens Ferrell aan de polen moeten bestaan.

Waar gaat echter de omgekeerde luchtstroom heen die zich vanaf de polen naar de evenaar langs de bodem verspreidt? Maar er moet rekening mee worden gehouden dat naarmate de afstand tot de polen toeneemt, de afmetingen van de cirkels van breedtegraden, en bijgevolg het gebied van riemen van gelijke breedte, ingenomen door de zich verspreidende luchtmassa's, snel toenemen; dat het debiet snel moet afnemen in omgekeerde verhouding tot de toename in deze gebieden; dat aan de polen tenslotte lucht, sterk ijlend in de bovenste lagen, van boven naar beneden daalt, waarvan het volume zeer snel afneemt naarmate de druk naar beneden toeneemt. Al deze redenen verklaren volledig waarom het moeilijk, en zelfs direct onmogelijk is om deze omgekeerde lagere stromingen op enige afstand van de polen te volgen. Dit is, in algemene termen, een diagram van de algemene circulerende atmosfeer, uitgaande van een uniforme verdeling van land en water langs de parallellen, gegeven door Ferrell. Waarnemingen bevestigen het volledig. Alleen in de onderste laag van de atmosfeer zullen luchtstromen, zoals Ferrel zelf aangeeft, veel gecompliceerder zijn dan dit schema, juist vanwege de ongelijke verdeling van land en water, en de ongelijkmatigheid van hun verwarming door de zonnestralen en hun koeling bij afwezigheid of afname van zonnestraling; bergen en heuvels hebben ook een aanzienlijke invloed op de beweging van de laagste lagen van de atmosfeer.

Een zorgvuldige studie van de bewegingen van de atmosfeer nabij het aardoppervlak laat in het algemeen zien dat vortexsystemen de belangrijkste vorm van dergelijke bewegingen zijn. Beginnend met grandioze draaikolken, die, volgens Ferrell, elk halfrond omarmen, wervelwinden hoe kunnen ze heten, eerste bestelling, nabij het aardoppervlak moet men vortexsystemen observeren die achtereenvolgens in omvang afnemen, tot en met de elementaire kleine en eenvoudige wervels. Als gevolg van de interactie van stromen met verschillende snelheden en richtingen in het gebied van eerste-orde wervels, nabij het aardoppervlak, draaikolken van de tweede orde- de aan het begin van dit artikel genoemde constante en tijdelijke barometrische maxima en minima, die door hun oorsprong een afgeleide zijn van de vorige draaikolken. De studie van de vorming van onweersbuien bracht A.V. Klossovsky en andere onderzoekers tot de conclusie dat deze verschijnselen niet meer dan vergelijkbaar zijn in structuur, maar onvergelijkbaar kleiner in omvang in vergelijking met de vorige. wervelingen van de derde orde. Deze wervelingen verschijnen blijkbaar aan de rand van barometrische minima (wervelingen van de tweede orde), op precies dezelfde manier als kleine, zeer snel draaiende en verdwijnende wervelingen worden gevormd rond een grote depressie in het water gevormd door een riem, die we roeien als je op een boot vaart. Op precies dezelfde manier vormen de barometrische minima van de tweede orde, die krachtige luchtcirculaties zijn, tijdens hun beweging kleinere luchtvortexen, die, in vergelijking met het minimum dat ze vormt, erg klein zijn.

Als deze wervelingen gepaard gaan met elektrische verschijnselen, die vaak kunnen worden veroorzaakt door de overeenkomstige omstandigheden van temperatuur en vochtigheid in de lucht die naar het midden van het barometrische minimum langs de bodem stroomt, dan verschijnen ze in de vorm van onweerswervels, vergezeld van de gebruikelijke verschijnselen van een elektrische ontlading, donder en bliksem. Als de omstandigheden niet gunstig zijn voor de ontwikkeling van onweersverschijnselen, nemen we deze derde-orde wervelingen waar in de vorm van snel passerende stormen, buien, buien, enz. Atmosferen zijn niet uitgeput. De structuur van tornado's, bloedstolsels, etc. verschijnselen laten zien dat we bij deze verschijnselen ook met echte draaikolken te maken hebben; maar de grootte van deze wervelingen van de vierde orde zelfs minder, zelfs onbeduidend, dan onweerswervels. De studie van de bewegingen van de atmosfeer leidt ons daarom tot de conclusie dat de bewegingen van luchtmassa's voornamelijk - zo niet uitsluitend - plaatsvinden door het optreden van wervels. Onder invloed van zuiver temperatuuromstandigheden ontstaan ​​wervels van de eerste orde, die elk halfrond beslaan, en veroorzaken wervelingen van kleinere afmetingen nabij het aardoppervlak; deze zijn op hun beurt de oorzaak van het verschijnen van nog kleinere draaikolken. Er is als het ware een geleidelijke differentiatie van grotere wervelingen in kleinere; maar het basiskarakter van al deze vortexsystemen blijft volledig hetzelfde, van de grotere tot de kleinste, zelfs in tornado's en trombi.

Wat betreft wervelingen van de tweede orde - constante en tijdelijke barometrische maxima en minima - moet nog het volgende worden gezegd. De studies van Hofmeier, Theisserand de Bohr en Hildebrandson wezen op een nauw verband tussen het optreden en vooral de beweging van de hoogte- en dieptepunten van die tijd, waarbij de veranderingen constante hoogte- en dieptepunten ondergingen. Alleen al het feit dat deze laatste, met allerlei weersveranderingen in de omliggende gebieden, zeer weinig hun grenzen of contouren veranderen, geeft aan dat we hier te maken hebben met enkele permanent werkende oorzaken die boven de invloed van gewone weersfactoren liggen. Volgens Teisserand de Bohr geven drukverschillen veroorzaakt door ongelijkmatige verwarming of afkoeling van verschillende delen van het aardoppervlak, samengevat onder invloed van een continue toename van de primaire factor over een min of meer lange tijdsperiode, aanleiding tot grote barometrische maxima en minima. Als de primaire oorzaak continu of voldoende lang werkt, zal het resultaat van zijn actie permanente, stabiele vortexsystemen zijn. Als ze een bepaalde grootte en voldoende intensiteit hebben bereikt, zijn zulke constante maxima en minima al determinanten of regulatoren van het weer in enorme gebieden in hun omtrek. Zulke grote, constante maxima en minima zijn recentelijk ontvangen, toen hun rol in de weersverschijnselen van de omringende landen duidelijk werd, de naam actiecentra van de atmosfeer. Vanwege de onveranderlijkheid in de configuratie van het aardoppervlak en de daaruit voortvloeiende continuïteit van de invloed van de primaire oorzaak die hun bestaan ​​veroorzaakt, is de positie van dergelijke maxima en minima op de aardbol vrij duidelijk en tot op zekere hoogte onveranderlijk. Maar, afhankelijk van verschillende omstandigheden, kunnen hun grenzen en hun intensiteit binnen bepaalde grenzen variëren. En deze veranderingen in hun intensiteit en hun contouren zouden op hun beurt het weer moeten beïnvloeden, niet alleen van naburige, en soms zelfs vrij verre landen. Zo hebben de studies van Teisserand de Bohr de afhankelijkheid van het weer in Europa van een van de volgende actiecentra volledig aangetoond: negatieve afwijkingen, vergezeld van een daling van de temperatuur in vergelijking met normaal, worden veroorzaakt door de versterking en uitbreiding van het Siberische maximum of de versterking en stuwkracht van het maximum van de Azoren; positieve afwijkingen - met een stijging van de temperatuur ten opzichte van normaal - staan ​​in directe verhouding tot de beweging en intensiteit van het IJslandse minimum. Hildebrandson ging zelfs nog verder in deze richting en probeerde met succes veranderingen in de intensiteit en beweging van de twee genoemde Atlantische centra te relateren aan veranderingen, niet alleen in het Siberische maximum, maar ook in de drukcentra in de Indische Oceaan.

Luchtmassa's

Weersobservaties werden wijdverbreid in de tweede helft van de 19e eeuw. Ze waren nodig voor het samenstellen van synoptische kaarten die de verdeling van druk en temperatuur van lucht, wind en neerslag weergeven. Als resultaat van de analyse van deze waarnemingen werd het idee van luchtmassa's gevormd. Dit concept maakte het mogelijk om individuele elementen te combineren, verschillende weersomstandigheden te identificeren en voorspellingen te doen.

Lucht massa een groot volume lucht wordt genoemd, met horizontale afmetingen van enkele honderden of duizenden kilometers en verticale afmetingen van ongeveer 5 km, gekenmerkt door een geschatte uniformiteit van temperatuur en vochtigheid en bewegend als een enkel systeem in een van de stromingen van de algemene atmosferische circulatie (GCA)

De uniformiteit van de eigenschappen van de luchtmassa wordt bereikt door de vorming ervan over een uniform onderliggend oppervlak en onder vergelijkbare stralingsomstandigheden. Bovendien zijn dergelijke circulatieomstandigheden nodig, waaronder de luchtmassa gedurende lange tijd in het formatiegebied zou worden vastgehouden.

De waarden van meteorologische elementen in de luchtmassa variëren onbeduidend - hun continuïteit blijft behouden, horizontale hellingen zijn klein. Bij het analyseren van meteorologische velden kan, zolang we in een bepaalde luchtmassa blijven, lineaire grafische interpolatie worden toegepast met voldoende benadering bij het uitvoeren van bijvoorbeeld isothermen.

Een scherpe toename van de horizontale gradiënten van meteorologische grootheden, die een abrupte overgang van de ene waarde naar de andere nadert, of op zijn minst een verandering in de grootte en richting van de gradiënten vindt plaats in de overgangszone (frontale zone) tussen twee luchtmassa's. De pseudopotentiële luchttemperatuur, die zowel de werkelijke luchttemperatuur als de vochtigheid weerspiegelt, wordt beschouwd als het meest karakteristieke teken van een bepaalde luchtmassa.

Pseudopotentiële luchttemperatuur - de temperatuur die de lucht zou aannemen tijdens het adiabatische proces, als eerst alle waterdamp erin zou condenseren bij een oneindig dalende druk en uit de lucht zou vallen en de vrijgekomen latente warmte zou gaan om de lucht te verwarmen, en dan de lucht onder standaarddruk zou worden gebracht.

Omdat een warmere luchtmassa meestal ook vochtiger is, is het verschil in de pseudo-potentiaaltemperaturen van twee aangrenzende luchtmassa's veel groter dan het verschil in hun werkelijke temperatuur. De pseudopotentiële temperatuur verandert echter langzaam met de hoogte binnen een bepaalde luchtmassa. Deze eigenschap helpt bij het bepalen van de gelaagdheid van luchtmassa's boven elkaar in de troposfeer.

Schalen van luchtmassa's

Luchtmassa's zijn van dezelfde orde als de hoofdstromen van de algemene atmosferische circulatie. De lineaire omvang van luchtmassa's in horizontale richting wordt gemeten in duizenden kilometers. Verticaal strekken luchtmassa's zich naar boven uit over enkele kilometers van de troposfeer, soms tot aan de bovengrens.

Met lokale circulaties, zoals briesjes, bergdalwinden, haardrogers, is de lucht in de circulerende stroom ook min of meer gescheiden in eigenschappen en beweging van de omringende atmosfeer. In dit geval is het echter onmogelijk om over luchtmassa's te praten, omdat de schaal van de verschijnselen hier anders zal zijn.

Een strook die door een briesje wordt bedekt, kan bijvoorbeeld een breedte hebben van slechts 1-2 tientallen kilometers en zal daarom onvoldoende reflectie krijgen op de synoptische kaart. De verticale dikte van de windstroom is ook enkele honderden meters. Bij lokale circulaties hebben we dus niet te maken met onafhankelijke luchtmassa's, maar alleen met een verstoorde toestand binnen de luchtmassa's over een korte afstand.

Objecten die ontstaan ​​als gevolg van de interactie van luchtmassa's - overgangszones (frontale oppervlakken), frontale wolkenstelsels van wolken en neerslag, cyclonale verstoringen, hebben dezelfde orde van grootte als de luchtmassa's zelf - zijn qua oppervlakte vergelijkbaar met grote delen van continenten of oceanen en hun bestaan ​​in de tijd - meer dan 2 dagen ( tabblad. 4):

Luchtmassa heeft duidelijke grenzen die het scheiden van andere luchtmassa's.

De overgangszones tussen luchtmassa's met verschillende eigenschappen heten frontale oppervlakken.

Binnen dezelfde luchtmassa kan grafische interpolatie met voldoende benadering worden toegepast, bijvoorbeeld bij het tekenen van isothermen. Maar bij het passeren van de frontale zone van de ene luchtmassa naar de andere, zal lineaire interpolatie niet langer een correct beeld geven van de werkelijke verdeling van meteorologische elementen.

Centra voor de vorming van luchtmassa's

De luchtmassa krijgt duidelijke kenmerken bij de vormingsbron.

De bron van de vorming van luchtmassa's moet aan bepaalde eisen voldoen:

De uniformiteit van het onderliggende water- of landoppervlak, zodat de lucht in de haard aan voldoende vergelijkbare invloeden wordt onderworpen.

Uniformiteit van stralingsomstandigheden.

Circulerende omstandigheden die bevorderlijk zijn voor luchtstationering in een bepaald gebied.

Formatiecentra zijn meestal gebieden waar lucht naar beneden komt en zich vervolgens in horizontale richting verspreidt - aan deze eis wordt voldaan door anticyclonale systemen. Anticyclonen zijn vaker inactief dan cyclonen; daarom vindt de vorming van luchtmassa's meestal plaats in uitgestrekte, inactieve (quasi-stationaire) anticyclonen.

Bovendien voldoen sedentaire en geërodeerde thermische depressies die ontstaan ​​boven verwarmde landgebieden aan de vereisten van de focus.

Ten slotte vindt de vorming van polaire lucht gedeeltelijk plaats in de bovenste atmosfeer in sedentaire, uitgebreide en diepe centrale cyclonen op hoge breedtegraden. In deze barische systemen vindt de transformatie (transformatie) van tropische lucht, aangezogen naar hoge breedtegraden in de bovenste lagen van de troposfeer, plaats in polaire lucht. Alle genoemde barische systemen kunnen ook centra van luchtmassa's worden genoemd, niet vanuit geografisch, maar vanuit synoptisch oogpunt.

Geografische classificatie van luchtmassa's

Luchtmassa's worden allereerst geclassificeerd volgens de centra van hun vorming, afhankelijk van hun locatie in een van de breedtegraden - de Arctische of Antarctische, polaire of gematigde breedtegraden, tropisch en equatoriaal.

Volgens de geografische classificatie kunnen luchtmassa's worden onderverdeeld in hoofdgeografische typen volgens de breedtegebieden waarin hun brandpunten zich bevinden:

Arctische of Antarctische lucht (AB),

Polaire of matige lucht (PV of HC),

Tropische lucht (tv). Deze luchtmassa's zijn bovendien onderverdeeld in zee- (m) en continentale (k) luchtmassa's: mAV en kAV, mUV en kUV (of mPV en kPV), mTV en kTV.

Equatoriale luchtmassa's (EV)

Wat betreft de equatoriale breedtegraden, convergentie (convergentie van stromen) en luchtstijging vinden hier plaats, daarom worden luchtmassa's die zich boven de evenaar bevinden meestal uit de subtropische zone gebracht. Maar soms worden onafhankelijke equatoriale luchtmassa's onderscheiden.

Soms worden, naast foci in de exacte zin van het woord, regio's onderscheiden waar in de winter luchtmassa's van het ene type naar het andere veranderen wanneer ze bewegen. Dit zijn gebieden in de Atlantische Oceaan ten zuiden van Groenland en in de Stille Oceaan boven de Bering- en Okhotskzee, waar kPV verandert in mPV, gebieden boven Zuidoost-Noord-Amerika en ten zuiden van Japan in de Stille Oceaan, waar kPV tijdens de wintermoesson verandert in mPV , en een gebied in Zuid-Azië waar Aziatische kPV wordt omgezet in tropische lucht (ook in moessonstroom)

Transformatie van luchtmassa's

Wanneer de circulatieomstandigheden veranderen, wordt de luchtmassa als geheel verplaatst van de bron van zijn vorming naar aangrenzende regio's, in wisselwerking met andere luchtmassa's.

Tijdens het bewegen begint de luchtmassa zijn eigenschappen te veranderen - ze zullen al niet alleen afhangen van de eigenschappen van de bron van formatie, maar ook van de eigenschappen van aangrenzende luchtmassa's, van de eigenschappen van het onderliggende oppervlak waarover de luchtmassa passeert , evenals op de tijdsduur die is verstreken sinds de vorming van de luchtmassa's.

Deze invloeden kunnen veranderingen in het vochtgehalte van de lucht veroorzaken, evenals veranderingen in luchttemperatuur als gevolg van het vrijkomen van latente warmte of warmte-uitwisseling met het onderliggende oppervlak.

Het proces van het veranderen van de eigenschappen van de luchtmassa wordt transformatie of evolutie genoemd.

De transformatie die gepaard gaat met de beweging van luchtmassa wordt dynamisch genoemd. De bewegingssnelheden van de luchtmassa op verschillende hoogten zullen verschillend zijn, de aanwezigheid van een verschuiving in snelheden veroorzaakt turbulente menging. Als de onderste luchtlagen worden verwarmd, ontstaat er instabiliteit en ontstaat er convectieve menging.

Sfeer circulatie diagram

Lucht in de atmosfeer is constant in beweging. Het beweegt zowel horizontaal als verticaal.

De belangrijkste reden voor de beweging van lucht in de atmosfeer is de ongelijke verdeling van zonnestraling en de heterogeniteit van het onderliggende oppervlak. Ze veroorzaken een ongelijke luchttemperatuur en bijgevolg atmosferische druk boven het aardoppervlak.

Het drukverschil genereert luchtbeweging die zich verplaatst van hoge naar lage drukgebieden. Tijdens het bewegingsproces worden luchtmassa's afgebogen door de kracht van de rotatie van de aarde.

(Onthoud hoe lichamen die op het noordelijk en zuidelijk halfrond bewegen afbuigen.)

Je hebt natuurlijk gemerkt hoe op een hete zomerdag een lichte waas over het asfalt ontstaat. Deze verwarmde, lichte lucht stijgt naar boven. Een vergelijkbaar, maar veel groter beeld kan worden waargenomen op de evenaar. De zeer hete lucht stijgt voortdurend naar boven en vormt opwaartse stromen.

Daarom wordt hier aan de oppervlakte een permanente lagedrukband gevormd.
De lucht die boven de evenaar is gestegen, verspreidt zich naar de polen in de bovenste troposfeer (10-12 km). Geleidelijk koelt het af en begint het af te dalen over ongeveer 30 ° noorder- en zuiderbreedte.

Zo wordt een overmaat aan lucht gevormd, wat bijdraagt ​​aan de vorming van een tropische hogedrukgordel in de oppervlaktelaag van de atmosfeer.

In de poolgebieden is de lucht koud, zwaar en zinkt, waardoor neerwaartse bewegingen ontstaan. Als gevolg hiervan wordt hoge druk gevormd in de nabije oppervlaktelagen van de polaire gordel.

Actieve atmosferische fronten worden gevormd tussen de tropische en polaire hogedrukgordels in gematigde breedtegraden. Meer massaal koude lucht verdringt warme lucht naar boven, waardoor opwaartse stroming ontstaat.

Als resultaat wordt een lagedruk-oppervlakteband gevormd in gematigde breedtegraden.

Kaart van de klimaatzones van de aarde

Als het aardoppervlak uniform zou zijn, zouden de banden van atmosferische druk zich in continue strepen verspreiden. Het oppervlak van de planeet is echter een afwisseling van water en land, die verschillende eigenschappen hebben. Het droge warmt op en koelt snel af.

De oceaan daarentegen warmt op en geeft zijn warmte langzaam af. Dat is de reden waarom de banden van atmosferische druk uit elkaar worden gescheurd in afzonderlijke gebieden - gebieden met hoge en lage druk. Sommige bestaan ​​het hele jaar door, andere tijdens een specifiek seizoen.

Op aarde wisselen hoge- en lagedrukbanden elkaar op natuurlijke wijze af. Hoge druk - aan de polen en in de tropen, laag - aan de evenaar en in gematigde streken.

Soorten atmosferische circulatie

Er zijn verschillende krachtige schakels in de circulatie van luchtmassa's in de atmosfeer van de aarde. Ze zijn allemaal geldig en inherent aan bepaalde breedtegraden. Daarom worden ze zonale typen atmosferische circulatie genoemd.

Aan het aardoppervlak verplaatsen luchtstromen zich van de tropische hogedrukgordel naar de evenaar. Onder invloed van de kracht die voortkomt uit de rotatie van de aarde, buigen ze naar rechts op het noordelijk halfrond en naar links op het zuidelijk halfrond.

Dit is hoe constant krachtige winden worden gevormd - passaatwinden. Op het noordelijk halfrond waaien passaatwinden uit het noordoosten en in het zuiden uit het zuidoosten. Het eerste zonale type atmosferische circulatie is dus: passaatwind.

Lucht verplaatst zich van de tropen naar gematigde streken. Ze buigen af ​​onder invloed van de rotatiekracht van de aarde en beginnen geleidelijk van west naar oost te bewegen. Het is deze stroom van de Atlantische Oceaan die de gematigde breedtegraden van heel Europa bedekt, inclusief Oekraïne. Westers luchtvervoer op gematigde breedtegraden is het tweede zonale type planetaire atmosferische circulatie.

De beweging van lucht van de hogedrukpolaire gordels naar de middelste breedtegraden, waar de druk laag is, is ook natuurlijk.

Onder invloed van de afbuigkracht van de aardrotatie verplaatst deze lucht zich vanuit het noordoosten op het noordelijk halfrond en vanuit het zuidoosten in het zuiden. De oostelijke circumpolaire stroom van luchtmassa's vormt het derde zonale type atmosferische circulatie.

Vind breedtegraden op de atlaskaart waar verschillende soorten zonale luchtcirculatie heersen.

Door de ongelijke verwarming van het land en de oceaan wordt het zonale bewegingspatroon van luchtmassa's geschonden. In het oosten van Eurazië op gematigde breedtegraden is het westelijke luchttransport bijvoorbeeld slechts zes maanden actief - in de winter. In de zomer, wanneer het vasteland opwarmt, verplaatsen luchtmassa's met de koelte van de oceaan zich naar het land.

Dit is hoe het luchttransport door de moesson plaatsvindt. Kenmerkend voor de moessoncirculatie is tweemaal per jaar een verandering in de richting van de luchtbeweging. De wintermoesson is een stroom van relatief koude en droge lucht van het vasteland naar de oceaan.

Zomermoesson- beweging van vochtige en warme lucht in tegengestelde richting.

Zonale soorten atmosferische circulatie

Er zijn drie belangrijke zonale type atmosferische circulatie: passaatwind, westelijke luchttransport en oostelijke polaire luchtstroom. Luchttransport door de moesson verstoort het algemene circulatiepatroon van de atmosfeer en is een azonaal type circulatie.

Algemene atmosferische circulatie (pagina 1 van 2)

Ministerie van Wetenschap en Onderwijs van de Republiek Kazachstan

Academie voor Economie en Recht vernoemd naar W.A. Dzholdasbekova

Faculteit van de Academie voor Geesteswetenschappen en Economie

Discipline: Ecologie

Over het onderwerp: "Algemene circulatie van de atmosfeer"

Ingevuld door: Tsarskaya Margarita

Groep 102 A

Gecontroleerd door: Omarov B.B.

Taldykorgan 2011

Invoering

1. Algemene informatie over atmosferische circulatie

2. Factoren die de algemene circulatie van de atmosfeer bepalen

3. Cyclonen en anticyclonen.

4. Winden die de algemene circulatie van de atmosfeer beïnvloeden

5. Föhneffect

6. Schema van algemene circulatie "Machine van de planeet"

Gevolgtrekking

Lijst met gebruikte literatuur

Invoering

Op de pagina's van wetenschappelijke literatuur is het concept van de algemene circulatie van de atmosfeer de laatste tijd vaak aangetroffen, waarvan elke specialist op zijn eigen manier de betekenis begrijpt. Deze term wordt systematisch gebruikt door specialisten in geografie, ecologie en het bovenste deel van de atmosfeer.

Meteorologen en klimatologen, biologen en artsen, hydrologen en oceanologen, botanici en zoölogen, en natuurlijk ecologen, tonen een toenemende interesse in de algemene circulatie van de atmosfeer.

Er is geen consensus over de vraag of deze wetenschappelijke richting recentelijk is ontstaan ​​of dat hier al eeuwenlang onderzoek wordt gedaan.

Hieronder staan ​​voorgestelde definities van de algemene circulatie van de atmosfeer, als een verzameling wetenschappen, en de factoren die deze beïnvloeden worden opgesomd.

Er wordt een bepaalde lijst met prestaties gegeven: hypothesen, ontwikkelingen en ontdekkingen die bekende mijlpalen in de geschiedenis van deze reeks wetenschappen markeren en een bepaald idee geven van het scala aan problemen en taken die het beschouwt.

De onderscheidende kenmerken van de algemene circulatie van de atmosfeer worden beschreven en het eenvoudigste schema van de algemene circulatie, de "machine van de planeet" genoemd, wordt gepresenteerd.

1. Algemene informatie over atmosferische circulatie

De algemene circulatie van de atmosfeer (Latijnse Circulatio - rotatie, Griekse atmos - stoom en sphaira - bal) is een combinatie van grootschalige luchtstromen in de tropo- en stratosferen. Hierdoor is er een uitwisseling van luchtmassa's in de ruimte, wat bijdraagt ​​aan de herverdeling van warmte en vocht.

De algemene circulatie van de atmosfeer wordt de circulatie van lucht op de aardbol genoemd, wat leidt tot de overdracht van lage breedtegraden naar hoge breedtegraden en vice versa.

De algemene circulatie van de atmosfeer wordt bepaald door zones met hoge atmosferische druk in de poolgebieden en tropische breedtegraden en zones met lage druk in gematigde en equatoriale breedtegraden.

De beweging van luchtmassa's vindt plaats in zowel breedte- als meridiaanrichtingen. In de troposfeer omvat de atmosferische circulatie passaatwinden, westelijke luchtstromen van gematigde breedtegraden, moessons, cyclonen en anticyclonen.

De reden voor de beweging van luchtmassa's is de ongelijke verdeling van atmosferische druk en de verwarming door de zon van het landoppervlak, oceanen, ijs op verschillende breedtegraden, evenals het afbuigende effect van de rotatie van de aarde op de luchtstromen.

De belangrijkste regelmatigheden van de atmosferische circulatie zijn constant.

In de lagere stratosfeer zijn straalstromen van lucht in gematigde en subtropische breedtegraden overwegend westelijk en in tropische - oostelijk, en ze reizen met een snelheid tot 150 m / s (540 km / h) ten opzichte van het aardoppervlak.

In de lagere troposfeer verschillen de heersende richtingen van luchttransport tussen geografische zones.

Op de poolstreken waait oostelijke wind; in het gematigde westen met frequente verstoring door cyclonen en anticyclonen, de meest stabiele passaatwinden en moessons op tropische breedtegraden.

Door de diversiteit van het onderliggende oppervlak verschijnen regionale afwijkingen - lokale winden - op de vorm van de algemene atmosferische circulatie.

2. Factoren die de algemene circulatie van de atmosfeer bepalen

- Ongelijke verdeling van zonne-energie over het aardoppervlak en daardoor ongelijke verdeling van temperatuur en atmosferische druk.

- Krachten van Coriolis en wrijving, onder invloed waarvan luchtstromen een breedterichting krijgen.

- Invloed van het onderliggende oppervlak: de aanwezigheid van continenten en oceanen, reliëfheterogeniteit, enz.

De verdeling van luchtstromen in het aardoppervlak heeft een zonale karakter. Op equatoriale breedtegraden worden kalme of zwakke variabele winden waargenomen. Passaatwinden domineren in de tropische zone.

Passaatwinden zijn constante winden die waaien van de jaren '30 tot de evenaar, met een noordoostelijke richting op het noordelijk halfrond en zuidoostelijk op het zuidelijk halfrond. Op 30-35? Met. en y.sh. - een zone van rust, de zogenaamde. "paardenbreedten".

Op gematigde breedtegraden heersen westenwinden (op het noordelijk halfrond, zuidwest, in het zuiden - noordwesten). Op de poolstreken waait de oostenwind (noordoost op het noordelijk halfrond, zuidoost op het zuiden).

In werkelijkheid is het systeem van winden over het aardoppervlak veel complexer. In de subtropische zone wordt in veel gebieden het passaatwindtransport verstoord door de zomermoessons.

Op gematigde en subpolaire breedtegraden hebben cyclonen en anticyclonen een enorme impact op de aard van luchtstromingen en moessons aan de oost- en noordkust.

Bovendien worden in veel gebieden lokale winden gevormd vanwege de kenmerken van het gebied.

3. Cyclonen en anticyclonen.

De atmosfeer wordt gekenmerkt door vortexbewegingen, waarvan de grootste cyclonen en anticyclonen zijn.

Een cycloon is een opstijgende atmosferische vortex met een verminderde druk in het centrum en een systeem van winden van de periferie naar het centrum, tegen de klok in gericht op het noordelijk halfrond en met de klok mee op het zuidelijk halfrond. Cyclonen zijn onderverdeeld in tropische en extratropische. Denk aan extratropische cyclonen.

De diameter van extratropische cyclonen is gemiddeld zo'n 1000 km, maar er zijn ook meer dan 3000 km. Diepte (druk in het midden) - 1000-970 hPa en minder. Sterke wind waait in de cycloon, meestal tot 10-15 m / s, maar kan 30 m / s en meer bereiken.

De gemiddelde snelheid van de cycloon is 30-50 km/u. Meestal verplaatsen cyclonen zich van west naar oost, maar soms komen ze uit het noorden, het zuiden en zelfs het oosten. De zone met de grootste frequentie van cyclonen is de 80ste breedtegraad van het noordelijk halfrond.

Cyclonen brengen bewolkt, regenachtig, winderig weer, verkoeling in de zomer, opwarming in de winter.

Tropische cyclonen (orkanen, tyfoons) ontstaan ​​op tropische breedtegraden; dit is een van de meest formidabele en gevaarlijke natuurverschijnselen. Hun diameter is enkele honderden kilometers (300-800 km, zelden meer dan 1000 km), maar er is een groot drukverschil tussen het centrum en de periferie, wat sterke orkaanwinden, tropische buien en stevige onweersbuien veroorzaakt.

Een anticycloon is een dalende atmosferische vortex met verhoogde druk in het centrum en een systeem van winden van het centrum naar de periferie, met de klok mee gericht op het noordelijk halfrond en tegen de klok in op het zuidelijk halfrond. De afmetingen van anticyclonen zijn dezelfde als die van cyclonen, maar in een later ontwikkelingsstadium kunnen ze een diameter van wel 4000 km bereiken.

De atmosferische druk in het centrum van anticyclonen is gewoonlijk 1020-1030 hPa, maar kan oplopen tot meer dan 1070 hPa. De hoogste frequentie van anticyclonen is boven de subtropische zones van de oceanen. De anticyclonen worden gekenmerkt door weinig bewolking, geen neerslag, met zwakke wind in het centrum, strenge vorst in de winter en hitte in de zomer.

4. Winden die de algemene circulatie van de atmosfeer beïnvloeden

moessons. Moessons zijn seizoenswinden die twee keer per jaar van richting veranderen. In de zomer waaien ze van oceaan naar land, in de winter - van land naar oceaan. De reden voor de formatie is de ongelijke verwarming van land en water volgens de seizoenen. Afhankelijk van de formatiezone zijn moessons verdeeld in tropisch en extratropisch.

Extratropische moessons zijn vooral uitgesproken aan de oostelijke rand van Eurazië. De zomermoesson brengt vocht en koelte uit de oceaan, de wintermoesson waait van het vasteland, waardoor de temperatuur en vochtigheid dalen.

Tropische moessons zijn het meest uitgesproken in het bekken van de Indische Oceaan. De zomermoesson waait vanaf de evenaar, het is tegengesteld aan de passaatwind en brengt bewolking, neerslag, verzacht de zomerhitte, de wintermoesson valt samen met de passaatwind, intensiveert deze en brengt droogheid.

Lokale wind. Lokale winden hebben een lokale distributie, hun vorming wordt geassocieerd met de kenmerken van dit gebied - de nabijheid van waterlichamen, de aard van het reliëf. De meest voorkomende zijn winden, bora, foehn, bergdal- en katabatische winden.

Breezes (lichte wind-fr) - wind langs de oevers van de zeeën, grote meren en rivieren, die twee keer per dag van richting veranderen: de dagbries waait van het stuwmeer naar de kust, de nachtbries - van de kust naar het reservoir. Wind wordt veroorzaakt door de dagelijkse variatie in temperatuur en daarmee de druk op land en water. Ze vangen een luchtlaag van 1-2 km op.

Hun snelheid is laag - 3-5 m / s. Aan de westelijke woestijnkusten van de continenten op tropische breedtegraden wordt overdag een zeer sterke zeebries waargenomen, die wordt gewassen door koude stromingen en koud water dat voor de kust opstijgt in de opwellende zone.

Daar dringt het tientallen kilometers landinwaarts en produceert het een sterk klimaateffect: het verlaagt de temperatuur, vooral in de zomer met 5-70 C, en in West-Afrika tot 100 C, verhoogt de relatieve vochtigheid tot 85%, draagt ​​bij tot de vorming van mist en dauw.

Verschijnselen vergelijkbaar met zeebries overdag kunnen worden waargenomen aan de rand van grote steden, waar koudere lucht van de buitenwijken naar het centrum circuleert, omdat er het hele jaar door "hitteplekken" zijn boven de steden.

Bergdalwinden komen dagelijks voor: overdag waait de wind het dal in en langs de berghellingen, 's nachts gaat de gekoelde lucht juist naar beneden. De stijging van de lucht overdag leidt tot de vorming van stapelwolken boven de hellingen van de bergen; 's nachts, wanneer de lucht daalt en adiabatisch opwarmt, verdwijnt de bewolking.

Glaciale winden zijn koude winden die constant van berggletsjers langs hellingen en valleien waaien. Ze worden veroorzaakt door de afkoeling van de lucht boven het ijs. Hun snelheid is 5-7 m / s, hun kracht is enkele tientallen meters. Ze zijn 's nachts intenser, omdat ze worden versterkt door de wind van de hellingen.

Algemene circulatie van de atmosfeer

1) Door de kanteling van de aardas en de bolvorm van de aarde ontvangen equatoriale gebieden meer zonne-energie dan poolgebieden.

2) Op de evenaar warmt de lucht op → zet uit → stijgt → er ontstaat een lagedrukgebied. 3) Aan de polen koelt de lucht af → wordt samengedrukt → valt naar beneden → er ontstaat een hogedrukgebied.

4) Door het verschil in atmosferische druk beginnen luchtmassa's van de polen naar de evenaar te bewegen.

De richting en snelheid van de wind worden ook beïnvloed door:

  • eigenschappen van luchtmassa's (vochtigheid, temperatuur ...)
  • onderliggend oppervlak (oceanen, bergketens, enz.)
  • rotatie van de aardbol rond zijn as (Corioliskracht) 1) algemeen (wereldwijd) systeem van luchtstromen boven het aardoppervlak, waarvan de horizontale afmetingen evenredig zijn met continenten en oceanen, en de dikte varieert van enkele kilometers tot tientallen kilometers.

Passaatwinden Zijn er constante winden die van de tropen naar de evenaar waaien.

De reden: er is altijd lage druk op de evenaar (updrafts), en in de tropen is er altijd hoge druk (downdrafts).

Door de werking van de Corioliskracht: de passaatwinden van het noordelijk halfrond hebben een noordoostelijke richting (afwijken naar rechts)

Passaatwinden van het zuidelijk halfrond - zuidoosten (afwijken naar links)

Noordoosten wind(op het noordelijk halfrond) en zuidoostelijke winden(op het zuidelijk halfrond).
Reden: luchtstromen verplaatsen zich van de polen naar gematigde breedtegraden en buigen af ​​naar het westen onder invloed van de Coriolis-kracht. Westerse wind - wind waait uit de tropen tot gematigde breedtegraden, voornamelijk van west naar oost.

De reden: hoge druk in de tropen en lage gematigde breedtegraden, daarom verplaatst een deel van de lucht uit het EE-gebied zich naar het H, D-gebied. Bij verplaatsing onder invloed van de Corioliskracht wijken de luchtstromingen af ​​naar het oosten.

De westenwinden brengen warme en vochtige lucht naar Estland. luchtmassa's vormen zich boven de wateren van de warme Noord-Atlantische stroom.

De lucht in de cycloon beweegt van de periferie naar het centrum;

In het centrale deel van de cycloon stijgt de lucht en

Koelt af, daardoor ontstaan ​​wolken en neerslag;

Bij cyclonen heerst er bewolkt weer met harde wind:

zomer- regenachtig en koel,
in de winter- met dooi en sneeuwval.

Anticycloon Is een gebied met verhoogde atmosferische druk met een maximum in het midden.
de lucht in de anticycloon beweegt van het centrum naar de periferie; in het centrale deel van de anticycloon zakt de lucht en warmt op, de vochtigheid daalt, de wolken verdwijnen; met anticyclonen wordt duidelijk kalm weer vastgesteld:

in de zomer - heet,

in de winter - ijzig.

Circulatie van de atmosfeer

Definitie 1

oplage Is een systeem voor de beweging van luchtmassa's.

Circulatie kan algemeen zijn over de hele planeet en lokale circulatie die plaatsvindt over individuele territoria en watergebieden. De lokale circulatie omvat dag- en nachtbriesjes die optreden aan de kust van de zeeën, bergdalwinden, gletsjerwinden, enz.

Lokale circulatie op bepaalde tijden en op bepaalde plaatsen kan worden gesuperponeerd op de stromingen van de algemene circulatie. Met de algemene circulatie van de atmosfeer ontstaan ​​er enorme golven en draaikolken, die zich op verschillende manieren ontwikkelen en bewegen.

Dergelijke atmosferische verstoringen zijn cyclonen en anticyclonen, die karakteristieke kenmerken zijn van de algemene circulatie van de atmosfeer.

Als gevolg van de beweging van luchtmassa's, die optreedt onder invloed van de centra van atmosferische druk, worden de gebieden voorzien van vocht. Als gevolg van het gelijktijdig bestaan ​​van luchtbewegingen van verschillende schalen die elkaar in de atmosfeer overlappen, is atmosferische circulatie een zeer complex proces.

Kan niets begrijpen?

Probeer de leraren om hulp te vragen

De beweging van luchtmassa's op planetaire schaal wordt beïnvloed door 3 hoofdfactoren:

  • Zonale verdeling van zonnestraling;
  • Axiale rotatie van de aarde en als gevolg daarvan de afwijking van luchtstromen uit de gradiëntrichting;
  • Inhomogeniteit van het aardoppervlak.

    • Deze factoren bemoeilijken de algemene circulatie van de atmosfeer.

    Als de aarde was homogeen en roteerde niet rond zijn as - dan zouden de temperatuur en druk aan het aardoppervlak overeenkomen met thermische omstandigheden en een breedtegraad hebben. Dit betekent dat de temperatuurdaling zou plaatsvinden van de evenaar tot de polen.

    Bij deze verdeling stijgt warme lucht op de evenaar op en aan de polen valt koude lucht naar beneden. Als gevolg hiervan zou het zich ophopen op de evenaar in het bovenste deel van de troposfeer, en de druk zou hoog zijn, en aan de polen - laag.

    Tegelijkertijd zou lucht op hoogte in dezelfde richting uitstromen en leiden tot een afname van de druk boven de evenaar en zijn groei boven de polen. De uitstroom van lucht nabij het aardoppervlak zou plaatsvinden vanaf de polen, waar de druk hoog is richting de evenaar in de meridionale richting.

    Het blijkt dat de thermische reden de eerste reden is voor de circulatie van de atmosfeer - verschillende temperaturen leiden tot verschillende drukken op verschillende breedtegraden. In werkelijkheid is de druk laag boven de evenaar en hoog bij de polen.

    Op een uniforme roterende Op de aarde, in de bovenste troposfeer en het onderste deel van de stratosfeer, moeten ze, wanneer ze uitstromen naar de polen, op het noordelijk halfrond, naar rechts afwijken, op het zuidelijk halfrond - naar links, en dus westelijk worden.

    In de lagere troposfeer zouden de winden, die van de polen naar de evenaar stromen en afbuigen, oostelijk worden op het noordelijk halfrond en zuidoostelijk op het zuidelijk halfrond. De tweede reden voor de circulatie van de atmosfeer is duidelijk zichtbaar - de dynamische. De zonale component van de algemene circulatie van de atmosfeer is te wijten aan de rotatie van de aarde.

    Het onderliggende oppervlak met een ongelijkmatige verdeling van land en water heeft een significant effect op de algemene circulatie van de atmosfeer.

    Cyclonen

    Voor de onderste laag van de troposfeer zijn wervelingen kenmerkend, die verschijnen, zich ontwikkelen en verdwijnen. Sommige draaikolken zijn erg klein en blijven onopgemerkt, terwijl andere een grote impact hebben op het klimaat op aarde. Dit geldt in de eerste plaats voor cyclonen en anticyclonen.

    definitie 2

    Cycloon Is een enorme atmosferische vortex met lage druk in het midden.

    Op het noordelijk halfrond beweegt lucht in een cycloon tegen de klok in, op het zuidelijk halfrond - met de klok mee. Cycloonactiviteit op de middelste breedtegraden is een kenmerk van de atmosferische circulatie.

    Cyclonen ontstaan ​​door de draaiing van de aarde en de afbuigkracht van Coriolis, en in hun ontwikkeling doorlopen ze stadia van begin tot vulling. In de regel vindt het optreden van cyclonen plaats aan atmosferische fronten.

    Twee luchtmassa's van tegengestelde temperatuur, gescheiden door een front, worden de cycloon in gezogen. Warme lucht op het grensvlak dringt door in het koude luchtgebied en buigt af naar hoge breedtegraden.

    Het evenwicht wordt verstoord en koude lucht aan de achterkant wordt gedwongen door te dringen in lage breedtegraden. Er verschijnt een cyclonische bocht van het front, een enorme golf die van west naar oost beweegt.

    Het golfstadium is eerste fase cycloon ontwikkeling.

    Warme lucht stijgt op en glijdt langs het frontale oppervlak voor de golf. De opkomende golven met een lengte van $ 1000 $ km of meer zijn onstabiel in de ruimte en blijven zich ontwikkelen.

    Tegelijkertijd verschuift de cycloon met een snelheid van $ 100 $ km per dag naar het oosten, de druk blijft dalen en de wind wordt sterker, de golfamplitude neemt toe. Deze tweede podium- het stadium van een jonge cycloon.

    Op speciale kaarten wordt een jonge cycloon geschetst door verschillende isobaren.

    Met de opmars van warme lucht naar hoge breedtegraden, wordt een warmtefront gevormd en de opmars van koude lucht naar tropische breedtegraden vormt een koudefront. Beide fronten zijn onderdeel van één geheel. Het warmtefront beweegt langzamer dan het koufront.

    Als een koufront een warm front inhaalt en ermee versmelt, occlusiefront... Warme lucht stijgt naar boven en wervelt in een spiraal. Deze derde fase ontwikkeling van een cycloon - het stadium van occlusie.

    vierde fase- invullen - is definitief. Er is een laatste duw van warme lucht naar boven en de afkoeling ervan, temperatuurcontrasten verdwijnen, de cycloon wordt over zijn hele gebied koud, vertraagt ​​​​en tenslotte vult zich. Van het begin tot het vullen, de levensduur van een cycloon duurt van $ 5 tot $ 7 $ dagen.

    Opmerking 1

    Cyclonen brengen bewolkt, koel en regenachtig weer in de zomer en ontdooien in de winter. Zomercyclonen verplaatsen zich met een snelheid van $ 400 - $ 800 per km per dag, winter - tot $ 1000 per km per dag.

    Anticyclonen

    Cycloonactiviteit wordt in verband gebracht met de opkomst en ontwikkeling van frontale anticyclonen.

    Definitie 3

    Anticycloon Is een enorme atmosferische draaikolk met hoge druk in het midden.

    Anticyclonen worden gevormd in de achterkant van het koufront van een jonge cycloon in koude lucht en hebben hun eigen ontwikkelingsstadia.

    Er zijn slechts drie fasen in de ontwikkeling van de anticycloon:

  • Het stadium van een jonge anticycloon, een lage mobiele drukformatie. Hij beweegt zich meestal met de snelheid van de cycloon voor hem. In het midden van de anticycloon neemt de druk geleidelijk toe. Helder, kalm, weinig bewolkt weer overheerst;
  • In de tweede fase vindt de maximale ontwikkeling van de anticycloon plaats. Dit is al een hogedrukformatie met de hoogste druk in het centrum. De meest ontwikkelde anticycloon kan tot enkele duizenden kilometers in diameter zijn. In het midden worden oppervlakte- en hoogte-inversies gevormd. Het weer is helder en rustig, maar met een hoge luchtvochtigheid is er mist, nevel en stratuswolken. Vergeleken met de jonge anticycloon beweegt de meest ontwikkelde anticycloon veel langzamer;
  • De derde fase wordt geassocieerd met de vernietiging van de anticycloon. Dit is een hoge, warme en inactieve barische formatie.Het podium wordt gekenmerkt door een geleidelijke daling van de luchtdruk en de ontwikkeling van bewolking. De vernietiging van de anticycloon kan enkele weken en soms maanden duren.

    • Algemene circulatie van de atmosfeer

    De onderzoeksobjecten van de algemene circulatie van de atmosfeer zijn bewegende cyclonen en anticyclonen van gematigde breedtegraden met hun snel veranderende meteorologische omstandigheden: passaatwinden, moessons, tropische cyclonen, enz. langdurige observatieperiodes,

    In afb. 8, 9 tonen de gemiddelde langetermijnverdeling van wind nabij het aardoppervlak in januari en juli. In januari, d.w.z.

    in de winter zijn op het noordelijk halfrond gigantische anticyclonale wervelingen duidelijk zichtbaar boven Noord-Amerika en een bijzonder intense werveling boven Centraal-Azië.

    In de zomer worden anticyclonale wervelingen over land vernietigd in verband met de opwarming van het continent, en over de oceanen worden dergelijke wervelingen veel sterker en verspreiden ze zich naar het noorden.

    Oppervlaktedruk in millibar en heersende luchtstromen

    Doordat de lucht in de troposfeer op de equatoriale en tropische breedtegraden veel intenser opwarmt dan in de poolgebieden, nemen de luchttemperatuur en -druk geleidelijk af in de richting van de evenaar naar de polen. Zoals meteorologen zeggen, zijn de planetaire temperatuur- en drukgradiënten gericht in de middelste troposfeer van de evenaar naar de polen.

    (In de meteorologie wordt de gradiënt van temperatuur en druk in de tegenovergestelde richting genomen, vergeleken met de natuurkunde.) Lucht is een gemakkelijk mobiel medium. Als de aarde niet om haar as zou draaien, zou de lucht in de onderste lagen van de atmosfeer van de evenaar naar de polen stromen en in de bovenste lagen terug naar de evenaar.

    Maar de aarde draait met een hoeksnelheid van 2n / 86400 radialen per seconde. Luchtdeeltjes, die zich verplaatsen van lage breedtegraden naar hoge breedtegraden, behouden hoge lineaire snelheden ten opzichte van het aardoppervlak, verworven op lage breedtegraden, en buigen daarom af wanneer ze naar het oosten bewegen. In de troposfeer wordt een west-oost transport van lucht gevormd, zoals weergegeven in Fig. 10.

    Een dergelijk correct stromingsregime wordt echter alleen waargenomen op de kaarten met gemiddelde waarden. "Snapshots" van luchtstromen geven zeer diverse, telkens nieuwe, niet-herhalende posities van cyclonen, anticyclonen, luchtstromen, zones waar warme en koude lucht elkaar ontmoeten, dat wil zeggen atmosferische fronten.

    Atmosferische fronten spelen een belangrijke rol in de algemene circulatie van de atmosfeer, omdat daarin significante transformaties van de energie van luchtmassa's van het ene type naar het andere plaatsvinden.

    In afb. 10 toont schematisch de positie van de belangrijkste frontale secties in de middelste troposfeer en aan het aardoppervlak. Talrijke weersverschijnselen worden geassocieerd met atmosferische fronten en frontale zones.

    Hier ontstaan ​​cyclonale en anticyclonale wervelingen, ontstaan ​​dikke wolken en neerslagzones en neemt de wind toe.

    Wanneer het atmosferische front door dit punt gaat, wordt meestal duidelijk een merkbare afkoeling of opwarming waargenomen, de hele aard van het weer verandert sterk. Interessante kenmerken zijn te vinden in de structuur van de stratosfeer.

    Planetaire frontale zone in de middelste troposfeer

    Als er warmte is in de troposfeer op de evenaar; luchtmassa's, en aan de polen - koud, dan in de stratosfeer, vooral in de warme helft van het jaar, is de situatie precies het tegenovergestelde, aan de polen hier is de lucht relatief warmer en aan de evenaar - koud.

    De temperatuur- en drukgradiënten zijn gericht in de richting tegengesteld aan de troposfeer.

    De invloed van de afbuigende kracht van de rotatie van de aarde, die leidde tot de vorming van een west-oost transport in de troposfeer, creëert een zone van oost-west winden in de stratosfeer.

    Gemiddelde locatie van jetstream-assen op het noordelijk halfrond in de winter

    De hoogste windsnelheden en bijgevolg de hoogste kinetische energie van lucht worden waargenomen in jetstreams.

    Figuurlijk gesproken zijn straalstromen luchtrivieren in de atmosfeer, rivieren die stromen aan de bovenrand van de troposfeer, in de lagen die de troposfeer scheiden van de stratosfeer, dat wil zeggen in lagen dicht bij de tropopauze (Fig. 11 en 12).

    Windsnelheid in jetstreams bereikt 250 - 300 km / h - in de winter; en 100 - 140 km / u - in de zomer. Zo kan een langzaam bewegend vliegtuig dat in zo'n straalstroom komt, "achteruit" vliegen.

    Gemiddelde locatie van jetstream-assen op het noordelijk halfrond in de zomer

    De lengte van de jetstreams bereikt enkele duizenden kilometers. Onder de straalstromen in de troposfeer worden bredere en minder snelle lucht "rivieren" waargenomen - planetaire frontale zones op grote hoogte, die ook een grote rol spelen in de algemene circulatie van de atmosfeer.

    Het optreden van hoge windsnelheden in straalstromen en in planetaire hooggelegen frontale zones treedt op vanwege de aanwezigheid hier van een groot verschil in luchttemperaturen tussen aangrenzende luchtmassa's.

    De aanwezigheid van een verschil in luchttemperatuur, of, zoals ze zeggen, "temperatuurcontrast", leidt tot een toename van de wind met de hoogte. De theorie laat zien dat een dergelijke toename evenredig is met de horizontale temperatuurgradiënt van de beschouwde luchtlaag.

    In de stratosfeer neemt door de omkering van de meridionale luchttemperatuurgradiënt de intensiteit van jetstromen af ​​en verdwijnen ze.

    Ondanks de grote omvang van de planetaire frontale zones en jetstreams op grote hoogte, omringen ze in de regel niet de hele wereld, maar eindigen ze waar de horizontale temperatuurcontrasten tussen luchtmassa's verzwakken. Meestal en scherp temperatuurcontrasten manifesteren zich in het polaire front, dat de lucht van gematigde breedtegraden scheidt van tropische lucht.

    De positie van de as van de frontale zone op grote hoogte met een onbeduidende meridionale uitwisseling van luchtmassa's

    Planetaire frontale zones op grote hoogte en jetstreams komen vaak voor in het polaire frontsysteem. Hoewel de planetaire frontale zones op grote hoogte gemiddeld een richting van west naar oost hebben, is de richting van hun assen in specifieke gevallen zeer divers. Meestal hebben ze op gematigde breedtegraden een golvend karakter. In afb.

    13, 14 tonen de posities van de assen van de frontale zones op grote hoogte in gevallen van stabiel west-oost transport en in gevallen van ontwikkelde meridionale uitwisseling van luchtmassa's.

    Een essentieel kenmerk van luchtstromingen in de stratosfeer en mesosfeer boven de equatoriale en tropische gebieden is het bestaan ​​daar van verschillende luchtlagen met bijna tegengestelde richtingen van sterke wind.

    De opkomst en ontwikkeling van deze meerlaagse structuur van het windveld verandert hier met bepaalde, maar niet helemaal precies samenvallende tijdsintervallen, die ook als een prognostisch teken kunnen dienen.

    Als we hieraan toevoegen dat het fenomeen van sterke opwarming in de polaire stratosfeer, dat regelmatig in de winter voorkomt, op de een of andere manier wordt geassocieerd met processen in de stratosfeer die plaatsvinden op tropische breedtegraden, en met troposferische processen op gematigde en hoge breedtegraden, dan wordt het duidelijk hoe complex en grillig die atmosferische processen zijn die direct van invloed zijn op het weerregime op gematigde breedtegraden.

    De positie van de as van de frontale zone op grote hoogte met een significante meridionale uitwisseling van luchtmassa's

    De toestand van het onderliggende oppervlak, met name de toestand van de bovenste actieve waterlaag in de Wereldoceaan, is van groot belang voor de vorming van atmosferische processen op grote schaal. Het oppervlak van de Wereldoceaan is bijna 3/4 van het gehele oppervlak van de aarde (Fig. 15).

    Zeestromingen

    Vanwege de hoge warmtecapaciteit en het vermogen om gemakkelijk te mengen, slaat oceaanwater gedurende lange tijd warmte op tijdens ontmoetingen met warme lucht op gematigde breedtegraden en het hele jaar door op zuidelijke breedtegraden. De opgeslagen warmte met zeestromingen wordt ver naar het noorden gevoerd en verwarmt de omliggende gebieden.

    De warmtecapaciteit van water is meerdere malen groter dan de warmtecapaciteit van de bodem en rotsen waaruit het land bestaat. De opgewarmde watermassa dient als een soort warmteaccumulator waarmee het de atmosfeer voorziet. Opgemerkt moet worden dat het land de zonnestralen veel beter weerkaatst dan het oceaanoppervlak.

    Het oppervlak van sneeuw en ijs weerkaatst de zonnestralen bijzonder goed; 80-85% van alle zonnestraling die op de sneeuw valt, wordt erdoor gereflecteerd. Het zeeoppervlak daarentegen absorbeert bijna alle straling die erop valt (55-97%). Als gevolg van al deze processen ontvangt de atmosfeer direct van de zon slechts 1/3 van alle binnenkomende energie.

    Het ontvangt de resterende 2/3 van zijn energie van het onderliggende oppervlak dat door de zon wordt verwarmd, voornamelijk van het wateroppervlak. Warmteoverdracht van het onderliggende oppervlak naar de atmosfeer vindt op verschillende manieren plaats. Ten eerste wordt een grote hoeveelheid zonnewarmte besteed aan de verdamping van vocht van het oceaanoppervlak in de atmosfeer.

    Wanneer dit vocht condenseert, komt er warmte vrij, die de omringende lucht opwarmt. Ten tweede geeft het onderliggende oppervlak warmte af aan de atmosfeer door turbulente (d.w.z. vortex, ongeordende) warmteoverdracht. Ten derde wordt warmte overgedragen door thermische elektromagnetische straling. Als gevolg van de interactie van de oceaan met de atmosfeer vinden daar belangrijke veranderingen plaats.

    De laag van de atmosfeer, waarin de hitte en het vocht van de oceaan doordringt, bereikt in gevallen van invasie van koude lucht op het warme oceaanoppervlak 5 km of meer. In gevallen waarin warme lucht het koude wateroppervlak van de oceaan binnendringt, is de hoogte tot waar de invloed van de oceaan zich uitstrekt niet groter dan 0,5 km.

    In het geval van het binnendringen van koude lucht, hangt de dikte van de laag, die wordt beïnvloed door de oceaan, voornamelijk af van de waarde van het temperatuurverschil tussen water en lucht. Als het water warmer is dan lucht, ontstaat er krachtige convectie, dat wil zeggen ongeordende opstijgende luchtbewegingen, die leiden tot het binnendringen van warmte en vocht in de hoge lagen van de atmosfeer.

    Integendeel, als de lucht warmer is dan water, vindt er geen convectie plaats en verandert de lucht alleen in de onderste lagen van eigenschappen. Boven de warme Golfstroom in de Atlantische Oceaan, wanneer zeer koude lucht binnendringt, kan de oceaanwarmteoverdracht oplopen tot 2000 cal / cm2 per dag en zich verspreiden naar de hele troposfeer.

    Warme lucht kan 20-100 cal/cm2 per dag verliezen boven het koude oceaanoppervlak. Veranderingen in de eigenschappen van lucht die op een warm of koud oceanisch oppervlak valt, treden vrij snel op - dergelijke veranderingen kunnen binnen een dag na het begin van de invasie op een niveau van 3 of 5 km worden opgemerkt.

    Welke verhogingen van de luchttemperatuur kunnen het gevolg zijn van de transformatie (verandering) ervan over het onderliggende wateroppervlak? Het blijkt dat in het koude halfjaar de atmosfeer boven de Atlantische Oceaan gemiddeld met 6 ° opwarmt, en soms met 20 ° per dag. De atmosfeer kan 2-10 ° per dag afkoelen. Geschat wordt dat in het noorden van de Atlantische Oceaan, d.w.z.

    waar de meest intense warmteoverdracht van de oceaan naar de atmosfeer plaatsvindt, geeft de oceaan 10-30 keer meer warmte af dan hij van de atmosfeer ontvangt. Tegelijkertijd is het natuurlijk dat de warmtereserves in de oceaan worden aangevuld door de instroom van warm oceaanwater vanuit tropische breedtegraden. Luchtstromen verspreiden de warmte die van de oceaan wordt ontvangen over duizenden kilometers. Het opwarmende effect van de oceanen in de winter leidt ertoe dat het verschil in luchttemperatuur tussen de noordoostelijke delen van de oceanen en continenten op 45-60 ° aan het aardoppervlak 15-20 ° is, in de middelste troposfeer 4-5 °. Het opwarmende effect van de oceaan op het klimaat van Noord-Europa is bijvoorbeeld goed bestudeerd.

    Het noordwestelijke deel van de Stille Oceaan staat in de winter onder invloed van de koude lucht van het Aziatische continent, de zogenaamde wintermoesson, die zich 1-2 duizend km diep in de oceaan uitstrekt in de nabije waterlaag en 3-4 duizend km in de middelste troposfeer (Fig. 16) ...

    Jaarlijkse hoeveelheden warmte gedragen door zeestromingen

    In de zomer is het boven de oceaan kouder dan boven de continenten, dus de lucht die uit de Atlantische Oceaan komt, koelt Europa af en de lucht van het Aziatische continent verwarmt de Stille Oceaan. Het hierboven beschreven beeld is echter typerend voor gemiddelde circulatieomstandigheden.

    De dagelijkse veranderingen in de grootte en in de richting van warmtestromen van het onderliggende oppervlak naar de atmosfeer en terug zijn zeer divers en hebben een grote invloed op de verandering in de atmosferische processen zelf.

    Er zijn hypothesen volgens welke de eigenaardigheden van de ontwikkeling van warmte-uitwisseling tussen verschillende delen van het onderliggende oppervlak en de atmosfeer de stabiele aard van atmosferische processen gedurende lange tijdsperioden bepalen.

    Als de lucht opwarmt boven het abnormaal (boven normale) warme wateroppervlak van een of ander deel van de Wereldoceaan op de gematigde breedtegraden van het noordelijk halfrond, dan vormt zich een gebied met verhoogde druk (barische rug) in de middelste troposfeer , langs de oostelijke rand waarvan koude luchtmassa's beginnen over te dragen vanuit het noordpoolgebied, en langs het westelijke deel - de overdracht van warme lucht van tropische breedtegraden naar het noorden. Deze situatie kan leiden tot het aanhouden van een langdurige weersafwijking nabij het aardoppervlak in bepaalde gebieden - droge en hete of regenachtige en koele zomers, ijzige en droge of warme en sneeuwrijke winters. Bewolking speelt een zeer belangrijke rol bij de vorming van atmosferische processen door de toevoer van zonnewarmte naar het aardoppervlak te reguleren. Bewolking verhoogt het aandeel gereflecteerde straling aanzienlijk en vermindert daardoor de opwarming van het aardoppervlak, wat op zijn beurt de aard van synoptische processen beïnvloedt. Het blijkt een schijn van feedback: de aard van de atmosferische circulatie beïnvloedt het ontstaan ​​van wolkensystemen, en wolkensystemen beïnvloeden op hun beurt de verandering in de circulatie. We hebben alleen de belangrijkste van de bestudeerde "terrestrische" factoren opgesomd die de vorming van het weer en de luchtcirculatie beïnvloeden. De activiteit van de zon speelt een speciale rol in de studie van de oorzaken van veranderingen in de algemene CIRCULATIE van de atmosfeer. Hierbij moet onderscheid worden gemaakt tussen veranderingen in de luchtcirculatie op aarde in samenhang met veranderingen in de totale warmtestroom die van de zon naar de aarde komt als gevolg van fluctuaties in de waarde van de zogenaamde zonneconstante. Echter, zoals recente studies aantonen, is het in werkelijkheid niet strikt constant. De energie van de circulatie van de atmosfeer wordt continu aangevuld door de energie die door de zon wordt uitgezonden. Daarom, als de totale energie die door de zon wordt verzonden aanzienlijk fluctueert, kan dit de verandering in de circulatie en het weer op aarde beïnvloeden. Deze kwestie is nog onvoldoende onderzocht. Wat betreft veranderingen in zonneactiviteit, het is algemeen bekend dat verschillende verstoringen, zonnevlekken, fakkels, vlokken, protuberansen, enz. op het oppervlak van de zon verschijnen. Deze verstoringen veroorzaken tijdelijke veranderingen in de samenstelling van zonnestraling, de ultraviolette component en corpusculaire (dwz bestaande uit geladen deeltjes, voornamelijk protonen) straling van de zon. Sommige meteorologen zijn van mening dat de verandering in zonneactiviteit verband houdt met troposferische processen in de atmosfeer van de aarde, d.w.z. met het weer.

    De laatste verklaring vereist aanvullend onderzoek, voornamelijk vanwege het feit dat de goed gemanifesteerde 11-jarige cyclus van zonneactiviteit niet duidelijk wordt onthuld in de weersomstandigheden op aarde.

    Het is bekend dat er hele scholen meteorologische voorspellers zijn die behoorlijk succesvol zijn in het voorspellen van het weer in verband met veranderingen in zonneactiviteit.

    Wind en algemene circulatie van de atmosfeer

    Wind is de beweging van lucht van gebieden met een hogere luchtdruk naar gebieden met een lagere luchtdruk. De windsnelheid wordt bepaald door de grootte van het verschil in luchtdruk.

    Er moet voortdurend rekening worden gehouden met de invloed van de wind op de navigatie, aangezien deze ervoor zorgt dat het schip gaat drijven, golven bestormt, enz.
    Door de ongelijke verwarming van verschillende delen van de aarde is er een systeem van atmosferische stromingen op planetaire schaal (algemene atmosferische circulatie).

    De luchtstroom bestaat uit individuele wervels die willekeurig in de ruimte bewegen. Daarom verandert de windsnelheid die op elk punt wordt gemeten voortdurend in de tijd. De grootste fluctuaties in windsnelheid worden waargenomen in de nabije oppervlaktelaag. Om windsnelheden te kunnen vergelijken is als standaardhoogte 10 meter boven zeeniveau genomen.

    Windsnelheid wordt uitgedrukt in meter per seconde, windkracht in punten. De relatie daartussen wordt bepaald door de schaal van Beaufort.

    schaal van Beaufort

    Fluctuaties in windsnelheid worden gekenmerkt door een windvlaagcoëfficiënt, die wordt opgevat als de verhouding van de maximale snelheid van windstoten tot de gemiddelde snelheid verkregen in 5-10 minuten.
    Bij een toename van de gemiddelde windsnelheid neemt de windstootcoëfficiënt af. Bij hoge windsnelheden is de windstootcoëfficiënt ongeveer 1,2 - 1,4.

    Passaatwinden zijn winden die het hele jaar in één richting waaien in de zone van de evenaar tot 35 ° N. sch. en tot 30 ° S. sch. Stabiel in richting: op het noordelijk halfrond - noordoost, in het zuiden - zuidoost. Snelheid - tot 6 m / s.

    Moessons zijn winden van gematigde breedtegraden, die in de zomer van de oceaan naar het vasteland waaien en in de winter van het vasteland naar de oceaan. Bereik een snelheid van 20 m/s. Moessons brengen droog, helder en koud weer naar de kust in de winter, bewolkt in de zomer, met regen en mist.

    Breezes treden op als gevolg van ongelijkmatige verwarming van water en land gedurende de dag. Overdag staat er een wind van zee naar land (zeebries). 'S Nachts van de gekoelde kust - naar de zee (kustbries). Windsnelheid 5 - 10 m/s.

    Lokale winden ontstaan ​​in bepaalde gebieden vanwege de kenmerken van het reliëf en verschillen sterk van de algemene luchtstroom: ze ontstaan ​​als gevolg van ongelijkmatige verwarming (afkoeling) van het onderliggende oppervlak. Gedetailleerde informatie over lokale winden wordt gegeven in vaarrichtingen en hydrometeorologische beschrijvingen.

    Bora is een sterke en vlagerige wind die langs de berghelling waait. Brengt aanzienlijke koeling.

    Het wordt waargenomen in gebieden waar een lage bergrug wordt begrensd door de zee, in perioden waarin de atmosferische druk boven land toeneemt en de temperatuur daalt in vergelijking met de druk en temperatuur boven de zee.

    In het gebied van de Novorossiysk-baai werkt de bora in november - maart met gemiddelde windsnelheden van ongeveer 20 m / s (individuele windstoten kunnen 50 - 60 m / s zijn). De duur van de actie is van één tot drie dagen.

    Soortgelijke winden worden waargenomen op Nova Zembla, aan de Middellandse Zeekust van Frankrijk (mistral) en voor de noordelijke kusten van de Adriatische Zee.

    Sirocco - hete en vochtige wind van de centrale Middellandse Zee vergezeld van bewolking en neerslag.

    Tornado's zijn wervelwinden boven zee met een diameter tot enkele tientallen meters, bestaande uit opspattend water. Ze bestaan ​​tot een kwart dag en bewegen met een snelheid tot 30 knopen. De windsnelheid in de tornado kan oplopen tot 100 m / s.

    Stormwinden komen vooral voor in gebieden met een lage luchtdruk. Vooral tropische cyclonen zijn sterk, met windsnelheden van vaak meer dan 60 m/s.

    Sterke stormen worden ook waargenomen in gematigde breedtegraden. Bij het bewegen komen warme en koude luchtmassa's onvermijdelijk met elkaar in contact.

    De overgangszone tussen deze massa's wordt het atmosferische front genoemd. De passage van het front gaat gepaard met een sterke weersverandering.

    Het atmosferische front kan stilstaand of in beweging zijn. Maak onderscheid tussen warme, koude fronten en occlusiefronten. De belangrijkste atmosferische fronten zijn: arctisch, polair en tropisch. Op synoptische kaarten worden fronten weergegeven als lijnen (frontlinie).

    Een warmtefront wordt gevormd wanneer warme luchtmassa's koude lucht aanvallen. Op weerkaarten wordt een warmtefront gemarkeerd met een ononderbroken lijn met halve cirkels langs de voorkant, wijzend naar de koudere lucht en de rijrichting.

    Naarmate het warme front nadert, begint de druk te dalen, worden de wolken dikker en valt er zware neerslag. In de winter, wanneer het front passeert, verschijnen meestal lage stratuswolken. Temperatuur en vochtigheid stijgen langzaam.

    Wanneer het front passeert, stijgen de temperatuur en vochtigheid meestal snel en neemt de wind toe. Nadat het front is gepasseerd, verandert de windrichting (de wind draait met de klok mee), stopt de drukval en begint de zwakke groei, de wolken verdwijnen en de neerslag stopt.

    Een koufront wordt gevormd wanneer koude luchtmassa's warmere aanvallen (Figuur 18.2). Op weerkaarten wordt een koufront afgebeeld als een ononderbroken lijn met driehoeken langs de voorkant die naar warmere temperaturen en richting wijzen. De druk voor het front daalt sterk en ongelijkmatig, het schip bevindt zich in een zone van buien, onweer, buien en sterke golven.

    Het occlusiefront is het front gevormd door de samenvloeiing van het warme en koude front. Het wordt weergegeven door een ononderbroken lijn met afwisselende driehoeken en halve cirkels.

    Warme snit aan de voorkant

    Koude frontsnede

    Een cycloon is een atmosferische draaikolk met een enorme (van honderden tot enkele duizenden kilometers) diameter met een lage luchtdruk in het midden. De lucht in de cycloon circuleert tegen de klok in op het noordelijk halfrond en met de klok mee op het zuidelijk halfrond.

    Er zijn twee hoofdtypen cyclonen - extratropische en tropische.

    De eerstgenoemde worden gevormd in gematigde of polaire breedtegraden en hebben een diameter van duizenden kilometers aan het begin van de ontwikkeling, en tot enkele duizenden in het geval van de zogenaamde centrale cycloon.

    Tropische cycloon - Een cycloon gevormd in tropische breedtegraden, het is een atmosferische draaikolk met lage atmosferische druk in het midden met stormachtige windsnelheden. Gevormde tropische cyclonen verplaatsen zich met luchtmassa's van oost naar west, terwijl ze geleidelijk afbuigen naar hoge breedtegraden.

    Dergelijke cyclonen worden ook gekenmerkt door de zogenaamde. "Oog van de storm" - een centraal gebied met een diameter van 20 - 30 km met relatief helder en rustig weer. Jaarlijks worden in de wereld ongeveer 80 tropische cyclonen waargenomen.

    Uitzicht op een cycloon vanuit de ruimte

    Tropische cycloonpaden

    In het Verre Oosten en Zuidoost-Azië worden tropische cyclonen tyfoons genoemd (van het Chinese tai fyn - grote wind), en in Amerika - orkanen (Spaans: huracán, naar de Indiase god van de wind).
    Algemeen wordt aangenomen dat een storm bij een windsnelheid van meer dan 120 km/u in een orkaan verandert, bij een snelheid van 180 km/u wordt een orkaan een sterke orkaan genoemd.

    7. Wind. Algemene circulatie van de atmosfeer

    Lezing 7. Wind. Algemene circulatie van de atmosfeer

    Wind – dit is de beweging van lucht ten opzichte van het aardoppervlak, waarbij de horizontale component overheerst. Bij een opwaartse of neerwaartse windbeweging wordt ook rekening gehouden met de verticale component. De wind wordt gekenmerkt door: richting, snelheid en onstuimigheid.

    De oorzaak van de wind is het verschil in atmosferische druk op verschillende punten, bepaald door de horizontale barische gradiënt. De druk is niet hetzelfde, voornamelijk vanwege de verschillende graden van verwarming en koeling van de lucht en neemt af met de hoogte.

    Om de drukverdeling op het aardoppervlak weer te geven, wordt de druk uitgezet op geografische kaarten, tegelijkertijd gemeten op verschillende punten en teruggebracht tot dezelfde hoogte (bijvoorbeeld tot zeeniveau). Punten met dezelfde druk zijn verbonden door lijnen - isobaren.

    Zo worden gebieden met hoge (anticyclonen) en lage (cyclonen) druk, de richting van hun beweging voor het voorspellen van het weer, geïdentificeerd. Uit isobaren kun je de grootte van de drukverandering met de afstand bepalen.

    In de meteorologie wordt het concept geaccepteerd horizontale barische gradiënt Is de verandering in druk per 100 km langs een horizontale lijn loodrecht op isobaren van hoge druk naar lage druk. Deze verandering is meestal 1-2 hPa / 100 km.

    Luchtbeweging vindt plaats in de richting van de helling, maar niet in een rechte lijn, maar ingewikkelder, vanwege de interactie van krachten die de lucht afbuigen als gevolg van de rotatie van de aarde en wrijving. Onder invloed van de rotatie van de aarde wijkt de luchtbeweging af van de barische gradiënt naar rechts op het noordelijk halfrond, naar links op het zuidelijk halfrond.

    De grootste afwijking wordt waargenomen aan de polen en op de evenaar is deze bijna nul. De wrijvingskracht vermindert zowel de windsnelheid als de afwijking van de helling als gevolg van contact met het oppervlak, evenals in de luchtmassa als gevolg van verschillende snelheden in de atmosfeer. De gecombineerde invloed van deze krachten leidt de wind af van de helling over land met 45-55®, over de zee - met 70-80®.

    Met een toename van de hoogte neemt de windsnelheid toe en de afbuiging tot 90о op een niveau van ongeveer 1 km.

    Windsnelheid wordt meestal gemeten in m/s, minder vaak in km/h en punten. De richting wordt genomen van waar de wind waait, bepaald in punten (er zijn er 16) of hoekgraden.

    Voor het observeren van de wind wordt het gebruikt vaan, die is geïnstalleerd op een hoogte van 10-12 m. De handanemometer wordt gebruikt voor kortetermijnwaarnemingen van snelheid in veldexperimenten.

    Anemorumbometer stelt u in staat om op afstand de richting en snelheid van de wind te meten , anemorumbograaf registreert deze indicatoren continu.

    De dagelijkse variatie van de windsnelheid over de oceanen wordt bijna niet waargenomen en is goed uitgesproken over land: aan het einde van de nacht - minimaal, 's middags - maximaal. Het jaarlijkse verloop wordt bepaald door de regelmatigheden van de algemene circulatie van de atmosfeer en verschilt in de regio's van de wereld. Bijvoorbeeld in Europa in de zomer - de minimale windsnelheid, in de winter - het maximum. In Oost-Siberië is het tegenovergestelde waar.

    De richting van de wind op een bepaalde plaats verandert vaak, maar als we rekening houden met de frequentie van winden op verschillende punten, kunnen we vaststellen dat sommige vaker voorkomen. Voor deze studie van richtingen wordt een grafiek gebruikt die de windroos wordt genoemd. Op elke rechte lijn van alle punten wordt het waargenomen aantal windgebeurtenissen voor de vereiste periode neergelegd en de verkregen waarden op de punten worden verbonden met lijnen.

    De wind helpt om een ​​constante gassamenstelling van de atmosfeer te behouden, luchtmassa's te mengen, vochtige zeelucht landinwaarts te transporteren en deze van vocht te voorzien.

    Het ongunstige effect van wind voor de landbouw kan zich uiten in verhoogde verdamping van het bodemoppervlak, waardoor droogte ontstaat; winderosie van bodems is mogelijk bij hoge windsnelheden.

    Bij de bestuiving van velden met pesticiden, bij het irrigeren met sproeiers moet rekening gehouden worden met de snelheid en richting van de wind. De richting van de heersende winden moet bekend zijn bij het leggen van bosgordels, sneeuwretentie.

    Lokale wind.

    Lokale winden worden genoemd winden die alleen specifiek zijn voor bepaalde geografische gebieden. Ze zijn van bijzonder belang in termen van hun invloed op de weersomstandigheden, hun oorsprong is anders.

    briesje – winden nabij de kustlijn van zeeën en grote meren, die dagelijks een scherpe richtingsverandering hebben... In de namiddag zeebries waait van de zee naar de kust, en 's nachts - kustbries blazend van land naar zee (Fig. 2).

    Ze zijn uitgesproken bij helder weer tijdens het warme seizoen, wanneer het algemene luchttransport zwak is. In andere gevallen, bijvoorbeeld bij het passeren van cyclonen, kan bries worden gemaskeerd door sterkere stromingen.

    Windbeweging tijdens wind wordt waargenomen in enkele honderden meters (tot 1 - 2 km), met een gemiddelde snelheid van 3 - 5 m / s, en in de tropen - en meer, tientallen kilometers diep in het land of de zee doordringend.

    De ontwikkeling van wind wordt geassocieerd met de dagelijkse variatie van de temperatuur van het landoppervlak. Gedurende de dag warmt het land meer op dan het wateroppervlak, de druk erboven wordt lager en de overdracht van lucht van de zee naar het land wordt gevormd. 'S Nachts koelt het land sneller en sterker af, lucht wordt van land naar zee getransporteerd.

    De dagbries verlaagt de temperatuur en verhoogt de relatieve vochtigheid, wat vooral uitgesproken is in de tropen. In West-Afrika kan de temperatuur bijvoorbeeld met 10 ° C of meer dalen als de zeelucht naar het land stroomt en de relatieve vochtigheid met 40% stijgen.

    Winden worden ook waargenomen aan de oevers van grote meren: Ladoga, Onega, Baikal, Sevan, enz., Evenals op grote rivieren. In deze gebieden is de wind echter minder in hun horizontale en verticale ontwikkeling.

    Berg-vallei winden worden voornamelijk in de zomer waargenomen in bergsystemen en zijn vergelijkbaar met bries in hun dagelijkse frequentie. Overdag blazen ze de vallei op en langs de hellingen van de bergen als gevolg van verwarming door de zon, en 's nachts, als het afkoelt, stroomt de lucht langs de hellingen. Nachtelijke luchtbeweging kan vorst veroorzaken, wat vooral gevaarlijk is in het voorjaar tijdens de bloeiperiode van tuinen.

    Fyong –warme en droge wind die van de bergen naar de valleien waait. Tegelijkertijd stijgt de luchttemperatuur aanzienlijk en daalt de luchtvochtigheid, soms zeer snel. Ze worden waargenomen in de Alpen, in de westelijke Kaukasus, aan de zuidkust van de Krim, in de bergen van Centraal-Azië, Yakutia, op de oostelijke hellingen van de Rocky Mountains en in andere bergsystemen.

    Foeong wordt gevormd wanneer de luchtstroom de bergkam kruist. Doordat er aan de lijzijde een vacuüm ontstaat, wordt de lucht in de vorm van een wind mee naar beneden gezogen. De dalende lucht warmt op volgens de droge adiabatische wet: met 1 ° C voor elke 100 m afdaling.

    Als de lucht bijvoorbeeld op een hoogte van 3000 m een ​​temperatuur van -8 ° en een relatieve vochtigheid van 100% had, dan zal deze, naar beneden in de vallei, opwarmen tot 22 ° en de vochtigheid dalen tot 17 %. Als de lucht langs de loefhelling stijgt, condenseert waterdamp en vormen zich wolken, neerslag valt en de dalende lucht wordt nog droger.

    De duur van de haardrogers is van enkele uren tot meerdere dagen. Een föhn kan het intense smelten van sneeuw en overstromingen veroorzaken, de bodem opdrogen, de vegetatie tot aan de dood toe.

    Bora–het is een sterke, koude, windvlaag die van lage bergketens naar de warmere zee waait.

    De meest bekende bora bevindt zich in de Novorossiysk-baai van de Zwarte Zee en aan de Adriatische kust in de regio Triëst. Vergelijkbaar met boor in oorsprong en manifestatie noorden in de buurt van

    Baku, mistral aan de Middellandse Zeekust van Frankrijk, noorder in de Golf van Mexico.

    Bora treedt op wanneer koude luchtmassa's door de kustrug gaan. De lucht stroomt onder de zwaartekracht naar beneden en ontwikkelt een snelheid van meer dan 20 m / s, terwijl de temperatuur aanzienlijk daalt, soms met meer dan 25 ° C. Bora vervaagt een paar kilometer van de kust, maar kan soms een aanzienlijk deel van de zee innemen.

    In Novorossiysk wordt bora ongeveer 45 dagen per jaar waargenomen, vaker van november tot maart, met een duur van maximaal 3 dagen, zelden tot een week.

    Algemene circulatie van de atmosfeer

    Algemene circulatie van de atmosfeer– het is een complex systeem van grote luchtstromen die zeer grote luchtmassa's over de aarde vervoeren.

    In de atmosfeer nabij het aardoppervlak op polaire en tropische breedtegraden wordt een oostwaarts transport waargenomen, op gematigde breedtegraden een westwaartse.

    De beweging van luchtmassa's wordt bemoeilijkt door de rotatie van de aarde, evenals door het reliëf en de impact van gebieden met hoge en lage druk. De afwijking van de wind van de dominante richtingen is tot 70o.

    Tijdens het verwarmen en afkoelen van enorme luchtmassa's boven de aarde, worden gebieden met hoge en lage druk gevormd, die de richting van planetaire luchtstromen bepalen. Op basis van langjarige gemiddelde drukwaarden op zeeniveau zijn de volgende regelmatigheden aan het licht gekomen.

    Aan beide zijden van de evenaar bevindt zich een lagedrukgebied (in januari - tussen 15 ° N en 25 ° Z, in juli - van 35 ° N tot 5 ° S). Deze zone heet equatoriale depressie, verspreidt zich meer naar het halfrond waar het in een bepaalde maand zomer is.

    In de richting naar het noorden en zuiden ervan neemt de druk toe en bereikt deze maximale waarden in subtropische zones met hoge druk(in januari - op 30 - 32° noorder- en zuiderbreedte, in juli - op 33-37° N en 26-30° Z). Van de subtropen tot de gematigde zones daalt de druk, vooral aanzienlijk op het zuidelijk halfrond.

    De minimale druk is in twee subpolaire lagedrukzones(75-65® N en 60-65® S). Verder naar de polen neemt de druk weer toe.

    In overeenstemming met de drukveranderingen wordt ook de meridionale drukgradiënt gelokaliseerd. Het is gericht van de subtropen enerzijds - naar de evenaar anderzijds - naar subpolaire breedtegraden, van de polen naar subpolaire breedtegraden. Ook de zonale windrichting is hiermee in overeenstemming.

    Noordoost- en zuidoostelijke wind waait vaak over de Atlantische, Stille en Indische Oceaan - passaatwinden... Westerse winden op het zuidelijk halfrond, op een breedtegraad van 40-60o, buigen rond de hele oceaan.

    Op het noordelijk halfrond op gematigde breedtegraden worden westenwinden constant alleen over de oceanen uitgedrukt, en over de continenten zijn de richtingen gecompliceerder, hoewel ook westenwinden de overhand hebben.

    Oostelijke winden van poolbreedten worden duidelijk alleen waargenomen langs de rand van Antarctica.

    In het zuiden, oosten en noorden van Azië is er van januari tot juli een sterke verandering in de richting van de wind - dit zijn gebieden moessons... De oorzaken van moessons zijn vergelijkbaar met die van briesjes. In de zomer warmt het vasteland van Azië veel op en een lagedrukgebied verspreidt zich erover, waar luchtmassa's uit de oceaan stromen.

    De resulterende zomermoesson zorgt voor grote hoeveelheden neerslag, vaak van stormachtige aard. In de winter ontstaat er hogedruk boven Azië vanwege de intensere afkoeling van het land in vergelijking met de oceaan, en koude lucht verplaatst zich naar de oceaan en vormt een wintermoesson met helder droog weer. Moessons dringen meer dan 1000 km door in een laag boven het land tot 3-5 km.

    Luchtmassa's en hun classificatie.

    Lucht massa- dit is een zeer grote hoeveelheid lucht, die een oppervlakte van miljoenen vierkante kilometers beslaat.

    Tijdens het proces van algemene circulatie van de atmosfeer wordt de lucht verdeeld in afzonderlijke luchtmassa's, die lange tijd over een uitgestrekt gebied blijven, bepaalde eigenschappen verwerven en verschillende soorten weer bepalen.

    Deze massa's verhuizen naar andere delen van de aarde en brengen hun eigen weerregime met zich mee. De prevalentie van luchtmassa's van een bepaald type (types) in een bepaalde regio creëert een kenmerkend klimaatregime van de regio.

    De belangrijkste verschillen in luchtmassa's: temperatuur, vochtigheid, bewolking, stoffigheid. In de zomer is de lucht boven de oceanen bijvoorbeeld vochtiger, kouder en schoner dan boven land op dezelfde breedtegraad.

    Hoe langer de lucht boven een gebied is, hoe meer het onderhevig is aan veranderingen, daarom worden luchtmassa's geclassificeerd volgens de geografische zones waar ze zijn gevormd.

    Er zijn hoofdtypen: 1) arctisch (Antarctisch)), die zich verplaatsen van de polen, van hogedrukgebieden; 2) gematigde breedtegraden"Polar" - op het noordelijk en zuidelijk halfrond; 3) tropisch- verhuizen van de subtropen en tropen naar gematigde streken; 4) equatoriaal- worden gevormd boven de evenaar. In elk type worden mariene en continentale subtypen onderscheiden, die voornamelijk verschillen in temperatuur en vochtigheid binnen het type. De lucht, die constant in beweging is, gaat van het formatiegebied naar de aangrenzende en verandert geleidelijk zijn eigenschappen onder invloed van het onderliggende oppervlak, en gaat geleidelijk over in een massa van een ander type. Dit proces heet transformatie.

    Verkoudheid luchtmassa's zijn die welke naar een warmer oppervlak gaan. Ze veroorzaken koude rillingen in de gebieden waar ze komen.

    Wanneer ze bewegen, warmen ze op vanaf het aardoppervlak, daarom ontstaan ​​er binnen de massa grote verticale temperatuurgradiënten en ontwikkelt zich convectie met de vorming van cumulus- en cumulonimbuswolken en regenval.

    Luchtmassa's die naar een kouder oppervlak gaan, worden warm massa's. Ze brengen opwarming, maar ze worden zelf van onderaf gekoeld. In hen ontwikkelt zich geen convectie en stratuswolken overheersen.

    Naburige luchtmassa's worden gescheiden door overgangszones, die sterk naar het aardoppervlak hellen. Deze zones worden fronten genoemd.

    Naast de geografische breedtegraad is een belangrijke klimaatvormende factor de circulatie van de atmosfeer, dat wil zeggen de beweging van luchtmassa's.

    Luchtmassa's- aanzienlijke hoeveelheden troposferische lucht, die bepaalde eigenschappen heeft (temperatuur, vochtgehalte), afhankelijk van de kenmerken van het gebied van vorming en beweging als geheel.

    De lengte van de luchtmassa kan duizenden kilometers zijn en kan zich naar boven uitstrekken tot aan de bovenrand van de troposfeer.

    Volgens de bewegingssnelheid zijn luchtmassa's verdeeld in twee groepen: bewegend en lokaal. In beweging luchtmassa's, afhankelijk van de temperatuur van het onderliggende oppervlak, worden verdeeld in warm en koud. Warme luchtmassa - verplaatsen naar een koud onderliggend oppervlak, koude massa - verplaatsen naar een warmer oppervlak. Lokale luchtmassa's zijn luchtmassa's die hun geografische positie gedurende lange tijd niet veranderen. Ze kunnen persistent en onstabiel zijn, afhankelijk van het seizoen en droog en nat.

    Er zijn vier hoofdtypen luchtmassa's: equatoriaal, tropisch, gematigd, arctisch (Antarctisch). Bovendien is elk van de typen onderverdeeld in subtypen: marien en continentaal, die van elkaar verschillen in vochtigheid. De Arctische mariene massa wordt bijvoorbeeld gevormd over de noordelijke zeeën - de Barentsz- en Witte Zee, het wordt gekenmerkt, zoals de continentale luchtmassa, maar met een licht verhoogde luchtvochtigheid (zie afb. 1).

    Rijst. 1. Vormingsgebied van Arctische luchtmassa's

    Het klimaat van Rusland vormt tot op zekere hoogte alle luchtmassa's, met uitzondering van de equatoriale.

    Overweeg de eigenschappen van verschillende massa's die in ons land circuleren. Arctisch luchtmassa wordt voornamelijk gevormd boven het noordpoolgebied op de polaire breedtegraden, gekenmerkt door lage temperaturen in de winter en de zomer. Het wordt gekenmerkt door een lage absolute luchtvochtigheid en een hoge relatieve luchtvochtigheid. Deze luchtmassa domineert het hele jaar door in de Arctische zone en verplaatst zich in de winter naar het subarctische gebied. Gematigd luchtmassa wordt gevormd op gematigde breedtegraden, waar de temperatuur verandert afhankelijk van het seizoen: relatief hoog in de zomer, relatief laag in de winter. Afhankelijk van de seizoenen van het jaar hangt de vochtigheid ook af van de plaats van vorming. Deze luchtmassa domineert de gematigde zone. Gedeeltelijk op het grondgebied van Rusland dat wordt gedomineerd door tropisch luchtmassa's. Ze vormen in tropische breedtegraden en hebben hoge temperaturen. Absolute vochtigheid hangt af van de plaats van vorming en de relatieve vochtigheid is meestal laag (zie afb. 2).

    Rijst. 2. Kenmerken van luchtmassa's

    De passage van verschillende luchtmassa's op het grondgebied van Rusland bepaalt het verschil in weer. Alle "koude golven" op het grondgebied van ons land die uit het noorden komen, zijn bijvoorbeeld arctische luchtmassa's, en tropische luchtmassa's uit Klein-Azië of soms uit het noorden van Afrika komen naar het zuiden van het Europese deel (ze brengen warm, droog weer).

    Overweeg hoe luchtmassa's door het grondgebied van ons land circuleren.

    Circulatie van de atmosfeer is een systeem van bewegingen van luchtmassa's. Maak onderscheid tussen de algemene circulatie van de atmosfeer op de schaal van de hele aardbol en de lokale circulatie van de atmosfeer over individuele territoria en watergebieden.

    Het proces van circulatie van luchtmassa's voorziet het territorium van vocht en beïnvloedt ook de temperatuur. Luchtmassa's bewegen onder invloed van centra van atmosferische druk en de centra veranderen afhankelijk van het seizoen. Dat is de reden waarom de richtingen van de heersende winden, die luchtmassa's naar het grondgebied van ons land brengen, veranderen. Europees Rusland en de westelijke regio's van Siberië staan ​​bijvoorbeeld onder invloed van constante westenwinden. Ze dragen mariene gematigde luchtmassa's van gematigde breedtegraden. Ze vormen zich boven de Atlantische Oceaan (zie afb. 3).

    Rijst. 3. Beweging van mariene gematigde luchtmassa's

    Wanneer het westelijke transport verzwakt, komt de arctische luchtmassa met de noordenwinden. Het brengt een scherpe koudegolf, vroege herfst en late voorjaarsvorst. (zie afb. 4).

    Rijst. 4. Beweging van de Arctische luchtmassa

    Continentale tropische lucht op het grondgebied van het Aziatische deel van ons land komt uit Centraal-Azië of uit Noord-China, en komt naar het Europese deel van het land vanaf het schiereiland van Klein-Azië of zelfs uit Noord-Afrika, maar vaker wordt dergelijke lucht gevormd op het grondgebied van Noord-Azië, Kazachstan, het Kaspische laagland. Deze gebieden liggen in een gematigd klimaat. De lucht erboven wordt in de zomer echter erg warm en krijgt de eigenschappen van een tropische luchtmassa. Continentale gematigde luchtmassa heerst het hele jaar door in de westelijke regio's van Siberië, dus de winters zijn hier helder en ijzig en de zomers zijn behoorlijk warm. Zelfs boven de Noordelijke IJszee in Groenland zijn de winters warmer.

    Door sterke afkoeling boven het Aziatische deel van ons land ontstaat er in Oost-Siberië een gebied van sterke afkoeling (hogedrukgebied - ). Het centrum is gelegen in de regio's Transbaikalia, de Republiek Tyva en Noord-Mongolië. Zeer koude continentale lucht verspreidt zich ervan in verschillende richtingen. Hij spreidt zijn invloed uit over uitgestrekte gebieden. Een van de richtingen is het noordoosten tot aan de Chukchi-kust, de tweede - in het westen door Noord-Kazachstan en het zuiden van de Russische (Oost-Europese) vlakte tot ongeveer 50ºN. Het weer is helder en ijzig met een beetje sneeuw. In de zomer verdwijnt door de opwarming het Aziatische maximum (Siberische anticycloon) en ontstaat er een verminderde druk. (zie afb. 5).

    Rijst. 5. Siberische anticycloon

    De seizoensgebonden afwisseling van hoge- en lagedrukgebieden vormt de atmosferische circulatie van de moesson in het Verre Oosten. Het is belangrijk om te beseffen dat luchtmassa's, die door bepaalde gebieden gaan, kunnen veranderen afhankelijk van de eigenschappen van het onderliggende oppervlak. Dit proces heet transformatie van luchtmassa's... De Arctische luchtmassa, die droog en koud is en door het grondgebied van de Oost-Europese (Russische) vlakte gaat, warmt bijvoorbeeld op en in het Kaspische laagland wordt het erg droog en heet, wat de oorzaak is van droge wind.

    Aziatisch hoog, of, zoals het wordt genoemd, de Siberische anticycloon is een gebied met verhoogde druk dat zich boven Centraal-Azië en Oost-Siberië vormt. Het manifesteert zich in de winter en wordt gevormd als gevolg van afkoeling van het gebied in omstandigheden van enorme omvang en depressieverlichting. In het centrale deel van het maximum boven Mongolië en Zuid-Siberië loopt de druk in januari soms op tot 800 mm Hg. Kunst. Dit is de hoogste gemeten druk op aarde. In de winter strekt de grote Siberische anticycloon zich hier uit, vooral stabiel van november tot maart. De winter is hier zo kalm dat als er weinig sneeuw ligt, de takken van de bomen lange tijd wit worden van de "onwrikbare" sneeuw. Vorst al vanaf oktober bereikt -20 ... -30 ºС, en in januari bereikt het vaak -60 ºC. De gemiddelde maandtemperatuur daalt tot -43º, het is vooral koud in de laaglanden, waar koude zware lucht stagneert. Bij rustig weer is strenge vorst niet zo moeilijk te verdragen, maar bij -50º is het al moeilijk om te ademen, grondmist wordt waargenomen. Dergelijke vorst maakt het moeilijk voor vliegtuigen om te landen.

    Bibliografie

    1. Geografie van Rusland. Natuur. Bevolking. 1 uur 8 les / V.P. Dronov, I.I. Barinova, V. Ya Rom, A.A. Lobzhanidze.
    2. VB Pyatunin, E.A. Douane. Geografie van Rusland. Natuur. Bevolking. 8e leerjaar.
    3. Atlas. Geografie van Rusland. Bevolking en economie. - M.: Trap, 2012.
    4. VP Dronov, LE Savelyeva. UMK (educatief-methodisch pakket) "BOLLEN". Leerboek "Rusland: natuur, bevolking, economie. 8e leerjaar". Atlas.
    1. Klimatologische factoren en atmosferische circulatie ().
    2. Eigenschappen van luchtmassa's die het klimaat van Rusland vormen ().
    3. Westers transport van luchtmassa's ().
    4. Luchtmassa's ().
    5. Sfeer circulatie ().

    Huiswerk

    1. Wat voor soort luchtmassa-overdracht heerst in ons land?
    2. Welke eigenschappen hebben luchtmassa's en waar hangt het van af?